Genel Sedimantoloji SEDIMANTOLOJI DERS NOTLARI RGL AKARSU SSTEM Dk menderesli, yksek eimli, gl ve yatak yk egemen dereler ALVYON YELPAZES SSTEM Boyuna kesit Debris aknts Alvyal Fan-delta sistemi Taban seti (kil ve silt) Deltan seti (kum) Kum 'amur ksmen dz, ksmen az sins, olduka durayl kanallar ANASTOMOSING SSTEM OXBOW GL SEDMANLARI dk eimli, dk aknt gc, ksmen asl ve ksmen yatak yk (yatak yk/asl yk=<3) MENDERES SSTEM 'AMUR DOMNANT DK E—M SSTEM ANASTOMOSNG GL NURETD N KAYMAKCI 20.02.2001/ ZM T2 SED MANTOLOJ 1. G R Sedimantoloji sedimanter kayaçları ve onları olu turan mekanizmaları bilimsel olarak ara tırmak sınıflandırmak, kayna ını sorgulamak ve yorumlamak olarak tanımlanır. Sedimantoloji genelde sedimantasyonla karı tırılır. Sedimantasyon sedimanın çökelim prosesidir dolayısıyla mekanizmaya i aret eder. Bu konuyla ili kil olarak sedimanter petrografi sedimanter kayaçların tanımlanması ve sınıflandırılması demektir. Bu i lem genelde mikroskobik çalı malarla yapılır. Yeryüzünün yakla ık olarak %70’i sedimanter (çökel) kayaçlarla kaplıdır. Bunlar; ço unlukla çakılta ı (conglomerate), kumta ı (sandstone), siltta ı (siltstone), kireçta ı (limestone), eyl (shale) ve görece daha az miktarlarda tuz olu umları (salt deposits), demirta ı (ironstone), kömür (coal) ve çörtten (chert) olu maktadır. Jeolojik dönemlerde çökelen kayaçlar, bu gün etrafımızda görebildi imiz tüm sedimanter ortamlarla benzer ortamlarda çökelmi lerdir. Dolayısıyla, güncel ortamlarda yapılan çalı malar, jeolojik dönemlerde olu mu olan kayaçların olu um mekanizmalarını anlamamızda kullanabilece imiz en önemli araçlardır. Bununla birlikte, bazı sedimanter kayaçlar vardır ki bunların olu um mekanizmalarını açıklıyabilecegimiz/gözlemleyebilece imiz güncel sedimanter ortamlar bulunmamaktadır. Sedimantasyondan sonra, çökelmi olan malzemeler diyajenez (diagenesis) i lemine maruz kalırlar. Diyajenez kısaca sıkı ma (compaction), çimentolanma (cementation), tekrar kristallenme (recrystallization) gibi çökelin fiziksel, kimyasal ve biyolojik olarak de i ime u raması demektir. Sedimanter kayaçların özelliklerini ve olu um mekanizmalarını anlamak, içlerindeki bir çok ekonomik maden yata ı, petrol ve do al gaz içermesi bakımından önemlidir. Dolayısıyla günümüzde yeni maden, petrol ve kömür yataklarının bulunması amacı ile bir çok sedimantolojik ve petrografik çalı ma yapılmaktadır. Dünyamızın ihtiyacı olan petrol, do al gaz, kömür, tuz, demir, aluminyum, sodyum, potasyum, in aat malzemeleri ve di er bir çok ham madde sedimanter kayaçlardan sa lanmaktadır. 1.2 TEMEL KAVRAMLAR 1.2.1 SED MANTER KAYAÇLARIN SINIFLANDIRILMASI Sedimanter kayaçlar fiziksel, kimyasal ve biyolojik proseslere (i lemler) ba lı olu maktadırlar. Dolayısıyla, sedimanter kayaçlar kayacın olu umu sırasında rol oynayan dominant proseslere ba lı olarak dört ana sınıfa ayrılırlar (Tablo 1). Tablo 1. Sedimanter kayaçların sınıflandırılması Kıta kökenli (terrigeneous) Kırıntılı (clastik) sedimanlar Biyojenik (biogenic), Biyokimyasal (biochemical) ve organik sedimanlar Kimyasal (chemical) sedimanlar Volkanokırıntılılar (volcaniclastic) sedimanlar Çakılta ı (conglomerate) bre (breccia), kumta ı (sandstone), siltta ı (siltstone), çamurta ı (mudstıne) vs. Kireçta ı (limestone), dolomit, çört (chert), fosfatlar (phosphates), Kömür (coal), oilshale vs. Evaporitler (evaporites), demirta ı (ironstone) vs. gnimrit (ignibrite), tüf (tuff), tüfit (tuffite), camsıkırıntılılar (hyaloclastites) vs. Silisiklastik veya epiklastik olarak da adlanrılan Kıta kökenli kırıntılı sedimanlar daha öneden var olan kayaçların fiziksel proseslerce parçalanıp, ufalanıp ba ka bir yere ta ınıp tekrar çökelmesinden olu urlar. Biyojenik ve biyokimyasal sedimanlar, organzimaların etkisi ile veya kalıntılarından olu urlar. Kimyasal sedimanlar ise suda ergimi olarak bulunan kimyasal3 maddelerin do rudan çökelmesi ile olu urlar. Volkanokırıntılılar ise volkanik aktivite sırasında veya hemen sonrasında (penecontemporaneous) do rudan (tüf) veya ta ınıp tekrar çökelmesi (tüfit) sonucu olu urlar. Bu kayaçların bir ço u içeri ine (kompozisyon) ba lı olarak daha alt sınıflara ayrılırlar. Yanal ve dü ey olarak kayaçların kompozisyonlarının de i mesi sonucu bazı kayaçlar birden fazla sınıfa veya bu sınıfların ara sınıflarına ayrılabilirler. 1.2.2 SEDMA TE RO RTA ML A RV EF A S YES Sedimanter ortamlar, erozyona, ta ıyıcı ortamın (transport) gücüne veya sadece çökelmenin hakim olmasına ba lı olarak de i irler. Erozyon ve günlenme (weathering) sediman kırıntılarının olu masına ve/veya iyonların suda çözünmesini sa larlar. Karasal ortamlarda iklim (climate), yerel jeoloji ve topografik artlar, olu acak ve ta ınacak sedimanların miktarını, tipini ve ta ınma biçimlerini kontrol ederler. Temel karasal ortamlar: akarsu-flüvyal (fluvial), buzul (glacial), göl (lake), ve ruzgar tarafından kontrol edilen kumlu (eolian) çöl ortamlarıdır. Bir çok Kıyı ortamları: delta, lagün (lagoon), gel-git düzlü ü (tidal flat), sabkha, sahil-plaj (beach-shore)vebariyer ortamlarıdır. Açık deniz ortamları: sı deniz (continental shelf (open marine)ve çdenizlerdir (epeiric sea). Pelajik (pelagic), yarıpelajik (hemipelagic)v etürbit/türbiditik ortamlar net çökelmenin oldu u Batyal (bathyal)-Abisal (abyssal) derin deniz ortamlarıdır. Sedimanter kayaçlar tanınıp stratigrafik özellikleri tanımlandıktan sonra fasiyes kavramından bahsedebiliriz. Fasiyes: bir kayacı baska bir kayaçtan ayıran özelliklere verilen addır. Bu özellikler içerik (kompozisyon), tane boyu, doku (texture), içerdi i sedimanter yapılar, fosil içeri i ve rengidir. Litofasiyes kavramı kayacın sedimanter özelliklerini, biyofasiyes ise paleontolojik özelliklerini kapsar. Fasiyesler, yapılan çalı manın detayına ba lı olarak alt fasiyes gruplarına ve mikroskobik çalı malarda ise mikrofasiyeslere ayrılabilirler. Fasiyesler 1) sedimanın kendisine (örnek: Çapraz tabakalı kumta ı fasiyesi), 2) çökelme prosesine (örnek: sel fasiyesleri), ve 3) çökelme ortamına (örnek: gel-git düzlü ü fasyesleri) ba lı olarak adlandırılırlar. Sadece ilk adlandırma (1) objektif ve tartı maya kapalı ama di er iki adlandırma (2 ve 3) ise yoruma dayalı ve tartı maya açıktır. De i ik fasiyesler bir birleri ile ili ki içersinde, geçi li bulunabilir, de isik veya aynı fasiyesin art arda bir birlerini veya kendisini tekrarlarması sıkça görülür ve bunun nedenleri bir çok de i kene ba lıdır. Çökelen sediman, olu an kayaç tipi ve fasiyes bir çok nedene ba lıdır. Bunlardan en önemlileri unlardır: 1) çökelme prosesleri, 2) çökelme ortamı, 3) tektonizma, 4) iklim. Sedimanlar ruzgar, akarsu, gel-git dalgaları, fırtına akıntıları, dalgalar (deniz/göl), sediman+akıntı karı ımları (turbiditler ve debris akıntıları gibi), organizmaların iskelet olu turmaları (resif gibi) ve evaporitlerde oldu u gibi sudan do rudan çökelmesi gibi bir çok faktöre ba lı olarak olu urlar. Çökeller kayaçta olu um proseslerini sedimater yapılar ve doku olarak kaydederler. Bazı çökel prosesleri sadece bazı ortamlarda olu urken bazıları ise bir çok ortamda olu abilir. Ortamlar, fiziksel, kimyasal ve biyolojik parametrelere göre tanımlanırlar. Bu parametreler erozyon, çökelimsizlik (non-deposition) ve çökelimdir. Su derinli i( water depth), karı ıklık oranı (agitation) ve tuzluluk (salinity) su altı (subaqueous) ortamların en önemli fiziksel belirleyicileri olarak ortamda ya ayan, sedimantasyonu kontrol eden veya bizzat sedmantasyona katılan organizmları etkilerler. Eh (redox potansiyeli) ve pH (asitlik-bazlık oranı) ile temsil edilen kimyasal parametreler ortamda bulunan organizmaları etkiler ve çökelecek mineralleri belirlerler. Tektonizma olu acak olan ortamın tipinin belirlenmesinde en önemli etkendir. Örne in bu ortam bir kıta içi havza, pasif kıta kenarı, forland veya rift havzası olabilir. Pasif kıta kenarlarında çökelim kıta kenarında, sı denizde, derin denizde ve okyanus tabanında olu ur. Ayrıca tektonizma ortamın çökme (subsidance) veya yükselme (uplift) hızını, sismik aktiviteyi, volkanik ativite olu umunu ve türünü belirleyen en önemli etmendir. klim, karasal ortamlarda günlenme ve erozyon hızını dolayısıyla olu an kayacın kompozisyonunu belirleyen önemli etmendir. klim kireçta ı ve evaporit olu umu için hayati öneme sahiptir. klim ve tektonizma ile kontrol edilen en önemli iki etmen sediman arzı (sediment supply) ve organik verimlilik. Az sediman arzı kireçta ı, evaporit, fosfat ve demirta ının olu masını sa larken, yüksek organik verimlilik de kireçta ı, fosfat, çört, kömür ve oil eyl olu umunu sa lar. Fasiyesler do al olarak çökelim proseslerinin ve çökelme ortamlarının yansımalarıdırlar. Belli sayıda çökelme ortamının olması dolayısıyla jeolojik zamanlar içersinde olu mu belli ortamlarda,4 ortamın özelliklerine ba lı olarak (belli fasiyesin olu ması için gerekli olan yer ve artlar olu tu unda) belli fasiyes tipleri ve fasiyes dizilimleri/kombinasyonları olu ur. Elbette aynı fasiyes tipleri arasında farklılıklar olacaktır. Bu farklılıklar provenansa (sediman kayna ı/sedimanın ilk olu tu uveta ınmaya ba ladı ı yer), tektonizmaya, zaman içersinde fosillerin de i ime (evrime) u ramasına ve iklimsel ko ulların de i mesine ba lıdır. Güncel ve jeolojik ortamların çalı ılması sonucu bir çok genelle tirilmi fasiyes türü, fasiyes modeli ve bu fasiyeslerin bir birleri ile yanal ve dikey ili kileri/geçi leri ortaya konulmu tur. Bu modeller sedimanter dizilimlerin yorumlanması, anla ılması ve hatta belli bir ortamda var olabilecek fasiyes ve sedimanter proseslerin önceden tahmin edilmesini sa lamaktadır. Fasiyesler arası yanal ve dikey geçi lerin önemi ilk defa 19. yy sonunda Walther tarafından “Fasiyeslerin korelasyon kuralı (Walthers facies correlation rule)” olarak ortaya konulmu tur. Bu kurala göre bugün dikey olarak bir biri üzerinde gözüken fasiyesler, e er aralarında önemli bir uyumsuzluk düzeyi yoksa, aslında olu umları esnasında yanal olarak dizilmi sedimanter ortamları yansıtır. Dü ey eksen boyunca olan de i imleri içsel (internal) ve dı sal (external) etmenlere ba lı olarak fasiyeslerin ilerlemesi (progradation) veya geri çekilmesi (retrogradation) sonucu olu urlar ( ekil 1). Delta ve dalga düzlü ü fasiyeslerinin daha derin su ortamları veya akarsu fasiyeslerinin ta kınovası fasyesleri ile olan ili kileri Walther kuralına çok iyi bir örnek te kil ederler. Temel 'aklta Kumta eyl Kireta Kesit Uyumsuzluk 'aklta Kumta eyl Kireta 1 2 3 4 ekil 1. Jeolojik kesitte üst üste gözüken fasiyeslerin aslında aynı jeolojik zaman diliminde yanal geçi ili kisi içersinde oldu unu gösteren Walther diagramı. Dı sal etmenler tektonizmaya ba lı yerel veya global ölçekteki hareketleri ve iklimsel de i imlerdir. Bu iki etmen ortama gelen sedimanın miktarının ve deniz suyu seviyesinin de i mesinde dolayısıyla fasiyeslerin ilerlemesinin (progradation) veya geri çekilmesinin (bir ba ka deyi le fasiyeslerin alt/üst ili kilerinin) belirlenmesinde en önemli faktörlerdir. 1.2.3 KONTAKTLAR (DOKANAKLAR) Temel olarak üç çe it fasiyes konta ı gözlemlenmi tir. Bunlar belirgin/keskin, geçi li ve erozyonal kontaktlardır. Faisyeslerin yanal ve dü ey olarak bir birleri ile olan il kileri giriklik (gradation) veya bir birinden uzak fasiyeslerin ani ortam de i imleri sonucu girik veya belirgin kontaktlar olu ur. Belirgin konta ae niy iö r n e i ekil 1 deki çakılta ı fasiyesinin eyl veya kireçta ı fasiyesi ile olan ili kisidir. e k i l2d ed e i ik kontakt tipleri gösterilmi tir. Kireçta ı ile eyl arasında belli bir geçi zonunun olu ması konta ın nereye konaca ı sorununu ortaya çıkarır ki bu tipik geçi li konta a örnektir. Kontak iste eb a lı olarak ister geçi in ortasına, kireçta ının en son gözüktü ü noktaya veya ilk ba ladı ı çizgiden alınabilir. 1.2.4 DÖNGÜLER (CYCLES) Döngüler aynı tip fasiyeslerin bir birleri ile olan il kilerinin ve dizilimlerinin dü ey kesitteki tekrarlanmalarına verilen addır. Döngülerin olu um sebepleri bir çok nedene ba lı olmakla birlikte5 en belirgin olan nedenler tektonizmaya ba lı bölgesel veya yerel yükselme veya çökmelerdeki tekrarlanmalar, iklime ve tektonizmaya ba lı olarak su seviyesindeki de i imlerdeki döngüler, iklimsel de i imlerdeki ritmik döngüler ve astronomik döngüler. Astronomik döngüler dünyanın güne etrafındaki dönü ündeki de i im (yörünge biçiminin de i mesi-elipsden dairesele geçi - excentricity), ekvatorun konumunun de i mesi (precession) ve eksenin yatım açısının de i mesine (obliqity) ba lı olarak iklimlerde 100 ile 400, 21 ve 41 binyıl (ka) aralıklarında de i ikli eb ud ad o al olarak sediman arzında ve su seviyesinde oynamalara neden olur. Bu de i imler “Milankovitch chains”ve y a“ Milankovitch döngüsü” olarakta adlandırılırlar ( ekil 3). Geisli Geisli Geisli Geisli Erozyonal Belirgin Belirgin Erozyonal Geisli ekil 2. Erozyonal, geçi li ve belirgin olmak üzere üç de i ik kontakt tipi Milankovitch döngüsü dünyada belirli dönemlerde daha ılıman ve belirli dönemlerde de daha so uk iklimlerin olu masına sebep olur. Bu üç döngü bir birinden ba ımsız oldu u için bunların etkisi her zaman aynı ekilde olmaz. Örnek verecek olursak, precession’a ba lı olarak iklimlerde bir ısınma olması durumunda e er bu dönem obliquity’nin so uk dönemine kar ılık gelirse o dönem olması gerekti inden daha so uk ve olması gerekti inden de daha sıcak geçebilir ( ekil 3). Aynı ekilde e er her üç döngünün sıcak dönemleri ve so uk dönemleri bir birleri ile çakı ırsa bu dönemler dünyanın görebilece i en soguk ve en sıcak dönemler olarak kar ımıza çıkar. Bunun sediman arzındaki etkisi ve biçimi de o ekilde olacaktır. Bir di er olgu da obliquitenin azalması veya artması durumudur. Dü ük obliquite de kuzey ve güney kutuplar da mevsimsel de i im olmıyaca ından (veya çok kısa olaca ından) ve ekvatorun hep aynı derecede ve devamlı olarak ısınması sonucu kutuplar arası ısı farkı çok fazla olmasına yol açacaktır. Bu da dünyada korkunç atmosfer hareketlerine ve hızı saatte yüzlerce kilometreyi bulabilecek fırtınalara sebep olacaktır. Dolayısıyla rüzgar yer yüzünde dominant ta ınma ortamı olarak kar ımıza çıkabilecektir. Ayrıca rüzgar sonucu bir çok toz parcacı ının atmosfere ta ınması güne ten gelen ı ınların geriye yansımasına bu da dünyanın olması gerekti inden çok daha so uk olmasına ve yeni bir buzul ça ının ba lamasına neden olabilir. Obliquitenin artması ise dünyanın her yanının görece çok daha e it derecede ısınmasına, bu da kutuplarda buzların erimesi ve buzul kalkanının kalkmasına dolayısıyla da deniz seviyesinin yükselmesine neden olacaktır. Bütün bunlar sedimanın olu ması, ta ınması ve çökelmesini etkileyecek, çok de i ik döngülerin kar ımıza çıkmasına neden olacaktır. 1.2.5 D YAJENZ (D AGENES S) Diyajenez çökelmi gev ek sedimanların çökeldikten hemen sonra bulundukları ortamda sıçaklık (~150-200°C) ve basınca ba lı olarak matamorfizmaya kadar (metamorfizma dahil de ildir) u radıkları her türlü prosese verilen isimdir. Bu prosesler, sedimantasyondan sı gömülmeye kadar ki zaman dilimini içeren öncül diyajenez ve derin gömülmeden tekrar yükselmeye kadar olan zaman dilimini içeren geç diyajenez olmak üzere ikiye ayrılırlar.6 Dnya Gne Precession Obliquity Excentricity 100,000-400,000 41,000 21,000 ekil 3. Dünyanın yaptı ı üç temel hareket de i ikli i. Excentricity 100 ile 400 bin yılllık peryotlarla de i irken, precession 41 ve obliquity 21 bin yıllık peryotlarda de i ir. Diyajenetik prosesler; kompaktla ma (compaction, hacimsel küçulme, sıkı ma), rekristalizasyon (tekrar kristallenme), erime (dissolution), yerini alma (replacement), yerinde olu ma (authigenesis) ve çimatolanmadır (cementation). Hacimsel sıkı ma sedimanın üzerindeki malzemenin yükü sonucu hacimsel olarak sıkı masıdır. Sediman içersindeki bazı minareller bulundukları ortamda kimyasal olarak dura an (stable) olamamaları sonucu yeniden kristallenmeye u rayarak ortama uyumlu hale gelirler. Bu i lem sırasında doku de i irken kayacın minarolojisinde bir de i iklik olmaz. Erime ve yerine geçme i lemleri kireçta larında ve evaporitlerde yaygınca gözlenir. Yerine geçme bir mineralin erimesi sonucu olu turdu ub o lu a yeni bir mineralin geçmesi/çökelmesi i lemidir. Bazı minerallerin kayaçların içersindeki sıvılardan bu bö luklara do rudan çökelmesi yerinde olu ma olarak adlandırılır. Yerinde olu ma i lemi yeterli miktarda olu ursa bu i lem kayacı olu turan kırıntıların çimentolanması ile sonuçlanır. Yerinde olu maya killi ve kireçli kayaçlarda kirecin do rudan çökelimi sonucu olarak olu an konkrasyon ve nodüller iyi birer örnektir. Çimantolanma için gerekli olan iyonlar gözenek bö luklarındaki sulardan ve ergiyen minerallerden sa lanır.7 2. KITA KÖKENL (TERR GENOUS)K IRINTILI SED MANLAR 2.1 G R Kıta kökenli kırıntılı sedimanlar kilden ba lıyarak iri taneli kumlara, çok iri taneli (bloklu) çakılta larından bre lere kadar geni bir gurubu içerirler. Sedimanları olu turan taneler parçalanıp ufalanmı plutonik, metamorfik ve daha önceden olu mu sedimanter kayaç parçalarıdır. Fiziksel parçalanma ve kimyasal günlenme sonucu olu mu parçalar ruzgar, akarsu, buzullar, gel-git ve fırtına akıntıları tarafından bir sedimanter havzaya ta ınıp çökelmi lerdir. Taneler de i ik kayaç parçaları olmakla beraber genelde quartz, feldspat gibi tek mineralden olu urlar. Çok kuçuk parçalara ayrılmı taneleri (genelde kimyasal günlenme sonucu) kil mineralleri olu turur. Bu kil mineralleri olu an iri taneli kayaçlar olan çakılta ları ve kumta larının hamurunu (matrix)o l u turular. Dolayısıyla genel anlamda kırıntılı sedimanların kompozisyonu provenansın jeolojik özelliklerinin (sediman kaynak alanı) ve günlenme proseslerinin bir tür yansımasıdır. Ayrıca, bazı sediman kompozisyonları ta ınma mesafesi/miktarı ile de kontrol edilir. Sedimanter yapılar ve doku sedimanter kırıntılıların iki temel fiziksel özelli idir. Bu özelliklerin bir ço u sedimantasyonun biçimine/prosesisine ba lı olarak olu urken di erleri sedimantasyondan sonraki proseslere ve/veya diyajeneze ba lı olarak olu urlar. 2.2. SED MANDOKUSU (TEXTURE) Sediman dokusu daha çok sedimantasyon proseslerine ba lı olarak biçim alır. Dolayısıyla doku tane boyu, tane boyu parametreleri, tane yüzey morfolojisi, tane yüzey dokusu, ve sediman biçimi (fabric) ile ili kilendirilir. Dolayısıyla dokunun geli biçimine göre sedimanlar dokusal olgunluk (textural maturity) derecelerine ayrılabilirler. 2.2.1 Tane Boyu (Grain Size) ve Tane Boyu Parametreleri Tane boyu, sedimenter kayaçların en temel özellikleridir. Bu amaçla bir çok tane boyu sınıflandırma ölçekleri geli tirilmi olmakla birlikte, günümüzde en fazla kabul görmü ve en yaygın olarak kullanılan ölçek 2 ve katlarına ba lı olan J.A. Udden ve C.K. Wentworth tarafından geli tirlmi tane boyu ölçe idir. Bu ölçe in sınırları ve bu sınırlara dü en tane isimleri Tablo 2 de gösterilmi tir. Udden-Wenthworth ölçe indeki ikinin katlarını kullanarak Krumbein bir aritmetik ölçek (yani 1,2,3,... gibi) önermi tir (F ). Bu ölçekte F =-log 2 S ba ıntısı ile 2´nin katları logaritmik bir çevirimle artmetik hale getirilir. Matematiksel hesaplamalardaki kolaylı ı sebebi ile Krumbein ölçe ini kullanmak daha avantajlıdır. Arazide kumta ı sınıfları lup ile, çakıl boyları ise do rudan cetvel yada metre ile yakla ık olarak yapılabilir. Daha hassas ölçümler için gev ek tutturulmu /çimentolanmı veya çimentosuz kumta ları ve çakılta ları için bir çok laboratuvar yöntemleri geli tirilmi tir. Bunlardan en yaygın olarak kullanılanı elekten geçirme/eleme yöntemidir. Orta taneli silt ve ince çakıl taneleri kolayca elenebilirken (Örnek: bu aralıktaki tüm sınıflar için 30 gramlık numune 15 dakikada elenebilir), daha ince tane boyu sınıfları için suda çökeltme metodu geli tirilmi tir. Sıkı tutturulmu siltta ı, kumta ıvek ir e ç ta ı için mikroskop altında nokta sayım metodu geli tirilmi tir. Tane boyu da ılımı belirlendikten sonra, elde edilen veriler bir ileri a amada de i ik istatistik i lemlere tabi tutulurlar. Bunlar ortalama (mean) tane boyu (da ılım grafi ini alansal olarak iki e it parçaya bölen çizgiye kar ılık gelir), mod (en yüksek sınıfın tane boyu de eri), medyan (median) tane boyu (%50 ye kar ılık gelen tane boyu), derecelenme (sorting)( d a ılım e risinin ne kadar yayvan veya dar oldu u), yamukluk (skewness)( d a ılım e risinin ye tarafa e imli oldu u) ve basıklık (kurtosis)( d a ılım e risinin diklik veya basıklık derecesi) hesaplarıdır ( ekil 4). Logaritmik kümülatif olasılık da ılım grafi inde da ılımın normal (Gaus da ılımı) olması durumunda grafik düz bir çizgi olacaktır. Logaritmik grafi in kullanılmasının bir di er avantajı yüzdelik (percentile) de erinin bulunmasıdır. Yüzdelik, herhangi bir yüzdelik aralı ına dü en tane boyunun de eri olarak tanımlanır ( ekil 5). Yukarda adı geçen istatistik de erlerin bulunmasında kullanılan formüller ekil 6’da verilmi tir.8 Bir çok sediman unimodal (tek sınıflı) iken bimodal (çift sınıflı) hatta polimodal (çok sınıflı) da ılımlara da oldukça sık rastlanabilmektedir. Buna hamur malzemesince zengin çakılta ları çok iyi bir örnektir. Tane boyunun mükemmel derecede normal oldu u hallerde mod, medyan ve mean aynı de ere sahiptirler. Tane boyu analizi alansal tane boyu da ılım haritalarının çıkarılması sonucu akarsu ve/veya türbit akıntı yönlerinin bulunmasında iyi bir yöntemdir. Bu tip ortamlarda iri taneler akıntının kayna ına yakınken taneler akıntı a a ıya iriden inceye do ru bir dizilim gösterirler. Plaj/sahil ve sı deniz ortamlarda tane boyundaki azalma derinli in artmasına ba lı olarak dalga enerjilerindeki azalma ile ili kilendirilirler. Boylanma (sorting): Boylanma kısaca standart sapmanın de eri ile ölçülür. Bir ba ka deyi le tane boyundaki (iriden inceye) yayılımdır. Boylanma, taneleri boylarına göre ayırma/ayıklama bakımından çökelim ortamının etkisini gösteren en önemli verilerden birisidir (Tablo 3’e bakınız). Boylanma bir çok faktöre ba lıdır. Bu faktörlerden ilki sedimanın kayna ıdır. Örne in kaynak bir granit ise üretece ik u m t a ı daha önceden var olan bir kumta ının üretece i sedimandan farklı olacaktır. kinci faktör tane boyunun kendisidir. ri taneler, silt ve kil ruzgar ve akarsu tarafından daha kolayca ta ınabilmesi yüzünden kum tane boyutuna göre genelde daha kötü boylanmaya sahiptirler. Üçüncü faktör depozisyon mekanizmasıdır. Fırtına veya çamur akıntısı gibi akı kanlı ıd ü ük viskoz (viscous) akıntılar tarafından ta ınan malzeme genelde daha kötü boylanmaya sahiptir. Çöl ortamlarında ruzgar, kıyı veya sı deniz ortamlarda su tarafından ta ınan malzeme genelde daha iyi boylanmı tır. Yamukluk (Skewness): Yamukluk tane boyu da ılımı grafiklerindeki simetrikli in ölçüsüdür. E er grafik iri tanelere do ru kuyruk yapıyorsa bu gere inden fazla iri tanenin varlı ını dolayısıyla negatif yamuklu u, ince tanelere do ru kuyruk yapıyor ise pozitif yamukluk olarak adlandırılır. E er da ılım simetrikse yamukluktan bahsedemeyiz. Yamukluk aralıkları ve sınıflandırması Tablo 3’de verilmi tir. Tablo 2. Udden-Wenthworth tane boyu ölçe i ve sınıflandırması F S=mm sınıf Sediman ismi sedimanter kayaç isimleri 2 8 -8 >256 Blok 2 7 -7 128 2 6 -6 64 2 5 -5 32 Kaba çakıl 2 4 -4 16 2 3 -3 8 2 2 -2 4 nce çakıl 2 1 -1 2 Granül Gravel, rüditik sediman, bre Rüdit, çakılta ı (konglomera), bre 2 0 01 K a b a 2 -1 10 . 5 ri 2 -2 2 0.25 Orta 2 -3 3 0.125 nce 2 -4 4 0.0625 Kum Çok ince Kum, arenitik sediman Kumta ı, arenit 2 -5 5 0.0312 ri 2 -6 6 0.0156 Orta 2 -7 7 0.0078 nce 2 -8 8 0.0039 Silt Çok ince silt siltta ı Kil Kilta ı9 frekans tane boyu pozitif/ince yamukluk Iri ince frekans tane boyu Bimodal frekans tane boyu Iyi boylanma frekans tane boyu Kt boylanma frekans tane boyu negatif/iri yamukluk Iri ince frekans tane boyu mod medyan mean frekans tane boyu dar basklk (lepto kurtic) frekans tane boyu simetrik frekans tane boyu yayvan basklk (platy kurtic) ekil 4. Sediman tane boyu da ılımlarının istatistiksel de erlendirilmesi. Ince kesit altında veya arazide lup ile, kumta larındaki boylanma önceden hazırlanmı emalara bakarak kar ıla tırmalı olarak da bulunabilir ( ekil 7). Taneboyu yamuklu u çökelme ortamını gösteren önemli bir araçtır. Örne in, ince tanelerin dalgalar tarafından ortamdan alınıp götürülmesi sonucu sahil kumları genelde negatif yamuktur. Akarsu sedimanları ise ince tanelerin sistem dı ına atılmamı olmasından (di erleri ile beraber çökelmesinden) dolayı pozitif yamuktur. 2.2.2 Tane Boyu Analizi ve Yorumlanması Tane boyu analizi farklı ortam ve fasiyesde olu mu sedimanları bir birinden ayırma, bunların çökelme proseslerini ve ta ınma mekanizmalarını anlamamızda kullanılır. Bu amaçla de i ik güncel sedimanter ortamlardan elde edilmi tane boyu da ılım diyagramları vasıtası ile jeolojik dönemlerde olu mu sedimanter kayaçların tane boyu da ılım ve parametreleri kar ıla tırılarak olu um ortam ve mekanizmları anla ılmaya çalı ılır. Örne in boylanma-yamukluk da ılım diyagramı kullanılarak sahil, dune ve nehir kumları birbirinden ayırtlanabilir. Aynı ekilde medyan- ilk-yüzdelik (first-percentile) diagramı de i ik ortamların ayrılmsında kullanılır ( ekil 8). 10 20 30 40 50 10 70 80 90 10 -1 0 2 3 4 5 6 7 2 5 10 20 30 40 50 60 70 10 -1 0 2 3 4 5 6 7 80 90 95 98 ekil 5. Taneboyu da ılımlarını gösteren bir örnek (kumta larından 500 tane boyu ölçümü kullanılmı tır). Soldaki ekilde aritmetik ölçek ve sa daki ekilde ise log-olasılık ölçe i kullanılmı tır.10 Medyan Ortalam (mean) Boylanma Yamukluk Md=P50 Md=F50 Sk= F16+F84-2F50 2(F84-F16) F5+F95-2F50 2(F95-F5) + Sk= P25 P75 Md 2 So= P75 P25 M= F16+F50+F84 3 F84-F16 4 F95-F5 6.6 + sF = M= P25-P75 2 Parametre Forml Folk ve Ward Forml Folk ve Warda gre boylanma dereceleri F 0.35den kk 'ok iyi boylanmal 0.35-0.5 yi boylanmal 0.5-0.71 Orta derece iyi boylanmal 0.71-1.00 Orta derece boylanmal 1.0-2.0 Kt boylanmal 2.0dan byk 'ok kt boylanmal 2.2.3TaneMorfolojisi Tanemorfolojisitane ekli,küresellikveyuvarlaklıklı ıiçerir( ekil9). ekiltaneninuzun,orta ve kısa eksenleri arasındaki orana göre belirlenir. Bu oranlara göre dört sınıf tane ekli vardır bunlar: disk ekilli (oblate), e eksenli, kübik veya küresel (equant, cubic, spherical), bıça ımsı (bladed)vekalemsi (rod-shaped). Küresellik, bir tanenin küreye olan benzerli inin oranıdır.Yuvarlaklıkisealtıkategoridesınıflandırılır( ekil10)vebirtaneninkö eliolupolmadı ı veyakö elerininnekadaryuvarlakla tı ınınölçüsüdür). 'ok iyi Boylanm Iyi Boylanm Orta Boylanm Kt boylanmis Tablo 3. Folk ve Ward’a göre yamukluk aralıkları ve sınıfları Sk >+0 .3 0 Ço ki n cey a m u k +10 +10 nce yamuk -0.10 < Sk> +0.10 Yakla ık simetrik - 0.10 -0.30 ri yamuk Sk < -0.30 Çok iri yamuk ekil 6. Tane boyu parametreleri ve bu parametrelerin hesaplamalarında kullanılan istatistiksel formüller ve boylanma dereceleri. F =standart sapma (boylanma derecesi) ekil 7. Boylanma eması (Pettijohn et al. 1973’den de i tirerek alınmı tır)11 100 1000 10000 1 10 100 1000 Yatak yk Derecelenmeli sediman Derecelenmesiz sediman Pelajik sediman Trbit aknts (pozisyonu aknt yogunluguna baldr ) Sahil sedimanlari Medyan (mikron) Ilk yzdelik ekil 8. De i ik çökelme ortamlarının ayırtlanmasında kullanılan ilk yüzdelik-medyan da lım diyagramı (Blatt et al.1980’den de i tirerek alınmı tır). y e d y = e = d y = e = d y = e = d y = e = d 0.66 1.00 0 1.00 0.66 Orta eksen /uzun eksen oran ksa eksen / Orta eksen oran d c a b ekil 9. Tane morfolojisinin dört sınıfı: a) disk ekilli, b) kübik/küresel, c) bıça ımsı, d) kalemsi (Barret 1980’den de i tirilerek alınmı tır) Keli 'ok Koeli Yar Yuvarlak Yar Keli Yuvarlak 'ok Yuvarlak ekil 10. Yuvarlaklık sınıfları (Powers 1953’den de i tirilerek alınmı tır)12 Waddell (1932)’in küresellik formülü en fazla kullanılan formüldür. Bu formüle göre küresellik tanen hacminin, taneyi içine alan ideal kürenin hacmine olan oranının küp köküdür. y = P6DyDeDd P6Dy 3 = DeDd Dy 2 3 3 taneyi iine alan krenin hacmi tane hacmi 3 Dy=Uzun eksen De= Orta eksen Dd= Kisa eksen Tane ekli, tanenin ta ındı ı ortamdan çökelme hızını belirler. Çok ideal kireselli e sahip bir tane hızlı bir ekilde çökelirken aynı hacme sahip disk ekilli bir tane daha uzun zamanda çökelir. Folk’a göre tanelerin çökme hızı aslında hacminden çok maksimum projeksiyon küreselli ine göre çökelirler. Dolayısıyla tanenin hacminden çok maksimum projeksiyon küreselli i daha önemli bir faktördür. Maksimum projeksiyon küresellik (y p ) formülü kısa eksenin karesinin uzun ve orta eksenlerin çarpımına olan oranının küp köküdür. Ayrıca küresellik iri parçaların ilk safhalarında bir akıntı boyunca ta ınabilirliliklerini de belirler. Dolayısıyla akıntı a a ıya do ru küresel parçacıklarda artma görülmesine neden olurlar. Tam olarak anla ılamamı olsa da, sahil kumlarında disk ekilli tanelere sıklıkla rastlanılması onların dalgalar tarafından daha derinlere ta ınamayıp geride kalan parçalar oldu u görü üne varılmı tır. Dd DdDy 3 y = p 2 R r Waddel sabiti (Pw) Rw= S(r/R) N S(r) RN Rw= Yuvarlaklık, küresellik gibi tanelerin çökelme ve ta ınabilirliklerini etkileyen önemli bir faktördür. Weddel’e göre yuvarlaklık bir tanenin ölçümün yapıldı ı düzlemde kö elerine sı dırılabilecek dairelerin yarıçapının aritmetik ortalaması olarak verilmi tir. Herbir kö enin yuvarlaklı ı Weddel sabiti olarak adlandırılır. Weddel sabiti tanenin kö elerine sı abilecek dairenin yarıçapının tüm taneye sı abilecek olan dairenin yarıçapına olan oranıdır ( ekile 11, Tablo 4). Waddell’in ileri sürdü ü yuvarlaklık metodu çok zaman alan bir i lem olması sebebi ile genelde en sivri kö eye sı an dairenin yarı çapı ile tüm taneye sı an dairenin yarıçap oranları kullanılır (Folk 1970). Dolayısıyla Folk’a göre yuvarlaklık (P f ) en küçük r/R’dir. Yuvarlaklık tanenin mineralojisine de ba lıdır. Kuvars, zirkon gibi mineraller feldspat, piroksen gibi di er minerallere göre daha zor abrazyona u radıklarından yuvarlaklıkları daha azdır. Ayrıca iri taneler kum boyutuna göre daha kolay yuvarlakla ırlar. 0.05-0.1mm arasındaki rezistant minareller (kuvars, zirkon gibi) her hangi bir ta ınma ortamında hiç bir ekilde yuvarlakla mazlar. Dolayısıyla, yuvarlaklık çalı maları her zaman aynı tane boyundaki malzemede yapılmalıdır. Kuvars taneleri üzerinde yapılan deneysel çalı malar göstermi tir ki rüzgarın abrazyon etkisi suyun ekisinin yakla ık olarak 100 ile 1000 katı daha fazladır. Di er yandan dalgaların sahil kumlarında yapmı oldu u yuvarlakla ma etkisi rüzgara göre az fakat nehirlere göre daha fazladır. Misisipi nehrinde yapılan bir çalı ma göstermi tir ki nehrin 1775 km ta ınmı bir kuvars üzerinde yaptı ı abrazyon yok denecek kadar azdır (Russell ve Taylor 1937). Sonuç olarak, tane morfolojisi bir çok de i kene ba lıdır. Bunlardan ilki tanenin mineralojisi, kaynak kayacın do ası, günlenme miktarı, ta ınma sırasında abrazyon (zımparalanma) miktarı, daha sonra diyajenez sırasında korozyon ve ergime miktarıdır. Genel olarak ta ınma mesafesinin artı ına ba lı olarak yuvarlaklıkta artar. Bu yüzden sahil ve çöl kumları nehir ve buzul kumlarına oranla daha yuvarlaktırlar. Yuvarlaklık de erleri yorumlanırken, tanelerin daha önce olu mu bir kayacın tekrar ta ınıp sedimantasyona u rayıp u ramadı ıv ea ırı abrazyon sonucu çatlayıp kırılıp kırılmadı ına dikkat etmek gerekir. Örne in, taneler yuvarlak kumlara sahip bir kumta ından türedi iseler do al olarak yeniden çökeldiklerinde ilk yuvarlaklıklarını koruyacaklarından dikkatsiz bir jeolog bu tanelerin fazlaca ta ınmadıkları halde çok fazla Figür 11. Waddell sabitinin hesaplanma yöntemi. Küçük dairelerin yarıçaplarının aritmetik ortalamasının en büyük dairenin yarıçapına olan oranı.13 ta ındıkları hükmüne varabilir. Aynı ekilde kırılma sonucu kö eli tanecikler olu umu yanlı olarak fazla ta ınmamı yargısına neden olabilir. Tablo 4. Waddel ve Folk’a göre yuvarlaklık aralıkları Yuvarlaklık sınıfı Waddell Sınıf aralı ı(P w ) Folk ölçe i(P f ) Çok kö eli 0.12-0.17 0.00-1.00 Kö eli 0.17-0.25 1.00-2.00 Yarı Kö eli 0.25-0.35 2.00-3.00 Yarı yuvarlak 0.35-0.49 3.00-4.00 Yuvarlak 0.49-0.70 4.00-5.00 Çok yuvarlak 0.70-1.00 5.00-6.00 2.2.4 Tane Yüzey Dokusu Tane yüzeyleri parlatılmı , donuk (donmu cam biçimli) veya üzerinde bir çok küçük ölçekli tepecikler, çukurluklar, çizikler olabilir. Bu tip yüzey dokularının olu ması bir çok etmene ba lı olabilir. Doku biçimleri, tanenin sedimantolojik olarak ta ınması, türedi i kayacın tektonik deformasyona u raması, çökelmi sedimanın veya yerinde olu an minerallerin çökelme ortamında kimyasal de i ime u raması sonucu olu mu olabilir. Yüzey dokusu küresellik ve yuvarlaklı a göre, ta ınma ve sedimantasyon ortamının etkilerine kar ı daha hassastır. Dolayısıyla tekrar tekrar kullanılan kuvars tanelerinde yuvarlaklık ve küresellik korundu u için kuvarsın bu yuvarlaklı ı kaçıncı kullanımında aldı ı bilinmezken, yüzey dokusunun ta ınma ortamına duyarlı olması sebebi ile bu dokuyu en sonuncu kullanımında almı olması daha olasıdır. Yüzey dokusu bu özelli i nedeni ile analiz edilen tanenin alındı ı en sonuncu sedimanter ortamın ve ta ınma mekanizmasının özelliklerini yansıtır. Bununla birlikte yüzey dokusu tanelerin bir ortamdan ba ka bir ortama ta ınabilmeleri sebebi ile de i ik sedimanter ortamların ve ta ınma mekanizmalarının bir birinden ayırtlanmasında pek bir bilgi vermezler. Sadece üç ortama ait kuvars taneleri bir birinden ayrılabilir. Sahil kumlarına ait kuvars taneleri V- ekilli ve konkoidal kırılma izlerine sahipken, çöl ortamında kaygan, yuvarlak yüzeylere, silika erime çökelme izlerine sahiptir. Buzul ortamına ait tanelerde ise konkoidal kırılma izlerine ve paralel, yarı paralel çiziklere sahiptirler. Depozisyon sonrasında ve Diyajenez esnasında çimentolanma, ergime, tekrar kristallenme dolayısıyla tanelerin yüzey dokuları de i ebilece inden yüzey dokularının paleoortam (paleoenvironment) yorumlarında kullanılması oldukça dikkat isteyen bir olgudur. 2.2.5 Tane Yönelimi (Orientation) Disk, kalem veya düzlemsel ekilli sedimanter parçacıklar genelde içinde ta ındıkları ortama göre depozisyon sırasında uzun eksenleri belli yöne gelecek ekilde yönelme gösterme e ilimindedirler. Bu olguya tercih edilen yönelim (preferred orientation) denir. Düzlemsel taneler genelde tabakaya paralel olacak ekilde bir yönelime sahiptirler. Kalemsi parcacıklar ise genel olarak uzun eksenleri ta ındıkları ortamın akı yönüne paralel olacak ekilde bir yönelim gösterirler. Tercih edilen yönelim genelde akıntının hızına, akıntının hidrolik ta ıma kapasitesine ve çökelme ortamın özelliklerine ba lıdır. Kumta larında yapılan bir çok çalı ma kum tanelerinin uzun eksenlerinin akıntıya paralel olacak ekilde dizildiklerini göstermi tir. E er taneler streamlined (akıntıdan en az sürtünmeye maruz kalacak ekilde olmak) veya damla ekilli iseler tanenin sivri ucu akıntı a a ıya geni ucu ise akıntı yukarı gelecek ekilde dizilirler. Ayrıca kum taneleri uzun eksenleri akıntı yukarıya (<20°) dalım yapacak ekilde ve bir birlerinin yarı örtecek ekilde dizilirler. Bu dizilime imbrikasyon (imbrication) denir ( ekil 12). ekil 12. Tane imbrikasyonu. Taneler bir birleri üzerine onları yarı örtecek ekilde ve uzun eksenleri akıntı yukarı 20°’yi geçmeyecek ekilde dalım yaparlar ( ekilde ok akıntı yönünü göstermektedir).14 Türbid veya tane akıntıları sonucu çökelmi kum taneleri de aynı biçimde imbrikasyon gösterirler. Bazı çamur ve çekim akıntılarında (gravity flow) imbrikasyon yönleri farklı hatta çok yönlü olabilir. Bu tip yönelimler çökelmenin çok hızlı oldu una i aret eder. Bir çok akarsu çakılta ları kumta larında oldu u gibi imbrikasyon gösterirler. Fakat bunlarda dalım açısı 15°’yi geçmez ve çakılların uzun eksenleri akıntıya dik gelecek ekilde dizilirler. Aynı ekilde bazı durumlarda iki veya daha çok yönlü imrikasyon görülebilir. Türbit ve di er çekim akıntılarında ise imrikasyon bazı istisnalar gözlenmi olsa da genelde uzun eksen akıntı yönüne paralel olacak ekilde geli ir. 2.2.6 Paketlenme ve Tanelerin Bir Birleri ile Olan li kileri Paketlenme tanelerin yo unluk da ılımıdır ve tanelerin büyüklü üne, ekline, kayacın sıkı ma derecesine ba lıdır. Paketlenme kayacın genel özgül a ırlı ını, gözeneklili ini/porozitesini (porosity)vegeçirgenlik (permeability) etkileyen en önemli etmendir. Paketlenmenin porozite üzerindeki etkisi ekil 13. de gösterilmi tir. Örne in iyi boylanmaya, küresel tanelere sahip bir kayacın kübik paketlenmeye sahip olması durumunda porozitesi yakla ık olarak yüzde 47.6 iken rombohedral paketlenemde bu oran yüzde 26.0’ya dü mektedir. Do ada tanelerin paketlenmesi boylanmaya, tane ekillerinin farklı olmasına, sıkı ma derecesi ve ba ka bir çok de i kene ba lı olarak çok daha karma ıktır. KBIK ROMBOHEDRAL Kötü boylanmaya sahip kayaçlar, küçük tanlerin iri taneler arasındaki bo lukları doldurması sonucu çok daha dü ük porozite de erlerine sahiptirler. Porozite ayrıca sıkı manın miktarına ba lı olarak ta de i ir. Sıkı ma i lemi taneleri bir birlerine çok daha yakın ekilde bulunmaya zorlar dolayısıyla tanelerin bir birlerine de dikleri yerlerde bazı de i imlere neden olur. Taylor (1950) mikroskop altında genel olarak dört de i ik tane-tane konta ı belirlemi tir ( ekil 14). Noktasal (point)v e y ate etsel (tangential) kontak tanelerin bir birlerine sadece tek noktadan de meleri durumudur. Çizgisel kontakt tanelerin bir çizgi boyunca de meleri durumudur. Konkavo-konveks kontakt tanelerin Konkav ve konveks hatlar boyunca de meleri durumudur. Kenetli kontaktlar ise tanelerin bir birlerine basınç sonucu (interpenetratif olarak) olu mu stilolitik zig-zaglı olarak kontaktta olma durumudur. Bazı gev ek paketlenme durumlarında taneler di er tanelerle herhangi bir kontakt ili kisi içersinde olmayabilirler. Bu tip tanelere yüzen (floating) taneler denir. Kontakt tipleri tane boyu ve ekline ba lıdır. Gev ekce tuturulmu fazla sıkı mamı sedimanlarda genelde noktasal veya çizgisel kontakt tipleri görülürken, önemli derecede gömülme sonucu basınç ve sıcaklı a maruz kalmı olması sebebi ile sıkı mı kayaçlarda konkavo-konvex ve kenetli kontakt tipleri görülür. Dolayısıyla kontakt tipleri sayesinde bir kayacın hangi sıcaklık ve basınç artlarına maruz kaldı ı buradan da kayacın yakla ık olarak hangi derinli e kadar gömüldü ü belirlenebilir. Kumta larında taneler genelde bir birlerine temas edecek ekilde bulunurlar dolayısıyla tane desteklidirler. Akarsular, buzul, çamur ve debris akıntısı ile çökeltilmi çakılta larında taneler kayacın hamuru (matrix) içersinde bir birleri ile belli bir fiziksel temas (kontakt) olmadan hamur destekli olarak bulunabilirler. Hamur destekli çakılta ları ince malzemenin bol ve depozisyonun kütle-ta ınımı ile oldu u durumlarda olu urlar. 2.2.7 Dokusal Olgunluk Dokusal olgunluk bir kayacın ne kadar hamura sahip oldu u, ne kadar iyi boylandı ıv e tanelerinin ne kadar yuvarlakla tı ının ölçüsüdür. Fazlaca hamura, kötü boylanmaya ve kö eli tanelere sahip bir kayaç dokusal olarak olgunla mamı , (hiç veya) çok az hamura sahip, iyi ekil 13. Kübik ve rombohedral paketlenme. Kübik paketlenmede porozite %47.6 iken rombohedral da ılımda bu oran %26.0’ya dü mektedir.15 boylanmı , yuvarlak tanelere sahip olan bir kumta ı dokusal olarak olgundur. lksel porozite ve permeabilite dokusal olgunluk arttıkça artar ve azaldıkça azalır. Olgun olmayan bir kayaçta taneler arası gözenekler hamur ve/veya daha ince taneler tarafından dolduruldu u için porozite ve permeabilite azalır. Kumta larında dokusal olgunluk daha sonradan diyajenez sonucu de i ime u rasa da genel olarak çökelme ortamındaki proseslere ba lıdır. Ortamdaki akıntı enerjisi azaldıkça olgunluk dü er arttıkça artar. Dolayısıyla kalıcı ve hızlı akıntı veya ruzgar dokusal olgun kumta larını olu turur. Bir çok akarsu, türbit akıntısı ve buzul çökelleri dokusal olgun de ildirler. En olgun kayaçlar çöl ortamında ruzgar, sahilde ve sı denizde dalgalar tarafından olu turulur. 2.3 SED MANTER YAPILAR Sedimanter yapılar sedimanter kayaçların daha büyükçe ölçekli özellikleridir. Bu yapıların bir ço u sedimantasyondan, sedimantasyon sırasında ve sonrasında fiziksel nedenlerden di erleri ise organik ve kimyasal nedenlerden olu ur. Özellikle sedimantasyon sırasında olu mu yapıların bir çok kulanım alanları vardır. Bunlar, proses açısından çökelme ortamının yorumlanması, su derinli i, ruzgar hızı, tektonizma sonucu çok kompleks kıvrımlanmaya u ramı bir alanda tabakaların ters dönüp dönmedikleri, paleoakıntı yönlerinin tespiti ve paleoco rafyanın anla ılması gibi. Bu yapıların bir ço u santmetreden onlarca metre ölçe inde olup arazi de ölçülüp kaydedilirler. Noktasal 'izgisel Kenetli Konkavo-konveks Tane destekli Hamur destekli Ara tırmacılar arasında tam olarak bir fikir birli ine varılmı olmasa da sedimanter yapılar genelde 1. Erozyonal,2 .Depozisyonal,3 .Depozisyon sonrası/deformasyonal ve 4. Biyojenik olmak üzere dört guruba ayrılırlar. Bu yapıların bazıları Tablo 5. de verilmi tir. 2.3.1 Erozyonal sedimanter yapılar Erozyonal sedimater yapılar sedimantasyon sırasında akıntının, yeni çökelmi tabaka üzerinde, (bir üstteki tabakanın çökelmesinden önce) yapmı oldu u erozyon sonucu olu an yapılardır. En yaygın olarak görülen erozyon yapıları genelde türbiditlerde görülen kaval ve oyuk yapılarıdır. Di er yaygın yapılar ise kaz-doldur ve kanal yapılarıdır. Kaval Yapıları: kaval yapıları yuvarlak/elips veya armut ekillidirler. Kesitte asimetrik, derin ve yuvarlak kısmı akıntı yukarı gelecek ekildedir ( ekil 15). Genelde 5-10 cm geni li inde ve 10-20 cm boyundadır ve aynı yöne yönelmi guruplar halinde bulunurlar. Kaval yapılarının olu ması sediman yüklü akıntıların çökelmi çamur üzerinden geçerken küçük anaforlar olu turması ve bu küçük anaforların bulundukları yerde depozisyon olu masını engellemeleri sonucu olu ur. Anaforların kenarlarında sedimantasyon olu masından dolayı anaforların oldu u bölgeler derin çukurlar olarak kalır. Kaval yapıları yapının olu umu sırasında çukurluk olarak kalması ve bu çukurların daha sonradan bir üstteki tabakadaki kum ile doldurulması sonucu üstteki tabakanın tabanında görülürler do al olarak da tabaka altını belirtirler. ekil 14. Taneler arası kontakt tipleri16 Sürüklenme yapıları: Sürüklenme yapıları akıntı esnasında alttaki tabakanın (genelde çamur tabakasıdır) akıntının sürükledi i parçalar tarafından oyulması ve bu oyu a daha sonra kum çökelmesi sonucu olu urlar ( ekil 15). Alet/Çarpma/zıplama yapıları: Çarpma yapıları akıntı esnasında akıntının ta ıdı ı malzemenin alttaki tabakaya çarpması ve zıplıyarak çukurluklar olu turması sonucu olu ur. E er çarpan parçacık tabakaya saplanıp kalırsa buna alet yapısı veya saplanma yapısı denir. Olu an çukurluk damla ekillidir ve damlanın ince kenarı akıntı yukarı yönü gösterir ( ekil 15). Çarpma ve kaval yapıları gibi sürüklenme yapıları da taban yapısıdır. Sürüklenme yapıları her ortam da olu abilseler de kaval yapıları gibi en yaygın olarak türbidit tabakalarında görülürler. Her iki yapı türü de paleoakıntı yönlerinin bulunması için çok iyi birer araçtırlar. Kanallar ve Kazma/Oyma Yapıları: Kanallar ve kazma yapıları her türlü sedimanter ortamda bulunurlar. Santimetreden onlarca metreye varacak ölçeklerde olu abilirler. Arazide herhangi bir tabakanın veya laminasyonun oyulması eklinde görülürler. Kazma yapılar genelde yerel yapılardır. Harita düzleminde oval veya uzunca elips ekilli, kesitte yukarı do ru konkav düzgün veya düzensiz ekilli bazen içleri daha kaba malzeme ile doldurulmu olabilirler. Kazma yapıları kısa süreli erozyon olu umları sonucu olu urlar. Kanallar kazma yapılarına göre çok daha organize yapılardır. Genellikle sedimanın ta ındı ı su yollarıdırlar. Uzun zaman dilimlerinde olu mu olabilirler. Bazı büyük kanallar haritalanabilecek ölçekte olabilirler. Kanallar içinde olu tukları veya altında ve üstündeki malzemeye göre genelde daha kaba malzeme ile doldurulmu lardır. Tabanında kalıntı çakılları veya intraformasyonal (aynı ortamdan türeme) çakıllar olabilir. Kanallar bir çok ortamda olu urlar, akarsu ortamında olu anları iyi bilinmekle birlikte, buzul, delta, gel-git düzlü ü, elf-marjin, kıta yamacı ve denizaltı fanlarında sıkça görülürler. 2.3.2 Depozisyonal Sedimanter Yapılar 2.3.2.1 Sediman Ta ınımı ve Akıntılar Bir çok sediman sulu ortamda bir nehrin akması, gel-git dalgası veya fırtına akıntıları sonucu ta ınırlar. Ta ınan sedimanla ta ıyan ortamın kar ılıklı etkile imi sonucu bir çok farklı yapı türü olu ur. Dalgalar veya rüzgar tarafından ta ınan sedimanlar da ta ındıkları ortamı karakterize eden yapılar olu tururlar. Sedimanların yerçekiminin etkisi ile e im a a ıya do ru hareket etmeleri kütle-çekim akıntıları olarak adlandırılır. En yaygın kütle çekim akıntıları unlarıdır: kütle transferi ve sediman çekim akıntıları. Kütle transferi kaya dü mesi ve heyelanlar olmak üzere ikiye ayrılır. Kaya dü mesi kayaç bloklarının serbest dü me veya yuvarlanma ile e im a a ı hareketidir. Bu hareket sırasında kayacın iç yapısı de i mez. Heyalanlar kayan kütlenin iç yapısının çok az veya hiç bozulmadan e im a a ı belli bir düzlem boyunca kayması ile olu an glayd veya iç yapının tamamen bozuldu u slump mekanizmaları ile olur. Çekim akıntıları türbid akıntı, akı kanla mı sediman akıntısı, tane akıntısı ve debris akıntısı olmak üzere dört kısma ayrılırlar. Sediman ayrıca buzullar tarafından da ta ınırlar. Sediman hava veya suda iki türlü olarak ta ınır. Yatak yükü ve ortam içinde asılı (süspansiyon) olarak. Sediman süspansyon durumunda tubulans tarafından tutulur. Kaba taneler ise yatak yükü olarak sediman yüzeyinde kısa sıçramalarla (saltation), yuvarlanarak veya kayarak ta ınır. ki tür akıntı vardır. Laminar akıntı tanelerin veya akı kanın düzgün olarak burgaçlar yapmadan akması durumudur. Turbulent akıntı hızlı akıntılarada görülür, akı kan burgaçlar ve anaforlar yaparak akar. Bir akıntının laminar veya turbulent olması Froud rakamına ba lıdır {F=U/(gh) 1/2, U=akıntı hızı,g=yer çekimi ivmesi, h=derinlik}. Sediman ta ınım oranı, tane boyu ve akıntı gücüne ba lıdır. ekil 17’de akıntı/tane boyu diyagramı ve buna ba lı erozyon ve sedimantasyon bölgeleri verilmi tir. ekilden de görüldü ü gibi ince kum en kolay erozyona u rayan tane boyudur. nce kumdan itibaren daha büyük ve daha küçük tane boyları artan nisbette erozyona kar ı direnç gösterirler. Fakat, daha ince taneler bir kere erozyona u rayıp süspansiyon durumuna geçtiklerinde depozisyon durumuna geçmeleri için akıntı hızının minumum de erlere gelmesini beklemek durumundadırlar. Silt ve kil için gerekli olan yüksek akıntı erozyon de erleri bu tane boylarının kohezyon (tanelerin bir birlerine yapı ması) özelli ini göstermektedir.17 TABAKALANMA VE TABAKA FORMU Tabaka ve laminasyon Laminal tabaka Dereceli tabaka Masif (yapsz) tabaka Ripl Kumdalgas (Sand waves) Kumtepeleri (Dunes) Terskumtepeleri (antidunes) Tabaka formu 'apraz tabakalanma Ripl apraz tabakalanma Flaser ve lentikular tabakalanma Humoki (hummocky) apraz tabakalanma 'apraz laminalanma Konvolt tabakalanma ve laminalanma Alev yaplar Top ve yastk yaplar Synsedimanter kvrm ve faylar Tabak ve direk/kazk (dish and pillar) Kanallar Kaz-doldur yaplar Noktal tabakalanma Stromatolitler Dzensiz tabakalanma TABAKA DZLEM ARETLER Oyma, izme, srklenme, zplama, kamalanma, fralama, yuvarlanma izleri Kaval yaplar Paralanma izgisellikleri Yk kalplar Srklenme, oyma izleri 'amur ve sineresis atlaklar Yuva ve kk izler Rill ve swash izleri D—ER YAPILAR Sedimanter sil ve dayk JENETK SINIFLANDIRMA MORFOLOJK SINIFLANDIRMA Sspansiyon-kelme, aknt, dalga yaplar Rzgar yaplar Kimyasal ve biyokimyasal yaplar Kazma yaplar Alet izleri Yklma yaplar Yk ve oluum yaplar Enjeksiyon (akkanlama) yaplar Sv kama yaplar Kuruma yaplar 'arpma yaplar Biyoturbasyon yaplar Biyostratifikasyon yaplar Depozisyonal Yaplar Erozyonal Yaplar Deformasyon Yaplar Biyojenik Yaplar Tablo 5. Sedimanter yaplar Ziplama Y oyuk tane Alet Y. Kaval Y. Srklenme Y. ekil 15. De i ik sedimanter yapılar. Oklar akıntı yönünü gösterir.18 Ripll veya dz tabaka st Trmanan ripll mikro apraz laminasyon Laminal tabanda kaval yaplar, alet izleri yi derecelenme (dalm derecelenmesi) A) TRBT AKINTISI ? Konvolut laminasyon Sv kama yaplar Tabak yaplar Kt derecelenme (iri yamukluk skewness derecelenmesi Tabanda srnme izikleri, yk kalplar, alev yaplar Kum volkanlar veya dz tabaka yzeyi B) AKIKANLAMI SEDMAN AKINTISI Dzensiz tabaka yzeyi Masif Kt boylanma Dzensiz doku Kt derecelenme (varsa eer iri yamuk Taban makaslanmas, oyma, kazma, srklenme izikleri D) DEBRS AKINTISI Dz tabaka st Derecelenmesiz Masif Tane oryantosyonu akntya paralel Kaz-doldur, enjeksiyon yaplar Tabanda ters derecelenme C) TANE AKINTISI TRBT AKINTISI AKIKANLAMI SEDMAN TAINIMI TANE AKINTISI DEBRS AKINITISI MEKANZMA ZEL TERM GENEL TERM SEDMAN 'EKM AKINTILARI TRBULANS TANE ETKLEM HAMUR MUKAVEMET YUKARI DO—RU TANELER ARASI AKINTI 1 2 5 10 20 50 100 200 500 1000 2000 suspansiyon halindeki ince sedimanlar kum silt kil Aknt Hz Tane boyu (mm) granl-akl EROZYON DEPOZISYON ekil 17. Akıntı hızı/tane boyu diyagramı (Hjulstrom diagramı) Bir çok sedimanter yapı ekil 17 deki gri ile belirtilen (erozyon ve depozisyon arasında kalan alan) bölgede olu maktadır. Çünkü bu bölgede taneler bir yandan çökelirken bir yandan da erozyona u ramakta ve sedimanter yapıları olu turmaktadırlar. ekl 17. de akıntı hızına ve tane boyuna ba lı olarak olu abilecek yapılar verilmi tir. Sediman hareket etmeye ba layınca, çökelmi sediman yüzeyinin do ası ve olu acak sedimanter yapı akıntı artlarına ba lıdır ( ekil 18). Laboratuvar çalı maları göstermi tir ki akıntı hızının artmasına veya azalmasına ve tane boyuna ba lı olarak belli sayıda tabaka biçimi vardır. Bazı tane boylarında belli akıntı durumlarında geçi li (iki tabaka eklinin karı ımı) tabaka biçimleri olu abilir. Ortalama tane boyunun 0.1 mm den küçük oldu u (0.03 mm’ye kadar) akı hızının artmasına ba lı olarak olu acak yapılar, hareketin olmadı ı düz tabakalanma, geçi zonu, ripılları ve daha sonra da üst düz tabakalanmadır. 0.1 ile 0.6 mm ortalama tane boyunda ise akıntının artı ına ba lı olarak olu acak yapılar, hareketsiz durum, geçi zonu, ripıllar, kum dalgaları, dune’lar üst düz tabakalanmadır. 0.6mm den büyük sedimanlarda ise, hareketsiz durum, alt düz tabakalanma, kum dalgaları, dune’lardır. Daha yüksek akıntı hızlarında akıntı dalga boyu ile ekil 16. Sediman çekim akıntı tipleri ve bunlara ba[li geli en tabakalar19 e fazlı (in-phase) antidune’lar olu abilir. Antidune’lar tabaka yüzeyindeki sinüzoid ondülasyonlardır. Ripılların, kum dalgalarının ve dune’ların olu tu u akıntı rejimine a a ı akıntı rejimi (lower flow regime) ve üst düz tabakalar ve e fazlı dalgaların olu tu u rejim ise üst/yukarı akıntı rejimidir (upper flow regime). Üst/yukarı ve alt/a a ı akıntı rejim geçi i yakla ık olarak Froude rakamının 0.7-0.8 oldu u durumlardadır. Tabakalanma ve Laminasyon Sedimanter kayaçların en karakteristik özelli i olan tabaka veya laminasyon sedimantasyon biçimindeki de i ikliklerden dolayı olu ur. Bu de i imler genelde sediman ta ınımı ve/veya tane boyu de i imleridir. Tabaka, 1 cm’den kalın katmanlara denir. Daha ince olan katmanlar milimetre ölçe indedir ve lamina olarak adlandırılır. Aslında bir tabakanın iç yapısı laminalardan olu ur. Bir çok tabaka, bazen türbid veya fırtına akıntılarda saatler veya günler içersinde, di er durumlarda ise onlarca yıl hatta daha uzun sürelerde olu ur. Tabaka olu tuktan sonra üzerindeki erozyon yapıları bir sonraki tabakanın çökelmesinden önceki dönemde olu ur. Bu dönemde tektonik olaylar da tabakaları etkiler ve deforme edebilir. 0.3 m 0.2-0.3 0.4-0.7 0.7-1.2 ~1.2 YKSEK KUM ARZI 5m 1-10m TIRMANAN RPILLAR RPILLAR DZLEMSEL TABAKA DURA—AN DALGA ANTDUNE AKINTI YN TABAKA EKL VE ' YAPISI ARTAN AKINTI HIZI DUNELER ve RPILLAR KALINTI 'KELLER GRAVEL BARLARI DZLEMSEL 'APRAZ TABAKALI GRAVEL FORSETLER yksek aknt durumu masif gravel imbrikasyon kalnt akllar 10-100m azalan aknt durumu SU YZEY DUNELER KUM BARLARI 10-100m dzlemsel apraz tabakalanma kalnt kelleri SADECE ASILI MALZEME TA INIMI HAREKETS Z D Z TABAKALAR DURUMU 0.6mm 0.06 mm R KUM GRAVEL BLOK tane boyu veya younluu art GEN KOMPOZT TABAKA EKL VE ' YAPILARI NEHR SSTEM DK E—ML MENDERESL, SREKL AKARSU YKSEK E—ML RGL, SREKL AKARSU YKSEK E—ML GE'C (MEVSMLK) AKARSU AA—I AKINTI REJM YUKARI AKINTI REJM ekil 18. De i ik akıntı hızı ve tane boylarında olu an depozisyonal sedimanter yapılar20 10 20 40 30 0 50 100 dokusal olgunluk art literanit kuvars yzdesi arkoz kuvars arenit trbit akarsu kanal s deniz porozite dokusal olgunluk art 0.04 0.06 0.1 0.2 0.4 0.6 1.0 20 40 60 80 100 DUNE Kum Dalgas. Alt dz tabaka st dz tabaka Rlpllar Gei zonu Dz tabakalarda hareketsizlik durumu ? ? Efazl dalgalar Laminasyon daha çok tane boyunun de i mesi veya laminalar arası tane kompozisyonunun de i mesi sonucu olu ur. Bir çok durumda lamina tek bir depozisyonun ürünüdür ve jeolojik olarak anlık olarak veya daha uzun sürelerde olu ur. Paralel lamina düz, yatay, düzlemsel lamina olarak da bilinir ve bir kaç yolla olu ur. nce kumlarda, silt ve killerde direkt olarak süspansiyondan, yava hareket eden sediman bulutlarından veya az yo un süspansiyon akıntılarından direkt olarak çökelerek olu ur. Bu tip laminalar türbit çökellerinin en üstünde, varvlarda veya ritmik olarak çökelmi buzul gölü ve di er göl sedimanlarında bulunur. Sualtı evaporitlerinde ise direkt olarak sudan çökelme ile olu ur. Kum tane boyundaki düz tabakalanma genelde yüksek hızdaki türbulent akıntılar sonucu olu ur. Bu tip tabakaların karakteristik özelli i parçalanma veya ilksel akıntı çizgisellikleri olu turmalarıdır. Parçalanma çizgisellikleri bir kaç tane boyu yüksekli inde akıntıya paralel olu mu küçük çizgisel tepeciklerdir. Akıntı ripılları, kum dalgaları ve çapraz tabakalanma: Akıntı ripılları, kum dalgaları ve çapraz tabakalanma akıntı a a ıd o ru hareket eden ve tek yönlü akıntı altında olu an tabaka olu umlarıdır. Bunların olu umu akıntı hızına ve tane boyuna ba lıdır. Nehirlerde, deltalarda, ve sı denizel ortamlarda sıklıkla olu urlar. Jeolojik olarak akıntı ripılları genelde korunurlar. Fakat kum dalgaları ve dunelar genelde korunmaz ve yok olup giderler. Ripıllar küçük ölçekli tabaka olu umlarıdır. Dalga boyları bir kaç on santimetreden küçük ve yükseklikleri bir kaç santimetredir. Kesitte asimetrik ve kısa kenarı akıntı a a ı, uzun kenarı ise akıntı yukarı yönü gösterir ( ekil 19). Ripıllar dalga boyu/yükseklik oranı ile de tanımlanırlar bu orana ripıl indeksi denir (Tanner, 1967) ve akıntı rıpıllarında bu indeks 8 ile 20 arasındadır. Dune’lar daha büyük ölçekli yapılardır (mega ripıllar olarak da adlandırılırlar) ve 1 metreden büyük dalga boylarına ve onlarca santimetre yüksekli e sahiptirler. Dune’lar ripıllarla aynı profile ve indekse sahiptirler. Harita düzleminde ise, e er düz iseler iki boyutlu olarak hilalsi, sinüs, lingoid veya katenari iseler üç boyutlu olarak adlandırılırlar. (Allen 1967, ekil 20). Kum dalgaları alçak, düzden sinüse de i en sırtlara, düzgün veya ripıllarla kaplı ön ve arka yüzlere sahiptirler. Kum dalgaları 100 metreye kadar dalga boylarına sahip olabilirler ve indeksleri ripılardan ve dune’lardan fazladır. Ripıllar, dune’lar ve kum dalgları arka yüzdeki malzemenin a ınıp ön yüzde çökelmesi sonucu akıntı a a ıya hareket ederler. Dolayısıyla ön yüzün önündeki çukurlukta anafor ve sediman çı ıo lu ur. Net depozisyonun oldu u durumlarda, ripıllar, dune’lar ve kum dalgaları çapraz tabakalanmaya neden olurlar ve tabaka yüzeyleri aslında depozisyon esnasındaki ön yüze kar ılık gelir. ki temel çapraz tabakalanma ekli vardır ( ekil 21). Düzlemsel çapraz tabakalanma (planar cross- bedding) iki boyutlu tabaka olu umları tarafından ve Tekne çapraz tabakalanma (trough cross-bedding) üç boyutlu tabaka olu umları tarafından meydan getirilir. Dalga boyu sediman anafor anafor anafor 'apraz tabakalanma 'apraz tabakalanma 'apraz tabakalanma Krlma noktas Krlma noktas Krlma noktas ukur Aknt yn Aknt yn Aknt yn ykseklik ykseklik ykseklik tepe arka yz n yz ekil 18. ( bir önceki eklin devamı) ekil 19. Ripıl terminoljisi ve akma yapısı21 DZ SIR TLI SNS KATENAR HLALSI LNGOD DALGALI Dzlemsel apraz tabakalanma Tekne apraz tabakalanma ekil 21. Düzlemsel ve tekne çapraz tabakalanma. Düzlemsel çapraz tabakalar genelde düzlemsel tabakalardan olu ur. Bu tip tabakalarda tabaka yüzeyleri bazal yüzeyle 30° veya daha yüksek açı yaparlar. Çapraz tabaka setleri bir kaç desimetreden bir metreye veya daha fazla kalılıkda de i irler. Düzlemsel çapraz tabakalanma genelde ta ınan kum dalgalarında görülürler. Daha kalın düzlemsel çapraz tabakalanma setleri akıntı a a ı harket eden (ta ınan) barlarda veya küçük delta olu umlarında görülürler. Tekne çapraz tabakalarda, tekne ekilli setler kürek ekilli tabakalarda bir birlerini kesecek veya te et biçimde görülürler. Dalım açıları 25°-30° ye ula abilir. Tekne çapraz tabakalar genelde üç boyutlu yapılar olan hilalsi ve özelliklede sinüs dune’larda olu ur. Net depozisyonun oldu u durumlarda hızlı sedimantasyondan dolayı ripıllar bir birleri üzerine geli irler ve olu an yapıya tırmanan ripılar (climbing ripples) denir. Bu tip ripıllarda arka yüzün a ınım hızı sedimantasyondan yava kalır dolayıısyla hem ön ve hemde arka yüzde sedimantasyon olur. Çamur depozisyonu ile ripıl ta ınma i lemi bir birini takip ediyorsa ripıllar arasında yer yer çamur bantları olu ur bu tip tabakalara flaser tabakalanma denir. E er çamur olu umu ripılları bir birlerinden ayırıp izole edecek kadar fazla ise bu tip tabakalanmaya lens (lenticular) tabakalanma denir. Falser ve lens tabakalanma özellikle gel-git düzlü ü ortamında çok yaygındırlar. Ayrıca delta önünde, delta ilerisinde (prodelta) ve sediman arzının ve akıntı hızının sık sık de i ti i her ortamda olu abilirler. Gel-git ortamında çapraz tabakalanma gel-git’e ba lı olarak iki zıt yönde yönelim gösterirler bu tip tabakalara balık sırtı (herring bone) yapıları denir ( ekil 23). Bir ba ka özel çapraz tabakalanma da epsilon çapraz tabakalanmadır ( ekil 23). Bu tip tabakalar akarsu boyunca akarsuyun yanal olarak yer de i tirmesine ba lı olarak menderesli akarsularda ve gel-git kanallarında olu urlar. Bu tip çapraz tabakalar akıntı yönüne dik olup orta ve küçük ölçekli çapraz tabakaları bir birinden ayırırlar. ekil 20. Ripıl ve dune’ların harita düzlemindeki görünü leri ekil 22. Tırmanan ripıllar.22 Kanal Aknt yn Balk srt yaps epsilon apraz tabakalanma Dalga tarafından olu turulmu ripıllar genelde dalganın her iki yönde de hareketi sonucu simetriktirler (asimetrik de olu abilirler), akarsu ripıllarına göre ripıl indeksleri dü üktür (6-10 arasında de i ir). Barkan dunelarda çapraz tabakalar genelde rüzgarın esme yönüne paralel dalım yaparlarken seif dune’larda ruzgara dik ve her iki yönde, dune’nun uzun ekseni boyunca kısa eksene paralel yönelimde geli irler ( ekil 24). Ruzgar yn Barkan Ruzgar yn Seif Dereceli tabakalanma sedimantasyon esnasında akıntı hızının de i mesine ba lı olarak geli irler. ki tür dereceli tabakalanma vardır. 1. tabaka yukarısına do ru tane boyunun azalması, 2. yukarıya do ru tüm tanlerin boylarının azalması. Kalından nceye derecelenme akıntının aniden durmasını gösterir dolayısıyla türbiditlerde sıkça gözlenir. Azalan akıntı hızına ba lı derecelenme akarsularda ta kın ovası sedimanlarında, gel-git düzlüklerinde, fırtınayı takiben sı denizel ortamlarda da görülür Masif tabakalanma tabakaların her hangi bir iç yapıya sahip olmamaları durumudur. Aslında her tabaka genelde uzaktan masif gözükür. Yakından ve dikkatli inceleme sonucu tabakaların iç yapıları görülebilir. E er gerçekten tabakalar masif ve herhangi bir iç yapıya sahip de illlerse bu çekim akıntılarının çok ani ekilde durmalarını ve buna ba lı olarak ani çökelmeyi gösterir. Ayrıca masif tabakalanma ilksel yapıların daha sonra biyoturbasyon, suyun sistemden atılması veya tekrar kristallenme ile kaybedilmesi sonucu olu abilir ( ekil 25). Di er yaygın sedimanter yapılar çamur çatlakları ve ya mur damla izleridir. Çamur çatlakları genelde ince taneli sedimanların açık havada kuruması sonucu ço unlukla altıgen olu turacak ekilde olu urlar. Çatlakları daha sonraki sedimantasyon a amasında kum veya di er ince taneli sedimanlar doldurabilir. Sineresis çatlakları özellikle gölsel sedimanlarda sedimantasyon sonrası suyun su altında iken sistemden atılması sonucu olu abilirler. Bazı ara tırmacılar kimyasal de i imler sonucu çamur hacmindeki azalmanın sineresis çatlaklarını olu turabilece ini ileri sürerler. Ya mur damla izleri genelde kıtasal ve kıyı ortamlarındaki çamur ta larında görülür. Çamur kırıkları ve ya mur damla izleri tabakanın üstünde olu urlar. Bu özellikleri nedeni ile arazide tabakaların do ru biçimde veya ters dönüp dönmediklerinin anla ılmasında yardımcı olurlar. 2.3.2.1 Türbit Akıntıları ve Olu turdukları Tabaka Biçimleri, Bauma Seviyeleri Türbit akıntıları bir çok yo unluk akıntısı biçiminden sadece birisi fakat özel bir türüdür. Türbit akıntısı turbulens tarafından asılı (suspended) olarak tutulan sedimanın deniz veya göl suyu ile yaratmı oldu uy o unluk farkı nedeni ile sediman yüklü akıntının su altında e im a a ıya do ru akması sonucu olu ular. Türbit akıntıları laboratuvarda, çamurlu suyun aniden temiz suya karı tırılması ile elde edilirler. Do ada çamur ve asılı malzemece zengin akarsuların deniz veya göllerin temiz sularına aniden yükleri ile beraber girmeleri sonucu olu urlar. Bir çok çalı ma göstermi tir ki türbit akıntıları tüm jeolojik zamanlarda özellikle de kıta yamacında ve sualtı ekil 25. Akıntını hızının azalmasına ba lı olarak yukarıya do ru tane boyu azalması dereceli tabakalanmayı olu turur. ekil 24. Barkan ve seif dune’lerde çapraz tabakalanma ve rüzgar yönü ili kisi ekil 23. Balık sırtı yapısı ve epsilon çapraz tabakalanma.23 kanyonlarında olu mu lardır. Tübit akıntıları genelde iki mekanizma ile olu urlar. 1. Spazmodik türbit akıntıları deprem veya fırtına gibi kısa ömürlü katastropik (felaket) olaylar sonucu olu urlar. Bu tip olaylar suda yo un türbülans yaratırlar. Türbülans nedeni ile deniz/göl tabanında yo un erozyona ve bir çok malzemenin suda asılı hale gelmelerine neden olurlar. Bütün bu malzeme deniz/göl tabanında e im a a ıya hızla akmaya ve akarken tabandan daha fazla kazıyabildi i malzemeyi de içine katarak deniz/gölün en derin kısımlarına kadar iner ( ekil 26). Mıddleton ve Hempton (1976)’a göre türbit akıntıları üç kısımdan olu ur. Ön kısmı türbülansın en yo un oldu u kesimdir ve di er kısımlardan en az iki kat kalındır ve deniz suyu ile türbit akıntıyı bir birine karı tıran bir çok burgaçlar içerir. Gövde kısmın kalınlı ı genelde sabittir ve düzgün (steady) ekilde akar. Kuruk kısmı çok daha az sediman yüklüdür ve di er kısımlara göre daha incedir. 2. Sürekli (steady uniform flow) türbit akıntıları sedimanca yo un suyların daha az yo un suya girmesi ve e im a a ı akması sonucu olu ur. Bu tip akıntılar genelde sediman yüklü nehirlerin daha az yo unluktaki göl suyuna girmeleri sonucu olu ur. Bu mekanizma kıta yamacı (denizlerde) için de ileri sürülse de çamurlu nehir suları ile tuzlu denız suyu arasındaki yo unluk farkı göl suları ile olan farka oranla daha az olması sebebi ile denızlerde olu ma ansı daha dü üktür. Türbit akıntıları e im a a ı akarken tabanındaki sürtünme sonuc olu acak yava latma e ilimi a a ıya do ru türbülansın artması ile kompanse edilir. Bu i lem e imin tamamen bitti i deniz yada göl tabanındaki düzlüklerde sona erer. Akıntı yava ladıkça deniz/göl suyu ile karı manında etkisiyle tabandaki tübülans azalır ve akıntı sedimanca daha az konsantre hale gelir. Bu i lem ön kısımda ta ınan ve geriye kalan kalan sedimanın azalmasına ve sonunda akıntının tamamen yok olmasına sebep olur. Türbit akıntılarda sedimantasyon mekanizması tam olarak anla ılamamı olsa da deneysel veriler akıntının her a amasında sedimantasyonun ve erozyonun olu tu unu göstermektedir. Örne in, akıntı esnasında ön kısımda genelde erozyon olurken kuyruk kısmında sedimantasyon olmaktadır. Akıntının pozisyonuna ve ilksel sediman miktarına ba lı olarak, akıntı içindeki sedimanın konsantrasyonu az veya çoktur. Buna göre %20 ile %30 oranında sediman ta ıyan akıntılar dü ük yo unluklu türbit akıntılar ve daha fazla orana sahip akıntılar ise yüksek yo unluklu türbit akıntılar olarak adlandırılırlar. Türbit akıntılar sonucu sedimanlar türbiditler olarak da adlandırılırlar ve iki türlüdürler. Yüksek yo unluklu akıntılarda olu an sedimanlar genelde daha kalın tabakalı, dü ük boylanmalı, daha iri taneli, görece kötü derecelenmeli, çok az içsel laminalı, taban yapıları ya geli memi yada çok azdır. Bazı kalın tabakalı türbiditler daha ince taneli, laminasyonlu ve küçük öçekli çapraz tabakalıanmalı tabakalara geçi gösterebilirler. En üstte çok ince taneli sedimanlar ve kuyruk kısmında homojen çamur ökelimi olu ur. Dü ük yo unluklu türbit akıntılsedimanları ince katmanlı, ince taneli, taban kısmı iyi geli mi dikey derecelenmeli ve boylanmalı, iyi geli mi laminalı, küçük lçekli çapraz tabakalanmalıdır. Tabanda iyi geli mi taban yapıları olu ur ( ekil 16) Bauma (1962) bir türbidit akıntısının (her iki akıntı türünün) olu turabilece i ideal tabaka yapısını be yapısal kısıma ayırmı tır ( ekil 26). Bu yapısal kısımlar zaman içersinde enerjisi/gücü dü mekte olan türbit akıntısının de i en akıntı rejimlerinde ( ekil 18 ve 26) olu turaca ı sedimanter yapılar ve tabaka ekilleridir. Kalın tabakalı, iri taneli türbiditlerde genelde A ve B seviyeleri iyi geli mi ken C, D ve E seviyeleri ya yoktur veya iyi geli memi tir. nce tabakalı, ince taneli türbiditlerde ise C,D ve E seviyeleri iyi geli mi ken A ile B ya iyi geli memi veya yoktur. A ve B nin dominant oldu u tabakalar akıntının proksimal (kayna a yakın) kısmında olu tu uve di er kısımların dominant oldu u tabakaların distal (kaynaktan uzakta havza içine do ru) kısımlarda olu tukları farz edilirsede Nilsen (1980) akıntının yata ından ta tı ı proksimal alanda fakat akıntının yan kısımlarındaki alanlarda C,D ve E nin dominant oldu u ve distal kısımlarda akıntı yata ının olu turdu u kanallarda ise A ve B nin dominant oldu u türbiditlerin varlı ını göstererek bu görü ün yanlı oldu unu ortaya koymu tur. Dolayısıyla türbiditler için distal ve proksimal kavramlarının kullanılmaması yerindedir. . 2.3.3 Sedimantasyon Sonrası-Deformasyon Yapıları Bu gurup yıkılma yapıları, konvolut tabakalanma veya laminasyon, yük kalıpları ve kum daykları ile su kaçma yapılarını içerir.24 kum (taban ganl olabilir) ? st aknt rejiminde dz tabakalanmas YORUM Pelit st paralel lamina ? st aknt rejiminde hzl kelme Alt aknt rejiminin alt ksm Pelajik kelim veya ince taneli, dk younluklu trbit aknt kelimi dzlemsel paralel lamina Masif veya dereceli tabakalanma Ripllar, dalgal veya convolt lamina amur kum TANE BOYU BAUMA (1962 ) SEVYELER silt A B E D C karma karma Vgvde 1.25 Vn gvde n Vn karma karma burgalar r: durgun su younluu d: n ksmn kalnl Dr: aknt ile su arasndaki younluk fark Vn = Dr gd 2 r 0.7 ekil 26. Türbit akıntıların olu um mekanizması ve türbiditlerde olu abilecek ideal dizilim olan Bauma seviyeleri25 Yıkılma Yapıları (slump structures): Belli bir e imde veya yamaçta çökelmi sedimanlar her an kaymaya e ilimlidirler. Kayma küçük ölçekte oldu u gibi tek tabakada veya çok büyük ölçeklerde de bir çok tabakayı ve katmanı içerecek ekilde gerçekle ebilir. Tabakaların kayma sonucu kıvrımlanması veya buru ması çok yaygındır. E er kayan kayaçlar yeterince litifiye olup kırılganla tılarsa bre le me de görülür. Bir çok kayma, depremler tarafından tettiklenirler. Sedimantasyon esnasında olu an yıkılma yapılarını tektonik yıkılma yapılarından ayıran en önemli özellik alttan ve üstten deformasyona u ramamı tabakalar tarafından sınırlanmasıdır. Altta kıvrımlanmamı deformasyona u ramamı kaymanın oldu u bazal tabaka ve üstte ise kıvrımlanmadan sonra sedimantasyonun oldu unu gösteren tabakalanma vardır. Bu tabakalar dereceli olarak az kıvrımlıdan deformasyona u ramamı tabakaya tedrici geçi ile karakterize edilirler ( ekil 27). B rb a ka deyi le kıvrımlı düzeyi ve üstü simetrik de ildir. Konvolt T. Kayma kvrmlar Kum dayk 'amur volkan Konvolut tabakalanma Yk kalplar kayma dzlemi top Alev yaps ekil 27. De i ik deformasyon yapıları Konvolut tabakalanma (küçük ölçekli ise konvolut laminalanma) çapraz veya düzlemsel tabakalarda düzensiz kımrımlı ve buru ukluklar olarak görülür. Genelde tabakanın en üst seviyesi etkilenmi tir. Bazı konvolutlar içinde geli tikleri tabakanın en üstünde düzgün bir ekilde bulunurlar veya en üst seviyeleri keskin bir ekilde bitebilir, bu da onların sedimantasyon sırasında olu tuklarının en büyük kanıtıdr. Konvolut tabakaların olu um mekanizması tam olarak anla ılamamakla birlikte genelde diferensiyal (farklı noktalarda farklı olarak) sıkı maya ve yanal olarak tabaka içi su kaçma proseslerine veya tabakanın üstünün akıntılar tarafından makaslamaya u ramasına ba lıdır. Konvolut tabakalanma türbiditlerde, güncel akarsu, gel-git düzlü ü ve evaporitik gölsel ortamlarda yaygınca görülürler. Yük Kalıpları: yük kalıpları taban yapıları olup kumlu sedimanların altlarındaki ince taneli sedimanlara, üzerlerindeki yükün a ırlı ı nedeniyle, yapmı oldu u baskının sonucu olarak olu urlar. Yük kalıpları çok de i ik büyüklük ve çe itliliktedirler. En yaygın olanları çamur içersindeki kum topları, alev yapıları ve yastık yapılarıdır. Alev yapıları çamurun üzerindeki kum tabakasına sokulması sonucu alev eklini alması ile olur ( ekil 27). Kum topu ve kum yastı ı üstteki kumun çamura sokulması sonucu olu ur e er kum ana tabakasından koptu ise buna top, kopmadı ise yastık yapısı denir. Su Kaçma Yapıları: sedimantasyondan sonra kayaçlar suya doymu ekilde bulunurlar. Sedimantasyon sonucu üzerlerindeki yükün artması ile sıkı ma ve buna ba lı olarakta hacimlerinde azalma olur. Hacmin azalması içlerindeki sıvıların basıncının artmasına neden olur. Artan basınç sonucu tabaka içindeki su tabakaları delerek yüzeye do ru hareket eder. Suyun geçti i yol boyunca tabakaları kıvırması ile su kaçma yapılarını ve eger ince kum veya çamur ta ıyor ise bu malzemeyi yarattı ıb o lu a doldurması sonucu kum dayklarını olu turur. Kum veya çamur yüzeye çıkarsa çamur volkanları olarak suyun kaçtı ı deli in üzerinde toplanır. Ayrıca tabakalar arasında suyun yanal olarak kaçması ve küçük ölçekli dayklar olu turması sonucu tabak ve direk/kazık yapıları olu ur ( ekil 28).26 Direk/kazk Tabak 2.3.4 Biyojenik sedimanter Yapılar Biyojenik sedimanter yapılar organizmalar tarafından olu turulan yapılardır. Organizmalar tarafından olu turulan sedimanter yapılar fosil izleridir ve iknofosiller (ichnofossils) olarakta adlandırılırlar. Fosil izleri hangi fosil tarafından bırakıldı ı anla ılacak kadar her organizma türüne göre özeldir. Bu izler orjinal sedimanter yapıları bozar hatta ilksel yapıyı tabakalanmayı veya laminasyonu tamamen yok edebilen biyoturbasyon yapılarıdır. Bununla birlikte bir çok izin hangi organizmalar tarafından yapıldı ı kesin olarak bilinmemekle birlikte benzer ya am ekilleri olan canlılar benzer iz bıraktıkları için en azından ya am biçimini anlıyabiliriz. Bu fosillerin en önemli özelli i, sedimanın hangi depozisyonal ortamda olu tu u konusunda bize bilgi veriyor olmasıdır. Çünkü belli fosil izleri sadece belli sedimanter ortamlarda veya belli bir su derinli inde bulunmaktadırlar. knofosiller be temel guruba ayrılırlar ( ekil 29); 1. beslenme yapıları, 2. yuvalanma yapıları, 3. sürünme izleri, 4. dinlenme yapıları 5. kazıma izleri. Bazı iknofosiller yukarda bahsedilen grupların kombinasyonu olarak bulunurlar. Dinlenme yapıları genelde vajil (deniz tananına sabit olarak yapı mayan tabanda çok yava olarak sürüklenen canlılar) epibentik canlılar tarafından olu turulur. Bu tip iknofosiller genelde fosilin eklini veren yapılardır. Örne in, sedimanter kayaçların içerisinde deniz yıldızı sıklıkla rastlanır. Sürünme yapıları sürüngen canlılar tarafından olu turulur bunlar tipik olarak yırtıcı, avcı veya çamur yiyen hayvanlardır. Bunlar trilobitten dinazora kadar de i en fosil gruplarını kapsar. Sürünme izleri genelde do rulsal veya yarı do rusaldır. Kazıma izleri genelde hareketli sediman üzerinde veya hemen yakınında beslenen fosiller tarafından olu turulur. Bıraktıkları izler genelde tabaka yüzeyinde çamur yiyerek beslenen fosiller tarafından yapılmı sarmal veya radyal kanallardır. Beslenme yapıları tabakanın içersinde görülür yani sediman yüzeyinin altında burrov (oyma) sisteminde ya ayan epibentik veya endobentik canlılar tarafından olu turulur. Dolayısıyla bu tip fosiller sedimanla doldurulmu bir oyuk a ıo l u tururlar. Yuva yapıları sesil (hareketsiz) veya yarı-sesil canlılar tarafından olu turulur. Bu tip yapılar genelde dikey tüp ekilli yapılardır. U ekilli tüpler veya daha karma ık yapılar da olabilir. Bir di er iz fosil gurubu sondaj yapılarıdır ve genelde sert kayalarda ve özellikle kireçta ında görülür. Di er oyma yapılarından ayırıcı özelli i bu yapıların yumu ak sedimanlarda de il sert zeminde açılmı olmasıdır. 2.3.5 Paleoakıntı Analizi Bir çok sedimanter onları olu turan ortamdamdaki ve paleoakıntı yönlerinin bulunmasında Paleoankıntı yönlerinin bulunması, paleojo rafyanın anla ılabilmesi ve kum olu umlarının geometrisinin anla ılmasında ve provenans analizinde hayati öneme sahiptir. Ayrıca bazı paleoakıntı geometrileri sadece belli sedimanter ortamlara aittir. Bu bilgi ek bilgi olarak sedimater ortamın anla ılmasında yardımcı olur (Tablo 6). Bazı sedimanetr yapılr vektöreldir, dolayısıyla akıntının tam olarak aktı ı yönü verir. Çapraz tabakalanma, asimetrik ripıllar, kaval yapıları, ve imbikasyon bu türden yapılardır. Di er yapılar ise sadece akıntının akı çizgisini verir (trend), akıntı bu çizginin herhangi ucundan biri yönünde akmı olabilir. Parçalanma çizgisellikleri, tane dizilimi, fosillerin dizilimi, simetrik ripıllar, ve oyuk yapıları bu türdendir. ekil 28. Tabak ve direk/kazık yapıları27 Zoophycos Skolithos Thalassinoides Vertebre izleri Asteriacites Helminthoides YUVA KAZIMA Chondrites BESLENME SRNME DNLENME Arazide paleoakıntılar basit olarak pusula yardımı ile ölçülür. E er tabaka 15°den daha fazla e ikse, tabaka yatay pozisyona geitirilmelidir. Bu amaçla arazide tabakanın e im ve do rultusu ve tabaka üzerindeki paleoakıntı yönü ile beraber ölçülmelidir. Veri ne kadar fazla ise kesinlik te o oranda artaca ından olabildi ince fazla ölçüm yapmak her zaman daha iyidir. E er tek yönlü akıntı (unimodel) ortamı çalı ılıyorsa küçük bir alan için 20-30 ölçüm en optimum miktardır. Bimodal veya fazlası için çok daha fazla ölçüm gereklidir. Ortalama akıntı yönünün bulunması için toplanan veriler gül diagramı yardımı ile bulunur ( ekil 30). E er tek bir trend bulundu ise gül diyagramı simetrik de ilse asimetrik olacaktır. Paleoakıntı yönleri fasiyes bilgisine dayandırılmalıdır. Aksi takdirde yapılacak yorumlar yanlı olabilir. Çapraz tabakalar kullanılarak yapılan ölçümler bir çok akarsu, delta ve sı deniz çökelelerinde güvenilir sonuçlar vermi tir. Daha küçük yapılar kullanılarak yapılan ölçümler ripıl örne inde oldu u gibi, daha çok ikincil akıntıları verece inden yapılan yorum yanlı olabilir. O yüzden küçük yapılar büyük yapılara yardımcı bilgi olarak kullanılmalıdır. Türbit akıntılarında en güvenilir sonuçları taban yapıları (kaval yapıları, alet izeleri gibi) vermektedir. Ortamlarına göre kullanılan yapılar Tablo 6.da verilmi tir. Tablo 6. Çökel ortamlarda paleo-akıntı yapıları ve da ılımları Ortam Sedimanter Yapı Da ılım paterni Aeolian (Çöl) Büyük ölçekli çapraz tabakalanma Barkan dunelarında ise unimodal ve paleo- ruzgar yönünü verir. Seif dunelarda ise bimodal. Kompleks seif ise polimodal Akarsu En yaygın yapılar çapraz tabakalanmalı dunelar, kum dalgaları, parçalanma çizgisellikleri, ripıllar, oyma izleri, lateral tane boyu de i imi, imbrikasyon Paleo-akıntı, paleo-yamacı ve provenensın yerini gösterir: dü ük menderesli derelerde küçük sapmalarla beraber unimodal, Yüksek menderesli derelerde ve alüvyal yelpazelerde çok sapmalı ama yine de unimodal. Delta Dune’lar, kum dalgaları, kanallar, parçalanma çizgisellikleri. Ripılların olu turdu u çapraz tabakalar. Yer yer deniz dalgaları ve gel-git’in da ılımı çok fazla karma ıkla tırmasına ra men genelde unimodal. Sı deniz Dunelar, kum dalgaları dominant. Ayrıca ripıllar ve kanallar. Gel-gitin terslenmesi nedeni ile genelde bimodal. E er tek tip gel-git rejimi dominant ise unimodal. Polimodal ve düzensiz da ılımlarda oldukça yaygındır Turbit havzası En güvenilir metod taban yapılarının kullanılmasıdır. Ayrıca çapraz tabakalanma tane dizilimi, yıkılma yapıları. Basene veya paleo yamaca dik olsada genelde her zaman unimodal. Bir denizaltı yelpazesinde ise radyal. Konturitler paleoyamaca paralel akıntı yönü verirler. ekil 29. z fosilleri/ knofosiller28 Unimodal Bimodal Polimodal 2.4 KITA KÖKENL KIRINTILI SED MANLARIN SINIFLANDIRILMASI Sedimanter kayaçların sınıflandırılması kayacın petrografik özelliklerine göre yakla ık olarak veya mikroskop altında tanelerin modal (alansal/hacimsel) kompozisyonlarına göre yapılır. Bunun yanında, arazide lup yardımı ile modal da ılım yakla ık olarak da tahmin edilebilir. Bir çok sınıflandırma sistemi üçgen da ılım diyagramları kullanır ve üçgenin kö elerini kuvars, feldspat ve kayaç parçacıkları olu turur. Bu üçgenler kompozisyona göre belli alanlara bölünür ve modal da ılıma göre o kayaca isim verilir. 2.4.1 Karı ık Sedimanların sınıflandırması Bir çok sediman tane boyuna ba lı olarak çakıl, kum ve kilden olu ur. Gev ek, kayaçla ma a amasına geçmemi sedimanlar, genelde bu üç tane boyuna göre ve bazıları da siltide içerisine alacak ekilde sınıflandırılırlar. Bu sınıflandırmaya göre sedimanın çakıl içerip içermedi ine bakılarak çakıl-kum-çamur sınıflandırması yapılır. Bu sınıflandırmada kil ile silt aynı gurupta yer alır, yani her ikisi beraber çamur gurubunu olu tururlar. E er sedimanda çakıl oranı toplam sedimanın %80’ninden fazla ise çakıl ismini alır. Çakıl oranı %80’den az ise di er tane boylarına bakılarak ekil 31’da gösterildi ig i b id e i ik bölgelere ayrılır. Örne in, Çakıl oranı %80’den az fakat %30dan fazla, kum/çamur oranı birden büyükse bu sediman çakıllı-kum adını alır. Aynı ekilde çakıl oranı %30’dan az, kum/çamur oranı birden küçükse bu sediman çamur adını alır. E er sedimanda çakıl mevcut de ilse bu durumda kum-silt-kil diyagramı kullanılır ( ekil 31). Bu diyagrama göre e er kum oranı %90’dan fazla ise sediman kum adını alır. Kum oranı %90’dan az fakat %50’den fazla ise diyagram üç alana ayrılır. Kil/silt oranının üçten büyük oldu u bölge killi- kum, kil/silt oranının 1/3den küçük oldu u bölge siltli-kum. <3 Kil/silt >1/3 aralı ı çamurlu-kum olarak adlandırılır. G MG SG MS G 'amur (M) Kum (S) 'akl (G) %30 %80 %50 %90 K M Z Silt (Z) Kil (K) Kum (S) S KS MS ZS 2:1 1:2 ekil 31. Karı ık sedimanların sınıflandırılması (Folk 1954). Çakıl içeren sedimanlar için soldaki, içermeyen sedimanlar için sa daki diyagram kullanılmalıdır. ekil 30. De i ik paleoakıntı yönleri. Unimodal: tek yönlü, Bimodal: çift yönlü, polimodal: çok yönlü29 2.4.2 Kumta ı Sınıflandırması Bir çok kumta ı ve çakıltaıd ei ik mineral ve kayaç parçalarının kırıntılarından olu urlar.Genelde daha yaygın olmaları nedeni ile kuvars artı çört, feldspar, kayaç parçacıkları ve ince taneli hamur (matriks) sedimanter kayaçların sınıflandırılmasında kullanılacak öneme sahiptirler. Hamur genelde kil ve kil boyutlu (>0.03mm) kayaç parçacıklarından olu ur ve kumta larının taneleri arasındaki bo lukları doldurur. Kumta larının kompozisyonu oldukça sade olmasına ra men sadece 1950’den itibaren de i ik ara tırmacılar tarafından en az elli de i ik sınıflandırma eması önerilmi tir. Bu sınıflandırmalardan bir kısmı jenetik (olu um biçimine göre) sınıflandırma olsada bir çok gözleme dayalı sınıflandırma KFP (kuvars, feldspar, kayaç parçaları) oranlarına dayalıdır. Bu sınıflandırmaların hepsinde üçgen diyagramlar kullanmı olup üçgenin kö elerine kuvars, feldspar ve kayaç parçacıklarını konulmu tur ( elil 31). Bu sınıflandırmalar feldsparların cinsine göre ayrıca k-feldspar, Na-plajioklas ve Ca-plajioklas olmak üzere alt gruplara ayrılırlar. Kayaç parçaları ise kayaç parçasının kökenine göre sedimanter, magmatik ve metamorfik (fillitik) olmak üzere alt gruplara, her kayaç sınıfı da bir alt gruba ayrılır. Örne in sedimanter kayaç parçaları karbonat literanit, kumta ıv e y a eyl literanit, çört-arenit gibi alt gruplara ayrılırlar ( ekil 32). 2.4.3 Bazı Kumta larının Özellikleri Kuvars-arenitler: Kuvars-arenitler genelde beyaz, krem rengi ve çok seyrek olarak kırmız veya pembemsi renklerdedirler. Genelde yüzde 90-95 kuvars çok az çört ve kuvartzit parçaları içerirler. Kuvars-arenitler, genelde, orto-kuvarzitlerle karı tırılabilir. Orto-kuvarzitler metamorfizmaya u ramı ve metamorfizma sırasında yo un olarak silisyum çimantolanmasına u ramı kumta larıdır. Kuvars arenitler ayrıca az miktarlarda potasyum feldspar, ortoklaz, mikrokleyn veya sodyumca zengin feldspar (albit), muskovit ve çok az miktarlarda ultra duraylı a ır mineraller içerirler. A ır minerallerden bazıları; zirkon, turmalin ve rutil’dir. Felds-arenit Litik-arkoz Feldspatik-literanit Literanit Subfelds-arenit Subliteranit Kuvars-arenit Sedimanter literanit Fil-arenit Magmatik-arenit Kumta-veya eyl-arenit 'rt-arenit Karbonat- literanit K-feldspar Albit Anortit Plajiyoklaz feldsarenit K-feldsarenit 3:1 1:1 1:3 %75 %95 1:1 1:1 1:1 1:1 %50 McBride (1963) Litik-arkoz Feldspatik- literanit Arkoz Literanit Kuvars-arenit Sub-literanit Sub-arkoz litik-sub-arkoz %25 %5 %10 %10 %50 Feldspat Kaya paralar Folk et al. 1970 ekil 32. McBride ve Folk’a göre kumta larının sınıflandırılması Kuvars-arenitler genelde iyi boylanmı ve hamursuzdurlar. Taneler iyi yuvarlanmı tır. Özellikle eolian (ruzgar/çöl/yel) kökenli kuvars-arenitlerde bimodal tane boyu da ılımı yaygındır. Çimento genelde silikadır (SiO 2 ) veya seyrek olarak kalsiyum karbonattır (CaCO 3 ), ayrıca ferrik oksit mineralleri (Hematit ve Goethit) çok seyrek olarak yalnız ba larına veya SiO 2 ve CaCO 3 ’le birlikte çimento olarak bulunabilir. Kuvars-arenitler metamorfik kayaçlardan ilk döngü (ilk ürün) veya genelde sedimanter kumta larından ikinci veya daha daha fazla döngü ürünleri (aynı kum tanesinin tekrar a ınıp yeni bir ortama ta ınıp yeni bir kum ta ında tekrar kullanılması) olarak bulunurlar. E er ilk döngü ürünleri iseler, kuvars-arenitler genelde eolian orijinlidirler. Çünkü akarsu ortamları çok iyi yuvarlanmı ve boylanmı %95’ler oranındaki kuvarsı olu turamazlar. Fakat sahil ortamında bulunabilirler ama bu güne kadar hiç bir ara tırmacı bu tip bir kuvars-arenite rastlamı de ildir.30 Felds-arenitler: Felds-arenitler tipik olarak pembe veya kırmızı renklidirler. Yer yer beyaz veya krem rengi olabilirler. Kızıl renkler pembe feldspar veya hematitten kaynaklanır. Genelde bol miktarda fakat %90’dan az kuvars %10’dan fazla feldspar içerirler. Feldspar oranı %25’den fazla ise genelde Arkoz olarak adlandırılırlar. Bu tip kumta larında genelde potasyum feldsparlar ortoklaz, mikrokley ve pertit yaygındır. Ya potasyum veya sodyum feldspar dominantır. Kalsiyum plajiklas pek enderdir. Di er parçaları muskovit veya biyotit mika, de i ik kayaç parçaları ve a ır mineraller olu turur. Felds-arenitler çok az hamur içeririler, bazı arkozlar çok az demir oksitlerle boyanmı kaolinli kil içerebilirler. Bazı killer diyajenez kökenli olabilir. Boylanma genelde kötüdür. Bazı uzun mesafeler ta ınmı felds-arenitlerde yuvarlanma ve boylanma iyi derecede olabilir. Feldspar taneleri genelde kö eli veya az kö elidir ama birlikte bulundukları kuvarsa göre daha yuvarlaktırlar. Genelde ba lıca çimento kalsittir. Yer yer kuvarsların etrafında silika büyümesi ve hematit çimento da olu abilir. Ayrıca bazı kumta larında hematit kalsit çimento içersinde noktalar olarak görülebilir. Felds-arenitler, genelde, granitlerin veya çokça k-feldspar içeren metasomatik kayaçların yerinde günlenmesi ve a ınması sonucu gru olarak adlandırılan grainlerin (2-4 mm tane boyu) az bir mesafe ta ınması sonucu olu urlar. Litik-arenitler: Litik arenitler genelde açık gri, tuz-karabiber karı ımını andıran renklerde kayaçlardır. Bazı volkanik kökenli litik-arenitler koyu gri veya koyu ye ilimsi renklerde olabilir. Bu tip kayaçlarda hakim kompozisyon kayaç parçalarından olu ur. Kuvars genelde oldukça fazladır ama %90’dan azdır. Kayaç parçaları genelde %10 ile %50 arasında de i ir. Genelde, dü ük dereceli metamorfik kayaçlardan (fillit, sleyt, mika ist vb.), afanitik volkanik kayaçlardan (bazalt, andezit, dasit vb.) veya ince taneli sedimanter kayaçlardan ( eyl, siltta ı, çört, kireçta ı, dolomit vb.) türemi lerdir. Litarenitler iyiden kötüye kadar tüm boylanma ve yuvarlakla ma türlerinde olabilirler. Bir çok ders kitabı litarenitlerin genelde hamur içermediklerini var olan hamurun diyajenez esnasında ezilen parçaların olu turdu unu yazar. Bu tip hamur yalancı-hamur (pseudomatrix)ve y aotojenetik- hamur veya otojenetik olarak çökelmi hamur olarak da adalandırılır. Volkanik kayaçlarca zengin litarenitler az da olsa hamur içerirler. Ayrıca bir çok jeolog hamurun bir kısmının diyajenez esnasında tanelerin altere olup kille ti i konusunda fikir birli indedir. Litik-arenitlerde çimento genelde kalsit ve kuvarstır. Smektit kil mineralleri, klorit ve korronsit (montmorillonot-klorit interlayeri) yer yer lifsi veya mikrogranül olarak çimento olarak bulunabilir. Literanitler yakla ık olarak kumta larının %25’ini olu turular. Bunlar kompozisyon olarak olgunla mamı lardır. Bir çok literanitin zayıf mukavemete sahip olması onların çok fazla ta ınmadıklarını ve olu tukları yerden fazla ta ınmadan çökeldiklerini gösterir. Pettijohn et al. (1973) üç tip literanit ayrımı t ı r .1 .a l ü v y a lk u m t a ları, yükselen blokların hemen önündeki yamaçların eteklerinde olu mu lardır, 2. geni kratonlarda büyük nehirler tarafından hemen havza kenarından veya uzaklardaki yükselen alanlardan ta ınmı ve hemen yanındaki havzalarda çökeltilmi (molaz basenleri), 3. Denizel tübit literanitleri. Molaz basenleri plaka tektoni i kavramından önce türetilmi bir kavram olup genelde karasal ve kıyı/sahil, sı -deniz, gölsel çakıl ve kumta larının dominant oldu u, yükselen alanların hemen yanında olu mu regresif havzalara verilen addır. Sedimantolojik bir kavram de ildir, daha çok tektono-sedimanter bir kavramdır. Sedimantolojik olarak günümüzde kullanılmamaktadır. Grovak (greywacke) : Grovak kavramı plaka tektoni inden önce jeosenklinal kavramlarının yaygın oldu u dönemlerde, %15’den fazla hamur içeren ve çok dü ük derecede metamorfizmaya u ramı bu metamorfizma sonucu geli mi olan klorit yüzünden ye ilimsi gri renkli literanit veya feldspatik-literanitlere verilen isimdir. Grovaklar orojenik bölgelerde çokca yaygın olup tüm kumta larının %20’sini olu turular. Sedimantolojik olarak günümüzde kullanılmamaktadır. Di er Kumta ları: Yukarıda adı geçen kumta ları dı ında sı deniz ortamında demirin ve demir fosfatın direkt olarak sudan çökelmesi sonucu olu an glakonit ve amozit içeren kumta ları, volkanizma sonucu tamamen volkanik küllerden olu an kumta ları vardır. Volkanik kumta ları genelde volkani-kalstik veya volkano-klastik kumta ları olarak adlandırılır. Di erleri ise hibrit kumta ları olarak adlandırılırlar (Boggs 1987).31 2.4.4 Çakılta larının (Konglomera) Özellikleri Çakılta ları temel olarak iki ayrı guruba ayrılırlar. 1. Orto-çakılta ı %15’den daha az hamur içeririler. 2. para-çakılta ı %15’den fazla hamur içerirler. Sadece tek tip çakıl bile imine sahip olan çakılta ları oligomikt çakılta ları, çok farklı tane tipi içeren çakılta ları petromikt, humurca zengin çakılta ları ise diamiktitler olarak adlandırılırlar. Diamikt tanımı ayrıca hamurca zengin her türlü sedimanter kırıntılılar için kullanılabilir. Buzul ortamında olu mu petromikt çakılta larına tillit (tillite) denir Tane boyu büyüklü üne göre çakılta ları ince çakıllı konglomera, kaba çakıllı konglomera,ve bloklu çakılta ları olarak ayrılırlar. Tane kompozisyonuna göre yani içerdi i malzemeye göre de ad alabilirler. Örnek olarak; kuvarsit çakılta ı, kireçta lı çakılta ı, bazalt çakılta ı gibi. Ayrıca tane boyu ve kompozisyonla birlikte kullanılabilir. Kuvarslı ince çakıllı çakılta ı, kaba çakıllı kireçta lı çakılta ı/konglomera veya de i ik çakıllar içeriyorsa petromikt kaba çakıllı çakılta ı gibi. Çakılta larında taneler arası boluklar daha ince tane boyundaki malzeme ile doldurulabilirler. Bu malzeme kum boyutundan daha ufak tane boylarına kadar de i ebilir. Kumta larında bu malzeme 0.03mm’den küçük kil tane boyuna sahip malzemedir ve hamur olarak adlandırılır. Çakılta larında taneler arası bo lukları dolduran malzemeye çakılta ı kafesi (Conglomerate framework) denir. Bir di er çakılta ıtip iintraformasyonal çakılta larıdır. Intraformasyonal çakılta ları genelde aynı çökelim havzasından daha önce çökelmi malzemenin a ınıp tekrar aynı havzada sedimantsayona katılması sonucu olu ur. Extraformasyonal çakılta larında ise çakılta ı, çökelmenin oldu u havzanın dı ından malzeme almı tır. ntraformasyonal çakılta ları havzada sedimantasyon devam ederken tam olarak ta la mamı /litifiye olmamı ve erazyona maruz kalmı tabakaların a ınımı ve havzaya tekrar ta ınması ile olu ur. Bu i lem su üstünde de olabilir, çamurların kuruyarak tekrar a ınıp çakılta ı üretmesi veya su altında belli bir deniz altı yamacının faylanıp su altı heyalanı yaratıp daha derinlere ta ınıp tekrar çökelmesi gibi. ntraformasyonal çakılta ları genelde çamur veya kireç tanelerinden olu urlar. Taneler genelde kö eli veya çok az yuvarlaklı au ramı lardır. Bu özellikleri onların fazlaca ta ınmadıklarını gösterir. Bu tip ortamlarda olu mu çakılta larında bazen düz çakıllar çok güçlü dalgalar tarafından kö elerinden birbirleri üstüne dizilmi lerdir bu tip çakılta larına edgewise konglomeara denir. 2.4.5 Çamurta larının Sınıflandırılması Çamurta ları genelde silt ve kil tane boyuna sahip malzemeden olu urlar. eyl terimi genelde kumta ı, çakılta ı gibi bu sınıfın (çakılta ı sınıfı) tanımlanmasında kullanılırken günümüzde eyl sadece laminasyona sahip çamurta ları için kullanılmaktadır. Çamurta ları genelde 0.06mm’den daha küçük tane boylarına sahip olmaları nedeni ile onların kompozisyonu normal büyütme gücüne sahip bir lup veya sıradan bir mikroskopla görülemez. Bu yüzden daha komplike aletlerin gerekli olması bu tip çalı maları zor ve pahalı hale getirmektedir. Bu nedenle bir çok jeolog çamurta larının kompozisyonunu belirleme çalı ması ile u ra ma zahmetine girmezler. Bu yüzden çamurta ı sınıflandırmaları çamurta ı kimyasına (kompozisyonuna) de il de, genelde, fiziksel özelliklerine göre, yani içerdi i kil veya silt oranlarına, sertli ine, sudaki dayanımına veya laminasyona sahip olup olmadı ına ba lı olarak yapılır. eyller fisiliti denen özel bir tür laminasyona sahiptirler. Fisility sulu bir otamda çökelmi olan çamurun daha sonra tabaka arasından suyun kaçması ile olu turmu oldu u bir tür düzlemsel ayrılma yüzeyleridir. Bunların yanında renk, çimento tipi, (kireçli, demirli, silisli gibi) elde bıraktı ı hisse göre (pürüzlü, kaygan), fosil içeri i, minaroloji ve di er de i kenlere ba lı olarak bir çok sınıflandırma vardır. Bu sınıflandırmalardan birisi Tablo 7’de verilmi tir. E er kil içeri i kayacın 2/3den fazla ise ve 10mm’den kalın tabakaya sahip ise kilta ı, laminalı ve 10mm’den ince tabakalı ise kil eyli olarak adlandırlır. Tablo 8’de çamurta larının sınıflandırılmasında dikkat edilecek özellikler verilmi tir.32 Tablo 7. Çamurta larının sınıflandırılıması Kil yüzdesi 0-32 33-65 66-100 Arazi Özelli i taneli tanesiz kayganlık Tabaka >10 mm Tabakalı silt Tabakalı çamur Tabakalı killiçamur Duraysız lamina <10 mm Laminalı silt Laminalı çamur Lamimalı killiçamur Tabaka >10 mm Tabakalı silt Tabakalı çamurta ı kilta ı Duraylı lamina <10 mm Laminalı silt Laminalı çamurtaıK i l eyl Kuvars arjillit Arjillit Kuvars eyl Sleyt Metamorfik Metamorfizma Derecesi Dü ük Yüksek Fillit/mika ist Tablo 8. Çamurta larının tanımlanmasında kullanılan özellikler Özellik Tanımlama örnekleri,... Renk Gri, ye il, kırmızı, kahve, boz,... Fisiliti derecesi Fisil, fisilitisiz, blok biçimli, ka ıtsı, ... Sediman yapısı Tabakalı, laminalı, kayma yapılı, bioturbasyonlu, masif,... Mineral içeri i Kuvarslı, litik, kaolinli, zeolitli, mikalı, kalsitli, jipsli, dolomitli,.. Organik içeri i Organikçe zengin, bitümlü, karbonlu,... Fosil içeri i Fosilli, foraminiferli, ostrakodlu, graptolitli,...33 3. KARBONATLAR VE KIRINTILI OLMAYAN KAYAÇLARIN SED MANTOLOJ S 3.1 Giri Kırıntılı olmayan kayaçlar genel olarak “biyokimyasal” kökenli kayaçlar olarak adlandırılmakta olup, de i ik kimyasal ve biyokimyasal prosesler sonucu olu urlar. Bu kayaçların olu masında (çok yaygın olmamakla beraber) CaCo 3 ’ün inorganik olarak sudan direkt çökelmesinin yanında biyolojik ve biyokimyasal prosesler en belirleyici etmenlerdir. Kimyasal kökenli kayaçlar mineralojisine ve kimyasal içeri ine ba lı olarak altı temel gruba ayrılırlar. 1) Karbonatlar, 2) evaporitler, 3) silisli sedimanter kayaçlar (çört), 4) Demirce zengin sedimanter kayaçlar, 5) fosforitler ve 6) karbonlu sedimanter kayaçlardır. Bu gruplar içersinde karbonatlar en yaygın olarak olu an sedimanlardır ve sadece bu grup için yaygın olarak kabul gören sınıflandırmalar geli tirilmi tir. Kimyasal olarak kireçta ları ve dolota ları olmak üzere iki gruba ayrılırlar. Kireçta ları içerdikleri karbonat taneleri, fosillere, oolitlere veya hamur/tane oranlarına ba lı olarak daha alt gruplara ayrılırlar. Evaporitler karbonatlardan sonra en yaygın grubu olu tururlar. Evaporitler kimyasal içeriklerine ba lı olarak karbonatlar, sülfatlar ve kloritler olmak üzere alt gruplara ayrılırlar. Çörtler, demir zengin kayaçlar, fosforitler, sülfatlar ve karbonlu kayaçlar hacimsel olarak daha az bulunmakla birlikte, ekonomik önemleri sebebi ile her zaman jeologların ilgi alanları içindedirler. Güncel ve yakın zamandaki jeolojik olaylar nedeni ile (özellikle Pleyistosen buzulla ması gibi) sı denizlerde karbonat depozisyonu pek yaygın de ildir. Geçmi jeolojik dönemlerde sı iç deniz tabanları binlerce kilometre kare alanları kaplıyacak ekilde kireçta ı çökelimine maruz kalmı tır. Bunda en önemli etmen karbonatlı iskelete veya kavkıya sahip organizmaların günümüzde oldu ugibi tüm sedimanter ortamlarda bulunmaları yol açmaktadır. Dolayısıyla kireçta ı çökelimi göl, deniz ve okyanuslarda olu abilmektedir. Bu kapsamda bazı faktörler vardır ki çökelecek sedimanın tipini ve kompozisyonunu belirlerler. Bunlardan en önemlileri sıcaklık, tuzluluk, derinlik ve çökelen malzemenin konsatrasyonunu ve ortamda ya ayan organizmaları etkilemesi bakımından ortama gelen kırıntılı sediman miktarıdır. Örne in kalsite dayalı kavkı veya iskelet olu turan algler ve resif olu turan bir çok mercan türü, tropik sıcaklıklarda ya arlar. Dolayısıyla karbonat çökellerinin bir ço u kuzey yarı kürede ekvatorun 30° güneyinde ve güney yarı kürede ise 30° kuzeyinde olu urlar. Daha yüksek enlemlerde olu an karbonatlar genelde kalsitli kırmızı alg (özellikle Lithothamnium) ve molluskların egemen oldu u karbonat kum olu umlarıdır (örne in rlanda, Norveç ve güney Avustralya açıkları). Bir çok kalsit iskeletli organizma, genelde sı ve normal tuzluluktaki fotik zondaki (suyun gün ı ı ını alan kısmı) suları tercih ederler. Bununla birlikte deniz/okayunusun derin kısımlarındaki karbonat ooz’ları fotik zonda ya ayan pelajik organizmaların iskeletlerinin kalıntıları tarafından olu urlar. Denizin bir kaç kilometre (özellikle 4 km) derinlerinde karbonatların yüksek su basıncı nedeni ile erimesi sonucu kireçta ıo l u umu enderdir. Her eyin ötesinde karbonat depozisyonunu kontrol eden en önemli etken kıta kökenli kayaçların ortama ula amamasıdır. Fazla kırıntılı arzı, kireçta ıo l u umunu etkiliyecek ve krııntılıların dominant olması sebebi ile olu an kireç seyreltik durumda kalacaktır. 3.2. Karbonatlar 3.2.1 Karbonatların Mineralojisi Güncel sedimanlarda genel olarak iki tip kalsiyum karbonat minerali egemen olarak olu maktadır. Bunlar aragonit (ortorombik) ve kalsittir (rombohedral). Magnezyum içeri ine ba lı olarak iki tip kalsit tanımlanmı tır. Bunlar mol yüzdesi (%) 4’den az olan dü ük magnezyumlu kalsit ve %4’den fazla Mg içeren yüksek magnezyumlu kalsitdir. Yüksek Mg kalsitlerde Mg mol oranı genelde %11-19 arasında bulunur. Kar ıla tırmak gerekirse aragonit 5000ppm’den daha dü ük Mg içerirken 10.000 ppm’ e kadar kalsiyumun yerini alabilen stronsiyum içerebilir. Kalsit içersindeki Mg içeri ini belirleyen en önemli etmen sıcaklik olamakla birlikte, güncel karbonat sedimanların bir çogunun kimyasını belirleyen en önemli etmenler içedikleri organizma iskeletlerinin ve karbonat kırıntılarının kimyasıdır. Aragonit duraysızdır ve yüksek magnezyumlu kalsit zamanla dü ük Mg kalsite dönü tü ünden tüm kalsitler sonuç olarak dü ük Mg kalsite dönü ürler. Dü ük ve yüksek Mg’li kalsitte Mg iyonları kalsitin orjinal kristal yapısını de i tirmeden Kalsiyumun yerini alır. Dolomit ise tamamen farklı bir kristal yapısına sahiptir. Magnezyum dolomitte kristal latisinin katyon bölgesinin yarısını kaplıyacak ekilde CO 3 ve Ca iyon düzlemleri ile dönü ümlü olarak bulunur.34 3.2.2 Karbonat Sedimanların Genel Kimyası Karbonat kauyaçların en temel elementleri Kalsiyum (Ca), Magnezyum (Mg), Karbon (C)ve Oksijendir (O).Ta b lo1d ed e i ik karbonat minerallerinin özellikleri verilmi tir. Tablo 9. Karbonat kayaçların kimyasal formülleri ve kristal yapıları Mineral Kimyasal Formül Kristal Sistem Aragonit CaCO 3 Ortorombik Kalsit CaCO 3 Hekzagonal (rombohedral) Magnezit MgCO 3 Hekzagonal (rombohedral) Dolomit CaMg(CO 3) 2 Hekzagonal (rombohedral) Ankerit (Ferron dolomit) Ca(Fe,Mg)(CO 3) 2 Hekzagonal (rombohedral) Siderit FeCO 3 Hekzagonal (rombohedral) Bu elementlerin dı ında Si, Al, K, Na gibi bir çok element kalsiyum veya magnezyumla yer de i tirir durumda bulunsalarda, bunlar genelde önemsiz miktarlardadırlar (<%01). Ayrıca B, Be, Br, Cl, Co, Cr, Cu, Ga, Ge ve Li gibi elementler eser miktarlarda bulunabilirler. Bu elementlerin miktarı sadece kayacın mineraolojisi ile de il ortamda bulunan organizmaların (fosillerin) tipi ve miktarına ba lıdır. Bazı fosiller belli elementleri iskelet yapımında kullanırlar. Dolayısıyla bu tip fossillerin kayaç içersindeki miktarı ilgili elementin kayaç içersindeki konsantrasyonunu da belirlemi olur. 3.2.3. Karbonat Kayaçların Dokusu Kireçta ları monomineralik (tek tip mineralli) olup egemen olarak kalsitten olu urlar. Kireç ta larını olu turan elementler temel olarak dört gruba ayrılırlar. 1) Karbonat kırıntıları, 2) Kavkı parçalaı, 3) mikrokristalin kalsit (mikrit) ve 4) Çimento (spari kalsit). 3.2.3.1. Karbonat Taneleri Eski jeologlar kireçta larını fosil ve fosil parçaları ve sudan do rudan çökelmi kalsitli kristalen malzemeden olu tu u eklinde düsünmü lerdir. imdi biliyoruz ki bir çok kireçta ı basitce fosil ve kristalen malzemeden olu mamaktadır. Hatta ço unlukla, sedimantasyondan once önemli oranda mekanik ta ınmaya maruz kalmı tanelerden (agrege) olu maktadırlar. Bu amaçla Folk (1959) sudan direkt olarak çökelmemi ve belli oranda ta ınmı malzemeyi allokem (allochems) grubu adı altında sınıflamı tır. Bu taneler (allokemler) tane boyu olarak yakla ık olarak silt büyüklü ünden (~0.02mm) kum büyüklü üne (2mm) de i irler. Daha büyük tane boyları da kireç ta larında görüleblir ama yaygın de ildirler. Bu taneler genel olarak 5 ana gruba ayrılırlar. 1) Karbonat parçaları,2 )iskelet/kavkı parçaları,3 )oolitler,4 )peloitler,5 )lump veya üzümta larıdır (grapestones). Her grup kendine özgü büyüklük, ekil, iç yapı ve olu um mekanizmasına sahiptir. 3.2.3.1.1 Karbonat Parçaları: Karbonat parçaları önceden var olan veya aynı havzada çökelmekte olan kısmen kayaçla mı kireçta larının kimyasal ve fiziksel olarak kara veya deniz alanlarda parçalanıp ortama ta ınması sonucu olu mu kırıntılarıdır. E er bu parçalar çökelme ortamının dı ından ta ınıp getirildi iseler bunlar litoklast olarak adlandırılırken, aynı çökelme ortamında, özellikle gel-git düzlü ü, karbonatlı sahil veya benzeri ortamlarda çökelmekte olan kirecin kısmen veya tamamen kayaçla ıp parçalanması ve aynı ortama tekrar ta ınması ile olu an parçalar ise ortoklast olarak adlandırılırlar. Litoklast ve intraklast ayrımı kireçta larının ta ınımı ve olu umu ile ilgili olarak ortamın evrimini anlama bakımından çok önemlidir. Kalsit parçaları genelde belli bir iç yapı sunmazlar. Bazen çevrelerinde olu an demirli bile iklerin olu turdu u pas halkası intraklastlardan ayırtlanmalarında önemli bir ipucu olu turur. E er bir klastın inraklast veya litoklast olup olmadı ı ayırılamıyorsa bu durumda bu tanelere kireçklastı (limeclast)v e y akarbonatklastı denir. Kireçklastları tane boyu olarak siltden çakıl büyüklü üne kadar her boyda olabilirler. Ta ındı ını gösteren belli oranda yuvarlakla ma gösterirler. Bazı taneler laminasyon, kırıntılı sediman parçaları, fosil parçaları, oolit parçaları gibi iç yapıya sahip olabilirler. Jeolojik zamanlarda olu mu kireçta larında, karbonat parçaları çokca yaygın olmamakla birlikte, bu parçaların kireçta ıo l u umuna önemli oranda katkıda bulunduklarını göstermesi açısından önemli bir yere sahiptirler. 3.2.3.1.2. Kavkı Parçaları: Kireçta larında mikro fosiller veya makrofosiller tüm veya parçalanmı olarak bulunabilirler. Kavkılar kireçta larında en yaygın bulunan allokemlerdirler ve bazen kayacın tamamını veya bir kısmını olu tururlar. Bazen aynı kayaç içersinde mikro fosil (invertebre) filojenisinin bir kısmı veya tamamı bulunabilir. Çökelme ortamına ba lı olarak kayaç içersinde bulunan fosilin tipi ve özellikleri kayacın35 ya ına paleoco rafyasına ve paleoçevresel ko ullarına ba lıdır. Aynı çevresel artlar geçerli olsa dahi, fosillerin evrime u raması sebebi ile farklı ya lardaki kireç ta larında farklı fosil grupları bulunabilir. Örne in, Paleozoik kireçta larında trilobitler egemenken, tamamen yok oldukları için Senezoik kayaçlarda bulunmazlar ama Senezoik kayaçlarda foraminiferler bolca bulunurlar. Aynı ekilde, kireçta ı içersindeki farklı fosillerde farklı çökel ortamlarını karakterize ederler. Örne in, sa lam, dalgaya dayanıklı resifler olu turan ve koloniler halinde ya ayan mercanlar genelde sı deniz ortamındaki yüksek enerjili ortamlarda suyun çokça karı ık oldu u (agitated) ve oksijen seviyesinin yüksek oldu u alanlarda bulunurlar. Bunun yanında genelde dallar halinde bulunan bryozaolar dalgaların etkisine dayanamazlar ve daha dü ük enerjili ortamlarda bulunurlar. Dolayısıyla, dalga tabanının altında olu mu kireçta larında bulunurlar. Mikroskop altında kavkı parçalarının dört temel özellikleri karakteristiktir. Bunlar, 1) ekil veya büyüklük: Her fosil belli büyüklük ve ekle sahiptir. Unutmamak gerekir ki mikroskop iki boyutludur aynı fosil bir kesitte büyük di er bir kesitte küçük görülebilir. 2) Mikro iç yapı: her fosil grubu kavkısının kendine özgü iç yapısı vardır, bazen kavkının iç yapısı de i tirilmi veya bozu turulmu olabilir. 3) Mineroloji:K i r e çt a ında her ey e er kavkı dolomitle me veya silisle meye u ramadı ise kalsite dönü ecektir. Kavkı dokusu orjinal minerolojinin aslen aragonitik olup olmadı ının belirlenmesinde yardımcı bir etmendir. 4) Di er özellikler. Dikenler ve bo luklar gibi ( ekil 33). Bazı önemli fosil gruplarının özellikleri a a ıda verilmi tir. Pelesipodlar/Bivalveler: Pelesipodların bir ço unun kavkısı aragonitiktir. Bazıları karı ık minerolojiye sahipken oysterler kalsitiktirler. Kavkı mikron büyüklü ündeki kristalitlerden olu an bir kaç tabakadan olu ur. E er orjinal malzeme aragonitikse, aragonitin duraysız olması nedeni ile diyajenez sırasında aragonit kalsite dönü ür. Bu nedenle kireçta ları içersindeki bir çok bivalve kavkısı druzi kalsitten olu ur ( ekil 34). Di er yandan orjinal minerolojisi kalsit olması sebebi ile oysterlerin kavkı iç yapıları korunur. Gastropodlar: Bivalvelerde oldu u gibi bir çok gastropod kavkısı aragonitiktir. Orjinal aragonitin diyajenez sırasında kalsite donü mesinden dolayı bir çok gastropod kavkısının iç yapısı bozulmu tur. Mikroskop altında bazı gastropodlar foraminiferlere benzeselerde, gastropodlar foraminferklerden oldukça büyüktürler ve foraminiferler daha koyu tonlarda gözükürler. Brakiyopodlar: Brakiyopod kavkıları ekil ve büyüklük olarak bivalvelere benzese de artikulat brakiyopodların kavkıları Dü ük magnezyumlu kalsitten olu urlar. Dolayıısyla kavkı iç yapıları diyajenez esnasında korunurlar. Brakiyopod kavkıları genelde iki katmandan olu ur. En dı taki katman kavkı duvarlarına dik geli mi ince kalsit liflerinden ve kalın iç katman ise kavkı duvarlarına verev geli mi kalsit liflerinden olu ur. Punctate brakiyopodlarda (terebratula gibi) kavkı duvarına dik ince perforasyon (delik) tüpleri (endopunctate) mikritik veya saparitik kalsitle doldurulmu olabilirler. Mercanlar: Paleozoyik rugoza ve tabulat mercanlar genellikle yüksek magnezyumlu kalsitten olu tukları için, kavkıları ço unlukla mükemmel derecede korunurlar. Fakat, scleractina kavkıları aragonitiktirler ve çok ender olarak korunmu lardır. Ekinoidler: Kireçta ları içersindeki ekinoid ve krinoid kavkıları tamamen kalsitten, güncel formları ise yüksek magnezyum kalsitten olu urlar. . Ekinoid parçaları büyükce be gen tek parça kalsit kristalinden olu tukları için tanınmaları çok kolaydır. Dolayıısyla mikroskop altında ekinoid parçaları tek yönlü sönüm verirler. Bazen, spari kalsit ekinoid parçası etrafında sintaksiyal (orjinal kristalin simetri etsenlerine paralel olarak) büyüyebilir. Ekinoid parçaları etraflarını saran sparitik kalsite oranla tozlu imi görüntüsüne benzer bir görüntü sunarlar. Bazen içleri mikritik kalsitle doldurulmu delikli bir yapı sunarlar. Ekinid dikenler, mkroskop altinda radyal antenimsi yapilari ile tanımlanirlar. ekil 33. Sarılmı tane türleri. Konsentrik lamel 'ekirdek Mikritlemi lamel Lifsi kalsit PSOLT YALANCI OOLT KOMPOZT OOLT AGREGE Tanelerin ve imentonun bir araya getirilmi hali36 Bryazoalar: Bryazoalar küçük ve günümüzde sadece yerel olarak olu salarda jeolojik geçmi te resif oluu m uv ed i er kireçtaıo l u umlarına önemli katkıları olmu (özellikle Paleozoyikte) organizmalardır. Güncel bryazoalar aragonitik veya kalsitik (bazen yüksek Mg kalsit) kavkıya sahiptirler. En yaygın görülen bryazoa türü olan fenestrate 100m m büyüklü ünde sıra sıra dizilmi sediman veya sparitle doldurulmu ve koyu tonlardaki laminalı kalsitten olu an köke kadar uzanan hücrelerden olu urlar. Foraminiferler: Foraminifer kavkıları dü ük veya yüksek magnezyumlu kalsitten olu urlar. Çok ender olarak aragonitiktirler. Bir ço u dairesel veya yarı dairesel odacıklardan ve ço unlukla ince duvarlı mikrogranular, seyrek olarak (daha büyük foraminiferlerde) lifsi kalsitten olu urlar. Cyanophyta, Mikrit Zarfları ve Stramotolitler: Jeolojik olarak çok az alg türü kalsitle sede, sedimanlar ve kayaçlar üzerindeki oyma kazma etkileri ve alg yaygıları (algal mat) olu turmaları nedeni ile önemli bir yere sahiptirler. Jeolojik ve güncel algler taneler etrafında koyu renkli mikrit zarfları olu tururlar. Bu zarflar di er kavkılar üzerine oyma i lemi yapan endolitik coccoid (kokoid) algler tarafından olu turulur. 5- 15m m çapında olu turulan bu oyuklar daha sonra mikritik kalsitle doldurulurlar. Tekraralanan oyma ve doldurma i lemi yo un mikrit zarflarını olu turur. Unutulmamalıdır ki mikrit zarfı kavkının altere edilmi dı yüzeyinde olu turulur. Bu i lem oolitlerde ki önceden var olan tanennin mikritle kaplanması prosesi ile aynı i lem de ildir.. Bu ekilde, orjinal tane (kavkı parçsı veya ba ka bir karbonat kırıntısı) tamamen bozundurulup mikritize olmu (örne in peloid gibi) bir taneye dönü türülür ( ekil 35). Alglerin yarattı ıb ub o luklara aragonit veya yüksek Mg kalsit do rudan sudan veya algin biyokimyasal olarak (muhtemelen bakteriler yardımı ile) bozu ması sonucu çökelebilir. Endolitik alg tarafından olu turulan mikrit zarfları e er bu zarfların mantarlar (fungi) de ilde algler darafından yapıldı ı belirlenebilirse bu i lem fotik (suyun güne ı ı ını geçirdi i derinlik-100- 200m) zonda olu tu u için derinlik göstergesi olarak kullanılabilir. Unutulmamalıdırki zaman zaman taneler daha derin kısımlara ta ınabilirler. Mavi-ye il alglerin en önemli özellikleri alg yaygıları (algal mat) olu turmalarıdır. Bu algler, ekvator ku a ına yakın enlemlerde, gelgit düzlü ü, ve gelgit düzlü ü, gelgit düzlü üü s t üve y aa l t ı n d ak a l a n alanlarda, göllerde, bataklıklarda bakterilerle birlikte sediman yüzeyini kaplıyabilirler, küçük alg tepecikleri veya kolonları olu turabilirler. Herhangi bir alg yaygısı belli tür bir alg toplulu unu içerir. Dolayısıyla olu acak yapı türü (tepecik veya kolon) çevrsel faktörlere ba lı olarak alg türü ile de ili kilidir. ekil 34. De i ik fosil gruplarının kavkı türleri ve kavkılarda geli en karbonatla ma biçimleri Orjinali kalsit ise Yap korunur Orjinali aragonit ise Druzi kalsite dnr ve i yap tamamen bozulur veya neomorfik kalsit (kalsit yap deitirir), orjinal i yapnn izleri korunur PELESPOD/BIVALVE BRAKIYOPOD Orjinal yap korunur =endopunctae, pseudo-punctae EKNODERM Deiken ekil tek kalsit kristali bulutsu grn Sparitin sintaksiyal (e eksenli) bymesi Ekinoid dikenleri Deiken ekilli mikritik veya lifsi kavk dokusu FORAMNFER Yok olmu i yap ve druzi sparit GASTROPOD Deiken ekilli ekil 35. Stramotolitler. Yer yer geli mi asimetrik yapıya ve çekirdekte farklı malzeme olu una dikkat ediniz.37 Mavi-ye il alglerin bir di er özelli i, a sı veya lifsi yapısı nedeni ile bulundu u ortamdaki sediman parçalarını yakalayıp onları birbirlerine ba lıyarak stromatolit denen sediman laminaları olu turmasıdır. Stromatolitler tüm jeolojik zamnlarda olu mu larsada Prekambriyende kalın kireçta ı veya dolomit seviyeleri olu turmaları bu zaman dilimi için iyi bir korelasyon aracıdırlar. Güncel alg yaygıları bir seviye organik malzemece zengin koyu renkli lamina ve bir seviye karbonatca zengin açık renkli laminaların birleri ile arda ık olarak tekrarlayan seviyelerden olu urlar. Laminalar genelde bir kaç milimetre kalınlı ındadırlar. Bazen karbonat laminları bir kaç santimetreye ula abilirler. Kürsel olarak olu mu stromotolitler onkolit olarak adlandırlırlar ( ekil 35) . Logan (1964) kubbe/küçük tepecik ekilli stromatolitleri yanal ba lı hemispheroidler (LLH) olarak tanımlamı tır. Kolonsu stromatolitler dikey olarak yı ı mı hemispheroidlerdir (SH). Onkolitler ise küresel ekillerdir (SS) ( ekil35). Hemispheroid morfolojisi su derinli i, gelgit ve dalga enerjisi, sedimantasyona maruz kalma sıklı ı gibi ortamsal faktörlere ba lıdır. 3.2.3.1.3. Oolithler: Ooliht veya sarılmı tane tanimi, merkezinde bir kireçta ı tanesi, kayaç kırıntısı, veya kavkı parçası içeren ve etrafı bir kaç katmandan olu an kalsit, aragonit veya dolomitle sarılmı olan tanelere verilen genel bir isimdir. Oolit ise kürsel veya yarı küresel konsentrik katmanlardan olu an ve çapı etrafını sardı ı parçadan çok daha büyük olan tanelere verilen addır. Oolitler dalgaların deniz tabanını etkiledi i derinliklerde ve kalsiyum karbonatca zengin ortamlarda olu urlar. Güncel oolitler aragonitden olu makta olup eski, kayaçla mı oolitler i s ek a l s i t t e no l u maktadırlar. Güncel oolitlerin sadece aragonit içermeleri ve eski oolitlerin kalsit içermeleri oolitlerin ilk olu tuklarında aragonitken sonradan kalsite dönü mü olabilice id ü üncesini do ursa da bu dü ünce kesin olarak ispatlanabilmi de ildir. Bununla beraber bazi ara tırmacılar petrografik olarak oolitlerin ilk olu tu unda kalsit olarak olu tuklarına dair veriler oldu unu ileri sürmü lerdir. E er bu do ru ise eski deniz sularındaki magnezyum oranı bu günkünden dü ük olmalıdır ki, kalsiyum karbonat sudan do rudan çökelirken aragonit yerine kalsit olarak çökelmeyi tercih etmesine neden olmu olsun. Bazi oolitler .genelde konsentrik katmanlardan olu an bir iç yapıya sahipken, bazıları ise konsantrik seviyelerin olası bir rekristalizasyonu sonucu olu mu radyal çepere sahiptirler. Bazı oolithler Tablo 10. Organizma kavkılarındaki kalsiyum karbonatın kimyasal ve minerolojik tipi. M NERAOLOJ Aragonit Dü ük Mg Kalsit Yüksek Mg Kalsit Aragonit+Ka lsit Mollusklar Pelesipod X X Gastropod X X Pteropod X (X ) Sefelopod X (X) Brakiyopodlar X (X) Mercanlar Scleractinian X Rugose+tabu late XX Süngerler X X X Bryazoanlar X X X Ekinodermler X Ostrakodlar X X Foraminiferler Bentik (X) X Planktonik X Algler Coccolithopo rdae X Rhodophyta X X Chlorophyta X Charaphyta X38 çekrde inden daha küçük ve ince bir kaç halkadan olu urlar bu tip oolitlere yalancı oolitler (pseudo- oolits) denir. Bazı oolithler ise iç yapı olarak oolitlere benzerler fakat çapları normal bir oolitten çok büyüktürler (>2mm) bu tip oolithlere pisolit denir. Pisolitler oolitlere göre daha az yuvarlak ve katmanları zigzaglıdır. Bazı pisolitler alglerin (mavi-ye il alg -cyanobacteria) sudan kalsiyum karbonat alıp etraflarında çökeltmesi sonucu olu urlar. 3.2.3.1.4. Peloidler Peloidler mikrokristalen veya kriptokrsitalen kalsit veya aragonit içeren genelde silt, kum boyutunda (0.03-0.1mm) belli bir iç yapısı olmayan karbonat tanelerine verilen isimdir ( ekil 36). En yaygın peloid türü fekal pellettir ve kalsiyum karbonat çamuru yiyen organizmalar tarafından üretilirler. Fekal plletler genelde küçük boyutlarda olup, ovalden yuvarla ad e i en ekillerde ve e it boylarda olu urlar. Genelde organik malzeme içeri i yüksetir. Bu özellikleri onların koyu renklerde görünmelerine neden olur. Pelletler, oolitlerden belli bir iç yapıya sahip olmamaları, yuvarlak intraklastlar olarak daha iyi boylanmaya ve görece daha küçük tane boyuna sahip olmaları ile ayrılırlar. Pelletler organizmalar tarafından olu turuldukları için onların büyüklü üv e ekli akıntı ile ili kili de ildir, fakat olu tuktan sonra ta ınmı ve tekrar çökelmi olabilirler. Peloitler ayrıca oolitlerin veya kavkı parçalarının mikro-organizmalar, özellikle de endolitik (oyucu) algler arafından delinip mikritizasyona u ratılması sonucu da olu mu olabilirler. Bu tip oyma aktiviteleri, orjinal taneyi homojen ve masif mikrokristalen kalsite çevirir. Bazı peloidler basitce küçük, iyi boylanmı , karbonat çamur intraklastları olabilirler. Lumplar ve Üzümta ları (Grapestone) Lumplar belli bir ekli olmayan, kompozit veya agrege olarak bulunan karbonat tanelerine verilen isimdir. Lumplar genelde peloidlere veya bir tür sarılımı tanelere benzeseler de bu taneler bir birlerine koyu renkli organik maddece zengin ince kristalli kalsiyum karbonatla çimentolanmı lardır. Günümüzde Bahamalarda olu an lumplar üzüm salkımına benzedikleri için bunlara üzümta ı da denmi tir. 3.2.3.2. Mikrokristalen Kalsit (Mikrit) Güncel ve eski kireçta larında kum veya silt büyüklü ündeki karbonatın yanında, daha ince taneboylu kalsit kristalleride bolca bulunmaktadır. Genelde aragonitten olu an ve 1-5 mikron büyüklü ünde i ne yapılı karbonat veya kireç çamuru, tüm güncel sedimanter ortamlarda olu maktadır. Jeolojik dönemlerde olu mu karbonatlar genelde e boyutlu kalsit kristallerinden olu maktadır. Karbonat çamurları, içlerinde ayrıca kil, çok küçük boyutlu kuvars, feldspar ve organik madde içerebilirler. Mikroskop altında gri, koyu gri, kahve rengi tonlarında yarı saydam görünü tedir. Mikroskop altında spari kalsitten ve di er kalsit kristallerinden çok küçük boyutları sebebi ile çok kolay ayrılabilirler. Folk (1959) mikro kristalen kalsit ismini kisaltip mikrit olarak adlandırılmasını önermi ve günümüzde yaygın olarak kullanılmaktadır. Mikrit karbonat kayaçların bazen hamurunu bazende tamamini olu turur. Yapı olarak mikritik bir kayaç kalstik sedimanter kayaçlardaki çamur ta ıve y a eyl ile kar ıla tırılabilir. Bir kayaçta mikritin varlı ıo kayacın sakin ortamlarda, genelde dalga tabanıdan daha derin ortamlarda, çökeldi i eklinde yorumlanır. Dalga tabanının üzerinde veya yüksek enerjili ortamlarda çökelmi karbonat kayaçlar dalga veya tabandaki akıntıların mikriti ba ka alanlara ta ımaları nedeni ile mikrit içermezler. Mikritin sistemden ta ınması nedeni ile karbonat parçları arasındaki bo luklar daha sonra kabnonat çimentosu ile doldurlabilir. Kimyasal olarak dü ünüldü ünde mikrit kalsiyum karbonatın sudan do rudan aragonit olarak çökelmesi ve daha sonra kalsiyum bikarnonatca zengin sular tarafından kalsite dönü türülmesi ile olur. Fakat, güncel sedimanter ortamlarda aragonit olu umu çok yaygın de ildir, dolayısıyla güncel ortamlarda bir çok karbonat çamuru organik proseslerce olu uyor olmalıdır. Günümüzde ye il alglerin parçalanması prosesi karbonat çamurlarının olu masında en etkin mekanizma olarak kabul edilmektedir. Penicillus alginin paçalanması sonucu çok fazla aragonit i necikleri suya karı ır. Bu algin ekil 36. Mikritik hamur içersindeki pelletler. Pelletlerin belli bir iç yapısı olmasına dikkat ediniz.39 büyüme miktarı ve olu an karbonat çamurunun kütlesi hesaplandı ında yeterli miktarda aragonit üretildi i görülmü tür. Hatta, yeterinden fazla üreme olmaktadır. Bu algin bulunmadı ık o m u alanlarda ve derin deniz ortamlarındaki karbonat çamurunun, bu fazla miktarın ta ınması ile olu tu u görü ü yaygındır. Mikriti olu turan di er fakat daha az etkin prosesler unlardır: 1) biyo-erozyon. Bazı sünger ve di er organizmaların karbonat tanelerine veya kireç ta larında yapmı oldukları oyma etkisi, 2) Mekanik olarak ufalanma. Karbonat tanelerinin veya kavkıların ta ınma sırasında bir birlerine sürtünmesi sonucu ufalanıp parçalanmaları ve 3) biyokimyasal çökelme. Gelgit düzlüklerinde, çok tuzlu üst gelgit ortamlarında, göllerdeki alglerin veya alg yaygılarının fotosentez yolu ile parçalanmaları sonucu olu ur. ekil 36’da karbonat çamurunun olu umuna katkı yapan mekanizmalar verilmi tir. pellet karbonat paralarnn mekanik olarak paralanmas biyoerozyon dorudan kimyasal/biyokimyasal kelme yeil algin paralanmas erozyon gelgit dzl kelme ergime amurun asl olarak derinlere tanmas lagoon tabanndaki KARBONAT 'AMURU <62mm 3.2.3.3. Sparit Bazı kireçta ları 0.02-0.1mm büyüklü ünde beyaz, çok açık renkli kristal kalsit içerirler. Bu tip klasitler sparit veya spari kalsit olarak adlandırılırlar. Mikritlerden büyüklükleri parlak görünü leri ile allokemlerden ise beli bir iç yapıları olmaması ile ayrılırlar. Bazı sapritler karbonat taneleri veya kavkı parçalarının arasındaki bo lukları veya erime bo luklarını çimento olarak doldururlar. Taneler arası bo lukları sparitle dolu olması, çökeldiklerinde tane aralarının karbonat çamuru içermedi iv eb o oldu unu gösterir. Spari kalsit ayrıca mikritin veya di er karbonat olu umlarının diyajenez sırasında yeniden kristallenmesi ile de olu abilir ve bunları orjinal olarak olu mu spari kalsitten ayırmak çok zordur. Orjinal sparit ile yeniden kristallenme ile olu mu spariti ayırmak özellikle çökelme ortamlarının belirlenmsi açısından önemlidir. Mikritin yeniden kristallenmesi ile olu mu bir sparit yanlı lıkla yükesek enerjili ortamda çökelmi yargısına neden olabilir ve kayacın yanlı olarak sınıflandırılmasına yol açablir. Sparitlerin bir kavkı yada tane içersinde dı tan içe do ru tane boyunun büyümesi druzi kalsit veya druzi sparit olarak adlandırılır ( ekil 34). 3.2.4. Kireçta larının Sınıflandırılması Kireç ta ları 4 ayrı kategoriye göre sınıflandırılırlar. Her üç sınıflandırma biçimi kireçta larının belli özelliklerini vugularlar. Bunlar sıra ile: Mineralojik içer ine göre: Bu sınıflandırma kayacın mineraolojik içeri i göz önüne alınarak yapılır. Bir kayaçta toplam malzemenin %50si karbonat harici mlzemeden olu uyorsa kayaç karbonatlar sınıfının dı ında de erlendirilir ( ekil 38). E er karbonat oranı %50den fazla ise dolomit veya kalsit oranlarına göre lt sınıflara ayrılırlar. Tablo *da bu sınfılandırma üçgen diyagramda gösterilmi tir. Tane boyuna göre: Bu sınıflandırmada kireç ta ları en büyük tane büyüklü ünden küçü üne do ru a) kalsiruditler (>2mm), b) kalsiarenitler (2mm-62m m) ve c) kalsilutitler (<62m m) olmak üzere üç gruba ayrılır. Kompozisyona ba lı olarak (Folk 1959): Bu sınıflandırmaya göre kireçta ları a) allokemler (kireçta ı parçaları veya di er taneler), b) hamur veya matriks genelde mikrittir, c) çimento genelde druzi sparittir. Bu sınıflandırmada kayacı olu turan parçalar kısaca bio-kavkıyı, oo-ooliti, pel-peliti temsil eder ve mikrit veya sparite ön ek olarak gelirler. Oomikrit, plemikrit, oosparit, plesparit, biomikrit, biosparit gibi. Bazen her hangi bir kayaçta bu allokemlerden her hangi ikisi dominant olarak bulunursa ekil 37. Karbonat çamur (mikrit) döngüsü (Neuman and Land 1975).40 bu komponentlerin kombinasyonuda kullanılabilir. Biopelmikrit, biopelsparit, oopelmikrit vb. gibi. Di er kategoriler stromatolit veya resif kayaçları gibi yerinde olu mu kireçta ları içeren biolitit ve erime sonucu gözenekli yapı kazanmı olan mikritlere verilen isim olan dismikritdir. Bu gözenekler çogunlukla çok küçük ve ovaldir. Ku gözüne benzemesi nedeni ile ku gözü yapısı (birds eye) olarak adlandırılırlar. saf olmayan kalsitli dolomit karbonat olmayan kayalar saf olmayan dolomitli kireta (saf olmayan) dolomit (saf olmayan) kireta kalsitli dolomit dolomitli kireta dolomit dolomit 1:1 Dolomit Kalsit yabanc madde %50 %50 mikrit imentolu sparit imentolu biomikrit biosparit oosparit oomikrit pelsparit pelmikrit intrasparit intramikrit biolitit dismikrit intraklast peloidler ooidler kavk paralar (bioklast) yerinde olumu kireta Kireta iersindeki allokemler Kireta tipi ekil 38. Folk (1962) sınıflandırması. Dokuya göreDunham (1962): kireçta larını dokularına ba lı olarak sınıflandırmı tır ( ekil 38). Bu sınıflandırmaya göre Dunham; matrik içermeyen kayaçları grainstone (taneta ı), hamur içeren (biomikrit gibi) ama iri taneleri bir birleri ile kontakta olan kayaçları packstone (paketlita ), hamur içersinde yüzer durumda taneler içeren kayaçları wackestone (waketa ı) (biomikrit bu kategoriye de girebilir), çok az tane içeren ve tamamen mikritten olu an kayaçları çamurta ı olarak dört temel gruba ayırmı tır. Embry ve Klovan (1972) çok iri taneli kireçta larına floadstone (yüzenta ) ve rudstone (çakıllıta ), organizmaların bir birlerine tutunması ile olu mu kayaçlara boundstone (veya bufflestone, frame stone) gibi isimler vermi lerdir. Bu isimler kompozisyon hakkında da bilgi vermesi açısından oolitik grainstone, pellet çamurta ı veya krinoidal rudstone adlarıda kullanılabilir. ekil 38. Karbonatların minerolojik içeri ine göre sınıflandırılması. Leighton ve Pendexter (1962)41 >2/3 KARBONAT 'AMURLU HAMUR >2/3 SPARIT 'MENTO % 0-1 % 1-10 % 10-50 > % 50 SPAR & KARB. 'AMURU KT BOYLANMA YUVARLAK, AINMI Y BOYLANMA MKRT VE DSMKRT FOSLL MKRT SEYREK BOMKRT PAKETL BOMKRT KOTCE YIKANMI BOSPART BOYLANMASIZ BOSPART BOYLANMI BIOSPART YUVARLAKLAMI BIOSPART Mikrit ve dismikrit Fosilli Mikrit Biomiktrit Biosparit Kilta Kumlu Kilta Sper olgun kumta Killi veya olgunlamam kumta Yar olgun kumta Olgun kumta Allokem Yzdesi Tanmlayc Kaya isimleri Terminoloji Krntl kaya karlklar ekil 39. Karbonatların dokuya ba lı sınıflandırılması (Folk 1962) B ü t ü nb uk i r e ç t a ı tiplerinden be tanesi çok yaygın olarak bulunurlar. Bunlar; grainstonlar grubundan oosparit ve biosparit, wackeston grubundan biomikrit ve pelmikrit, biolit-boundstonlardır. 3.2.5. Karbonatlarda Sedimanter Yapılar Karbonatl kayaçlarda, kırıntılı sedimanlarda geli en hemen hemen tüm sedimanter yapılar geli ir. Ayrıca bazı yapılar vardır ki sadece karbonatlarda geli ir. Bunlar: hardground (sert zemin), özel tabak düzlemleri ve paleokarstik yüzeylerdir. 3.2.5.1. Tabaka Düzlemleri, Hardgrounlar ve Paleokarstik Yüzeyler Kırıntılı sedimanter kayaçlarda oldu u gibi karbonatlarda da takaka düzlemi sedimantasyon artlarındaki de i im sonucu olu urlar. Kireç ta larında tabak düzlemleri boyunca üzerindeki yükün yarattı ı basınç nedeni ile erime yapılarının olu ması çok yaygındır. Dolayısıyla, depozisyon esnasında dereceli geçi e sahip olan tabaklar basınç erimesi sonucu belirginle ir ve belirgin kontak tipine dönü ürler. Kil, eyl veya marl gibi kayaçlarla arda ık olarak çökelm olan kireçta ları genelde düzensiz veya nodüler tabaka yüzeylerine sahiptirler. Bu nodüller bazen dereceli olarak tamamen di er nodüllerden ayrılmı izole nodülleren olu an düzeylere geçebilirler. Bir çok durumda karbonatın kil veya çamur ile karı maması e ilimi diyajenez sırasında bu kirecin sistemden tamamen izole olarak nodülle mesine neden olur. Bazen burrowing (organizmaların oyma, sedimanı karı tırma) i lemi nodüler görüntünün olu masına neden olabilir. Ayrıca geç-diyajenez i lemeri sırasında görülen basınç egimesi nodülle meyi yaygın hale getirir. Bir di er yaygın karbonat sedimanter yapısı hardground’dur. Hard grounlar, sedimantasyon sırasında tabaka yüzeyinde veya hemen altında olu an çimentolanmalardır. Hardgroundlar e er deniz tabanında olu tularsa genelde oyster, crinoid ve benzeri fosil kavkıları ile kaplanırlar, Sünger ve benzeri oyucu canlilar tarafından üzerlerinde oyuklar (bores) olu ur. Kireçta larında hardgroundlar sık sık fosil ve sediman yapılarını keserler. ki tür hardground vardır. 1) abrazyon (zımparalanma) sounuc geli mi pürüzsüz, düzgün yüzeyler, 2) erime sonucu olu mu pürüzlü, engebeli yüzeyler. Birinci tür hardgroundlar gelgit düzlüklerinde veya sı deniz ortamında fosillerin veya oolitlerin dalganın etkisi ile hareketi sonucu çimentolanmı yüzeyleri zımparalayıp pürüzsüzle tirmesi sonucu olu ur. kinci tür ise daha derin sularda ve pelajik ortamda, deposizyonun uzun süre kesildi i durumlarda deniz tabanında çimentolanma ve yerel erime i lemleri sonucu olu ur. Paleokastik yüzeyler, genelde kireçta larının su üzerine çıkmaları sonucu ya mur veya yer altı suyu tarafından erimesi sonucu olu an düzensiz bo luk veya ma aralardır. Bazen bu yüzeyler boyunca42 olu an toprak ince kil düzeyi olarak olu an karstik yüzeyi örter. Dolayıısyla paleokarstik düzeyler, kireç ta larının zaman zaman su üzerine çıktı ı durumları gösterirler. 3.2.5.2. Akıntı Yapıları Kırıntılı sedimanter kayaçlarda görülen akıntı dalgası, ripıl, dune, çapraz tabakalanma ve düzlemsel tabakalanma türlerinin tümü karbonat sedimanlarda da görülür. Büyük ölçekli kanal, kaz-doldur, dereceli tabakalanma, taban yapıları, konvolut ve su kaçma yapılarının hepsi karbonatlarda da görülebilir. Kırıntılılarda oldu u gibi karbonatlarda da akıntı yapıları ta ınma, ta ıyan ortam, çökelme proseleri, çökelme ortamı artları, paleo akıntı yönleri, derinlik ve turbulans ko ullarının anla ılması bakımından aynı öneme sahiptirler. 3.2.5.3. Bo luklu Yapılar ve Fenestral Kireçta ı Bir çok kireçta ında olu an bo lukların alt kısımları sedimantasyon sırasında çökelmi kireç çamuru ve üst yarısı ise spari kalsit tarafından doldurulurlar. Bu tip yapılara geopedal/jeopetal yapılar denir ve tabakanın alt veya üstünün belirlenmesinde çok önemli bir yere sahiptirler. Bu yapılar ayrıca olu um zamanlarının yatay düzleminin (horizontal) bulunmasına yardım ederler. Dolayısıyla sedimantasyon sırasında var olan orijinal dalım (original dip) miktarının bulunmasında da kullanılırlar. emsiye yapıları konveks kısımları üst tarafa gelmi olan bivalve (pelesipod), brakiyopod veya gastropodların altında kalan bo luklara verilen isimdir. ntra-skeletal (kavkı arası) bo luklar ise adından da anla ılaca ı üzere kavkılar arasında kalan bo luklara verilen addır. Ku gözü yapıları genelde pelletli mikritiklerde, gelgit düzlü ü veya gelgit altı ortamında çökelen sedimanlarda olu an küçük bo luklardır. Çok azı mikrit olmak üzere bir ço u sparit ile doldurulmu olup üç türü vardır. Bunlar 1) düzensiz (tipik) ku gözü yapıları. Bunlar bir kaç milimetre boyunda düzensiz veya yuvarla ımsı yapılardır. Genelde karbontlarda yaygınca görülürler. Gelgit düzlü ü ortamında olu tukları ve ortamda gaz hapseden yapılar oldukları sanılmaktadır. 2) laminoid ku gözü yapısı: Bunlar bir kaç mm yüksekli inde ve bir kaç cm uzunlu unda tabakaya paraleldirler. 3) tüpsü/ silindirik ku gözü yapıları. Bunlar dikey veya dikeye yakın, bir kaç milimetre çapındadırlar. Stromotaktisler bir kaç cm uzunlu unda (bazen onlarca cm’ye ula abilir) tabanı yerel sedimantasyon sonucu düzgün olu mu fakat tavanı düz olmayan bo luklardır. Taban lifsi kalsitten olu ur ve üzerini druzi sparit örter. Stromotaktislerin olu um mekanizması tam olarak anla ılamamı tır. Önceleri bunların yumu ak vucutlu organizmaların çürümesi sonucu olu tu u sanılmaktaydı. Günümüzde kabul gören en yaygın iki hipotez bunların 1) kireç çamurundan suyun kaçması ile 2) Deniz tabanında yerel çimentolanma sonucu çimentolanmı kısmın altında kalan bo luklar oldukları sanılmaktadır. Kısmen veya tamamen ta la ı karbonatlarda geli en iki di er önemli yapı türü, perde çatlaklar (sheet craks)v eneptüniyen dayklarıdır. Perde çatlakları tabakaya parallel düzlemsel duvarlardan olu an bo luklardır. Neptüniyen dyakları ise tabakayı dikine kesen ve metrelerce derinlikte olan yapılardır. Her iki yapıda içinde olu tukları ortamdan jeolojik olarak biraz daha genç malzeme ile doldurulmu lardır. Her iki yapı sedimantasyon esnasında tektonik hareketler veya çökelmi malzemenim e im a a ıya do ru kayması sebebi ile olu mu çatlakların sonradan doldurulmaları sonucu olu urlar. 3.2.6. Karbonatların Diyajenezi Karbonat sedimanlarda diyajenezin ba langıcını belirlemek çok zordur örne in alglerin mikritizasyonu diyajenezin bir ürünü olan çimentolanma ile e zamanlıdır. Diyajenez sırasında e er (karbonat) kayacın kimyasında önemli bir de i iklik yoksa bu i leme izokimyasal (isochemical) diyajenez, e er kimyasal de i me önemli miktarda ise (dolomitle me vey silisle me gibi) buna allokimyasal diyajenez denir. En önemli diyajenetik prosesler çimentolanma ve neomorfizmadır (yeniden ekillenme). En yaygın diyajenetik prosesler ekil 40’ta ve ekil 41 de çimentolanmanın oldu u temel sedimanter ortamlar özetlemi tir. Karbonatlarda çimento olu umu mekanizması olarak 1950’lere kadar sadece gömülme ile ilgili oldu u varsayılırdı. Günümüzde ise artık biliyoruz ki çimentolanma, sadece gömülmeye ba lı olarak de il, karbonat sedimanların tatlı/meteorik (atmosfer kaynaklı) su ile kar ıla tı ı (kontakta oldu u) her ortamda olu abilmektedir. Bununla birlikte 1960’larda yapılan ara tırmalar göstermi tir ki sı ve derin deniz ortamında karbonatların çimentolanması için mutlaka bu proseslere ihtiyaç olmadı ıv e sedimantasyonla e zamanlı (synsedimanter) çimentolanmanın çok yaygın oldu u anla ılmı tır ( ekil 41).43 Lifsi/bladed (baks) kalsit (genelde ekalnlkldr ve replacement/yerine geme nedeni ile olabilir) 'imentolanma Neomorfizm Druzi spari kalsit, genelde lifsi kalsitten sonra oluur Sintaksiyal (e eksenli) kalsit. Genelde ekinid tanelerinde grlr Granler kalsit imento (neomorfik olabilir) Orjinali aragonit kavklarn kalsitlemesi Lifsi kalsit, inesel kalsitin replacement (yerine geme) sonucu lifsi kalsite dnmesi Kalsilutitlerin aggredasyonu (bymesi) Degradasyon neomorfizmas ekil 40. Çimentolanmaya ve neomorfizmaya ba lı geli mi diyajenetik yapılar (Tucker 1981). resif pelajik karbonatlar vadoz meteorik su tatl su imentolar: dk Mg kalsit, baskn olarak druzi kalsit gel-git aras imentolanma plaj/sahil, tepee deniz seviyesi gel-git alt imentolanma s ve derin su, hardgroundlar phraetik meteorik su denizel gzenek suyu meteorik-denizel su karma zonu En yaygn denizel imento: ne biimli kalsit 'ok yksek Mg kalsit modifiye (degistirilmis) denizel gzenek suyu imentolanma ve gmlmeye bal diyajenez spari kalsit Gl/nehir ekil 41. Karbonatlarda çimentolanma ile ilgili en temel depozisyonal ortamlar (Tucker 1981). 3.2.6.1. Gel-Git Ortamında (intertidal) Çimentolanma Gel-git zonu plajta ı olarak adlandırılan çimentolanmı sahil kumlarını olu turur. Plajta ları genelde karbonat kırıntılıları ve di er kırıntılıların karı ımından olu ur. Genel olarak tropik bölgelerde olu urlar. Plajta ları çok hızlı çimentolanırlar. Örne in II. Dünya sava ından kalma parçalar veya plajlardaki teneke kutuları ve benzeri malzeme plajta larında bulunması çimentolanmanın hızı açısından önemli göstergelerdir. Plajta larının çimentosu genelde aragonit veya yüksek Mg kalsitten olu ur. Aragonit genelde tane yüzeyine dik geli mi 10-200 m m boyundaki i nemsi kristallerden olu ur. Yüksek Mg kalsit ise koyu renkli, çok ender olarak pellet halinde, kriptokristalen veya mikritik çimentonun tanenin yüzeyeyine sarılmı veya bo lukları tamamen doldurmu bir biçimde bulunur. Ço unlukla taneyi saran yüksek Mg kalsit, çimentolanmanın denizel pheatik artlarda (su tablasının altında) gözeneklerin her z a m a ns ui l ed o l uo l d u unu gösteren bir özellik olan, e kalınlıkta olu ur ( ekil 40). Tane üzerinde,44 kalınlıkları farklı olarak geli mi ve tane kontaklarında yo unla mı olan çimentolar vadoz (gözeneklerin su tablasının üstünde, zaman zaman su ile zaman zaman da hava ile dolu ol u durum) artlarda geli mi lerdir. Üç de i ik plajta ıo l u um mekanizması ileri sürülmü tür. 1) deniz/göl suyunun buharla ma sonucu CO 2 kaybına ba lı olarak tamamen fizyo-kimyasal nedenlerle sudan do rudan çökelmesi (özellikle dü ük gel-git dönemlerde), 2) Organizmaların (özellikle alg) bozu ması sonucu biyokimyasal çökelme ve 3) tatlı yer altı suyundan do rudan veya deniz suyunun tatlı, yeraltı suyu ile karı ması sonucu. 3.2.6.2. Sı deniz Gel-Git Altı Ortamlarda Çimentolanma: Sı deniz ortamında, i nesel aragonit ve mikritik yüksek Mg kalsit bir çok fosil kavkısı içersindeki odacıklar veya bo luklarda yaygınca olu urlar. Özelliklerde gastropodlarda ve foraminiferlerde taneler arası çimentolanma çok iyi geli mi tir. Bu çimentolar, tamamen yüksek enerjili turbulent akıntı artlarının bulundu u ortamlarda fizyo-kimyasal veya biyokimyasal olarak do rudan sudan çökelirler. Kriptokristalen aragonitin do rudan sudan çökelmesi sonucu günümüzde özellikle Bahamalarda grapestonlar/üzümta larıyaygınca olu ur. Günümüzde resiflerde çimentolanma çok iyi bir ekilde çalı ılmı ve belgelenmi tir (MacIntyre 1977). Genel olarak resiflerde mikritik pelletli ve lifsi-bıçaksı yüksek Mg kalsit i nemsi aragonite göre çok daha yaygın olarak geli mektedir. Çimento, kavkı imersindeki, kavkılar arasındaki bo luklara veya oyucu/delici organizmaların sonradan kavkı üzerinde olu turdukları deliklere veya bo luklara do rudan çökelmektedir. Bu ortamlarda içsel sedimantasyon ve çimentolanma e zamanlıdır. Sı deniz gel-git zonunda geli en aragonit çimentolarda çok yüksek stronsiyum miktarı 10.000 ppm ve yüksek Mg çimentolarda MgCO 3 oranı % mol 14-19 oranlarındadır. 3.2.6.3. Derin Deniz Ortamlarda Çimentolanma Derin deniz ortamında 3500m derinliklerde bile çimentolanmanın olabildi i ispatlanmı tır. Bu ortamlarda genel olarak planktonik foraminifera, mollusklar, kokolitler ve bazı bentik foraminiferlerden olu an kireçta ları mikritik kalsit tarafından çimentolanmı lardır. So uk derin sularda çimento genelde mikritik dü ük Mg kalsittir. Bu sularda orjinal olarak aragonitten olu an kavkılar genelde yıkanıp giderler ve yüksek Mg kalsitler Mg’lerinin bir kısmını kaybedip dü ük Mg kalsite dönü ürler. Daha sıcak taban akıntılarının oldu u akdeniz ve kızıl denizde ince palajik çökeller veya karbonat nodülleri yüksek Mg kalsit tarafından çimentolanmı lardır. 3.2.6.4. Çimentolanmanın Özeti Güncel ve jeolojik zamanlarda olu mu çimentoların en temel özellikleri unlardır: Minerolojik olarak: aragonit ve yüksek Mg kalsit. Doku olarak: i nesel, lifsi ve bıçaksı yapı veya mikritik. Meteorik çimentolar: aragonitik kavkıların erimesi veya replacement’e ba lı geli mi dü ük Mg kalsitli druzi sparit. Meteorik ve sı deniz çimentoları arasındaki en önemli minerolojik fark Mg/Ca oranıdır. Mg/Ca mol oranının 5’den büyük oldu u durumlarda deniz suyu dü ük Mg kalsitin olu masına izin vermemkte fakat metastable (geçici duraylı) olarak aragonit veya yüksek Mg kalsitin çökelmesine izin vermektedir. Denizel i nesel veya mikritik kalsitin Mg ve di er iyonların kristal büyümesine izin vermemesi sonucu olu tu u sanılmaktadır. Tatlı sular genelde çok dü ük Mg/Ca oranlarına sahiptirler (molar olarak ~0.25- veya 0.5) dolayısıyla e büyüklüklü (equant) dü ük Mg spari kalsitin kolaylıkla çökelebilmesine olanak sa lamaktadır. Özet olarak güncel ve jeolojik dönemlerde diyajeneze ba lı porosite azalması ne kadar yüksek olursa olsun bir çok kireçta ında porosite %20’den fazladır. 3.2.6.5. Gömülmeye Ba lı Çimentolanma Gömülmenin en önemli özelli i, gömülme arttıkça sedimanın üzerindeki yükü a ırlı ı nedeni ile sediman hacminin azalması, sıkı ması ve taneler rasındaki bo lukların küçülmesi dolayısıyla porositenin azalması bütün bunlara ba lı olarakta kayaçla manın (litifikasyon) artmasıdır. Bu tip ortamlarda çimentolanma temel olarak yapılarında daha az duraylı, mikron büyüklü ündeki kalsit içeren pelajik organizmaların kavkılarının erimesi sonucu açı aç ı k m ı kalsitin tekrar büyük kristaller olarak çökelmesi sonucu olu ur. Litifikasyona ve çimentolanmaya ra men bir çok pleajik kireçta ının porositesi %40 oranlarındadır. 3.2.7. Neomorfizma Neomorfizma bir mineralin geçirmi oldu u tüm transformasyonları (de i imleri) içerir. Terimi ilk olarak Folk (1965) tarafından önerilmi bir terim olup bazen tekrar kristallenme olarak da adlandırılır.45 Neomorfizmin iki tememl özelli i vardır. Bunlar sulu ortamda aragonitin kalsite rekristalizasyonu ve kalsitin kalsite dönü mesidir. Her iki proses de sulu ortamda olu ur dolayısıyla i lem erime ve tekrar çökelme olarak meydana gelir. Diyajenetik ortamların her zaman su içermesi sonucu katı hal dönü ümleri (do rudan aragonitin kalsite terslenmesi-inversiyonu veya kalsitin kalsite do rudan dönü ümü) genelde olu mazlar. Bir çok kalsitte neomorfizma daha büyük kalsit kristaline yol açan aggrading (yapıcı) tiptedir. Bu tip neomorfizma 1) mikrolutitlerin mikrospar-pseudospar olu umu, 2) orjinal olarak aragonitik olan kavkıların kalsitle mesi, 3) i nesel kalsitlerin lifsi kalsite dönü mesidir. Aggrading neomorfizmasının tersi olan degrading (yıkıcı) neomorfizma büyük CaCo 3 kristallerinin daha küçük kristallere dönü mesi i lemidir ve kireçta lrında çok seyrek olarak görülür.. 3.2.8. Dolomitler, De-Dolomitizasyon ve Silisle me Karbonat kayaçlar dolomit içeri ine ba lı olarak a a ıda gösterildi i ekilde adlandırılırlar. Kireçta ı : >%10 dolomit Dolomitik (dolomitli) kireçta ı: %10-50 dolomit Kireçli dolomit. %50-90 dolomit Dolomit: >%90 dolomit Dolomitle me karbonatların çökelmesinden hemen sonra ba lar ve geç diyajenetik evereye kadar sürebilir. E er dolomit sudan do rudan çökeldi ise ilksel dolomit olarak, e er diyajenez esnasında olu tu ise sinjenetik (e olu umlu) ve çimentolanmadan sonra, geç diyajenetik evrede olu tu ise epijenetik (sonradan olu umlu) dolomit olarak adlandırılırlar. Bir kayacın içerindeki dolomit tane büyüklü üne ve tipine ba lı olarak göre dolosparit, dolorudit (doloçakılı), doloarenit (dolokumu) veya dolomikrit olarak adlandırılabilir. Günümüzde dolomitler bir çok sedimanter ortamda olu maktadırlar. Dolomit olu um mekanizmasının en iyi anla ıldı ı yer Bahamalarda dolomit meteorik su ile deniz suyunun karı tı ı alanlarda olu maktadır ( ekl 42). 3.2.8.1. De-Dolomitizasyon Bazen dolomit kalsit tarafından yer de i tirerek tekrar kireçta ına dönü ebilir. Bu i lem de- dolomitle me olarak adlandrılır ve genelde dolomitin meteorik su ile etkile ime girmesi sonucu olu ur. Bir yüzey prosesi olan jips-anhidrit çözülmesi ile il kili olarak kalsit dolomitin yerini alır ve de- dolomitle meye neden olur. Dedolomitizasyon mikroskop altında dolomit kristal eklinin korunamsı sonucu anla ılabilir (kalsit pseudomorfizması). Kalsit kristalleri orijinal dolomit kristal ekillerini aynen korurlar. Ayrıca bazı de-dolomitizasyonlarda tüm yapı bozulabilir ve doku kısmen yeni ba tan olu turulabilir. Bu tip durumlarda dedolomitizasyonu fark etmek zordur. 3.2.8.2. Silisle me Silisle me dolomitle mede oldu u gibi, diyajenezin ilk veya son evrelerinde olu abilir. Silisle me bazı karbonat temelli fosil kavkılarının silis tarafından yer de i tirilmesi (replacement) sonucu çört nodülleri veya seviyelerinin olu masıdır. Bazı kireçta larında silis çimento olarak ta bulunabilir. Kireçta larında silis 1) öz ekilli kuvars kristalleri, 2) mikrokuvars, 3) magkuvars ve 4) kalsedonik kuvars olarak bulunur. Ortamda ana silika kayana i süngerler veya radyolaritlerdir. 3.2.9. Denizel Karbonat Çökelim Ortamları Jeolojik dönemlerde bir çok kireçta ı bir açık denize bakan elflerde veya platformlarda çökelmi lerdir. Karbonat fasiyesleri tipik olarak kıyıdan itibaren elfin ucuna kadar olan alanda belli bir dizilim gösterecek ekilde olu urlar. ekil 42’de en yaygın ve en genel karbonat çökelim ortamları ve bu ortamlarda geli en karbonat fasiyesleri gösterilmi tir. Kısaca kıyıdan gel-git düzlü üne kadar olan alanlarda karbonat çamur düzlükleri egenemdir, Daha karaya do ru olan ksımlarda ise evaporit ekil 42. Bahamalarda evaporatif ve tatlı, meteorik su ile deniz suyunun karı ımı sonucu dolomit olu umunu gösteren diyagram (Tucker 1981) deniz seviyesi hipersalin denizel su denizel ve meteorik su karm ve dolomit kelim zonu tatl su lensi supratidal (gel-git st) hipersalin glck ky ykselimi evaporatif dolomit kelimi46 çökelim ortamları olan sabkha veya salinalar (tuzla) bulunur. elfin derin ksıımlarında ise, karbonat kavkı parçaları, kavkı kumulları, ve karbonat çamurları egemendir. elfin yüksek enerjili sı kısımlarında veya elf marjini ( elfin ucuna do ru olan alanlar) ise ooid olu um alanlarıdır. Bu alanlarda oolithler kavkı kumları ile birlikte sahil çizgisine paralel bariyerler, ooid plajlarını olu turabilirler. Bariyerler boyunca, lagoonları denize ba layan önemli gel-git kanallarının a zında olu an karbonat gel-git deltaları önemli ooid olu um alanlarıdır. elf marjini ise önemli resif olu um ve karbonat yı ı ım alanlarıdır. Bu yı ı ımlar ve resifler bazı durumlarda bariyer görevi yapabilir ve geri kısımda lagoonların olu masına dolayısıyla akıntıları keserek daha kısıtlı alanların olu masına sebep olabilirler. Zaman zaman elf üzerinde ve açık lagoonlarda yama resifleri geli ebilir. Resiflerin önünde olu an moloz veya bariyerlerdeki gev ek malzeme yamaç a a ıyo unluk veya türbit akıntıları olarak akabilir. Kıta kökenli malzemenin yeterince gelmedi i duurumlarda ise elfte pelajik karbonatlar çökelir. Bu durumda karbonat çökelim ortamları yedi sınıf olarak kategorize edilebilir. 1) gel-git düzlü ü (intertidal)-gel-git üstü (supratidal) alanlar , 2) lagoonlar ve kısıtlanmı koylar, 3) gel-git düzlü ü-gelgit altı (subtidal) alanlar, 4) açık elfler ve platformlar, 5) resifler ve karbonat yı ı ımları, 6) starved (yeterince sediman alamayan) sedimana aç basenler ve di er pelajik karbonat çökelim ortamları ve 7) karbonat türbidit alanları. ak deniz, pelajik karbonatlar, ooz ve trbiditler resif n molozu, derin deniz ymlar (r amur tepecikleri elf-marjin resifleri, kum, karbonat ymlar sakin ortam karbonat amurlar dalgal ortam karbonat kumlar Bariyer arkas lagoonlar, karbonat amurlar Gelgit dzl, kanallar, tepecikler, sahil, bataklk, sabkha Ku gz yapl pelmikritler, alg yayglar, dolomit, yer yer evaporitler bio-pelmikrit, wackeston+ kstl fauna bio-oo-pel- sparit, grainstone, apraz tabakal packstone bio-pel-mikrit, wackestone, packstone, deiik tr fauna, yaygn bioturbasyon boundstone, biolithite apraz tabakal bio- oo-sparit rudstone, floatstone, biomikrit, slumplar plejik faunal biomikritler, karbonat trbiditleri karbonatsz deniz seviyesi dalga taban yerel yama resifleri ve amur ymlar ak platform Karbonat platformu, i deniz Derin deniz/yama ekil 43. Genelle tirilmi denizel karbonat çökelim ortamları ve bu ortamlara ba lı geli en karbonat fasiyesleri. CCD: carbonate Compansation Depth (Karbonatların bulunabilece i maksimum derinlik). CCD altındaki derinliklerde karbonatlar eriyerek deniz suyuna karı ırlar.) 3.2.10. Denizel Olmayan Karbonat Sedimanlar Göller: Göllerde olu an karbonat sedimanlar üç tiptir. 1) inorganik, 2) alglere ba lı, 3) kavkı kumları. Buharla maya ba lı olarak sudan CO 2 ’nin bitkilerin fotosentezine veya basınç-sıcaklık de i imine ba lı olarak kaçması veya taze nehir sularının göl suyuna karı ması sonucu sudan do rudan norganik olarak çökelmesi ile olu ur. Çökelen malzemenin minerolojisi temel olarak Mg/Ca oranina ba lıdır. Denizel ortamlarda oldu u gibi göllerde de aragonit, yüksek veya dü ük Mg kalsit ve dolomit çökelimi olabilir. Gölün sı , yüksek enerjili kısımlarında ooidler geli ebilir. Ayrıca gölün sakin kesimlerinde alglere veya phytoplanktonlara ba lı olarak karbonat çamuru geli ebilir. Göllerde karbonat fasiyeslerinin da ılımı denizel fasiyeslere benzerlik gösterir, dolayısıyla sı , yüksek enerjili kesimlerde resifler, alg yaygıları ooid plajları olu urken, daha derin, veya sakin koylarda ise karbonat çamuru çökelimi olur. Göllerde su seviyesi de i imi çok hızlı olması nedeni ile fasiyeslerde mevsimsel veya sezonsal de i iklikler çok hızlı olu ur. 3.2.10.1 Kalkret veya Kaliç Günümüzde yıllık ya mur miktarının 200 ile 600 mm arasında oldu u ve buharla m a n ı nb um i k t a r ı a tı ı bölgelerde karbonatlı toprak olu umu görülür. Karbonatlı malzeme önceleri nodüller halinde topra ın üzerinde ve içinde olu ur zamanla nodüllerin artması sonucu toprakta belli bir düzlemde karbonat tabakası olarak yı ı ır. Bu tabaka kaliç veya kalkret olarak adlandırılır. Mineralojik olarak kaliçler ince taneli aynı boydaki kalsit kristallerinden olu ur. Ayrıca kaliç olu umu sırasında bir çok kum veya çakıl tanesi kalsitle sarıldı ı için bu tip çakıllar onkolit veya pisolitlerle karı tırılabilir. Kaliç veya kalkretler eski toprak düzeylerini dolayısıyla erozyon peryotlarını göstermeleri açısından önemlidirler.47 3.3. EVAPOR TLER Evaporit tanımı buharla maya ba lı olarak sudan do rudan çökelen malzemelerin hepsini kapsar. Jeolojik dönemlerde ve günümüzde olu mu olan evaporitler, hacim olarak karbonat kayaçlardan daha azdırlar ve kalınlıkları yer yer yüzlerce metreye ula abilir. Evaporitler temel olarak denizel ve denizel olmayanlar olmak üzere iki kısma ayrılırlar. En yaygın evaporit mineralleri kalsiyum sülfat içeren jips ve anhidrittir. Halit ise ikinci derecede yaygın olarak görülen evaporit türüdür, onu poasyum tuzları olan silvit, karnalit, langbeinit, polihalit, kainit ve magnezyum sülfat olan kayserit izler. Jeolojik kayıtlarda seksenden (80) fazla de i ik evaporit minerali tanımlanmı olsada en yaygın olarak geli en evaporit mineralleri Tablo 11’de gösterilmi tir. Tablo 11. Minerolojisine ba lı olarak, denizel evaporitlerin sınıflandırılması Mineral Mineral smi Kimyasal Formül Kayaç ismi Halit NaCl Halit, kaya tuzu Kloritler Silvayt Karnillit KCl KMgCl 3 Langbeinit Polihalit Kainit K 2 Mg 2 (SO 4 ) 3 K 2 CaMg(SO 4 ) 8 .H 2 O KMg(SO 4 )Cl.3H 2 O Pota tuzu Sülfatlar Anhidrit Jips Kayzerit CaSO 4 CaSO 4 .2H 2 O MgSO 4 .H 2 O Anhidrit, anhidrit ta ı, jips, Alçı ta ı Karbonatlar Kasit Magnezit Dolomit CaCO 3 MgCO 3 CaMgCO 3 Kireçta ı Dolomit, dolota ı 3.3.1. Evaporitlerin Olu um Ortamları Kıtasal kökenli intra-kratonik ortamlarda evaporitler 1000 metre veya daha daha fazla kalınlıklarda bulunabilirler. Di er evaporit çökelleri, karasal kökenli evaporitlerle veya sedimanlarla yanal ve dü ey geçi li olarak kıta sahanlı ında ( elf) ve benzeri tektonik veya termal olarak çökmekte olan sı havzalarda yaygınca görülürler. Ayrıca, inra-kratonik (kıta içi) rift havzalarında olu an göllerde ve körfez veya koylarda yaygınca görülürler. Bazı durumlarda ise, rift a amasını geçmi ve okyanus tabanı yayılması a amasına geçmi havzalarda, özellikle ekvator çizgisine yakın havzalarda da sıklıkla görülürler (ör: Kızıl deniz, Aden körfezi vb.). Tuzgölü, Ölüdenz (Filistin) modern evaporit çökeliminin oldu u havzalara örnektirler. Ayrıca ülkemizde Tuzgölü, Haymana, Çankırı ve Sivas havzaları evaporitce zengin havzalardır. Evaporitler genelde arda ımlı (cyclic)’dirler. Bazen tabakalar birkaç on metre kalınlı ında jips-anhidrit çok az halit kireçta ları veya marl ile arda ık olarak olu abilirler. Bir çok intra-kratonik havza evaporitleri genelde kalın jips-anhidritle ba layıp üste do ru halit, kolay eriyebilen potasyum tuzlarına ve/veya tronaya geçerler. Bu ardalanma bir çok havzada bir kaç kere veya çokca tekrarlayabilir Bir çok jeolojik ve güncel evaporit çökelim ortamı baz alınarak genelle tirilmi evaporit çökelim ortamları ekil 44’de özetlenmi tir. ki temel evaporit çökelimi gözlenmi tir. 1) sulu içersinde (subaqueous): kapanmı /izole olmu deniz, göl veya sı elflerde tuzların sudan do rudan çökelmesi sonucu, 2) su üstünde (subaerial): çok sı tuz havuzları veya tuzlalarda su üstünde çökelme ile. Su içersindeki çökelim su dolu bir taba ın zamanla suyun uçması sonucu tortusunun taba ın içinde birikmesine benzer. Taba a zaman zaman yeni su gelimi olabilir. Uzun bir zaman evaporit çökelimi için en önemli mekanizmanın kapanmı /izole olmu iç denizler sudan do rudan çökelme oldu ud ü ünülmü tür. Özellikle Basra körfezinde (Trucial sahilleri) sabkaha olarak adlandırılan gelgit arası ve gelgit üstü ortamlarda yaygın olarak jips ve anhidrit olu umunun fark edilmesi çok farklı ortamlarda da kalın evaporitlerin çökelebilece ini göstermi tir. Evaporitler ayrıca vadoz ve phraetik zonda sedimanlar arasındaki bo luklarda sudan do rudan, ayrıca iç deniz ve göl sahillerinde sedimanlarla birlikte çökelebilmektedirler (kıtasal, kıtaiçi sabkhalar). Çok derin kapalı havzalarda su üstü ökelim Messiniyende Atlantik ve Hint okyanusu ile ba lantısının kesilmesi sonucu Akdenizde de görülmü tür. Ayrıca, evaporitler çöllerde taneleri saracak ekilde veya belli bir tabaka olu turacak ekilde48 olu abilirler. Bu ortamlarda jips güle benzer ekilde bir kristallenme gösterdi inden bunlara çöl gülü denir (desert rose). sellenme yenilenme bariyer ak deniz ak deniz yksek deniz seviyesi (gel) dk deniz seviyesi (git) Ky sbkhalar ve tuzlalar. rnek Baja Kaliforniya, Trucial sahilleri Derin,kurumu havza. rnek: Akdenizin Messiniyende kurumas, gncel rnei yok Derin izole olmu havza: Orta Eosen 'ankr ve Sivas Havzalar.Gncel rnei yok. sznt Glsel havzalar, sabkhalar. Tuzgl, sabkha 3.3.2. Jips ve Anhidrit Jips ve anhidrit kendilerine özgü yapı ve dokuya sahip olup yeniden kristallenme (re-kristalizasyon), replacement (ba ka mineral tarafından yer de i tirlmesi) ve ergime proseslerine çok duyarlıdırlar. Her ikiside yüzey sularında, deniz, göl, sabkha ve tuzlalarda olu rular. Fakat, gömülmeye ba lı olarak bir kaç yüzmetrenin altındaki derinliklerde CaSO 4 sadece anhidrit olarak bulunabilir. Daha sonra yükselmeye ba lı olarak (uplift) anhidrit tekrar jipse dönü ür. Bir çok çalı ma göstermis tir ki anhidrit- jps çökelimi suyun tuzluluk oranı ve sıcaklı ına ba lıdır. Güncel olarak Trucial sahilelrinde ve Texasta jips gelgit arası ve üstü ortamlarda sedimanlar arasında ikiz krsitalli selenit minerali olarak 1 mm den 25 cm arasında de i en büyüklüklerde olu abilmektedir. Evaporsayonun yo un oldu u durumlarda Turcial sahillerindeki sabkhalarda bo luk suyunun artması ile birlikte jips kristalleri anhidrite dönü ürler. Bu i lem klorinitlerin (Cl‘ )°/ 00 145 oranlarını a tı ı durumlarda tuzluluk oranının ise °/ 00 260 oldu u duurmlarda olu ur. Bu ekilde olu mu anhdritler jipslerin orjinal ekillerini koruyabilirler. Çökelimin devemlı olması durumunda anhidrit kristallerinin zamanla bir birlerine eklenmeleri sonucu nodüller olu turular. Bu ekilde olu turulmu nodüler yapıya tel örgü yapısı (chicken-wire texture) olarak adlandırılır. Nodüler anhidrit tabakaları ayrıca sabkhaların karaya yakın kısımlarında da olu abilirler. Bu tip anhidrit tabakaları genelde düzensiz geli mi veya a ırı derecede kıvrımlanmı ve konvolüt tabakalanmaya dönü mü olabilirler. Bu tip tabakalar enterolitik tabakalanma olarak da adlandırlırlar. Bazen sabkhaların karaya yakın olan kısımlarında olu mu anhidritler, tatlı kara suları veya yeraltı suları ile etkile ime girmeleri sonucu tekrar jipse dönü ebilirler. Anhdrit olu umu genelde çok sıcak (yıllık sıcaklık ortalaması >22°C) arid iklim artlarını gerektirir. klimin yarı arid oldu u durumlarda ise jips geli imi olur (ör: Akdenizin Mısır sahilleri) 3.3.2.1. Laminar Sülfat Laminar anhidrit veya jips genelde kireçta ı, organikçe zengin kireçta ı, organik malzeme, kil veya marl ile ince laminaların ardalanması eklinde bulunur. Halit içersindeki ince jips-anhidrit laminalrı tabakalı halitin bir tipidir. Bir kaç milimetre kalınlı ındaki anhidrit-kalsit veya anhidrit-organik malzeme ekil 44. Genelle tirilmil evaporit çökelim ortamları (Tucker 1981)49 laminaları bazen yüzlerce metre kalınlıklara ula abilirler. Bu tip laminalar kalın evaporit sekanslarının altında ve sekansı olu turan havzanın derin kısımlarına kar ılık gelecek ekilde olu urlar veya havza dolgusunun tamamını olu turular. Laminaların en önemli özelli i bir havza içersinde kilometrelerce takip edilebilir ve düzgün bir ekilde çökelmi olmlarıdır. Bu özellikleri onların derin ve geni bir havzada, dalga tabanının altındaki derinliklerde, sudan do rudan çökeldiklerini göstermektedir. Mevsimsel sıcaklık ve su kimyası de i imleri laminaların olu masına katkı yapan en önemli faktörlerdir.Dolaysııyla buzul ortamlarında kullanılan ve mevsimsel de i imler sonucu olu an laminasyon türü olan “varve” deyimi laminalı evaporitler içinde kullanılabilir. Laminlar arasındaki organik malzeme mevsimsel etkiye ba lı olarak phytoplanktonların olu turdu u sapropeller olabilir. 3.3.2.2. Sekonder/ kincil ve lifsi Jips Anhidritler gömülmeden sonra tektonik olarak yükselmesi sonucu taze, tatlı yer yüzü veya yer altı suları ile etkile ime girmesi sonucu jipse dönü erek ikincil jipsleri olu turular. Olu an jips 1) porfroblastik jips ve 2) alabastrin jips olmak üzere iki gruba ayrılırlar. Porfiroblastik jips küçük mineralli anhidrit içersinde da ınık olarak 1 kaç milimetre veya daha büyükçe geli mi jips kristalleridir. Alabastrin jips ise küçük veya daha büyükçe olu mu , interlocking yapıya sahip olup (bir birleri ile kenetli/geçmeli), mikroskop altında düzensiz sönüm açıları veren kristallerden olu ur. Ço unlula orjinal anhidrit yapısı, jipsle meye ra men, korunmu tur. Damarlarda olu an jips ise genelde tabakaya veya damar (vein) duvarına paralel veya yarı paralel liflerden olu ur (satin spar). Genelse bir kaç mm den cm ye kadar de i en bir birine paralel geli mi liflerden olu urlar. Bu tip jipslerin su dolu damarlarda basınç altında geli tikleri sanılmaktadır. Jips evaporit mineralelrinin oldu u havzalarda özellikle faylar boyunca ve kayma çiziklerine paralel ekilde lifsi bir yapıda büyüme gösterirler. Bu özellikleri nedeniyle bu tip jipsler fayların hareket yönlerinin belirlenmesinde kullanılırlar. 3.3.3. Halit (NaCl) Halitler bir çok sedimanter havzayı dolduran en yaygın evaporit çe itlerinden birisidir. Ayrıca halit bir çok tuzlu göllerde olu an en önemli evaporit mineralidir. Halit çökelelrinde kayatuzu genelde masif, tabakalı veya silisli sedimanlarla arda ık olarak bulunur. Çok ender olarak ta ınmı olarak ripıllar ve çapraz tabakalr olu turular. Tabakalı halit bir kaç cm kalınlı ında, içersindeki kil oranına ba lı olarak farklı renklerde olu ur. Bazı ortamlarda halit anhidritle arda ıklı olarak ve hacim de i ikli ine ba lı geli mi büzülme poligonlrı halinde bulunur (sütün eklemler-columnar joint). Güncel olarak halit sadece denizel ve gölsel tuzlalarda çökelmektedir. Jeolojik olarak, sı veya derin deniz veya göllerde de çökeldi ini gösteren bir çok kanıt vardır. Poligonal çatlaklara sahip tabakalı halit uzun süre gün ı ı ına maruz kalmı oldu unun kanıtı olması sebebi ile tuzla ortamlarına i aret eder. Çözünme düzlemleri içeren halitin tince silt tabakaları ile arda ık bulunması siltin ruzgar tarafından ta ınmı oldu unun göstergesi olarak yaorumlanmaktadır. Kırıntılılarla arda ık olarak çökelmi olan halitin jips ve anhidritte oldu ug i b is lt veya kum içersindeki su tarafından sonradan büyüme ile çökeltildiid ü ünülmektedir. Tabakalı halitin olu um mekanizması tam olarak anla ılamamı tır. Anhidrit-jip ile halitin ardı ık çökelimi mevsimsel ve/veya iklimsel de i imlere ba lı olarak ortamın kimsyasında ve sıcaklı ındaki de i ime ba lı olarak olu maktadır. Bir çok halit çökelinde NaCl deniz suyunun veya bir çok gölde oldu u gibi göl suyunun buharla ması sonucu sudan do rudan veya önceden var olan bir halit çökelinin erimesi ve tekrar çökelmesi sonucu olu ur. Denizel ve gölsel halitler içerdikleri brom (Br) oranından ayırt deilirler. Denizel halitler 50ppm den fazla gölsel veya erime-çökelme sonucu olu an halitler çok daha az oranlarda brom içerirler. 3.3.4. Potasyum ve Magnezyum Tuzları Denizel ortamlarda olu an potasyum ve magnezyum tuzları genelde kieserit, kainit gibi sülfatlar ve silvit, karnalit gibi kloritlerdir. Evaporasyon (buharla ma) sırasında en kolay eriyen malzemeler en son çökelirler. Dolayısıyla bir evaporitik sekansın en üstünde ve fazla kalınlık olu turmıyacak ekilde bulunurlar Çok hızlı çözünebilmeleri nedeni ile diyajenez esnasında yeraltı suyu ile kar ıla tıklarında çok hhzılı bir ekilde sistemi terk ederler. Bu öellikleri nedeni ile jeolojik olarak çok uzun ömürlü de ildirler. Bir evaporitik sekansda bu tip mineraller bulunuyor ise, bunlar büyük bir olasılıkla bir ba ka ortamda çökelmi erimi ve tekrar çökelmi olmalılar. Yani ilksel konumlarında de il ikincildirler. Örne in bir çok silvit depoziti karnalitin ergimesi, bir çok polihalit ise kainitin alterasyonunun yan50 ürünleridir. Güncel bir çok çalı ma gösetrmi tir ki, potasyum ve magnezyum tuzları, genelde gelgit arası (intertidal), sı denizel ortamlarda, tuzlalarda ve sabkhalarda çökelmektedirler. 3.3.5. Gölsel Evaporitler Halit, jip-anhidrit dı ında bir çok evaporit türü vardır ki (Tablo 11) bunlar sadece yüksek tuzluluk oranına sahip gölsel ortamlarda çökelmektedirler. Bu tip göllerin kimyası, dolayısıyla evaporitik mineral içeri i gölden göle ve ortamdan ortama de i mektedir. Bu özellikler iklimin yanı sıra genel olarak yerel jeoloji tarafından kontrol edilmektedir. Evaporit çökeliminin en önemli özelli i belli bir zonlanma göstermesidir. Bu zonlanma kıyıdan havza ortasına do ru, en zor eriyenler kıyıda, en kolay eriyenlerin ise havzanın ortasına gelecek ekilde da ıldı ı dizilimdir. Bu tip zonlanmaya öküz gözü (ox-eye) yapısı denir. 3.3.6. Evaporit Dizilimi ve Yorumlama Sabkhaların ve gelgit üstü düzlüklerinin en önemli evaporit çökelim ortamlrı olduklarının fark edilmesinden sonar bu gün artık bir çok jeolojik dönemlerde olu mu evaporit istiflerinin olu um mekanizmalarının açıklıyabiliyoruz. Bunlar genelde nodüllü olup, telörgü yapısına sahiptirler. Bir evaporit istifininin sabkha ortamında çökeldi inin anla ılabilmesi için gerekli olan en önemli kriter gelgit üstün ortamda geli mi olan sabkha çökelelrinin sabkhanın progradasyonucu sonucu once gelgit arası ortamda çökelmi karbonatları ve onlarında gelgit altında çökelmi sedimanları üzerlemi olmasısır. Bir istifte bu ili ki bir kaç veya döngülere ba lı olarak çok kez tekrarlanır halde görülebilir. En genel dizilim yukardan a a ıya do ru, sabkha-gelgit üstü ortam çökelleri, gelgit arası-düzlü ü çökelleri, gelgit altı sı deniz ve en altta derin deniz çökelleri olacak ekildedir ( ekil 46). Derin deniz ortamlarda evaporit istiflerinin geli mesi için gerekli olan en önemli factor, havzayı küçük izole, alt havzalara bölecek ekilde fay kontrollü yapısal veya resif veya kum banklarının geli imine ba lı sedimanter briyerlerin varlı ıdır. Bu tip bir ortamda istif a a ıdan yukarıya do ru; bariyerin olu maya ba ladı ının göstergesi olarak sapropel içeren ince taneli sedimanlar, bunların üerinde ise bariyerin etkisini tamamen. gösterip evaporasyonun ba ladı ının kanıtı olan ve kilometrelerce takip edilebilecek kadar yaygın ekilde geli mi laminalı anhidrit-jips çökelleri olmalıdır. Laminalı anhidrit’in üzerine ise havzanın tamamen izole olup kapanmaya ba ladı ının göstergesi olan halit (yer yer içersinde anhidrit laminası içerebilir) çökelimi olmalıdır. Havza kapanıp suyu tamamen kurumadan hemen once K + ve Mg + tuzları çökelir ( ekil 47). Sabkha, tuzla ve derin deniz ortamları birbirlerinen tamamen ba ımsız ve kopuk de ildirler. Bir birleri arasında stratigrafik geçi ler her zaman mümkün olup, derin denizle ba layan bir istif sabkha veya tuzla ile veya sabkha ile ba layan bir istif yanal ve dü ey olarak derin deniz ortamına geçebilir. Ayrıca, derin deniz ortamının tamamen kurumaya yüztutması havzanın her tarafında sabkha ve tuzla geli imine neden olur. Bu tip çok geni havzalarda tabakalı halit ve anhidrit veya laminalı anhidrit çökelimi suyun içersinde olu abilir. Bununla birlikte bazı havzalarda tuz olu umu yukarda adı geçen mekanizmalarla açıklanamıyacak kadar komplekstir. Akdenizdeki Messiniyen ya lı evaporitler hem su üstü ortama hemde derin deniz ortama i aret etmektedirler. Bu durum en sonunda Akdenizin Messiniyen zamanında kurudu u ve bir çok su üstü kökenli evaporitin bu dönemde çökeldi i sonucuna varılmı tır (Hsü 1977, 1978). Bu olay Messiniyen Tuz Krizi olarak adlandırlır. ekil 45. Gölsel evaporitlerin kıyıdan merkeze do ru zonlanması, öküz gözü yapısı. kireta jips pota halit51 enterolitik anhidrit nodular telrg anhidrit stramotolit – jips fenestral kireta pelletli kireta oolitik, bioklastik kireta marl, kilta intertidal (gelgit aras) s, subtidal (gelgit alt) derin deniz, gelgit alt supratidal (gelgit st) sabkha sedimanlar halit-masif veya tabakal halit + anhidrit laminalar + organik laminalar havzann evaporit kelimi ile slamas pota (K ) tuzu denizel fauna ieren sedimanlar anhidrit karbonat s su st playa/salina euxenik havza ak denizel ortam tuzluluun artmas . su alt derin . sedimanlar kelim ortam + 3.4. SED MANTER DEM RTA IV ED E M RO LU UMLARI Demir bir çok sedimanter kayaçta çok az bir yüzde ile bile olsa belli oranda bulunur. Demir oranı %15’den fazla olan kayaçlar demir ta ları olarak adlandırılırlar. Demir elementi ferrus (Fe 2+ ) ve ferrik (Fe 3+ olmak üzere iki de erlikte bulunabilir. Dolayısıyla demir çökelimi ve olu acak mineralin cinsi tamamen çökelme ve diyajenetik ortamın kimyasal özelliklerine ba lıdır. En yaygın demir mineralleri Tablo 12. de gösterilmi tir. Jeolojik olarak sedimanter demir yatakları en yaygın olarak denizel ortamlarda olu mu lardır, dolayısıyla bir ço u denizel fosil içerirler. Prekambriyen ve Fanarozoikte çökelmi olan demir olu umları bir birinden çok farkıdırlar. Prekambriyendeki olu umlar genelde çok geni ortamlarda çökelmi olup kalın tabakalı, bantlı yapıda ve çörtlerle arda ıktır. Fanarozoiktekiler ise genelde ince tabakalı, küçük ortalarda geli mi ve oolitiktirler. Her iki tipin güncel örne iy o k t u r . Günümüzde demir ve demirli olu umlar sadece orta ve yüksek boylamlardaki göller ve bataklıklarda (bataklık demiri-bog iron) veya okyanus tabanında çökelmektedir fakat bunlar jeolojik dönemlerde çökelmi demirli olu umlara oranla çok önemsiz olup onlarla da ili kisizdir. Demirin iki temel kayna ı vardır. 1) günlenme ile karasal alanlardan ta ınma ve 2) devam eden volkanik aktivite. Özellikle humid iklimlerde günlenme sonucu mafik ve magmatik kayaçların içindeki a ır minerallerdeki demirin serbest hale gelmesi ile demirce zengin lateritli toprak olu umu yaygındır. Ayrıca erozyon ve erime ile demir yer üstü ve yeraltı sulartarafından ta ınıp deniz suyuna karı ır. 3.4.1. Hematit Yagın olarak Prekambrian demir ol umlrında ve Fanarozoik demirta larında bulunur. Prekambrianda genelde ince tabalar veya laminalar halinde Fanarozoikte ise ooidler ve karbonatlı fosil kavkıları ile yer de i tirmi olarak (replacement) bulunurlar. lksel de ildirler ve amozitin alterasyonu veya replacementidirler. Jötit/Goethit: Jötit Prekambriyen kayaçlarda bulunmaz. Fanarozoikte ise en yaygın geli mi demir olu umudur. Genelde günlenme ürünü olup demir elementinin oksidasyonu ve hidrasyonu (mineral ekil 46. dealle tirilmi sabkha istifi (Tucker 1981) ekil 47. Açık ve derin deniz ortamı olarak ba layan ve sonradan kapanan eveporitik bir havzanın genelle tirilmi kesiti.52 yapısına H 2 O’nun katılması) sonucu olu urlar. Genelde ooidlidirler ve sedimanter ortamlarda genelde ilkseldirler. Deniz tabanında ise amozitin oksidasyonu sonucu olu abilirler. Limonit: Limonit su içeren bir gurup demir mineralinin ortak adıdır. Limonit olu umları jötit, lepidokrosit, de i ik sarı, kahverengi renkli sulu demir mineralleri ve kil içerir. Magnetit. Magnetit genelde Prekambriyen kayaçlarda çörtle interlamine olarak çokça yaygındır. Oolitik demir olu umlari içersinde replacement kristalleri veya granülleri olarak bulunur. Siderit. Siderit Prekambriyen ve Fanarozoik demir ol umları içersinde en yaygınıdır. Bir çok amozit oolitinin hamurunu olu turmakta olup oolitleri ve fosil kavkılarını replace edebilir. Siderit ayrıca denizel olmayan çökeller içersinde de çokca yaygındır. Organikce zengin kayaçlar içersinde da ınık kristaler olarak, nodüller veya yuvarlakla mı kütleler olarak bulnur. amozit: Tipik olarak sideritik hamur içersinde ooidler halinde bulunur. Bazen aozitli çamurlar içersinde ince da ınık amozit yaprakcıkları halinde (flake) bulunur. Ooidler bazen yassıla mı ,ve y a ekil de i imine u ramı olabilir. Bir çok durumda amozit olu umları sonradan olu acak her hangi bir ooid türünün çekirde ini olu turur. amozitler genelde ye il renkli olup de i ik kompoziyon ve yapıda olabilirler. Kimyasal olarak indirgenme ortamlarında bulunmaları gerekse de bir çok amozit olu umu çok zengin bentik fauna içerir. Bu durum oksidasyon ortamında amozitin önceleri kompleks demir ve aliminyum silikat jelleri olarak çökeldi ini daha sonra gömülme ile amozite dönü tüklerini dü ündürmektedir. Glakonit: Glakonit potasyum demir aluminyumsilikat minerli olup çok yüksek Fe 3+ ve Fe 2+ oranlarına sahiptir. Tipik olarak açıktan koyu ye ile de i en renkli 1mm çapa kadar ula abilen pelletler halinde bulunur. Bir çok kumta ında bulnur bazen kumta larında asıl taneleri olu turur. Günümüzde kıta sahanlı ı bölgeisnde sı elflerde bir kaç on ile yüz metrederinliklerde olu ur. Genelde sedimantasyon hızının çok yava oldu u ortamlarda olu ur. 3.5. FOSFAT ÇÖKELLER Fosfatlar gübre ve kimya endüstrisinin en önemli elemanlarından birisidir. Fosfatlr fosforitlerin dı ında önemli konsantrasyonlarda uranyum, flor ve vanadyum içerirler. Fosfatlar organizmaların iskeletlerinde ve kavkılrında çok az miktarda bulunuyor olsa da ornaizmalar için hayati öneme sahiptirler. Deniz suyunda genelde çözünmü olarak bulunurlar ve ortofosfat olarak adlandırlırlar. Organizmalar tarafından absorbe edilmi ve fosil yı ı ımlarındaki fosfat partikulat fosfat olarak adlandırlırlar. Fosfat konsantrasyou sahile/kıyıya yakın sularda özellikle haliçlerde ve körfez/koylardaki deniz sularında di er yerler oranla çok daha yüksektir. Ayrıca anoksik (oksijensiz) sularda fosfat konsatrasyonu çok yüksektir. Fosfatlar bir çok sedimanter kayaçta, çok az oranlarda da olsa, apatit, kemik parçalrı ve koprolit (dı kı) olarak bulunurlar. Fosfatlar kayaç olarak pek bulunmazlar. Sedimanter fosfatlar genelde üç kategoride incelenirler. 1) genelde alttan üste do ru su içi akıntıların yaygın oldu u ve organik üretkenli in yüksek oldu u denizel ortamlarda geli en nodüler veya tabakalı fosfatlar, 2) biyoklastik ve 3) var olan fosfat çökellerinin ta ınıp yeniden çökelmesi sonucu olu mu fosfat çakılları. Fotik zone derin deniz okyanus taban elf, sahil besince zengin, yukar doru souk akntlar dk sediman arz forforitce zengin sediman kelimi elf-platform marjini yksek organik retkenlik 40N 20N 0 20S 40S 3.5.1. Nodüler ve Tabakalı Fosforitler Fosforitler genelde sedimantasyonun çok az veya göz ardı edilecek kadar az oldu u ortamlarda özellikle kıtasal elflerin en uzak kö elerinde ve kıta yamacında ki yükseltilerin tepesinde fay bloklarının üzerinde ve su altı kanyonlarının yan taraflarında 60-300 m derinliklerde olu urlar ( ekil 48). Nodüller genelde bir kaç cm çapında olup bazen metreler mertebesinde büyük olabilirler.Nodüllerin iç yapısı homojenden konsantri ed e i ebilir. Bazen konglomeartik ooidli veya pelletlidir. Fosfatlarla glokonit ve di er ferromagnezitler birlikte bulunurlar. ekil 48. a) fosforitlerin olu um bölgeleri /siyah alanlar), b) fosforit olu um mekanizması (Tucker 1981)53 3.5.2. Denizel Fosforitlerin Orijini Denizel fosforitlerin olu umunu kontrol eden en önemli iki etmen çok yava sedimantasyon hızı ve derinlerden gelen so uk deniz sularıdır ( ekil 48). Yukarı hareket eden sular yüzey sularında yüksek organik üretkeli e ve phytoplankton büyümesine dolayısyla deniz tabanının üzerini oksijensiz suların kaplamasına, tabanda fosfatca ve organik malzemece zengin sedimanların birikmesine, biriken sedimanların oksidasyonla bozu malarına engel olurlar. Bazen balıkların phytoplankton fazlalı ı nedeni ile zehirlenip kitleler halinde ölmeleri ve deniz tabanında birikmeleri fosforit çökelimine katkıda bulunur. Organik malzemenin kimyasal olarak parçalanması sonucu fosfat açı a çıkar. Ortaya çıkan fosfat pelletler halinde çökelir veya silisli veya kalsitli kavkıları veya kireç çamuru ile yer de i tirirler (replacement) ederler. Fosforitlerin olu umunda enlemlerin kontrolu vardır. Genelde tropik veya yarı tropik zonlarda kuzey ve güney yarı kürede 50°den dü ük enlemlerde olu urlar ( ekil 48). 3.6. ÇÖRTLER VE S L SL SED MANLAR Çört kimyasal, biyokimyasal veya biyolojik olarak olu mu çok ince taneli silisli sedimalara verilen genel bir isimdir. Genellikle yo un, çok sert, konkoidal kırılmaya sahip bir kayaçtır. Bir çok çört çok ince taneli silisden olu up yapısında çok az yabancı malzeme içerir. Bazı çört türlerine özel isimler verilir. Örne in, çakmakta ı bazen çörtle e anlamlı olarak kullanılırken jasper ismi genelde kırmızı renkli ve içersinde da ınık halde hematit içeren çörtlere verilmi tir. Porselenit ise üzerindeki sır tabakası olmayan porselene benzeyen ince taneli silisli kayaçlara veya opal içeren killi kayaçlara verilen isimdir. Çörtler genelde üç de i ik silis olu umu içerirler, 1) mkrokristalen kuvars, 2) mega kuvars ve 3) kalsedon kuvars. Mikrokuvars genlde e büyüklükte, bir 500 mikron veya biraz daha büyük boyutlardadır. Megakuvars druzikuvars olarakda adlandırılır ve genelde kayaç içerisndeki bo luları dolduran çimeto eklinde bulunur. Kalsedon kuvars ise birkaç on veya yüz mikron uzunlu undaki lifsi kuvarsa verilen isimdir. Lifler sık sık radyal halde olup kama ekilli yapılr olu turular. Radyolarya, diatom ve bazı silisli sünger grupları kavkılarında veya iskeletlerini opalden yaparlar. Bir kaç on ile yüz mikron büyüklü ündeki bu tip fosillerin kavkılarının birikmesi sonucu tabakalı çört yatakları olu ur. Bu tip olu umlar özellikle sedimantasyonun a ırı yava oldu u ortamlarda ba ka tü sediman olu umunun olmadı ı karbonatın duraylılı ını kaybedip eridi i ortamında karbonat kompansasyon derinli inin altındaki çok derin deniz ortamında ve abisal düzlüklerde görülürler. Bu nedenle jeolojik olarak özellikle radyolaritler ofiyolitlerle birlikte görülürler. Diatomitler ise gölsel ortamlarda da olu abilir. Çört Nodülleri/yumruları: Çört nodülleri genellikle bir karbonatlı kayaç içersinde geli irler. Bazen öezllikle sadece belli karbonat tabakaları içersinde geli irler. Zaman zaman aynı tabaka içersindeki bodüller bir birleri ile temasta olup tabakalı çört görüntüsü verirler. Çört nodüllerinin ol um mekanizması üzerinde bir çok tartı ma vardır. Önceleri kabul edilen mekanizma bunların sulu ortamda küresel silika jelleri olarak karbonat sedimalarla birlikte sudan do rudan çökeldi i ve zamanla ta la tıkları yönünde idi. Günümüzde en yaygın olarak kabul edilen mekanizma bunların diyajenez sırasında silisin karbonatları eritip yerine çökeldi i (replacement) eklindedir. 4. VOLKAN KLAST K SED MANLAR çersinde e ya lı bir volkanizmaya ba lı olarak geli mi volkanik kökenli kayaç içeren sedimalara volkaniklastik sedimanlar denir. Daha önceden var olan volkanik kökenli kayaç parçaları içeren sedimalar volaniklastik olarak de erlendirilemezler, bunlar litik (arenit, rudit) sedimanlar içersinde de erlendirilirler. Volkaniklatik kavramı için en önemli kriter sedimatasyon prosesinin volkanizma ile e ya lı olmasıdır. Tefra tanımı, büyüklü üne ve kimyasına bakmaksızın, volkan tarafından püskürtülmü malzemeye verilen isimdir. Tefralar genelde magmanın kendisi tarafından üretilmi olup genelde volkanik cam ve kristaller içerir. Tefra ayrıca volkanik püskürme sırasında magmetizmanın ve volkanizmanın içersinde olu tu u ev sahibi (host) kayaç kayaç parçaları da içerir. Bunlar litik parçalar olarak adalnadırılıp aksesuvar (pskrtlm lav) Bomba Volkaniklastik taneler (Tefra) Volkaniklastik Sedimanlar Aglomera Volkanik bre Tablo 13: Volkaniklastik tanelerin snflandrlmas Blok (pskrtlm kat madde) 64mm 2mm 0.06mm tf vitrik (cams) litik kristal lapilli ta lapilli kl toz54 olarak de erlendirilirler. Tefra tane büyüklüklerine ba lı olarak volkanik toz ve kül ve lapilli olarak üç gruba ayrılır. Tamkatıla mamı mahgmatik kökenli iri parçalara bomba adı verilir. Bu parçalar püskürme sırasında havda dönerek hareket ettiklerinden dönmeye ba lı olarak içersinde burgaç vari dönme izleri olu ur ve elips eklindedirler. Magma orijinli olmayıp, ev sahibi kayaçtan türemi iri parçalar ise blok olarak adlandrılır (Tablo 13). Tefraların bir ço o pumis içerirler. Bu tip kayaçkların porositesi %50’den fazladır. Bu tip kayaçlar e er mafik kayaçlardan türemi lerse bunlar pumis yerine skorya olarak adlandırlırlar. Pumisin ufalanması cam parçlarının olu masına sebep verir. Cam parçları bir çok volkaniklastik kayacın temel maddesini olu turur ve mikroskop altında lunate (hilalimsi), Y- ekillidirler. Lunate parçaların konkav kısmı kırılmadan önce olu mu gaz bo luklarının iç kısmını gösterir. Y- ekili veya lunate cam parçaları daha çok felsik (asidik) kayaçlarda görülürken, mafik(bazik) kayaçlarda cam parçaları daha çok damla ekillidir. 3.7.1. Piroklastik Çökeller Piroklastik çökeller, volkanizma sonucu havaya püskürtülmü malzemenin, havdan dü üp do rudan çökelmesi ile olu mu sedimalardır. Bir çok volkanik olay karada gerçekle ti i için bu tip kayaçlar karasal ortamlarda çökelirler. Fakat aynı i lem denizel veya gölsel ortamda da olu abilir. Dolayısıyla piroklastik malzeme do rudan suda da çökelebilir. Piroklastik çökelelrin en önemli özelli i, volkanik kaynaktan uzakla tıkça ve a a ıdan yukarıya do ru tane boyunun ve tabaka kalınlı ının azalmasıdır. Bloklar ve bombalar, volan konisinin hemen yanında çökelirken, küller ve özellikle tozlar binlerce kilometre uzaklara kadar ta ınabilirler. Her bir tabakada normal derecelenme (büyük taneler altta küçük taneler üstte) görülürken, bu durum pumis ve litik klastlar için tam terstir. Çökelimin sulu bir ortamda olması durumunda ise büyük pumis parçları (bazen sudan daha hafif olmaları veya çok düzensiz ekilli olup suya zor batmaları sebebi ile) tabakaların en üstüne do ru çökelirler. 3.7.1. Volkaniklastik Akıntı Çökelleri Volkaniklastik akıntı çökelleri iki türdür. 1) magmatik gazlar tarafından akı kanla tırılmı ve ignimbritleri olu turan akıntılar, 2) volkanik tüf tarafından buhar veya ısıtılmı havanın yarattı ı akı kanlıkla e im a agı olan akıntılar. 3.7.1.1. gnimbritler Lav içersindeki gazların serbest kalması ve volkanik malzeme içersinde hapis kalmı havanın ısıtılmı havanın yukarıya do ru hareketi tanelerle beraber olu an sıcak gazlar bir tür akı kanla mı akıntı yaratırlar. Bu akıntılr düz bir yüzeyde bile yüzlerce kilometre hareket edebilirler. Bu tip akıntılar ignimbritlerin olu masına neden olurlar ( ekil 49). gnimbritler genelde homojen görünü lü, külleri kötü boylanmalıdır. çlerindeki litik parçalar normal derecelenmeli, pumis ise ters derecelenme gösterebilir. Ço unlukla içsel stratifikasyon (tabakalanma) göstermezler. gnimbritler genelde olu tuklu ortamda daha önceden var olan vadi ve tepeleri izlerler. gnimbritler tipik olarak asit magma kökenli olup zaman zaman riyolitik lavlardan ayrılmaları çok zordur. gnimbritler çökeldikten sonra hala sıcak olan taneler sıcaklı ın etkisiyle bir birlerine yapı ıp (kenetlenip) yo un bir yapı kazanırlar. Taban ve tavan kısımlarında ısı kaybı daha yüksek oldu u için kenetlenme daha dü ük olup porosite iç kesimlere göre çok daha yüksektir. 3.7.1.2 Taban Akıntı (Base Surge) Çökelleri Taban akıntı çökelleri, magmanın su ile etkile ime girdi i ortamlarda olu urlar. Taban akıntısı, hızla hareket eden turbulent piroklastik malzeme, gaz (buhar) ve su karı ımıdır. Taban akıntı çökellerinin en önemli ayırıcı özelli i stratifikasyon olu turmaları ve de i ik çapraz ve düzlemsel tabakalanma göstermeleridir. Bu tip çökellerde çok yüksek akıntılarda olu an antidune çapraz tabakalanması da yer yer görülür. Tabaka kalınlı ı ve tane boyu kaynaktan uzakla tıkça ve a a ıdan yukarıya azalır. Maksimum tabaka kalınlı ı genelde 1 metre civarındadır. Akıntı sırasında sıcak ve ıslak lapilli ve külün ekil 49. deal bir i gnimbrit iç yapısı Piroklastik (havadan) kme sedimalar ters derecelenmi pumis normal derecelenmi litik paralar ince taban seviyesi 'apraz tabakal taban aknts kelleri IGNIMBRIT55 bir çekirdek etrafında yı ı ması sonucu yı ı ım (accretionary) lapillisi geli ebilir. Taban akıntısı çökelelri genelde göllerin bulundu u maarlarda sıkça görülürler. 3.7.1.3 Lahar Çökelleri Laharlar veya volkanik çamur akıntıları bir çok karasal volkanların yamaçlarında görülürler. Çok yo un ya mur ya ması sonucu, iyice konsolide olmamı (sıkı ıp duraylı hale gelmemi ) volkanik kül ve tozların e im a a ı hareketi so uk laharları olu turur. Tüf veya tozların bir göl veya krater gölü içersine püskürtülmeleri daha sonra olu an çamurun e im a a ı akması sonucu sıcak laharlar olu ur. 3.7.2. Hyaloklastikler/Camsıklastikler Püskürmü lav su ile temasa etti inde dı yüüz aniden so ur ve büzülür. Büzülmeye ba lı olarak lav çok ince tanelere ayrılır. Ayrılma nedeni ile su daha iç kısımlara kadar ilerliyebilir ve daha fazla malzemenin parçalanmasına sebep olur. Lav akmasını sürdürdükçe bu i lem daha büyük bir boyut alır. Bu mekanizma il olu mu volkaniklastik sedimanlara hyaloklastikler veya sulu tüfler denir. Bu tip tüfler lavın su ile temas etti i tüm ortamlarda olu abilir. Ayrıca su ortamına püskürmü lav içersinde lav içersindeki gazların salıverilmesi nedeni ile lav içersinde gaz bo lukları olu ur. Olu an parçalar genelde bir kaç mm ile cm büyüklü ündeki cam parçaları ve kıymıklarıdır. Su içersinde olu tuklarında bu parçalara altere olurlar ve palagonite dönü ür ve zeolit veya kalsit çimento ile çimentolanırlar. Bir çok hyaloklastik stratifikasyon ve boylanma göstermezler. Bazen sı sularda dalgaların ta ıması sonucu kırıntılı kayaçlarda oldu u gibi bazı sedimanetr yapılar geli ebilir. Ayrıca, çok daha derinlere akıntılar veya slumplar sonucu ta ınıp dereceli tabakalr olu turabilrler. Çok daha derin sularda, içsel gz basıncının dı ardaki su basıncını geçti i ortamlarda parçalanma çok daha hızlı ve aniden olur, bu proses de yastık lavlardan çok küçük boyutlara de i en parçalardan olu an volkanik bre lerin olu masına neden olur. Hyaloklastikler ve yastık lavlar su altı volkanizmasının en iyi göstergeleridirler.