Volkanoloji Volkan Morfoloji VOLKAN MORFOLOJ İS İ VOLKAN MORFOLOJ İS İ VOLKAN MORFOLOJ İS İ VOLKAN MORFOLOJ İS İVolkanik Püskürme (eruption) Tipleri Volkanik Püskürme (eruption) Tipleri () () Patlamalı ( Patlamalı (Explosive Explosive) ) Gaz Gaz- -kırıntılar yarıktan yukarı kırıntılar yarıktan yukarı do ğru yükselir do ğru yükselir Ekstrüzif ( Ekstrüzif (Extrusive Extrusive) ) Lav domları ve lav akıntıları Lav domları ve lav akıntıları do ğru yükselir do ğru yükselirVolkanik Volkanik Patlayıcılık Patlayıcılık İndeksi İndeksi Volkanik Volkanik Patlayıcılık Patlayıcılık İndeksi İndeksi Volcanic Explosivity Index Volcanic Explosivity Index (VEI) (VEI) VEI Tephra volume Eruption Stratospheric General VEI Tephra volume (m 3 ) Eruption column height (km) Stratospheric injection General description 4 li 0 < 10 4 < 0.1 None Non-explosive 1 10 4 -10 6 0.1 –1 None Small 2 10 6 -10 7 1 – 5 None Moderate 2 10 10 1 5 None Moderate 3 10 7 -10 8 3 – 15 Possible Moderate-large 4 10 8 -10 9 10 – 25 Definite Large 9 10 5 10 9 - 10 10 > 25 Significant Very large 6 10 10 -10 11 > 25 " " 7 10 11 -10 12 > 25 " " 7 10 10 25 8 > 10 12 > 25 " " VEI VEI zararları zararları VEI VEI zararları zararları VEI 0: sessiz, sakin lav püskürmesi; sadece yakın ö i t hdit d yöreyi tehdit eder VEI 1-3: giderek artan şiddetli patlamalı g ş p püskürmeler; yöreye zarar verebilir VEI 4 5: orta düzeyde patlamalı püskürmeler; VEI 4-5: orta düzeyde patlamalı püskürmeler; bölgesel zarar verebilir VEI 6-7: büyük-çok büyük patlamalı püskürmeler; iklim de ği şikliklerine neden olabilecek küresel etkiler yapabilir yapabilir VEI 8: süper-erüpsiyonlar; ciddi küresel iklim de ği şikliklerine neden olabilirTephra volume (m ) Her yıl birkoç küçük 10 6 10 8 10 10 10 12 100,000 Eruptions per hdf Her yıl birkoç küçük patlamalı püskürmeler oluyor 10,000 1000 Nevado del Ruiz 1985 thousands of years Orta düzeyde patlamalı olaylar her on yılda bir veya takiben oluyor ve 1,000 100 eruptions Galunggung 1982 Mount St. Helens 1980 veya takiben oluyor ve bölgesel etki yapıyor Büyük patlamalı 10 Number of Krakatau 1883 püskürmeler bir yüzyıl veya fazla sürelik peryodta tekrarlanıyor 1 0.1 Tambora 1815 py y ~2 VEI 8 olay her 100 milyon yılda bir oluyor 0 0.01 2 3 5 67 8 Yellowstone 2 my BP 2 3 5 8 Volcanic Explosivity Index (VEI)Şekil. Ana litosferik plakalar ve bazı aktif ve günümüzde aktif olmayan Şekil. Ana litosferik plakalar ve bazı aktif ve günümüzde aktif olmayan (veya geli şimi devam eden) volkanlarŞekil. Ayrılan (okyanus ortası sırtlar) veya yakınla şan (yitim zonları veya Şekil. Ayrılan (okyanus ortası sırtlar) veya yakınla şan (yitim zonları veya Wadati-Benioff zonları) plaka sınırları. Yıllık magma ürün hızları km3/yıl).Şekil. Sismik hız farklılıkları esas alınarak saptanmı ş yo ğunluk farklılıklarına ba ğlı olarak Yeryuvarının katmanları.Ş kil Si ik P (k )S (i ) d ll h l Şekil. Sismik P (kırmızı) ve S (mavi) dalgalarının hızları ve Yeryuvarında bunların da ğılımı (solda). Üst mantonun kesme dalga hızı ile bölümlenmesi (sa ğda).Şekil Plaka dinamikleri ve magma kaynaklarını modeli Okyanus ortası sırtlarda olu şan magmalar Şekil. Plaka dinamikleri ve magma kaynaklarını modeli. Okyanus ortası sırtlarda olu şan magmalar astenosfer tarafında beslenir (üst manto). Yitim zonları üzerinde geli şen volkanlardaki magma büyük oranda altlayan manto kamasından kaynaklanır (yiten dilimden kaynaklanan akı şkanlar ergimeyi kolayla ştırır). Okyanusal veya kıtasal plaka içi (intra plate) volkanizma manto diapirlerinin (plume) yükselmesinden Okyanusal veya kıtasal plaka içi (intra-plate) volkanizma manto diapirlerinin (plume) yükselmesinden kaynaklanır. Bazı a şa ğıya do ğru hareket eden litosferik dilimler üst manto ile alt manto sınırında (670 km) yitime u ğrayabilirler (a). Di ğerleri daha yo ğun olan alt mantoya (b) veya çekirdek –manto sınırına sızabilirler (c). Sonuç olarak kıta içi magma sistemleri için (okyanus volkanik adaları, kıtasal plaka içi volkanik alanlar) magma kayna ğını olu ştururlar Plumlerin (d) alt manto içerisindeki yo ğun plaka içi volkanik alanlar) magma kayna ğını olu ştururlar. Plumlerin (d) alt manto içerisindeki yo ğun katmanların üst noktalarında ba şladı ğı dü şünülür ve manto peridotitleri ile litosferin de ği şken miktarlarda karı şımını içerir. Çekirdek mantodan plumlerin ba şlangıç noktası olarak kabul edilebilecek D” tabakası ile ayrılır. Ş kilFk llktk t i ğill dk i(i t i l lkii t l k t tl Şekil. Farklı plaka tektoni ği alanlarındaki (yitim zonları, plaka içi ortamlar ve okyanısor tası sırtları içeren rift zonları) yıllık volkanik ürün ve tarihsel patlama sayılarının kar şıla ştırılması.V lk l d ü kü “ V lk l d ü kü “ ”b lk l d ”b lk l dlk t l lk t l Volkanlardan püsküren “ Volkanlardan püsküren “magma magma” bazı volkanlarda ” bazı volkanlarda lav akıntıları lav akıntılarını nı ve bunların akması sırasında geli şen ve bunların akması sırasında geli şen bre şik kayaları bre şik kayaları olu ştururken, bazıları da şiddetli patlamalar sonucu olu şan farklı olu ştururken, bazıları da şiddetli patlamalar sonucu olu şan farklı kkd k i “ kkd k i “ii ii ”l kd ”l kd tür ve karakterdeki “ tür ve karakterdeki “piroklastik kayaları piroklastik kayaları” oluşturmaktadır. ” oluşturmaktadır. Volkanlardan çıkan magmanınak ı şkanlı ğını akma hızını akma Volkanlardan çıkan magmanınak ı şkanlı ğını akma hızını akma Volkanlardan çıkan magmanın akı şkanlı ğını, akma hızını, akma Volkanlardan çıkan magmanın akı şkanlı ğını, akma hızını, akma şekillerini ve patlama türünü, patlama şiddetini denetleyen ana şekillerini ve patlama türünü, patlama şiddetini denetleyen ana faktör faktör magmanın magmanın fiziksel ve kimyasal özellikleri fiziksel ve kimyasal özellikleridir. dir. Magma Magma- -volkan volkan sistemi sistemi içerisinde içerisinde basit basit olarak olarak 4 4z o n zon tanımlanmaktadır tanımlanmaktadır Kök Kök zonlarda zonlarda tanımlanmaktadır tanımlanmaktadır. . Kök Kök zonlarda zonlarda ( (root root zones zones) ) daha daha önce önce var var olan olan ya şlı ya şlı kayaların kayalarınk ısmi kısmi ergimeye ergimeye u ğraması u ğraması ile ile magma magma geli şir geli şir..K ö k Kök ( ( zonlardaki zonlardaki ana ana kayaçlar kayaçlar ( (parent parent rock rock) ) jeolojik jeolojik tarihçe tarihçe ve ve bile şime bile şime göre göre çe şitlilik çe şitlilik arz arz eder eder..K a y n a k Kaynak kayalarla kayalarla birlikte birlikte global global tektonik tektonik kayalarla kayalarla birlikte birlikte global global tektonik tektonik magma magma olu şumunu olu şumunu etkileyen etkileyen en en önemli önemli faktörlerdir faktörlerdir..M a g m a n ın Magmanın bile şimine bile şimine ilave ilave olarak olarak ii i d ii i dbl bl magmanın magmanın içerisinde içerisinde bulunan bulunan ksenolitler ksenolitler- -Yeryuvarının Yeryuvarınıni ç iç kısımları kısımları ile ile ilgili ilgili yapılan yapılan sismik sismik çalı şmalar çalı şmalar kök kök zonlardaki zonlardaki çalı şmalar çalı şmalar kök kök zonlardaki zonlardaki magma magma olu şum olu şum sistemleri sistemleri ve ve do ğası do ğası hakkında hakkında ipucu ipucu sa ğlar sa ğlar. . Kök Kök zonlardaki zonlardaki prosesler prosesler t ld ğ d t ld ğ d bi bi lk lk tanımlandı ğında tanımlandı ğında bir bir volkanın volkanın yeryüzünün yeryüzünün belirli belirli bir bir noktasında noktasında neden neden geli şti ği geli şti ği sorusunun sorusunun da da cevabı cevabı verilmi ş verilmi ş sorusunun sorusunun da da cevabı cevabı verilmi ş verilmi ş olur olur. . Şematik magma Şematik magma- -volkan sistemi volkan sistemiKilauea Kilauea volkanında volkanında (Hawaii) patlayan (Hawaii) patlayan (Hawaii) patlayan (Hawaii) patlayan bazaltik bazaltik magma manto magma manto kayalarının (granat kayalarının (granat lerzolit lerzolit) kısmi ergimeye ) kısmi ergimeye u ğraması ile u ğraması ile u ğraması ile u ğraması ile geli şmi ştir. geli şmi ştir. Kristalen Kristalen kalıntı ( kalıntı (restit restit) ) ksenolitler ksenolitler ( (elivin elivin nodülleri) vasıtası ile nodülleri) vasıtası ile nodülleri) vasıtası ile nodülleri) vasıtası ile tanımlanır. tanımlanır. Foto ğraf, Foto ğraf, lerzolit lerzolit. OL, . OL, olivin; olivin; Opx Opx, , ortopiroksen ortopiroksen; ; Sp Sp ortopiroksen ortopiroksen; ; Sp Sp, , spinel spinel; ; Cpx Cpx, , klinopiroksen klinopiroksen; ; Gt Gt, , granat granat. . Magmanın lav akması şeklinde patlaması veya Magmanın lav akması şeklinde patlaması veya dom dom şeklinde şeklinde yerle şmesi veya patlamalı bir yerle şmesi veya patlamalı bir volkanizmanın volkanizmanın geli şmesi magmanın geli şmesi magmanın yerle şmesi veya patlamalı bir yerle şmesi veya patlamalı bir volkanizmanın volkanizmanın geli şmesi magmanın geli şmesi magmanın bile şimi, viskozitesi ve yükselme hızı, dı ş su ile etkile şimi ve bile şimi, viskozitesi ve yükselme hızı, dı ş su ile etkile şimi ve özellikle magmanın uçucu bile şenler bakımından doygun hale özellikle magmanın uçucu bile şenler bakımından doygun hale gelmesi ile olu şan baloncukların ( gelmesi ile olu şan baloncukların (bubbles bubbles) olu şumu, genle şmesi ) olu şumu, genle şmesi ve patlaması ile ili şkilidir. ve patlaması ile ili şkilidir. Tüm aktif volkanlar gaz Tüm aktif volkanlar gaz salınımında salınımında bulunurlar. Bazı durumlarda bulunurlar. Bazı durumlarda bu salınım bir patlamalı faaliyet olmaksızın günde bu salınım bir patlamalı faaliyet olmaksızın günde onbinlerce onbinlerce tona tona kadar ula şabilir. kadar ula şabilir. Yüksek yükselme hızları özellikle patlamalı volkanik faaliyetler için Yüksek yükselme hızları özellikle patlamalı volkanik faaliyetler için y p yç y p yç önemli olabilir. Lav önemli olabilir. Lav domlarında domlarında Merapi Merapi volkanı (Endonezya) veya volkanı (Endonezya) veya Santiaguito Santiaguito ( (Guatelama Guatelama) volkanında oldu ğu gibi yıllarca süren ) volkanında oldu ğu gibi yıllarca süren yava ş bir yükselim söz konusudur ve magma yava ş bir yükselim söz konusudur ve magma yüzeyleyene yüzeyleyene kadar kadar yava ş bir yükselim söz konusudur ve magma yava ş bir yükselim söz konusudur ve magma yüzeyleyene yüzeyleyene kadar kadar uçucu bile şenlerinin büyük bir kısmını kaybeder. Di ğer bir uç uçucu bile şenlerinin büyük bir kısmını kaybeder. Di ğer bir uç örnekte ise genle şen lav partikülleri ve gazlar atmosferde 40 örnekte ise genle şen lav partikülleri ve gazlar atmosferde 40 km’den km’den daha büyük bir yüksekli ğe oldukça şiddetli bir patlama ile daha büyük bir yüksekli ğe oldukça şiddetli bir patlama ile km den km den daha büyük bir yüksekliğe oldukça şiddetli bir patlama ile daha büyük bir yüksekliğe oldukça şiddetli bir patlama ile savrulurlar ve hatta gazlar daha büyük bir yüksekli ğe kadar savrulurlar ve hatta gazlar daha büyük bir yüksekli ğe kadar çıkabilir. çıkabilir. Volkanizma Volkanizma dinami ğinin geleneksel dinami ğinin geleneksel olarak iç kuvvetler tarafından yönetildi ği olarak iç kuvvetler tarafından yönetildi ği dü şünülür. Artan kanıtlar bize dı ş dü şünülür. Artan kanıtlar bize dı ş ş ş ş ş kuvvetlerinde önemli bir rol oynadı ğını kuvvetlerinde önemli bir rol oynadı ğını göstermektedir. Örne ğin, serbest gaz göstermektedir. Örne ğin, serbest gaz fazının olu şması kayaç veya su kolonu fazının olu şması kayaç veya su kolonu tarafından uygulanan kritik basınca tarafından uygulanan kritik basınca tarafından uygulanan kritik basınca tarafından uygulanan kritik basınca ba ğlıdır. Bu nedenle, söz gelimi 2000m ba ğlıdır. Bu nedenle, söz gelimi 2000m su derinli ği altındaki patlamalarda su derinli ği altındaki patlamalarda olu şan ürünler ile sı ğ denizel ko şullarda olu şan ürünler ile sı ğ denizel ko şullarda ş ğ ş ş ğ ş olu şan ürünler birbirlerinden farklıdır. olu şan ürünler birbirlerinden farklıdır. Uzun sürelerde olu şan volkanlar kısa Uzun sürelerde olu şan volkanlar kısa bir sürede ana volkan bir sürede ana volkan segmentinin segmentinin yıkılması ile birkaç dakika içerisinde yıkılması ile birkaç dakika içerisinde yıkılması ile birkaç dakika içerisinde yıkılması ile birkaç dakika içerisinde hızla patlayabilirler. Sadece büyük hızla patlayabilirler. Sadece büyük miktarlarda yer altı suyu açılmı ş sıcak miktarlarda yer altı suyu açılmı ş sıcak volkan içerisine akmaz. Aynı zamanda volkan içerisine akmaz. Aynı zamanda çy çy ana volkan ana volkan segmentinin segmentinin çökmesinden çökmesinden ani yük azalması ile sı ğ derinlik magma ani yük azalması ile sı ğ derinlik magma rezervuarında deniz suyu ile magmanın rezervuarında deniz suyu ile magmanın dı ş yüzeyinin temasına ilave olarak dı ş yüzeyinin temasına ilave olarak dı ş yüzeyinin temasına ilave olarak dı ş yüzeyinin temasına ilave olarak basınç rahatlaması basınç rahatlaması kabarcıklanma kabarcıklanma, , so ğuma vs. gibi olayların artmasına so ğuma vs. gibi olayların artmasına neden olur ( Şekil). neden olur ( Şekil). Şekil. Volkan kenarı (flank) ve magma odasının şematik kesiti A) olasılıkla ( Ş ) ( Ş ) Şekil. Volkan kenarı (flank) ve magma odasının şematik kesiti. A) olasılıkla gelecekteki kenar çökmesinin izi. Sektör çökmesi. b) artan kabarcıklanma, gaz kaybı ile artan kristallenme hızı gibi tüm volkan-magma sistemindeki etkenler patlama paternlerini, püsküren lavın bile şimini, hızını vs. de ği ştirir. Magmanın kimyasal özellikleri. Magmanın kimyasal özellikleri. Magma içerdi ğiSiO Magma içerdi ğiSiO 2 2 oranına göre oranına göre 4 gruba ayrılır: 4 gruba ayrılır: Magma içerdi ği SiO Magma içerdi ği SiO 2 2 oranına göre oranına göre 4 gruba ayrılır: 4 gruba ayrılır: Yüksek silika tipi (>%63), silisik veya asidik olarak Yüksek silika tipi (>%63), silisik veya asidik olarak adlanır adlanır Örnek: Granit Örnek: Granit- -riyolit riyolit adlanır, adlanır, Örnek: Granit Örnek: Granit- -riyolit riyolit Ortaç tip (%52 Ortaç tip (%52- -63), 63), Örnek: Diyorit Örnek: Diyorit- -andezit andezit Ö Ö Dü şük silika tipi (%52 Dü şük silika tipi (%52- -45), bazik, 45), bazik, Örnek: Gabro Örnek: Gabro- -bazalt bazalt Çok dü şük silika tipi (<%45), ultrabazik, Çok dü şük silika tipi (<%45), ultrabazik, Örnek: Örnek: Peridotit Peridotit- -pikrit pikrit olarak adlanır olarak adlanır Magmanın Fiziksel Özellikleri Magmanın Fiziksel Özellikleri g g Magmanın fiziksel özellikleri : Magmanın fiziksel özellikleri : a) Magmanın ısısı a) Magmanın ısısı, , b) b) yo ğunlu ğu yo ğunlu ğu c) vizkozitesi c) vizkozitesi d) gücü d) gücü ve ve e) akma karakteri e) akma karakteri yo ğunlu ğu yo ğunlu ğu, , c) vizkozitesi c) vizkozitesi ,, d) gücü d) gücü ve ve e) akma karakteri e) akma karakteri ..Magmanın Fiziksel Magmanın Fiziksel Özellikleri Özellikleri Magma Magma: : ergiyik ergiyik + + kristaller kristaller + + gaz gaz. . Ergiyik Ergiyik: : Sıcaklık Sıcaklık 800 800- -1300 1300 ? ? ?, ?, basınç basınç 10 10 3 3 - -10 10 - -1 1 MPa MPa Viskozite Viskozite 10 10 2 2 10 10 12 12 Puaz Puaz MPa MPa, , Viskozite Viskozite 10 10 2 2 - -10 10 12 12 Puaz Puaz. . Kristaller Kristaller: : boyut boyut 10 10 - -7 7 - -10 10 - -1 1 m m, , yo ğunluk yo ğunluk 10 10 17 17 m m - -3 3 ye ye kadar kadar, , miktarı miktarı % %95 95 ye kadar ye kadar. . , , y y Ga Gaz z: H : H 2 2 O O - -% %6 0 60- -95, CO 95, CO 2 2 - -% %0 0- -35, 35, kütle miktarı kütle miktarı %0.1 %0.1- -7. 7. Yükselme Hızı Yükselme Hızı: : V V =10 =10 - -4 4 - - 500 500 ? ?/c. /c. Yükselme Hızı Yükselme Hızı: : V V 10 10 500 500 ? ?/c. /c. ! ! Özel Durumlar Özel Durumlar: : yüksek viskozite yüksek viskozite, , büyük ölçüde büyük ölçüde kimyasal bile şim, sıcaklık, gaz çözünürlü ğü ve kimyasal bile şim, sıcaklık, gaz çözünürlü ğü ve difü b ğl lk i t l b ü ük it i ğii l difü b ğl lk i t l b ü ük it i ğii l difüzyonu ba ğlı olup, kristal büyüme kineti ği ile difüzyonu ba ğlı olup, kristal büyüme kineti ği ile karma şıkla şır. karma şıkla şır.MAGMANIN F İZ İKSEL ÖZELL İKLER İ MAGMANIN F İZ İKSEL ÖZELL İKLER İ MAGMANIN F İZ İKSEL ÖZELLİKLER İ MAGMANIN F İZ İKSEL ÖZELLİKLER İ S kl k ( idik l 600 S kl k ( idik l 600 900 900 C C Sıcaklık (asidik magmalar 600 Sıcaklık (asidik magmalar 600- -900 900 o o C, C, bazik magmalar 1100 bazik magmalar 1100- -1300 1300 o o C C Uçucu Bile şenler (H Uçucu Bile şenler (H 2 2 O, CO O, CO 2 2 , SO , SO 2 2 , , N N 2 2 ,Cl ,Cl 2 2 ,SO ,SO 3 3 ,CO,S vb.) ,CO,S vb.) 2 2 , , 2 2 , , 3 3 ,,) ,,) Basınç (derinlik, yan kayaç geçirimli ği ve Basınç (derinlik, yan kayaç geçirimli ği ve uçucu bile şen miktarına göre) uçucu bile şen miktarına göre) uçucu bile şen miktarına göre) uçucu bile şen miktarına göre) Viskozite (Akıcılı ğa kar şı direnç) Viskozite (Akıcılı ğa kar şı direnç) Yo ğunluk (içerdi ği a ğır element miktarına Yo ğunluk (içerdi ği a ğır element miktarına göre) göre)Magmaların fiziksel özellikleri Magmaların fiziksel özellikleri Magmaların fiziksel özellikleri Magmaların fiziksel özellikleri Sıcaklık: Sıcaklık: Magma sıcaklı ğı iki yolla tespit edilebilir Magma sıcaklı ğı iki yolla tespit edilebilir Sıcaklık: Sıcaklık: Magma sıcaklı ğı iki yolla tespit edilebilir. Magma sıcaklı ğı iki yolla tespit edilebilir. 1. 1. Direkt olarak ölçüm. Ya volkan a ğzından çıkan lavlardan Direkt olarak ölçüm. Ya volkan a ğzından çıkan lavlardan ölçümle veya uydulardan ölçümle direkt olarak yapılabilir. ölçümle veya uydulardan ölçümle direkt olarak yapılabilir. ölçümle veya uydulardan ölçümle direkt olarak yapılabilir. ölçümle veya uydulardan ölçümle direkt olarak yapılabilir. 2. 2. İndirekt ölçüm:Kayaçları olu şturan magmanın sıcaklı ğı İndirekt ölçüm:Kayaçları olu şturan magmanın sıcaklı ğı jeotermometre (kayacı olu şturan minerallerin kristallenme jeotermometre (kayacı olu şturan minerallerin kristallenme j( y ş j( y ş özelli ğinden ya da kimyasal bile şiminden faydalanılarak özelli ğinden ya da kimyasal bile şiminden faydalanılarak kalibre edilmi ş de ğerlerle mukayese edilerek bulunabilir. kalibre edilmi ş de ğerlerle mukayese edilerek bulunabilir. Çkfk ljt tkl l l ğ Çkfk ljt tkl l l ğ Çok farklı jeotermometre kullanılmasına ra ğmen, en Çok farklı jeotermometre kullanılmasına ra ğmen, en önemli olanlarından biri iyon de ği ş önemli olanlarından biri iyon de ği ş- -toku şunu dikkate alan toku şunu dikkate alan jeotermometredir Örne ğin Fe jeotermometredir Örne ğin Fe- -Mg içeren iki mineral Mg içeren iki mineral jeotermometredir. Örne ğin Fe jeotermometredir. Örne ğin Fe- -Mg içeren iki mineral Mg içeren iki mineral arasında kar şılıklı Fe arasında kar şılıklı Fe- -Mg de ği ştoku şu artan sıcaklıkla Mg de ği ştoku şu artan sıcaklıkla ili şkilidir. Bu ili şki grafikler üzeride sabitlenmi ş olup, analizi ili şkilidir. Bu ili şki grafikler üzeride sabitlenmi ş olup, analizi ş ş g ş p, ş ş g ş p, edilen mineral sonuçları grafik üzerine dü şürülerek edilen mineral sonuçları grafik üzerine dü şürülerek magma sıcaklı ğı hakkında yorum yapılır. magma sıcaklı ğı hakkında yorum yapılır.Asit magmalar kıtasal kabu ğun bölümsel ergimesi ile olu şup, Asit magmalar kıtasal kabu ğun bölümsel ergimesi ile olu şup, sıcaklıkları bazik magmalara oranla çok dü şüktür. 580 sıcaklıkları bazik magmalara oranla çok dü şüktür. 580- -870 870 d dd ği i d dd ği i derce arasında de ği şir. derce arasında de ği şir. Mantodan itibaren olu şan bazik magmalar 1100 Mantodan itibaren olu şan bazik magmalar 1100- -1250 1250 derecedir. derecedir. Uçucu Bile şenler: Uçucu Bile şenler: H2O, H2O, CO2, SO2, N2, Cl2, SO3, CO3, S2 CO2, SO2, N2, Cl2, SO3, CO3, S2 vs.Kıtasal kabuk bol miktarda uçucu bile şen içerir. Bu nedenle vs.Kıtasal kabuk bol miktarda uçucu bile şen içerir. Bu nedenle asit magmanıno l u şturdu ğu volkanlar patlayıcı karakterli olup asit magmanıno l u şturdu ğu volkanlar patlayıcı karakterli olup asit magmanın oluşturdu ğu volkanlar patlayıcı karakterli olup asit magmanın oluşturdu ğu volkanlar patlayıcı karakterli olup bol miktarda piroklastik malzeme verir .Dom şeklinde büyüyen bol miktarda piroklastik malzeme verir .Dom şeklinde büyüyen asidik karakterli volkanların yamaç eğimi yüksektir. asidik karakterli volkanların yamaç eğimi yüksektir. (piroklastik (piroklastik l? ) l? ) malzeme?) malzeme?) Basınç Basınç : : Magma basıncı, magmanın derinli ğine, tavanın geçirimli Magma basıncı, magmanın derinli ğine, tavanın geçirimli olup olmadı ğına içerisindeki uçucu bile şene bağlıdır. olup olmadı ğına içerisindeki uçucu bile şene bağlıdır. olup olmadı ğına içerisindeki uçucu bile şene ba ğlıdır. olup olmadı ğına içerisindeki uçucu bile şene ba ğlıdır. Asidik magmalardaki gaz basıncı bazik magmalardakinden daha Asidik magmalardaki gaz basıncı bazik magmalardakinden daha fazladır.Bu nedenle asidik volkanlar patlamalı bir faaliyet fazladır.Bu nedenle asidik volkanlar patlamalı bir faaliyet gösterir gösterir gösterir. gösterir. Viskozite: Viskozite: Akmazlık, akıcılı ğa kar şı gösterilen direnç.Magmanın Akmazlık, akıcılı ğa kar şı gösterilen direnç.Magmanın basıncına kimyasına, sıcaklı ğına ve uçucu bile şen oranına basıncına kimyasına, sıcaklı ğına ve uçucu bile şen oranına y , ğ ç ş y , ğ ç ş ba ğlıdır. Basınç viskoziteyi artırırken sıcaklık ve uçucu ba ğlıdır. Basınç viskoziteyi artırırken sıcaklık ve uçucu bile şenler azaltır. Asit magmalar bazik olanlara oranla daha bile şenler azaltır. Asit magmalar bazik olanlara oranla daha viskozdur. Viskozite birimi puaz dır. viskozdur. Viskozite birimi puaz dır.Yo ğunluk: Yo ğunluk: Magmanıny o ğunlu ğu içerdi ği Magmanıny o ğunlu ğu içerdi ği Yo ğunluk: Yo ğunluk: Magmanın yo ğunlu ğu içerdi ği Magmanın yo ğunlu ğu içerdi ği elementlerin kendi fiziksel özelli ğine ba ğlı olarak artar elementlerin kendi fiziksel özelli ğine ba ğlı olarak artar veya azalır. Asidik magmalar bazik olanlara oranla veya azalır. Asidik magmalar bazik olanlara oranla y g y g daha az yoğundur. daha az yoğundur. Kabarcık büyümesinin dinami ği Kabarcık büyümesinin dinami ği Kabarcık büyümesinin dinami ği Kabarcık büyümesinin dinami ğiBireysel kabarcıktan çoklu faz Bireysel kabarcıktan çoklu faz akmasına akmasına Kabuller Kabuller: : Tüm kabarcıklar aynı yarıçapa sahip Tüm kabarcıklar aynı yarıçapa sahip ve e şit olarak yerle şmi ştir ve e şit olarak yerle şmi ştir Kabarcık etrafındaki sıvı Newtoniyen, Kabarcık etrafındaki sıvı Newtoniyen, y, y, sıkı ştırılamaz sıkı ştırılamaz Kabarcıktaki gaz ideal Kabarcıktaki gaz ideal ( (p p = = ? ? g g RT RT ) ) Kabarcık yarıçapı Kabarcık yarıçapı r r den büyük den büyük ( (küçük küçük hacimli hacimli kabarcıklar) kabarcıklar) Giri şim yok Giri şim yok! ! Giri şim yok Giri şim yok! !Patlamalı püskürme sırasında baca Patlamalı püskürme sırasında baca akı şı akı şı Sistemin şematik Sistemin şematik görünümü görünümü Akma rejimi ve sınırları Akma rejimi ve sınırları. . Md d Md d Hj Hjtk ib tk ib görünümü görünümü • • Magma odasından Magma odasından Homojen Homojen taki basınç taki basınç > > doygunluk basıncı doygunluk basıncı. . • • Constant density, viscosity and velocity, Constant density, viscosity and velocity, li li laminar. laminar. • • Magma parçalanıncaya kadar homojen Magma parçalanıncaya kadar homojen kabarcıkla şan magma kabarcıkla şan magma. . ş g ş g • • Basınç dü şmesi ve gazın çözülmesiyle Basınç dü şmesi ve gazın çözülmesiyle kabarcıklar büyür kabarcıklar büyür. . • • Hız ve viskozite artar Hız ve viskozite artar. . • • Viskoz sürtünme nedeniyle parçalanma Viskoz sürtünme nedeniyle parçalanma ba şlamadan önce akma laminerdir. ba şlamadan önce akma laminerdir. • • Parçalanma Parçalanma zonu veya zonu veya yüzeyi yüzeyi (?). (?). ç ç y yyy yy () () • • Parçalanma kriteri Parçalanma kriteri. . • • Parçalanmadan çıkı şa kadar Parçalanmadan çıkı şa kadar Ga Gaz z- -kırıntı kırıntı yayılımı yayılımı ? ? x t yayılımı yayılımı. . • • T Tü ürb rbü ülent, lent, yüksek yüksek, , dengede olmayan hızlar dengede olmayan hızlar. . • • Sabit durumda Sabit durumda subsoni subsonik k, , geçici olarak geçici olarak s sü üpersoni personik kLav Akıntıları Lav akıntıları magmanın püskürmesiz volkanik faaliyetler ile yüzeye çıkması ile olu şur. Bazaltlarınb i rk ısmı ise lavına t e ş halinde fı şkırmasından kaynaklanır. Lav akıntıları Bazaltların bir kısmı ise lavın ateş halinde fı şkırmasından kaynaklanır. Lav akıntıları boyut- şekil ve içsel-yüzey özellikleri bakımından büyük farklılıklar sergilerler. Bu farklılıkların ço ğu viskozite ve çevre ko şullarına ba ğlıdır. M ü kü k kt i tikl i b i i i d ki i i ği il ili kilidi Magmanın püskürme karakteristikleri magma çemberi içindeki uçucu içeri ği ile ili şkilidir. V olkanların ço ğu (Bazaltik magmalar hariç) lavdan çok daha fazla miktarlarda piroklastik malzeme püskürtürler. Sonuç olarak patlamalı püskürmenin en son ürünü lavlardır. Magmadan uçucuların serbestlenmesi magmanın viskozitesini ve direnme gücünü arttırır. Bu da; lav akıntısınınk a l ınlık akma mesafesi ve hareket kabiliyetini etkiler Bu da; lav akıntısının kalınlık, akma mesafesi ve hareket kabiliyetini etkiler. Bazik lavlar silisik magmalardan daha az polimerle şti ğinden daha akıcı ve mobildir. Genel olarak lav akıntısının geni şli ği ve hacmi SiO 2 içeri ği arttıkça azalır. Lav akıntılarının boyutu ve şekli; Lav akıntılarının boyutu ve şekli; En büyük akıcı lavlar karasal En büyük akıcı lavlar karasal akıcı bazaltlar (plato bazaltları) ve okyanus ortası sırt bazaltlardır. Nadir Arkeen ultramafik akıntılar ve Do ğu Afrika rift sisteminde yeralan fonolit ve trakit akıntıları akıcı lavlar olarak sayılabilir. Bu gibi lavlar geni ş çatlaklardan çıkarlar ve yanal devamlı olan Farklı bile şimdeki lavların boyutları bu çatlaklar “çizgisel kaynaklar” veya “çatlak/yarık erüpsiyonu” olarak adlandırılır. Lav geometrisini tanımlamada çok sık kullanılan bir parametre aspect ratio’dır. Bu ortalama kalınlı ğın(V), yatay uzanıma (H) oranıdır. Dü şük viskoziteli lavlar dü şük aspect ratio (ba şlıca bazalt), yüksek viskoziteli lavlar ise, yüksek aspect oranına sahiptir. (trakit, andezit dasit riyolit) andezit, dasit, riyolit).Lavların morfolojisini etkileyen Lavların morfolojisini etkileyen faktörler Püskürme derecesi Fiziksel özellikler E ğim E ğimPüskürme derecesi; Lavın şeklini kontrol eden en önemli etkendir ve lavın ne kadar aktı ğını gösterir. Lavlar büyük oranlarda püskürdü ğünde so ğumadan Lavlar büyük oranlarda püskürdü ğünde so ğumadan uzun mesafeler akabilirler. Bazik bile şimli lav akıntılarında püskürme derecesi 0.5 ile 5000m 3 s -1 arasında de ği şir ve tek bir akma ünitesi olu şturur. ğ ş ş Buna kar şın genellikle bacaya yakın alanlarda püskürme derecesi dü şük oldu ğundan ufak lav akıntılarından olu şan birle şik lav akıntılar üretirler. Silisik yüksek viskoziteli lavlarda ortalama püskürme derecesi 0.05 ile 11.6 m 3 s -1 arasında de ği şmektedir. Bu viskoz püskürmeler birle şik lav akıntıları Viskozite Bu viskoz püskürmeler birle şik lav akıntıları oluştururlar. Örne ğin, Guatemala ‘da Santa Maria volkanı birle şik silisik lav akıntıları üretmi ş ve 1922 de ba şlayıp günümüze kadar tanınabilen en az 14 akıntı ba şlayıp günümüze kadar tanınabilen en az 14 akıntı geli şmi ştir. Püskürme derecesiFiziksel özellikler Aspect ratio (ar) kopma dayanımına ba ğlıdır. Bazalt gibi dü şük kopma dayanımına sahip lavlar dü şük aspect ratio’lu lav akıntıları verirler. Yüksek dayanımına sahip lavlar dü şük aspect ratio lu lav akıntıları verirler. Yüksek kopma dayanımlı daha silisik lavlar daha yüksek aspect ratio’lu akıntılar oluştururlar. Bunlar arazi gözlemleri ile de do ğrulanmaktadır. Püskürme şiddetindeki bir g ğ ş de ği şiklik akmakta olan lavın sıcaklı ğında bir de ği şikli ğe yol açar ve bu kopma dayanımında da etkili olur. Yükselen püskürme şiddeti sıcaklı ğı arttırır ve böylece lavın kopma dayanımını dü şürür. E ğim Akma geni şli ği yüzeyin e ğimine ba ğlıdır. Ancak yamaç e ğiminin lavın uzunlu ğunu etkilemesi di ğer faktörlerle kıyaslandı ğında daha az etkilidir. Bazaltik lavların püskürmesi Bazaltik lavlar çatlaklardan veya bacalardan püskürürler. Bazaltik lavların püskürmeleri çatlak boyunca ba şlar fakat aktivite hızlı bir şekilde o noktanın tümünü kaplar. Bazaltik lavlar bacalardan; a-bir krater içindeki lav gölünün yarılması veya ta şması ile magmanın akması şeklinde b-baca çevresindeki lavın ate ş çe şmesi şeklinde püskürmesi ve akması yoluyla çıkarlar.Merkezi bacalar ise büyük bazaltik volkanlar, skorya konileri ve di ğer ,y ğ türdeki ufak bazaltik volkanlar oluştururlar. Ancak bu ufak merkezler genellikle çatlaklar ve gç büyük volkanlarda da yamaç püskürmeleri ile ili şkilidir.Akı şkan bazaltların beslendi ği çatlak sistemleri çok geni ş çç g ş olabilir. (100km’den uzun)Bazalt akıntılarının ço ğu gazca zengin magmanın ate ş fı şkırması fazı ile ba şlar ve aktivite gazca fakirle şmi ş magmanın k il d d B ğdl k akması ile devam eder. Bu a ğdalı akı ş ve fı şkırma aynı zamanda, aynı bacada veya çatlak boyunca ayrı bacalarda da olabilir.Bazaltik lav akıntılarının özellikleri Bazaltik lav akıntılarının özellikleri Bazaltik volkanların özelliklerinin birço ğu Hawaii volkanında gözlenmi ştir. Bazaltik lav akıntları çok de ği şik yüzey şekilleri olu ştururlar ancak bunların pek ço ğu jeolojik zamanlar boyunca korunamamı ştır jeolojik zamanlar boyunca korunamamı ştır. Hawaii den adlandırılmı ş iki lav türü Pahoehoe ve aa lavları dır. Pahoehoe lavları düz, dalgalı bh l tül i ve bazen halatımsı yüzeyli lavlardır. Buna kar şılık aa lavları dikenli ve parçalanmı ş yüzeylere sahiptir Bunlar yüzeylere sahiptir. Bunlar arasında geçi ş özellikleri sergileyen bir dizi lav da vardır. Bu iki tür akıntı aynı lav akıntısı Bu iki tür akıntı aynı lav akıntısı içinde görülebilir. Pahoehoe yoku ş a şa ğı aa ‘ya dönü şebilir ancak tersi pek gözlenmemi ştir ancak tersi pek gözlenmemi ştir. Hawaiide lavın ilk karakteri her zaman pahoehoe’dir ve Pahoehoe lavı Hawaiide lavın ilk karakteri her zaman pahoehoe dir ve genellikle çok akıcı, hızlı akan bir lavdır. Bu akıntı püskürme hızı dü şük viskoz magmadan da olu şabilir. Lavın akarken loblar şekilinde toplanması ile de ği şik yüzey şekilleri olu şur. ş p ğ ş yy ş şİçsel olarak bir çok düz, düzenli sferoidal vesikül içerirler. Vesikül oranı %20 den daha fazla yer yer %50 olabilir. Hawaiide Mauna Ulu 1969-71 aktivitesinde h h ll bi k f kl tü ü t l t Ç k iküllü kl bi pahoehoe lavlarının bir çok farklı türü tanımlanmı ştır. Çok vesiküllü, oyuklu bir tür “kabuklu” (shelly) pahoehoe olarak adlandırılır. Ufak fı şkırmalar ile gaz serbestlenirken çatlaklardan lavınç ıkması ile olu şur. Pahoehoe akıntısının yüzeyi genellikle kıvrımlı ve halatımsıdır Lav akıntısı kıvrımlı ve halatımsıdır. Lav akıntısı oldukça ince ve akıcıdır. İç kısmın akıcı olması nedeniyle sıcak plastik kabuk deforme olmaktadır. Hawaii adasında Pahoehoe akıntısıHalat (Ropy) tipi pahoehoe çok belirgin oldu ğu halde oldukça sınırlı alanlarda izlenir. İnce, sıcak ve henüz plastik olan kabu ğun altında lavın akmaya devam etmesi ile yüzeyin kıvrımlanması sonucu geli şir. Halatlar birkaç cm yüksekli ğindeki düzenli oluk di il i d l bl kik h k t tti ğiö k k dizilerinden olu şur ve bunların uzun ekseni akı şın hareket etti ği yöne konveks veya diktir. Bu yüzey özelli ğinin jeolojik kayıtlarda korunması biraz zordur. Halatımsı yüzey hızlı bir şekilde di ğer lav akıntıları ile örtülürse korunabilir. E ğer bu yapı bulunduysa pahoehoe daki konveks yön paleo akıntının yönünü gösterir E ğer bu yapı bulunduysa pahoehoe daki konveks yön paleo akıntının yönünü gösterir. Halat (Ropy) tipi pahoehoe lav yüzeyiPahoehoe lavlarında az akı şkan lavın akarken parmaklar şeklinde çıkıntılanması ile parmak şekilli yüzeyler geli ştirir Bunlar pahoehoe parmakları (fingers-toes) ile parmak şekilli yüzeyler geli ştirir. Bunlar pahoehoe parmakları (fingers toes) olarak adlandırılırlar.Pahoehoe lavlarının di ğer yüzey özellikleri boynuz ( hornitos), basınç sırtı ve ğ yy y ( ), ç höyük (tumulus) tür. Boynuzlar küçük köksüz birkaç metre yüksekli ğinde sıçrama konileridir. Damlaların yı ğıldı ğı tepeler şeklindedir. Yeraltı suyunun kapanlanması ile patlamaya ba ğlı olarak geli şmi ş olabilirler. Basınç sırtları lav kabu ğunun gerilip yükselmesidir. Basınç sırtları yarım mil uzunlu ğunda 50 feet yüksekli ğindedir. Akma kenarında akma yönüne paralel geli şir. Fakat merkez kısımlarda diktir. Katıla şmı ş lav yüzeyinin altında hala sıvı lav k t db ük l i ( i )b ğl lkl i i akıntısından basıncın yükselmesine ( şi şme) ba ğlı olarak geli şir. Höyük ise lav akıntısı kabu ğunda 20m veya daha büyük ufak tepe veya dom şekilli kabarcıktır. Yer yer oval şekillide olabilir. Buna yine yeraltı suyunun buharla şması ile ili şkili basınç veya lav alt düzeyinde akmasına ba ğlı basınç sebep olur Akma yüzeyi kıvrımında dı ş kabuk buru ştu ğu zaman lav akıntısı içinde basınç sırtı geli şir ili şkili basınç veya lav alt düzeyinde akmasına ba ğlı basınç sebep olur. zaman lav akıntısı içinde basınç sırtı geli şir. Genellikle bunların kırılmasıyla içerde hapsolmu ş gaz serbestlenir.Tumulus örne ği Hawaii Lav ile kırılmı ş a ğaç Lav ile kırılmı ş a ğaçStalaktit: lav tüplerinin çatısından a şa ğıya süzülen lavın katıla şması ile oluşur. Bunlar üzüm salkımı şeklinde lav demetleri olü ştururlar. Lav damlaları Lav tüpleri Akıntının üzerinde kalın bir kabuk olu ştu ğu zaman genellikle içsel olarak lav tüpleri geli şir. Lav tüpleri pahoehoe akıntılarında sınırlıdır. Bunların boyut aralı ğı 1m den g ş pp y ğ ba şlar ve bo şluklar >30m geni şlik 15 m yüksekli ğe de ği şen boyutlardadır. Bunlar büyük a ğlar olu ştururlar. Lavı neredeyse hareketsiz lav yüzeyi altında birkaç km uzaklara ta şırlar. Lav tüpleri lav yüzeyden akmadı ğı için so ğumayı engeller ve lavın ısısını korumasını ve uzun mesafeler akabilmesini sa ğlar. Lav tüplerinin üst kısmı kavisli alt kesimleri ise lav akıntısı nedeniyle düzdür. Tüpden akmı ş pahoehoe lavları e şit püskürme ko şullarında aa akıntılarından daha uzundur.Lav tüpü; akıntı kenarlarının so ğumasına ragmen içinden sıvı sıcak lavınakmas ı ile geli şir. sıcak lavın akması ile geli şir. Şili’de Lascar tt l k d stratovolkanınında lav kanallarıLav tüpü Lh Lav hortumuAa lavları; Aa lavları genellikle pahoehoe k t l d kl d dh ğ akıntılarından kalındır ve daha a ğır akarlar (2-3m en fazla 20m). Akı ş cephesinin tümüyle kırıklanarak parçalanması ve basamaklanması parçalanması ve basamaklanması ile geli şirler. Parçaların akan lavın içine dü şmesi ile otobre şle şme geli şir ve lav yava ş akıntıya ba ğlı geli şir ve lav yava ş akıntıya ba ğlı olarak kendini bre şler. Aa lavının yüzeyinin parçalanmı ş Aa lavının yüzeyinin parçalanmı ş olması viskoz olan kabu ğun hareketi nedeniyledir. Parçalar genellikle şekilsiz, i ğne, kılçık formlarındadır. ş , ğ , ç İçsel olarak aa lavlarında düzensiz uzamı ş vesiküller karakteristiktir. Bunun nedeni; içsel akı ş ve katı masif lav kütlesi ile parçalanmı ş kırılmı ş tabakalar arasında vesiküllerin sıkı şmasıdır.Pahoehoedan aa ya geçi ş zaman içinde so ğumaya, gaz kaybı ve kristallenme ve viskozitenin artmasına ba ğlı olarak geli şir. Yapılan çalı şmalar bu geçi şin kesme direnci oranı ile viskozite arasındaki ili şkiye ba ğlı oldu ğunu göstermektedir. E ğer direnci oranı ile viskozite arasındaki ili şkiye ba ğlı oldu ğunu göstermektedir. E ğer viskozite dü şükse geçi ş sadece yüksek kesme oranında geli şir. E ğer viskozite yüksekse dü şük oranlı kesme yeterlidir. Geçi şte katı taneler lav akıntısının birkısmını olu şturur ki burada kesme oranı çok yüksektir. Katıla şmı ş pahoehoe ş çy ş ş p lav kabu ğu parçalarınınak ıntının içine katılması ile parçalanmı ş agregatlar aa ya geçi şe katılırlar. Leveeé olu şumu Paho ve aa lavları leveé (set) olu ştururlar. Leveé olu şumunda 4 ana tip vardır. 1-Ba şlangıçleve ési:lav ın kopma dayanımı nedeniyle olu şur Pahoehoe ve aa lavları 1-Ba şlangıç leveési: lavın kopma dayanımı nedeniyle oluşur. Pahoehoe ve aa lavları oluşturur. 2-Yı ğılma leveési çıkı ş yerine yakın alanlarda gözlenir ve curuf yı ğınlarının birikmesinden oluşmu ş düz pahoehoe kanallarıdır. Curuflar birbirleriyle kayna şarak birikmesinden oluşmu ş düz pahoehoe kanallarıdır. Curuflar birbirleriyle kayna şarak toplanır ve dik katı setleri olu ştururlar. 3-Tümüyle aa lavlarının aktı ğı akıntıda geli şen akı ş cephesi aa debrisinin ta şkınları ile geni şler. Moloz (rubble) leveésinde yan duvar açıları 30-35 0 dir. g ş () yç 4-Ta şkın leveési; e ğer akıntı varolan moloz leveésinin üstünden sürekli ta şarak akarsa geli şir. Bunların bir kaçı birarada geli şmi ş olabilir. Etna’da 2 veya 4 ü karı şmı ştır. Ba şlangı ş leveesi Yı ğılma leveesi T kli Moloz leveesi Ta şkın leveesiAk bl t l Akıcı bazaltlar Akıcı bazaltlar dü şük aspect ratio ‘ya sahip yaygın lav düzeyleri olu ştururlar. Yaygın olarak alkalin bazaltlar diye adlandırılsa da bunlar toleyitik bile şimlidirler. Bl hh k l d bh l ü ö llikl i i k l B Bunlar pahoehoe akıntılarıdır ve bazen halatımsı yüzey özelliklerini korurlar. Bu türdeki büyük akıntıların bir ço ğu büyük lav göllerinde birikmi ştir. Bl kt l 10 l k d ü bili b dü ü if t ğ Bunların katıla şması 10 yıla kadar sürebilir bu düzgün, masif sutunsu so ğuma çatlaklarının geli şmesiyle anla şılır. Ba şlıca akıntının taban ve tavan kesimlerinde so ğuma nedeniyle büzülmeler geli şir. Büzülme sırasında olu şan tansiyonal basınç so ğuma yüzeyine dik düzenli çatlak setleri olu şturur Ve bu tansiyonal basınç so ğuma yüzeyine dik düzenli çatlak setleri oluşturur. Ve bu genellikle dü şey veya yarı dü şey konumdadır. En iyi tanımlanmı ş çatlak seti ara kesiti poligonal sutunlardır. Bu sürekli yayılma sutunlar içinde tamamlayıcı yarı yatay çatlaklar oluşturur Bunlar segment olarak adlandırılırlar Sutunsu çatlaklar yatay çatlaklar oluşturur. Bunlar segment olarak adlandırılırlar. Sutunsu çatlaklar 2 veya 3 segmentli bir düzenlenme sergilerler. Tabanda, akıntı tabanında iyi geli şmi ş sutunlardan olu şur. Bunun üstündeki düzey ince, daha az düzenli ve genellikle kaotik sutunların bir arada bulundu ğu bölgedir. Bu düzey “entablature” genellikle kaotik sutunların bir arada bulundu ğu bölgedir. Bu düzey entablature olarak adlandırılmı ştır. Bunun üstünde üst sutun bulunabilir. Bazaltlar içindeki sutun çatlakların lavın so ğuması sırasında dinamik sıvı i şlemleri sonucu geli şti ği dü şünülmektedir. Durgun ergiyi ğin altı ve üstü arasındaki sıcaklık ve kimyasal farklılıklara ba ğlı olarak çift (diffusive) etkili konveksiyon i şlemleri, ergiyik içinde sutunların olu şaca ğı parmakcıkları geli ştirir. Katıla şma ba şladı ğı zaman büzülme kırıkları biti şik yanyana olan bazalt parmaklarınıns ınırları boyunca geli şecek ve sutun çatlaklarını oluşturacaktır. Lav tüpleri, kanalları ve di ğer büyük ölçekli akıntı özellikleri akıcı bazaltlar içinde izlenmez. Bu hiç geli şmedi ğinden ya da lav gölü içindeki daha sonraki hareketler tfdbl dd Ak bl t ldlk t öü b killi tarafından bozulmasındandır. Akıcı bazaltlarda paleo akıtı yönü boru şekilli vesiküller varsa anla şılabilir. Bunlar lavın içinde ısınmı ş yeraltı suyundan kaynaklanan buhar baloncukları olu ştu ğu zaman geli şir ve akma nedeniyle akma yönünde uzarlar Devil’s Postpile, Kaliforniya’da sutun bazaltlar. yönünde uzarlar. Plato bazaltları Bunlar da geni ş bazalt akıntıları olmasına ra ğmen akıcı bazaltlardan ayrılmı ştır. Plato bazaltları hem akıcı bazaltların, hem de ufak kalkan şekilli pahoehoe lavlarının özelliklerini gösterirler. Batı ABD deki Snake River platosunda dl d l t M k i bi b d ü kü l l k lk l tl kl d adlandırılmı ştır. Merkezi bir bacadan püsküren lavlar kalkanlar veya çatlaklardan çıkarak ince yaygılar olu şturan düzeyler üretirler. Bunlar birle şik lav akıntıları oluştururlar ve akı ş üniteleri 10m kalınlı ğındadır. Lav tüpleri ve lav kanallarının lavında ğılmasında çok önemli yeri vardır lavın da ğılmasında çok önemli yeri vardır. Denizaltı bazaltları Denizaltı bazaltları Su altında püskürmü ş lavın en belirgin özelli ği yastık yapısı’dır. Günümüzdeki okyanus tabanları ve eski topluluklarda yapılan çalı şmalar deniz altı yastık lavlarının masif veya ince yaygı oluşturan akıntılarla ili şkili oldu ğunu lavlarının masif veya ince yaygı oluşturan akıntılarla ili şkili oldu ğunu göstermektedir. İki boyutlu mostraların ço ğunda yastıklar devamsız olarak görülür ancak dikkatli bir gözlemle yastıklar arasında ba ğlantılar oldu ğu anla şılır. 3 boyutlu gözlemlerde yastıklarınl a v t ü pleri ile ba ğlantılı oldu ğu anla şılmı ştır. yg y p ğ ğ ş ş Lavın su altında hızlı bir şekilde so ğuması ile yastık şekilli elipsoidal kütleler olu şturması. Her yastı ğın çevresinde ani so ğuma ile olu şmu ş siyah camsı bir kuşak vardır camsı bir ku şak vardır. Batı Karadeniz ( İnebolu-Cide) bölgesinde yastık lav örnekleriYastıklar denizaltı lav tüpünün tomurcuklanması ile olu şur. Yastık lavlarda Önceki yastık kabu ğunun yırtılarak tomurcuklanması paleoakıntıların yönünü anlayabilmek için kenardan yeniden geli şen tomurcuklanmanın yönünün belirlenmesi ki Y t kl kli ki ök ll gerekir. Yastıkların şekli eski çökeller içindeki genç akıntı yönünün belirlenmesini de sa ğlar. Deniz tabanı sondajlarında deniz altı bazaltlarının masif akıntılardanda Yeni bir yastı ğın geli şmeye ba şlaması altı bazaltlarının masif akıntılardan da oluşturdu ğu anla şılmı ştır. Galapagos rift vadisinde de yaygın akıntılarda yastık geli şimi izlenmi ştir Bunların pahoehoe geli şimi izlenmi ştir. Bunların pahoehoe yüzeylerindeki gibi helezon şekilli, kıvrımlı, düz veya kırılmı ş gibi birçok şekillerde yüzey özellikleri olabilir Yastıklanmadan yüzey özellikleri olabilir. Yastıklanmadan masif morfolojiye geçi şte tek bir akıntı veya akıntılar arasında geçi ş bo şalma oranının arttı ğını yansıtabilir. Akma ve yastık geli şimi do ğrultusu Ya s tık yapısının a ğ ya s ab yp geli şim evreleriDeniz altı bazalt lavları okyanus ortası sırtlardaki gibi çatlaklardan veya seamount larda merkezi bacalardan püskürebilir. Okyanus ortası sırtlardaki volkanik aktiviteler oldukça fazla yastık lavı ve yaygın lav akıntıları üretirler. Lav ve deniz suyu arasında ufak bir fiziksel etkilenme vardır. Bu genellikle ince bir cam kabu ğun olu şmasıyla İ sınırlıdır. İnce örtü şekilli yaygı akıntılarında ufak miktarlarda ani so ğuma parçalanması ve otobre şlenme veya bre şlenme ile çökme oyukları geli şebilir. Ve bunlar volkanoklastik malzeme üretirler. Seamountlarda zirvelerde yastık lavlar ve k t l d li ti ğiöü lü tü B böl l d h l kl tit liiil dk yaygı akıntılarının da geli şti ği görülmü ştür. Bu bölgelerde hyaloklastit geli şimi oldukça yaygındır. Bunlar debris akıntıları (hyaloklastit) olu şturabilirler. Ani so ğuma parçalanması ve yerçekimi etkisi ile çökme bunları olu şturacak önemli i şlemlerdir. 50m Zirve Ya s tık konisi Debris akıntısı ısısı ile kırılmı ş yastıklar Hyaloklastit ve debris akıntı çökelleri 20-30m lik e ğim açısıSu içinde akan karasal bazaltik lavlar Bazaltik lavlar karadan su (göl, deniz, buzul içi volkanlarda) içine do ğru aktı ğı zaman sahilden dı şado ğru lav deltaları oluşturur Bu gibi deltalar genellikle zaman sahilden dı şa do ğru lav deltaları oluşturur. Bu gibi deltalar genellikle pelagonitle şmi ş hyaloklastit bre şler ve flow-food bre şler olarak adlandırılan basamaklı setler olu ştururlar. Hyaloklastit bre şler masif lav kütlesi ile ardalanır ve aradüzeyler şeklinde içiçe görülür. E ğer lav yüksek viskoziteli ve yüksek kopma dayanımına sahipse su ile farklı bir şekilde etkilenebilir ve suyun altında akabilir. Bu şekilde birkaç yüz metre ş y ş çy akan lavlar bilinmektedir. Buna kar şılık dü şük viskoziteli pahoehoe akıntıları belirgin yastık yapılı lav deltaları olu şturmaktadır. Bazik lavların suda akıntıları ile ili şkili di ğer özellikler psedokraterler veya litoral konilerdir. Bunlar lav akıntısının tabanında hapis olmu ş buharın patlamalı olarak serbestlenmesi ile olu şmu ş köksüz bacalar ile ufak kraterlerdir. Andezitik ve dasitik lavlar Yüksek aspect ratio’lu andezitik (bazaltik andezitik) ve dasitik lavlar Yüksek aspect ratio lu andezitik (bazaltik andezitik) ve dasitik lavlar stratovolkanlarda oldukça yaygındır. Bu volkanlar piroklastik akıntı püskürmeleri ile bir arada geli şir. Bu tür püskürmeler günümüzde de geçmi şde de oldukça yaygındır. yy g Bu bileşimdeki lavlar tipik olarak ufak hacimli, kısa blok akıntılı (bazen leveé geli şebilir) ve domlar şeklindedir. Riyolitik lav akıntılarının yüzeydeki püskürmeleri Riyolitik lavların olu şturdu ğu yüzey şekilleri ve lavların mostraları sınırlıdır. Riyolitik lav akıntılarının özellikleri Riyolitik lavlar şekillerine göre; a-Domlar (veya tholoidler); daireseldirler a Domlar (veya tholoidler); daireseldirler b-Mesa lavlar yakla şık olarak dairesel planlı bisküvit şekilli kütlelerdir. c-Couleé, bacanın bir tarafında toplanmı ş asimetriktir ve uzamı ş görünümleri vardır. g Bu terimler dasitler hatta andezitler için bile kullanılabilir. Riyolitik lavın kalınlı ğı 50m den 500m ye kadar de ği şiklikler sergiler ancak ortalama kalınlık 100m dir. İnce riyolit lavlarının bazıları afirik (aphyric) olarak bilinir ve dü şük viskozitelidir. Afirik ko şullar magmanın püskürdü ğü anda a şırı derecede sıcak olması ve akıcılı ğının artması nedeniyledir. Riyolit lav akıntısının şeklini belirleyen di ğer bir etken; erken piroklastik püskürme ile geli şmi ş kraterlerin varlı ğıdır. Coulee (Chao) ŞiliRiyolit domunun içyapısı Alttan magma geldikçe bu dom geni şler Böylece kabu ğu gerilir ve parçalanır. Bu balonun patlamasına benzetilebilir. Camsı riyolitte viskoz lavın olu şturduğu bükülmeli akmaDom Olu şumu ve kelebek şekilli yayılma merkezi Domun üstünde spine geli şimiDasit domuRiyolit lavlarında farklı litolojiler ve dokusal özellikler izlenir bunlar; obsidyen, sferulit içeren düzeyler pamisli düzeyler ta ş riyolit (stony rhyolite) düzlemleri sferulit içeren düzeyler, pamisli düzeyler, ta ş riyolit (stony rhyolite) düzlemleri (litik riyolitler), obsidyenin hidrasyonu ile geli şen perlitlerdir. Siyah camsı obsidyen bazen kalın foliasyonlu düzeyler olu şturur. Ve sıkça di ğer litolojiler ile bantlar şeklinde ardalanır veya mercekler şeklinde izlenir Bu bantla şma veya bantlar şeklinde ardalanır veya mercekler şeklinde izlenir. Bu bantla şma veya akma foliasyonunda kıvrımlar yaygındır. Obsidyen genellikle riyolit lavı çevresinde ani so ğumu ş camsı çeperdir. Akı ş cephesi ve üstünde 10m den kalın tabanda ise daha incedir. Lavlarınbirço ğunda çekirdek genellikle ta ş riyolittir. tabanda ise daha incedir. Lavların bir ço ğunda çekirdek genellikle ta ş riyolittir. Bunların içinde ince obsidyen veya cam akıntıları bulunabilir. Obsidyen blokları Pamis blokları Yüzey bre şi Obsid en Obsidyen Ta ş riyolit Taban bre şi E ş kökenli pamis ya ğı ş çökelleri E ş kökenli pamis ya ğı ş çökelleri ToprakAlkali feldispat ile tridimit–kristobalit’in ı şınsal agregatlar şeklinde dizilmesiyle geli şmi ş sferulit gg ş yg ş ş yaygındır. Bu genellikle cam kabu ğun içinde geli şmi ştir. Bunlar genellikle 0.1-2 cm boyutlarındadır fakat daha büyükde olabilirler ve yer yer neredeyse 10 cm’e Sferulit Camsı yy yy ulaşırlar. Bunlar özel akıntılarda bulunurlar ve akma yapıları ile örtülebilirler. Bazı düzeylerdeki yüksek su içeri ği sferulit liflerinin yersel olarak geli şmesine yol Camsı obsidyen açabilir. Bazı sferulit geli şimleri gerçekte litofiz’dir. I şınsal lifsi kristal agregatları bo şluk çevresinde geli şir. Bu bo şluklar hala akabilme özelli ği ta şıyan eriyikler iid l iiLiidkl l li fi l i Perlitize obsidyen içinde geli şir. Lav içinde kırılmı ş parçalanmı ş litofizlerin varlı ğı daha sonra lav akıntısı geli şti ğinin kanıtıdır. Çok gözenekli pamisli düzeyler geli şebilir ve obsidyen f litik dü l il d l bili Bi k i lit l Obsidyen ve sferulitik düzeyler ile ardalanabilir. Bir çok riyolit lavı pamis veya daha pamisli lav blokları ile sarılmı ş çevrelenmi ş olabilir. Akma sırasında pamisli bre şler oluşur ve bunlar e ş püskürme ürünü pamisli piroklastik oluşur ve bunlar e ş püskürme ürünü pamisli piroklastik çökellerde oldu ğu gibi genelde tabanda bulunur. Litofiz Bo şlukAkma yapılı riyolit yp ySıkı şma Gerilme Yüzey özellikleri Sıkı şma Ogive Yüzey bre şi g Yüzey bre şi Bantlı obsidyen Taban bre şi 100m 500m 500m Genç riyolit lavlarının üst yüzeyleri bloklu ve dalgalıdır. Bunlar bükülmü ş konsantrik sırtlardır. Ve ogive olarak adlandırılırlar. Bu akma do ğrultusuna konkavdır ve onlarca metredir Riyolit lavları üstündeki sırtlar ramp yapıları şeklinde yorumlanabilir Lav metredir. Riyolit lavları üstündeki sırtlar ramp yapıları şeklinde yorumlanabilir. Lav yüzeyinde kıvrımlar veya akma yüzeyinin gerilmesi sırasında kırıklar boyunca çıkıntılanması “squeeze-up” olarak yorumlanabilir. Ogive yüzey kıvrımından çok içsel ramp yapısınınd ı şdaki görüntüsüdür. Yüzey so ğuk oldu ğundan lavın kabu ğuk ırılgan ramp yapısının dı şdaki görüntüsüdür. Yüzey so ğuk oldu ğundan lavın kabu ğu kırılgan davranır ve önceki özellikleri silebilir. Riyolit lavının di ğer bir yüzey özelli ği pamis diyapirleridir. Akıntıdaki yo ğunluk d il i tdk itb i l i b l il k t lt dk i il i yansıması nedeniyle gravitedeki stabilizasyon bozulması ile akıntı altındaki pamisli seviye yükselir. Domun boyutları 50-70m arasındadır diapirin yüzey kıvrımları ve uzanımı akıntının hareketi durmadan önce yüzeye çıktı ğını göstermektedir.P İROKLAST İK AKINTI B İR İMLER İ P İROKLAST İK AKINTI B İR İMLER İ Piroklastik akıntılar yüksek konsantrasyonlu gaz ve buhar yüklü, türbilanssız akıntılardır. Debris heyelanlanması şeklinde geli şen bu akıntılarda bol miktarda gaz olması hareket üzerinde çok önemli etkiler yapar. Büyük bloklar uzun mesafeler ta şınmı ştır. Bunların topo ğrafik engelleri a şma güçleri oldu ğundan uzun mesafeler akabilirler. Büyük pamis akıntıları 10-100lerce km akabilirler. Akıntı içinde bol miktarlarda gaz bulunması nedeniyle akıntının özellikleri de ği şmektedir. Piroklastik akıntıların akıcılı ğı; ısınmı ş havanın ve piroklastik malzeme içinde hapsedilmi ş gazın serbestlenmesine ba ğlı olarak geli şir serbestlenmesine ba ğlı olarak geli şir. Piroklastik akıntı birimlerinin ço ğu Air fall ash deposits (3b) birden fazla akıntı biriminden olu şur. Herbir birim genellikle bir tek veya daha çok piroklastik akıntı içerir. Yani piroklastik akıntılar bir çok alt Air-fall ash deposits (3b) Yani piroklastik akıntılar bir çok alt akıntıdan olu şur ve bu da arazide farklı çökelmi ş akıntı birimleri olarak izlenirler. Bu birimler arazide üst üste Ash-cloud surge deposits (3a) olabilece ği gibi ya ğı ş veya surge birimleri gibi di ğer piroklastik birimler veya epiklastik birimler ile ayrılırlar. Piroklastik akı ş birimleri (2) Ground surge deposits (1) Ground surge deposits (1)a e Dom Piroklastik akıntı Ash-cloud Sürekli gaz püskürmesi sonucu patlama kolonunun çökmesi Domun a ğırlı ğı ile çökmesi b f B d ki ük li f Bacadaki yükselim ile e ş zamanlı çökme Domun patlama ile çökmesi cg Domun dü şey püskürmesi ile Heyelanlarla kriptodomu p kolonun çökmesi patlamalı çökmesinin tetiklenmesi Patlama dh Sürekli püskürme ile kolonun çökmesi Patlama kolonunun çökmesiSt H ll ’d i kl tik k t St Hellen’de piroklastik akıntıPiroklastik akıntı Japonya Piroklastik akıntı, JaponyaPhilipinler’de Mayon volkanında Philipinler’de Mayon volkanında piroklastik akıntı Piroklastik akıntıSt H ll ’d b h kül üklü tl k l St.Hellen’de buhar gaz kül yüklü patlama kolonuPiroklastik akıntıların özellikleri Gaz kaçma kanalları Piroklastik akıntılar içindeki bu kanallar farklı türdeki akıntıları ayırmak açısından çok önemlidir. “Fosil fümeroller” olarak da adlandırılmı ştır Genellikle 50cm uzunlu ğunda birkaç cm Fosil fümeroller olarak da adlandırılmı ştır. Genellikle 50cm uzunlu ğunda-birkaç cm geni şli ğinde kanallardır. Fakat yaygın olarak birkaç cm uzunlu ğunda dır. Bunların içleri ince kristal ve litik parçalar tarafından doldurulmu ştur. Baca yakınındaki alanlarda >2m olabilirler. Bunlar boru formu dı şında düzensiz podlar şeklinde de olabilirler. Genelde akıntının üst seviyelerinde bulunurlar. Hacim Piroklastik akıntılarda çok farklı hacimlerde malzeme geli şir. Malzeme miktarı ufak bacalarda 3 3 0.001 den 1.0 km 3 ‘e de ği şirken daha büyük akıntılarda 1-100km 3 , büyük stratovolkanlarda ise 100-1000km 3 ‘tür. Genellikle ufak, orta büyüklükteki akıntılar riyolitten bazalta de ği şen bile şimlerdeyken büyük hacimli akıntılar riyolitik ve dasitik bile şimlidir. Topo ğrafya ile ili şkisi Piroklastik akıntılar genellikle yamaçların üst seviyelerinden ba şlayıp alt kotlara vadiye do ğru Piroklastik akıntılar genellikle yamaçların üst seviyelerinden ba şlayıp alt kotlara vadiye do ğru akarlar bu nedenle kaynakdan uzakla ştıkça kalınla şırlar. İgnimbritte gaz kaçma İgnimbritte gaz kaçma Kanalları (Arjantin) İgnimbiritler İgnimbiritlerin kaynak alanı; -çizgisel çatlak püskürmeleri veya -merkezi bir ring çatla ğı olabilir. gç ğ Kaldera ile ili şkili olarak geli şen ignimbritler çok yaygındır. Kaldera boyutu ile ignimbrit miktarı arasında do ğru orantı vardır. Kalderanın boyutu yakla şık olarak derindeki magma çemberinin boyutunu da vermektedir yakla şık olarak derindeki magma çemberinin boyutunu da vermektedir. Yüzlerce km akabilen ignimbiritler max.225km akmı ştır. Çizgisel çatlak bacalarına en iyi örnek Alaskada dır Burada ignimbritler Çizgisel çatlak bacalarına en iyi örnek Alaskada dır. Burada ignimbritler vadi tabanındaki çizgisel çatlaklardan püskürmektedir. Bunların da büyük bir kaldera kenarlarına kar şılık gelebilece ğide dü şünülmektedir. Dairesel çatlak bacaları (ring ) Bu türde ignimbrit püskürmeleri dairesel bir plandaki Dairesel çatlak bacaları (ring ) Bu türde ignimbrit püskürmeleri dairesel bir plandaki çatlaklar boyunca geli şir. Bu dairesel çatlaklar kaldera sınırlarına kar şılık gelmektedir. Bu bölgede kaldera çökmesi geli şti ğinde ise piroklatik akıntılar kaldera çöküntü alanını doldururlar Bunlarda kaldera dolgusu ignimbritler olarak adlandırılırlar alanını doldururlar. Bunlarda kaldera dolgusu ignimbritler olarak adlandırılırlar. Yüzeye çok yakın bir magma çemberinden önce plinian tüfler geli şir. Bunun ardından kabukta kırılma geli şir ve ignimbrit olu şturacak patlamalar olu şur. Plinian fazı ya ğı ş birimleri Piroklastik surgelerin geli şimi Yanal patlama İçe do ğru çökme Kolon çökmesi İgnimbrit olu şumu ç Piroklastik akıntı Kaldera içi piroklastik akıntılar Patlama gücü ile ince kabu ğun kırılmasıRio Loa ignibritinin genel görünümü Kuzey ŞiliKaynaksız ignimbrit Şiliİgnimbiritte bile şimsel zonlanma Oregon krater gölüSt Hellen’de piroklastik akıntı kenarında toplanmı ş pamislerSt:Hellen’de piroklastik akıntının ön cephesi p pSt. Hellen’de piroklastik akıntının olu şturduğu pamis düzlüğünün üstten görünümü düzlüğünün üstten görünümüDebris akıntıları; 1 lahar 1-lahar 2-yo ğunluk akıntısı1-Lahar su ile ta şınmı ş volkanik bre şler için kullanılan bir terimidir. Bunun yanı sıra su ile karı şmı ş volkanik yo ğunluk akıntısı olarak da yanı sıra su ile karı şmı ş volkanik yo ğunluk akıntısı olarak da tanımlanmaktadır. Lahar akıntıları genellikle stratovolkanlar ile ili şkili olarak geli şmekte, volkan yamaçlarında geli şen bu akıntı vadileri doldurmaktadır. Lahar akıntılarınınço ğunlu ğunun kalınlı ğı 5m’den azdır ancak bazı Lahar akıntılarının ço ğunlu ğunun kalınlı ğı 5m’den azdır ancak bazı alanlarda 200m’ye ula şmaktadır. Lahar akıntıları kökenine ba ğlı olarak monolitolojik veya heterolitolojik olabilirler. Akıntı krater duvarlarının çökmesi veya volkanın yamacındaki ıslak çökellerin heyelanlanması ile geli ştiyse monolitolojik, buna kar şın direk olarak püskürme ile geli ştiyse heterolitolojiktir. Laharlar kö şeli yarı kö şeli andezitik’den dasitik’e de ği şen bile şimlerde kaya parçaları, kül boyutlu mineraller ve litik parçalardan olu şurlar. Birçok lahar akıntısı içinde kömürle şmi ş a ğaçların varlı ğı akıntının ilk evrelerinin sıcak olabilece ğini öüe ş ş a ğaç a a ğ a ee e s ca o ab ece ğ göstermektedir. Lahar içinde ta şınan parçaların boyutları kilden blok boyutuna kadar de ği şir. Laharlar püskürmelerin do ğrudan göl kar veya buz içine akması ile veya Laharlar püskürmelerin do ğrudan göl, kar veya buz içine akması ile veya püskürme sırasında yo ğun ya ğı şlar varsa geli şir. Bunun dı şında püskürmenin hemen ardından piroklastik akıntıların nehir veya buz, kar içine girmesi ile de olu şurlar Püskürme ile indirek ili şkili olarak volkan girmesi ile de olu şurlar. Püskürme ile indirek ili şkili olarak volkan yamaçlarındaki depremler ile veya buzulların ergimesi ile de geli şebilir.Çamur akıntısıLh k t d d Lahar akıntısının ardından.................Lahar akıntısı Çanakkale Lahar akıntısı, ÇanakkaleAlaskada buzulların erimesiyle geli şmi ş lahar akıntılarıKöprüyü yıkmı ş lahar (çamur) akıntısıLahardan önce döc e Lahardan sonra Lahardan sonraSt. Hellen’de lahar akıntısıSt. Hellen’de lahar akıntısı2-yo ğunluk akıntısı Yo ğunluk akıntısı (Debris flow) ğ () St. Hellen’de yo ğunluk akıntısıP İROKLAST İK YA ĞI Ş B İR İK İMLER İ P İROKLAST İK YA ĞI Ş B İR İK İMLER İ (PYROCLASTIC FALL DEPOSITS) (PYROCLASTIC FALL DEPOSITS)Piroklastik ya ğı ş birikimleri (pyroclastic fall deposits) çe şitli yollarla havaya püskürtülen gaz-tefra bile şimindeki bulutlardan katı malzemenin ya ğmur ya ğı şı gibi yeryüzeyine dü şmesi ve birikmesi sonucunda olu şurlar sonucunda olu şurlar. Ba şlıca 3 tür piroklastik ya ğı ş birikimi geli ştiren mekanizma vardır: 1. Patlama kolonundan türeyen katı gerecin fiziksel özellikleri nedeniyle yer yüzüne dü şerek birikmesi sonucunda olu şan ya ğı ş birikimleri (eruption plume-derived fall deposits) birikmesi sonucunda olu şan ya ğı ş birikimleri (eruption plume derived fall deposits) 2. Piroklastik akıntı birimleriyle ili şkili kül bulutlarından türeyen ya ğı ş birikimleri (ash-cloud derived fall deposits) 3. Rüzgardan etkilenmeyen, iri blok ve bombaların olu şturdu ğu ya ğı ş birikimleri (ballistic clasts)Piroklastik ya ğı ş birikimleri; Piroklastik yağı ş birikimleri; –Skorya ya ğmuru birimleri (scoria fall deposits), –Pumis ya ğmuru birikimleri (pumice fall deposits), –Kül ya ğmuru birikimleri (Ash fall deposits), ve bunların ara geçi ş birimleri olan; •Kül-blok ya ğmuru birikimleri (Ash-block fall deposits), Kül blok yağmuru birikimleri (Ash block fall deposits), •Pumis-kül ya ğmuru birikimleri (Pumice-ash fall deposits), •Pumis-blok ya ğmuru birikimleri (Pumice-block fall deposits) gibi birimlerden olu şur birimlerden olu şur.Skorya ya ğmuru birimleri Skorya ya ğmuru birikimleri ba şlıca skorya yı ğı şımından olu şmaktadır. İ Skorya • İleri derecede vesiküllenmi ş ve tanelenmi ş bazalt ve bazaltik andezitik magmalardan geli şirler. •Hawaii ve Stromboli tip püskürmelerle geli şirler. •Bacaya yakın kesimlerde lav ve skorya konileri ile içiçe görülürler. •Baca veya koni yakınlarında tane boyları iridir (>64 mm) ve iri balistik bombalar ve Pele saçı Pele gözya şı bombalar ve Pele saçı, Pele gözya şı gibi lav parçaları içerirler. •Konilerden uzakta tane boyları daha y incedir ve kalınlıkları da < 5m dir.Pumis ya ğmuru birikimleri •Pumis ya ğmuru birikimleri yüksek vizkoziteli magmalardan (andezit- riyolit ve fonolit-trakit dizileri) geli şirler. El ki tl l •Egemen olarak pumisten oluşurlar. •Sub-Pliniyen, Pliniyen ve Ultra Pliniyen türü püskürmelerle olu şurlar Pliniyen türü püskürmelerle olu şurlar. •Kalınlı ğı az çok aynı olan yaygılar halindedirler halindedirler. •Bir püskürme evresinde olu şan pumis ya ğmuru birikiminin kalınlı ğı nadiren ya ğmuru birikiminin kalınlı ğı nadiren > 10m olabilir. Baca yakınlarında 25m kalınlıklara ula şabilir. •Egemen tane boyu > 64mm dir. Litik bloklar ve pumis blokları içerirler.Kül ya ğmuru birikimleri (ash-fall deposits) •Kül ya ğmuru birikimi egemen olarak her bile şimdeki volkanik külden olu şur. •Kül ya ğmuru birikimleri hemen tüm püskürme tiplerinden geli şebilir. •Kül ya ğmuru birikimleri, tabakalı ve laminalıdır. Boylanma de ği şken olmakla bi likt llikl i i b l ld birlikte genellikle iyi boylanmı şlardır.VOLKAN TÜRLER İ ŞEK İLLER İ VOLKAN TÜRLER İ, ŞEK İLLER İ Etna, 1999Dünya üzerinde son 1 milyon yılda aktif olmu ş volkanların da ğılımı ve tektonik ortamlarıVOLKAN VOLKAN Krater Lav akıntısı Lav akıntısı Parazit baca B Lav ve piroklastik ardalanması Baca Lav ve piroklastik ardalanması“ “Volkan Volkan” adı eski Roma’lıların “Ate ş Tanrı”sı olan “ ” adı eski Roma’lıların “Ate ş Tanrı”sı olan “VULCANO VULCANO”dan gelir. Volkan, bir baca ”dan gelir. Volkan, bir baca etrafında yı ğı şan lav, katı malzemeler ve piroklastik birikimlerden olu şan bir tümsek, tepe etrafında yı ğı şan lav, katı malzemeler ve piroklastik birikimlerden olu şan bir tümsek, tepe etrafında yı ğı şan lav, katı malzemeler ve piroklastik birikimlerden olu şan bir tümsek, tepe etrafında yı ğı şan lav, katı malzemeler ve piroklastik birikimlerden olu şan bir tümsek, tepe veya da ğ gibi morfolojilere verilen isimdir. “Baca” yerin derinliklerinden, üst manto veya veya da ğ gibi morfolojilere verilen isimdir. “Baca” yerin derinliklerinden, üst manto veya litosferden gelen magma gerecinin yüzeye iletildi ği süreksizliklerdir. Bacalardan çıkan litosferden gelen magma gerecinin yüzeye iletildi ği süreksizliklerdir. Bacalardan çıkan gerecin birkısmı baca etrafında birikirken, bir kısmı da hızla atmosfere püskürtülür ve gerecin birkısmı baca etrafında birikirken, bir kısmı da hızla atmosfere püskürtülür ve dh ü db ii k il dh ü db ii k il daha sonra yüzeyde birikirler. daha sonra yüzeyde birikirler. Volkanların morfolojisi ( şekli) volkandan çıkan magmanın kimyasal bile şimi, vizkozitesi, Volkanların morfolojisi ( şekli) volkandan çıkan magmanın kimyasal bile şimi, vizkozitesi, patlama türü volkandan çıkan gerecin niteli ği (lav veya piroklastik otoklastik malzeme) patlama türü volkandan çıkan gerecin niteli ği (lav veya piroklastik otoklastik malzeme) patlama türü, volkandan çıkan gerecin niteli ği (lav veya piroklastik, otoklastik malzeme) patlama türü, volkandan çıkan gerecin niteli ği (lav veya piroklastik, otoklastik malzeme) ve magma ve magma – – su etkile şimi ile denetlenmektedir. Bu etkenler sonucunda volkanlar çok su etkile şimi ile denetlenmektedir. Bu etkenler sonucunda volkanlar çok de ği şik şekillerde olabilmektedir. Ba şlıca volkan şekilleri şunlardır: de ği şik şekillerde olabilmektedir. Ba şlıca volkan şekilleri şunlardır: Kalkan şeklindeki volkanlar (shield volcano) Kalkan şeklindeki volkanlar (shield volcano) Stratovolkanlar (composite volcanos) Stratovolkanlar (composite volcanos) D kli d ki lk l (d ) D kli d ki lk l (d ) Lavlarla ilgili volkanlar Dom şeklindeki volkanlar (domes) Dom şeklindeki volkanlar (domes) Kalderalar (calderas) Kalderalar (calderas) Çatlak erüpsiyonları (fissure eruptions) Çatlak erüpsiyonları (fissure eruptions) Sinder konileri (cinder, scoria cones) Sinder konileri (cinder, scoria cones) Piki li (i ) Piki li (i ) Piroklastik volkanlar Pumis konileri (pumice cones) Pumis konileri (pumice cones) Tüf konileri ve ringleri (tuff cones and tuff rings) Tüf konileri ve ringleri (tuff cones and tuff rings) Maarlar (maars) Maarlar (maars) Çamur volkanı (Mud volcano) Çamur volkanı (Mud volcano) volkanlar Kil ve çamurlar ile ilgili volkanlarVolkanlardan çıkan malzemeler I Volkanik kül, toz Lapilli Tek bir toz tanesinin elektron mikroskobu altındaki görünümü g PumisVolkanlardan çıkan malzemeler I Bomba, balistik bomba Blok Skorya Yı ğı şım lapillisi, accretionary lapilliVolkanlardan çıkan malzemeler II Pele’nin saçları Pele’nin göz ya şlarıVolkanlardan çıkan malzemeler II Elbette la ak nt lar !!! Elbette lav akıntıları!!!Kalkan şeklindeki Kalkan şeklindeki volkanlar volkanlar Summit area Bu tür volkanlar Bu tür volkanlar geni şçe bir zirve geni şçe bir zirve (summit) ve dü şük (summit) ve dü şük e ğimli (~10 e ğimli (~10° °) ) 5-10° Summit area ğ ( ğ ( ) ) yamaçlara sahiptir. yamaçlara sahiptir. Dü şük yamaç Dü şük yamaç e ğimi nedeniyle e ğimi nedeniyle düz bir yüzey düz bir yüzey 5 10 yy yy üzerine konmu ş bir üzerine konmu ş bir kalkanı andırırlar. kalkanı andırırlar. Egemen olarak lav Egemen olarak lav çıkarırlar. Bunlar çıkarırlar. Bunlar ç ç genellikle dü şük genellikle dü şük vizkoziteli bazaltik vizkoziteli bazaltik lavlardır. lavlardır. Mauna Loa, Hawaii Kalkan şeklindeki volkanların en tipik örne ği Hawaii’deki MAUNA LOA volkanıdır Mauna Loa volkanı hemen Kalkan şeklindeki volkanların en tipik örne ği Hawaii deki MAUNA LOA volkanıdır. Mauna Loa volkanı hemen tümüyle bazalt lavlarından yapılmı ş olup, aldatıcı yayvan morfolojisine ra ğmen yeryüzündeki en yüksek da ğı olu şturur. Deniz tabanından zirvesine kadar toplam yüksekli ği 9.090 metredir.Hawaii’deki 4 büyük “kalkan şeklindeki” volkanın görünümü. Bld ü bü ük Bunlar dünyanın en büyük volkanlarıdır. Mauna Kea (MK), Mauna Loa (ML), Hualalai (H), Khl( K ) Kohala (K). Foto ğraf East Maui volkanının (EM) yamaçlarından çekilmi ştir. Mauna Loa volkanının çıkı ş merkezinin havadan görünü şü. Ortada ana bir krater, onun sa ğ tarafında da bir dizi küçük krater görünmektedir. krater görünmektedir.Stratovolkanlar Stratovolkanlar veya kompozit volkanlar, insanların volkan olarak algıladıkları, yer yüzünde en çok rastlanılan en tipik volkan şeklidir. Bunlar koni şekilli olup, sivri bir tepe noktasına sahiptir. Yamaç e ğimleri yüksektir (35° veya daha ş ş p, p pç ğ y( y yüksek). Yüksek yamaç e ğimlerinden dolayı duraysız yamaçlara sahiptirler ve bu kesimlerden a şa ğıya do ğru blok, kaya akıntısı şeklinde kütle kaybı geli şmektedir. Stratovolkanlar genellikle andezitik magmadan, çok evreli püskürmelerle ve uzun sürelerde gelişmektedir. Koni olu şumu genellikle yüzlerce, binlerce yıllık zaman dilimlerinde tamamlanır. Stratovolkanlar hem lav hem de piroklastik, ş gy,y p, volkanoklastik ürünlerden olu şur. Bunlar birbirleriyle girik ve ardalanmalıdır. Merkezi bir bacaları (vent) ve parazit konileri vardır. En tipik stratovolkan örnekleri; Mt Fuji (Japan) Stromboli (Italy) Mt St Helens (USA) Mayon (Philippines) Merapi (Indonesia) Lopevi (Vanuatu) volkanlarıdır. Mayon, Philippines Mounth Clevland, AlaskaGuatemala’daki bir dizi “stratovolkanı”ın görünümü. Acatenango (Ac) Acatenango (Ac), Fuego (F), Atitlan (At), Zunil (Z), San Pedro (Sp) San Pedro (Sp), Toliman (T). Guatemala’da Santa Maria strato volkanıMount AraratŞili’de Lascar stratovolkanı St Helens stratovolkanı, USA Lav Domları Lav domları yüksek vizkoziteli magmaların (riyolit, riyodasit, dasit) bacadan çıkıp yüzeyde olu şturdukları kubbemsi morfolojilerdir. Bunlar birkaç yüz metre yükseklikte ve geni şlikte, dairesel veya oval unsurlardır. Domların pekço ğu patlamalı püskürme ile ba şlar ve bu evrede volkanolkastik ve piroklastik gereç çıkarırlar. Magma gaz basıncının giderek dü şmesiyle de sıvı gereç baca boyunca vizkozitesi yüksek oldu ğu için yava şça yükselmeye ba şlar. Bacanın yüzeye ula ştı ğı yerde lav katıla şmaya ba şlar. Bundan sonra intrüzyon içsel olarak devam eder. Bu nedenle dom yava ş yava ş büyümeye ve kenarlarına do ğru ta şmaya ba şlar. Bu olay sonucunda lavlar yukarıdan domun yamaçlarına do ğru yava şça akar ve genellikle moloz gibi parçalanmı ş kayaları olu şturur. Lav Domu Lav DomuAy’daki lav domları Lav Domu örnekleri Gunung Ranakah (Indonesia) Nigata-yake-yama (Japan) Nii-jima (Japan) Nipesotsu-upepesank (Japan) p pp ( p ) Augustine (Alaska) El Chichon (Mexico) Micotrin (Caribbean) Methana (Greece) ()Kalderalar Kalderalar kabaca dairesel büyük volkanik çöküntülerdir. Çöküntü alanı çapı 1 – 250km arasında de ği şir. Büyük volkan veya magmatik komplekslerin kavisli ve konsantrik kırık zonları boyunca a şa ğı, magma odasına do ğru çökmesi dl i il l d ki d ik li k l k lÇ k i kkl d sonucunda geli şirler. Kalderanın çökmesi esnasında yaygınca piroklastik malzeme çıkı şı olur. Çökme miktarı kaldera içindeki dolgu kalınlı ğı ile belirlenir ki bu zaman zaman 1 – 3km arasındaki boyutlara ula şabilmektedir. Daha küçük çaplı kalderalar (birkaç yüz metre) kalderalar “Krater” olarak adlandırılır. Oli k ld M Olimpus kalderası, Mars Olimpus kalderasının 3 boyutlu modeliDiamond Head Krateri, Hawaii Halemaumau kalderası, HawaiiKaldera veya kraterlerde, çöken kısım içinde göller ve süren volkanik aktivite ile yeni volkanlar meydana gelebilir. Kalderalar geli şimleri sonrasında derince a şındırılırsa gerçekte Kalderalar geli şimleri sonrasında derince a şındırılırsa gerçekte daha derinde yeralan plütonik kayalar ile yay biçimli kırık zonları (ring fayları) içine sokulmu ş olan yarı derinlik kayaları açı ğa çıkabilir.Kaldera ve kaldera gölü içinde resurgent dom olu şumu Krater ve krater gölü Krater ve krater gölü Krater içinde lav gölü çgNemrut kalderası (Türkiye)Çatlak/yarık erüpsiyonu ve geli ştirdi ği volkan tipi Çatlak erüpsiyonları çizgisel uzanımlı volkanik bacalardır. Bunların geni şlikleri birkaç metre, uzunlukları da kilometrelerce olabilmektedir. Örne ğin, İzlanda’daki Laki çatlak erüpsiyonu 36km uzunlu ğundadır.Sinder konileri (Cinder cones) Sinder konileri patlamalarla geli şen küçük koniler olup, bazaltik parçaların (skorya, kül vs..) merkezi bir baca etrafında birikmeleri sonucunda meydana gelir Patlamalarla havaya atılan kül lapilli ve bloklar baca civarında üst üste yı ğı şırve birikmeleri sonucunda meydana gelir. Patlamalarla havaya atılan kül, lapilli ve bloklar baca civarında üst üste yı ğı şır ve koniyi olu şturur. E ğer bacadan sıvı damlalar veya loblar da havaya tılıyorsa, bunlar kısmen katıla şarak volkan bombalarını olu şturur ve yere dü şerler. Püskürme evrimi içinde gaz basıncı dü şerse, son evrelerde lav akıntıları da geli şebilir. Sinder konileri birkaç yüz metre civarında yükseklikte olur ve yüksek yamaç e ğimlerine (30 40°) sahiptir Saptanan en Sinder konileri birkaç yüz metre civarında yükseklikte olur ve yüksek yamaç e ğimlerine (30-40 ) sahiptir. Saptanan en yüksek sinder konisi 610 m yüksekli ğe sahiptir (Paricutin konisi, Meksika). Sinder konileri tek veya küçük gruplar halinde olabilmektedir. Tipik sinder konisi örnekleri Veer (Kamchatka) Bl (M i l d A i ) Balagan-tas (Mainland Asia) Datong (Mainland Asia) Barcena (Mexico) Paricutin (Mexico) Pi t P k (M i ) Pinacate Peaks (Mexico) Mono Lake Field (USA) Kula (Türkiye)Sinder konisi ve önünde lav akıntısı Pu ka Pele sinder konisi, HawaiiTüf konileri ve ringleri (Tuff cones and tuff rings) Dik yamaçlara sahip (>25°), krater tabanı yer seviyesinin üstünde olan derin ve geni ş koni-krater biçimli piroklastik volkanlardır Yükseklikleri 100 – 300m geni şlikleri ise 1-1 5km civarındadır Tüf konilerinin daha küçük ve yayvan volkanlardır. Yükseklikleri 100 300m, geni şlikleri ise 1 1.5km civarındadır. Tüf konilerinin daha küçük ve yayvan (daha az dik yamaçlı) olanları “tüf ring”leri olarak adlandırılır. Tüf koni ve ringleri yaygın bir volkan türü de ğildir. Fretomagmatik erüpsiyonlarla (phreatomagmatic eruptions), magma ve su püskürmesi olayı sonucunda geli şirler. Yani, yükselen magma içine yöreden sürekli ve bol miktarda su ekleniyorsa, bunun yarattı ğı ekstra gaz basıncı tüf koni ve ringlerini olu şturmaktadır Tüf ringlerine göre tüf konilerinin olu şumu daha fazla suya gereksinim gösterir koni ve ringlerini olu şturmaktadır. Tüf ringlerine göre tüf konilerinin olu şumu daha fazla suya gereksinim gösterir. Ay rıca, tüf konilerindeki patlamalı aktivitenin derinli ği, ringlere göre daha fazladır. Tüf ringi nasıl geli şir? 1. Sıcak magma yerin d i likl i d 2. Magma yüzey ve yer altı l il di 3. Patlama ile bolca toz, derinliklerinden süreksizlikler boyunca yüzeye do ğru yükselir suları ile temas edince şiddetli patlamalar geli şir. kül ve parçalanmı ş kaya kırıntıları havaya atılır. Bunlar sonuçta bacanın etrafında birikerek tüff koni ve ringlerini olu şturur.Fort Rock, Oregon, USA Tüf ringi Fort Rock, Oregon, USA Tüf ringi Tabah tüf ringi, Suudi ArabistanPiroklastik koniler veya Tefra konileri (Pyroclastic cones and/or tefra cones; pyroclast=tefra) En ince taneli piroklastik gereçten (toz, kül) iri bomba boyutuna kadar de ği şen boylarda katı gerecin bir baca etrafında depolanmasıyla olu şan piroklastik volkanlardır depolanmasıyla olu şan piroklastik volkanlardır. Pumis konileri Şekil ve geli şim mekanizması bakımından sinder konilerini andırır, fakat koniyi meydana getiren ana malzeme pumistir Pumis konisiMaar’lar (Maars) Tüf ringleri veya konilerini andıran, taban seviyesi yer seviyesinin altında olan, içleri su ile dolu, dü şük röliyefli kraterler maar olarak adlandırılır. Genellikle magma-yer altı suyu etkile şimi ile patlamalı püskürme sonucunda olu şurlar. Ba şlıca piroklastik ve epiklastik gereçlerden kuruludur. Tüf konisi veya ring geli şimi evreleri Sonuçta geli şen kraterin tabanı yer seviyesi altında ise ve bu krater su ile göl Sonuçta geli şen kraterin tabanı yer seviyesi altında ise ve bu krater su ile doldurulup göl halini alırsa bu tür piroklastik volkana MAAR adı verilir.Alaska’da Ukinrek Maar’ı...... ......ve bunun biraz do ğusundaki di ğer bir maar’da geli şen erüpsiyon kolunu ..... g ş pyÇamur volkanı (Mud volcano) Çamur volkanı 1-2 metreden daha küçük, çamur ve killerden olu şan volkan şekilli konilere verilen isimdir killerden olu şan volkan şekilli konilere verilen isimdir. Bunlar sıcak su, kil-çamur karı şımından meydana gelirler ve, ya (1) bir bacadan yava şça, lavların akı şı gibi çıkarlar, veya (2) volkanik gaz ve kaynayan su ile birlikte, lavların havaya fırlatılı şı gibi bir mekanizma ile olu şurlar Çamur havaya fırlatılı şı gibi bir mekanizma ile olu şurlar. Çamur volkanlarını olu şturan ince çamur ve kil, magmanın etrafa transfer etti ği sıcaklık ve magmayı terkeden volkanik gazların yer altı suyunu sıcak asidik bir karı şıma dönü ştürmesi ve bunun yöre kayaçları kimyasal olarak dönü ştürmesi ve bunun yöre kayaçları kimyasal olarak çamur ve kil boyutlu bir malzemeye de ği ştirmesi ile meydana gelmektedir. Çamur volkanı, Y ellowstone park, USA