Petrografi Petrografi Laboratuvar Notları PETROGRAF İ Laboratuvar Notları 1 (MAGMAT İK PETROGRAF İ) DOKUZ EYLÜL ÜN İVERS İTES İ MÜHEND İSL İK FAKÜLTES İ JEOLOJ İ MÜHEND İSL İĞİ BÖLÜMÜ Ara ş.Gör. Yalçın ERSOY Prof. Dr. Cahit HELVACI 1. Bölüm Levha Tektoni ği Kuramına Göre Magmatik Kayaçların Yerle şimleri 1.1. Levha Tektoni ğinin Ana Hatları.................................................................................................1 1.2. Yerkürenin İç Yapısı......................................................................................................................1 1.2.1. Kabuk: ..............................................................................................................................2 Kıtasal Kabuk: ................................................................................................................2 Okyanusal Kabuk: ..........................................................................................................2 1.2.2. Manto: ..............................................................................................................................3 1.2.3. Çekirdek: .........................................................................................................................4 1.3. Levha Hareketleri ve Magmatik Aktivite.................................................................................4 1.3.1. Uzakla şan Levha Sınırları ve Magmatik Aktivite......................................................4 1.3.2. Yakla şan Levha Sınırları ve Magmatik Aktivite........................................................6 2. Bölüm Kayaç Yapıcı Mineraller 2.1. Magmatik Kayaçları Olu şturan Önemli Minerallerin Genel Özellikleri..........................8 2.1.1 Giri ş...................................................................................................................................8 A. Birincil (primer) mineraller:..................................................................................8 B. İkincil Mineraller:....................................................................................................8 C. Yabancı kökenli mineraller: :.......................................................................8 2.1.2. Kayaç Yapıcı Ana Mineral Grupları...........................................................................8 1. Silis Grubu...............................................................................................................8 2. Feldispat Grubu.......................................................................................................9 A. Alkali Feldispatlar......................................................................................9 B. Na-Ca Feldispatlar (Plajioklaslar) .........................................................12 3. Feldispatoid Grubu...............................................................................................14 4. Piroksen Grubu.....................................................................................................15 5. Amfibol Grubu......................................................................................................17 6. Mika Grubu ...........................................................................................................18 7. Olivin Grubu.........................................................................................................19 3. Bölüm Magmatik Kayaçların Sınıflandırılması 3.1. Kimyasal Sınıflandırma.............................................................................................................23 3.2. Mineralojik Sınıflama................................................................................................................24 3.2.1. Üçgen Diyagramların Kullanılması.........................................................................25 3.2.2. Üçgen Diyagramın Seçimi.........................................................................................27 3.1.3. Magmatik Kayaçların Mineralojik Bile şimlerinin Saptanması ve Yüze Tamamlama İşlemleri ile Üçgen Diyagramın Kullanılması......................................................28 3.1.4. Magmatik Kayaçların Sınıflandırılmasında Kullanılan Ayrıntılı Üçgen Diyagramlar.........................................................................................................................................31 1. Q–A–P Diyagramı (Asidik, Nötr, Alkali Bile şimli Derinlik ve Yüzey Kayaçları) ............................................................................................................................................31 2. Ol – Opx – Kpx (+P) Diyagramı..........................................................................31 3. Ol – Opx – Kpx Diyagramı...................................................................................33 4. Bölüm Magmatik Kayaçlarda Gözlenen Doku Tipleri 4.1. Kristallenme Derecelerine Göre Dokular...............................................................................35 4.1.1. Holokristalen (Tümü Kristalli) Doku......................................................................35 4.1.2. Hipokristalen Doku (Yarı Kristalli Doku) .............................................................35 4.1.3. Holohyalin (Kristalsiz/Camsı Doku) ......................................................................36 4.2. Kristallerin Büyüklüklerine Göre Doku Tipleri...................................................................36 4.2.1. Faneritik Magmatik Kayaçlar ...................................................................................36 4.2.2. Afanitik Magmatik Kayaçlar.....................................................................................37 4.2.3. Kriptokristalin Magmatik Kayaçlar.........................................................................37 4.3. Kristallerin Şekillerine Göre Doku Tipleri............................................................................37 4.4. Derinlik Kayaçlarında Gözlenen Dokular.............................................................................38 4.4.1. Alt Dokular: .................................................................................................................38 4.4.1.1. Holokristalen Panidiyomorf Doku: ..........................................................38 4.4.1.2. Holokristalen Allotrimorf Doku: ..............................................................38 4.4.1.3. Holokristalen Hipidiyamorf Doku: ..........................................................39 4.4.2. Özgül Dokular: ............................................................................................................39 4.4.2.1. Grafik Doku ..................................................................................................39 4.4.2.2. Mirmekitik Doku ..........................................................................................39 4.4.2.3. Pertit ...............................................................................................................40 4.4.2.4. Antipertit .......................................................................................................40 4.4.2.5. Poiklitik Doku................................................................................................41 4.4.2.6. Kelifitik Doku................................................................................................41 4.5. Yarı Derinlik (Damar) Kayaçlarında Gözlenen Doku Tipleri............................................41 4.5.1. Ofitik Doku: .................................................................................................................41 4.5.2. Poligonal Doku (Aplitik Doku) ...............................................................................42 4.6. Yüzey (Volkanik) Kayaçlarında Gözlenen Doku Türleri...................................................42 4.6.1. Hipokristalen Dokular................................................................................................42 A- Hipokristalen Mikrolitik Doku...........................................................................42 1. Pilotaksitik Doku.......................................................................................42 2. Trakitik Doku.............................................................................................43 3. Hyalopilitik Doku: ...................................................................................43 B- Hipokristalen Felsitik Doku: ...............................................................................43 4.6.2. Camsı Dokular: ............................................................................................................44 4.6.2.1. Perlitik Doku: ................................................................................................44 4.6.2.2. Vitrofirik Doku: ............................................................................................44 4.6.2.3. Sferolitik Doku: .............................................................................................44 4.6.2.4. Gözenekli Doku: ...........................................................................................45 4.6.2.5. Camsı Akı şkan Doku: ..................................................................................45 4.6.3. Piroklastik Dokular: ...................................................................................................46 4.6.4. Yüzey Kayaçlarında Gözlenen Özel Doku Tipleri: .............................................46 4.6.4.1. Elek (Sieve) Dokusu......................................................................................46 4.6.4.2. Körfez Yapıları: .............................................................................................46 4.6.4.3. Glomerofirik ve Glomeroporfirik Dokular................................................47 1 1. Bölüm LEVHA TEKTON İĞİ KURAMINA GÖRE MAGMAT İK KAYAÇLARIN YERLE ŞİMLER İ 1.1. Levha Tektoni ğinin Ana Hatları Özellikle 1915 de Alfred Wegener tarafından geli ştirilen, ancak o dönemde kabul görmeyen levha tektoni ği kuramına göre kıtalar yerküre üzerinde birbirlerine göre hareket etmekte; uzakla şmakta ya da yakınla şmaktadır. Son yüzyılda, gelişen teknoloji yardımı ile (gerek GPS yöntemleri gerekse okyanuslar altında gerçekle ştirilen derin sondajlar sayesinde) katı ve gevrek bir davranı ş sunan “litosferin “ (ortalama 100 km) yine katı ancak düktil bir davranı ş sunan “astenosfer” üzerinde sürüklendi ği bilinmektedir. Ancak yeryüzü alanının sabit kalması gerekti ği dü şünüldü ğünde levha sınırlarında farklı türde olayların geli şti ği akla gelmektedir. 1.2. Yerkürenin İç Yapısı Jeofizik ve jeolojinin çe şitli dallarının yaptı ğı çalı şmalar sayesinde yeryuvarının tekdüze (homojen) bir iç yapı sunmadı ğı, aksine çe şitli bile şim ve kalınlıklarda farklı katmanlardan olu ştu ğunu göstermi ştir ( Şekil 1.1). Şekil 1.1. Dünyanın fiziksel ve kiyasal bile şimine göre katmanlı iç yapısı. Yerküresini olu şturan katmanlar fiziksel ve kimyasal bile şimlerine göre farklı şekillerde incelenebilir. Fiziksel özelliklerine göre saptanabilen katmanlar litosfer, astenosfer, mezosfer ve çekirdek; kimyasal bile şimlerine göre ise kabuk, manto ve çekirdektir. Buna göre üst manto litosferin bir kısmı, astenosfer ve mezosferin bir kısmını içerir. 2 1.2.1. Kabuk: Kıtasal Kabuk: Tüm kıtaları altlayan kıtasal kabuk de ği şik kalınlıklardadır (10-70 km). Kendi içinde homojen olmayıp üst kesimlerinde (üst kıtasal kabuk) asidik (granodiyoritik-tonalitik) bile şimlere sahip iken alt kesimleinde (alt kıtasal kabuk) daha bazik bile şimlerdedir. Kimyasal açıdan başlıca SiO 2 ve Al 2 O 3 den olu şur. Mineralojik açıdan ise en çok feldispatlar yaygındır. Bolluk derecelerine göre % 12 kuvars, % 39 plajioklaslar, %12 alkali feldispatlar, % 5 mikalar, % 5 amfiboller, % 11 piroksenler ve % 3 olivinden olu şur. Alt kabu ğun bile şimi için ba şlıca üç farklı görü ş bulunmaktadır: bazaltik (gabroik bile şim); eklojitik bile şim ve granülitik bile şim. Petrografik, petrolojik ve jeokimyasal çalı şmalar alt kabu ğun granülitik bile şime daha uygun dü ştü ğünü göstermektedir. Okyanusal Kabuk: Yakla şık 6-7 km kalınlıktaki okyanısal kabuk ba şlıca bazaltik bile şimlidir. Gerek bile şim gerek kalınlık bakımından kıtasal kabu ğa göre çok daha homojen bir iç yapıya sahiptir. Okyanusal kabu ğun genelle ştirilmi ş kolon kesiti şekil 1.2’de verilmektedir. Kesitten de görülece ği gibi yapısında bazaltik-gabroik bile şimler ağırlıkta olsa da yer yer granitik kayaçlarda bulunmaktadır. Okyanusal kabuk 6 ayrı katmandan olu şur ve bu istife ofiyolit serisi adı verilir ( Şekil 1.2). Şekil 1.2: Okyanusal kabu ğun ayrıntılı kesiti (eksiksiz ofiyolit serisi). 3 Okyanusal kabukta su kütlesinin hemen altında yeralan ilk katman çört, kil gibi derin deniz sedimentlerinden olu şur ve ince bir örtü şeklinde okyanusal kabu ğu örter. Daha altta bazaltik yastık lavlar (pillow lavas) bulunur. Yastık lav katmanları okyanus ortası s ırttan uzakla ştıkça incelir. Yastık lavların hemen altında tabakalı dayk kümesi (sheeted dykes) bulunur ve yine bazaltik bile şimlidir. Daha alt kesimde izotrop yapıdaki gabrolara ve daha sonra mafik bile şimli kümülatlara geçilir. Ancak okyanusal kabu ğun izotropik gabrolardan daha derin kesimleri sismik verilerle anla şılamaz. Okyanusal kabu ğun bu derin kesimleri ancak orojenik hareketlerle kıtalar üzerine ilerlemi ş olan ofiyolit serileri üzerinde yapılan çalı şmalarla belirlenebilmektedir. Yakla şık 6 km derinlikte katmanlı yapıdaki mafik kümülatların hemen altında sismik süreksizlik zonu (sismik moho) bulunur ve ultramafik bile şimdeki kümülatlar ile mafik bile şimli kümülatları birbirinden ayırır. Yakla şık 8 km derinlikten sonra petrolojik bir fark belirir (petrolojik moho sınırı) ve peridodit türü ultramafik kayaçlara geçilir. 1.2.2. Manto: Yerkabu ğunun kabuktan itibaren çekirde ğe kadar devam eden bölümüdür. Üst ve alt manto olarak iki kısma ayrılır. Üst manto, Moho süreksizli ğinden ba şlayarak 670 km derine kadar devam eder ( Şekil 1.1). Mantonun bu kısmı, litosferin alt kısmını (litosferik manto) ve astenosferi kapsar. Mantonun mineralojik ve kimyasal bile şimi, henüz örnek alınmanın mümkün olmaması nedeniyle dolaylı verilerle spatanmaya çalı şılmaktadır. Bu veriler: - jeofiziksel veriler; - üst mantonun kısmi ergimesi sonucu olu ştu ğu dü şünülen bazaltik magmanın incelenmesi; - meteoritlerin incelenmesi; - yüksek basınç deneyleri; - şok-dalga deneyleri; - yapay pirolit modeldir. Üst mantonun büyük bir kısmını olu şturan ultramafik kayaçlar piroksen, olivin ve granat gibi %70’ den daha fazla Fe- ve Mg- zengin minerallerden yapılıdırlar. Mafik kayaçlar bazaltik bile şimdedir ve plajioklas, piroksen, olivin, amfibol ve granat gibi minerallerden yapılıdır. Manto kökenli ultramafik kayaçlar, ya ofiyolitik kompekslerde oldu ğu gibi, bulundukları yere tektonik olarak itilmi şlerdir, ya da hem kıta içi hem de okyanus içi ortamlarda geli şen silise doygun olmayan (a şırı fakir) derin manto kökenli alkalin bazaltlar veya kimberlitler içinde ksenolitler halinde yeryüzüne ula şmı şlardır. Kimyasal ve yapısal olarak en az de ği şikli ğe u ğramı ş olan en az altere ultramafik kayaç örnekleri ksenolitlerden elde edilmi ştir. İki tür ultramafik kayaç örne ği (manto parçası) bilinmektedir: (1) kimberlitler içinde yüzeye ula şan granatlı lerzolit ksenolitleri; ve (2) alkalin bazalt veya nefelinitler içinde yüzeye ula şan spinel-lerzolit ksenolitleri. 4 1.2.3. Çekirdek: Çekirde ğin iç yapısısnın belirlenmesinde yine dolaylı kayanaklar ve meteoritler kullanılmaktadır. Demirli ve nikelli meteoritlerin varlı ğından yola çıkılarak yapılan bütün çalı şmaların ortak görü şü, çekirde ğin genel olarak bir demir ve nikel karı şımından olu ştu ğudur. Zira silikatlar ve daha de ği şik bile şikler üzerinde laboratuarda deneysel olarak olu şturulan manto ko şullarında (1000 km derinli ğe denk 2100 kb basınç altında) yapılan deneyler sonucunda silikatlar da dahil bütün bile şiklerin kimyasal yapılarının bozularak yo ğun metallere ayrıldıkları belirlenmi ştir. 1.3. Levha Hareketleri ve Magmatik Aktivite Yerkabu ğunda, aynı zamanda litosferin sınırlarına kar şılık gelen ( şekil 1.3.a) levhaların birbirlerine göre hareketleri sonucunda üç tipte levha hareketi geli şir. Levhalar birbirlerine göre (a) uzakla şırlar, (b) yakla şırlar veya (c) birbirleri sınırları boyunca hareket ederler. Şekil 1.3. (a) Yeryüzündeki ba şlıca levhaların sınırları ve (b) okyanus ortası yayılma merkezleri. Daha önce de de ğinildi ği gibi yeryuvarında litosfer, manto ve iç çekirdek katı; yalnızca dı ş çekirdek sıvı fazdadır. Peki yeryüzünde meydana gelen volkanik aktivitenin kayna ğı dı ş çekirde ğe kadar inebilirmi? Dı ş çekirde ğin yeryüzüne olan mesafesi gözönünde tutuldu ğunda bu yorum anlamını yitirmektedir. Ayrıca, dı ş çekirde ğin kimyasal bile şimi ile yeryüzünde görülen lavların bile şimi arasında hiçbir benzerlik yoktur. Bir ba şka de ği şle, lavların kimyaları laboratuar deneylerine göre, dı ş çekirdek koşullarında (P, T) duraylı kalamamaktadır. Yapılan çalı şmalar magmatik aktivitelerin kayna ğının en fazla üst mantoya kadar indi ğini göstermektedir. Öyleyse magmatik aktiviteyi ba şlatacak (ba şka bir deyi şle katı olan kabuk veya üst mantonun ergimesine neden olacak) bazı i şlevlere gereksinim vardır. Bu i şlemler do ğrudan tektonizma ile yani levhaların hareketleri ile ili şkilidir. 1.3.1. Uzakla şan Levha Sınırları ve Magmatik Aktivite Uzakla şan levha sınırları levhaların birbirlerinden ters yönde ayrılarak hareket ettikleri sınırlardır. Bu tür sınırlar okyanus ortası s ırtları (okyanusal yayılma merkezleri) ve kıtasal riftleri içerir. Okyanus ortası s ırtlar mantonun konveksiyon 5 akımlarına ba ğlı olarak yükseldi ği alanlardır. Basınç azalmasına ba ğlı olarak gelişen ergime (decompression melting) magma meydana getirmekte ve olu şan magma okyanus sırtlarında yeni okyanusal kabu ğu meydana getirecek şekilde püskürmekte ve sırtın her iki yanına simetrik olarak eklenmektedir. Okyanus ortası s ırtlar okyanus tabanından yakla şık 3000 m kadar yükseklikte olabilmektedir. Okyanus tabanlarının haritalanması, bu çok büyük deniz altı da ğlarının, 2000 m den daha derin alanları s ınırlayan sırtlara sahip oldu ğunu göstermi ştir. 1960’lı y ılların ba şlarında okyanus tabanındaki sıcak akıntıların araştırılması bu akıntıların sırtın doru ğunda merkezlendi ğini ortaya koymu ştur. Sismik çalı şmalar okyanus ortası s ırtların çok sayıda depreme maruz kaldı ğını göstermektedir. Tüm bu saptamalar okyanus ortası s ırtlarda şiddetli bir jeolojik aktivitenin hakim oldu ğunu göstermektedir. Şekil 1.4 : Okyanus ortası sırtlarda magma olu şumu ile okyanusal kabuk üretimini gösteren blok diyagram. Okyanus ortası s ırtlarda (yayılma merkezleri) geli şen magmatik akivite sonucu büyük oranda bazaltik magma üretilir. Bunun nedeni direkt üst mantonun yükselerek ergimesi ve sonuçta ba şka bir malzeme ile karı şmamasıdır. Ayrıca magmatik evrim açısından ileri derecede de ği şime u ğramazlar. Bu nedenle bile şimleri üst mantoya yakınlık sunar. Aynı magmatik i şlevler sonucunda olu şturulan okyanusal kabuk kesiti (ofyolit serisi) daha önce gösterilmi ştir. Kıtasal Rift Vadileri yada Açılma zonları (Extensional Zones), kıtasal kabukta açılma deformasyonunun geli şti ği alanlardır. Bu bölgeler yeni bir yayılma merkezi olabilir ve daha sonra Kızıl Deniz örne ğinde oldu ğu gibi okyanus ortası sırtlara dönü şebilir. Genellikle mantonun, açılma zonu altından yükselmesi ile olu şmaktadırlar. Mantonun yükselmesi basınç azalması ile ergimeye ve kabuksal anateksiye neden olabilir. Kıtasal riftlere en iyi örnek Do ğu Afrika Rift Ku şağıdır. Kıtasal riftlerde gelien magmatik aktivite sonucunda kimberlit, komatit gibi ultrabazik lavlar, bunun yanında olivin-bazalt, trakit gibi potasik (K içeri ği yüksek) lavlar ortaya çıkar. Ayrıca nadir olarak karbonatitler de gözlenebilir. Görüldü ğü bazalt türü kayaçlar hem okyanusal ortamlarda hem de kıtalarda direkt olarak açılma tektoni ğine ba ğlı olarak geli şmektedir. Ancak bazalt türü kayaçların di ğer tektonik ortamlarda da meydana geldi ği ve yeryüzündeki volkanik kayaçların çok büyük bir kısmını olu şturdu ğu unutulmamalıdır. 6 1.3.2. Yakla şan Levha Sınırları ve Magmatik Aktivite Yakla şan levha sınırlarında yakla şan levhaların tiplerine göre çe şitli mekanizmalar meydana gelebilmektedir. İki okyanusal litosferin birbirine yakla ştı ğı tektonik ortamlarda bir levha di ğeri altına dalar ve ergimeye u ğrar. Ergimeye u ğrayan malzemenin yükselmesi sonucunda di ğer levha kenarında “ada-yayı” olarak isimlendirilen magmatik bir yay geli şir ( Şekil 1.5 a). Bu tür ortamlara Japon adaları örnek verilebilir. Tektonik açıdan oldukça aktif olan bu ortamlarda çok yaygın bir volkanik aktivite geli şir. Ada- yaylarında ilk volkanik aktiviteler sırasında (ada-yayı henüz genç iken) bazaltik andezit olarak isimlendirilen volkanik kayaçlar baskındır. Andezitler ikincil miktarlardadır ve daha ileri evrelerde baskın hale gelir. Okyanusal levha ile kıtasal levhanın yakla ştı ğı sistemlerde ise “kıtasal yay” olarak isimlendirilen volkank yaylar geli şir ( Şekil 1.5 b). Bunlara örnek olarak And Da ğ’ ları verilebilir. Volkanizma ve magmatizma yine kıtasal levha altına dalan okyanusal levhanın (çünkü daha yüksek yo ğunlu ğa sahiptir) ergimesi ve ergiyen malzemenin yükselmesi sonucu geli şir. Bile şim bakımından daha çok andezitler hakimdir. Bazaltlar ise ikinci plandadır. Volkanik yayların her iki türünde de volkanizmanın ileri evrelerinde dasit ve riyolit gibi asidik volkanik kayaçlar meydana gelebilmektedir. Ancak bu kayaçların magmatik evrimin i şlevlerinden (örne ğin magmatik ayrımla şma) oldukça etkilenmi ş oldukları unutulmamalıdır. Andezitik ve bazaltik ürünler genellikle lav akmalar şeklinde geli şir. Bunlara e şlik eden ve daha felsik bile şimdeki kayaçlar püskürmeler şeklinde geli şir ve piroklastik çökeller olu şturur. Yay volkaniklerinin de ği şik oranlarda lav ve kırıntılı malzemeler içeren stratovolkanlar oldukları görülür. Volkanizma oldukça şiddetli geli şir ve dı şarı büyük oranda su çıkarılır. Sismik çalı şmalar güncel yitim zonlarında magma haznelerinin 50-100 km derinlerde oldu ğunu göstermektedir. Püskürmeden önce bir kaç aylık periyotlarda 200 km’ den derin deprem odaklarının göçü magmaların günde 1-2 km yükseldi ğini göstermektedir. Yay sistemlerinin çekirdeklerini granitik batolitler olu şturmaktadır. Plütonların bile şimleri diyorit-granit aralı ğında olmasına kar şın granodiyoritler baskındır. Granodiyoritlerin baskın plütonik, bazaltik andezit ve andezitlerin ise baskın volkanik ürünler olmasını sa ğlayan iki önemli faktör görülmektedir. Bunlardan ilki magma viskozitesi, di ğeri ise bu magmaların katı fazları arasındaki farklılıkdır. Bu nedenlerden dolayı andezitik magmalar yüeye rahat ula şırken felsik bile şimli magmalar derinlerde so ğuma e ğilimindedirler. Yakla şan levha sınırlarına son örnek iki kıtasal levhanın yakla şmasıdır. Alttaki mantoya göre daha dü şük yo ğunlukta olmaları nedeniyle kıtasal levhalar birbiri altına dalamaz ve yakla şma sonucunda tam bir kıtasal çarpı şma meydana gelir. Bu tür ortamlarda kabu ğun ergimesi (anateksi) sonucu kabuk kökenli ortaç-felsik bile şimlerde volkanizma ile S-tipi olarak adlandırılan granitoidler geli şir. Dünyadaki en iyi örne ği Himalaya da ğ ku şağı olu şturmaktadır. 7 Şekil 1.5: De ği şik türde levhaların yakla şmasına göre geli şen mekanizmalar. (a) Okyanusal levha-okyanusal levha; (b) okyanusal levha-kıtasal levha; (c) kıtasal levha-kıtasal levha yakla şması. Şekil 1.6: Levha tektoni ğine göre genelle ştirilmi ş enine kesit. 8 2. Bölüm 2.1. Magmatik Kayaçları Olu şturan Önemli Minerallerin Genel Özellikleri 2.1.1. Giri ş Magmatik kayaçları olu şturan silikat mineralleri ancak X- ı şınları ile saptanabilen iç yapılarına (structure) göre sınıflandırılırlar. En temel silikat yapısı, merkezde bir Si atomu ile bunu uzayda çevreleyen dört adet O atomlarından (düzgün dörtyüzlü, tetraedr) olu şur (SiO 4 ). Silikat türleri de bu tetraedrlerin aralarına de ği şik atomlar da alarak dizilmesi ile olu şur. Magmatik kayaçları olu şturan mineraller ve bu minerallerin yerkabu ğunu teşkil eden tüm kayaçların bile şimindeki miktarları şu şekildedir: Feldispatlar……………......%60 Kuvars..................................%12 Amfiboller............................% 8 Piroksenler………………...% 8 Mika grubu mineralleri…..% 4 Olivin………………………% 3 Demiroksit mineralleri.......% 3 Di ğerleri................................% 2 Kayaç yapıcı mineraller çe şitli özelliklerine göre sınıflandırılabilir. Örne ğin kayaç içindeki önemleri göz önünde tutularak: A. Birincil (primer) mineraller: Kayaç olu şumu ile e ş ya şlı meydana gelen minerallerdir. 1. Ana Mineraller: Kayaç içerisinde en bol miktarlarda bulunarak kayacın esas özelliklerini belirlerler. Kayaç yapıcı ana mineraller 7 grupta toplanır. Her grubun en önemli özelliklerine ve minerallere daha sonra ayrıntılı olarak de ğinilecektir. 2. Yan (tali) mineraller: Apatit, sfen, topaz, ve zirkon gibi kayaç içerisinde çok az miktarlarda bulunan mineralledir. B. İkincil Mineraller: Ev sahibi kayacın katıla şmasını yada olu şumu takip eden süreçlerde çe şitli dönü şümler (örne ğin alterasyon) sonucu ortaya çıkan mineraller olup kayacın geçirdi ği evreler hakkında bilgi verir. C. Yabancı kökenli mineraller: Kökensel bakımdan kayaç ile ilişkisi olmayan minerallerdir. Lavların içerisinde ksenolit olarak adlandırılan yan kayaçlara ait mineraller bu gruptadır. 2.1.2. Kayaç Yapıcı Ana Mineral Grupları 1. Silis Grubu Magmatik kayaçlar içerisinde en çok bulunan silis mineralleri kuvars (heksagonal), tridimit (ortorombik) ve kristobalittir (tetragonal). Asidik bile şimli derinlik ve yüzey 9 kayaçlarında en çok kuvarsa rastlanırken tridimite yüzey kayaçlarında (örne ğin bazı trakitler) rastlanır. Kristobalit ise çok yaygın de ğildir. Magmatik petrografi laboratuarı kapsamında incelenecek olan kayaç örneklerinde yalnızca kuvars görülecektir. Kuvarsın en belirgin özellikleri: - El örneklerinde genellikle saydam ve grimsi renklerde olup buz görünümüne sahiptir. - Dilinim özelli ği olmadı ğından parlak ve düzgün bir yüzey sunamaz. Bu özellikleri ile feldispatlardan rahatlıkla ayrılabilir. - Dü şük sıcaklıklarda kristalle şip ilk olu şan mineraller arasındaki bo şlukları doldurdu ğu için genelde öz şekilsizdir (anhedral). El örneklerinde bu özelli ği kullanılarak kendilerine benzerlik sunan feldispatlardan ayırt edilebilir. - Kayacın çatlak ve gözeneklerinde ikincil mineral olarak büyümü ş kalsit mineralinden sertli ği yardımıyla ayrılır. - İnce kesit örneklerinde genelde öz şekilsiz, düzensiz çatlaklı, yüzey kayaçlarında bazen kenarlarından itibaren kemirilmi ş (körfez yapısı) ve yuvarlatılmı ş şekillerdedir. - Gri-sarı tonlarında giri şim rengine sahiptir. Tek optik (+) eksenlidir. - Mikroskop tablası döndürüldü ğünde sönmesinin çok ani oldu ğu görülür. - Ayrı şma sunmadı ğından paralel nikolde temiz bir yüzey sunması ile feldispatlardan ayırt edilebilir. 2. Feldispat Grubu Feldispatlar potasyum, sodyum ve kalsiyum olmak üzere üçlü sistemde incelenirler. Sodyumlu uç üyeleri Albit (Ab), kalsiyumlu uç üyeleri anortit (An) ve potasyumlu uç üyeleri ortoklasdır (Or) (yada sanidin, mikroklin). Na ve Ca feldispatlar (Na-Ca Feldispatlar) plajioklas serisi olarak tanımlanır. Bu durum Na ve Ca’un feldispatların yapısına her oranda karı şarak girebilmelerinden (birbirlerinin yerine geçebilmelerinden) kaynaklanır. K ise Na ile yüksek sıcaklıklarda yer de ği ştirebilirken Ca ‘un yerine ise neredeyse hiç geçemez. Buna göre feldispatlar, uç bile şenleri K, Na ve Ca olan üçgen bir bile şim diyagramı çizilerek sınıflandırılabilir ( Şekil 2.3). Bundan ba şka baryumlu feldispatlar (Ba[Al 2 Si 2 O 8 ]) “selsiyan” olarak isimlendirilir. Adularya ise damar kayaçlarında görülen bir türüdür. A. Alkali Feldispatlar ...................................................................(K, Na)[AlSi 3 O 8 ]: Ortoklas: [Monoklinik, Ç.O.E. (-)] Monoklinik sistemde kristallenir. Daha çok derinlik (plütonik) kayaçlarda görülür. - El örneklerinde kırmızı, pembe, kahverengi ya da beyaz olabilir. Kırmızı tonlarındaki rengi karakteristik olmasına kar şın beyaz olanları plajioklaslas ile karı ştırılabilir. Bu durumda ı şı ğa tutulur ve ı şı ğı yansıtması yoluyla karlsbad ikizlerine bakılır. 10 - //N de renksiz görülür. Pleokrizma göstermez. Ayrı şma nedeniyle yüzeyinde geli şen kil mineralleri yüzünden //N de kirli bir görünüm sunar. Bu özelli ği ile kuvarstan ayrılabilir. - Anhedral ve subhedral (yarı öz şekilli) kristal şekillerine sahiptir. - En önemli özelli ği karlsbad ikizi sunmasıdır. İkiz bireyleri arasındaki ikiz düzlemi plajioklaslardaki gibi düz bir hat de ğildir. - Çift kırınım de ğeri dü şük olup gri-beyaz arasında giri şim renklerine sahiptir. - Rölyefi dü şüktür. Sanidin: [Monoklinik, Ç.O.E. (-)] Monoklinik sistemde kristallenir. Daha çok volkanik kayaçlarda görülür. - Ayrı şma sunmaması nedeniyle //N’de ortoklasın aksine temiz bir yüzey sunar. Pleokrizma göstermez. - Optik eksenleri arasındaki açı daha dü şüktür. - Volkanik kayaçlarda genelde euhedral (öz şekilli) fenokristaller halindedir. - Dü şük çift kırınım de ğerlerine sahip olup gri-beyaz giri şim renkleri sunar. - Rölyefi dü şüktür. Şekil 2.1: Sanidin fenokristaline ait (a) //N ve (b) +N görüntüleri. Mikroklin: Triklinik sistemde kristalle şen mikroklin alkali feldispatların en dü şük sıcaklık mineralidir. El örneklerinde ayırmak mümkün olmadı ğından ancak mikroskop altında kafes ikizlenmesi özelli ği ile tanınır. Granitoid, foyitdit ve siyenitoid türü kayaçlarda ve pegmatitlerde gözlenir. - Ayrı şma nedeniyle //N’ de bulanık bir görünüme sahiptir. - Anhedral ve subhedral kristaller halinde gözlenir. - Çift kırınım rengi ve rölyefi di ğer feldispatlara benzer. 11 Şekil 2.2: Mikroklin kristaline ait (a) //N ve (b) +N görüntüleri. Anortoklas: [Triklinik, Ç.O.E. (-)] Volkanik ve hipabisal (yarı derinlik) kayaçlarında gözlenir. - Anhedral yada euhedral kristaller halinde olabilir. - //N’de renksiz olup pleokrizma göstermez. - Mikroklin benzeri kafes ikizlenmesi sunsa da ikiz lamelleri çok daha incedir. - Optik eksenleri arasındaki açının 50 0 olması ile di ğer alkali feldispatlardan ayrt edilebilir. Şekil 2.3. Feldispatların sınıflama diyagramları: (a) yüksek sıcaklıklarda düzensiz (disordered) feldispatlar; (b) dü şük sıcaklıklarda faz ayrılmalarına ba ğlı ortaya çıkan ve mikroskopta te şhis edilebilen düzenli (ordered) feldispatlar. Kesiksiz çizgi katı çözeltinin geli şebildi ği alanı ayırmaktadır. 12 B. Na-Ca Feldispatlar (Plajioklaslar) ........................Na[AlS İ 3 O 8 ]-Ca[Al 2 Si 2 O 8 ]: Triklinik sistemde kristallenirler. Ç.O.E. (+) veya (-) olabilirler Na ve Ca uç üyeleri arasında dü şük sıcaklıklarda dahi her oranda karı şım sunarlar ( Şekil 2.3). Bu nedenle Na ve Ca’un her oranda karı şımını içeren bir çok ara terime sahiptirler (Albit, oligoklas, andezin, labrador, bitovnit ve anortit). Na’lu uç üyeleri albit (asidik); Ca’lu uç üyeleri anortittir (bazik). Bir kayaç içindeki plajioklas mineallerinin türleri anortit (yada bazen albit) yüzdesine göre ifade edilir. Örne ğin An 40 terimi plajioklasın %40 oranında anortit (yani Ca) ve %60 oranında albit (yani Na) içerdi ğini gösterir. Felsik kayaçlardaki plajioklasların An oranı bazik kayaçlara göre dü şüktür. Plajioklasların bile şimleri mikroprop yöntemleri ile belirlenir. Bundan ba şka optik özelliklerinden (sönme açılarından) yararlanılarak An miktarları saptanabilir. Hem derinlik hem de yüzey kayaçlarında önemli bir bile şendir. - El örneklerinde mat beyaz renkleri karakteristiktir. - Dilinim sunmaları nedeniyle makroskopik örneklerinde ı şı ğı tam yansıtması ile görülen düzgün yüzeyler boyunca kırılmı şlardır. Gri-beyaz renkli plajioklaslar bu özellikleri ile kuvarstan ayırtedilebilir. - //N’de pleokrizma göstermezler ve renksizdirler. Ancak ayrı şma nedeniyle topra ğımsı bir görünüm kazanabilirler. - Dü şük rölyefe sahiptirler. - Anhedral, subhedral ve euhedral kristal şekillerine sahip olabilirler. - Sunmu ş oldukları polisentetik ikizlenme sayesinde kolayca tanınabilirler. - İkiz düzlemleri oldukça düzgündür. - Dü şük rölyeflidirler. Plajioklasların türleri sönme açılarından yararlanıarak bulunabilmektedir ( Şekil 2.5 ve 2.6). Ancak en kesin sonuçlar kimyasal analizler yardımıyla elde edilir. Mikroskop yardımı ile plajioklasların cinsi saptanırken albit yasasına göre ikizlenmi ş plajioklasların sönme açıları bulunur. Ancak bu i şlem için (010) yüzeyine dik kesitlerin bulunması gerekir. Bu yüzeyler saptanırken dikkat edilmesi gereken özellikler şunlardır: - İkiz sınırları kesin olmalı ve bir çizgi halinde olmalıdır. - Kristalin her iki ikiz lamelindeki sönme ikiz sınırlarına göre simetrik ve aynı büyüklükte olmalıdır. - İkiz sınırları haç kıl ile paralel getirildi ğinde mineralde ikizlenme izlerinin kaybolması gerekir. Bu durumda mineral ya tamamen gri yada tamamen açık gri görülecektir. Bu özellikleri sa ğlayan polisentetik ikizli plajioklas kristalinin Şekil 2.5 (C ve D) de görüldü ğü gibi mikroskop tablasının sa ğa ve sola çevrilmesi yardımıyla a 1 ve a 2 açıları ölçülür. Bu iki açı arasındaki farkın maksimum ± 5 0 olması gereklidir. Açılar farkı 5 0 den küçük ise aritmetik ortalamaları alınır. Elde edilen de ğer ikiz sönme 13 açısıdır. Bu açı şekil 2.6 da gösterilen diyagrama dü şürülerek An oranı bulunmu ş olur. Diyagramda dikkat edilirse 20 0 ve daha küçük açıların çizgiyi iki noktada kesti ği görülür. E ğer mineral Ç.O.E (+) ise diyagramın sol tarafı, Ç.O.E (-) ise sa ğ tarafı kullanılır. Şekil 2.5: (A) c ekseni ile kıl haç arasında 45 0 lik açı yapacak şeklinde normal aydınlanmanın sa ğlanması. (B) C ekseni ile kıl haçın paralel duruma getirilerek giri şim renklerininn aynı oldu ğu durumun saptanması; (C) Mikroskop tablasının sa ğa ve sola çevrilerek her iki ikiz lamelindeki sönme açısının saptanması. Şekil 2.6: Plajioklasların maksimum sönme açılarına göre An içeri ğinin sdaptanmasında kullanılan diyagram. 14 Şekil 2.7. Cam bakımından zengin hamur içinde (a ve b) polisentetik ikizli plajioklas fenokristalleri (+N, X40). 3. Feldispatoid Grubu Silisçe fakir, alkali bile şenlerce zengin magmalardan itibaren kristalle şen feldispatoid grubu mineralleri birincil kuvars ile hiçbir zaman birlikte gözlenmezler. Nefelin volkanik ve plütonik kayaçlarda, lösit volkanik kayaçlarda gözlenir. Feldispatoid grubu mineraller mineralojik benzerliklerinden çok petrografik özellikleri nedeniyle bir grup altında toplanırlar. Nefelin: [Hegzagonal, T.O.E (-)] ...................................................................KNa 3 [AlSiO 4 ] 4 - Dü şük rölyefi, prizmatik görünümlü euhedral kristal şekilleri, //N’de renksiz olu şları ve koyu gri girişim renkleri ile mikroskopta kolay ayırt edilebilirler. - Euhedral kristallerin c eksenine dik kesitleri altıgen, paralel kesitleri kareye yakın görünümdedir. - İkizlenme göstermez. Paralel sönme gösterir. Şekil 2.8: Bazalt içinde görülen nefelin fenokristalleri. 15 Lösit: [Pseudokübik-tetragonal, İzotrop. (+)] ..................................................KAlSi 2 O 6 Lösit kristallerine yalnızca tefrit, fonolit, lösitit gibi volkanik kayaçlarda ve bunların piroklastiklerinde rastlanır. Damar kayaçlarında ise nadiren görülür. Metamorfik ve plütonik kayaçlarda gözlenmez. - Volkanik kayaçların makroskopik örneklerinde soluk sarı-krem renklerinde ve öz şekilli kristaller şeklinde görülür. - İnce kesitlerde //N’de renksiz, +N’ de izotrop olması nedediyle herzaman siyah görülür. Şekil 2.9: Lösit fenokristalleri. +N’de lösit tanelerinin izotropik özellileri nedeniyle siyah görünmelerine dikkat ediniz. 4. Piroksen Grubu Piroksenler kayaç yapıcı ferromagnezyen (mafik) minerallerin en önemli toplulu ğunu olu şturur. Neredeyse magmatik kayaçların her tipinde duraylı fazlar şeklinde gözlenir. Piroksenler hem ortorombik hem monoklinik mineraller şeklinde bulunurlar. Ortorombik mineralleri ortopiroksen olarak adlanır. Bunlar mikroskopta dik (orto) sönmeleri ile tanınır. Klinopiroksenler ise e ğik (klino) sönme gösterirler. Ortopiroksenler (Mg,Fe) SiO 3 şeklinde gösterilen basit kimyasal serilere sahiptir. Monoklinik piroksenler ise son derece karma şık bir kimyaya sahiptirler. Bir çok klinopiroksen CaMgSi 2 O 6 -CaFeSi 2 O 6 -MgSi 2 O 6 -Fe 2 Si 2 O 6 uç üyelerinden olu şan dörtlü sistemde incelenir. A) Mg-Fe Piroksenler: a. Ortopiroksenler (Enstatit-Ferrosilit)...................................(Mg,Fe) 2 Si 2 O 6 ) b. Klinoenstatit-Klinoferrosilit................................................ (Mg,Fe) 2 Si 2 O 6 ) c. Pijonit...........................................................................(Mg,Fe +2 Ca)(Mg,Fe +2 ) B) Ca Piroksenler: a. Diyopsit- Hedenberjit........................................................(Ca(MgFe) Si 2 O 6 b. Ojit.......................................................................(CaMgFe +2 Al) 2 (Si,Al) 2 O 6 C) Ca- Na Piroksenler: a. Omfasit........................................................(Ca,Na)(Mg,Fe +2 ,Fe +3 Al) Si 2 O 6 b. Ejirin-Ojit.........................................................(Ca,Na)(Mg,Fe +2 ,Fe+ 3 ) Si 2 O 6 D) Na Piroksenler: a. Jadeit................................................................................................NaAl Si 2 O 6 b. Kozmoklor......................................................................................NaCr Si 2 O 6 16 c. Ejirin..............................................................................................Na Fe 3 Si 2 O 6 E) Li Piroksenler: a. Spodumen.........................................................................................LiAlSi 2 O 6 Piroksenler bazik ve ultrabazik kayaçlarda (bazen ortaç ve alkali kayaçlarda) gözlenen mafik bir mineraldir. Bu nedenle koyu renkli kayaçlarda görülürler. - El örneklerinde piroksenler koyu ye şil-siyah renklerde görülür. Bile şimlerine ba ğlı olarak de ği şik renklerde de görülebilir. - Birbirine dik yönde geli şmi ş iki yönlü mükemmel dilinimleri sayesinde parlak ve düzgün dilinim yüzeyleri gösterirler. - //N’de yüksek rölyefi ve kahverengimsi rengiyle kolayca tanınır. - Kendisine benzeyen amfibol grubu minerallerden c eksenine dik yönde alınmı ş kesitlerde 90 0 lik dilinimleriyle ayrılırlar. C eksenine paralel yönlü kesitlerde ise tek yönlü dilinimleri görülür ( Şekil 2.10). - Çift optik eksenli olup + yada – optik i şaretli olabilirler. - Ejirin ve ejirinojit minertalleri di ğer piroksenlerden ye şil renkleri, küçük sönme açıları ve ejirinin (-) optik i şareti olması ile ayrılır. - Enstatitler di ğer klinopiroksenlerden açık pembeden ye şile de ği şen pleokrizamaları ile ayrılır. Şekil 2. 10. Tamamen bronzit minerallerinden olu şan bir piroksenit (ultrabazik bir kayaç) (// ve + N). //N’de yüksek rölyefe dikkat ediniz. Şekil 2.11. Hipersten, plajioklas ve opak minerallerden olu şan gabro örne ği. 17 5. Amfibol Grubu Amfibol grubu mineraller ortaç ve asidik bile şimli derinlik ve yüzey kayaçlarında görülen mafik minerallerden biridir. Asidik yada ortaç bile şimli kayaçlar kristallenirken bünyelerinde barındırdıkları en mafik üye amfiboller (biyotit ve bazen piroksenler) oldu ğundan daha felsik mineraller arasında genellikle euhedral kristaller halinde bulunur. Ancak ayrı şmaya karşı olan direnci birlikte bulundu ğu di ğer minerallere oranla daha dü şük olması nedeniyle çabuk ayrı şır ve ço ğu zaman demir-oksitler tarafından ornatılır. Bu şekilde bazen amfibolün kristal şekline sahip demir-oksit pseudomorfları (yalancı şekilli) olu şur ( Şekil 1.13). Magmatik kayaçlardagörülen en önemli amfibol grubu mineralleri hornblend (monoklinik) ve lamprobolitdir. Hornblend mineralleri genelde asidik-ortaç kayaçlarda, lamprobolit (bazik amfibol) mineralleri ise ortaç ve bazik kayaçlarda görülür. Bunlardan ba şka metmorfik kayaçlarda görülen önemli amfiboller tremolit, aktinolit ve gloukofandır. a. Hornblend [Monoklinik, Ç.O.E. (-,+)]..........(Na,K) 0-1 Ca 2 (Mg,Fe 2+ ,Fe 3+ ,Al) 5 Si 6- 7.5 Al 2-0.5 O 22 (OH) 2 b. Lamprobolit[Monoklinik, Ç.O.E. (-,+)]...................................(Oldukça de ği şken) - El örneklerinde siyah renkli olup ince uzun çubuksu kristaller halinde gözlenirler. Bu özellikleri ile diğer siyah renkli mineral olan biyotitten rahatlıkla ayrılır. Piroksenlerden ise daha ince ve koyu renkli olması ile ayrılır. - Kristal şekilleri ile ayrılamaması durumunda kendine benzeyen biyotitlerden levhamsı özelliklerinin olmayı şı ile ayırtedilebilir. - İnce kesitlerde hornblendler ye şil ( Şekil 2.12), lamprobolitler kahverengi pleokrizma renklerine sahiptir. - Aralarında 120 0 bulunan iki yönlü mükemmel dilinimleri sayesinde biyotitlerden ve çift kırınımlarının birbirine benzedi ği piroksenlerden rahatlıkla ayrılabilir ( Şekil 2.12). Şekil 1.12: Hornblend mineralleri. Aralarında 120 0 lik açı bulunan iki yönlü dilinimlere dikkat ediniz. 18 Şekil 1.13: Tamamen opakla şmı ş bir amfibol pseudomorfu. 6. Mika Grubu Mika grubu mineralleri fiziksel ve kimyasal özellikleri bakımından oldukça de ği şenlik sunsa da şekil yapı bakımından tabakalı silikatlar grubuna girmeleri nedeniyle benzer özellikler gösterirler. Tüm mika mineralleri tek yönde mükemmel dilinim gösterirler. - Biyotit [Monoklinik, Ç.O.E. (-)] .............................K 2 (Mg,Fe +2 ) 6-4 (Fe 3+ Al,Ti) 0-2 [Si 6-5 Al 2- 3 O 20 ](OH,F) 4 Ortaç ve felsik (asidik) bile şimli kayaçlarda (ayrıca metamorfik kayaçlarda da) gözlenen ferromagnezyen (mafik) bile şimli bir mineraldir. Mg’lu uç üyesi flogopit, Fe’li uç üyesi siderofillitdir. - Makroskopik örneklerde parlak siyah renklerde ve özellikle volkanik kayaçlarda euhedral kristal formlarında (düzgün altıgen şeklinde görülür) görülür. - Mika minerali olması nedeniyle pul şeklinde ayrılır. Bu özelliği ile kendisine benzeyen amfibollerden kolayca ayırt edilir. - İnce kesit örneklerinde //N’de görülen kahverengi pleokrizması karakteristiktir ( Şekil 2.14 ve 2.15). - Yüksek giri şim renklerine sahiptir ve kedi gözü sönmesi gösterir. - Tek yönde mükemmel dilinim sunar ( Şekil 2.15) - Mafik mineral olması nedeniyle kolayca altere olur ve tıpkı amfibollerde oldu ğu opak görünümlü bir agregat halini alır. Opasitle şme denilen bu bozunma türü ile çok küçük taneli ojit, olivin, manyezit, spinel ve sanidin meydana gelir. 19 Şekil 1.14. Granit kesitinde (a) //N’de koyu kahverengi renk sunan biyotit (b) 45 0 saat yönünde çevrildi ğinde ye şilimsi kahverengi renklerine bürünmekte. Tek yönde gözlenen dilinime dikkat ediniz (X40). Şekil 1.15. Kahverengi pleokrizma sunan ve tek yönde dilinimleri oldukça iyi gözlenen bir biyotit örne ği (//N, X40). 7. Olivin Grubu Ortorombik simetride kristalle şen olivin grubu minerallerden (Mg,Fe)-olivinlerde (plajioklasların üyelerinde oldu ğu gibi) Mg 2 SiO 4 (Forsterit, Fo) ve Fe 2 SiO 4 (Fayalit, Fa) uç üyeleri arasında tam bir katı çözelti olu ştururlar. Ayrıca Fe ve Mn olivinler arasında da sürekli bir seri bulunmaktadır. (Bowen tepkime serilerinde plajioklaslar gibi “kesiksiz tepkime serileri” olu ştururlar ve magmada ilk kristalle şen minerallerdir). Ultrabazik ve bazik kayaçlarda görülen önemli bir mafik mineraldir. Dünit adı verilen ultrabazik kayalar %90-100 olivinden olu şur ( Şekil 2.17). Dolomitik kireçta şlarının bölgesel ve kontak metamorfizmaları s ırasında yüksek dereceli metamorfizma ko şullarında forsterit bakımından zengin olivinler olu şur. Olivinlerin kimyasal bile şimleri -plajioklaslarda An (anortit) cinsinden oldu ğu gibi- içerisinde barındırdı ğı forsterit (Fo) yüzdesi ile (yada Fa yüzdesi ile) ifade edilir. Örne ğin Fo 47 şeklindeki bir ifade mineralin % 47 forsteritten, % 53 fayalitten olu ştu ğunu gösterir. 20 Olivin [Ortorombik, Ç.O.E. (Fo: +, Fa: -)]…………...........…...……………(Mg, Fe) 2 SiO 4 Dünit ve peridodit gibi ultrabazik kayaçların ana bile şenini olu şturan olivinler genellikle Fo 96 ve Fo 87 bile şimlerine sahiptir. Spinel-lerzolitlerde ve granat- peridoditlerde (üst manto kayaçları) olivin bile şimi Fo 82 olabilir (Fe bakımından daha zengin). Gabroik kayaçlardaki olivinler ise Fo 80 -Fo 50 bile şim aralı ğındadır. Bazik kayaçlarda demir bakımından daha zengin olivinler bulunur. Ultrabazik bile şimli yüzey kayaçları olan komatitik lavlarda ise Fo 94 -Fo 85 gibi magnezyum bakımından çok zengin olivinler gözlenir. Demirce zengin olivinler çok nadiren de olsa alkali ve asidik bile şimli hem hipabisal (yarı derinlik) hem de plütonik (derinlik) kayaçlarda görülür. Bazı granitlerde, riyolitlerde obsidyenlerde ve trakitlerde fayalite rastlanmaktadır. Magmanın so ğumasında ilk kristallendi ği için çok çabuk bozunmaya u ğrar. Hidrotermal alterasyona ve dü şük dereceli metamorfizma etkilerine oldukça hassastır. Alterasyon ürünlerinden en önemlileri, serpantin ve iddingsittir. İddingisit, smektit klorit ve götit/hematit karı şımı bir agregat olup kırmızımsı kahverengi renklerine sahiptir. Olivince zengin kayaçların metamorfizması sürecinde en önemli ürün serpantindir. Mg bakımından zengin olivinlerin ba şlıca alterasyon ürünleri lizardit, krizotil ve antigorit (bu mineraller serpantin polimorflarıdır), talk ve karbonatlardır. Bazı olivinlerin, magmadan ayrıldıktan sonra silis bakımından zenginle şen magma ile tekrar reaksiyona girerek kenarlarında ortopiroksenler olu şur. Bu durumda çevresi piroksen ancak çekirde ği olivin olan (kalıntı, relict) minerallere rastlanır. K bakımından zengin atık çözeltiler ile reaksiyona girerse çevresinde biyotit geli şir. Gabrolarda plajioklaslar ile reaksiyona girerek mineral dokanaklarında kelifitik doku geli şir. - Derinlik kayaçlarına ait el örneklerinde (örne ğin dünit, peridodit, troktolit) ye şil renkli agregatlar şeklinde görülür. Kristal sınırları gözle görülmez. Yüzey kayaçlarında ise (örne ğin olivin-bazalt, Şekil 2.17-a) euhedral fenokristallerinin hamur içinde yüzdü ğü rahatça görülür.Bu örneklerde genellikle camsı parlaklıkta ve ye şil renklerdedir. - İnce kesit örneklerinde //N’de genelde renksiz görülür ( Şekil 2.16a). Fayalit bakımından zengin olanlar oksidasyon sonucu ye şilimsi sarı renkler sunabilir. - Öz şekilli kristalleri altıgen yada sekizgen şekillere sahiptir ( Şekil 2.17-b). - Rölyefinin çok yüksek olu şu tanınmasında kullanılan önemli bir özelli ğidir. - Çift kırınım de ğerleri yüksek olup 2. sıranın ye şil ,mavi, turuncu, pembe gibi parlak renklerini sunar ( Şekil 2.16 ve 17). - Mg bakımından zengin olivinler diyopsit ile karı ştırılabilir, ancak piroksenlerin iki yönde geli şmi ş mükemmel dilinimleri sayesinde ayırt edilebilir. 21 Şekil 2.16. Bazalt içerisinde gözlenen olivin örne ği (a) //N’de renksiz ve yüksek rölyefi, (b) yüksek çft kırınım renkleri sunmaktadır. Şekil 2.17. (a) İkincil kalsit olu şumları dı şında tamamen olivinden olu şan bir dünit örne ği (+N) Yüksek giri şim renklerine dikkat ediniz.. (b) kenarlarından itibaren iddingsitle şme sunan euhedral olivin kristalleri. Kesitin sa ğ alt kesiminde piroksen (titanojit) görülmekte (X375, +N). 22 3. Bölüm MAGMAT İK KAYAÇLARIN SINIFLANDIRILMASI Magmatik kayaçları öncelikle yerle şim derinli ğine göre sınıflamak gerekir. Daha sonra hesaplanacak olan mineralojik bile şimler yardımıyla, yerle şim derinli ğine göre diyagramlar kullanılarak isimlendirme yapılır. Magmatik kayaçların yerle şim derinlikleri, göstermi ş oldukları dokusal özellikler yardımıyla belirlenir. Bir kayacın doku türü, minerallerin büyüklük, şekil ve dizilme biçimlerini anlatır. Ayrıntılı dokusal sınıflamalara 4. bölümde de ğinilecektir. İlk olarak en temel doku türleri ile yerle şim derinli ğinin belirlenmesi anlatılacaktır. Ergiyik haldeki silikat karı şımı olan magma so ğumaya ba şladı ğında Bowen Tepkime Serilerine göre kristallenmeye ba şlar. Olu şan kristallerin büyüklükleri do ğrudan so ğuma hızı ile ilişkilidir. So ğuma hızını ise derinlik kontrol eder. Öyleyse derinlerde so ğuyup katıla şan kayaçlar (plütonlar) yava ş so ğudukları için iri kristallere sahiptir. Bir di ğer önemli özellikleri ise ergiyikteki tüm fazların kristallenebilmesi için yeterli süre bulundu ğundan “tümü kristalli” (holokristalen) olmalarıdır. Magma e ğer katıla şamadan yeryüzüne çıkma şansı bulursa (volkanizma) kristallenebilmek için yeterli süre bulamadı ğından (yani hızlı so ğudu ğundan) küçük kristallere sahip olacak, hatta kristallenemeden katıla şan cam yada hamura (matris) sahip olacaktır (hipokristalen doku). Ço ğu yüzey kayacı, yüzeyde meydana gelen hamur içinde yüzer konumlu iri kristaller içerir. Bu mineraller magmanın derinlerde henüz yeryüzüne çıkmadan önce so ğumaya ba şlaması nedeniyle ortaya çıkan ve yukarı ta şınan ilk so ğuma ürünleridir. Cam yada hamur içinde fenokristal içeren volkanik kayaçlar iki so ğuma evresini yansıtırlar ve gösterdikleri doku “porfirik” olarak isimlendirilir. Yeryüzüne yakın yerlerde kristalle şen kayaçlar ise “yarı derinlik kayacı” (damar kayacı, hipabisal kayaçlar) olarak isimlendirilirler. Bu kayaçlar holokristalen dokuda olsalar bile göstermi ş oldukları özgün doku türleri (ofitik ve poligonal dokular) ile kolayca ayırt edilebilirler. Tablo 3.1. Magmatik Kayaçların doku türlerine göre yerle şim derinlikleri. Doku Türü Yerle şim Derinli ği Kayaç Örne ği Holokristalen Derinlik Granit, Dünit Hipokristalen Yüzey Andezit, Riyolit Ofitik Doku Damar kayacı Diyabaz Poligonal Doku Damar Kayacı Aplit Bir kayacın kimyasal analizi sayesinde ana (major) element ve iz (trace) element içerikleri elde edilir. Ana elementler kayaç yüzde a ğırlık cinsinden ifade edilir (örne ğin SiO2, K2O, CaO vb). % 0.1 den daha dü şük konsantrasyona sahip olan iz elementler ise (Th, Cs, La vb) milyonda bir kısım (ppm) cinsinden ifade edilir. Günümüzde hem ana element oksitlerine göre hem de iz element içeriklerine göre sınıflama yapılmaktadır (örne ğin SiO 2 -K 2 O+Na 2 O diyagramı). Sa ğlıklı adlamalar jeokimyasal verilere göre yapılmasına kar şın arazi sınıflandırmaları kimyasal analizin mümkün olmaması nedeniyle mineralojik bile şime göre yapılır. 23 !!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!! ÖNEML İ NOT !!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!! Aynı kimyasal bile şime sahip iki kayaç farklı yerle şim derinlikleri nedeniyle farklı mineralojik bile şim, farklı renk ve farklı dokulara sahip olabilir. Örne ğin granit ve riyolit aynı kimyada olmalarına kar şın mineralojik ve dokusal özellikleri ve böylelikle görünümleri çok farklı olabilir. 3.1. Kimyasal Sınıflandırma Kimyasal analizlere dayanılarak bir çok diyagram geli ştirilmi ştir ancak bunlara burada de ğinilmeyecektir. En temel kimyasal sınıflama kayacın “kimyasal bile şimi” olarak da isimlendirilen SiO 2 içeriğine göre yapılan sınıflandırmadır. Magmatik kayaçlar yüzde a ğırlık cinsinden (%wt) silis içeri ğine göre: Asidik SiO 2 : >%66 Ortaç (yada nötr) SiO 2 : 52-66 şeklinde sınıflanır. Bazik SiO 2 : 45-66 Ultrabazik SiO 2 : <45 Silis bakımından (SiO 2 içeri ği) fakir olan magmatik kayaçlar Fe ve Mg içeriklerinin yüksek olması nedeniyle “mafik” ; SiO 2 içeri ği yüksek olan magmatik kayaçlar ise “felsik” olarak isimlendirilir. Mafik yada ultramafik kayaçlar koyu renkli (siyah, ye şil), felsik kayaçlar ise açık renklidir. Ancak anortozit olarak isimlendirilen bazı ultrabazik kayaçlar mafik yada ultramafik de ğildir. Bu kurala uymayan ba şka kayaç türleri de vardır. Tablo 3.2. Magma tiplerine göre yakla şık mineral içerikleri. Magma Çe şitleri ve Yakla şık Mineral Bile şimi Magma Tipi Kayaç Rengi Yakla şık Mineral İçeri ği Örnek Kayaç İsmi Asidik / Felsik Beyaz, Kırmızı, Pembe vb Kuvars, ortoklas, plajioklas, biyotit ve amfibol Granit Ortaç Ara renkler Oligoklas-Andezin türü plajioklas, amfibol, bazen piroksen Diyorit, Andezit Bazik / Mafik Koyu gri, siyah Piroksen, bazik plajioklas, bazen olivin Gabro Ultrabazik / Ultramafik Siyah, Ye şil Olivin ve/veya piroksen Dünit, Harzburjit, Piroksenit !!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!! ÖNEML İ NOT !!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!! Bir kayacın “silis” (SiO 2 ) içeri ği ile “serbest kuvars” içeri ği aynı şey de ğildir. Kayaç, içerisinde hiç serbest kuvars olmadı ğı halde %60 (wt) SiO 2 içerebilir. Bu durum kayaç yapıcı di ğer minerallerin de SiO 2 içermesinden kaynaklanır. Mineralojik olarak %97 olivin, %2 piroksen ve %1 opak minerallerden yapılı bir ultrabazik bir kayaç örneğin % 40 (wt) SiO 2 içeriyor olabilir. Özellikle volkanik kayaçları kimyasal olarak adlarken kullanılan diyagramlardan birisi de Le Maitre ve di ğ. (1989) tarafından 24,000 altere olmayan kayaç örne ğinin analizi yapılarak gerçekle ştirilen toplam alkali-silis diyagramıdır ( Şekil 3.1). 24 Şekil 3.1. Volkanik kayaçların toplam alkali-silis içerikleri temelinde kimyasal sınıflaması (Le Maitre ve di ğ., 1989). 3.2 Mineralojik Sınıflama Mineralojik sınıflama ve kimyasal sınıflama aynı şeyler olmasa da yakından ilişkilidir. Bir magmatik kayacın mineralojisini kimyası belirler. Yani bir magma ergiyi ğinin eğer kimyasal bile şimi biliniyorsa, bu malzeme katıla ştı ğında kazanacak oldu ğu mineraloji tahmin edilebilir. Kayacın mineralojik bile şimi, olu ştu ğu magmanın kimyasına oldu ğu kadar, yerle şim derinli ği (so ğuma hızı) gibi di ğer bazı faktörlere de ba ğlıdır. Arazi gözlemleri sırasında bir magmatik/volkanik kayacın do ğru adlandırılabilmesi öncelikle seçilen örne ğin taze olmasına (yani alterasyona u ğramadan ilksel mineralojisini yansıtmasına) ve ana kayacı temsil etmesine ba ğlıdır. Daha önce de ğinilen 7 kayaç yapıcı ana mineral gruplarının her birinin iyi bilinmesi gerekir. Makroskopik olarak bir kayaçta dikkati çeken ilk özellik renktir. Kayacın rengi do ğrudan mineralojisine ba ğlıdır*. Yukarıda de ğinildi ği gibi bazik ve ultrabazik kayaçlar içerdikleri olivin ve piroksen gibi koyu renkli minerallerin baskın olması nedeniyle siyah ve ye şil renklerde gözlenirler. Kayacın silis miktarı arttıkça felsik mineral oranı da artaca ğından rengi giderek açılacaktır. Örne ğin granit felsik bir kayaç olup açık renklidir. Açık renkli olması plajioklas, ortoklas ve kuvars gibi minerallerin baskın olmasından kaynaklanır. Neredeyse tamamen olivinden yapılı dünit ise ultramafik bile şimli olup ye şil renklerde gözlenir. Magmatik kayaçların mineralojik sınıflamaları, kö şelerinde belirli minerallerin gösterildi ği üçgen diyagramlarda yapılır. !!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!! ÖNEML İ NOT !!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!! * kayacın rengini belirleyen mineral bile şimidir. Faneritik (tümü kristalli, holokristalen) bir kayacın rengi tamamen mineralojisine ba ğlıdır, ancak afanitik (yarı kristalli, hipokristalen) bir kayacın rengini büyük ölçüde hamur (yada matris) belirleyece ği için böyle bir sınıflamaya gitmek do ğru olmaz. Siyah matrise sahip andezit mafik yada bazik de ğildir. Obsidyenlerin ço ğu siyah olmasına kar şın tamamen asidik ve felksikdir. Bu durumda kayacın yerle şim derinli ği tekrar önem kazanmaktadır. 25 3.2.1. Üçgen Diyagramların Kullanılması Üçgen diyagramlara geçmeden önce iki bile şene sahip karı şımların bile şimlerinin nasıl gösterildi ğine de ğinelim. A ve B gibi iki bile şenden olu şan bir karı şım iki bile şenli olup bir do ğru üzerinde ifade edilebilir. Do ğrunun herhangi bir ucuna yakla şıldı ğında o ucu simgeleyen bile şenin oranı artar ve sonunda %100 olur. Di ğer taraftan di ğer bile şen % 0 olacaktır. Ancak dikkat edilmesi gereken husus toplamın her zaman için 100 olmasıdır. Karı şımda % 72 A olması demek B bile şeninin % 28 oranına sahip olması demektir. Şekil 3.2. İki bile şenli bir karı şıma ait bile şimin grafiksel gösterimi. Karı şım içinde üç bile şen olması halinde üçgen diyagramlar kullanılır. Aynı şekilde, üçgenin her kö şesi bir bile şeni simgeler. Üçgen içerisindeki bir noktanın her bir kö şeye olan uzaklı ğı, o kö şeye ait bile şenin oranını verir. Kö şeye yakla ştıkça oran %100’e yakla şır. Bile şimi belli olan bir karı şımı üçgen diyagramda, her bile şenin karı şımdaki oranı her kö şenin karşısındaki kenardan (A noktası için BC kenarı) kö şeye do ğru artacak şekilde o kenara çizilen paralellerin kesi şim noktası simgeler. Üçgenin a ğırlık merkezindeki bir noktada her bile şen e şit oranda karı şmı ş demektir. Şekil 2.3. de % 50 A, % 10 B ve % 40 C bile şenlerinden olu şan bir karı şım örne ği gösterilmi ştir. Üçgen diyagramlarda da dikkat edilmesi gereken en önemi hususlardan birisi oranların toplamının 100 olmasıdır. Aksi durumda her bile şen için kenarlara çizilen paraleller bir noktada kesi şmeyecek ve üçgen içerisinde bir nokta de ğil bir üçgen olu şacaktır. 26 Şekil 3.3. Üçgen diyagramların kullanılması. Alı ştırma: 1. Yandaki üçgen diyagramda noktalar ile gösterilen bile şimleri bulunuz. 2. % 20 A + % 80 B; % 75 A + % 1 B + % 24 C; % 100 B; % 80 A + % 20 C; bile şimlerini üçgen diyagram üzerinde gösteriniz. 27 2.1.2. Üçgen Diyagramın Seçimi Magmatik kayaçları üçgen diyagramlarda sınıflarken üçgenin kö şelerine konulacak mineraller kayacın kimyasal bile şimine göre seçilir. Daha önce hazırlanmı ş olan diyagramların içleri alanlara bölünmü ş ve isimlendirilmi ştir. Buna göre kayaç hangi alana dü şüyorsa o ismi alacaktır. Asidik, ortaç ve alkali* bile şimdeki derinlik ve yüzey kayaçları için Q-A-P (kuvars, alkali feldispat, plajioklas) üçgen diyagramı kullanılır. Ayrıca feldispatoyid minerallerini içeren alkali kayaçlar için A-P-F (alkali feldispat, plajioklas, feldispatoyid) diyagramı hazırlanmı ştır. Bu iki diyagram ayrı ayrı gösterilebilece ği gibi P ve F bile şenlerinin ortak olması nedeniyle A-P-F diyagramının ters çevrilip Q- A-P diyagramı ile birlikte de gösterilebilir ( Şekil 2.4). !!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!! ÖNEML İ NOT !!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!! * Siyenit ve Monzonit gibi kayaçlar SiO2 içerikleri % …… arasında olmasına ra ğmen asidik yada ortaç şeklinde de ğil, alkali içeriklerinin yüksek olması nedeniyle “alkali” olarak nitelendirilir. Aynı şekilde feldispatoyid mineralleri içeren Fonolitoid, Tefritoid ve Foiditoid grubu kayaçlarda alkali karakterdedir. Bazik ve Ultrabazik bile şimli kayaçlar için ise Ol – Opx - Kpx (Olivin, Ortopiroksen, Klinopiroksen) üçgenleri kullanılır. Ancak bazik bile şimli kayaçları ultrabazik bile şimli kayaçlardan ayıran plajioklas (P) mineralinin varlı ğı nedeniyle, üçgenin kö şeleri Ol+P – Opx+P – Kpx+P şeklinde gösterilir, yada yazım kolaylı ğı açısından üçgenin yanına “+P” yazılır ( Şekil 2.5 ve 2.6). Çeşitli kayaçlar için hangi üçgenin seçilece ği tablo halinde a şağıda verilmi ştir. Tablo 3.3. Mineral içeriklerine bakarak üçgen diyagram seçimi. Karakteristik Mineraller Di ğer Mineraller Kayacın karakteri Kullanılacak Diyagram Örnek (Yüzey) (Derinlik) Q var (> %10) Prx, Ol yok ±P, ±A, ±Biy, ±Amf, AS İD İK Q- A - P Granit Granodiyorit Riyolit Dasit ORTAÇ Q – A - P Diyorit Andezit Q < %10 A yada P çok fazla ±P, ±A, ±Biy, ±Amf, ±opak, ±prx ALKAL İ Q – A - P Siyenit Trakit Q yok F var ±P, ±A, ±Biy, ±Amf, ±opak, ±prx ALKAL İ Q – A – F (ters üçgen) Foyidit Lösitit Q yok , P var Prx fazla (Opx / Kpx) P, Biy, ± Ol BAZ İK Ol - Opx - Kpx (+Plajioklas) Gabro Bazalt P yok Prx ve/veya Ol Tamamen Prx, tamamen Ol yada bu iki mineralin farklı oranlarda karı şımı ULTRABAZ İK Ol – Opx - Kpx Peridodit Kimberlit (Q: kuvars; P: Plajioklas; A: Alkali Feldispat; F: Feldispatoyid; Biy: Biyotit; Prx: Piroksen; Opx: Ortopiroksen; Kpx: Klinopiroksen; Ol: Olivin) 28 !!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!! ÖNEML İ NOT !!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!! Bazaltlar ve gabrolar bazik bile şimli kayaçlar olmalarına ra ğmen plajioklas içeriklerinin yüksek olması, kuvars ve alkali feldispat içermemeleri nedeniyle Q–A–P üçgeninde P kö şesinde çıkarlar. Aynı alanda diyoritler ve andezitler de bulunur. Bazaltlar (Gabro) ve Andezitler (Diyorit) Arasındaki Ayrım: Bazaltlar genelde siyah renkli olmalarına rağmen bazı örneklerin ilk bakı şta andezit mi yoksa bazalt mı oldu ğunun belirlenmesi kolay olmayabilir. Hem andezitler (diyoritler) hem de bazaltlar (gabrolar) Q-A-P üçgeninde Alkali feldispat ve kuvars içermediklerinden (yada çok az barındırdıklarından) P kö şesine yakın yerlerde çıkacaklardır. Bazalt ve Andezitleri ayırmanın di ğer yöntemleri: - Kimyasal analizlerden elde edilen silis içeri ği en sa ğlıklı ayrımı sa ğlar. SiO 2 > 52 ANDEZ İT S i O 2 < 52 BAZALT - Plajioklasların türleri: An > 50 (~55-60: Labrador) BAZALT An < 50 (~40: Oligoklas, Andezin) ANDEZ İT Bu ayrım, plajioklasların zonlu yapı sunmaları gibi nedenlerden dolayı her zaman do ğru olmayabilir. Ancak laboratuar ve arazi ko şullarında bunların belirlenmesinin zor hatta imkansız olması nedeniyle el örneklerinde yada ince kesitlerde piroksen, biyotit ve amfibol içeriklerine bakılır. Amfibol + Biyotit > Piroksen ANDEZ İT; Piroksen > Amfibol + Biyotit BAZALT 3.1.3. Magmatik Kayaçların Mineralojik Bile şimlerinin Saptanması ve Yüze Tamamlama İşlemleri ile Üçgen Diyagramın Kullanılması Daha önceki konularda üç bile şenli bir karı şımın (burada kayacın) bile şimini üçgen grafikte nasıl gösterilece ği anlatılmı ştı. Magmatik kayaçlarda ise bile şen sayısı bir olabildi ği gibi 5 yada 6 olabilir. Bu durumda bile şenlerden (mineral fazlardan) hangilerinin kullanılaca ğına kara verilmeli ve di ğer mineraller yok sayılarak asıl minerallerin (üçünün) de ğerleri toplamı yüze tamamlanmalıdır. Bu konuyu örnekler yardımıyla açıklayalım. 29 Örnek 1. 1. Adım Kayaç örne ğimiz holokristalen (tümü kristalli) doku göstersin. Bu durumda yerle şim yeri “derinlik” olacaktır. 2. Adım Kayaç içerisinde kuvars mineralleri gözlenmekte. Yani kayaç “asidik” bile şimlidir. Kullanılacak diyagram Q – A – P diyagramı olup derinlik kayaçları için adlama yapılacaktır. 3. Adım Mineralojik bile şimi: Kuvars: ……………………….%41 Alkali Feldispat (Ortoklas) :..%25 Toplam %83 Plajioklas:…………………….%17 Toplam %100 Biyotit:………………………....% 9 Amfibol:…………..…………...% 8 Üçgende kullanılacak minerallerin yüze tamamlanmı ş de ğerleri: Kuvars: 83 41 ise 100 X X= %50 (kuvars) Ortoklas: 83 25 ise 100 X X= %30 (ortoklas) Plajioklas 83 17 ise 100 X X= %20 (plajioklas) Bu de ğerler Q–A –P diyagramında gösterildi ğinde granit alanına dü ştü ğü görülür. Örnek 2. 1. Adım Kayaç örne ğimiz hipokristalen (yarı kristalli) doku göstersin. Bu durumda hamur içerdi ği için yerle şim yeri “yüzey” olacaktır. 2. Adım Kayaç içerisinde bol miktarda plajioklas mineralleri gözlenmekte. Kayaçta kuvars olmadı ğından ve Biyotit + Amfibol toplam yüzdesi piroksenden az oldu ğu için kayaç “bazik” bile şimlidir. Bu durumda kullanılacak diyagram Q – A – P yada bazik üçgen diyagramıdır. Adlama yapılırken yüzey kayaçları seçilecektir. 30 3. Adım Mineralojik bile şimi: Plajioklas: ……………...……..%40 Alkali Feldispat (Sanidin) :.…% 0 Toplam %4 Kuvars:………..……………….0 Toplam %100 Piroksen:……………….……....%11 Amfibol:…………..…….……...% 1 Biyotit…………………………..% 2 Hamur………………………….%46 Üçgende kullanılacak minerallerin yüze tamamlanmı ş de ğerleri: Kuvars: 40 0 ise 100 X X= %0 (kuvars) Ortoklas: 83 0 ise 100 X X= %0 (ortoklas) Plajioklas 83 40 ise 100 X X= %100 (plajioklas) Bu de ğerler Q–A –P diyagramında gösterildi ğinde P kö şesinde çıktı ğı görülür. Kayaç içindeki Piroksen oranı Amfibol + Biyotitten fazla oldu ğu için kayaç bazalttır. Bu örnek ayrıca bazik üçgene de dü şürülebilir. Olivin içeri ği % 0 oldu ğundan Opx- Kpx çizgisi üzerinde çıkacaktır. Ancak bu i şlem, kayaç yüzey kayacı oldu ğu için tercih edilmez. 31 3.1.6. Magmatik Kayaçların Sınıflandırılmasında Kullanılan Ayrıntılı Üçgen Diyagramlar 1. Q–A–P Diyagramı (Asidik, Nötr, Alkali Bile şimli Derinlik ve Yüzey Kayaçları) Şekil 3.4. Q-A-P-F diyagramı. Bu diyagram Q-A-P ve A-P-F diyagramı şeklinde ayrı ayrı gösterilebilir. Açıklama için tablo 3.4.e bakınız. 32 Tablo 3.4. Q-A-P üçgenindeki alanların açıklamaları. Alan Numarası DER İNL İK KAYAÇLARI YÜZEY KAYAÇLARI Silise Doygunluk 1 ---- ---- ---- 2 Alkali feldispat Granit Alkali Feldispat Riyolit 3 Granit Riyolit 4 Granodiyorit 5 Tonalit Granitoidler Dasit Riyolitoidler ve Dasitoidler 6 Alkali kuvars-Siyenit Alkali kuvars-Trakit 7 Kuvars-Siyenit Alkali-Trakit 8 Kuvars-Monzonit Kuvars-Latit 11 Alkali Siyenit Alkali-Trakit 12 Siyenit Trakit 13 Monzonit Siyenitoidler Latit Trakitoidler Kuvars Monzodiyorit : An < 50 Kuvars-Latit andezit : An < 50 9 Kuvars Monzogabro : An > 50 Kuvars-Latit bazalt : An > 50 Kuvars Diyorit : An < 50 Kuvars-Andezit : An < 50 10 Kuvars Gabro : An > 50 Kuvars Toleyit : An > 50 Monzodiyorit : An < 50 Latit Andezit : An < 50 14 Monzogabro : An > 50 Latit bazalt : An > 50 Diyorit : An < 50 Andezit : An < 50 15 Gabro : An > 50 Diyoritoidler, Gabroidler, Anortozitler Bazalt : An > 50 Andezitoidler ve Bazaltoidler Silise Doygun (Silica-saturated) ve A şırı Doygun (Silica-oversaturated) 16 Foyidli siyenit (Foyayit) Fonolit 17 Foyidli monzosiyenit (Plajiyofoyayit) Tefritik Fonolit Foyidli Monzodiyorit : An < 50 18 Foyidli Monzogabro : An > 50 Esseksit Fonolitik Tefrit Foyidli Diyorit : An < 50 19 Foyidli Gabro : An > 50 Teralit Tefrit, Bazanit 20 Foyidit Lösitit Fonolitoidler, Tefritoidler veFoiditoidler Silise Doygun Olmayan (Silica-undersaturated) 33 2. Ol – Opx – Kpx (+P) Diyagramı (Bazik bile şimli derinlik kayaçları) Şekil 3.5 Ol-Opx-Kpx (+P) diyagramı. 3. Ol – Opx – Kpx Diyagramı (Ultrabazik Derinlik Kayaçları) Şekil 3.6. Ol-Opx-Kpx diyagramı. Görüldü ğü gibi bazik ve ultrabazik kayaçların sınıflandırılması için hazırlanan üçgen diyagramlarda yüzey kayaçları yer almamakta, sadece derinlik kayaçları gösterilmektedir. Bazik bile şimli yüzey kayacı bazalt olarak isimlendirilecektir. Bazı hallerde bazaltlar olivin fenokristalleri içerebilir. Bu durumda kayacın adı “olivin- bazalt” olarak anılmalıdır. Ultrabazik yüzey kayaçları ise sınıflandırma dı şında tutulmaktadır. Çok nadir olarak gözlenen bu kayaçlara örnek olarak elmas içermesi açısından önem ta şıyan Kimberlit ve komatit lavları örnek olarak verilebilir. Alan Kayaç İsmi 1 Troktolit 2 Ortopiroksenli Troktolit 3 Klinopiroksenli Troktolit 4 Olivinli Norit 5 Olivinli Gabro-Norit 6 Olivinli Gabro 7 Norit 8 İki Piroksenli Gabro 9 Gabro Alan Kayaç İsmi 1 Dünit 2 Harzburjit 3 Lerzolit 4 Verlit 5 Olivinli Ortopiroksenit 6 Olivinli Vebsterit 7 Olivinli Klinopiroksenit 8 Ortopiroksenit 9 Vebsterit 10 Klinopiroksenit 34 Şekil 3.7. Bowen tepkime serilerine göre magmatik kayaçların genelle ştirilmi ş sınıflaması ve genel özellikleri. 35 4. Bölüm MAGMAT İK KAYAÇLARDA GÖZLENEN DOKU T İPLER İ 4.1. Kristallenme Derecelerine Göre Dokular Kristallenme derecesi so ğuma süresine ve böylelikle yerle şim derinli ğine ba ğlıdır. Temel Dokular 4.1.1. Holokristalen (Tümü Kristalli) Doku Magmatik kayanın olu ştu ğu silikat ergiyi ği tamamen kristallenebilecek süreyi bulmu ştur. Bu tür dokular derinlik kayaçlarında (Plütonlarda) gözlenir. Ayrıca bazı yarı derinlik kayaçları da tümü kristalli olmalarına kar şın özgün dokuları ile derinlik kayaçlarından ayrılırlar ( Şekil 4.1 ve 4.4). Şekil 4.1. Holokristalen dokulu granit örne ğinin mikroskopta görünümü (X14; +N). 4.1.2. Hipokristalen Doku (Yarı Kristalli Doku) Volkanik kayaçlarda (yüzey kayaları) görülen bu temel dokuda, so ğuma süresinin kısa olması nedeniyle hem kristallenmi ş hem de kristallenemeyen kısımlar söz konusudur. Derinlerden yükselen bir magmada so ğuma i şlemi sürekli oldu ğu için ilk andan itibaren kristallenme olayı ba şlar. Kayaçta, hamur içinde gözlenen iri kristaller (fenokristal) derinde olu şan fazlardır. Hamur kısmı ise yüzeyde ani so ğuma sonucu kristallenemeyen kesimi ifade eder. Fenokristaller çok iri yada ufak olabilir. İçinde bulundu ğu malzeme kriptokristalin (mikroskopta dahi görülemeyecek boyutlardaki kristaller) minerallerden olu şan hamur (yada matris) olabildi ği gibi ani so ğuma ile tamamen camla şmı ş (volkanik cam) bir malzeme de olabilir. Şekil 4.2, 4.5, 4.15, 4.16 ve 4.17’yi inceleyiniz. 36 Şekil 4.2. Hipokristalen dokuda, plajioklas, biyotit ve opak mineral içeren dasit örne ği (X20; //N ve +N). +N’de cam malzemenin izotropik özelli ği nedeniyle siyah göründü ğüne dikkat ediniz. 4.1.3. Holohyalin (Kristalsiz/Camsı Doku) Tamamen camdan olu şan bu doku da yüzeydeki lavın ani so ğuması sonucu meydana gelen temel bir doku türdür. Şekil 4.3. Holohyalin dokulu pek ştayn (asidik bir lav türü) (X12, //N). 4.2. Kristallerin Büyüklüklerine Göre Doku Tipleri Magmatik kayaçlarda, mikroskopla dahi görülemeyecek (kriptokristalin) tanelerden birkaç metreyi bulan tanelere kadar de ği şen kristal büyüklükleri gözlenebilir. Tane boyutlarına göre: 4.2.1. Faneritik Magmatik Kayaçlar Taneleri gözle görülebilen kayaçlardır. Genelde derinlik kayaçları için kullanılır. Şekil 4.4. Faneritik taneli bir granit el örne ği (Aynı zamanda holokristalen dokuludur). 37 4.2.2. Afanitik Magmatik Kayaçlar Taneleri mikroskopla görülebilen kayaçları ifade eder. Hamur yada cam içeren yüzey kayaçları için kullanılır. Şekil 4.5. Afanitik dokulu (porfirik dokuda) bir andezit örne ğinin mikroskoptaki görünümü (X23, //N ve +N). Kayaçtaki fenokristaller plajioklas, amfibol (hornblend) ve piroksen (ojit). Porfirik Doku: Kristal taneleri aynı büyüklükte olmayan, bir kısmı di ğerlerine oranla çok iri olan kayaç dokusudur. Yarı derinlik ve yüzey kayaçlarında görülür. 4.2.3. Kriptokristalin Magmatik Kayaçlar Kristal Taneleri mikroskopla dahi görülmeyen kayaçları ifade eder. Şekil 4.6. Kriptokristalin dokulu bir riyolit (X72, //N). %100 Kristal %100 Cam Holokristalen Hipokristalen Holohyalin 4.3. Kristallerin Şekillerine Göre Doku Tipleri Magma so ğumaya ba şladı ğında Bowen tepkime serisine göre kristallenmeye ba şlayacaktır. Yüksek sıcaklıklarda ilk kristalle şen mineraller sıvı faz içerisinde serbest bir ortamda kristallenecekleri için öz şekilli biçimde büyüyebileceklerdir. 38 Öz şekilli kristallere “idiomorf” (euhedral) kristal adı verilir. İdiomorf kristaller kendilerine özgün geometrik şekilleri (kristal formlarına göre) ile tanınırlar ( Şekil 4.5, 4.7 ve 4.13). Kendine özgün kristal şeklini kısmen gösteren yarı öz şekilli kristallere ise “hipidiyamorf” (subhedral) kristal adı verilir (4.5 ve 4.13). Magma kristalle şmesinin son evrelerinde (dü şük sıcaklıklarda) oluşan mineraller ise daha önce olu şmu ş olan katı fazlar arasındaki bo şlukları dolduracaklarından öz şekilsiz olacaktır. Bu kristallere “ksenomorf” (anhedral) kristal adı verilir (4.2, 4.12). 4.4. Derinlik Kayaçlarında Gözlenen Dokular. 4.4.1. Alt Dokular: 4.4.1.1. Holokristalen Panidiyomorf Doku: Minerallerin bir ço ğunun idiomorf oldu ğu alt doku türüdür. Nadir bir doku olup lamprofir grubu kayaçlarda gözlenebilir. Şekil 4.7. İdiomorf tanelerden olu şan hornblendit (tamamen hornblentten olu şan bir kaya türü) (X7, //N). 4.4.1.2. Holokristalen Allotrimorf Doku: Minerallerin önemli bir kısmının ksenomorf oldu ğu alt doku türüdür. Ultrabazik derinlik kayaçlarında (örne ğin dünit, piroksenit) ve yarı derinlik kayacı olan aplitlerde yaygındır. 39 Şekil 4.8. Tamamen ksenomorf (anhedral) tanelerden olu şan peridodit örne ği (X27, //N ve +N). 4.4.1.3. Holokristalen Hipidiyamorf Doku: Yavaş so ğuma sonucu ortaya çıkan bu dokuda hem idiomorf hem de ksenomorf taneler vardır. Mineraller Bowen tepkime serilerindeki sıralarına göre kristalle şir ve ilk olu şanlar idiomorf tanelerdir. Yaygın olan bu doku asidik derinlik kayaçlarında gözlenir. 4.4.2. Özgül Dokular: 4.4.2.1. Grafik Doku Genelde alkali feldispatlar ile kuvarslar arasında gözlenen bu dokuda alkali feldispatlar içinde aynı optik yönelime sahip kuvars inklüzyonları (kapanım) söz konusudur. El örneklerinde ve mikroskopta gözlenebilir. Granitoidlerde yaygın gözlenir. Şekil 4.9. Grafik doku, granit (X3). 4.4.2.2. Mirmekitik Doku Feldispatlar ile kuvars arasındaki metasomatik (madde alı şveri şi) olaylar sonucu geli şir. Kuvars kristalleri feldispat içinde solucan görünümlü inklüzyonlar şeklindedir. Granitoidlerde sık rastlanılır. 40 Şekil 4.10. Mirmekitik doku, granit (X37, //N ve +N). 4.4.2.3. Pertit Ancak yüksek sıcaklıklarda katı çözelti olu şturabilen albit (Na-Feldispat) ve ortoklas (K-Feldispat) karı şımı so ğudu ğunda bir kısmı K di ğer kısmı ise Na bakımından zengin olan ve kristaleografik olarak birbirine göre yönlenmi ş iki ayrı feldispat fazına ayrılır (eksolüsyon). Pertit yapıları K-feldispatlar içindeki Na-feldispat (albit) eksolüsyonlarından meydana gelir. Şekil 4.11. Pertit Dokusu. Mikroklin kristali içinde albit eksolüsyonları, pegmatit (X16, +N). 4.4.2.4. Antipertit Antipertit yapıları plajioklas kristalleri içindeki potasyumca zengin feldispat eksolüsyonlarından olu şur. Şekil 4.12. Plajioklas kristalleri içinde alkali feldispat (ortoklas) inklüzyonlarından olu şan antipertit yapısı (Tonalitik Gnays, X20, +N). 41 4.4.2.5. Poiklitik Doku Bir minerale ait iri bir kristal içinde ba şka minerallerin optik yönelimsiz geli şi güzel inklüzyonlar halinde bulunması ile olu şur. Bir çok kayaç türünde görülebilen bu doku kayacın kristallenme sırasının belirlenmesi açısından önem ta şır. Şekil 4.13. Euhedral ve subhedral biyotit ve plajioklas kristalleri açık gri renkte görülen K- feldispat tarafından çevrelenmi ş durumdadır (+N). 4.4.2.6. Kelifitik Doku İlksel bir mineral çevresinde, ortam ko şullarının (basınç-sıcaklık) de ği şmesi durumunda olu şan tepkimeler sonucu geli şir. Mineral çevresindeki taç “tepkime ku şağı” olarak isimlendirilir. Örne ğin bir olivin minerali çevresinde kendisinden türeyen piroksen, amfibol, spinel ve mika gibi mineraller gözlenebilir. Genellikle bazik kayaçlarda olivin ve plajioklas mineralleri arasında geli şir. 4.5. Yarı Derinlik (Damar) Kayaçlarında Gözlenen Doku Tipleri Tane boyu açısından yüzey kayaçları ile derinlik kayaçları arasında ara de ğerlere sahiptirler. Ancak porfir (örne ğin granit-porfir) gibi bazı damar kayaçları iri fenokristalli ve bunları çevreleyen daha ince taneli holokristalen dokuda olabilir. Bu durumda iki farklı kristal boyutuna sahip porfirik doku yardımıyla kayacın damar kayacı oldu ğu söylenebilir. Aynı şekilde bazı bazik bile şimli damar kayaçları da (diyabaz) holokristalen dokuda olmalarına ra ğmen sunmu ş oldukları ofitik doku sayesinde yarı derinlik kayacı oldukları anla şılır. 4.5.1. Ofitik Doku: Oldukça karakteristik olan bu doku türünde dörtgene yakın plajioklas mineralleri geli şigüzel konumda da ğılmı ş olup aralarındaki bo şluk piroksen ve di ğer mineraller tarafından doldurulmu ştur. Bazı el örneklerinde rahatlıkla görülebilmesine kar şın bazı örneklerde mikroskop yardımı ile te şhis edilebilir. Dolerit (mikrogabro) ve diyabazda oldukça yaygındır. 42 Şekil 4.14. Alkali olivin-dolerit örne ğinde geli şigüzel da ğılmı ş konumdaki küçük plajioklas kristalleri arasındaki boşluk piroksenlerce (ojit) doldurulmu ş (X11, +N). 4.5.2. Poligonal Doku (Aplitik Doku) Asidik bile şimli yarı derinlik kayacı olan aplitlerde çok sık gözlenir. Yakla şık e ş boyutlu küçük minerallerden ibarettir. 4.6. Yüzey (Volkanik) Kayaçlarında Gözlenen Doku Türleri 4.6.1. Hipokristalen Dokular A- Hipokristalen Mikrolitik Doku Volkanik kayaçlarda ancak mikroskop altında ayırt edilebilen ince uzun feldispat tanelerine mikrolit adı verilir. Mikrolitlerin durumuna göre dört tip Mikrolitik doku ayrılmı ştır. 1. Pilotaksitik Doku: Geli şi güzel da ğılmı ş mikrolitler ve fenokristallerden olu şur. Aradaki hamur malzemesinde cam bulunmaz. Şekil 4.15. Pilotaksitik dokulu bir bazalt (X43, +N). 43 2. Trakitik Doku: Lavın akması s ırasında mikrolitlerin birbirlerine paralel dizilmeleri sonucu olu şan bir dokudur. Arada fenokristaller ola ğandır. Trakit, fonolit ve andezit gibi lavlarda sık rastlanılır. Şekil 4.16. Trakit içinde gözlenen trakitik doku (X15, +N). 3. Hyalopilitik Doku: Mikrolitler ve fenokristaller geli şigüzel biçimde da ğılmı ş konumdadır. Aradaki cam malzemenin oranı çok yüksek ise hyalopilitik; daha az ise intersertal doku adını alır. Şekil 4.17. Olivin (sa ğda), plajioklas ve piroksenlerden olu şan bir doleritde gözlenen intersertal (hyalopilitik) doku (X23, //N ve +N). B- Hipokristalen Felsitik Doku: Matrisi olu şturan tanecikler mikrolit de ğil yakla şık e ş boyutlu çok küçük tanelerdir. Camsı özelli ğin yitirilmesi sonucu gelişti ği için cam her zaman vardır. Fenokristaller ve matris kuvars ve/veya feldispattan olu şur. Özellikle asidik bile şimli yüzey kayaçlarında gözlenir. 44 4.6.2. Camsı Dokular: Volkanik kayaçlardaki ani so ğuma ürünleridir. Volkanik camlar Makroskopik olarak koyu renkli ve ya ğsı parlaklıkta olup konkoidal kırılımlıdır. Mikroskopta ise haç nikolde kahverengi tonlarında ve izotrop özelliktedir. Asidik bile şimli volkanik camların (obsidyen, perlit) anada balzamınkinden dü şüktür. Bazik camlar (ta şilit) ise yüksek kırılma indislerine sahiptir. 4.6.2.1. Perlitik Doku: Çabuk so ğuma nedeniyle büzülmelerden ileri gelen küresel/kavisli çatlaklar içerir. 4.18. Perlitlerde görülen perlitik doku. 4.6.2.2. Vitrofirik Doku: Cam bakımından çok zengin bir matris içinde yüzen fenokristallerden ibarettir. Şekil 4.19. Tamamen cam matriks içinde yüzen plajioklas kristallerinden olu şan vitrofirik doku örne ği, haç nikolde cam malzemenin siyah göründü ğüne dikkat ediniz. 4.6.2.3. Sferolitik Doku: Volkanik malzemenin devitrifikasyonu (yeniden camla şması) sonucu ortaya çıkan sferulitler kuvars ve feldispat minerallerinin ı şınsal büyümeleri sonucu ortaya çıkar. Çapları 1 mm ile birkaç cm arasında de ği şir. 45 Şekil 4.20. Riyolit içinde gözlenen sferolitik doku (X27, +N) 4.6.2.4. Gözenekli Doku: Yüksek viskoziteye sahip lavın içinde çözünmü ş halde bulunan gaz fazın atmosferik ko şullarda serbest hale geçmesi ve kurtulmasından kaynaklanır. Viskozitelerinin yüksek olması nedeniyle genellikle asidik bile şimli lavlarda gözlenir. Şekil 4.21. Bazalt içinde gözlenen gözenekli doku (X7, +N). 4.6.2.5. Camsı Akı şkan Doku: Lavın akması s ırasında camsı matris içinde bulunan taneciklerin yönlü dizilimleri sonucu olu şur. Riyolitlerde sık rastlanır. Şekil 4.22. Pek ştayn içinde feldispat mikrolitlerinini yönlü dizilimi ile olu şmu ş akma dokusu (X20, //N). 46 4.6.3. Piroklastik Dokular: Volkanik aktivite sonucunda küllerin, pümeks tanelerinin, daha önce kristallenmi ş mineral fazların, lav klastlarının (parçalarının) ve yan kayaç parçalarının birikmesi ile olu şur. Bu tür kayaçlara genel olarak “piroklastik kayaçlar” denilir. 4.6.4. Yüzey Kayaçlarında Gözlenen Özel Doku Tipleri: 4.6.4.1. Elek (Sieve) Dokusu: Özellikle plajioklaslarda gözlenen bu doku belli zonlarda yo ğunla şmı ş küçük, yuvarlak volkanik cam veya benzeri malzeme kapanımlarından meydana gelmektedir (Mackenzie ve di ğ., 1988; Shelley, 1993). Bu kapanımlar plajioklasların magma ile reaksiyonu sonucu çözünen kısımlarında olu şmaktadır. Plajioklasların elek dokusu gösteren kısımları anortitce zengin (daha kalsik) bir zon ile çevrelenmi ş ise bu durum ilksel plajioklas kristalinin magma ile dengede olmadı ğına, dolayısı ile magma karı şması olayına işaret eder (Tsuchiyama, 1985). Ancak, kristalde bile şimsel bir de ği şiklik olmadı ğı durumlarda, aynı doku ani basınç azalması ile de açıklanabilmektedir (Pearce ve di ğ., 1987; Nelson ve Montana, 1988 ). Elek dokulu plajioklaslarda temiz bir çekirdek etrafında elek dokulu kenarlar, elek dokulu çekirdek etrafında temiz kenarlar, ya da temiz bir çekirdek etrafında elek dokulu kenar ve tekrar temiz bir dı şkenar bulunabilmektedir. Şekil 4.23. Plajioklaslarda görülen elek dokuları. 4.6.4.2. Körfez Yapıları: Genelde kuvars kristallerinin kenarlarında geli şen kemirilme yapılarıdır. Mineralin henüz tamamen kristallenmemi ş magma ile reaksiyona girmesi ile olu şur. Volkanik kayaçlarda yaygın gözlenen bu yapı türü basıncın ortadan kalkmasına ba ğlı geli şen dengesiz kristallenme verisi olarak kullanılabilir. 47 Şekil 4.24. Kuvars (solda) ve amfibol (lamprobolit) (sa ğda) kristallerinde görülen körfez yapıları. (+N) 4.6.3.3. Glomerofirik ve Glomeroporfirik Dokular Bu dokular, volkanik kayaçlarda çe şitli minerallerin bir araya gelip kümelenmesi ile olu şur. Aynı büyüklükte ise glomerofirik, farklı büyüklükte iseler glomeroporfiritik adını alırlar. Aynı minerale ait kristallerin bir araya gelmesi ile sinosis dokuarı geli şir. Şekil 4.25. Plajioklas ve piroksen minerallerinin bir araya gelmesiyle olu şmu ş glomeroporfiritik doku (bazaltik andezit, //N)