volkaniklastik kayaçlar - Dokuz Eylül Üniversitesi

T.C.
DOKUZ EYLÜL ÜNİVERSİTESİ
MÜHENDİSLİK FAKÜLTESİ
JEOLOJİ MÜHENDİSLİĞİ BÖLÜMÜ
VOLKANİKLASTİK KAYAÇLAR
Oluşumu, Genel Özellikleri ve Sınıflaması
Prof.Dr. Cahit HELVACI
Araş.Gör. Fuat ERKÜL
Nisan-2001
İZMİR
İÇİNDEKİLER
ÖNSÖZ
BÖLÜM. 1
1
VOLKANİK FASİYES
1
GİRİŞ
1
FASİYES KAVRAMI
1
FASİYESİN BELİRLENMESİ VE ANALİZİ
Geometri
Litoloji
Tortullaşma Yapıları (Sedimentary Structures)
Paleo-akıntılar ve tortul hareket izleri
Fosiller
2
2
3
6
7
7
BÖLÜM. 2
8
MAGMANIN FİZİKSEL ÖZELLİKLERİ
8
BÖLÜM. 3
12
PİROKLASTİK KIRINTILAR
12
GENEL BİLEŞENLERİ
12
VİTRİK PARÇALAR VE PİROJENİK KRİSTALLER
Cam Parçaları (Glass Shards)
Vesiküllenme ile Oluşan Cam Parçaları
Pümeks
Pirojenik Mineraller
Minerallerin ve Kırıntıların yüzey Dokuları
15
15
15
17
19
19
BÖLÜM. 4
21
PİROKLASTİK ÇÖKELLER
21
PİROKLASTİK DÖKÜNTÜ (FALL) ÇÖKELLERİ
21
PİROKLASTİK AKMA (FLOW) ÇÖKELLERİ
Bileşim
Doku
Tane derecelenmesi
Kristal ve litik ayrımlaşması
Piroklastik akıntıların oluşum şekilleri
21
24
25
26
26
26
İGNİMBRİTLER
Püskürme serisi ve Sütun çökmesi
İgnimbritlerin Kaynaşması ve Sıkılaşması
30
30
31
PİROKLASTİK TÜRBULANS (SURGE) ÇÖKELLERİ
32
i
(1)“Phreatomagmatic” (su/magma girişimi) ve “phreatic” (buhar etkisi) püskürmeler ile oluşan türbulans
çökelleri
32
(2) Akıntılarla ilişkili türbulans çökelleri
33
(3)Döküntü çökelleri ile ilişkili türbulans çökelleri:
33
BÖLÜM. 5
35
VOLKANİKLASTİK KAYAÇLARIN SINIFLAMASI
35
GİRİŞ
35
PİROKLASTİK KAYAÇLARIN SINIFLAMASI
36
VOLKANİKLASTİK KAYAÇLARIN LİTOLOJİK OLARAK TANIMLANMASI
Dokusal
Bileşimsel
37
38
38
OTOBREŞLEŞMİŞ VOLKANİKLASTİK KAYAÇLARIN ADLANMASI
38
BÖLÜM. 6
40
EPİKLASTİK KAYAÇLAR
40
AŞINMA
40
TAŞINMA
40
SUALTI GRANÜLER YIĞIN AKMASI (TÜRBİDİT AKINTILARI)
Düşük Yoğunluklu Türbidit Akıntıları
Yüksek Yoğunluklu Türbidit Akıntıları
Volkaniklastik Türbiditler
40
40
42
42
LAHAR
Yayılım ve Kalınlık
Laharların Taban Dokanağı
Tane Boyu Dağılımı
Vesiküller
Derecelenme
Doku
Laharların Diğer Kaba Taneli Çökellerle Karşılaştırılması
Köken
43
44
44
45
45
46
46
47
47
BÖLÜM. 7
50
LAVLAR VE LAVLARDAN TÜREYEN VOLKANİKLASTİK KAYAÇLAR
50
GİRİŞ
Yastık Lavlar
Yastık Lav Breşleri (Pillow Breccia)
Hyaloklastitler
İnce Taneli Hyaloklastitler
Otobreş
Peperit
50
51
53
54
56
56
56
SUALTI BAZALTİK LAV AKINTILARI
57
SUALTI SİLİSİK LAV AKINTILARI, DOMLAR VE VOLKANİZMA İLE BİRLİKTE GELİŞEN
İNTRÜZYONLAR
58
ii
KARASAL SİLİSİK LAV AKINTILARI VE DOMLAR
58
KARASAL BAZALTİK LAV AKINTILARI
61
BÖLÜM. 8
62
TÜRKİYE’DEKİ GENÇ VOLKANİZMA
62
DOĞU ANADOLU’DA KUVATERNER VOLKANİZMASI VE JEOLOJİSİ
GİRİŞ
NEMRUT
SÜPHAN
TENDÜREK
AĞRI DAĞI
DOĞU ANADOLU VOLKANLARININ GELİŞİMİ - ÖZET
62
62
63
68
71
75
80
EK- I VOLKANİKLASTİK KAYAÇLARIN TANE BOYU VE DOKUSAL
SINIFLAMALARI, OLASI KÖKENLERİ VE BELİRGİN ÖZELLİKLERİ
82
EK- II VOLKANİK TERİMLERİN KISA TANIMLAMALARI
87
KAYNAKÇA
90
iii
BÖLÜM. 1
VOLKANİK FASİYES
GİRİŞ
Volkanik sahalar, diğer yüzey koşullarında oluşan kayaçlara göre kaya tipi olarak daha
büyük çeşitlilik göstermektedir. 1960'lı yıllara kadar volkanoloji üzerine yapılan
çalışmalarda esas olarak kayaçların mineralojik ve jeokimyasal özellikleri ile magma
kökeninin belirlenmesine ağırlık verilmiştir. Daha sonraki yıllarda ise kaya tiplerinin ve
oluşum biçimleri üzerine yapılan çalışmalar artmıştır.
Volkanik bölgelerdeki patlamalı volkanizma sonucu oluşan ve lavların da dahil olduğu
volkanik kaya tipleri genel olarak dört bölüme ayrılır: (1) lav akıntıları, (2) piroklastikler,
(3) otoklastik (autoclastic) çökeller, (4) tekrardan işlenmiş ve çökelmiş volkanik tortullar
veya epiklastikler. Lavlar, magmanın kimyasal ve fiziksel özelliklerine bağlı olarak değişik
morfoloji, geometri, hareketlilik, iç yapı ve akma davranışı gösterirler.
Eski çalışmalarda kırıntılı volkanik kayaçların, özellikle piroklastiklerin, sadece patlamalı
bir volkanizma sonucu oluştuğu düşünülürken, son çalışmalarda daha farklı kökene sahip
olabilecekleri anlaşılmıştır. Örneğin, otoklastik kayaçlar patlamaya bağlı olarak
oluşmamakta, su dokanağında ani soğumayla parçalanma veya lavın akması sırasında
breşleşme sonucu gelişmektedir. Volkanik sahalardaki diğer önemli oluşumlar da çok
büyük miktarlardaki epiklastik veya tortul kökenli volkanik kayaçlardır.
Tüm kırıntılı volkanik kayaçlar oluşum şekillerine (veya kökenlerine) bakılmaksızın
"volkaniklastik kayaçlar" olarak adlandırılırlar. Volkaniklastik kayaçlar lavlardan çok daha
yaygın ve hacim olarak daha fazla olmaları nedeniyle paleo-ortamı çok daha fazla temsil
eden özelliklere sahiptir. Volkanik kayaçların çok fazla çeşitlilik göstermeleri nedeniyle,
bunların stratigrafik özellikleri ve değişik kaya tiplerinin ortaya konulabilmesi için büyük
ölçüde sedimentolojiden faydalanılmaktadır.
Fasiyeslerin oluşumu, tortullaşma ve volkanizma birlikteliği büyük ölçüde iki faktörden
etkilenmektedir: (1) çökelim ortamına çok hızlı bir şekilde volkanojenik malzeme getiren
aktif bir volkanizma, (2) akma sonucu ortaya çıkan yanal değişimler. Birçok araştırıcı
püskürme sırasında büyük hacimli piroklastik ve hidroklastik yığınların diğer epiklastik
tortullara göre çok daha hızlı yerleştiğini kabul etmektedir (Kuenzi ve diğ. 1979; Vessel ve
Davies, 1981; Balance, 1988; Houghton ve Landis, 1989).
FASİYES KAVRAMI
Farklı kayaç tipleri el örneği veya ince kesitte dokusal ve mineralojik farklılıklarıyla ayırt
edilmektedir. Arazide yüzlekte gözlenen kayaçların fiziksel görünümleri ile de ayrım
yapılabilir. Kayaçlarda gözlenen normal ve çapraz tabakalanma, tane derecelenmesi,
düzeylerin ardalanması (interbedding) gibi özellikler oluştukları ortam (topoğrafya, iklim
koşulları, egemen kimyasal koşullar) ve stratigrafik geçmişleri (taşınma/çökelme, malzeme
birikim miktarı) hakkında bilgi verebilirler. "Fasiyes", yüzlekte belirgin kaya toplulukları
ve ayırt edilebilen seviyeler için kullanılmaktadır. Fasiyes terimi genelde sedimentolojiyle
ilgili bir terim olmasına karşın volkanik kaya toplulukları için de uygulanabilmektedir. Bir
fasiyese ait kayaçların diğer fasiyeslerden farklı ayırt edici özelliklere sahip olması gerekir.
Bu farklılıklar bileşim, doku, tortul yapıları veya fosil varlığı olabilir.
1
Bir fasiyes her ölçekte tanımlanabilir. Bölgesel ölçekte grup, formasyon veya üyeler, diğer
grup, formasyon ve üyelerden litolojik özellikleri farklı olması nedeniyle bir fasiyes olarak
kabul edilmektedir. Daha yerel olarak bir yüzlek ölçeğinde temelde uniform, tek tabaka
düzeyinde ve her ikisinin olduğu birkaç tabaka aralığında fasiyes tayin edilebilir.
Stratigrafik toplulukta fasiyeslerin ayırt edilmesi için kabul edilen detay derecesi, büyük
ölçüde çalışmanın amacına, elde edilen bilgiye ve kayaçların anlaşılma düzeyine bağlıdır.
Kayaçlar farklı fasiyese sahip olsalar bile aynı çökelme veya püskürme olayının bir parçası
olabilirler. Örneğin bir ignimbrit, içerisinde birkaç fasiyes içerebilir.
FASİYESİN BELİRLENMESİ VE ANALİZİ
Bir fasiyesin kökensel özellikleri her zaman çok belirgin olmayabilir. Bu nedenle fasiyes
tayininin ilk aşamasında kökensel fasiyes adlamasından (örn. İgnimbrit, aglomera ve tüf)
mümkün olduğunca kaçınılmalıdır (Wright, 1978). "Riyolitik, hamur destekli breş fasiyesi"
gibi bir tanımlama başlangıçta tercih edilmelidir.
Fasiyesin belirlenmesi ve analizi için gereken birkaç yaklaşım Selley (1978) tarafından
önerilmektedir. Selley (1978) çalışmasında fasiyesin ayırt edilmesi için kullanılan beş
özellik şöyledir:
• Geometri
• Litoloji
• Tortullaşma yapıları (sedimentary structures)
• Paleo-akıntılar ve tortul hareket izleri
• Fosiller
Geometri
Geometri, bir fasiyesin ve buna bağlı tabakaların üç boyutlu şeklini (kalınlık dahil) ifade
etmektedir. Bir fasiyesin korunan geometrisi dört şekilde kontrol edilmektedir: (1) çökelim
öncesi var olan yüzey röliyefi, (2) çökelen malzemenin hacmi ve topoğrafya ile ilişkisi, (3)
taşınma ve çökelme aracılarının (agent) fiziksel özellikleri, (4) çökelim sonrası aşınma ve
(5) sonradan gelişen deformasyon.
Yüzey rölyefi, aşınma ve çökelme arasındaki denge ile kontrol edilmektedir. Yüksek ve
alçak kesimler arasındaki yükselti farkı arttıkça yüksek olan kısımlar daha fazla aşınmaya
eğilimlidir. Aşınma vadi, kanyon, sırt ve plato şeklindeki morfolojiyi oluşturmaktadır.
Aşınmanın etkisinin az olduğu yerlerde çökelimin sonucu olarak topoğrafik yükseltiler
azalır ve gelen malzeme ile doldurulur. Bunun dışında çökelimle eş zamanlı gelişen
tektonik hareketlerden röliyef etkilenmektedir. Yüksek röliyef oluşturarak yerleşen viskoz
lavlar da topoğrafyayı etkilemektedir.
Çökelen malzemenin hacmi ve topoğrafya ile ilişkisinde, malzeme hacmi çökeldiği
topoğrafik röliyefe göre karşılaştırıldığında az miktarda ise bu malzeme tümüyle
topoğrafik çöküntü alanı içerisinde kalacaktır (Şekil. 1). Bunun tersi durumda, topoğrafik
çukurların hacminden fazla bir malzeme gelimi varsa çukur alanlar tümüyle dolacak ve
büyük kalınlık farkları yaratacaktır (örn. yığın akmaları "debris flow" ve piroklastik akma).
Taşınma ve çökelme aracılarında ise, dikkate alınması gereken esas konu yerleşen
malzemenin hareket biçimidir. Örneğin, topoğrafya izin verdiği sürece düşük viskoziteli
bir malzeme hareketi, ince düzeyler şeklinde geniş alanlara yayılımına imkan vermektedir.
Yüksek viskoziteli bir malzeme ise daha az bir yayılım göstermekle birlikte daha yüksek
röliyefli bir topoğrafyayı oluşturacaktır.
2
Şekil 1. Vadi, kanyon gibi topoğrafik çukurluklar ile püskürme veya çökelme sırasındaki bu
çukurluklara yerleşen malzemenin hacmi arasındaki muhtemel ilişki. (a) küçük hacimli "debris flow"
yığın akıntısı çökelleri topoğrafik çukurluğun altında kalın ve düzensiz bir istif oluşturmaktadır. (b)
yığın akıntısı "debris flow" çökellerinin hacmi vadi tarafından sınırlanamayacak kadar büyüktür.
Çökeller çok değişik kalınlıklara sahiptir.
Çökelim sonrası aşınmada, volkanik sahaların büyük bir çoğunluğunda gravite, su, buz ve
rüzgar gibi etkilere maruz kalan, nispeten yüksek eğimli yamaçlar bulunmaktadır. Bu
nedenle volkanizma aktifken yerleşen birçok fasiyes (lavlar, piroklastik akma veya
döküntü"fall" çökelleri), ilksel geometrilerini hızlı gelişen epiklastik prosesler bozarak
tekrardan çökelen volkaniklastik düzeyleri oluştururlar (Şekil 2).
Deformasyonun bir fasiyesin geometrisi üzerindeki etkisi önemlidir. Bu deformasyon aşırı
gerilmeden basit blok faylanmasına kadar değişebilir. Daha sonraki aşamalarda kayacı
zayıflatan hidrotermal alterasyon belirgin olabilir.
Litoloji
Diğer volkanik kökenli olmayan tortul kayaçlara ait tüm litolojik özellikler tortulun
kaynağı ve kökeni hakkında bilgi verebilir. Örneğin, belirgin fiziksel bileşenler (fosil
parçaları, oolitler ve litik kırıntılar) çökelme koşulları için önemli veriler olabilir. Benzer
şekilde, volkanik kayaçlarda da ilksel volkanik fasiyese ait litolojik özellikler (cam
parçaları, lapilli) volkaniklerin kökeninin anlaşılmasında önem taşımaktadır. Bu yapılar ve
bileşenlere hem eski hem de güncel volkanik kayaçlarda yorumlanmaları açısından gerek
3
duyulmaktadır. Ancak bu yapılar eski volkanik kayaçlarda taşlaşma, tektonik ve
metamorfizma gibi etmenler nedeniyle güncel olanlara oranla çok daha zor ayırt
edilmektedir.
Litoloji kayacın üç özelliği ile kontrol edilir:
• Fiziksel öğeler
• Bileşim
• Doku
Fiziksel Öğeler Volkanik kayaçlar değişen miktarlarda lav akıntıları, parçalı ve kırıntılı
kayaçlardan meydana gelmektedir. Lavların içerisindeki esas bileşenler, kristal veya
fenokristal, mikrolitler, volkanik cam (matriksi oluşturan), gaz boşlukları ve ksenolitler
(yan kayaçtan gelen) dir.
Kırıntılı volkanik kayaçlar ise magmatik kaya parçaları, yabancı litik kırıntılar ve
kristallerden yapılıdır. Magmatik kaya kırıntıları yoğun lav ile pümeks ve curuf "scoria"
arasında değişir. Camsı veya kısmen kristalleşmiştir. Kaya parçaları, ilksel volkanik
püskürme sırasında veya püskürme sonrası yüzey koşullarına maruz kalması sonucu
oluşmaktadır. İlksel volkanik kayaçlar oluşumlarının ardından yüzey koşullarında aşınarak
tekrardan çökelirler.
Genel olarak, "volkaniklastik" terimi, kökeni ne olursa olsun, bileşen olarak volkanik
kırıntılar veya parçalar içeren kayaçları içine almaktadır. Ancak, "piroklastik" terimi
kayacın doğrudan patlamalı bir püskürme sonucu parçalanan kayaçlara ait kırıntıları
tanımlamaktadır.
"Epiklastik" terimi ise, daha önceden oluşmuş volkaniklastik kayaçların (parçalanmış
ve/veya çökelmiş), aşınma ve ayrışmanın olduğu normal yüzey koşullarında çökeldiğini
ifade eder. Bu nedenle "epiklastik" terimi ilksel prosesler sonrası oluşmuş volkanik
kayaçların yüzey proseslerine maruz kalarak parçalanması ve tekrardan çökelim olayını
(ayrışma, fiziksel abrazyon ve gravite kayması) kapsamaktadır. Bununla birlikte epiklastik
kayaçlar ilksel volkanik yerleşime ait çökeller içerebilir (cam parçaları ve pümeks gibi).
Bu ilksel kırıntılar çamur akması, akarsu ve türbidit akmaları yoluyla ilk püskürme
noktasından çok uzaklara taşınabilir.
Bileşim Bileşim, bir volkanik kayacın piroklastik, lav veya volkaniklastik olup olmadığına
bakılmaksızın belirlenen jeokimyasal, mineralojik ve petrolojik özelliklerini ifade eder.
Kayacın en son bileşimi geçirdiği kimyasal ve fiziksel değişimler nedeniyle oldukça
karışmış olabilir. Bu değişimler püskürme öncesi, sırasında ve sonrasında hem kimyasal
hem de fiziksel olarak gerçekleşir. Fiziksel değişimler, püskürme sonrasında kayacın
mineral bileşiminin ayrımlaşması ile olur (örneğin, camsı küllerin kristallerden ve litik
kırıntılardan ayrılması). En son aşamada gelişen hidrotermal aktivite ve eski volkanik
serilerdeki diyajenez, ayrışma ve metamorfizma kayaçların kimyasını değiştirebilir.
Doku Doku terimi bir kayacın bileşenlerinin fiziksel özelliklerini ifade eder. Kırıntılı bir
kayacın dokusu kaynaktan gelen özellikleri, parçalanma biçimi ve taşınma öncesi /sonrası
geçmişi hakkında bilgi verir. Bir kayacın dokusal özellikleri tane boyu, yuvarlaklık,
boylanma ve tanelerin dizilim şekli ile belirlenir.
4
Şekil 2. Fasiyes ilişkileri ve korunan çökelim geometrisi üzerindeki aşınma etkisinin şematik gösterimi.
fasiyeslerin düzensiz ve kesikli olması nedeniyle korelasyonun yapılması çok güçtür.
Tane boyu, yüzlekte ilk dikkat çeken özelliktir. Kırıntılı agregatlara ait tanelerin özellikleri
parçalanma tipi, taşınma/çökelme kapasitesi ve uğradığı fiziksel işlenme derecesinin bir
yansımasıdır. Bu etkiler hem piroklastik hem de epiklastik çökellerde görülebilir.
Piroklastik veya epiklastik çökellerde kırıntılı çökellerin tane boyu kaynağa veya püskürme
noktasına olan uzaklığı temsil etmez. Büyük bloklar (metrelerce çapta) piroklastik
akıntılar, çamur akmaları veya buzullar ile onlarca kilometre uzağa taşınabilir. Bu taşınma
şekillerinden hiçbiri özel bir yuvaklaklaşma veya işlenme izi göstermez. Aynı şekilde baca
kenarında da ince taneli kül ve piroklastik akıntılar patlama ile kırıklanmanın çok etkili
olduğu durumda çökelebilirler.
Boylanma, taneleri taşıyan aracının (su, rüzgar, çamur ve gaz gibi) aynı hidrolik özellikteki
taneleri bir araya getirme veya farklı özellikteki taneleri birbirinden ayırma derecesini
göstermektedir. Tanelerin hidrolik davranışını etkileyen etmenler tane yoğunluğu, ağırlığı
ve şeklidir. Çoğu epiklastik veya karasal tortullarda taneler (mineral veya kaya kırıntısı),
eşit yoğunluk ve tane boyuna sahiptir. Ancak, farklı şekil, yoğunluk ve ağırlıktaki tanelerin
oluşturduğu tortullar karıştığında iyi gelişmiş tane boylanması imkansızlaşır. Örneğin
yuvarlaklaşmış kuvars ve düzlemsel kabuk fosillerinden yapılı bir plaj tortulu hidrolik
olarak iyi boylanmaktadır. Piroklastikler, yeniden işlenmiş veya çökelmiş volkaniklastikler
boyutlara göre kötü boylanmış, ancak hidrolik olarak iyi boylanmış olabilir. Piroklastik
çökellerin volkanik olmayan epiklastik çökellere göre daha kötü boylandığı bilinmektedir.
Piroklastik çökellerin çok kısa bir sürede yerleşmesi nedeniyle hidrolik boylanmanın bu
kayaçlar üzerinde etkili olmadığı bilinmektedir. Tane şekli, bir tanenin üç boyutlu
görünümünü ifade eder. Tane şekli büyük ölçüde kaynakta tanenin morfolojisi,
kristalleşme şekli, klivaj (mineralojik veya tektonik) veya tabakalanma ile kontrol edilir.
5
Yuvarlaklaşma, bir tanenin taşınma veya çökelme sırasında ne kadar köşeli olduğunun
derecesidir. Genelde yuvarlaklaşma, yeniden işlenme sırasındaki sabit eneji düzeyine
maruz kalan tortullarda çok daha iyi gelişmektedir. Ancak, piroklastik malzemede de
yuvarlaklaşma olabilir. Dizilim şekli ise tanelerin birbirleri ile olan ilişkisini ifade
etmektedir.
Tortullaşma Yapıları (Sedimentary Structures)
Tortul yapıları, fasiyes analizi için en önemli araçlardan biridir. Tortul yapılar, çökelim
öncesinde (aşınma özellikleri), sırasında (su ve çamur gibi yapıları oluşturan akışkan
hareketi) ve sonrasında (yumuşak tortul deformasyonu, biyotürbasyon) oluşmaktadır.
Çökelim koşullarını ve taşınma biçimlerini dokusal özelliklerle birlikte en iyi yansıttıkları
için önemlidir. Taneli tortulların (kilden daha kaba) hareketi, iz yapıları (çapraz
tabakalanma, kumullar, dalga yapıları) oluştururlar. Kütle akmaları genelde masif ve
yapısız agregatlardır. Ancak bazı durumlarda, düşük tortul içeriği olan ve düşük viskoziteli
kütle akmalarında da izli tortul yapılar gelişebilir.
Dereceli tabakalanma, bir tabakadaki progresif düşey tane boyu (tane
derecelenmesi) veya tane yoğunluğu (yoğunluk derecelenmesi) değişimi olarak
tanımlanmaktadır. Yoğunluk derecelenmesinde tane boyunda belirgin değişiklikler
olmaz. Matriks ve büyük parçalar genelde aynı doğrultuda derecelenmiştir. Bazı
tabakalarda ise büyük parçalar derecelenmiş, fakat matriks derecelenmemiştir. Şekil
3 bir kaç tip derecelenmiş tabakaları göstermektedir. Bazı durumlarda (Şekil 3 A,B)
derecelenme belirgin bir şekilde bir akma veya malzemenin düzenli çalkalanması
ile gelişir. Diğerlerinde ise (Şekil 3 D, G ve H), derecelenmenin birden fazla farklı
çökelim olayı veya tek bir olayda çalkalanmalardaki kısa aralardan meydana geldiği
düşünülebilir. G ve H`deki durumda (Şekil 3), tabakalanma gösterilenden daha
belirsiz ise (çok sık görülen bir durum) birimin üç farklı tabakaya bölünmesi için
veriler azalacaktır. Bir çok örnekte, bir birim içindeki derecelenmiş tabakalar, ayrı
tortullaşma olaylarının ayırt edilemediği yerlerde, yanal olarak normal tabakaya
dönüşebilir.
Normal derecelenme bir tabakadaki tane boyunun veya yoğunluğun yukarıya doğru
azalmasıdır (Şekil 3A). Ters derecelenme ise tane boyunun veya yoğunluğun
yukarıya doğru artmasıdır, fakat ters derecelenme tabakanın tabanında yalnız dar bir
aralıkta görülmekte, üste doğru normal derecelenmeye dönmektedir. Bu tabakalar
nadiren tane boyunda tabandan tavana doğru sistematik bir artış göstermektedir.
Simetrik derecelenme tersten normale veya normalden terse olabilir (Şekil. 3 C, D).
Tabakada tek derecelenme görülüyorsa tekli, birden fazla ise katlı derecelenme
denir. Pümeks ve litik kırıntı içeren döküntü (fall-out) çökellerindeki yoğunluk
derecenmesi Şekil 3 E, F`de gösterilmiştir. Döküntü çökellerinde pümeksin varlığı,
çökelim ortamının tayininde (örn. karasal, sualtı) oldukça yararlıdır (Fiske, 1969).
Çünkü, suda pümeks ve litik parçaların yoğunluk farkıyla ayrılması oldukça
belirgin bir görünüme sahiptir. Piroklastik akıntılar içinde gelişen olaylar çeşitli
derecelenme şekillerini oluşturur.
6
Şekil 3. Dereceli tabakalanmanın diyagram olarak örnekleri ve adlanmaları. Ok işaretleri istifteki daha ince
taneye doğru gidişi göstermektedir. İçi boş daireler pümeksi, içi dolu düzensiz şekiller litik parçaları,
noktalar kül boyu malzemeyi göstermektedir. Açıklama için metne bakınız.
Paleo-akıntılar ve tortul hareket izleri
Akma yönü veya tortul aşınma yönü -kumul, dalga yapıları, çapraz tabakalanma ve tane
dizilimlerinin olduğu asimetrik yapılardan yararlanarak- tortul hareketinin veya paleoakıntı yönünün tayini için kullanılmaktadır. Geniş alanlarda alınan ölçüler, paleocoğrafyayı
belirlemek ve akma/tortul taşınma yollarını etkileyen paleocoğrafya değişimlerini
izleyebilmek açısından önemlidir. Bununla birlikte, belirgin bölgesel paleo-akıntılar, belirli
tortul ortamlarında gelişirler (Örneğin, akarsu ve denizaltı yelpazeleri, deltaları, kıyı yakını
denizel çökelimler) (Selley, 1978). İlksel volkanik fasiyeslerde akma yönü belirteçleri
epiklastik tortullardaki yapılara benzer şekilde tayin edilir ve değerlendirilir. Ancak,
volkanik ortamlarda oluşan yapılar diğer sedimenter yapılardan farklıdır. Epiklastik
serilerin yanal hareketleri genel olarak topoğrafya ile kontrol edilmektedir. Bu durum
piroklastik kayaçlar için de geçerli olmakla birlikte akma mekanizmalarının yüksek enerjili
olması nedeniyle topoğrafyanın etkisi az olabilir. Bundan başka, akma yönleri esas olarak
bacadan ışınsal olarak uzanır ve akma yönleri bu nedenle volkanik merkezin paleocoğrafik
konumunun belirlenmesinde kullanılır.
Fosiller
Paleo-ortamsal belirteç olarak fosillerden yararlanılması temelde volkanik ve volkanik
olmayan sahalarda aynıdır. Ancak, önemli bir nokta fosillerin "in situ", taşınmış veya
yeniden işlenmiş olup olmadıklarının ortaya konulmasıdır. Taşınmış ve yeniden işlenmiş
fosiller de ortam koşullarının belirlenmesinde faydalı olabilir.
7
BÖLÜM. 2
MAGMANIN FİZİKSEL ÖZELLİKLERİ
Magma, erimiş veya yarı erimiş kayaç malzemesidir. Kimyasal olarak karmaşık bir yapıya
sahiptir ve bileşim, sıcaklık, kristal ve uçucu madde miktarları farklılıklar sunar. Bu
özelliklerin tümü birbirleriyle ilişkili olarak püskürme biçimini belirlemektedir.
Magma genel olarak farklı bir jeolojik geçmişe sahiptir. Yerkabuğunda veya üst mantoda
yer almakla birlikte sokulum şeklinde yerleşerek kristalleşebilir veya volkanik kayaçları
oluşturacak şekilde yeryüzüne püskürebilir. Magma yüzeye yükselimi sırasında oldukça
önemli değişimlere maruz kalmaktadır. Örneğin, yüzeye yakın yerleşen bir sokulum
soğuması sırasında fenokristallerden ayrılır ve magmada ayrımlı kristalleşme ile petrolojik
ve kimyasal değişimler olur. Ancak, son çalışmalarda bundan çok daha karmaşık
proseslerin geliştiği bilinmektedir. Magmanın jeokimyasal yorumlarında kapalı ve duraylı
bir ortamın olduğu kabul edilmesine karşın "açık" sistemlerdir. Değişik magmaların
katılımı bileşimsel zonlanmanın oluşumuna neden olmaktadır.
Püsküren magmanın bileşimsel ve mineralojik özelliklerini birçok etmen kontrol
etmektedir. Bunlar,
• Ergimenin olduğu kaynak kayacın doğası,
• Önceki termal-metamorfik-ergime olayları bakımından kaynağın geçmişi,
• Kaynak kayacın kısmi ergime derecesi,
• Magmadaki kristalleşme derecesi,
• Magmadan kristallerin ayrılma miktarı,
• Yan kayaçtan karışım miktarı ve püskürme öncesi magma karışma miktarıdır.
Magmanın fiziksel davranışını etkileyen temel özellikler, magmanın bileşimi, sıcaklığı,
yoğunluğu ve viskozitesidir. Farklı magma tiplerine ait volkanizma ve oluşan volkan tipleri
farklılıklar sunar (Şekil 4).
Bileşim, Magmanın veya püsküren volkanik kayaçların kimyasal bileşime göre sınıflaması
temel olarak SiO2 içeriğine göre yapılabilir (Tablo. 11). Ancak, volkanik kayaçlarda
yapılan kimyasal bileşime dayalı bir sınıflama arazi çalışmaları için pratik değildir. Ayrıca,
önemli mineralojik ve dokusal özellikler hakkında bilgi vermemektedir. Kimyasal
sınıflama, hidrotermal veya fümarolitik aktivite, ayrışma ve bölgesel metamorfizmaya
bağlı alterasyona uğramış kayaçlar için çok sınırlı bilgi vermektedir. Mineral tipleri ve
dağılımı sadece magma kimyasını yansıtmakla kalmayıp, volkanik kayaçların püskürme ve
soğuma tarihçesini de ortaya koymaktadır. Genel olarak, felsik mineral bileşimine dayalı
(kuvars, K-feldispat, plajiyoklas ve feldispatoyid uç bileşenlerinin olduğu) diyagram
kullanılmaktadır (Streckeisen, 1979; Şekil 5). Bu diyagram mafik ve ultramafik kayaçların
sınıflanmasında problem oluşturmaktadır. Bu tür kayaçların ayırt edilmesi mafik mineral
bileşimine göre yapılmaktadır
Sıcaklık, Güncel volkanik kayaçlarda birçok sıcaklık ölçümü yapılmıştır (Hawaii toleyitik
bazaltları, MacDonald, 1972; Mt. St.Helens dasitik domu). Buna göre, kayaçların ölçülen
sıcaklıkları bileşimle ilişkilidir (Tablo. 11). Bazaltik kayaçlarda 1000-1200 0C'lik sıcaklık
ölçümleri alınırken dasitik kayaçlarda 800-1100 0C'lik sıcaklık aralığına sahiptir.
8
Şekil 4. Magmanın fiziksel özelliklerine bağlı olarak oluşan değişik volkan tipleri. Plato bazaltları çok
düşük viskoziteli, düşük röliyefe sahip ve geniş yayılımlı bazaltik volkanlardır. Volkanik dom çok ani
soğuma sonucu yüksek topografik röliyef sunarlar. Kalderalarda ise yüksek gaz içeriğine bağlı olarak
patlamalar çok şiddetlidir ve büyük çöküntüler oluşturur.
Yoğunluk, Kayacın bileşimi ile doğrudan ilişkilidir. Murase ve McBirney (1973) dört
kayaç tipi üzerinde yoğunluk ölçümleri yapmıştır (Şekil 6). buna göre kayacın asitlik
derecesi arttıkça (mafik mineral bileşimi azaldıkça) yoğunluğu azalmaktadır. Magmanın
davranışında yoğunluk, kimyasal özelliklerini etkileyen önemli bir petrolojik değişkendir.
Viskozite, Magmanın viskozitesi püsküren lavların akış biçimini ve hareketliliğini
belirlemesi açısından önemlidir. Yükselme ve basınç azalması, kristalleşme, soğuma ve
gaz çıkışı olayları tüm magmaların viskozitesinin oluşumları boyunca değiştiğini
göstermektedir. Magmanın viskozitesini kontrol eden etmenler, basınç, sıcaklık, uçucu
içeriği, kimyasal bileşim, kristal ve gaz boşluğu içeriğidir.
9
Şekil 5. QAPF diyagramı kullanılarak ince taneli kristalin kayaçların modal mineral içeriğine göre
sınıflaması ve adlaması (Streckeisen, 1979). Çift üçgenin köşeleri, Q = kuvars, A = Alkali-feldispat, P =
Plajiyoklas ve F = Feldispatoyid
Tablo. 1 Magmanın fiziksel davranışını etkileyen temel özellikler.
Bileşim
Sınıflama
SiO2
Silisik veya asidik
> %63
Ortaç
% 52 - % 63
Bazik
< %52 - > %45
Ultrabazik
< % 45
Sıcaklık
Yoğunluk
Viskozite
Yapılan ölçümlere göre
asitlik arttıkça sıcaklık
azalmaktadır.
Bileşim
Sıcaklık
Magma Karışımı
SiO2 içeriği ve
viskozite doğru
orantılıdır.
Güncel volkanlardan
çıkan lavlarda ölçülen
sıcaklıklar:
Riyolit: 700-900 oC
Dasit: 800-1100 oC
Andezit: 950-1200 oC
Bazalt: 1000-1200 oC
ile ilişkilidir.
Viskoziteyi kontrol
eden faktörler
Basınç
Sıcaklık
Uçucu içeriği
Kimyasal bileşimi
Kristal içeriği
Gaz boşluğu miktarı
10
3
Yoğunl uk (g / cm )
Şekil 6. Atmosfer basıncında volkanik kayaçların değişen sıcaklıktaki yoğunluk ilişkisi. (Murase ve
McBirney, 1973'den değiştirilerek)
Yapılan deneysel çalışmalarda, (1) sabit sıcaklıkta basınç arttıkça bazaltik magmanın
viskozitesi andezitik magmanın viskozitesinden daha çok azalmaktadır. (2) Ağırlık olarak
% 4 su içeren andezitik ergiyik aynı basınç ve sıcaklıktaki susuz olan eşdeğerinden daha
düşük viskoziteye sahiptir. Hem deneysel hem de arazi çalışmaları tüm magma tiplerinin
viskozitesinin soğuma ile birlikte (kısmen kristalleşmeye bağlı olarak) arttığını
göstermektedir. Ancak, farklı kayaçların soğuma sırasında farklı viskoziteye sahip
oldukları düşünüldüğünde bileşimin de viskoziteyi belirleyici bir etmen olduğu
söylenebilir. Özellikle çözünmüş su içeriği magmanın viskozitesini etkileyen bir diğer
faktördür. Sabit sıcaklıkta bir magmanın viskozitesi, başta silisik magmalar için olmak
üzere artan su miktarı ile birlikte azalır. Magmadaki suyun çözünürlüğü ise azalan
sıcaklıkta ve artan basınçla artmakta, diğer uçucu miktarının artması ile azalmaktadır.
Silika içeriğinin magma viskozitesineki etkisi büyüktür. Silika artışıyla birlikte viskozite
artacaktır. Ayrıca, yüksek Na+ ve K+ iyonu konsantrasyonunda viskozite bir miktar düşük
olacaktır. Ayrıca bazı minör bileşenlerin ters etkisi olabilir. Örneğin, TiO2 silika
aktivitesini azaltarak viskoziteyi düşürür. Buna karşın P2O5 miktarı silikanın aktivitesini
arttırarak viskoziteyi arttırır (Ryerson ve Hess, 1980; Mysen ve diğ., 1982). Magmanın
hacimsel viskozitesinde gaz boşluğu etkisi vesikül miktarı, gaz boşluğu boyutları ve
dağılımına bağlı olarak değişmektedir.
11
BÖLÜM. 3
PİROKLASTİK KIRINTILAR
GENEL BİLEŞENLERİ
Piroklast olarak da bilinen (Schmid, 1981) piroklastik kırıntılar, volkanik püskürmeler ile
ilişkili birçok yolla oluşmaktadır. Bunlar püskürme biçimi ve tanelerin kökeninden
bağımsız olarak volkanik bacalardan dışarı atılan kırıntılardır. Hidroklastik kırıntılar,
magma-su girişiminin olduğu yerdeki buhar püskürmeleri, çabuk soğuma ve ayrıca su veya
suya doygun tortulların dokanak yaptığı lavların mekanik tanelenmesi sonucu oluşan
piroklastların bir çeşididir.
Volkanik kırıntılar piroklastik ve hidroklastiklerden başka tortullar içinde de bulunmaktadır. Bunlar, epiklastik (daha yaşlı volkanik kayaçların ayrışması ve taşınması),
otoklastik (lavın hareketi veya domun parçalanması sırasında mekanik sürtünme veya gazlı
patlamalar sonucu kırıntılanma) 'tir. Volkanik kırıntıların oluşmasında diğer yol ise
tektonizma ile parçalanmadır. Fisher (1961a) tarafından ortaya konulan volkaniklastik
genel terimi, herhangi bir parçalanma süreci ile oluşmuş, herhangi bir taşınma geçirmiş,
değişik ortamlara taşınmış veya volkanik olmayan kırıntılarla belli bir oranda karışmış tüm
klastik volkanik kayaçları içermektedir. Tefra (Thorarinsson, 1954), “piroklastik malzeme”
ile eş anlamlı olup, büyüklüğüne bakılmaksızın piroklastik dolgular için kullanılmaktadır.
Kırıntılı volkanik kayaçların adlandırılmasındaki genel sorun, piroklastların, diğer
klastların ve özellikle epiklastik kırıntıların karışmalarıyla ilgilidir. Bu sorunun çözümü
için klastların fiziksel görünümleri, bileşimi ve yüzde oranlarına dikkat edilmesi
gerekmektedir. Piroklastik kırıntılar doğrudan volkanik yollarla oluşmuş kırıntılardır. Su
veya rüzgar gibi sonradan kırıntıları taşıyabilecek diğer süreçlere bakılmaksızın piroklastik
olarak kabul edilmektedir. Epiklastik volkanik kırıntı volkanik kayaçların ayrışması ve
taşınması ile oluşmaktadır. Bazen (genelde değil) volkanizma ile eş yaşlıdırlar. Epiklastik
volkanik kırıntıların daha yaşlı taşlaşmış tüflerden aşınmasından türemiş olması
mümkündür. Ayrıca her epiklastik kırıntı, içindeki daha küçük piroklastik kırıntılardan
yapılı olabilir. Pekleşmemiş piroklastik debrisin su veya rüzgarla yeniden işlenmesi
piroklastları epiklastik kırıntılara dönüştürmez. Yeniden işlenmiş piroklastik malzeme
gevşek malzemenin yeniden harekete geçmesinden kaynaklanmaktadır. Bu sorunların
çözülmesinde cam parçaları (glass shard) ve pümeks önemlidir. Genel kural olarak,
epiklastik dolgular çok az miktarda cam parçası ve pümeks içermektedir. Bunun nedeni,
ayrışmanın metastabil camı kolayca kile ve zeolitlere dönüştürmesi ve taşınma şiddetinin
camsı kırıntıların ilksel dokularını bozmasıdır.
Kökenlerine göre üç değişik piroklastik püskürme ürünü vardır. Bunlar, juvenil (esas), aynı
kökenli (veya birbirine benzer, aksesuar) ve tesadüfidir (Tablo.2). Juvenil piroklastlar
doğrudan püsküren magmadan türemektedir ve püskürmeden önce magmada bulunan
kristaller (pirojenik kristaller) veya soğuyan eriyikten düşen yoğun parçalardan
oluşmaktadır. Aynı kökenli (veya aksesuar) parçalar, aynı volkandan önceki püskürme ile
gelen parçalanmış volkanik kayaçlardır. Tesadüfi (accidental) parçalar subvolkanik
temelden türemiştir ve bu nedenle herhangi bir bileşimde olabilirler. Piroklastlar çok
değişik kriterlere göre adlanmakla birlikte, genel kriter tane boyudur (Tablo 3). Bunlar, kül
(<2 mm), lapilli (2-64 mm), bomba veya blok (>64 mm)`tur (Fisher, 1961a; Schmid,
1981). Diğer kriterler ise bileşim, köken ve gözenekliliktir. Piroklastik ve epiklastik
kırıntılara ait karışımlar için kayaç adlamaları Tablo 3 `de verilmektedir.
12
Tablo 2. Piroklastik kırıntıların kökene göre sınıflaması
PİROKLASTİK KIRINTILAR
Kökene Göre Sınıflaması;
Piroklast
Hidroklast
Otoklast
Juvenil (ilksel) Kırıntılar
Aynı Kökenli
(cognate) kırıntılar
Tesadüfi (accidential) kırıntılar
Doğrudan Magma Kökenli
Su/magma girişimi
Akan lavın parçalanması, breşleşmesi
İlk volkanik aktivitede oluşan ve tekrar
volkanik/piroklastik malzemeyle
harekete geçen kırıntılar
Subvolkanik temelden türemiş, değişik
bileşimdeki kırıntılar
Doğrudan Magma Kökenli (Juvenil) Kırıntılar
Bomba
Blok
Lapilli
Kül
Pümeks (asidik curuf)
Bazaltik curuf (Scoria) veya Sinder
Cam Parçaları (Glass Shard)
Pirojenik Mineraller
Tablo 3. İyi boylanmış piroklastik çökellerin ve piroklastların granülometrik sınıflaması. (Schmid, 1981)
Klast Boyu
Piroklast
Piroklastik Çökel
Esas olarak pekleşmemiş:
tefra
Aglomera, blok veya
bomba tabakaları
Veya
blok veya bomba tefra
Blok, bomba
64mm
Lapilli
Lapilli düzeyi,tabakası
Veya
lapilli tefra
Lapillitaşı
Kaba kül tanesi
Kaba kül
Kaba (kül) tüf
İnce kül tanesi
(toz tanesi)
İnce kül (toz)
İnce (kül) tüf
(toz tüf)
2 mm
1/16 mm
Esas olarak pekleşmiş:
piroklastik kayaç
Aglomera,
piroklastik breş
Volkanik kül, agregatın % 75 veya daha fazlasını oluşturan juvenil, aynı kökenli veya
tesadüfi kökene sahip değişik oranda vitrik, kristal veya litik parçalardan yapılıdır. Tüf
külün pekleşmiş karşılığıdır. Bileşen parçalarının büyüklüğüne göre ince ve kaba taneli
olmak üzere iki alt bölüme ayrılmıştır (Tablo 4). Daha ileri bir sınıflama çökelme ortamı
(gölsel tüf, denizel tüf, karasal tüf) ve taşınma şekline göre (fall-out tüfler ve kül akması
tüfleri) yapılmıştır. Tekrardan işlenen tüfler ise taşıyan araca göre adlandırılır (flüvyal tüf,
rüzgara bağlı“aeolien” tüfler).
Kül boyu kırıntılarda olduğu gibi, lapilli de juvenil, aynı kökenli veya tesadüfi olabilir.
Yüzde 75`den fazla lapilli içeren taşlaşmış dolgular, çoğu çalışmacı tarafından lapilli-tüf
tercih edilmesiyle birlikte (Schmid, 1981), lapillitaşı olarak adlandırılabilir. Burada lapillitüf terimi, külün piroklastik karışımın % 25-75`ini oluşturduğu taşlaşmış kül - lapilli
karışımı için kullanılmaktadır (Tablo 4).
Lapilli genelde köşeli veya yarı yuvarlaktır. Yarı yuvarlak olanları genelde juvenil
kökenlidir. Patlama ile kırılmış aynı kökenli veya tesadüfi parçalar tekrar eden
püskürmeler ile yuvarlaklaşmış olabilir ve son püskürmeden önce bacaya geri düşmüş
olabilir. Ayrıca, pümeks başta olmak üzere juvenil parçalar yere düştükleri andaki çarpma
etkisi ile kırılabilirler. Büyüyen (accretionary) lapilli, kuru püskürme bulutuna düşen
yağmurla püskürme bulutunda nemli külden topaklar şeklinde oluşmuş lapilli boyundaki
13
tanelerdir. Zırhlı (armoured) lapilli (Waters ve Fisher, 1971), hidroklastik püskürme
sırasında kristal, pümeks ve litik parçalar gibi katı çekirdek üzerine ıslak külün yapışması
ile oluşur.
Bloklar volkandan veya temelinden türeyen, genelde aynı kökenli veya tesadüfi köşeli-yarı
yuvarlak parçalardır. Eş yaşlı domların yıkılması veya bir etki altında katılaşmış
bombaların kırılması sonucu juvenil kökenli bloklar da gelişebilir. Piroklastik breş, %
25`den az lapilli ve kül içeren pekleşmiş blok kümesidir. Volkanik breş terimi ise baskın
olarak 2 mm`den daha büyük tane boyuna sahip volkanik kırıntılardan yapılı tüm
volkaniklastik kayaçlara uygulanan genel bir terimdir (Fisher, 1958, 1960).
Tablo 4. Piroklastik-epiklastik kayaçlar için adlama (Schmid, 1981)
Ortalama
tane boyu
(mm)
Piroklastik
Tüfitler
Epiklastik
(Piroklastik-epiklastik karışık) (volkanik ve/veya volkanik olmayan)
Aglomera,”agglutinate”
Piroklastik breş
Tüflü konglomera,
tüflü breş
Konglomera, breş
64
kaba
ince
Tüflü kumtaşı
Tüflü silttaşı
Tüflü çamurtaşı, şeyl
Kumtaşı
Silttaşı
Çamurtaşı, şeyl
2
1/16
1/256
% 75
% 25
% 0 hacim olarak
Lapillitaşı
(kül) tüf
% 100
Piroklast miktarı
← ARTAR
Volkanik + volkanik olmayan epiklastlar
(+az miktarda biyojenik, kimyasal tortul
ve otojenik bileşenler)
ARTAR→
Bombalar kısmen erimiş durumda bacadan dışarı fırlatılmaktadır ve havada veya yere
düştükten kısa bir süre sonra katılaşmaktadır. Bu nedenle hemen hemen tümüyle juvenil
malzemeden yapılıdır. Erimiş parçalar havada iken şekillenir. Bombalar, şekillerine göre
şerit şeklinde, iğ şeklinde (bükülmüş uçlara sahip), küresel bombalar gibi isimler
almaktadır (Wentworth ve Macdonald, 1953; Macdonald, 1972). Ekmek kabuğu şeklindeki
bombaların soğumuş kabukları, halen plastik olan içteki gazın dışarı yayılması ile
kırıklanmıştır. En yaygın olarak, ortaç veya silisik bileşimli magmadan oluşmuştur.
Bazaltik bombalar bazen ince ve camsı yüzeyin gerilmesiyle oluşan ince çatlaklar
oluşturmasına karşın, genelde küçük yüzey kırıkları gösterirler. Yoğun ve gözenekli iç
yapıya sahip, karnıbahar şekilli yüzeyleri bulunan bombalar, hidroklastik oluşumların
özelliğidir. Aglomera, baskın olarak bombalardan yapılı kaynaklı agregatlardır. Hacimsel
olarak % 25`den daha az lapilli ve kül içermektedir.
Çekirdekli (cored bomb) bombalar, merkezdeki aynı kökenli veya tesadüfi kırıntıları
çeviren lav kabuklarından oluşmaktadır. Bileşimleri oldukça değişkendir. En çok çalışma,
curuf (scoria) konileri, maar volkanları ve kimberlit breşlerinde bulunan mantodan türeyen
ultramafik nodül çekirdekler üzerinde yapılmıştır. Bazı durumlarda, katı parçalara buharca
zengin püskürme bulutundaki ıslak kül yapışmaktadır. Bu parçalara, çekirdekli
bombalardan ayırt edebilmek için zırhlı(armoured) bombalar denilebilir. Kökenleri zırhlı
14
lapillininkine benzerdir. Bazı örneklerde blok boyundaki ıslak kül yığını çekirdeği yok
eder ve mercek biçimli yönlenmiş tüf kütlesinden yapılı düzeyler oluşturacak şekilde etki
altında düzleşir.
Kısmen gözeneklilik derecesine bağlı olarak verilen yaygın isimler bazaltik curuf (scoria),
sinder (cinder) ve pümeks`tir. Tane boyuna göre sınıflanmamasına karşın genelde lapilli
veya daha büyük tane boyuna sahiptirler. Pümeks beyaz veya soluk gri ile kahverengi
arasında renklere sahip, oldukça gözenekli ve genelde suda yüzebilen silisik-mafik
bileşimli cam köpüğüdür. Gaz boşlukları çeperleri yarı saydam camdan yapılıdır. Curuf ve
sinder (temelde eş anlamlı terimler) genelde mafik bileşimli olup, pümekstekinden daha az
olmakla birlikte fazlaca juvenil parçalar içermektedir. Suda kolaylıkla batabilirler. Genelde
mikrokristalin demir oksitler tarafından opağa dönüşmüş cam olan “tachylite” ten
yapılıdır.Diğer bir terim ise, bombalara verilen, genelde bazik olan ve etki altında
kaynaşan erimiş malzemeden (agglutinate) yapılı “spatter” dir. Birbirleriyle kaynaşmayan
sinderden farklıdır. Örneğin, sinder konileri büyük ölçüde gevşek sinderden yapılı iken,
serpinti konileri esas olarak kaynaşmış(agglutinated) bombalardan yapılıdır.
Büyük parçalar piroklastik tabakaların görünümlerini (dereceli tabakalanma gibi)
yorumlamada yararlıdır ve kimyasal bileşimle ilgili sorunların çözümünde kullanılabilir.
Ancak, baskın bileşenler kül boyu vitrik, litik ve kristal parçalarıdır.
VİTRİK PARÇALAR VE PİROJENİK KRİSTALLER
Cam Parçaları (Glass Shards)
Çoğu cam parçası ince, kırılmış gaz boşluğu çeperleri veya silisik magmanın
vesiküllenmesi ile gelişen gaz boşluklarının birleşiminden oluşmaktadır. (1) Hidroklastik
püskürmeler sırasında çabuk soğumadan dolayı termal şok veya parçalanma, (2) dom, tıkaç
veya lav akıntısının hareketiyle camsı kenarların aşınması, ve (3) yüzen pümeks
parçalarının dalga hareketiyle aşınması gibi vesiküllenmeye bağlı olmayan oluşumlar
benzer küçük cam parçaları oluşturur, fakat gaz çeperi dokusu yoktur. Pümeks ve cam
parçalarının şekilleri, petrografların dikkatini çekmiştir (örneğin Pirsson, 1915): Swineford
ve Frye (1946), parçaların şekilleri üzerine detaylı bir yayın hazırlamıştır. Günümüzdeki
çalışmalar Heiken (1972, 1974) tarafından yapılan elektron mikroskop taraması (SEM:
scanning electrone microscope “elektron mikroskopu”) tekniklerinin kullanımını, Perlaki
(1966)`nin pümeks kökeni ve yapısı üzerine yaptığı çalışmaları, Heiken`in de yaptığı gibi
bazaltik piroklastların magmatik ve hidroklastik kökenlerini karşılaştıran Walker ve
Croasdale (1972)`nin çalışmalarını içermektedir. Ross ve Smith (1961) petrografik olarak
detaylı bir şekilde kaynaklı tüflerin camsı dokularını tanımlamıştır. Schmincke (1974b),
peralkalik silisik kaynaklı ve kaynaksız tüflerin dokularının eriyiğin viskozitesi ile
bağlantısına dikkat çekmiştir. Volkanik kül parçalarının belirgin özellikleri Tablo 5`de
verilmektedir.
Vesiküllenme ile Oluşan Cam Parçaları
Çoğu benzer tipteki cam parçaları, parçalanmış gaz boşluklarından oluşmuş silisik
karışımlardır (Pirsson, 1915; Ross ve diğ., 1928; Swineford ve Frye, 1946; Ewart, 1963;
Heiken, 1972,1974; ve diğerleri). Esas olarak üç uç bileşen vardır: (1) genelde üç gaz
boşluğunun kesiştiği yerdeki kalıntıların veya bitişik gaz boşlukları arasında duvar
oluşturan içbükey levhaların oluşturduğu Y şekilli (enine kesitte), ucu sivri veya ay
şeklindeki kırılmış gaz boşluğu çeperleri; (2) büyük düzleşmiş vesikülleri ayıran cam
15
Tablo 5. Yaygın volkanik küllerin bazı özellikleri. (Heiken, 1974`den değiştirilerek)
Bileşim
Bazaltik
Andezitik
Dasitik ve riyolitik
A. Magmatik püskürmeler a
Külle ilişkili
volkanik özellikler
Curuf (scoria) konileri, lav
gölleri, bazalt akıntıları ve
stratovolkanlarda kül
arakatmanları
Stratovolkanlar, domlar,
kalın lav akıntıları, laharlar
ve piroklastik akma
birimleri
Domlar ve lav akıntıları,
bazı stratovolkanlar,
kalderalar, kül akıntıları
için olan çatlak boyu
bacalar; piroklastik akma
düzeyleri
Petrografi
Bütün veya kırılmış
sideromelan(bazaltik cam)
damlacıkları ve “tachylite”
(submikrokristalin bazalt);
fenokristal hacmi
değişkendir.
Esas bileşenler değişik
hecimdeki vitrik, kristal ve
litik tanelerdir; vitrik taneler
mikrolitlerle birlikte
yönlenmiş renksiz cam
parçaları ve pümekstir; litik
parçalar değişen dokuda ve
farklı alterasyon aşaması
geçirmiş andezitler ile
tesadüfi magmatik ve tortul
ksenolitlerden oluşur;
kırılmış plajiyoklas ve
piroksen kristalleri ile opak
mineraller yaygındır.
Değişik miktardaki
mikrolitler ile kuvars,
sanidin, biyotit ve az
miktardaki diğer
ferromagnezyen
minerallerle birlikte
bulunan büyük hacimli
renksiz cam yaygındır; az
miktarda litik parçalar da
(riyolitik veya tesadüfi)
bulunmaktadır.
Tanelerin
Morfolojisi
1. Fluidal şekilli düzensiz 1. Vitrik taneler: Eş taneliyassı pümeks parçaları,
damlacıklar (küreler,
parçadaki vesikül
ovoidler “yumurta
şekline bağlı; yassı
şekilli”, damla şeklinde)
pümeks, yassı, yumurta
2. Kırılmış damlacıklar;
şeklinde düzlemsel
bazıları ilksel yüzeylere
vesiküller içermektedir;
sahip)
kırıntı yüzeyleri
3. Uzun, ince ip şeklindeki
düzensizdir; vesikül
cam (Pele`nin saçları)
çeperleri pürüzsüzdür.
4. Poligonal, kafes
düz veya konkoidal
şeklindeki cam
çubukları; oldukça
kırılma yüzeylerine
vesiküllü köpük.
sahip cam parçaları
olasılıkla kırılmış
Şekiller, düşük viskoziteli
vesikül çeperidir.
lavlarda küre ve damlaya,
2. Litik parçalar: genelde
biraz daha yüksek viskoziteeş taneli; kayacın
li lavlarda ise düzensiz uzun
kırıklanması ve
genelde kırık damlacıklara
dokusuna bağlı yüzey
değişir; Tümü vesiküllüdür.
özellikleri; bazı kırıntılar yuvarlaklaşmıştır.
3. Kristal parçaları:
mineralin kırıkları ile
denetlenen şekile sahip;
çoğunun püskürme
sırasında kırılmış olduğu
görülmektedir.
1. Vitrik taneler:İnce
vesikül duvarlı yassı
veya eş taneli pümeks
(tane şekli vesikül
şekline bağlı);Pürüzsüz
vesikül duvarlarına
sahip kavisli, Y şekilli
veya düz cam parçaları
2. Litik parçalar genelde
eş taneli.
Pümeks yüzeyinde kaba,
kırılmış vesiküller bulunur; vesikül duvarlarından
başka pürüzsüz yüzey
yoktur; düz, flüvyal
yüzeyler yoktur.
a Çabuk gaz çıkışının neden olduğu püskürmeler sonucu oluşan ürünler, (1)Eğer püskürme krater gölüne
oluyorsa veya püskürmeye yağmur eşlik ediyorsa; fall-out tefra ve piroklastik akıntılar; yüksek viskoziteli
lavlar veya beraberindeki lahar ile çamur akıntılarını oluşturan büyük ölçekli kül püskürmesi (Pliniyen).
16
(Tablo 5`in devamı)
Bileşim
Bazaltik
Riyolitik
Bazaltik (litoral) c
B. Hidroklastik püskürmeler b
Külle ilişkili volkanik
özellikler
Maar volkanları: tüf halkaları, tüf
konileri, patlama çukurları
Merkezi domlu tüf
halkası
Litoral koni
Petrografi
Vitrik kül; köşeli sideromelan
parçaları, genelde fenokristal
dışında kristalsiz; bazı küllerin
litik bileşenleri, temel kayacının
bileşimine bağlıdır.
Çoğu kül parçaları eş
taneli veya yassı
renksiz camdır;
riyolitik litik parçalar;
cam genelde mikrolitsiz veya çok az
miktarda içermektedir
vitrik ve vitrik-litik
arasında değişen kül;
sideromelan
damlacıkları; “tachylite”
ve afanitik bazalt
parçaları
Morfoloji
Az vesiküllü eş taneli cam
parçaları. Düz, pürüzsüz kırık
yüzeyleri veya kırıkların
vesikülleri kestiği kesimde köşeli
Düz yassı pümeks
parçaları. Konkoidal
ile düzensiz arasında
kırık yüzeyleri;
pürüzsüz vesikül
çeperleri
1. Kristalin bazalt, eş
taneli litik kırıntılar
2. Az vesiküllü sideromelan taneleri;
bloklu veya hilal
biçimli; tane şekli
vesikül şekliyle
kontrol edilebilir.
3. Vesiküler olmayan
piramidal cam
parçaları.
b
Yükselen magmanın buzul, yeraltı ve yüzey suyuyla birleştiği yerde oluşan buhar patlamalarından
kaynaklanan püskürmeler.
c
Lavın denize akması sırasında oluşur.
duvardan kaynaklanan düz levhalar; ve (3) cam ile kaplanmış dairesel veya ince uzun
boşluklarından oluşan, lifsi veya hücre şeklinde yapıya sahip küçük pümeks parçalarıdır.
Birinci ve ikinci tip bileşene gaz boşluğu duvarı parçaları, üçüncü tipe ise pümeks parçaları
denilebilir (Şekil 7).
Cam parçalarının şeklini etkileyen birçok değişken olmasına karşın Izett (1981) pümeks
parçalarının <850 oC`deki nispeten yüksek viskoziteli riyolitik magmalarda gelişmeye
eğilimli iken, gaz boşluğu çeperi ve arasındaki cam parçalarının >850 oC`de daha düşük
viskoziteli riyolitik magmalarda gelişmeye eğilimli olduğunu gösteren veriler sunmuştur.
Ortaç bileşimli cam parçalarının birkaç tanımlaması vardır. Bazıları böbrek şekilli
yüzeyleri bulunan düzensiz kümeler şeklindedir ve küre veya yumurta şeklinde vesiküller
içermektedir. Bazıları ise olasılıkla uçmaları sırasında merkez ekseni etrafın- da dönmeleri
nedeniyle bükülmüşlerdir (Heiken, 1972, 1974). Hidroklastik yollarla oluşan vitrik parçalar
genelde bloklu bir şekle ve az vesiküle sahiptir.
Pümeks
Pümeks oldukça vesiküllü volkanik camdan yapılıdır. Birçok tüfün vitrik kül boyu
bileşenleri, pümeks parçaları ve lapilli ile karışmış gaz boşluğu çeperinin parçalarından
oluşmaktadır. Gaz boşluğu çeperinin parçaları çoğunlukla, pümekse ait kırılmış gaz
boşluğu veya vesikül çeperleridir.
17
Silisik pümeks, yüksek porozite (% 90`a kadar), <1.0 gr/cm3 yoğunluk ve düşük
geçirimliliğe sahip olması nedeniyle suda yüzer. Silisik pümeks iki uç bileşen olarak
bulunur: (1) düzlemsel, yarı paralel vesiküllü lifsi parçalar, (2) küresel-yarıküresel
vesiküllü parçalar. Lifsi olanlarda vesiküllerin uzunluk/çap oranı >20`dir. En küçük
vesiküllerin küre olma eğilimi ile birlikte, vesiküllerin bükülmesi ve gerilmesi
vesiküllenme, püskürme ve akma sırasında olur. Lifsi pümeks püskürme sırasında düşük
buhar basıncı koşullarını gerektirirken, küresel vesiküllü silisik pümeks daha yüksek
basınç koşullarında oluşmaktadır (Ewart, 1963).
A. Sivri Uçlu Cam Parçaları
B. Levhamsı Cam Parçaları
C. Pümeks Parçaları.
Şekil 7 A-C Yaygın cam parçalarının genel görünümü ve adlaması.
Mafik (bazaltik) pümeks (veya curuf “scoria”), genelde küçük ve küresel vesiküller
içermektedir. Baskın olmadıkları sürece, çoğu vesiküller birbirleri içine geçmeden ayrı
olarak durmaktadırlar. Silisik pümeksteki vesiküllerden farklı olarak, bazaltik vesiküller
küçük bir bükülme ile birbirlerine bağlanırlar. Bu tip vesiküllerin kesiştikleri yerler, sivri
veya yuvarlak arasında değişen uçlara sahiptir. Nispeten büyük vesiküller birçok boşluğun
katıldığı yerde pürüzsüz, dantel şeklinde kenarlara sahiptir. Boşkluk uçlarının
yuvarlaklaşmasına yüzey gerilimine bağlı olarak sıvının çekilmesi neden olmuştur.
18
Mafik pümeksin değişik bir tipi ise, maksimum 98-99 poroziteye sahip (Wentworth, 1938)
“reticulite”dir (Dana, 1890). “Reticulite”, vesiküler olmayan üçgen cam çubukları ile
çevrelenen birbirleri ile bağlantılı 0.25-2.0 mm çapındaki üç boyutlu poligonal halkalardan
oluşmaktadır. Bu nedenle suda kolaylıkla batabilir.
Pirojenik Mineraller
Pirojenik mineraller, soğumuş magmadan (cam) ayrılmış veya magmada kapanlanmış
bütün veya kırılmış kristaller olarak bulunan intratellurik fenokristal ve mikrolitlerden
oluşmaktadır. Çabuk soğuyan, hatta püskürme sırasında katılaşan piroklastik malzeme,
kristalleşmeyi etkileyen proseslerin gelişmesine yavaş soğuyan lavlardan daha çok imkan
verir.
Magmada nispeten minerallerin özgür büyümesi özşekilli kristallerin gelişimine imkan
verir. Bu durum, piroklastik malzemeyi piroklastik olmayan tortullardan ayırt etmek için
oldukça faydalı bir özelliktir (Ross ve diğ., 1928; Pettijohn ve diğ., 1972). Karakteristik
mineraller, bipramidal kuvars, özşekilli pseudo-hekzagonal biyotit kristalleri, yüksek
sıcaklık formundaki plajiyoklas, K-feldispat (sanidin) ve özşekilli olivin, piroksen,
amfiboldür.Patlamalı püskürme sırasında basıçta ani düşme, dışarı çıkan malzemede
kırılmalara neden olur. Bu nedenle, fenokristal boyunda hiç kırılmamış özşekilli kristaller
ince taneli kül içerisinde oldukça nadirdir. Kırılmış kristaller özellikle kül-akma (ash-flow)
tüflerine özgüdür.
Minerallerin ve Kırıntıların yüzey Dokuları
Pirojenik minerallerin cam parçalarının pürüzsüz yüzeylerindeki küçük girintiler ve
süreksizlikler, volkanizmanın durumunun yorumlanmasında kullanılmaktadır. Örneğin,
derin deniz tortullarından alınan cam parçalarında hilale benzeyen mikron boyundaki
girintiler Huang ve Watkins(1976)`in, elektron mikroskopu ile cam parçalarının analizinin
eski volkanik püskürmelerin birbirlerine göre patlama miktarının tayininde
kullanılabileceği sonucuna varmasını sağlamıştır. Kristal yüzeylerini örten cam kabuk
pürüzsüz olabilir veya kabarcıkların etkisi ile girintili çıkıntılı olabilir (bubble-wall texture,
Fisher, 1963). Bunlar piroklastik malzemelerin önemli özelliğidir. Cam ve kristal
arasındaki bağ yeterince güçlü olduğu için, piroklastik akıntılarla taşınma, nehir ortamı,
kumul ve deniz kıyısının aşındırıcı etkisinde cam kabuk sağlam kalabilir. Cam kabuk
yalnızca kimyasal bozunma ile etkili bir şekilde uzaklaştırılabilir (Fisher, 1966 sy.713).
Meyer (1972), yeniden işlenmemiş piroklastik minerale bağlı camın miktarının püskürme
şiddeti ile ters orantılı olduğunu bulmuştur. Aşınma (abrasion) katsayısı (% mineral/ %
cam), en şiddetli püskürmeden oluştuğu tahmin edilen büyük hacime sahip tefra
düzeylerinde en fazladır. Freundt (1982) aşınma katsayısının piroklastik akma
çökellerinde, arakatman şeklindeki fall-out tefradakinden daha büyük olduğunu bulmuştur.
Mikron ve mikron altında büyüklüğe sahip girintiler cam parçalarının yüzeyinde
yaygındırlar (Huang ve diğ., 1980). Kimyasal aşındırmaya bağlı olarak genelde küre veya
ovaldir.
Mekanik aşınma cam parçalarının yüzeyindeki oyulma ile izlenir. Bu durumda vesikül
duvarlarında herhangi bir oyulma yoktur. Eğer vesikül duvarlarında da yüzeydeki kadar bir
oyulma gözleniyorsa, olasılıkla kimyasal aşınma olmuştur. Derin oyuklar genelde
yuvarlaklaşmış pirojenik minerallerin kırılmış yüzey ve kenarlarında bulunmaktadır.
Yuvarlaklaşmış bu taneler çarpma ile oluşmuş oyuklara sahip olabilir. Fakat bu oyukların
yuvarlaklaşma ile ilişkisi yoktur. Bazı durumlarda ince, kimyasal yollarla örtülmüş cam
19
içeren oldukça yuvarlaklaşmış mineral taneleri, rüzgar etkisi ile yuvarlaklaşmış tanelere
çok benzemektedir (Fisher, 1966d).
Camsı kırıntılardaki yüzey dokuları kısmen magmanın viskozitesine bağlıdır. Hawaii
lavındaki cam parçalarının yüzeyleri pürüzsüzdür ve dom şekilli kabartılar, dairesel
çukurlar ve çatlamış gaz boşluklarına sahiptir (Heiken ve diğ., 1974). Daha viskoz
magmadan oluşan cam parçalarının yüzeyindeki izler, daha çok kırılmış vesikül
çeperlerinde gelişmiştir.
Elektron mikroskopi yöntemi, çökelme şekli ve ortamını belirlemek için kum tanelerinin
yüzey dokuları üzerinde başarılı bir şekilde kullanılmıştır (Krinsley ve Margolis, 1969). Bu
yöntemle piroklastik akma, piroklastik türbulans ve dökülme (fall-out) yoluyla yerleşmiş
cam parçalarını (Sheridan ve Marshall, 1983) ve bir çok örnekte Hawaiiyen, Stromboliyen
ve Pliniyen kökenli piroklastları (Heiken ve Wohletz, 1984) ayırt etmek mümkün
olmuştur.
20
BÖLÜM. 4
PİROKLASTİK ÇÖKELLER
Piroklastik çökeller, doğrudan patlamalı volkanik aktiviteyle magma veya kayanın
parçalanması sonucu oluşur. Kökensel olarak oluşumları taşınma ve çökelme şekillerine
göre üç gruba ayrılır: (1) döküntü (fall), (2) akma (flow) ve (3) türbulans (surge). Buradaki
kökensel tanımlamalar güncel volkanik sahalardaki çalışmalara dayanır. Bu üç tip
piroklastik çökele ait şematik kesit Şekil 8’de verilmektedir.
PİROKLASTİK DÖKÜNTÜ (FALL) ÇÖKELLERİ
Döküntü çökelleri, patlamalı olarak bacadan çıkan püskürme sütunundaki tefra (tephra) ve
gaz yükselimi sonrasında oluşur. Çökellerin geometrisi ve boyutları püskürme sütunu
yüksekliğini, hızını ve atmosferik rüzgarların yönünü yansıtır. Yükselen sütunun
yayılmasıyla birlikte taneler veya kırıntılar graviteye bağlı olarak yeryüzüne dökülürler ve
böylece "püskürme sütunundan türeyen döküntü çökelleri"ni oluştururlar. Daha büyük
kırıntılar patlamalarla bacadan çıkmakta ve "balistik kırıntılar veya klastlar" olarak
adlandırılan parçalar rüzgardan etkilenmemektedir. Diğer ince taneli piroklastik döküntü
çökelleri kısmen piroklastik akıntıların üst kesiminden ayrılarak oluşurlar. Bu çökeller "kül
bulutundan türeyen döküntü çökelleri" olarak tanımlanırlar. Bu tip piroklastik döküntü
çökelleri daha büyük hacime sahip olup, püskürme sütunundan ayrılan küllerden çok daha
uzak mesafelere taşınır.
Döküntü çökelleri "örtü tabakalanması" oluştururlar. Buna göre, yüksek eğimli
topoğrafyanın olduğu yerler dışında yersel olarak uniform kalınlığa sahiptirler. Genelde
piroklastik çökellerin kötü boylanmasına karşın, döküntü çökelleri taşınma sırasında
havada ayrılmaları nedeniyle nispeten iyi boylanmıştır. Bazen püskürme sütununun
davranışındaki değişikliğe bağlı olarak düzlemsel tabakalanma veya laminasyon
gösterirler. Ancak, aşınma, çapraz tabakalanma veya altındaki tabakalarda yük yapıları
sunmazlar. Baca yakınında bazı döküntü çökelleri kaynaklıdır. Kömürleşmiş ağaç parçası
genelde yoktur, eğer varsa bunlar genelde baca yakınındaki çökellerde bulunabilir.
PİROKLASTİK AKMA (FLOW) ÇÖKELLERİ
Bu çökeller, yüksek tane konsantrasyonuna sahip piroklastik kütlenin yüzey boyunca
akmaları sonucu oluşur. Oluşumları graviteyle kontrol edilmektedir ve malzeme sıcak olup
bazı durumlarda akışkandır. Genel olarak vadileri ve çöküntü alanlarını dolduran
topoğrafya kontrollü yerleşim gösterirler. Piroklastiklerin iç yapısına bakıldığında, genelde
masif ve kötü boylanmaya sahip oldukları görülmektedir. Akma çökellerinde kötü
boylanma yüksek tane konsantrasyonuna bağlı olup türbulansla ilişkili değildir. Baskın
akma mekanizması genelde laminerdir. Akma birimlerinin her biri üst üste geldiğinde
tabakalanma şeklinde görülür. Piroklastik akma çökellerinde bazen akma durduktan sonra
ince kül boyu malzemenin gaz etkisi ile ayrılması sonucu “fosil fümarol bacaları” veya gaz
çıkış bacaları (gas segregation pipe) oluşur. Ağır kristal, litik ve daha büyük vesiküler
parçaların bacalarda zenginleşmesi sonucu oluşan yapılar, ilksel piroklastik “mass-flow”
çökellerinin volkanik malzemenin akması sonucu oluşan epiklastik akıntılardan ayırt
edilmesinde en önemli verilerden birisidir.
Piroklastik akıntılar yüksek sıcaklıklarda yerleşirler. Piroklastik akıntılar aynı zamanda
sıcaklığı iyi koruyan mekanizmalardır. Bu nedenle, sıcak piroklastik akıntılar hareketleri
sırasında ve yerleşmelerinden kısa süre sonra yaklaşık olarak magmatik sıcaklıkta
21
olabilirler. Püskürme sütununda yukarı çıkan malzemenin yüksekliği, püskürme sütununun
yukarıya hareketi sırasında karışan soğuk hava miktarı, akıntının toplam hacmi ve sütun
çökmesi sırasında kaplanan hava miktarı gibi koşullar piroklastik akıntıların yerleşim
sıcaklığını belirler. Yüksek sıcaklıkta yerleşimi gösteren veriler, piroklastik akma
çökellerinin epiklastik yığın akması “debris flow” çökellerinden ayırt edilmesinde önem
taşırlar. Bu veriler:
(a) Kömürleşmiş ağaç parçası,
(b) Demirin termal oksidasyonu sonucu oluşan pembe renk veya manyetit (veya diğer
demir/manganez oksit mineralleri) mikrolitlerinin kristalleşmesine bağlı koyu renk,
(c) Kaynaklı tüf zonu veya zonları,
(d) Termal kalıntı manyetizma (thermal remanent magnetism), Hoplitt & Kellogg, 1979).
a) Döküntü (fall)
b) Akma (flow)
c) Türbulans (surge)
Şekil 8. Aynı topoğrafyayı üstleyen üç ana tip piroklastik çökelin geometrik ilişkileri. (Wright ve diğ.,
1980’den değiştirilerek)
Piroklastik akıntıların çökelleri değişiktir, tortullaşma rejimleri ile püskürmelerin değişik
tiplerini yansıtırlar. Piroklastik akma çökellerini çoğu birden fazla akma biriminden
yapılıdır (Şekil 9). Her bir akma birimi bir piroklastik akma çökeli olarak kabul edilir.
Güncel volkanik çökellerde üç ana tip akma çökeli tanımlanmaktadır (Şekil 10).
•
•
•
Blok ve kül akması (block and ash-flow) çökelleri,
Bazaltik curuf akma (scoria flow) çökelleri ve
Pümeks akma (pumice flow) çökelleri veya ignimbritler.
22
Şekil 9. Bir piroklastik akıntının yapısı ve ideal sırada oluşan çökelleri gösteren şematik diyagram.
Blok ve kül akması çökelleri eş kökenli (cognate) 5 m çapını geçebilen litik, vesikülsüz
bloklar içeren kül matrikse sahip, topoğrafya ile kontrol edilen boylanmasız çökellerdir. Bu
blokların bazıları sıcak olarak yerleştiklerini ortaya koyan ışınsal çatlaklara sahiptir.
Klastlar genelde aynı magma tipine sahip olup, buna bağlı olarak monolitolojik özellik
sunarlar. Bir akma birimi kendi içinde tersine derecelenmiş olabilir. Çok yaygın
olmamakla birlikte gaz kurtulma yapıları ve kömürleşmiş ağaç parçaları bulunabilir. Bu
çökellerin homojen klast bileşimi, sıcak blokların yerleşimi ve gaz kurtulma yapıları, diğer
epiklastik çökellerden ayırt edilmelerinde önemli saha verileridir.
Bazaltik curuf (scoria flow) akma çökelleri 1 m çapına ulaşan değişik miktarlardaki
vesiküler lapilli ve bazalt-andezit bileşimindeki küllerden yapılı boylanmasız ve
topoğrafya ile kontrol edilen çökellerdir. Bazı durumlarda iri ve eş kökenli vesiküler
olmayan litik klastlar içerebilirler. Akma birimlerinin içerisinde büyük kırıntıların tersine
derecelenmesi yaygındır ve ince taneli taban seviyesi bazen akma biriminin tabanında
bulunabilir. Gaz kurtulma bacaları ve kömürleşmiş ağaç parçaları görülebilir.
Kaynaklanma (welding) görülmez.
Pümeks akma çökelleri veya ignimbritler tipik olarak kötü boylanmalıdır ve değişen
miktarlarda kül, yuvarlaklaşmış pümeks lapilli ve nadiren çapı 1 m’ye ulaşan bloklar
içeren masif çökellerdir. Akma birimlerinin içinde, litik kırıntılar normal derecelenme
gösterirken büyük pümeks parçaları tersine derecelenmiş olabilir. Ancak, genelde
derecelenmemiş akma birimleri yaygındır. İnce taneli taban seviyeleri akma birimlerinin
tabanında yer alırlar.
23
Şekil 10. Üç tip piroklastik akma çökelinin idealize kesitleri (a) blok ve kül akıntıları, (b) bazaltik curuf
(scoria) akıntıları ve (c) pümeks akıntıları (pumice flow) veya ignimbritler (Cas ve Wright, 1987).
Piroklastik akıntılar farklı tektonik, volkanik konum ve çok farklı hacimlerde oluşmaktadır.
Genelde, küçük (ve ortaç) hacimli akıntılar riyolitten bazalt bileşimine kadar uzanır. Ancak
büyük hacimli akıntılar çoğunlukla riyolitten- dasite kadar olan bileşimlerdir. Piroklastik
akma çökeltilerinin içerdiği piroklastik kırıntıların farklı tipte olması, akıntıların nasıl
geliştiği ile ilgilidir. Baskın olarak pümeksten yapılı küçük hacimli akıntıların bulunmasına
karşın, dom oluşumuyla bağlantılı dom çökmesi veya patlamalarıyla üretilmiş küçük
hacimli akıntılar, genellikle domların zayıf gözenekli ürünlerini içerirler. Ortaçtan-büyüğehacimli akıntılar genellikle çabuk vesikül oluşturan magmadan kaynaklanan ve yüksek
vesikül içeren malzemelerden yapılıdır.
Piroklastik akıntıların topoğrafya ile ilişkisinde ise piroklastik akıntılar tamamen üst
yamaçtan akarlar ve kaynaktan uzakta ilk kalınlaşabileceği vadilerin alt kesimlerinde
korunabilirler (Gorshkov, 1959; Taylor, 1958). Düz topoğrafyaya sahip arazilerde, küçük
hacimli piroklastik akıntılar vadilerde sınırlanabilir. Volkanın üst yamaçlarında, piroklastik
akıntılar volkanın merkezlerinden aşağıya doğru akar, vadinin iki tarafında veya kıvrımlı
kanalın üst kenarlarında akma hareketi nedeniyle sert ve yüksek su izleri ile büyük kaya
parçaları bırakır. Piroklastik akıntılar dağ yamaçları ötesinde laharlar gibi yelpazemsi
loblarda yayılır.
Bileşim
Piroklastik ve türbülanslı akma çökelleri, akıntıların kökleri ve magma bileşimine bağlı
olarak, kristal, cam kırıntıları, pümeks ve oldukça değişken oranlarda litik parçalardan
yapılıdır. Bazı çökellerde, kristallerin önemli miktarı ve litik bileşimleri ksenolitler olabilir.
Lav akmaları, dom çökmesi veya patlamanın kesilmesinden türeyen akma çökelleri;
kısmen vesiküllü, kısmen vesikülsüz veya tamamen vesiküler litik kırıntıların karışımını
içerirler. Kül akması tüflerinin tanımında, kül boyu aralıkları (2 mm) bileşenleri %50'den
24
fazladır. Bu, pümeks lapilli veya litik lapillinin değişen miktarlarını biir arada tutacak
hamuru oluşturmaktadır. En yaygın kül boyu taneler olan cam parçalarına genellikle az
miktarda pümeks kırıntıları eşlik eder. Kül veya lapilli boyundaki pümeks parçaları ya
küresel ya da birkaç milimetre ile mikrometre arasında çapta, uzun, yarı paralel düzlemsel
vesiküllerle karakterize edilir. Yassı pümeksin, vesiküllerin uzadığı yer olan bacadan
vesikül içeren magmanın hızlı şekilde yükselmesiyle geliştiği düşünülmektedir. Kristaller
kül boyuna yakın diğer bir bileşendir. Lavlardaki fenokristallerle karşılaştırıldığında,
ignimbrittekiler genellikle kırılmıştır. Pümeks lapilli veya bloklar içindeki kristallerin
genelde kırılmamış olması, kırılmanın püskürme veya taşınma sırasında olduğunu
göstermektedir. Bükülmüş mika lavları, ''budine'' olmuş feldispat tabletleri ve kristaldeki az
ayrımlı kırıkların camla doldurulmuş olduğu düşünülürse, kırılma sıkılaşma sırasında da
devam etmiş olabilir. Kristal baskınlığı, igmimbritlerde yaklaşık % 0-50 arasındadır. Ve
aynı bileşimdeki eşdeğeri lav akıntısındaki miktardan daha fazla olabilir. Kristaller
genellikle matrikste, pümeks, lapilli bombadakinden daha fazla miktardadır. Bu durum,
taşınma sırasında kristalin cam parçalarına göre matrikste tercihli yoğunlaşmanın güçlü
delilidir (Hay, 1959; Walker, 1972; Sparks ve Walker, 1977).
Çoğu büyük hacimli piroklastik akma çökellerinin kalkalkalin dasit-riyolit olması
nedeniyle, yaygın fenokristaller kuvars, sanidin, plajiyoklas ve az miktarda amfibol,
piroksen, fonolit peralkalik riyolitlerde, anortoklas iki feldispatın yerini alır. Litik kırıntılar,
orta (dan büyüğe) hacimli ve bazı küçük hacimli pümeksli piroklastik akıntılarda nadiren
% 5'i aşar. Likit kırıntılar için üç esas kaynak vardır: (1) yavaş soğuyan ve kristalleşen
magmada hazne çeperlerinde oluşan kabuk (Schnincke,1973), (2) baca duvarlarından gelen
kayaçlar ve (3) piroklastik akıntıların olduğu hat üzerinden toplanan kaya kırıntıları. İlk iki
kaynaktan, bölgesel stratigrafi yeterince iyi biliniyorsa magma hazinesinin derinliği
hakkında bilgi edinilebilir. Çoğu orta ve büyük hacimli ignimbritler felsik, kalkalkalin ve
alkalin bileşimli magmaların püskürmesi ile oluşmuştur. Ayrıca, ilk magma odasındaki
zonlanma sonrası püskürmeye bağlı düşey bileşimsel zonlanma gösterirler.
Piroklastik akma çökellerindeki, derecelenmiş tabana ait zonlar, büyük kırıntıların
düzensiz dizilimleri kaba (inceye) taneli düzeylerin ardalanması, uzun veya levhamsı
tanelerin kabaca yönlenmesi ve renk-bileşim değişimleriyle ortaya çıkarılmaktadır.
Dereceli tabakalanma dahil birçok özellik, yüksek yoğunluktaki laminar akıntılar ile
yerleşime ait delil olmaktadır. Tek akma birimindeki derecelenme normal, ters, simetrik
veya tekrarlanmalı olabilir. Pümeks kırıntıları ters derecelenmeli, litik kırıntıları büyük
yoğunluk farklılıkları nedeniyle normal derecelenmeli olabilir.
Doku
Piroklastik akma çökellerinin dokusal analizinde, kristallerin, kaya kırıntılarının ve
pümeksin birbirlerine göre miktarlarını bilmek önemlidir (Walker, 1971; Sparks, 1976).
Çünkü tane boyu dağılımı, boylanma ve bu üç malzemenin diğer parametreleri, akma
sırasındaki püskürme sütunundaki boylanmasından farklı olabilir. Örneğin, litik kırıntılar
magmatik stoping, magma odası duvarlarının parçalanması veya baca içindeki tıkaç veya
domun parçalanmasından türeyebilir. Ayrıca akma sırasında yerden toplanmış olabilirler.
Kristal kırıntılarının tane boyu dağılımı, magmadaki ilksel fenokristal boyu ve patlayan
püskürme esnasındaki kırılmanın bir fonksiyonudur. Bundan başka, farklı mineral tipleri,
farklı tane boyu aralığına sahiptir (örn: Feldispat ile Manyetit). Pümeks düşük mekaniksel
dayanıklılığa sahiptir ve bunun için çökelde ince taneli fraksiyonda pümeks tozunun
baskınlığının nedeni, püskürme ve akma sırasında tane boyunun azalması olabilir (Walker,
1972a).
25
Tane derecelenmesi
Piroklastik akma çökellerinde her zaman olmamakla birlikte, tane boyu düşey
derecelenmesi oldukça değişkendir. Piroklastik akma çökellerinin ince taneli taban seviyesi
dışında, büyük tane boyunun düşey derecelenmesi yaygındır. Örneğin, pümeks taneleri
genellikle ters derecelenmelidir (Kuno, 1941; Self,1972, 1976; Sparks ve diğ. , 1973,
Sparks,1976; Wilson ve Head, 1981). Ancak normal derecelenmeli de olabilirler.Ayrıca,
özellikle taban düzeyinde dönüşümlü (inverse) derecelenebilirler. En büyük pümeks tane
boyu, akıntının üst kesiminde alt kesiminden üç kat daha fazla olabilir. Bazı durumlarda
pümeks tanelerinin aşırı yoğunlaşması akıntı biriminin üst kesiminde bulunur. Fakat
tabana yakın kesimlerde de gözlenmişlerdir (Crowe ve diğ. , 1978). Karasal çökellerde,
pümeks ve litiklerin en büyük tane boyu mesafeyle birlikte azalır. Tane derecelenmelerinin
görüldüğü türbulans çökellerinin oluşumunda iki işleyiş vardır. Birincisi çok şiddetli olan
türbulanslı piroklastik akma ve ikincisi ise laminer akmadır. Burada yüksek tane
yoğunluğundan düşük tane yoğunluğuna doğru geniş aralıkta piroklastik akma tipleri
oluşmaktadır. Bu da karmaşık tane akmasından fluidize, laminer akmaya ve daha
türbulanslı akmaya doğru bir prosesi gerektirmektedir. Türbulans ile oluşan çökellerde tane
boyu azalması sırasında sürtünmenin az olduğu laminer akma gelişimiyle akma ve
türbulans çökelleri arasındaki farklılıklar da azalır. Piroklastik akıntılarda fluidizasyon
büyük tanelerin taşınabilmesi için gereklidir. Türbulanslı akmalarda büyük miktarlarda
ince taneli malzemenin uzaklaşması doğaldır ve bu durum fluidizasyonun azalmasına
neden olmaktadır. Bununla birlikte ince taneli malzemenin uzaklaşması sadece türbulans
değil piroklastik akma prosesleri sırasında da gelişir (Şekil 11). Piroklastik akma ile
gelişen ince tane uzaklaşması prosesinde akma düzeninde bir değişiklik olmaz.
Kristal ve litik ayrımlaşması
Piroklastik akma çökellerinde ince taneli vitrik kırıntıların azalması, kristal litik kırıntıların
zenginleşmesine neden olan tanelerin segregasyonu ve yıkanması; akma sırasında, bacada
ve püskürme konisinde olur. Düşük hıza sahip taneler, atmosferde yükseklere taşınıp
akıntıya kapılmazlar. Diğerleri ise akıntı hareket ederken akıntının üst kesimlerinden
kaçarlar. Bu gelişmeler (sistematik olarak ignimbritten alınan) pümeksten daha düşük
kristal/cam oranına sahip ince taneli ''Fallout tephra'' nın farklı tiplerinin oluşumuna sebep
olur (Sparks ve Walker, 1977).
Piroklastik akıntıların oluşum şekilleri
Piroklastik akıntılar farklı bir kaç mekanizma ile oluşurlar (Şekil 12). Bunlar güncel
volkanlarda yapılan gözlemlere göre esas olarak iki ana gruba ayrılırlar. (1) lav-dom veya
lav-akıntı çökmesi, (2) püskürme sütunu çökmesidir.
Lav-dom veya lav-akıntısı çökmesi yüksek eğimli andezitik volkan konilerinde olmakla
birlikte silisik domların püskürmesi sırasında da olur. Parçalanan lavların akıntıları
duraysız ve aktif olarak büyüyen lav-domunun veya lav akıntısının yüksek yamaçlardan
akması ile oluşur. Çökme sadece graviteye veya patlamaya bağlı olabilir (Şekil 12a ve b)
ve graviteyle çökmeye bağlı olarak domda basınç azalması aynı zamanda patlamalı bir
çökmeye neden olabilir. Patlamalar büyüyen domun yeraltı suyu ile birleştiği yerde daha
şiddetli olup bu tür bir püskürme “phreatomagmatic” olarak kabul edilir. Aynı anda bir çok
prosesin geliştiği düşünüldüğünde oluşan çökellerin birbirlerinden ayrılması zorlaşır.
26
Şekil 11. Piroklastiklerde iyi boylanma ve ince tanelerin azalmasını sağlayan yedi prosesi
göstermektedir.
27
BLOK VE KÜL AKMASI
ÇÖKELLERİ
VOLKANİKLASTİK
YIĞIN (DEBRİS) AKMASI
İGNİMBRİT, PÜMEKS AKMA
ÇÖKELLERİ,
ASH-FLOW TUFF
BAZALTİK CURUF “SCORIA”
AKINTISI ÇÖKELLERİ
Şekil 12. Piroklastik akıntıları oluşturan mekanizmalar. Koyu renkli taramalı alanlar yüksek tane
konsantrasyonunu göstermektedir. Kül bulutu diğer çökelleri oluştururlar. Şekil 12’nin sağ tarafında domun
oluşturabileceği piroklastik malzeme ve çökeller belirtilmektedir (Cas & Wright, 1982’den değiştirilerek).
(Şekil 12’in devamı)
28
İGNİMBRİT,
PÜMEKS AKMA ÇÖKELLERİ,
ASH-FLOW TUFF
BAZALTİK CURUF “SCORIA”
AKINTISI ÇÖKELLERİ
29
Püskürme sütunu çökmesinde, külce baskın düşey püskürme sütununun etkin yoğunluğu
atmosferdekinden büyük olduğunda graviteye bağlı çökme ve piroklastik akıntılar oluşur.
Bu mekanizmaya bağlı olarak oluşan tüm piroklastik akma çökellerinin hacmi küçüktür.
Bu çökellerin çoğunun kısmi sütun çökmesi olayları ile ilişkili olduğu düşünülmektedir.
Gözlemler bu tip küçük çökmelerin iki şekilde olduğunu ortaya koymaktadır: birincisi,
birkaç yüz metre yüksekliğe çıkan yoğun piroklastik parçaların tekrar çökmesi (Şekil 12d),
ikincisi devamlı gaz çıkışı sonucu oluşan kesintisiz düşey sütunda aşırı yoğun kısımların
çökmesi (Şekil 12e) ile olur. Ekvatorda gelişen sütun çökmesinde ise sütunun çıkışıyla
birlikte çöktüğü eş zamanlı olarak çöktüğü görülmektedir (Şekil 12f). Blok ve kül
akıntılarının püskürme sütununun çökmesi ile oluştuğu düşünülmektedir. (Şekil 12g).
Pümeks içeren piroklastik akıntılara ait çökeller (ignimbritler) çok büyük hacime sahip
olmasına karşın (>1000 km3) güncel olanları küçük hacimlidir. Yeni gözlemler sütun
çökmesinin ignimbritlerin oluşumundaki tek mekanizma olduğunu ortaya koymaktadır.
Küçük hacimli pümeks akıntıları ise bir çok durumda kesikli sütun çökmesi ile oluşur.
Wilson (1976) ve Sparks ve diğ. (1978) ignimbritlerin oluşumu için püskürme sütunun
devamlı olarak gravite ile çökmesine dayalı teorik bir model ortaya koymuşlardır (Şekil
12h).
İGNİMBRİTLER
İgnimbritler en büyük hacime sahip volkanik ürünlerdir. Bazı ignimbritlerin binlerce km2’
lik alanı kapladığı ve 1000 km3’den fazla hacime sahip olduğu bilinmektedir. Sparks ve
diğ. (1973)’e göre yapılan tanımlamada ignimbrit, hacim ve kaynaşma derecesine
bakılmaksızın pümeksli piroklastik akıntılardan oluşmuş kayalardır ve pümeks akma
çökelleri terimi ile eş anlamlıdır. İgnimbritler tüm volkano-tektonik ortamlarda bulunan
yaygın piroklastik kayaçlardır. Geniş bir oluşum ortamına sahip olup okyanus adası, ada
yayları, mikokıtasal yaylar, kıta kenarı yayları ve kıta içi tektonik ortamlarında bulunabilir.
Riyolit, dasit ve andezit en yaygın kaya bileşimleridir. En büyük hacime sahip olanlar
riyolitik ignimbritler olup bazıları bileşimsel olarak zonlanmışlardır. İgnimbritler alkalin
bileşimde de olabilir ve tüm jeolojik formasyonlarda görülebilirler.
İgnimbritlerin büyük bir kısmı kalın kaldera içi ignimbritler olarak oluşurken daha düşük
hacimdekiler kaldera dışına doğru akan düzeyler şeklinde bulunurlar. Pümeks akıntılarının
veya ignimbritlerin bazen topoğrafik engelleri aşarak çok uzun mesafe hareket ettiği
görülmektedir.
Püskürme serisi ve Sütun çökmesi
İgnimbritlerin stratigrafik ilişkileri ve oluşum şekillerine hakkındaki yorumsal çalışmalar
küçük -ve orta- büyüklükte hacime sahip (1 km3’den küçük) ignimbritler üzerinde
yapılmıştır. Birçok yatakta gözlenen aktivite sırası:
a) Pümeks döküntü çökellerini oluşturan pliniyen fazı,
b) İgnimbriti ve piroklastik türbulans çökellerini oluşturan piroklastik akma fazı ve
c) Lav oluşturan püskürme fazı.
Bu serinin magma odasının derin ve daha az gaz içeriğine sahip kesimini temsil ettiği
düşünülmektedir. Sonuç olarak pliniyen püskürmesi sütun şeklinde çıkmakta ve sütunun
çökmesi ile piroklastik akıntılar oluşmaktadır. Bazı ignimbrit serileri çok daha karmaşık
stratigrafi sunarlar. İgnimbrit akma birimleri pliniyen döküntü çökelleri ile ardalanmalı
olabilir. Bu tür karmaşık püskürme serilerinin oluşumu ve püskürme şeklindeki
değişiklikler; gaz içeriğindeki artış, ayrıca faylanma ve yerdeğiştirme ile bacanın ani
kapanması sonucu olur. Suyun katılımı ile çok daha karmaşık püskürme serileri gelişir.
30
Bundan başka, tüm ignimbrit oluşturan püskürmelerde erken pliniyen fazı yani pümeks
döküntü çökelleri bulunmaz. Bu durum yukarıda tanımlanan küçük -ve orta- büyüklükte
hacime sahip ignimbiriti oluşturan mekanizmadan farklı bir mekanizma olduğunu
göstermektedir.
Büyük hacimli ignimbritlerin kökeni ile ilgili problem geldikleri kaynak hakkındadır ve
kökeni için sütun çökmesi fikri ağırlık kazanmıştır. Tanımlanan büyük hacimli ignimbrit
istiflerinin çoğu dolaylı ve doğrudan kalderalarla ilişkilidir. Birçok araştırıcı ignimbritlerin
kaldera çökmesi ile aynı zamanda oluşan dairesel kırıklardan çıktıklarına inanmaktadır.
İgnimbritlerin Kaynaşması ve Sıkılaşması
Yüksek sıcaklıklarda oluşan ignimbritlerin en önemli özellikleri plastik deformasyona
uğrayabilmeleri ve cam parçalarının birbirleri ile kaynaşmasıdır. Sıcak piroklastik akma
çökellerinin sıkılaşmasını detaylı olarak inceleyen Sheridan ve Ragan (1977) mekanik ve
kaynaşmalı olmak üzere iki tip sıkılaşma olduğunu belirtmektedir. Mekanik sıkılaşma tane
şeklinde belirgin değişim olmadan tek bir yük sonucu oluşmaktadır. Uzun, çubuksu
tanelerin yataya dönme eğilimi dışında diğer taneler birbirlerine göre konumunu
korumaktadır. Mekanik sıkılaşmanın çökelim sırasındaki oluşan dokuya etkisi çok azdır.
Ancak, belirgin bir biçimde poroziteyi azaltır.
Kaynaşma ve sıkılaşma camsı kırıntıların viskoz deformasyonu sonucu oluşur (Riehle,
1973). Düşük sıcaklıklarda tamamıyla deforme olmamış kırıntılardan yapılı kül
döküntülerinden cam bir matriks içinde önceki kırıntıların hayalet sınırları bulunan
vitroklastik dokuya ve nispeten homojen katı bir camdan yapılı obsidiyen görünümlü
kayaca bir geçiş vardır. Vitroklastik dokuyu ortaya koyan esas kontrol ergimenin başladığı
sıcaklığın uygulanma süresidir. Yaklaşık 550 oC’nin altında cam parçaları ihmal edilebilir
bi deformasyona uğrarlar. Gözenekli pümekslerdeki kaynaşmada olduğu gibi (yoğun,
siyah, “fiamme” yapısına sahip), kırıntıların tamamen kaynaşması ile siyah cam oluşabilir
(Şekil 13). Sütunsal eklemlenme orta-yüksek dereceli tüflerde yaygındır.
Şekil 13. Kaynaşmış ignimbritlerde pümeksin oluşturduğu “fiamme” yapısı (koyu renkli merceksi bant).
31
Şekil 14. Basit bir soğuma biriminde kaynaşma zonlarının ideal düşey ve yanal gösterimi (Smith, 1960’dan
değiştirilerek).
Fisher ve Schmincke (1984) piroklastik akma birimlerine ait akma ve soğuma birimlerini
tanımlamışlardır. Buna göre “akma birimi” tek bir piroklastik çökelimi veya tabakayı ifade
etmektedir. Tek bir akma biriminin kalınlığı birkaç cm’den bir kaç m’ye kadar değişebilir
ve piroklastik malzemenin gelimi saniye ve saatler içerisinde biri diğerini izler. Çoğu akma
birimi birbiri üzerinde istiflendiğinde tek bir soğuma birimi şeklinde soğurlar. Bir soğuma
birimi farklı soğuma rejimlerinden oluşan ve yoğunluk-kaynaşma derecesine göre ayrılan
nispeten sistematik kaya zonlarından oluşmaktadır (Şekil 14). Alt düzeylerin soğuk temel
kayaç karşısında çabuk soğuması ve üst kesimin ise atmosfer ile ilişkisi nedeniyle
kaynaşmamışlardır. En yoğun kaynaşmanın olduğu soğuma biriminin alt kesimleri, yani
maksimum yerleşme sıcaklığının en uzun süre kaldığı kesimdir.
PİROKLASTİK TÜRBULANS (SURGE) ÇÖKELLERİ
Piroklastik çökeller türbulans hareketi ile yüzey boyunca yaygın, çalkantılı ve düşük tane
yoğunluklu gaz-tane bulutu ile taşınır. Piroklastik türbulanslar farklı bir çok yolla
oluşabilirler. Volkanik temel türbulans çökelleri bunlardan sadece birini oluşturur ve
“phreatomagmatic” püskürmeler sonucu oluşur. Piroklastik türbulans çökellerinin üç
durumda çökeldiği bilinmektedir. Bunlar, (1) “phreatomagmatic” ve “phreatic”
püskürmeler, (2) piroklastik akmalar ve (3) piroklastik döküntüler (fall).
(1)“Phreatomagmatic” (su/magma girişimi) ve “phreatic” (buhar etkisi) püskürmeler ile
oluşan türbulans çökelleri
Bu püskürmeler patlamanın olduğu yerden itibaren veya “phreatomagmatic”/ “phreatic”
püskürme sütunundan tüm yönlere doğru dairesel yayılımlı alçak kül bulutu olan temel
türbulansını (base surge) oluşturur. magma ve suyun girişiminden kaynaklanan temel
türbulansı (base surge) bir çok durumda “soğuk ve ıslak”tır. Taal 1965 püskürmesi
sırasında ağaçlarda herhangi bir kömürleşme görülmemiştir. Cisimlerin üzerine külün
yapıştığı bölgede, kül buhardan çok su ile karışmıştır. Buna göre türbulansta sıcaklık 100
o
C’nin altında olmalıdır. Ancak bazı “phreatomagmatic” püskürmeler sıcak piroklastik
türbulans çökelleri oluşturmuştur. Temel türbulansı (base surge) maar, tüf halkası, tüf
konisi gibi adlandırılan küçük volkanik kraterlerin oluşumu ile ilişkilidir. Bunlar bazaltik
curuf konileri oluşturan bazaltik magmanın yeraltı, yüzey suyu veya deniz suyu girişiminin
olmadığı bazaltik volkanizmalarda yaygındır. Temel türbulansının (base surge) olduğu
büyük volkanlar bilinmektedir. Temel türbulans çökelleri, kaldera gölü olan andezitik ve
diğer stratovolkanlarda yaygın ürünlerdir.
32
(2) Akıntılarla ilişkili türbulans çökelleri
İnce, tabakalı pümeks ve kül çökelleri değişik tipteki piroklastik akma çökelleri ile birlikte
bulunmaktadır. Akma biriminin tabanında yer alıyorsa bunlar taban türbulans (ground
surge), üst kesiminde oluşuyorsa kül bulutu türbulansı (ash-cloud surge) olarak
adlandırılırlar. Bu tip türbulanslar, temel türbulansına göre farklı oluşum mekanizmasına
sahiptirler. Temel türbulans çökelleri ile karşılaştırıldığında sıcak ve kuru kabul
edilebilirler.
Taban türbulans çökelleri yoğun, akma gövdesinin önünden giden yüksek konsantrasyonlu
piroklastik akıntılar olarak düşünülebilir. Oluşabildikleri bir kaç yol vardır:
(a) düşük konsantrasyon patlamasından,
(b) hareket eden piroklastik akıntının baş kısmından ayrılma ile ve
(c) düşey püskürme sütununun kenarından daha erken ve daha küçük gelişen çökmeler.
Kül bulutu türbulansı (ash-cloud surge) gaz ve kül bulutunda oluşan düşük yoğunluklu
akmadır. Yükselen kül bulutu, tabanı oluşturacak hareketli piroklastik akıntının üzerinden
ayrılan malzemeden oluşmaktadır. Ancak, bulut şeklinde yükselen külün büyük bir kısımı
daha sonra kül düküntüsü (ash-fall) olarak çökelirler. Bazı durumlarda türbulanslı kül
bulutu hareket eden piroklastik akıntıdan ayrılır ve bağımsız olarak ilerler.
(3)Döküntü çökelleri ile ilişkili türbulans çökelleri:
Magmatik olarak püskürmüş döküntü (air-fall) çökelleri ile ilişkili türbulans çökelleri
piroklastik akıntı olmadan doğrudan püskürme sütununun çökmesi ile oluşurlar. Bu tür
türbulanslar da taban türbulansı olarak adlandırılır.
Yukarıdaki açıklamalara göre piroklastik türbulans çökelleri üç tipe ayrılabilir:
• Temel türbulans (base-surge),
• Taban türbulans (ground surge) ve
• Kül bulutu türbulans (ash-cloud surge) çökelleridir.
Temel türbulansı vesiküllü ve vesikülsüz litik kırıntılar, kül, kristal ve az miktarda yabancı
litik parçalardan yapılı piroklastik kırıntıların oluşturduğu tabakalı, laminalı ve bazen de
masif çökelleri meydana getirir. Bazı litik kırıntılar bacaya yakın kesimlerde bomba izleri
oluştururlar. “Phreatic” buhar püskürmesi sonucu oluşan kırıntıların tümü bir önceki
patlamanın parçaları (aksesuar litik) veya çok az temele ait parçalardan oluşmaktadır. Sumagma girişimine bağlı çok fazla parçalanma sonucu genelde kırıntılar 10 cm’den
küçüktür. Kraterden uzaklaştıkça aniden incelmelerine karşın kraterlerin çevresinde kalın
çökeller (> 100 m) oluştururlar. Stratovolkanlara ait ardalanmalı çökellerde genelde
incedir. Düzgün tabakalanma ve kumul yapıları yaygın olabilir. Baca yakınında düzgün
tabakalanmış türbulans çökellerini kül döküntüsü çökellerinden ayırt etmek zor olabilir.
Ayrıca büyümeli (accretionary) lapilli yaygın olarak görülebilir.
Taban türbulansı (ground surge) 1 m’den daha ince tabakalı çökelleri oluşturur ve tipik
olarak piroklastik akma biriminin tabanında görülür. Püskürme sütunundaki bileşenlere
bağlı olarak değişik oranlarda kül, vesiküllü parçalar, kristal ve litik kırıntılardan yapılıdır.
Birlikte bulundukları piroklastik akma çökellerine göre daha yoğun bileşenlerce zengindir.
Karbonlaşmış ağaç parçası ve gaz tahliye bacaları bulunabilir.
Kül bulutu türbulans (ash-cloud surge) çökelleri piroklastik akma birimlerinin üzerinde 1
m’den daha ince tabakalardan yapılı çökellerdir. Tabakalar tek yönde olup ezilme ve
33
kabarma yapıları gösterirler ve ince ayrılmış mercekler şeklinde bulunabilirler. Tane boyu
ve bileşenlerin oranları komşu piroklastik akıntının tipine bağlıdır. Kül bulutu türbulans
çökelleri küçük gaz tahliye bacaları içerebilirler.
34
BÖLÜM. 5
VOLKANİKLASTİK KAYAÇLARIN SINIFLAMASI
GİRİŞ
Güncel volkanlar üzerinde yapılan çalışmaların, volkaniklastik kayaçların kökensel olarak
adlanmasında; parçalanma, taşınma ve çökelim mekanizmalarının anlaşılmasında özellikle
piroklastik kayaçlar için faydalı olduğu görülmüştür. Bununla birlikte eski volkanik
sahalarda az yüzlek bulunması, dokanak ilişkilerinin net olmaması, ayrışma, alterasyon,
metamorfizma ve deformasyon nedeniyle doğrudan kökensel bir adlama yapmak uygun
olmayabilir. Yeni ve eski volkanik sahalar için ilk aşamada kökensel olmayan, litolojik ve
fasiyes özelliklerine bağlı bir adlama yapılması uygundur. Bu veriler ışığında dikkatli bir
şekilde kökensel özellikleri değerlendirilir. Tüm volkaniklastik kayaçların Cas ve Wright
(1987)’ye ait kökensel bir sınıflaması Tablo 6’da verilmektedir. Bu sınıflamaya göre yüzey
koşulları ile yeniden işlenen piroklastik kırıntılar -gravite etkisi ile yamaç boyunca
döküldüklerinde bile- epiklastik olarak kabul edilmektedir. Ayrıca Cas ve Wright (1987)’in
volkaniklastik kayaçların oluşum şekillerine göre sınıflaması Tablo 7’de sunulmaktadır.
Ancak, Gillespie ve Styles (1997) tarafından kabul edilen sınıflamada volkaniklastik
kayaçlar, (a) doğrudan volkanik aktivite ile oluşan piroklastik çökeller, (b) volkanik
aktivite sonucu oluşan ve sedimenter proseslerle tekrardan işlenen piroklastikler ve (c)
doğrudan yüzey prosesleri ile oluşan epiklastik çökeller olmak üzere üç gruba ayrılmıştır.
Tablo 6. Volkaniklastik kayaçların oluşum sıralarına göre sınıflanması (Cas ve Wright, 1987’den
değiştirilerek)
VOLKANİKLASTİK KAYAÇLAR
BİRİNCİL VOLKANİKLASTİK OLUŞUMLAR
PİROKLASTİK ÇÖKELLER
• Blok ve kül akma çökelleri
(block and ash flow deposit)
• Curuf akma çökelleri
(scoria flow deposit)
• Pümeks akma çökelleri veya
ignimbiritler
Akma (flow)
(pumice flow deposit or ignimbrite)
İgnimbiritler
ignimbrit breşi
İgnimbrit akıntısı
İgnimbrit kül döküntüsü
•
Döküntü (fall)
•
•
•
Türbulans
(surge)
•
•
Pümeks döküntü çökelleri
(pumice fall deposit)
Curuf döküntü çökelleri
(scoria fall deposit)
Kül döküntü çökelleri
(ash fall deposit)
Temel türbulans çökelleri
(Base surge deposit)
Taban türbulans çökelleri
(Ground surge deposit)
Kül bulutu türbulans çökelleri
(Ash-cloud surge deposit)
35
OTOKLASTİK
Otobreş
(Autobreccia)
Hyaloklastitler
(Hyaloclastites)
İKİNCİL YÜZEY
OLUŞUMLARI
EPİKLASTİK
Lahar
Yığın akmaları
(debris flow)
Çamur akmaları
(mud flow)
Türbiditler
Volkanik ve volkanik
olmayan kırıntılar
içeren denizel, gölsel
ve flüvyal volkanik
Konglomera, breş,
kumtaşı, silttaşı
Tablo 7. Volkaniklastik kayaçların oluşum şekillerine sınıflanması (Cas ve Wright, 1987’den değiştirilerek)
Magmatik Patlamalar
“Phreatic” veya Buhar Patlamaları
Piroklastik
Püskürmeler
“Phreatomagmatic” Patlamalar
(Su / Magma Girişimi)
İlksel (Birincil)
Volkanik Oluşumlar
“Quench” veya “chill-shatter” parçalanması
Otoklastik
Oluşumlar
Akma Parçalanması (otobreşleşme)
İkincil Yüzey
Oluşumları
Epiklastik Parçalanma
•
•
•
Sınıflamada tüm piroklastik kayaçlar patlamalı bir volkanizmadan oluşmaktadır.
Otoklastikler soğuma veya akma parçalanması ile oluşmaktadır.
Tekrardan işlenmiş veya çökelmiş piroklastik kayaçlar epiklastik olarak kabul edilmektedir.
PİROKLASTİK KAYAÇLARIN SINIFLAMASI
Üzerinde halen yoğun bir çalışmanın olduğu piroklastik kayaçların adlanması ve
sınıflanması ve adlanması halen en karışık ve tartışmaya en açık konudur. Püsküren
magmaların fiziksel özelliklerindeki büyük değişim akıntıların farklı oluşum koşulları ve
taşınmayla artan farklılıklar ile sıkılaşma-soğuma yapıları ve dokularındaki farklılıklar,
akıntıları ve çökelimini ifade eden geniş bir adlama grubunu sonuçlamaktadır. Ayrıca,
ayrım her zaman kayaç tipi, akma ve püskürme birimleri arasında yapılmaktadır.
Piroklastik kayaçların adlaması gözlendikleri volkana göre adlandıkları gibi kırıntılı
konsantrasyonuna bağlı akma ve yerleşme mekanizmasına göre de yapılmaktadır. Burada
esas olarak, (1) laminar akma ile hareket eden ve yüksek konsantrasyonlu yarı akışkan
olarak tanımlanan piroklastik akıntılar, (2) türbulanslı akan düşük konsantrasyonlu
piroklastik türbulans akıntıları vardır ve karakteristik tortul yapıları sunarlar. Birçok
durumda akma ve türbulans çökelleri aynı malzeme akıntısından türemiştir. Ancak, gravite
akması ve hareketli kütlenin akma hızının yavaş olması nedeniyle birbirlerinden ayrılırlar.
Piroklastik türbulans çökelleri, türbulans çökellerinin herhangi bir tipi için genel ad olup
istifteki yer ve kökenlerine göre verilmiştir.
Wright ve diğ. (1980)’e göre proklastik kayaçlar (1) kökensel, (2) litolojik olmak üzere iki
grupta sınıflanırlar. Kökensel sınıflama, çökelin kökeni hakkında yorum yapmak ve daha
sonra volkanın ve volkanik sahanın mekanizmasını, püskürme şeklini ve geçmişini
tanımlamak için kullanılmaktadır. Piroklastik kayaçlarda kökensel yorumlama genç
Kuvaterner volkanik sahalarında dikkatle yapılabilir. Ancak genelde kökeni ifade eden bir
adlandırma yapılmadan önce çökellerin tüm fasiyes özelliklerinin değerlendirilmesi
gerekmektedir. Litolojik sınıflama ise daha çok tane boyu ve kırıntı bileşenleri gibi çökelin
esas özelliklerini ortaya koymaktadır. Bununla birlikte litolojik özelliklerin her çökel için
ayrı bir prosesi ifade etmesi nedeniyle köken hakkında bazı sonuçlara imkan verir.
Litolojik sınıflamada esas olarak;
• çökellerin yayılımı ve tane boyu sınırları,
• çökellerin tane bileşenleri ve
• kaynaşma ve kaynaşma derecesinin tayini yapılır.
36
Taşlaşmış volkaniklastik kayaçların tüm litolojik özellikleri değerlendirilmeden kökensel
terminoloji kullanılmasından kaçınılmalıdır. Örneğin, devitrifye olmuş camsı bir lav eş
taneli mozaik veya sferulitik doku sunmaktadır. Metamorfizma ve ayrışmadan sonra
oluşan granüler dokunun kırıntılı bir kayaçtan ayrılması çok zor olabilir. Bir kayacın
litolojik özellikleri;
• el örneği özellikleri (dokusal ve bileşimsel)
• yüzlekteki özellikleri (yerleşimle eş yaşlı tortul yapılar ve dokular)
• dokanak ilişkileri (ani, devamlı veya derecelenmeli)
• geometrisi (üç boyutlu şekli ve kalınlığı)
• birlikte bulunduğu fasiyes ve
• paleocoğrafik yerleşimine göre belirlenmektedir.
Harhangi bir kökensel tanımlama yapmadan önce Fisher (1961)’in önermiş olduğu
kökensel olmayan sınıflama yapılması uygun olacaktır (Tablo 8).
Tablo 8. Volkaniklastik kayaçların kökensel olmayan sınıflaması (Fisher, 1961).
Volkanik Breş (Volcanic breccia)
Tane destekli (close framework)
Matriks destekli (open framework)
Kırıntılı matriks
Çamur boyutlu matriks
Volkanik Konglomera (volcanic conglomerate)
Tane destekli (close framework)
Matriks destekli (open framework)
Kırıntılı matriks
Çamur boyutlu matriks
2 mm
Volkanik Kumtaşı (volcanic sandstone)
0.0625 mm
Volkanik Çamurtaşı (volcanic mudstone)
Volkanik silttaşı
Volkanik kiltaşı
VOLKANİKLASTİK KAYAÇLARIN LİTOLOJİK OLARAK TANIMLANMASI
Volkaniklastik kayaçların dokusal ve litolojik özelliklerinden birkaçı tek başına bir
çökelim veya parçalanma şeklini ifade etmektedir. Örneğin, “aglomera” terimi birçok kez
volkanik breş olarak kullanılır. Fakat volkanik breşleri oluşturan yirmiden fazla proses
vardır. Aglomera terimi ise sadece volkan bacasından patlama ile gelen ekmek kabuğu
şeklinde çatlaklar içeren volkanik bombaların bulunduğu piroklastik kayaçlardır. Litolojik
özelliklere göre yapılan kökensel sınıflamalar ekte verilmektedir. Volkaniklastik
kayaçların litolojik sınıflaması dokusal ve bileşimsel özelliklerine göre aşağıda
anlatılmaktadır:
37
Dokusal
Magmatik doku ve kırıntılı doku: sokulum veya yüzey porfiritik kayaçları özşekilli
veya yarı özşekilli kristallerden olumuştur. Buna karşın kırıntılı kayaçlarda klastik
veya vitroklastik doku görülmektedir. Klastik dokuda kırılmış, parçalanmış kristaller
ve yaygın litik kırıntılar görülmektedir.
Kaynaşma: Kayaçların piroklastik kökeni olduğunu göstermesi açısından önem taşır.
Kaynaşmış kayaçlar (“eutaxitic” doku, mercek şekilli pümeks foliasyonu gösteren),
kaynaksız olanlara göre daha çok korunma şansına sahiptir. Kaynaşma sadece
piroklastik kökeni değil aynı zamanda kaynaklı kül döküntü (ash fall) çökelleri
sayesinde bacaya olan uzaklığın tahmin edilmesini sağlar.
Tane Boyu: bir kayacın el örneğinde veya yüzlekteki en belirgin özelliğidir. Ancak,
tane boyu belli bir kökeni ifade etmemektedir. En önemlisi, tanelerin çok iri olması
kaynağa çok yakın olarak çökelmiş olmasını gerektirmez. Örneğin, ignimbrit kaba litik
konsantrasyon zonlarını kilometrelerce taşıyabilir. Ayrıca, çamur akıntıları çok aşırı
büyüklükteki blokları onlarca kilometre öteye taşıyabilirler.
Boylanma: diğer özellikleri ile birlikte değerlendirildiğinde önemlidir. Bir çok
volkaniklastik çökel kökenlerine bakılmaksızın iyi veya kötü boylanmış olabilir.
Şekil: tane boyu patlamayla püsküren kırıntılar için ayırt edici olabilir. Cam parçaları
(glass shard) patlamalı bir volkanizmanın verileridir. Ayrıca, yuvarlak veya ekmek
şekilli bombalar, düzensiz döküntülar patlamalı akışkan (bazaltik) magmadan türeyen
patlamalı bir volkanizmanın tipik ürünleridir. Düzleşmiş ve uzamış pümeks parçaları
“fiamme”, ince kesitte plastik olarak deforme olmuş cam parçaları kaynaşmanın
verisidir.
Yuvarlaklık: tanelerin yuvarlaklığı dikkatli bir şekilde yorumlanmalıdır. Köşelilik tek
başına kaynağa olan mesafeyi veya ilksel volkanik parçalanmayı ifade etmez. Örneğin,
büyümeli (accretionary) lapilli küresel ve çok iyi yuvarlaklaşmıştır. Fakat çok belirgin
bir şekilde piroklastik kökene sahiptir. Pümeks kırıntıları ise ignimbrit içinde
taşınırken yuvarlaklaşırlar.
Tane dağılımı: bir kayacın tane destekli veya matriks destekli olması kökenin
belirlenmesi için gerekli bir önemli bir veri değildir. Ancak taşınma koşullarını
yansıtması açısından yararlıdır.
Bileşimsel
Hacimsel olarak silisik piroklastiklerin çoğunun piroklastik, bazaltik olanların ise lav
halinde çıkması dışında kayaçların kimyasal bileşimlerinin köken belirlemedeki
katkısı azdır. Buna karşın klastik agregatın bileşimsel homojenliği yeniden işlenme
derecesini göstermesi açısından önemli bir veridir. Homojenlik en iyi litik kırıntılarla
ve biraz da kristalleşmiş camsı parçalarla değerlendirilebilir. Bununla birlikte kristal,
camsı parçaların ve litik kırıntıların aynı kaynaktan gelmeleri nedeniyle bileşimsel
olarak homojen olabilirler. Cam parçaları, pümeks ve bazaltik curufun bulunması
kesin olarak piroklastik püskürmeyi işaret etmektedir. Kristal ve/veya litik içeriği ile
bileşimsel homojenlik azaldığında tane çeşitliliğine ve daha değişik kökene (epiklastik
köken de dahil olmak üzere) sahip olmaları ihtimali artmaktadır.
OTOBREŞLEŞMİŞ VOLKANİKLASTİK KAYAÇLARIN ADLANMASI
Otobreşleşmiş ve ani soğumayla oluşmuş volkaniklastikler herhangi bir kategoriye
uymamaktadır. Birçok çalışmacı köşeli volkanik kırıntıların patlamalı yani piroklastik
kökene sahip olduğunu düşünmektedir. Ancak, sualtı özellikle derin sualtı çökellerinde bu
yığışımlar ani soğuma ve/veya otobreşleşme sonucudur. Ani soğuma ile parçalanma kaba,
ince veya köşeli kırıntılar oluşturur ve bu tür breşlere “hyaloklastit” adı verilmektedir. Bu
38
tür kayaçlar tanımlanmasında (özellikle eski volkanik sahalarda) ilk yaklaşım litolojik
tanımlama olmalıdır. Tane boyuna göre volkanik breş veya volkanik kumtaşı olarak
adlandırılmalıdır. Ani soğuma ile oluştuğu belirlendikten sonra hyaloklatit breş veya
hyaloklastit kumtaşı gibi kökensel bir adlama yapılabilir. Magmanın pekleşmemiş
tortullara sokulduğu yerde oluşan fluidize hyaloklastit ve tortul karışımı ise “peperit” veya
“peperitik hyaloklastit” olarak adlandırılır.
Otobreşler için de aynı terminoloji geçerlidir. Öncelikle kökensel olmayan “volkanik breş”
terimi kullanılmalıdır. Güvenilir bir şekilde diğer breşlerden ayırt edildikten sonra kökeni
ifade eden “otobreş” terimi kullanılabilir.
Laminer “coherent” lav akıntılarının ve intrüzyonların kısa ve detaylı bir şekilde
tanımlaması aşağıdaki özelliklerine göre yapılabilir (McPhie ve diğ., 1993):
ALTERASYON
(1)
⇒
DOKU
(2)
⇒
LİTOFASİYES TERİMİ
(3)
⇒
BİLEŞİMİ
(4)
Örneğin; serisitik, kuvars porfiri içeren iri taneli, akma bantlı riyolit.
Veya ; vesiküler, az olivin içeren ince taneli, sütunsal çatlaklı bazalt.
Bileşim, riyolit, andezit, dasit, bazalt v.b.
Litofasiyes; masif, akma bantlı, sütunsal-dairesel- prizmatik çatlaklı v.b.
Doku; porfiritik, ince taneli, camsı, vesiküler, vesikülsüz v.b.
Alterasyon; mineral bileşimi (klorit, serisit, silika, pirit, karbonat, hematit v.b.)
Dissemine, nodüler, yersel v.b.
Yukarıdakine benzer bir adlama volkaniklastik kayaçlar için de yapılabilir:
ALTERASYON ⇒
(1)
LİTOFASİYES TERİMİ
(2)
⇒ BİLEŞENLER
(3)
⇒ TANE BOYU
(4)
Örneğin; kloritik-piritik, çok kalın tabakalanmalı, volkanik litik breş
Veya ; ince ardalanmalı cam parçasınca zengin çamurtaşı ve kristalce zengin kumtaşı
Tane boyu; çamur/çamurtaşı, kum/kumtaşı, konglomera veya breş.
Bileşenleri; kristal/kristalce zengin, litik/litikçe zengin v.b. (bkz. sf. 13)
Litofasiyes; tabakalanma (masif, laminalı,çok ince,ince, kalın,çok kalın tabakalanmalı v.b.)
derecelenme (normal, ters, simetrik v.b.)
doku (tane destekli veya matriks destekli, kötü/orta/iyi boylanmalı v.b.)
eklemlenme (bloklu, prizmatik, sütunsal ve levhamsı)
Alterasyon; mineral bileşimi (klorit, serisit, silika, pirit, karbonat, hematit v.b.)
Dissemine, nodüler, yersel v.b.
Lav/intrüzif için bileşim, volkaniklastik kayaçlar için ise tane boyu sabit olmak üzere
tanımlarken en az iki özelliğe göre tanımlaması yapılmalıdır.
(2) + (1)
(3) + (1)
(4) + (1)
ÖRNEK OLARAK
Lav ve intrüzifler için,
Volkaniklastikler için,
Bloklu çatlaklanmalı riyolit, masif bazalt
Kristalce zengin kumtaşı; pümeks taneli breş
İnce taneli dasit (?)
Laminalı çamurtaşı; kötü boylanmalı masif breş
Serisit-silika riyolit (?), klorit-epidot andezit
Piritli kumtaşı; kloritik breş
39
BÖLÜM. 6
EPİKLASTİK KAYAÇLAR
Volkanik püskürmeler, özellikle büyük volkanların oluşum tarihçesi içinde, çok kısa bir
zaman aralığında olur. Esas etki temele göre yüksek bir engebe oluşturarak daha sonra
aşınma proseslerine maruz kalması ile ortaya çıkar. Yüksek röliyef oluşturan piroklastik
ürünlerin daha sonra aşınma, taşınma ve tekrardan çökelme gibi normal epiklastik yüzey
proseslerine uğraması doğaldır. Epiklastik proseslerde hem karasal hem de denizel ortamda
litosferin üzerinde oluşan kırınıtlı tortulların uğramış olduğu ayrışma, aşınma, taşınma ve
çökelme olayları incelenmektedir.
AŞINMA
Volkanizmanın pozitif topoğrafya röliyefi bir volkanın aktif olduğu süre içerisinde sahada
erozyonun çok az veya hiç etkili olmadığını göstermektedir. Bir volkanizmanın aktif olma
süresi oldukça değişkendir. Bazaltik konilerde birkaç hafta ve ay arasında, stratovolkanlar
ile riyolitik volkanik merkezlerde ise bir milyon yıl veya daha fazla olabilir. Bazaltik
konilerin oluşumu süresince püskürme devam etmektedir ve arada çok kısa bir durgunluk
olur veya hiç kesiklik olmaz. Ancak, stratovolkanlarda püskürmeler arasında uzun bir süre
kesiklik olur. Bu durgunluk boyunca normal yüzey prosesleri çok aktif bir şekilde işler. Bu
tip volkanizmada yüzey proseslerinin geliştiği süre püskürme süresinin çok üzerindedir. Bu
tip sahalarda volkanizma aktif iken erozyonun etkili bir proses olmadığı anlamına gelmez.
Volkanik aktivite sırasında gelen malzeme çok büyük miktarda olduğu için aşınma da
büyük oranlarda olacaktır. Bununla birlikte volkanik aktivitenin durması ile yüksek
röliyefe sahip topoğrafyada aşınma jeolojik olarak kısa bir sürede işlemeye başlar.
TAŞINMA
Hem volkanik hem de volkanik olmayan sahalarda tortul taşınması tanelerin bağımsız
olarak hareket ettikleri “tane akması” veya tortul paketindeki tanelerin aynı anda hareket
ettiği “kütle akması” olmak üzere iki temel yolla hareket eder. Tanelerin bağımsız olduğu
tortul hareketinde taneler üzerine gelen kuvvete göre tek başına hareket ederler. Kütle
hareketinde ise tanelerin büyük ölçüde birlikte hareket etmesi nedeniyle tanelerin birbiri ile
etkileşimi ve çarpışma çok fazladır. Tane ve kütle hareketi olarak iki gruba ayrıldığı gibi
kendi içlerinde de gruplara ayrılabilir (Tablo. 9).
SUALTI GRANÜLER YIĞIN AKMASI (TÜRBİDİT AKINTILARI)
Türbidit akıntıları asılı yük halinde bulunan tanelerin arasındaki akışkan türbulansının
büyük ölçüde yukarı hareketi ile desteklenen tane akmasıdır. Asılı yük şeklinde hareket
edemeyecek kadaryoğun olan taneler akıntının tabanında sürüklenme ile (taban yükü,
sıçrama) taşınırlar. Asılı yük halindeki tortul etrafını saran akışkandan daha yoğundur ve
akma gravite ile devam etmektedir. Türbidit akıntılarıyla oluşan tortullara “türbiditler”
denir. Tane boyu ve konsantrasyonu türbidit akıntılarının davranışını ve çökelttikleri
tortulların özelliklerini büyük ölçüde etkiler ve yüksek yoğunluk/düşük yoğunluklu türbidit
akıntıları gibi farklı iki tür akıntının oluşmasına neden olur.
Düşük Yoğunluklu Türbidit Akıntıları
Bu akıntılar akışkan türbulansı ile desteklenen kil-orta kum boyu tanelerin baskın olduğu
nispeten düşük konsantrasyonlu akıntılardır. Tanımlanan düşük yoğunluklu türbidit
akıntıları yavaş hareket etmekte (10-50 cm/sn) ve kalınlığı birkaç metreden 800 m’ye
kadar değişir. Çökelme akıntının yavaşlaması ile olur. Kaba ve yoğun taneler asılı yükten
ayrılarak masif ve zayıf derecelenmeli düzeyleri oluşturacak şekilde çökelirler. Daha sonra
40
Tablo 9. Tortul taşınma proseslerinin sınıflaması
Epiklastik
En Yakın Volkanik Eşleniği
1. Ara maddeden bağımsız tortul taşınması
Tane Hareketi
(a) tane serbest düşmesi
(b) tane sürüklenmesi
Kütle Hareketi
(c) Kaya düşmesi
(d) Kaymalar
(e) Çığ
Kül döküntüsü (air-fall)
“nuees ardente”, blok ve kül
akması (block and ash flows)
(f) Tane akması
2. Buzullarla tortul taşınması
Tane Hareketi
(a) Buz kayması
(b) Buzullar
Kütle hareketi
(c) Buzullar
(d) sürüklenme
3. Suyla tortul taşınması
Tane Hareketi
(a) Sıçrama
(b) Asılı yük
(c) Çözelti olarak
Kütle akması
(d) akarsu sel akması,
(e) sualtı granüler yığın akması (örneğin,
türbidit akıntıları)
(f) çamur akmaları, “debris flows”
(g) düşme
(h) toprak sürüklenmesi
4. Hava ile tortul taşınması
Tane Hareketi
(a) Sıçrama
(b) Asılı yük
Kütle hareketi
(c) Hava ile hareket eden kaya çığı
Laharlar
Türbulans çökelleri
Püskürme sütunları
Pümeks, blok ve kül akmaları
kalan ince taneler sürüklenme ve asılı yük etkisi ile çapraz katmanlanmalı ve laminalı
düzeyleri oluştururlar (Şekil. 15). Tüm tortullaşma birimleri akma hızının azalmasına bağlı
çökelim proseslerinin dereceli değişimini gösterir (Bouma serisi). Tek bir seri birkaç
santimetre ile birkaç desimetre arasında değişir. Türbidit akıntılarının ardalanması çok hızlı
gelişebilir ve bu nedenle kesitin üst kesiminde ince taneli çamur seviyesinin olmadığı bir
seri oluşabilir. Birimin uzak kesimlerinde çökelim birimlerinde alt, masif, kaba taneli
düzey bulunmayabilir ve ince taneli üst kesimler baskındır. Düşük yoğunluklu türbidit
akıntıları denize akan akarsular yoluyla veya sualtı “debris” akıntılarından oluşabilir.
Totulların sığ sulardan derin su ortamına taşınıp tekrardan çökeldiğini ifade etmesi
açısından önemlidir.
41
Şekil 15. Türbiditler. (A) Bouma bölümleri sunan (a-e arası) düşük yoğunluklu (klasik) türbidit, (B)
yüksek yoğunluk (S1-3) ve düşük yoğunluk (Tt-e) aşamalarından oluşan çökeller sunan kumlu yüksek
yoğunluklu türbidit akıntıları. Lowe (1982) ve Stow (1986)’dan değiştirilerek.
Yüksek Yoğunluklu Türbidit Akıntıları
“Yüksek yoğunluklu türbidit akıntıları daha büyük tane konsantrasyonuna sahiptir ve
düşük yoğunluklu türbidit akıntılarından daha kaba kırıntıları taşıyabilir. Yüksek
yoğunluklu türbidit akıntılarının genişliğinin ve uzunluğunun onlarca kilometre,
kalınlığının yüzlerce metre olabileceği hesaplanmıştır. Yüksek yoğunluklu türbidit
akıntılarında tane desteklenme ve çökelim prosesleri düşük yoğunluklu türbidit
akıntılarındakinden çok daha karmaşıktır ve büyük ölçüde tane boyu ve konsantrasyonuna
bağlıdır. Kumlu yüksek yoğunluklu türbidit akıntılarında az miktarda çakılcık olup kum
boyu taneler baskındır. Taneler esas olarak türbulans ve engellerde yerleşimle desteklenir.
Çakıllı yüksek yoğunluklu türbidit akıntıları kil ve kaba kum ile birlikte %15’e kadar
çakılcık boyu tane taşıyabilir. Kumlu yüksek yoğunluklu türbidit akıntılarıyla çökelim
ilerlemeli olarak tabandan üste doğru akma düzensizliğini yansıtan yapılar içerecek
şekilde olur (Şekil. 15). Sürüklenme yapıları, akıntı ve çökelen tortul arasındaki etkileşim
ile olur.
Volkaniklastik Türbiditler
Volkaniklastik türbidit akıntıları, daha önceden sığ su, delta ortamlarında geçici olarak
yerleşen değişik boylardaki pekleşmemiş ilksel volkaniklastik ve volkanojenik sedimenter
çökellerin tekrardan çökelmesine neden olur. Bu durumda volkaniklastik türbiditler
pekleşmemiş tortulun deprem, hızlı yüklenme ve gözenekteki akışkan basıncının artması
ile başlatılan hareketi sonucu oluşur. Ayrıca volkaniklastik türbiditler püskürmeyle aynı
zamanda gelişen sualtı patlamaları, kıyı çizgisinin ilerlemesi olayları ile taşınan piroklastik
akıntıların, volkanik çığ akmalarının ve laharların yerleşimi sırasında da oluşur. Bazı
durumlarda, bu tip püskürme ile eş yaşlı çökeller ince tabakalı, yukarıya doğru incelen
volkaniklastik türbidit akıntıları ile örtülür.
42
Volkaniklastik türbidit akıntılarından oluşan çökeller volkanik olmayan eşleniklerine ait
birçok dokusal ve yapısal özellikler gösterirler. Esas farklılıklar pümeksce zengin
akıntıların katıldığı durumlarda olur. Düşük yoğunluklu pümeks kırıntıları kristal parçaları
gibi vesiküler olmayan ince taneler ile birlikte çökelmekte ve bu da çökelde zayıf
boylanmayı sonuçlamaktadır. “Megatürbidit” terimi bazen büyük hacime sahip
volkaniklastik türbidit akıntıları için kullanılmaktadır. Volkaniklastik megatürbidit tortul
birimleri 100 m kalınlığa ulaşır, ayrıca kaba ve yoğun tane bileşenlerine sahiptir.
Türbiditler, sualtı ortamı ve dalga tabanının altındaki çökelimi yansıtmaktadır ve eski
volkanik serilerin yorumlanması açısından çok önemli veri sağlamaktadır. Ancak, gölsel ve
denizel yerleşimlerin birbirinden ayırt edilmesi mümkün değildir ve tek başına suyun
derinliğinin belirlenmesinde kullanılamaz. Volkaniklastik türbiditlere ait bileşenler bileşim
ve kaynak volkanik sahanın özellikleri hakkında bilgi verir. Püskürme ile eş yaşlı
volkaniklastik türbiditlerdeki klast şekilleri çok belirgin bir biçimde ilksel parçalanma
proseslerini yansıtmaktadır. Püskürme sonrası çökellerde ise tane şekli karasal ve sığ su
ortamında geçici yerleşimi sırasındaki taşınma ve işlenme tarihçesini göstermektedir.
LAHAR
Lahar terimi, hem debris-su karışımının akmasını ve bu şekilde oluşan çökelleri ifade eder.
Jeolojik literatürde volkanik "debris" akıntısı (akan volkanik "debris" yığınının suyla
karışması) ile aynı anlamdadır. Laharların çoğu oldukça fazla hacime sahip
stratovolkanlarla birlikte bulunmaktadır. Stratovolkanların çoğu andezitik dasitik
bileşimlidir. Küçük boyutlardaki laharlar, değişik kimyasal bileşimli birçok
"phreatomagmatic" (gaz ve su çıkışının olduğu magmatik patlama) püskürme ile oluşur.
Güncel, Holosen veya Pleyistosen laharlarının çoğunun yayılımı sınırlıdır ve volkanları
çevreleyen düzlük alanlarda, alüvyon önlerinde veya vadi içlerinde oluşurlar. Ancak
jeolojik çalışmalarda çok büyük volkanik yapıların olmadığı yerlerde büyük lahar
yayılımları görülmektedır. Laharlar birkaç milyon yılda binlerce kilometre kare alanı
kaplayabilirler.
Birçok lahar oluşumu volkanik püskürme ile birlikte başlar. Diğerleri de volkanik olmayan
yığın akmaları şeklinde oluşur. Yığın akıntıları üzerinde yapılacak çalışmalar laharların
akışkan özelliklerinin anlaşılmasına yardımcı olmaktadır. Yığın akması ıslak betona benzer
şekilde plastik bir malzeme gibi davranır. Laharlar yüksek hacim yoğunluğuna sahiptir ve
çökellerin dokusal ve yapısal özelliklerini büyük ölçüde etkileyen gerilim parametreleri
sunarlar.
Beverage ve Culbertson (1964), % 40-80 ağırlıkta katı içerikli aşırı konsantre akarsuları;
ve % 80 ağırlıkta veya daha fazla (hacim olarak yaklaşık % 60) katı içerikli çamur
akıntılarını incelemişlerdir. Çökelim mekanizması ve akma davranışlarına bakıldığında,
çamur akıntıları sel şeklinde akan aşırı konsantre akarsulardan farklıdır. Ancak davranışı
tayin eden konsantrasyonlar aynı zamanda tane boyu ve dağılımına da bağlıdır. Aşırı
konsantre olanları dahil olmak üzere akarsu akıntılarında, küçük ve büyük kırıntılar
çalkantılı bir ortamda su ile taşınmaktadır. Hızı düştüğünde küçük parçalar su dışında
kalacaktır. Başka bir deyişle, çamur akıntıları, laminar hareketle akan su ve katı
karışımlardan oluşmaktadır. Hız azaldıkça, tüm akıntı birdenbire kesilir ve su süzülme
veya buharlaşma ile tanelerin arasından ayrılır. Eğimli yamaçlarda hız, tüm kütleyi
hareketli tutacak kadar fazla olabilir. Ancak yamaç eğilimi azaldığında iç makaslama
gerilimi, kritik yenilme geriliminin altına düşer ve böylece kütle, akıntının tabanında
43
yüksek makaslama gerilimini yenecek kadar kalın olduğunda hareketsiz kalır. Bu durumda,
akıntının alt kesimi laminar düzende akmaya devam edecektir ve üzerindeki katı dolguyu
taşıyacaktır. Eğim azaldığında, akıntı duruncaya ve çökelme tamamlanıncaya kadar hızları
azalır ve akıntı seviyesi düşer (Johnson, 1970).
Çamur akıntılarının teorik ve pratik ifadesi için kullanışlı olan kavram, iki fazda
oluştuklarının dikkate alınmasıdır: (1) < 2 mm. kırıntılar ile suyun karışımından oluşan
devamlı faz (matriks veya akıcı faz), (2) > 2 mm. kırıntılardan oluşan karışık faz (Fisher,
1971). Böylece, tane boyunda kilden bloğa kadar bir devamlılık olsada tek kırıntının
davranışı ve özelliklerine bakmaksızın yüksek konsantrasyon karışımlarının viskozite,
yoğunluk, dayanım vb. özelliklerini dikkate almak mümkündür: Devamlı faz, büyük
parçaları taşıyan bır sıvıdır. Bundan başka, devamlı fazın karışık fazdan ayrı
değerlendirilmesi, farklı çamur akma çökellerini karşılaştırmak ve karakterize etmek için
değişik yazarlar tarafından kullanılan tane boyu sınırlamasını standart hale getirmek için
yararlı olabilir.
Yayılım ve Kalınlık
Laharlar önceden oluşmuş vadileri izlerler ve aynı kaynak sahadan türeyen lav akıntıları,
değişik kökenli piroklastik akıntılar alüvyonlarda ara düzey şeklinde olabilir. Eğimli
yamaçlarda ve vadilerin ana kollarında ince çökeller bırakabi1irler. Laharlar vadi
tabanlarında kalınlaşır ve birleşen yelpazeler oluştururlar, veya piroklastik akma
çökellerine biraz benzer şekilde düşük kotlu, az eğimli yerlerde ayrı ayrı yığınlar
oluştururlar. Vadi tabanında laharların hareketi genellikle akıntının tepesinde veya dalga
kenarlarında olur. Vadiden aşağı akışları sırasında, vadinin daralması bir an için tabandan
onlarca metre yükseklikte bir çamur akıntısının vadi kenarlarını yıkamasına neden olur. Bu
kesimde laharlar "yüksek su" izleri (Veneer) bırakmaya meyillidir. Vadi tabanından 150
m.'yi aşkın yükseklikte "yüksek su" (Veneer) izleri Crandell (1971) tarafından
belirtilmiştir.
Lahar yüzeyleri geniş alanlar boyunca düz olmaya eğilimlidir. Ancak ayrıntıda, alt
kesimlerde sıkılaşma farklılığının neden olduğu sanılan çöküntüler ve yersel kabarıklıklar
içermektedir. Biçim, şekil ve boyutlar, akıntıların viskoz özelliklerine ve katlı yığınların
sayısına bağlıdır.
Laharların Taban Dokanağı
Laharlar ve diğer çamur akıntılarının çok kalın olması ve büyük bloklar taşımasına karşın,
çok eğimli yamaçlar olmadıkça aktıkları yüzeyi genelde aşındırmazlar. Curry (1966)'ya
göre, 35°-41o eğimli yamaçlarda, moloz ile bloklu debris akıntısı birleşiktir, ancak hızın
düşük olduğu 7-10° eğimli yamaçlarda, büyük blokların baskın olmasına karşın akıntı,
otlara çok az zarar vermiştir. 1941'de Califonia Wrightwood’da debris akıntıları az eğimli
yamaçlarda çam yaprakları örtüsü üzerinde yayılmıştır (Sharp ve Nobles, 1953). Crandell
(1957, 1971), 7.5°‘ye kadar eğimli yamaçlarda, debris akma çökellerinin ince kum
tabakalarını, yumuşak toprağı ve volkanik külleri uyumlu olarak üstlediğini belirtmiştir.
Laharlar, düzensiz kanallar boyunca akıntıda türbulansın olduğu yerlerde veya yüksek
eğimli yamaçlarda bulunan gevşek malzemeyi içine alabilir. Puget Sound sahasının
güneyindeki bazı Pleyistosen laharlar, aktıkları yüzeyden belirgin miktarda malzeme
toplamadan 60-80 km. mesafe kat etmişlerdir (Crandell, 1963). Laharların bileşenleri
kökenlerine bağlı olarak laharlar monolitolojik veya heterolitolojik olabilir. Monolitolojik
olanlar muhtemelen doğrudan püskürme sırasında oluşmaktadır. Krater duvarlarının
çökmesi veya fazla eğimli volkanik yamaçlardan yağmurla yıkanarak akması
44
heterolitolojik tiplere neden olmaktadır. Sıcak ve kuru piroklastik akıntılardan kaynaklanan
pümeksçe zengin çökellere benzeyen (Mullineaux ve Crandell, 1962) pümeksçe zengin
laharlar Bond ve Sparks (1976), Wright (1978) tarafından tanımlanmıştır. Birbirlerinden
ancak manyetizmaya bağlı termal analiz ile ayırt edilebi1irler (Aramaki ve Akimoto,
1957). Laharlar karakteristik olarak, litik kırıntılar ve kül boyu minerallerin bulunduğu
yoğun, köşeli, yarı köşeli ve andezit dasit bileşimli kayaçlar içermektedir. Birçok lahar
çökelleri, öncelikle sıcak piroklastik akıntı şeklinde davrandıklarını ve taşınma boyunca
soğudukları hakkında bir veri olan kömürleşmiş odun içermektedir (Crandell ve Waldron,
1956; Crandell, 1971). Odun kömürü içeren bir lahardaki parçaların analizi kuzeye doğru
belirgin bir yönlenme göstermektedir. Bu durum, çökelim sırasında çökellerin bir kısmının
Curie noktasından yukarıda sıcaklığın olduğunu işaret eder (Mullineaux ve Crandell,
1962).
Tane Boyu Dağılımı
Laharlarla taşınan taneler kil blok boyu arasındadır. Ancak tane boyu yüzdesi tek bir çökel
içinde veya çökeller arasında büyük ölçüde değişmektedir. Birçok istisna olmasıyla
birlikte, genelde laharlar piroklastik akma çökellerinden daha kötü ve kaba boylanmalıdır.
Örneğin 1902 Mt. Pele püskürmesinden türeyen blok-ve-kül akıntıları, volkanın yüksek
eğimli yamaçlarından gelen gevşek küllerden oluşan laharlardan daha kaba tanelidir.
Birçok yazar tarafından belirtilen tane boyu parametreleri, laharların ve volkanik olmayan
debris akıntılarının kaba taneli ve kötü boylanmalı olduğunu, ayrıca geniş tane boyu
aralığına sahip olduklarını göstermektedir. Fakat örnekleme yöntemleri, laboratuvar
teknikleri ve yazarlar tarafından alınan toplam örnek sayısındaki farklılıklar nedeniyle
veriler doğrudan karşılaştırılamamaktadır. Ayrıca lahar çökelleri baskın kaba taneli
kırıntılar içermeye eğilimli oldukları için, ince taneli laharların veya kaba taneli matriksin
granülometrik olarak analiz edilmesi daha uygundur. Yüzlekte, lahar çökellerinin
granülometrik analizde belirlenen tane boyuna göre daha kaba taneli olduğu görülmektedir.
Genelde 1 m.'den daha büyük çaplı blokların varlığı, laharların en karakteristik
özelliklerinden biridir (Crandell ve Waldron, 1956; Crandell, 1971; Curtis, 1954;
Schmincke, 1967).
Sharp ve Nobles (1953) tarafından 1941 Wrightwood debris akıntısı üzerinde yapılan
çalışma, blokların tane boyunda yanal olarak değişim olduğunu göstermiştir. İnce
bileşenlerin (matriks) benzer değişim göstermemesiyle birlikte, büyük taneler kaynaktan
uzaklaştıkça sayıca ve boyca azalmaktadır.
Vesiküller
Vesikül olarak adlandırdığımız hava boşlukları laharlarda, taban türbulans ve diğer
hidroklastik çökellerde bulunmaktadır. Vesiküller volkanik olmayan debris akıntılarında da
vardır. İnce taneli çökellerde hava boşlukları küresel olmaya eğilimlidir, Halbuki kaba
taneli çökellerde düzensiz biçimdedir ve önemsiz miktarda bulunabi1ir. Vesikül çapları
milimetreden santimetreye kadar değişir. Büyük kırıntılara veya geçirimsiz kırıntılı zonlara
bitişik olarak sık veya dağınık olabilirler.
Laharlardaki vesiküllerin, laharın yerleşiminden sonra suyun uzaklaşması sonucu oluştuğu
fikrinden çok, kapanlanan hava kabarcıkları (Crandell ve Waldron, 1956; Crandell, 1971)
oldukları düşünülmektedir. Hava kabarcığı kökenine ilişkin iyi veri, küresel boşlukların
bulunmasıdır. "Phreatomagmatic" püskürmeyle oluşmuş tüflerdekine benzer şekilde, buhar
45
boşlukları bazı sıcak laharlarda da oluşabilir. Ancak hemen hemen tümü düzensiz
biçimdedir ve çökellerin çamurlu kısımlarında nadiren küresel şekilli boşluklar
bulunmuştur.
Derecelenme
Birçok lahar çökelinde -düzenli akma fazında bir kural olmamasına karşın- kaba taneli
karışık fazda, belli belirsiz derecelenme görülür. Lahar taban üzerindeki bir çökelim
biriminde genelde büyük parçaların düzensiz fakat biraz daha yoğun dizilimi vardır. Bu
yüzeyler ters derecelenmelidir. Lahardaki büyük parçalar nadiren çökelim yüzeyi boyunca
uzanırlar. Bununla birlikte, çökelin üst kesimlerine doğru ilerlemeli olarak kaba tane
arttığında ters derecelenme düşük yoğunluklu pümeks baskın olmadıkça çok nadirdir. Bir
kaç santimetre kalınlıktaki nispeten ince taneli tabana ait düzey, piroklastik akıntılarda
olduğu gibi laharların ve aynı şekilde volkanik olmayan debris akıntılarının da en yaygın
özelliğidir. Derecelenmenin oluşumunun anlaşılmasında hareket eden debris akıntılarında
yapılan gözlemlerden ve laboratuar deneylerinden yararlanılmıştır. Akan debris
yüzeyindeki blokların hareketi sıkça belirtilmektedir. Ancak büyük parçaların akıntının
üzerinde yüzmesi, içinde dönmesi, yavaşça sıçraması veya yüzeye hareket etmesi büyük
ölçüde sıvının plastisitesi ve yoğunluğuna göre büyük parçaların hareket hızına bağlıdır.
Bazı araştırıcılar türbulansla asılı kaldıklarını ifade etmiştir. Ancak Johnson (1970), debris
akıntılarının laminar düzende hareket ettiklerini, bundan dolayı büyük blokların ancak
matriksin yüksek mukavemeti ve yüksek yoğunluğunun (yüzdürme kuvveti) birlikte
etkisiyle asılı kalabileceklerini göstermiştir. Johnson'un sonucu kısmen kaolen-su karışımı
kullandığı labaratuvar deneylerine ve kısmen de sahada hareketli debris akıntıları üzerinde
yapılan gözlemlere dayanmaktadır. Kaolen-su karışımından amaç, kil içeriği 7.10
ağırlıktan fazla olduğu durumda laminer akmayı sağlamaktır. Saha gözlemleri esas olarak,
düzgün akma yüzeyinin laminer akıntının belirteci olduğunu göstermiştir. Debrisin yavaş
hareket ettiğini gösteren veriler ise çökeller içindeki odun parçaları, büyük kırılgan şeyl
bloklarıdır. Ancak en belirgin özelliği yapboz oyunu gibi biraraya gelecek kadar az
kırılmış ve yer değiştirmiş blokların yüzeylerinin ayrışmamış olmasıdır.
Derecelenmedeki (yokluğu, zayıf veya kuvvetli geliştiği, ters veya normal) farklılıkların,
sıvı ve katının göreceli yoğunluğuyla ilişkili olduğu görülmektedir. Katılarda düşük
konsantrasyon normal derecelenmeye yol açmaktadır. Çünkü hızın değişmesiyle sıvının
viskozitesi ve yoğunluğunun büyük yoğun taneleri desteklemesi daha zor olmaktadır.
Yoğunluk ve viskozite değerlerinin fazla olduğu yerlerde, özellikle tanelerin yoğunluğu
nispeten az ise olasılıkla normal derecelenme gelişecektir. Farklı akıntılarda çok geniş bir
konsantrasyon aralığı olabilir. Beverage ve Culbertson (1964)’a göre farklı tipler arasında
tüm derecelenmelerin olması beklenebilir.
Doku
Laharların ve tabiiki çoğu debris akıntılarına ait dokuların izotrop olduğu kabul
edilmektedir. Ancak bazı laharlarda çökelin orta kesimlerinde az yoğun disk şekilli
çakıllar, kömürleşmemiş ince dallar ve ağaç gövdeleri, tabana yarı paralel dizilmiştir
(Schmincke, 1967b). Debris akıntılarında kırıntılı doku gelişimi, hareket ve çökelim
mekanizmasına bağlıdır. Çalışmalara göre debris akıntılarındaki matriks dayanımının,
yenilme noktasının altında makaslama gerilmesi olduğu yerde bir engel oluşacaktır
(Johnson, 1970). Bu engel yenilme noktasının üzerinde makaslama gerilmesinin olduğu
yerde laminar akma ile hareket edecektir. Laminar akmanın kesilmesiyle akıntının
tabanında yayılan engel akmayı durdurur. Böylece tabana yakın kesimde doku debris
akıntısındaki tane yönlenmelerini koruyacaktır.
46
Laharların Diğer Kaba Taneli Çökellerle Karşılaştırılması
Laharlara benzer özelliklere sahip diğer kaba taneli çökelleri ayırt etmek, eğer kaynak
volkanik ve til, tillit, sel çökelleri ile piroklastik akma çökellerini içeriyorlarsa, oldukça
zordur, Bu tür çökellerin ayırt edici tek özelliği yoktur. Ancak bir kaç özelliğin birarada
değerlendirilmesi ayırt etmeye yardım edebilir (Tablo 10).
Laharlar, volkaniklastik flüvyal çökellerden aşırı derecede büyük blok içermesi ve kil
boyu tanelerin fazlaca bulunması ile ayırt edilebilir. Ayrıca laharların çok kötü boylanması,
kendi içinde tabakalanmasız olması, fazla kalınlığı, aşınmamış taban dokanağı ve
kömürleşmemiş odun parçaları içermesi en önemli özellikleridir. Tillitler de büyük bloklar
içermekte ve kötü boylanmalıdır; ancak, kömürleşmiş odun içermemekte ve çizilmiş,
kazılmış bir temel üzerinde oturmaktadır. Kaba taneli çökellerde üzeri çizikli kırıntıların
varlığı buzul kökeni için bir veri olabilir. Ancak geçmişte birçok kez ifade edildiği gibi bu
çizikler laharlarda da olabilir. Altlayan düzeydeki oyuklar bazı laharların altında
görülmesine karşın, genelde buzul çökellerinde bulunmaktadır.
Kaynaşmamış piroklastik akma çökellerinde yaygın pümeks bulunması, laharlardan ayırt
edici olabilir. Ancak sıcak piroklastik akıntıların akarsuyla karışmasından oluşan laharları
tanımlamak zor olabilir. Magnetizmaya bağlı dağınık yönlenmeye sahip kırıntılar içeren,
kaba taneli kötü boylanmalı çökeller olasılıkla lahardır. Tercihli yönlenmeye sahip
kırıntılar içeren çökellerin piroklastık akıntılar olduğu düşünülebilir. (Aramaki ve
Akimoto, 1957; Crandell, 1971; Crandell ve Mullineaux, 1973; Hoplitt ve Kellogg,1979).
Sıcak piroklastik akıntıların üst kesimleri sıcak gazların etkisiyle soluk kırmızı renkli
oksidasyona uğrayabilir. Suyla karışım ve sıcak debris taşıyan sıcak piroklastik
akıntılardan türeyen bazı laharların detaylı haritası yapılmadan önce kökenlerinin tayini
yanlış olur.
Sualtı yığın akmaları sırasında laharlar ve türbidit akıntıları zaman içerisinde birlikte veya
farklı zamanlarda gelişebilir ve farklı mekanizmalar ile yığın akmasının türü belirlenir
(Şekil 16a, b). Bunlar tane içi akışkan türbulansı, tane-tane çarpışması ve sıvılaşma etkisi
ile kontrol edilir.
Köken
Macdonald (1972), laharların oluşabileceği 12 değişik yol belirlemiştir. Bunları üç büyük
grupta toplamıştır:
•
Laharlar, püskürmenin doğrudan veya yakın sonucudur: göle, buzula veya buza akan
volkanik ürünler, püskürmelerden sonra veya sırasındaki sağnak yağış.
•
Laharlar, dolaylı olarak püskürmeyle ilişkilidir veya püskürmeden kısa bir süre sonra
oluşur: Altere kayacın veya gevşek debrisin veya göllerin hızlı boşalmasına neden olan
volkan yayılımı veya depremle laharın zincirleme oluşumu.
Laharlar hiçbir şekilde volkanik aktiviteyle aynı zamanda oluşmamıştır: sağnak yağış veya
erimiş suyun gevşek "tephra"yı harekete geçirmesi; duraysız yamaçların çökmesi (özellikle
diyajenetik ve hidrotermal olarak altere olmuş kilce zengin ve suyla ıslanmış kayaçlar);
aşırı yüklemeye bağlı olarak engellerin yıkılması; kaynaktaki buzun çözülmesi sırasında
47
donmuş zeminin aniden çökmesi; aktif ayrışma ve aşınmaya
yamaca sahip volkanlardan oluşan laharlar.
uğramış yüksek eğimli
Laharların belkide en yaygın tipi, püskürmenin durması aşamasında, yamaçdaki büyük
miktarda gevşek piroklastik döküntü veya akıntının sağnak yağmurla ıslanması sonucu
oluşur. Bir çok çalışmacı yaptıkları haritalarda, püskürme merkezinden uzaklaştıkça, “nuee
ardente” çökellerinin (volkanın yamaçlarında) laharlarla yanal olarak ortalandığını
belirlemiştir.
Bazı laharlardaki su, volkanın geçirimli kısımlarındaki ve kraterdeki kar ile buzdan
gelmektedir. Yağmur, tümüyle püskürme ile ilişkili olmayabilir. Diğer su kaynakları
volkanın yamacındaki erimiş su veya buz, veya krater gölleridir. Depremler püskürme
esnasında veya sonrasında laharları harekete geçirebilir.
Tablo 10. Kaba Taneli Çökellerin Laharlarla Karşılaştırılması
LAHARLAR
Tillit
(su ile işlenmiş olanlar hariç)
Büyük bloklar tonlarca ağırlıkta
olabilir.
Kaynaksız
ignimbrit
Aşırı derecede
büyük bloklar
yoktur.
Flüvyal çökeller
Büyük
kırıntılar
(>2mm)
Büyük bloklar
tonlarca ağırlıkta
olabilir.
Boylanma
Zayıf, baskın kil boyu
malzeme içerebilir.
Zayıf. Bol miktarda kil boyu
malzeme içerebilir.
Zayıf. Kil boyu
malzeme yok veya
azdır.
Zayıftan iyiye. Kil
boyu malzeme
seyrektir.
Derecelenme
Genelde ters normal
olabilir veya hiç
olmayabilir.
Genelde yoktur
Genelde yoktur.
Fakat varsa, normal
veya ters.
Genelde normal
Tabakalanma
ve kalınlık
Genelde çok kalın ve
belli belirsiz
tabakalanmalıdır.
Çok kalın, tabakalanma zayıf
veya yoktur.
Genelde çok kalın
ve belli belirsiz
tabakalanmalıdır.
İnce. Kanallarda
tabakalanma yuvarlak
çakıllar
Bileşim
Genelde % 100
volkanik. Piroklastık
veya epiklastiklerle
karışık malzeme
olabilir. Ekmek
kabuğu şeklinde
bomba içerebilir.
Birçok kaynaktan gelen
karışımlarla genelde
heterolitolojiktir. Plütonik,
metamorfik sedimanter kırıntılar
genelde piroklastiklerden daha
baskındır.
Piroklastik. Yaygın
ekmek kabuğu
bombalar içerebilir.
Aktif volkanizmanın
olduğu sahalar
dışında genelde
% 100 epiklastiktir.
Büyük
kırıntıların
yuvarlaklığı
Genelde yarı
köşeliden köşeliye
Genelde yarı köşeli yarı
yuvarlak yüzeyleri çizgili veya
çarpışma izli olabilir.
Genelde yarı köşeli
Genelde yarı
yuvarlak veya
yuvarlak.
Karbonlu
malzeme
Kömürleşmemiş–
Kömürleşmiş
Kömürleşmemiş
Kömürleşmiş
Varsa kömürleşmemiş
Pümeks
Bazı laharlarda
yaygın
Aktif volkanların çevresi
dışında bulunmaz.
Yaygın
Yayılım
Hafif ondüleli
yüzeylerde, vadilerde
Ova ve vadilerde tüm yüzeyleri
örtebilirler. Eğimli yamaçlarda
morenler.
Vadilerin aşağı
kesimlerinde ve düz
yüzeylerde.
Aktif volkanların
bulunmadığı arazide
yoktur.
Vadilerde sınırlıdır.
Alt yüzeyler
Genelde aşınmasız
Aşınmalı, genelde çizilmiş ana
kaya üzerinde bulunur.
Genelde aşınmasız
48
Aşırı derecede büyük
bloklar nadirdir.
Aşınmalı
Şekil 16. (a) Sualtı yığın akmalarındaki farklı tane destekleme mekanizmaları ve ilişkili akma tipleri
(Middleton ve Southard, 1978’den değiştirilerek), (b) Sualtı yığın akmalarının oluşum şekilleri, ilerlemesi ve
çökellerin genel özellikleri (R.G Walker, 1978’den değiştirilerek). Yuvarlak içindeki numaralar (a)’da
gösterilen esas tane destek mekanizmasına karşılık gelmektedir.
49
BÖLÜM. 7
LAVLAR VE LAVLARDAN TÜREYEN VOLKANİKLASTİK KAYAÇLAR
GİRİŞ
Püskürme öncesinde magma, sığ kesimlere yerleşimi ile birlikte sıkışmaya veya susuz
fazların kristalleşmesine bağlı olarak uçucu miktarınca doygun olabilir. Magmanın uçucu
içeriği az ise veya magmadan uçucu elemanların uzaklaşabildği bir sistem varsa efüzif
(patlamalı olmayan) bir volkanizma olur ve lav akmaları ile domları oluşturur. Magmadan
uçucu malzemenin uzaklaştığı bir kaç yol vardır:
(1) Küçük çaplı patlamalı püskürmeler ile magmatik gazın dışarı atılması,
(2) Bazı durumlarda sığ yerleşimli hidrotermal sistemlerin eşlik ettiği düzenli gaz çıkışı
ve kırıklı, geçirimli yan kaya boyunca gazın yoğunlaşması,
(3) Akma sırasında veya püskürme öncesinde gaz boşluğu (vesikül) oluşumu,
(4) Bacada magma yerleşimi, pasif yükselimi ve gaz çıkışı.
Şiddetli fakat kısa süreli volkanik aktivite (1) ile geçirimli baca duvarları boyunca gaz
çıkışı (2) çok yaygın olup karasal nötr ve silisik lav çıkışları buna eşlik etmektedir
(Newhall ve Melson, 1983; Taylor ve diğ., 1983; Eichelberger ve diğ., 1986; Heiken ve
Wohletz, 1985). Yüksek viskoziteli silisik lav akıntıları, domlar ve düşük viskoziteli
bazaltik lavların dokuları ile H2O içeriği üzerine yapılan çalışmalar gazın çok hızlı bir
şekilde fakat patlamalı olmayan vesiküllü lav akıntısıyla dışarı atıldığını göstermektedir
(3). Son yol ise esas olarak düşük viskoziteli magmalarda (çoğunlukla bazaltik) gelişmekte
ve genelde sakin lav püskürmeleri ile akışkan magmanın sprey şeklinde çıkışı
görülmektedir.
Magmanın fiziksel özellikleri (bileşim, sıcaklık, viskozite, uçucu malzeme ve fenokristal
içeriği) lavların ve volkanizma ile birlikte bulunan intrüzyonların fasiyes geometrisini ile iç
yapısını doğrudan belirlemektedir. Bir çok durumda hem lavlar hem de volkanizma ile
birlikte bulunan intrüzyonlar değişik miktarda düzenli laminar akıntılar veya otoklastik
yani yerinde (in-situ) fazla taşınmadan parçalanmış breş fasiyesi sunarlar. Laminar düzenli
fasiyes katılaşmış lav veya magmadan yapılıdır ve ince taneli porfiritik, camsı
kriptokristalin veya afanitik hamura sahiptir. Patlamalı volkanizma haricinde otoklastik
proseslerle oluşan otobreşleşme ve ani soğuma parçalanması -yerleşim ve bileşime bağlı
olmaksızın- büyük hacime sahip parçalanmış lavlar oluşturur. Aynı oluşum şekli ıslak
tortulların içine yerleşen intrüzyonların da breşlenmesine neden olur. Otoklastik fasiyes,
lavlarda otobreş ve/veya hyaloklastit, volkanizma ile birlikte bulunan intrüzyonlarda ise
intrüzif otobreş, intrüzif hyaloklastit veya peperit olarak görülür. Peperit, magmanın veya
laminar lav akıntısının ıslak tortullar ile karışımı sonucu gelişir.
Volkanizma ile birlikte bulunan intrüzyonlar ve intrüzif kompleksler sualtı tortul
havzalarındaki magmatizmanın önemli ürünleridir. Tüm bileşime sahip magmalar
volkanizma ile birlikte bulunan intrüzyon olarak yerleşebilirler. Bu kayaçlar vesiküllü,
vesikülsüz, kısmen pümeks içerikli, afanitik, kriptokristalin ve kısmen camsı hamur
içerisinde, kaba porfiritik veya afanitik (ince taneli) olarak bulunabilir.
Denizel volkanik patlamaların doğası; magmanın fiziksel özellikleri, püskürme miktarı,
baca geometrisi ve magmatik parçalanma gibi faktörlere bağlı olarak gelişen (1)
püskürmenin olduğu su derinliği (basınç), (2) gaz içeriği ve viskozite ile ilişkili magmanın
bileşimi ve (3) lav ve su girişimi dinamiği tarafından kontrol edilmektedir. Günümüzde
50
denizel piroklastik kayaçlar üç farklı şekilde oluşmaktadır: (1) okyanus ortası sırtlarda, (2)
okyanus levha içi volkanlar çevresinde, (3) dalma-batma zonunun üzerinde veya yay gerisi
havzalar.
Gaza bağlı parçalanma derinliği olarak bilinen (volatile fragmentation depth) derinlik, esas
olarak çözünmüş gazın tipine, miktarına ve bununla birlikte magma bileşimine bağlıdır.
Genelde 500 m`den daha sığ bir ortamdır.
Aktif olarak oluşan denizaltı volkanları su yüzeyine yaklaştıkça, piroklastik püskürmeler
ağırlık kazanır. Bu aşamada, volkaniklastik apronların oluşumunu, volkanın yamaçlarından
aşağı ve çevreleyen tortul havzalara doğru inen gevşek, duraysız volkanik debrisin
taşınması izler. Üçüncü olarak, denize dökülen lav ve piroklastik akıntılar büyük hacimli
volkanik debrise katılırlar. Bunlara daha sonra artan miktarda aşınan epiklastik volkanik
malzeme eklenir.
Derin su ortamında püskürme gözlenmemiştir. Gaza bağlı parçalanma seviyesi altında
oluşan volkaniklastiklere ait tüm veriler, klastiklerin incelenmesi, yükselmiş okyanusal
kabuk üzerindeki çalışmalar, Glomar Challenger ile yapılan temel sondajları ve sualtı
çalışmaları ile elde edilmiştir.Derin denizde oluşmuş volkaniklasik kayaçların göreceli
yüzdeleri, yastık lavlara ve geniş yayılımlı lavlara oranla azdır. Fakat katılaşmamış klastik
kayaçların lavlardan daha düşük karot verimine sahip olması nedeniyle, genç okyanus
tabanı üzerine yapılan sondajlarda belirlenenden daha fazladır.
Yastık Lavlar
Güncel okyanus ortasında yapılan gözlemler denizaltı ortam ve bazaltik yastık lav
yerleşimi arasında doğrudan ilişki olduğunu göstermektedir. Kabaca eliptik, yastık lavların
iki boyuttaki görünümleri olan yastık şekilleri gerçekte birbirlerine bağlı tüp ve lav lobları
benzeri yapılardır. Yastık lavlar soğuyan kabuğun gerildiği ve çatladığı yerlerden çıkarak
yayılırlar. Yastık lavların sadece çok az bir kesimi diğer loblardan bağımsız ve tek
başınadır. Yastık lav yayılım mekanizmasının lav viskozitesinden etkilendiği
düşünülmektedir. Nispeten düşük viskoziteli lavda, yastık lavlar genelde kırılmadan
gerilme ile yayılırlar ve kırılmamış yüzeylere sahiptirler. Daha yüksek viskoziteli lavlarda
düşük viskoziteli olanların aksine kırılma, parçalanma ve pütürlü yüzeyler sunarlar.
Soğuma çatlakları boyunca su girişimi aynı anda iç kesimlerin de soğumasına neden olur.
Loba devamlı olarak erimiş lav beslenmesi katlı kabuk oluşumuna neden olmaktadır (Şekil
17). Yastık lavlar halat yapısı, kıvrım ve çatlak gibi değişik yüzey yapılarına sahiptirler.
Dokuda dairesel ve ışınsal yapılar, yastık lavların iç yapısında belirgin olarak
görülmektedir.
Bazı yastık lav akıntılarında loblar çok iyi paketlenmiş ve bazı loblar diğer lobların arasını
doldurarak boşlukların yerini almıştır. Yapı ve şekildeki bu tip bir asimetri gençleşme
yönünü işaret eden güvenilir verilerden biridir. Paketlenmenin daha gevşek olduğu
durumlarda, yastık lavların boşlukları diğer tortullardan ve camsı çeperden yapılı
hyaloklastit ile doldurulur. Yastık lav çapında yukarı doğru düzenli bir azalma ise yerleşim
sırasında lav çıkışının azaldığını göstermektedir (Dimroth ve diğ., 1978; Staudigel ve
Schmincke, 1984).
51
Şekil 17. yastık lav loblarının yüzeylerinin yapısal özellikleri ve yastık lav büyüme modeli. Katlı kabuk bir
çok kez akışkan lavın gelmesi ile yastık lavın uç kesiminde gelişir. İki farklı yastık lav lobu simetrik boyuna
yayılma çatlağı sayesinde tek bir lobdan ayrılmakta ve her bir lob enine yayılma çatlakları boyunca
ilerlemektedir. Açık ve kapalı oklar sırasıyla yayılma ve akma yönlerini göstermektedir (Yamagishi,
1985’den değiştirilerek).
Yastık lavlar bazaltik bileşimli lavların sualtı ortamda yerleştiğini gösteren en önemli
veridir. Bununla birlikte, yerleşme şekli püskürme şekli ile aynı olmak zorunda değildir.
Örneğin, bazaltik “phoehoe” lav akıntıları genelde kaynaktan onlarca kilometre uzağa,
sahil çizgisine kadar ulaşırlar. Sulu bir ortama giren karasal lav akıntıları ilerleyerek
hyaloklastit ve uzun yastık şekilli loblar geniş yayılımlı lav deltaları nı oluşturmaktadır.
Yastık lavlar aynı zamanda içinde oluştukları suyun derinliği hakkında da göreceli olarak
bilgi vermektedir. Örneğin, yastık lavlarda vesiküllerin büyüklüğü ve miktarı yerleşim
derinliğinin yorumlanmasında kullanılabilir. Sığ sularda nispeten homojen bir kimyaya
sahip yastık lav serilerinde daha büyük ve daha fazla miktarda vesikülün olması
beklenmektedir.
Eski denizaltı volkanik serilerinde yapılan çalışmalar intrüzyonların suya doygun
hyaloklastit veya tortulların içine yerleşmesi ile de yastık lav lobları oluşturabileceğini
göstermiştir (Şekil 18). İntrüzif kayaçlar bazalttan asit bileşime kadar geniş bir kimyasal
bileşime sahiptirler. Yastık lav şeklindeki intrüzyonların ekstrüzif olanlarından ayrılması
için yastık lav arasındaki ve tabanındaki tortulların yapısal özellikleri hakkında detaylı
inceleme yapmak gerekmektedir. Peperit yastık şeklindeki intrüzyonların üst kesimlerinde
bazen oluşur, ancak lavların tabanında oluşmaz. Ayrıca, intrüzyonun kenarlarındaki
tortullarda tabakalanma bozulmuş veya parçalanmıştır. Farklı olarak, yastık lav akıntısının
üstündeki tortullar su sütunundan çökelmeleri veya akıntılarla yıkanmasına bağlı olarak
genelde tabakalanmıştır.
52
Şekil 18. Islak ve pekleşmemiş tortullar içerisine sokulan yastık lav şekilli bazaltik andezit silinin üst (A),
taban (B) ve uç (C) kesimini gösteren detay kesit. Josoji Formation, Miyoseni Japonya. Kano (1991)’den
değiştirilerek.
Yastık Lav Breşleri (Pillow Breccia)
Derin denizlerdeki en yaygın kırıntılı volkanik kayaçlar, lapilli-blok boyu malzemeden
yapılı değişik tipteki kaba breşlerdir. Breş bileşenlerinin uç noktası, birbirlerine dokunan
yastık lav parçaları içeren kırılmış yastık lavlardır. Parçalar arasındaki eklemler ya soğuma
sırasında gelişmiş (Şekil 19), ya da parçalanma ortam sıcaklığına kadar soğuduktan sonra
olmuştur. Bu breşler az matriksli veya matriksiz monolitolojik karakterdedirler. Bunlar
yerinde oluşmuş (in-situ) breşlerdir. Örneğin, tüp lavlar (tube lavas) yamacın dik olduğu
yerlerde duraysızlaşır ve yastık volkanların büyümesi sırasında çökerler. Kökenleri, yavaş
akan viskoz lavın parçalanması ile oluşan otoklastik karasal lav akıntılarına benzemektedir.
Bazaltik bileşimli kısmen breşleşmiş tabakalı lav akıntıları, Troodos ofiyolitlerindeki
(Kıbrıs) gibi bazı derin deniz istiflerinde görülür. Bununla birlikte sondaj karotlarındaki ve
daha eski lav istiflerindeki otobreşleşmiş lavları tanımlayan kriterler henüz
geliştirilmemiştir.
Mekanik “unrimming” olayı, su altında püsküren lavda görülen özel bir parçalanma
mekanizması olduğu uzun zamandır bilinmektedir. Bu şekilde oluşumuş kayaçlar Rittman
(1958) tarafından hyaloklastit “hyaloclastite” olarak adlandırılmıştır. Tüp veya tabakalı lav
akıntılarının gevrek camsı kabuğu arasındaki mekanik dayanım farklılığı, özellikle bir çok
kez ardalanmalı gelişen ve bu nedenle katlı lav kabuğu oluşan tüplerin yayılımı sırasında
ufalanmaları sonuçlar. Bu tip camsı lav kabuğunun eğik yüzeylere sahip parçaları, özellikle
yastık lavların iyi paketlenmediği üst kesimlerde oldukça yaygındır.
Yastık lav volkanları ile ilişkili en yaygın kaba breşlerin çok az veya hiç matriksi yoktur.
Ancak bazıları zayıf bir yuvarlanma gösteren birden fazla klast çeşitine sahip
(heterolitolojik) olabilir. Dilim şekilli yastık lav parçaları ve ince taneli-camsı kavisli
kenarlar bu breşlerin özelliğidir. Ancak boylanma ve tabakalanma yapıları geniş bir
dağılım sunar. Çoğu 5-20 m kalınlığında düzlemsel birimler oluşturur. Birbirlerine uyan
53
parçalara sahip kısmen kırılmış yastık lavlar, yastık lavlar ile yastık lav breşleri arasında
geçiş birimidir.
Yastık lav parçalarından oluşan breşler iki grupta toplanabilirler. Birincisi, yastık lav
oluşturan volkanların eğimli yamaçları ve daha büyük denizaltı dağlarında oluşanlar,
ikincisi ise okyanus ortası sırtlarda yaygın olarak bulunan denizaltı faylarının çökmüş
bloğu üzerine dolmuş talus breşlerdir (Şekil 19). Sondaj karotlarında yastık lav oluşturan
volkanların yamacı boyunca oluşmuş breşlerden ayırt edilmeleri oldukça zordur. Bazı
yastık lav parçaları içeren breşler (pillow-fragment breccia), kırıntılarda ters derecelenme,
lapilli-tüf matriks varlığı ve zayıf yuvarlaklaşma ile ayırt edilen debris flow şeklinde
yerleşmişlerdir. Bazı birimler yanal veya düşey olarak içerisine daha büyük yastık parçaları
dağılmış kül-lapilli boyu kırıntılar içeren kötü boylanmış tüf breşlere derecelenirler.
Denizaltı dağlarının yamacındaki bu alanlar, bu tip breşlerle temsil edilirler.
Diğer bir tip breş ise düzensiz yastık lavlar, lav parçaları ve birkaç milimetre veya
desimetre çapındaki küçük yastık lavlardan yapılıdır. Bu breşler tüf matriks ve kırılmış
yastık lav parçaları içerebilirler. Küresel, elips ve damla şekline sahip olması ve yastık lav
istifinin üst kesiminde baskın olarak görülmesi, daha büyük yastık lavlardan sızmayı
(Moore, 1975) veya denizaltı lav fışkırması (Carlisle, 1963; Schmincke ve diğ., 1983) gibi
oluşumları ortaya koymaktadır.
Hyaloklastitler
Hyaloklastitler soğuma ile lavların (ve intüzyonların) parçalanması ve patlamalı olmayan
bir volkanizma ile oluşmuş klastik parçalardır. Bazalttan riyolite kadar geniş bir bileşim
aralığına sahip magmalardan oluşabilir. Parçalanma termal gerilime tepki olarak lavların
veya intrüzyonların kenarlarında oluşan ani soğuma ile gelişir. Ani soğuma parçalanması
(quench fragmentation) karadan suya akan lavlarda, buzulaltında yayılan lavlarda ve
pekleşmemiş, ıslak tortullara sokulan magma üzerinde etkilidir. Ani soğuma parçalanması
öncelikle sokulan daykların üst kesimlerinde, lav ve intrüzyonların ise kenarlarında olur.
Parçalanmış kırıntıların boyutları birkaç milimetreden birkaç desimetreye kadar
değişebilir. Breşler yerinde parçalanmayı ifade eden yap-boz oyununa benzer dokuya
sahiptir. Tekrardan işlenmiş hyaloklastitler için tabakalanma göstermesi, akıntının değişik
kesimlerindeki breşlerin karışması ve yap-boz oyununa benzer dokuların yokluğu belli
başlı verilerdir (McPhie ve diğ., 1993).
“In-situ” hyaloklastitlerde taneler lavın devamlı hareketi ile biraz fazla yer değiştirebilir.
Yap-boz dokuları, klastların dönmesi ve birbirlerinden ayrılması ile değişir. Tane akması
ile hyaloklastitlerin tekrardan işlenmesi tabakalı bir örnek terkardan çökelmiş hyaloklastit
breşlerini oluşturur. Tabakalar derecelenmeli (normal veya ters) veya derecelenmesiz
olabilir. Yap-boz oyunu dokusunun kaybolmasına karşın tekrardan çökelmiş
hyaloklastitlerdeki klastlar ani soğuma dokularını korurlar. Karmaşık derecelenme ilişkileri
tekrardan çökelmiş hyaloklastitlerde, “in-situ” hyaloklastitler ve lav/dayklar arasında
görülebilir (Şekil 20).
Hyaloklastitler, lavın su ortamına yerleştiğini ve/veya magma sokulumunun ıslak tortullara
sokulduğunu göstermesi açısından önemli belirteçlerdir. Bununla birlikte, hyaloklastitler
harhangi bir su derinliğinde, tatlı suda veya denizde çökelebilirler. Sığ su hyaloklastitlerine
tekrardan çökelmiş veya ilksel piroklastik kayaçlar eşlik edebilir. Derin su hyaloklastitleri
ise tipik olarak masif veya yastık lavlarla, sığ yerleşimli intrüzyonlarla birlikte bulunurlar.
Çevredeki sedimenter fasiyesin özellikleri eski hyaloklastit serisinin yerleşiminin
anlaşılmasında kritik bir rol oynar.
54
Şekil 19. Denizaltı dağı yamaçlarının ve yastık lav breşlerinin diyagram gösterimi. Dik yamaçlar uçları
kırılmış yastık lavlardan ve tabanda ise yastık lav parçalarından yapılıdır. (Fornari ve diğ., 1979`dan
değiştirilerek)
Şekil 20. “In-situ” ve tekrardan çökelmiş hyaloklastit ve besleyen (feeder) dayk. (A)Besleyen dayktan çıkan
lav parçalanmadan çok kısa bir mesafe kat eder. (B) büyüyen hyaloklastit istifine besleyen dayk
sokulmaktadır. Duraysız “in-situ” hyaloklastit yamaç aşağı tekrardan çökelir. Yamagishi (1987)’den
değiştirilerek.
55
“In-situ” hyaloklastit, tekrardan çökelmiş hyaloklastit ve lavlar önemli miktarda kalınlık ve
hacime sahiptirler. Bazaltik hyaloklastit eski ve yeni denizaltı serilerinde esas bileşendir ve
yersel olarak okyanusal kabuk üzerinde onlarca metre kalınlığa ulaşır. Su veya buzul altına
yerleşen silisik lav istifleri genelde az, nadiren baskın oranda hyaloklastit içerir.
İnce Taneli Hyaloklastitler
Hyaloklastit terimi son birkaç yıldır çoğunlukla sideromelan parçalarının ince taneli
çökelleri için kullanılmıştır. Özelliği, eğik yüzeyli veya bloklu, vesikülsüz sideromelan
parçaları olmasıdır. Bunlar parçalanmış camsı veya önceden oluşmuş yastık lav parçaları
ile birlikte bulunabilirler ve tümüyle veya baskın olarak camdan yapılı birkaç metre
kalınlığında çökeller oluşturabilirler. Cam parçalarının esas olarak büyüyen yastık lavların
yayılımı veya lavın soğurken büzülmesi sırasında, yastık lavların camsı kabuğunun
parçalanması ile oluştuğu görülmektedir (Schmincke ve diğ., 1978; Schmincke, 1983).
Bazı yazarlar bu cam parçalarının su altına dalan lav veya lav kürelerinin kırılması ve
tanelenmesi ile oluştuğunu önermektedir (Fuller, 1931; Carlisle, 1963; Dick ve diğ., 1978).
Otobreş
Otobreşleşme akan lavın patlamalı olmayan bir volkanizma ile parçalanmasıdır. Bu oluşum
genelde lav akıntılarının yüzeyini (alt, üst ve kenarlar) etkilemektedir ve sert bloklar ile
levha şeklinde yapılar oluşturmaktadır. Bloklar birlikte kaynaşabilir ve devam eden
akıntının hareketi ile birbirlerinden ayrılabilirler. Bu prosesler daha sonra iç kısmı laminar
akıntılardan yapılı dışı otobreşleşmiş bir lav akıntısını meydana getirir. Breşleşmiş
yüzeyler bazı durumlarda laminar (coherent) lav akıntılarının içine doğru ilerler ve
düzensiz otobreşleşmiş lav cepleri şeklinde korunurlar.
Otobreşleşme, karasal lav akıntılarında yaygındır. Aynı zamanda bazalt ve riyolit bileşim
aralığına sahip denizel lavlarda da tanımlanmıştır. Sualtına yerleşen volkanizmada soğuma
parçalanması (yani hyaloklastit oluşumları) akma ve otobreşleşmeye eşlik etmektedir.
Ayrıca, intrüzyonlar da kısmen otobreşleşmiş olabilir. Otobreşler blok, dilim ve düzensiz
şekilli lav klastlarından yapılıdır. Akma bantları veya pümeks parçaları silisik otobreşlerin
tipik bileşenleridir. Kırıntılar, monolitolojik, tane destekli, matriksçe fakir , kötü
boylanmalı, yap-boz oyunundakine benzer (jig-saw fit yapısı) lav breşlerine ve laminar
(coherent) lav akıntılarına derecelenme gösterir. Laminar (coherent) lav fasiyesindeki
akma bantları otoklastik fasiyese kadar devam edebilir. Otobreş ve hyaloklastit arasındaki
dokusal farklılıklar zor ayırt edilmektedir. Otobreş tipik olarak çok az miktarda ince taneli
kırıntılar içerirken hyaloklastitlerde blokların çeperleri camsıdır ve ani soğuma çatlakları
içermektedir.
Peperit
Peperit, laminar (coherent) lav akıntıları veya magmanın pekleşmemiş ıslak tortullar ile
karışımı sonucu oluşan bir kayaçtır. Peperitler, intrüzyonlar ile ıslak tortulların
dokanağında ve pekleşmemiş tortulları sürükleyen lav akıntılarının tabanı boyunca yer alır.
Peperit oluşumuna katılan magma bazalt ve riyolit bileşim aralığında, ince taneli veya çok
iri taneli porfiritik olabilir. Peperitlerin oluşturan tortullar da çok değişik tane boyu, bileşim
ve dokusal özelliklere sahip olabilir. Gözenek suyu varlığı ve tortulun pekleşmemiş doğası,
magma ve tortul dokanağında peperitlerin oluşumuna neden olan en önemli etmenlerdir.
Aşırı derecede ısınmış gözenek akışkanı tortul tanelerin dokanaktan uzaklaşarak çevredeki
tortulların da fluidizasyonuna neden olur. Gözenek akışkanı buhara dönüştüğünde ise
yayılma patlamalı olur. Her iki proses de tortulların dokanağa yakın kesimlerinde
56
düzensizlik göstermesine neden olur. Tortul tabakalar genelde tahrip olmuş, kırılmış ve
kıvrımlanmıştır.
Peperit oluşumunun mekanizmaları ayrıca dış basınç (external confining pressure) ile de
kontrol edilmektedir. Lav akıntısının tabanı boyunca dış basınç akıntının kalınlığı ve sualtı
yerleşimler için su sütunu kalınlığına bağlıdır. Siller için dış basınç tortul kalınlığına bağlı
olup sualtı ortamda ise su sütunu kalınlığı da etkilemektedir.
Peperit, özellikle sualtı ortamlarında karışık tortul-volkanik serilerin esas bileşenidir.
Burada yükselen magma çok kalın pekleşmemiş tortulla karşılaşır ve genelde peperitli
kenarlara sahip sill veya düzensiz dayklar oluşturur. Peperitle birlikte bulunan intrüzyonlar
temel olarak tortullaşma veya volkanizma ile eş yaşlıdır ve katı yan kayaca yerleşen
intrüzyonlardan ayırt edilmelidir.
Peperitlerin tanınması iyi bir litofasiyes çalışması, doku ve tane şekillerinin detaylı
incelenmesine bağlıdır. Peperitler, laminar akmalı lav fasiyesi ve sığ yerleşimli
intrüzyonlar ile birlikte bulunur, tane veya ara madde destekli olabilir. Kumtaşı veya daha
ince taneli bir tortul kayaca bir intrüzyon yerleştiğinde kolaylıkla ayırt edilmesine karşın
çok bileşenli ince taneli bir volkaniklastik seriye sokulum olduğunda ayırt etmek oldukça
güçleşmektedir. Peperitin tortul bileşenleri genelde masif olmakla birlikte tabakalanma
gösterenleri oldukça kıvrımlıdır. Ayrıca, yakınındaki deforme olmamış tortul serilerle
keskin bir dokanağı veya derecelenmesi olabilir. Lav veya magmadan türeyen klastlar
fluidal, kıvrımlı veya blok şeklinde olabilir ve camsı kenar yüzeyleri ile ani soğumaya
bağlı “quench” olmuş çatlaklar içerebilir. Peperitic breş ise tabakalanmasız,
derecelenmesiz ve genelde kötü boylanmalıdır.
Magma, su ve ıslak tortul girişimine eşlik eden prosesler, ani soğumaya bağlı “quenching”,
otobreşleşme, buhar patlamalarıdır ve bu proseslerin tümü birlikte gelişebilir. Detaylı
yorumlamanın mümkün olmadığı bu gibi durumlarda “hidroklastik” terimi daha
kullanışlıdır. Bu terim klastik çökellerin patlamalı/püskürmeli intrüzif ve ekstrüzif
yerleşimler sırasında magma-su girişi ile geliştiğini ifade etmektedir.
SUALTI BAZALTİK LAV AKINTILARI
Sualtı bazaltik lav akmalarından en detaylı incelenenler yastık lavlardır. Ancak, güncel
okyanusal ortamda da masif düzlemsel akmalar, ince “sheet” akmaları, blok lavları, karasal
“pahoehoe” ya benzer yüzey yapıları gösteren değişik morfolojide bazaltik lav akmaları
gelişmektedir. Karasal bazaltik lav akmaları ile denizel olanlar benzer yapısal özellikler
sunarlar. Sualtı bazaltik lav serileri büyük miktarlarda, gravite çökmesi veya soğumaya
bağlı parçalanma (quenching) yoluyla, lavlardan türemiş kırıntılar içerirler. Yastık lavların
arasındaki boşluklar kabuk kesimlerinin parçalanmasına bağlı olarak genelde ince taneli ve
camsı hyaloklastit ile doldurulur. Hem genç hem de eski denizaltı bazaltik serilerdeki bazı
çökeller, karasal lav fıskiyesi ile oluşan kırıntılara benzer (bomba ve serpinti çökelleri)
bükülmüş, fluidal kırıntılar içerebilirler. Bu tür yapılar göreceli olarak daha sığ bir ortamda
oluştuklarını veya derinde çok kısa aralıklarla çok şiddetli olarak püskürdüklerini
göstermektedir.
57
SUALTI SİLİSİK LAV AKINTILARI, DOMLAR VE VOLKANİZMA İLE BİRLİKTE
GELİŞEN İNTRÜZYONLAR
Sualtı ortamlarda magmalar lav akıntıları veya domlar şeklinde yüzeye çıkabilir veya sill,
dayk ve kriptodom gibi intrüzif yerleşim gösterebilirler. Sualtı volkanik yerleşimlerde su
veya ıslak tortul ile ani soğumaya bağlı parçalanmanın oluşturduğu hyaloklastitlerin
gelişimi de önemlidir. Laminar (coherent) lav, peperit, hyaloklastit ve yeniden işlenmiş
hyaloklastit çökellerinin yayılımı ve dokanak ilişkileri yerleşim biçiminin belirlenmesinde
esas olarak değerlendirilen verilerdir. Taban dokanakları karasal ve sualtı ortamda benzer
özellikler gösterdikleri için üst dokanak ilişkileri daha detaylı incelenmelidir.
Sualtı silisik lav akmaları ve lav domları benzer dokusal özellikler sunarlar. Ancak, domlar
tipik olarak daykların kalıntılarını içerirler ve yanal olarak yaygın değildirler (Şekil 21).
Lav akıntıları ve lav domları porfiritik veya ince taneli (afanitik) dokuya sahip olup masif
veya akma bantlıdır. Lav akıntıları içindeki akma bantları genellikle alt ve üst dokanaklar
boyunca verev olarak uzanırlar. Lav domlarının masif çekirdeği in-situ hyaloklastitler ile
örtülebilir. Çok merkezli dom komplekslerinde değişik bileşimli lav ve hyaloklastit
ardalanması veya derecelenmesi karakteristiktir. In-situ hyaloklastitlerin yığın akması
şeklindeki çökelleri akma kenarlarında ve domun yamaç ve üst kesimleri boyunca tabakalı
yeniden işlenmiş hyaloklastit çökellerini oluşturur. Bir çok durumda ıslak tortullarla dom
veya lavların dokanak yaptığı yerde karmaşık lav-tortul breşleri (peperit) oluşmaktadır. Bu
durum lav akıntılarının tabanında, domların alt ve kenar kesimlerinde, ayrıca lav
akıntılarının kazarak ilerlediği yerde dokanak boyunca yaygındır. Tortullardaki ilksel
tabakalanma lavla karıştığı yerde sıcak gözenek akışkanının hareketinin yayılmasına bağlı
olarak parçalanmıştır. Özellikle silisik bileşimli lav akıntıları ve domlar, volkanik ve tortul
serilerle eş yaşlı geometri ve fasiyesi etkileyen bir topoğrafya oluşturur.
Genelde silisik lav akıntıları ve domlar kaynaktan çok kısıtlı bir mesafeye yayılırlar (lav
akıntıları için bir kaç km, domlar için bir kaç yüz metre mesafe) ve bu nedenle bacaya olan
yakınlığın belirlenmesi açısından önem taşımaktadır. Eski volkanik serilerde silisik lav ve
domların sualtında yerleştiğini tayin edebilmek için laminar lav akması, in-situ hyaloklastit
ve tekrardan işlenmiş hyaloklastit serisinin gözlenmesi en belirgin veridir. Bir çok
durumda birlikte bulundukları tortul fasiyeslerin özellikleri ortamın tayini için en önemli
özelliklerdir.
KARASAL SİLİSİK LAV AKINTILARI VE DOMLAR
Karasal silisik lavlar genelde kalın (birkaç on metre ile yüz metreden fazla kalınlıkta), dar
yayılımlı (bir kaç kilometre) ve küçük hacimli (bir kaç kilometre küp) lavlar ve domlar
şeklinde bulunurlar. Viskozite, soğuma miktarı ve püskürme hacmi silisik lav akıntılarının
şeklini ve boyutlarını belirleyen esas faktörlerdir. Lav akıntıları içindeki akma bantları,
gerilmiş vesiküller, kıvrım eksenleri ve yönlenmiş fenokristaller gibi bir çok yapısal ve
dokusal özellik yüksek viskoziteyi yansıtmakta, akma ile ilişkili iç yapısal özellikler
soğuma çatlakları ile örtülmektedir. Karasal silisik lav akıntıları ve domların enine
kesitlerine bakıldığında düz veya düze yakın üst yüzeylere, ancak çok eğimli kenarlara ve
akma önüne sahip oldukları görülmektedir (Şekil. 22). Dom ve lav akıntılarının üst
kesimleri yüksek eğimli akma foliasyonları ve rampa yapıları sunarlar. Tabana yakın
kesimlerde ise foliasyonlar düşük eğimlidir.
58
LAV DOMU
Şekil 21. Denizel lav akıntıları (üstte) ve domlar (altta) ile ilişkili olarak gelişen volkanik fasiyeslerin
dağılımı ve özellikleri. Her bir fasiyes diyagramında (1), (2) ve (3) ortada yer alan kesitlerin geçtiği noktaları
göstermektedir. Her kesitteki çökeller kökensel olarak aynı fasiyese ait olmalarına karşın farklı dokusal
özellikler ve iç yapıya sahiptirler.
59
Şekil 22. (A) Karasal silisik lav akıntısının şematik kesiti. Sol taraf vesiküllenme, devitrifikasyon ve akma
parçalanmasından kaynaklanan dokusal değişimleri göstermektedir. Sağ taraf ise akma foliasyonlarının
yönelimi ve akma kenarındaki breşlere ait belirsiz tabakalanmayı göstermektedir. (B) A’da gösterilen kesit
izi boyunca akıntının düşey kesiti. Belli başlı dokusal zonlanmayı göstermektedir. Fink ve Manley (1987) ile
Duffield ve Dalrymple (1990)’dan değiştirilerek.
Akma foliasyonundaki değişimin yanısıra, karasal silisik lavlar ve domların vesikül boyu
ve miktarı, devitrifikasyon-kristalleşme-hidrasyon etkileri gibi özellikler değişik dokuların
oluşumuna neden olur (Şekil. 22). Bu dokuların gelişimi püskürme öncesi koşullardaki
değişiklikleri (uçucu ve fenokristal miktarı), püskürme sırasındaki prosesleri ve
yerleşimden sonraki değişimleri (kristalleşme, devitrifikasyon, hidrasyon ve eklemli çatlak
gelişimi) yansıtır.
Laminar ve otoklastik fasiyes dağılımı silisik lav akıntılarında büyük ölçüde lavın akma
özellikleri ile kontrol edilmektedir. Riyolitik lavların akma özellikleri gerilme oranına,
sıcaklık ve uçucu içeriğine bağlıdır. Buna göre, lavın sıcak olan iç kesimi kırılmaktan çok
deforme olmakta, sert deforme olamayan alt ve üst kesimlerin arasında kıvrımlanmaktadır.
Vesikül içeriği ve miktarındaki değişim riyolitik lavlarda büyük farklılıklar göstermektedir.
Bazı kesimlerde riyolitlerin stratigrafisi püskürme öncesi ve sonrasında da olduğu gibi
magma kaynağındaki uçucu içeriğini de yansıtmaktadır (özellikle kristalleşme, uçucu
eksolüsyonu, uçucu dağılımı ve vesikül büyümesi). Akma sırasında gerilmeyle birlikte
sıcaklık artışı, silisik lavların daha vesiküllü olmasını sağlayan diğer bir proses olabilir.
Ayrıca, farklı dokusal tipler farklı yoğunluk ve akma özelliklerine bağlı olarak oluşur.
Örneğin, iri vesiküllü pümeks obsidyenden daha düşük viskoziteye ve yoğunluğa sahiptir.
Devitrifikasyon ve hidrasyon sonucu silisik lavlar ve domlar dokusal heterojenlik kazanır.
Özellikle dış kesimleri olmak üzere lav akıntılarının büyük bir kısmı ani soğumaya maruz
kalırlar. Lavların iç kesimlerinin daha yavaş soğuması sferülitik, granofirik ve
60
mikropoikilitik kristalize riyolitin çevresinde sferülitik obsidiyen zonu veya zonlarının
oluşumunu sonuçlar. Yüksek sıcaklık devitrifikasyonu ise akma tamamlanmadan önce
gelişir.
Yukarıda güncel silisik lav ve domların doku ve yapısal özellikleri özetlenmektedir.
Ancak, eski otobreşler ve yüzey yapılarının korunmasının zor olması ve camın ise ince
taneli kuvars, feldispat, zeolit ve fillosilikatlar tarafından ornatılması olasıdır. Sonuç
olarak, eski silisik lavlar genelde laminer, az vesiküllü veya vesikülsüz, sferülitik,
mikropoikilitik ve granofirik dokuya sahiptirler.
KARASAL BAZALTİK LAV AKINTILARI
Karasal bazaltik lavlar genelde “a’a” ve “phoehoe” olmak üzere iki akma şekli gösterirler.
İki farklı akma tipine ait yüzey ve dokusal özelliklerindeki farklılıklar, lavın viskozitesi ve
hacimsel püskürme oranına (püsküren hacim / püskürme süresi oranı) bağlıdır. Aa
formasyonu yüksek hacimsel akma oranı ve nispeten yüksek viskoziteye karşılık
gelmektedir. Aa lav akıntıları “clinker” olarak bilinen curuf şeklindeki lav ile örtülü masif
bir iç yapıya sahiptir (Şekil 23). Ortalama olarak, aa lav akıntıları phoehoe lav
akıntılarından daha kalındır ve akma sırasında iri vesiküller deforme olmuştur.
Phoehoe lavları düşük hacimsel akma oranına ve lav tüplerinde akma sırasında ısı kaybının
az olması nedeniyle nispeten düşük viskoziteye sahiptir. Phoehoe lavları kaynaktan
uzaklaştıkça soğumaya bağlı olarak aa lavlarına dönüşebilir. Phoehoe tipi lavlarda
yumuşak, yuvarlak yüzeyler ve halat şeklinde yapılar ayırt edici özellikleridir. Tek bir
akma birimi çok ince olabilir. Genelde camsı bir kabuğa sahiptirler ve daha önceden gazla
dolmuş vesiküller içerirler. Bazıları ise yoğun ve vesikülce fakirdir. Soğumanın
yavaşlaması nedeniyle phoehoe lavları tüneller boyunca çok uzak mesafelere kadar
akabilirler. Silisik lavlarla karşılaştırıldığında, karasal bazaltik lavlar daha düşük
viskozitelidir ve geniş yayılımlı (bir kaç on kilometre uzunluğunda), ince seviyeler (bir kaç
on metreden daha ince) oluştururlar.
Şekil 23. İki tip karasal bazaltik lav akıntısının boyuna kesitleri. (Lockwood ve Lipman, 1980)
61
BÖLÜM. 8
TÜRKİYE’DEKİ GENÇ VOLKANİZMA
DOĞU ANADOLU’DA KUVATERNER VOLKANİZMASI VE JEOLOJİSİ
(Yılmaz ve diğ. 1998)
GİRİŞ
Bitlis-Zagros süturu boyunca çarpışma ile sonuçlanan Arap Platformu ile Avrasya
arasındaki kuzey-güney yönlü yaklaşma hareketi bugün halen devam etmektedir. Bunun
sonucu olarak kıtasal kabuk kısalıp kalınlaşmış ve Türk-İran yaylası yüksek plato
oluşturacak şekilde yükselmiştir. Plato üzerindeki volkanik aktivite Neojen’de başlamış,
geç Miyosen-Pliyosen’de şiddetini artırmış ve tarihsel zamanlara kadar devam etmiştir.
Geniş yayılım sunan ve Türk-İran yaylası üzerinde önemli topografik yükseltiler oluşturan
volkanik merkezler Kuvaterner’de gelişmiştir. Kuvaterner yaşlı büyük volkanik merkezler
arasında Ağrı Dağı, Tendürek, Süphan ve Nemrut yer almaktadır. Büyük Ağrı ve Küçük
Ağrı’dan oluşan Ağrı Dağı bileşik bir stratovolkandır. Anadolu’nun yüksekliği bu volkan
sayesinde 5000 m üzerine ulaşmaktadır. Tendürek çift tepeli bir kalkan volkanıdır ve
yaygın olarak “pahoehoe” ve “aa” lav akıntıları şeklinde çok miktarda bazaltik ürün
vermiştir. Tendürek volkanı kötü gelişmiş bir yarım kalderadır. Süphan volkanı bir
stratovolkan olup silisik bir dom tarafından kapatılmıştır. Bu volkan 4000 m’yi aşan
yüksekliği ile Anadolu’da ikinci büyük topoğrafik yükseltidir. Volkan çevresinde küçük
çaplı domlar ve yan konilerin oluşturduğu bir küme bulunmaktadır. K-G doğrultusunda yer
alan volkan grubunun bir üyesi de Nemrut volkanıdır. Bu volkan iyi gelişmiş bir kaldera
çöküntüsüne ve kaldera gölüne sahiptir. Çeşitli volkanik aktiviteler son bir iki milyon yıl
içerisinde gelişmiştir. Kuvaterner yaşlı volkanik merkezler her ne kadar zamansal ve
konumsal olarak yakın bir topluluk oluştursa da bazaltan riyolite kadar değişen bileşimdeki
lavların geniş yayılımı yer almaktadır. Bu volkanlar değişik bileşimsel gidişlere sahiptir.
Ağrı Dağı farklı olarak subalkalin, Süphan ve Nemrut düşük dereceli subalkalin ve
Tendürek yüksek derecede kalkalkalin niteliklidir. İzotop oranları ile birlikte ana ve iz
element içerikleri magmaların heterojen bir manto kaynağından oluştuğunu
göstermektedir.
Doğu Anadolu, yarıdan fazlasının 1.5 km’lik yüksekliğe sahip olduğu yüksek topoğrafyalı
bir bölgedir ve Türk-İran yaylasına ait bir platodur. Doğu Anadolu platosu üzerindeki genç
volkanlar çok yüksek tepeleri oluşturmaktadır. Ağrı Dağı gibi bazı volkanik merkezler
dünya bilim adamlarınca tanınmakla birlikte volkanik merkezlerin jeolojik özellikleri
detaylı verilerin olmaması nedeniyle az bilinmektedir. Önceki çalışmalar, genel özellikleri
ile volkanları tanımlayıcı jeolojik veriler sağlamaktadır. Ancak bu çalışmalar genel olarak
jeokimyasal özellikler yardımıyla magma kökeninin belirlenmesi üzerinde yoğunlaşmıştır.
Detaylı jeolojik haritalama, volkanik stratigrafi, volkanik olayların özeti ve volkanik
merkezlerin yerlerinin belirlenmesi üzerine yapılan çalışmalar çok az sayıdadır (Özpeker,
1973; Güner ve Şaroğlu, 1987).
Genç yapısal elemanların dağılımı ve volkanik merkezler Şekil. 24’de gösterilmektedir.
Şekil.1 de gösterildiği gibi volkanik aktivite tarihsel zamanlara değin aralıksız sürmüştür
ve olasılıkla volkanizmada geç Miyosen-Pliyosen (6-3 milyon yıl) en aktif dönemdir
(Innocenti ve diğ.,1976, 1980; Yılmaz ve diğ., 1987, Pearce ve diğ., 1990). Volkanizma
Kuvaterner de az miktardaki merkezlerle sınırlı olarak gözlenir ve genellikle K-G kısalma
deformasyonu altında oluşmuş K-G tansiyonal açılmayı izlemiştir.
62
Şekil 24. Doğu Anadolu’daki ana volkanik merkezler ve ana faylar. Güneydeki bindirme fayı Bitlis-Zagros
sütur zonu boyunca uzanan ana bindirme fayıdır. NAF ve EAF sırasıyla Kuzey Anadolu ve Doğu Anadolu
transform faylarıdır. Küçük resim ise çalışma alanını göstermektedir (Yılmaz ve diğ., 1998’den
değiştirilerek).
Bu bölümde Doğu Anadolu’da Kuvaternerde aktif olan Nemrut, Süphan, Tendürek ve Ağrı
Dağı volkanik merkezlerinin jeolojik özellikleri ve volkanizma tipleri ile volkanik
olayların özeti sunulmaktadır.
NEMRUT
Geniş bir kaldera çöküntüsü ve kaldera gölü sunan Nemrut, Doğu Anadolunun görülmeye
değer volkanizmalarından biridir. Nemrut dağı, Van gölü doğusunda bulunan kısmen yaşıt
volkan guruplarının içinde en genişidir. Bunlar arasında Nemrut, Kirkor, Mazik büyük
volkanlardır. Bu volkanlar K-G yönünde tahminen 50 km’ye erişmektedir.Volkanların bu
dizilimi D-B gidişli nehir yataklarına bir engel oluşturmuştur ve Van Gölü’nün
gelişmesinde önemli bir rol oynamıştır (Güner, 1984 ve bölümdeki diğer kaynaklar).
Nemrut volkanik merkezi, Van Gölü’nün batı kenarı yakınında yer almaktadır. Tatvan
kasabasından 10 km uzaktadır (Şekil. 25a). Volkan, platodan (1700 metre) yaklaşık 2935
metreye yükselmektedir ve geniş bir elips şekline sahiptir. Elipsin uzun ekseni K/KBG/GD yönünde uzanmaktadır ve yaklaşık 27 km uzunluktadır.Kısa eksen yaklaşık 18 km
dir. Volkan yaklaşık 486 km2 bir alanı işgal etmektedir. Volkanik merkez yaklaşık 337.5
km3’lük volkanik malzemeden yapılıdır (Şekil. 25a).
63
Nemrut
Gölü
VAN
GÖLÜ
Şekil 25a. (a) Nemrut volkanik merkezinin jeoloji haritası. 1- Yamaç molozu, 2- Alüvyon, 3- trakiandezit, 4bazalt, 5- piroklastik kayaçlar, 6- bazalt, 7- trakit, 8- trakitik obsidyen, 9- pümeks döküntü ve akma çökelleri,
10- hyalotrakit, 11- lahar breşleri, 12- trakit, 13- bazalt, 14- vesiküler bazalt ve curufu, 15- trakit, 16obsidyen, 17- bazalt, 18- bazaltik curuf konisi, 19- trakit, 20- lahar breşleri ve akma breşleri, 21- trakit, 22aglomera, 23- obsidyen, 24- trakitik tüf, 25- obsidyen, 26- pirkolastik döküntü ve akma çökelleri, 27- pümeks
tüf, 28- trakit, 29- çoğunlukla metamorfik olan ayrılmamış temel kayaları, 30- açılma çatlakları, 31- normal
fay, 32- fay, atımı bilinmiyor, 33- püskürme merkezi, 34- krater, 35- lav “shrink”, 36- yelpaze çökelleri, 37lav akma yönü, 38- teras çökelleri, 39- kaldera duvarı, 40- küçük dom (Yılmaz ve diğ. 1998).
64
Şekil 25b. Nemrut volkanik merkezinin genelleştirilmiş stratigrafik kesiti, tablonun sağ tarafındaki sütun (a)
volkanitler tarafından örtülen alanı, (b) çıkan volkanik malzeme hacminin yaklaşık miktarını göstermektedir
(Yılmaz ve diğ. 1998’den Türkçeleştirilerek).
Nemrut büyük bir kaldera çöküşü olayına maruz kalmış olup çok kökenli (polygenetic) bir
stratovolkan özelliği sunmaktadır. Kaldera duvarı yaklaşık 688 metre yüksekliktedir.
Çöküntü alanının çapı tahminen 8.3 × 7 km olarak ölçülmektedir. Kaldera içinde bir büyük
kaldera gölü ve dört adet küçük göl bulunmaktadır (Şekil 25a). Bu dört gölcük mevsimsel
iken kaldera gölü süreklidir. Sürekli bulunan göl 4.9 × 2.1 km alanında yerleşerek
kalderanın batısını işgal etmektedir. Göl tatlı su ile dolu olup su derinliği ortalama 100
metredir (en derin kesim 155 metre) (Özpeker 1973). Bir takım belirgin olmayan sıcak
buhar çıkışları ve gaz boşlukları bulunmaktadır. Az miktarda gaz çıkışı kaldera tabanında
aktiftir. Sıcak su çıkışı olan yerlerde gaz kabarcıkları örneklenmiştir ve Nagao ve diğ
(1989) tarafından bulunan oranlara benzer şekilde 3He/4He oranı 1.06 olarak bulunmuştur.
Juvenil gaz çıkışı günümüzde halen devam etmektedir ve toplam He gazının % 95'i
mantodan türemiştir.
65
Şekil. 25a’da gösterilen Nemrut'un detaylı jeolojik haritası ve Şekil 25b’de gösterilen
stratigrafik kesit, hava fotoğrafları ve arazi çalışmaları yardımıyla hazırlanmıştır. Nemrut
Dağı’nın jeolojik haritası ve aşağıda verilen özeti, Nemrut volkanik merkezinin gelişimi
sırasındaki bazı önemli volkanik olayları göstermektedir.
Koni öncesi faz
Bu bölgedeki volkanların yaklaşık K-G yönlü gidişi, volkanik aktivitenin bacadan 5-10 km
uzaktaki çatlaklardan püskürmesiyle (“fissure eruption”) başladığını ortaya koymaktadır.
Başlangıçta volkanik aktivite patlamalı olarak başlamıştır ve baskın olarak trakit bileşimli
(28’den 26’ya) kalın (50 metre) bir piroklastik dizi oluşturan "Pliniyen" püskürmesi
gerçekleşmiştir (burada ve daha sonraki parantezlerdeki numaralar litoloji numaraları olup
jeolojik haritalarda ve genelleştirilmiş stratigrafik kesitlerde açıklanmıştır). İlk piroklastik
ürünler yaklaşık volkanik merkez çevresinde çok geniş (500 km2) bir düzlüğü örtmüştür
(27, 26). Piroklastik tabakalar, püskürme ile oluşan toz bulutundan (püskürme sütunu)
döküldüğünü gösteren iyi boylanmış pümeks kırıntılarından yapılıdır ve bu çökeller kalın
(30 metre) piroklastik akma çökelleri ile ardalanmalıdır. Daha sonra Bitlis Masifi’nin
temelini oluşturan metamorfik temel kayaları ve aynı zamanda gölsel fasiyesin Miyosen
kıtasal çökellerini üstleyen ignimbirit platosu oluşmuştur. İnce ve kaba piroklastik
tabakaların belirgin düzeyleri beyaz, sarı ve soluk kahve renktedir. Her bir patlamalı faz
birbirinden farklı genellikle 1 metreden kalın tabakalar oluşturmuştur. Volkanik dizideki
piroklastik kayaçlar ve ilk oluşmuş lavların göreceli miktarları güneyden kuzeye
ölçüldüğünde volkanizmanın kuzeye doğru göç ettiği anlaşılmaktadır. Çünkü
lav/piroklastik ardalanması üzerinde kısmen yayılım sunan lav tabakaları kuzeye doğru
daha baskındır.
Yığın akıntısına bağlı olarak oluşan çökeller taban üzerinde 15 dereceden fazla olmayan
hafif bir eğimle volkanik merkezden uzağa yayılmış belirgin tabakalar ile ayırt
edilmektedir. Eğimlenmiş tabakalar kıvrımsızdır ve ilksel yüksekliklerini korumaktadırlar.
Bu durum, püskürmenin volkanik merkezin geliştiği noktada sınırlı kaldığını
göstermektedir. Bu görüş aynı zamanda benzer dönemde oluşmuş riyolit ve trakit, curuf
konilerinin bir kısmının yay şeklinde yayılım sunması nedeniyle desteklenmektedir. Bu
volkanik ürünler tanjansiyel ve radyal çatlaklar boyunca yerleşmişlerdir (27’den 24’e).
Kaynaklı ve kaynaksız tüf tabakaları, trakitik lavlar ve piroklastik kayalar üzerinde
yaklaşık 250 km2’lik bir alanı örtmektedir. Piroklastik akıntılar (24) volkanın doğusundan
ve az miktarda da batısından aşağı doğru akmıştır.
Koni oluşum fazı
Koni oluşumu fazında volkanik aktivite, siyah trakit ve yüksek akıcılığı olan bazaltik lav
akmaları (23’den 20’ye) oluşturmuştur. Bunlar kaldera duvarını oluşturan seri içinde netçe
gözlenmektedir. Koniyi oluşturan püskürme piroklastik akıntılarla ardalanmalı ince lav
tabakalarını (>5m) çökeltmiştir. Volkanik aktivitenin bu bölümünde akıcı lav başlıca
güney yönde ve 40 km’den daha uzak mesafelere yayılmıştır. Lav akması Bitlis boğazı
yönünde ilerlemiştir. Vadi boyunca akan bazaltik lavlar genellikle 200 metreden geniş ve 5
ile 30 metre yüksekliğindedir. Bazalt püskürmesinden sonra trakit ve riyolit çıkışları
meydana gelmiştir. Koyu renkli piroklastik kayaçlar trakit ve riyolit püskürük ile birlikte
çökelmiştir (18-16). Kirkor domu güneyde kısmen bu olayla aynı dönemli oluşmaya
başlamıştır (19’dan 17’ye). Volkanik aktivite, bazalt ve trakit lavları ile piroklastiklerinin
püskürmesini izleyerek (17 ve 16) şiddetini arttırmıştır. Beş büyük patlamalı fazın
ayırtlandığı yerdeki kaldera duvarı serisindeki tefra dizisinde piroklastik türbulans,
66
döküntü ve akma üçlüsü ayırt edilmiştir. Aşınma yüzeyi (marked erosional surface) ile
ifade edildiği gibi trakit (15), bazaltik lavlar ve ignimbriti kapsayan piroklastik akmalar
(16) volkanik aktivitenin olmadığı dönemi takiben püskürmüştür ve volkanizma ürünleri
merkezden ışınsal olarak dağılmıştır. Her püskürme fazının sonunda ince ve soluk yeşil
akma foliasyonu sunan hyalotrakit lav tabakası, yer yer akma izleri içeren obsidiyen
akıntıları ile ardalanmalıdır. Sonuç olarak geniş bir volkanik koni gelişmiştir. Özpeker
(1973), bu fazda oluşmuş olan tabakaların ortalama 40o eğimli olduğunu kabul ederek
volkanik koninin kaldera çökmesinden önce 4400 metreye eriştiğini ileri sürmüştür.
“Climatic” faz
Volkan konisinin tepesi durgun bir dönem ve kısmen dirilen domlaşma sonrası çökmüştür.
Tahminen 24.4 km3 hacimli bir malzemenin volkan içerisine göçtüğü kabul edilmiştir.
Kaldera sonrası faz
Çökme sonrasında kalderanın kenarında kalın, viskoz trakitik ve riyolitik lav ile piroklastik
akma (12’den 8’e) ürünlerinin ortaya çıktığı bir püskürme meydana gelmiştir. Pümeks
blokları ve ince külden oluşan felsik bileşimli piroklastik akma ürünleri (9), şiddetli buhar
püskürmesine uygun olarak kalderanın dış yamacından aşağıya hareket ederek kaldera
duvarının doğusundaki açığa doğru ilerlemiştir. Püskürmenin bu bölümdeki olaylar yüksek
kaldera merkezinde şu an mevcut olarak bulunan 10 dan fazla dom ve tüf konilerini
oluşturan piroklastik olayların geniş bir bölümü ile karekterize edilir. Bu aktivitenin
sonucu olarak tekrarlanan piroklastik akıntılar, masif akma bandı sunan iri camsı siyah
obsidyen eşliğinde ignimbirit (9) havuzunun oluştuğu kaldera tabanında toplanmıştır
(10’dan 8’e). Nadir olarak kaldera tabanında camsı obsidyenden pümeks akıntısına doğru
geçiş gözlenmiştir. Bu bölüm esnasında yoğun perlitik hyalotrakit akmalar meydana
gelmiştir. Bununla beraber Göltepe (10) olarak bilinen merkeze yerleşmiş tali koni
oluşmuştur. Göltepe'nin yaklaşık 1.5 km kuzeyinde yerleşmiş diğer bir tali koni daha sonra
oluşmuştur. Bu olayı bir grup sinder konisi, patlamalı kraterlerin bir dizisi ve domlar (7)
takip etmiştir. Bunlar K-G doğrultusu boyunca uzanan açılma çatlaklarına yerleşmiştir.
Daha sonraki dönemde volkanın kuzey kanadında bazaltik - trakitik lavlar ve ardalanmalı
olarak piroklastik püskürüklerden oluşan sinder konileri ile domlardan yapılı karmaşık bir
alan haline gelmiştir. Bu püskürmeler silisik piroklastik malzemenin yerleşmesi ile temsil
edilir.
Geç faz
Daha sonraki dönemde volkanik aktivite büyük oranda kaldera içinde ve kaldera
duvarından kuzeye doğru gelişmiş kuzey-güney doğrultudaki kırıklar boyunca çatlak
püskürmesi ile sınırlanmıştır. Kaldera tabanında yarıklar boyunca çıkan yirmi üç adet tali
koni ve dom belirlenmiştir. Bu konilerden trakit lav ve montisellit içerikli olivin bazalt
lavları püskürmüştür. Küçük konilerin çapu 10 ile 100 metre arasında değişmektedir.
Tansiyonel kırıklar kaldera dışında sonradan devam eden volkanik aktivite (5-3) nedeniyle
muhtemelen kuzeye doğru yayılmıştır. Volkanın en genç ürününü sunan trakitik/bazaltik
lav Nemrut kuzeyinde yerleşmiş olan yarıkları doldurmaktadır (3). Nemrut, 1441 yılında
(Oswalt, 1912) meydana gelen patlamalı püskürmesiyle Anadolu'nun tarihsel olarak
kaydedilmiş tek volkanıdır. Bu püskürme esnasında bölge halkı tarafından kantaşı
(bloodstone) olarak bilinen koyu renkli kırmızı lekeli trakitik lavlar oluşmuştur. O günden
beri volkan kaldera tabanından yayılan küçük gaz çıkışları dışında aktivitesini yitirmiştir.
Değişik bölgelerden alınmış kaya örnekleri üzerinde izotopik yaş tayini yapılmış ve 2.5
milyon yıldan tarihsel zamanlara kadar değişen sürelerde yaşlar bulunmuştur.
67
SÜPHAN
Süphan volkanı 26 × 24 km genişliğinde birleşik bir stratovolkan olup Anadolu’da 4158
metreye varan yüksekliği ile ikinci büyük yükseltiyi sunmaktadır. Volkan tepesi sürekli
buzullarla kaplıdır. Volkanik merkez yüzeyde yaklaşık 491 km2 lik bir alanı örtmektedir ve
tahminen 590 km3 volkanik malzemeden yapılıdır.
Van gölü kuzeyine yerleşmiş olan (Şekil. 24) Süphan volkanı bölgedeki üç büyük yerleşim
yeri arasında yeralmaktadır. Bunlar doğuda Erciş, batıda Ahlat ve kuzeyde Malazgirt’dir.
Volkanik merkez KKD-GGB ve BKB-DGD yönlü iki büyük fay zonunun kesiştiği noktada
bulunmaktadır. Volkan tepesinde yaklaşık 250 m yüksekliğinde ve tahminen 2.5 × 2 km
genişliğinde bir dom bulunmaktadır. Bu volkanik dom, riyolitik ve dasitik lav
yığınlarından oluşup baca üzerinde bulunmaktadır. Bu dom 6 × 5 km’lik, başlıca kaya
heyelanlarından (“volcanic debris”) ve lav yığınlarından oluşan (10) kayalık bir arazi ile
çevrelenmiştir.
Volkanın yamaçlarında çok derin olmayan vadiler, dağları keserek büyük buzullara
rağmen volkanik serinin ayrıntılarını göstermektedir. Süphan volkanının genelleştirilmiş
stratigrafik kesiti, arazi verileri ve hava fotoğrafları yardımıyla oluşturulmuştur. Aşağıda
sıralanan volkanik fazlarla oluşmuş olan volkanın gelişimini gösteren jeolojik harita ve
volkanik stratigrafi Şekil. 26a ve b’de sunulmaktadır.
Koni öncesi faz
İlk volkanik aktivite, araziyi baştan başa kesen büyük açılma fay zonları boyunca
gelişmiştir. “Pliniyen-subpliniyen” püskürmeler felsik piroklastik döküntü ve akma
çökellerini (19) oluşturmuştur. Süphan pümeksi bu fazda 300 km2’lik bir alanı örterek
Pliyosen-Pleyistosen yaşlı genç gölsel sedimentlerle (21) ardalanmalı olan alt Miyosen
denizel kireçtaşları üzerine çökelmiştir. Pliyosen-Pleyistosen yaşlı genç gölsel sedimentler
volkanik aktivite başladığında tüm bölgenin sığ bir gölle kaplı olduğunu göstermektedir.
Koni oluşum fazı
Volkanik koniyi oluşturan ilk püskürmeler bazaltik ve andezitik lavların kalın (100 metre)
tabakaları ile ardalanmalı olan piroklastik döküntü ve akma çökellerini (18) oluşturmuştur.
İlk volkanik çökeller volkanik merkezden 20o ile 30o arasında değişen hafif bir eğimle
ışınsal olarak uzaklaşmıştır. Bundan sonra merkez kraterden hiyalodasit ve andezitik lavlar
akmış ve güneybatı yamacını takip etmişlerdir (16, 17). Bu ürünleri sırasıyla batı yamacı
boyunca hareket etmiş olan latit ve dasitik lavlar izlemiştir. Volkan, patlamalı aktivite
boyunca çeşitli zamanlarda piroklastik akma ve döküntü çökelleri, çamur akmaları ve lahar
breşlerinden (lav akmalarıyla ardalanmalı olarak) oluşan piroklastik malzemeler
çıkarmıştır. Dasitik ve andezitik lav/piroklast ardalanması 20 km den daha geniş bir alan
örten 500 metre kalınlıktaki volkanik diziyi oluşturmuştur (18’den 14’e). Andezit ve akıcı
hipersten bazaltların (13) büyük bir bölümü (>250 metre) daha sonra akmışlardır (13).
Andezit ve hipersten bazaltlar ana kraterden tüm yönlerde akmış ve volkan çevresinde
geniş bir alan örtmüştür. Bu evrede lavlar kuzeydoğuda bulunan alanda 300 km2’den daha
geniş bir alanı kaplamıştır. Bu fazın sonunda volkan üzerinde merkez dom (11, 12)
oluşmaya başlamıştır. Domun gelişiminin çeşitli bölümlerinde tahminen 250 metre
yükseklikte ve 2 km genişlikte dasit ve riyolit lavları oluşmuştur. Dom gelişiminin son
bölümlerinde baca üzerinde yüksek silika lavları yığılmıştır ve ana krater lav sütunun
sokulumu ile tıkanmıştır.
68
69
Şekil 26a. Süphan volkanik merkezinin
jeoloji haritası, 1- Alüvyon, 2- Moren,
3- Dasitik curuf konisi ve piroklastik
kayaçlar, 4- Pümeks ve kül döküntü
çökelleri, 5- Bazalt, 6- Riyolit domları,
7- Volkanik breş, 8- Riyolit domları ve
beraberindeki lav akıntıları, 9- Riyolit
domları ve beraberindeki lav akıntıları,
10- Dasit ve riyolit lavları ve
beraberindeki piroklastik kayaçlar, 11Hyaloandezit lavı, 12- Andezitik küçük
koniler ve beraberindeki lav-piroklastik
kayaçlar, 13- Hipersten bazalt, 14Curuf konileri ve piroklastik akıntılar,
15- Latit ve dasit lavları, 16- Obsidyen
akıntıları, 17- Hyalodasit, 18- Pümeks
tüf, 19- Pümeks kül dökünti ve akma
çökelleri
ile
gölsel
çökellerin
ardalanması, 20- Lav moreni ve
aglomera, 21- Killi kireçtaşı, kiltaşı ve
konglomera (Pliyosen), 22- Kireçtaşı
(alt Miyosen), 23- Ayırtlanmamış temel
(baskın olarak metamorfik), 24- Curuf
konisi, 25- Krater, 26- Maar, 27Volkanik dom, 28- Tıkaç (plug), 29Kesin ve yorumlanmış fay, 30- Buzul,
31- Teras, 32- Bataklık, 33- Akma yönü
(Yılmaz ve diğ. 1998).
Şekil 26b. Süphan volkanik merkezinin genelleştirilmiş stratigrafik kesiti (Yılmaz ve diğ. 1998’den
Türkçeleştirilerek).
Yamaç püskürme fazı
Yan püskürmeler dom gelişimi sırasında başlamıştır. Bu dönemde magma yeryüzüne
değişik yollardan çıkmış ve volkan kenarlarından püskürmüştür. Doğu kenarındaki
çatlaklardan patlamalı püskürmeler meydana gelmiştir. Bu olayda piroklastik malzemelerin
püskürmesinden sonra yüksek silisik dasit ve riyolit lavlar çıkmıştır. Piroklastik
malzemeler küçük konilerle hemen hemen birleşmiş konumdadır (12, 11, 9). Volkan
kenarında 200 metreden kalın kül ve pümeks döküntüleri çökelmiştir. Piroklastik döküntü
tabakalarının eğimindeki belirgin değişim merkez kraterin yaklaşık 150 metre
yüksekliğinde olduğunu önermektedir. Batıdaki yamaçta sinder konilerinin oluşturduğu
70
karmaşık bir alan meydana gelmiştir (10) ve bu alan 10-100 m çapında dasit ve andezit
karmaşasından yapılıdır. Domlar ve koniler aynı zamanda kuzeydoğu yönlü açılma
kırıkları boyunca gelişmiştir. Püsküren yüksek viskoziteli lavlar baca kenarında
katılaşmışlardır. Daha sonra kuzey ve güney yamaçlarında küçük çaplı koniler, domlar ve
akmalar gelişmiştir.
Yamaçlardaki püskürmelerin daha geç aşamalarında ana bacanın kuzeybatı tarafında tali
koniler oluşmuştur (5). Lav akıntıları vadiler üzerinden hareket ederek kuzeybatı yönünde
uzun mesafeler katetmiştir. Bu lavlar 200 km2 den daha geniş bir alanı örtmektedir. Süphan
merkezinden yaklaşık 25-30 km uzakta lavlar Malazgirt havzası ve Adilcevaz havzası genç
sedimentlerini örtmüştür (Güner ve Şaroğlu, 1987).
Volkanın güney kanadında gelişmiş olan Aygırgölü Maarı’nın (Şekil. 26a) yamaç
püskürmesinin geç bölümlerinde “phreatic” püskürmelerle oluştuğu kabul edilmiştir.
Aygırgölü maarı düz tabanlı, düşük röliyefli patlamalı kraterdir. Bunlar tabaka kenarlarının
altında çok köşeli kırıntılar sunmaktadır. Maar’ın yapısal bölümlerini oluşturan piroklastik
çökeller düz tabakalanmalıdır ve inceden kabaya değişen taneli tefra içermektedir. Maar
yaklaşık 1.5 km çapındadır. Kenarları yaklaşık 50 m yükseklikte ve denizden yüksekliği
2000 metreye erişmektedir. Krater su ile dolu olup dairesel bir göl oluşturmaktadır.
Değişik püskürme fazlarında oluşmuş kaya örneklerinden yapılan radyometrik yaş tayinleri
volkanın 2.0 - 0.1 milyon yıl önce muhtemelen Kuvaterner ve Pleyistosen’de oluşmuş
olduğunu göstermektedir (Tablo. 11).
TENDÜREK
Tendürek volkanı düşük rölyefli, 3500 metre yükseklikte ve yaklaşık 650 km2 alan örten
bir volkanik merkezdir. Yaklaşık 300 km3 volkanik malzemeden oluşmuştur. Volkan,
Çaldıran ve Doğubeyazıt kasabaları arasında, İran sınırı yakınında ve Ağrı Dağından 50
km güneyde yeralmaktadır (Şekil 27a).
Tendüreğin tamamı sağ doğrultu atımlı olan Balık Gölü fay zonunda gelişmiş polijenik bir
kalkan volkanıdır. Fay, 30 km yi aşan uzunluğu ile İran’dan Diyadin alanına uzanmaktadır.
Tendürek volkanik merkezi eliptik bir şekile sahiptir (30 × 20 km). Elipsin uzun ekseni
kuzey-güney yönünde uzanmakta ve açılma kırıklarına paralel durumdadır. Bu tansiyonal
kırıklar Balık Gölü fay zonu ile birlikte oluşmuştur.
Tendürek volkanik merkezi tepesinde iyi gelişmiş iki volkanik koniye sahiptir. Batıda
yeralan tepe doğudakine göre daha geniş ve uzundur. Geniş olan tepe yaklaşık 1km
çapında ve 250 metre yüksekliğinde, daha küçük olanı ise yaklaşık 800 metre çapında ve
100 metre yüksekliktedir. Batıda yeralan tepe daha küçük olmakla birlikte morfolojik
olarak çok ilginç özelliklere sahiptir. Batı krateri dar ve huni şekilli bir açıklığa sahiptir.
Kraterin batı sırtında uzun ve silindirik şekilli trakitik bir iğne (spine) uzanmaktadır. Doğu
krateri düz olup bir krater gölüyle doludur. Buzulla örtülü olan doruğu iki koni ile
çevrelenmektedir ve kısmen parçalanmıştır. Güney yarısı yarıdairesel, konsantrik faylar ve
kırıkların (29) varlığından dolayı daha iyi gelişmiştir. Bu durum kuzey yarısında yoktur
(Şekil. 27a).
Tendürek volkanı aşağıda özetlenen esas püskürme fazları sonucunda oluşmuştur.
71
Koni öncesi faz
Volkanik aktivite açılma fayları ile ilişkili çatlak püskürmesi şeklinde başlamıştır. Bu
yanlızca derin vadiler boyunca yüzlek veren piroklastik döküntü ve akma çökellerinin
oluşumu dahilinde trakitik sıvının çıkışını sonuçlamıştır. Piroklastik kayaçlar temelde
volkanik olmayan kayaçlar üzerine oturmuştur. Bunlar Şengör ve Yılmaz (1981)’ın
tanımladığı Doğu Anadolu yığışım kompleksi litolojisindedirler (5). Kuzeyde Eosen
filişleri yayılım sunarken (7) güneyde daha çok metamorfik kayaçlar yer almaktadır (1’den
4’e).
Her patlamalı püskürmeyi viskoz trakitik lavlar izlemiştir. Koni öncesi volkanik aktivite
ayrıca kuzey-güney yönlü çatlaklar boyunca uzanan küçük domlar oluşturmuştur (14).
Bunların etrafında sinder ve serpinti konilerinden yapılı bir malzeme oluşmuştur (14).
Volkanik aktivitenin bu bölümünden sonra kuzey-güney yönelimli çatlaklardan yüksek
akışkanlığa sahip bazaltik lavlar (12’den 14’e) püskürmüştür. Bu dönemde lavlar kuzeye
ve güneye yayılarak geniş bir bölgeyi (>1000km2) kaplamıştır. Bu havzaların genç alüvyal
ve flüvyal çökelleri bazalt lavlarının altında bulunmaktadır.
Koni oluşum fazı
Volkanik aktivite daha sonra doğudaki kraterden akan trakitik lavların (14’den 16’ya)
püskürmesi ile başlayarak koninin bugün bulunduğu yerde devam etmiştir. Bu bölümde
lavlar koniden ışınsal yayılmışlardır. Bu olayı hafif eğimli tabakalar şeklinde (18) geniş
yayılımlı birçok bazaltik lav akmaları izlemiştir. Kalın ve viskoz trakitik lav ve
beraberinde bulunan piroklastik kayaçların tabaka serileri, doğudaki kraterden çıkan
bazaltik lavların püskürmesini izlemiştir (15’den 17’ye). Bu dönemin sonunda ardalanmalı
olarak trakit ve bazaltlar akmıştır. Dışarı çıkan trakitik lavlar volkanik merkezden 20o ile
40o arasında değişen açı ile uzaklaşmıştır. Doğu kraterinden daha sonraki evrede, doğudaki
dere ve vadileri takip ederek aşağıya inen akışkan bazalt lavları püskürmüştür (13). Son
evrede ise yeni bir trakitik püskürme başlamıştır. Viskoz trakitik lav çıkışının azalması
sırasında bacaya yeni lavlar enjekte olmuş ve krateri kapatacak şekilde katılaşmıştır. Daha
sonra volkan sakin bir döneme girmiştir. Batıdaki krater ise volkanik aktivitenin daha geç
dönemlerinde yeniden etkin olması ile oluşmuştur.
“Climatic” faz
Volkanik aktivitenin en yoğun olduğu dönem batı kraterinden çıkan akışkan bazaltik lav
akıntılarına (20) (>250m kalınlıkta) karşılık gelmektedir. Volkanın bugünde gözlenen
kalkan profili bu olaylarla gelişmiştir. Lav nehri düz alana daha önce oluşmuş vadileri
izleyerek akmıştır. Bazaltlar Tendürek çevresinde geniş bir alanı (>500km2) örtmektedir.
Bu olayın ürünü olan lavlar iyi korunmuş “aa” ve “pahoehoe” lav yüzeyleri sunmaktadır.
Pahoehoe lavları, yakın bir zamanda bazı lav tüplerinin keşfedildiği yerde Malazgirt
ovasının kuzey kısmı boyunca akmıştır. Yer yer blokludur ve lav parçalarından yapılıdır.
Büyük hacimdeki bazalt çıkışından sonra viskoz trakitik lav püskürmeleri gelişmiştir (16).
Bu fazda doğu krateri içine ince bir magma tıkacı sokulmuş ve baca tıkanmıştır. Sonuçta
doruktaki püskürme azalmıştır. Muhtemelen koni içindeki iç basıncın ilerleyen artışından
dolayı zirve çevresinde bir takım içbükey faylar gelişmiştir. Faylar merkez bacadan
türemiş olan daha genç volkanik kayaçları kesmektedir. Yarım dairesel olan alan
muhtemelen ayrı zamanlardaki çökmelere bağlı olarak oluşmuş konsantrik faylarla
sınırlandırılmıştır. Belli belirsiz güney kaldera duvarı içinde doruktaki en son püskürme ile
72
Şekil 27a. Tendürek volkanik merkezinin jeoloji haritası. 1- Kuvarsit, 2- Mika şist, 3- Mermer, 4- Permiyen
rekristalize kireçtaşı, 5- Ofiyolitik karmaşık (üst Kretase), 6- Paleosen kireçtaşı, 7- Eosen kireçtaşı, 8- Eosen
filiş, 9- Alt Miyosen kumtaşı, konglomera ve kireçtaşı, 10- Aladağ volkanik merkezinin volkanik kayaçları,
11- Doğubeyazıt ovası alüvyonu, 12- Bazalt, 13- Trakit, 14- Trakibazalt, 15- Obsidyen, 16- (a) Trakitik lav,
(b) beraberindeki akma breşleri ve aglomera, 17- Trakitik lav ve piroklastik kayaçlar, 18- (a) Bazalt lavı ve
(b) beraberindeki curuf çökelleri, 19- Çaldıran ovası alüvyonu, 20- Bazalt, 21- Pümeks döküntü ve akma
çökelleri, 22- Kül döküntüsü çökelleri, 23- Trakit, 24- Yelpaze çökelleri (volkanik ve volkanik olmayan), 25Volkanik koni, 26- Krater, 27- Gaz çıkışı, 28- doğrultu atımlı fay, 29- dairesel fay, 30- Gerilme çatlağı, 31Akma yönü (Yılmaz ve diğ. 1998’den değiştirilerek).
73
Şekil 27b. Tendürek volkanik merkezinin genelleştirilmiş stratigrafik kesiti (Yılmaz ve diğ. 1998’den
Türkçeleştirilerek)
yerleşmiş merkeze yakın bir baca içeren dik kenarlı bir koni bulunmaktadır. Işınsal çatlak
ve kırıklar muhtemelen içbükey faylarla aynı zamanlı olarak oluşmuştur. Bunlar ışınsal,
sırt şeklinde, ince (<1m) ve küçük dayklar oluşturan yeni magma ile doldurulmuştur. Batı
kraterinin yüksek olan kuzey yüzü krater alanına muhtemelen magmanın şiddetli
sokulmasından dolayı kabartılar sunmaktadır. Bu olay, 400 metreden geniş ve 250
metreden derin parçalanmış bir krater oluşturan batı yükseltisinin tepesinin püskürme ve
heyelanla yok olduğu bu dönemde gelişmiş olabilir. Batı krateri günümüzde kırıntılı
malzeme ile doludur. Doğu krateri ise 90 metre çapında basit oval bir çukura
dönüşmüştür.
74
Yamaç püskürme fazı
Bu püskürme faaliyeti sırasında, magma yüzeye çıkmak için çok değişik yollar bulmuş ve
birçok çatlak püskürmesi gerçekleştirmiştir. Bu dönemde volkanın doğu sırtlarına yakın
kesimde kuzey-güney yönlü çatlaklar gelişmiştir. Çatlaklar boyunca ilk olarak trakitik
lavlar püskürmüş ve çevresinde katılaşmıştır. Bunlar geniş ve küçük domlar, koniler ve
kısa lav iğneleri oluşturmuştur (18). Çatlak püskürmesi daha sonra çıkış alanından 5-10 km
uzağa akan ve viskoz trakitik lavlarla ardalanmalı olan geniş hacimli akışkan bazalt lav
akıntılarını meydana getirmiştir (18). İlk olarak büyük hacimde pahoehoe lavları akmıştır.
Bunlar bir takım geniş (>3m) lav tüpleri sunmaktadır. Parçalanmış lavlar kıvrımlı bir akma
gidişi sunmaktadır. Lav sokulumlarının çökmesi Çaldıran ovasındaki kalkan benzeri lav
alanlarını beslemiştir. Devam eden püskürmeler küçük konilerden güneye doğru kalın “aa”
lav akmaları meydana getirmiştir. Bunlar püskürme merkezinden en az 10 km uzağa
akmıştır. Lav akmaları genellikle 200-250 metre genişlik ve 2-4 metre yükseklikte olup
yaklaşık 10-30 m genişlikteki merkez bacadan beslenmiştir.
Çatlaklardan oluşan yamaç püskürmesinin son dönemlerinde trakitik lav ve tefra meydana
gelmiştir (21). Bu viskoz trakitik magmanın çıkışı sinder ve serpinti konileri oluşturmuştur
(21). Volkanik merkezin kuzeydoğu köşesine yakın olan küçük koni grupları arasındaki
büyük koni Balık Gölü fay zonuna yerleşmiştir (21). Bu koni 200 metre yüksekliğinde olup
taban çapı yaklaşık 700 metredir.
Geç faz
Olasılıkla sakin bir dönemi volkanik merkezin kuzeydoğu ve güneydoğu köşelerinde
yerleşmiş olan geniş (1 km) yan konilerden çıkan iki büyük bazalt püskürmesi takip
etmiştir (18). Bu bölümün lavları kuzeye doğru akarak Doğubeyazıt ovasındaki Ağrı
volkanının lavları ile birleşmiştir. Volkanın yavaşlayan döneminde dorukta çok az
miktarda püskürmeler meydana gelmiştir. Batı kraterine yakında küçük domlar gelişmiş ve
baca içine büyük bir iğne (23) yerleşmiştir.
Tendürek volkanının yaşı 2500 yıl olarak saptanan (Ercan ve diğ., 1990) güneydoğu
konisinde gelişen bazaltik lav çıkışı sonrasında volkanizma durmuştur. Bununla birlikte
doğu kraterinde buzla kaplı alanlarda küçük buhar çıkışları bulunmaktadır. Çaldıran
ovasının kuzey kısmında gaz çıkışları gözlenmektedir. Nagao ve diğ. (1989) tarafından
ölçülen 3He/4He oranları 5.3-5.6 × 10-6 olarak bulunmuştur. Çeşitli volkanik kayaçlardan
yapılan izotopik tayinlerle 0.7 milyon yıldan tarihsel çağlara kadar değişen yaşlar elde
edilmiştir (Tablo. 11).
AĞRI DAĞI
Ağrı Dağı Anadolu’nun en tanınmış volkanıdır. Bu dağ, volkanın üzerinde bir yere
yerleşmiş olan Nuh’un gemisi ile kutsal kitaplarda yer almaktadır. Ağrı Dağı Türkiye, İran
ve Ermenistan ortak sınırına yakın bir yerde bulunmaktadır. 1518 km2 genişliğinde
kapladığı alan ile bölgenin en büyük volkanı olup kuzeybatı-güneydoğu yönünde uzanan
uzun ekseni 45 km den daha fazladır. Kısa eksen yaklaşık 30 km uzunluktadır. Volkan
bölgede tahminen 1100 km2 alan üzerindeki 1150 km3 volkanik malzemeden oluşmuştur.
Bu miktar diğer üç volkanik merkezin ürünlerine neredeyse eşittir. Ağrı Dağı deniz
seviyesinden 5130 metre, platodan itibaren 3000 metre yüksekliktedir. Dağın zirvesi net
olarak yanlızca yaz aylarında görülebilmektedir.
75
Ağrı Dağı karmaşık bir sol atımlı genişleme alanı olan bir havzada gelişmiştir (Dewey ve
Diğ., 1986). Volkan havza içinde sol yönlü doğrultu atımlı fay sistemlerinin iki “enechelon” fay parçası arasında yaratılmış bir tansiyon zonu boyunca gelişmiştir.
Doğubeyazıt-Gürbulat ve Iğdır fayları büyük iki faydır (Şekil 24 ve 28a). Bu volkan,
Doğubeyazıt havzasından Iğdır havzasına yayılan düz arazide topografik bir engel
oluşturmaktadır. İki havzanın Miyosen-Pliyosen devrinde Ağrı’nın gelişiminden önce
devam eden tek bir yapısal deformasyona ait olduğu bilinmektedir (Güner ve Şaroğlu,
1987).
Ağrı Dağı polijenik, birleşik bir stratovolkan olup iyi gelişmiş iki koniye sahiptir. Büyük
Ağrı olarak bilinen batı konisi, Küçük Ağrı olarak bilinen doğu konisinden daha yüksek ve
daha geniştir. Volkanik merkezin yukarısında gelişen ilk koni dik kenarlıdır ve 2 km’yi
aşan bir yüksekliği vardır. Tabanındaki genişlik 24 km kadardır. Diğer ikinci baca 3896
metre yüksekliğinde ve yaklaşık 15 km çapındadır. İki koni birbirinden 13 km uzaklıkta
yer almaktadır. İki koni arasında tansiyonel bir fayın yüzey ifadesi olarak kuzey-güney
yönlü geniş bir kırık vardır. İki krater volkanik ürünlerinin sunduğu jeolojik veriler
ışığında hemen hemen eş zamanlı oluşmuşlardır ve iki volkan gelişerek bugünkü birleşik
volkanı oluşturmuşlardır.
Koni oluşum fazı
Dönemin başlangıcında andezit ve dasit bileşimli piroklastik akmalar ve lav tabakaları
Büyük Ağrının bugünkü mevkii yakınındaki büyük bir bacadan kuzeye ve güneye hafif
dereceli olarak (10’dan 20’ye) akmıştır. Lavların konumları volkanın alçak bir koni profili
ile oluşmaya başladığını göstermektedir. Ortaç bileşimli malzemenin çıkışından sonra
kuzey-güney yönlü çatlaklar boyunca oluşmaya başlamış merkez bacadan ışınsal olarak
bazaltik lav akmaları yayılmıştır (23). Volkanik aktivite Büyük Ağrı’nın çekirdeğini
oluşturmaya yönelik bir biçimde yerleşmiştir. Lavlar kuzey ve güney yamaçlarından aşağı
akarak volkanik merkezden 15 km’den daha uzağa yayılmıştır (20’den 17’ye).
Muhtemelen uzun bir aradan sonra yeni bir patlamalı püskürme başlamıştır. Bu dönemde
Büyük Ağrı’nın merkezinden andezitik ve dasitik piroklastik akma ve döküntü çıkmış ve
bunları çeşitli zamanlardaki kalın lav akıntıları (150 metre) takip etmiştir (16-15).
“Climatic” faz
Volkanik aktivitenin ilerleyen dönemlerinde olasılıkla iki kraterden ardalanmalı olarak
andezitik ve bazaltik lavlar çıkmıştır (14, 11, 9). Lav miktarının artmasının sonucu olarak
volkanik yığın öncesinde Büyük Ağrı’nın bugünkü krateri büyümeye başlamıştır. Lavlar
başlangıçta krater kenarının üzerine akmıştır ve koniden uzağa ışınsal olarak yayılmıştır.
Lavlar daha sonra kraterde gelişmiş kırıklar boyunca püskürmüştür. Muhtemelen Küçük
Ağrı bu olayla aynı yaşta gelişmeye başlamıştır. Püskürmenin olduğu iki merkezin ürünleri
arakatmanlı ve arakatkılı olarak gelişmiştir. Merkez bacadan volkanik püskürmeler bu
dönemin sonunda azalmaya başlamıştır ve yamaç boyunca püskürmeler artmıştır.
76
77
Van Gölü kuzeyi.
Birleşik bir stratovolkan ve
tepesinde bir dom.
Van Gölü doğusu.
İyi gelişmiş bir stratovolkan, kaldera
çöküntüsü ve geniş bir kaldera gölü.
Yerleşim
Tip ve özellik
Radyal ve konsantrik
kırıklarda gelişen yamaç
püskürmeleri bir grup curuf
konisi ve asidik dom
oluşturmuştur. Güney
yamacında geniş bir maar
oluşmuştur.
Son olarak bir bazalt çıkışı
10000 yıl olarak
yaşlandırılmıştır.
Kaldera içinde gelişen kırıklar
boyunca çatlak püskürmeleri olmuş
ve bir grup curuf konileri ve domlar
gelişmiştir.
Son Dönem
Son Aktivite ve Bugünkü Son patlamanın 1450 yılında olduğu
Durum
bilinmektedir. Kalderada sıcak ve
soğuk su çıkışları ile buhar ve gaz
çıkışları gözlenmektedir.
Koni tepesine büyük bir dom
yerleşmiştir.
6x8 km genişliğinde büyük bir
kaldera çöküntüsü oluşmuştur.
Başlıca trakitik ve riyolitik lavlarla
piroklastik ardalanması sunan
patlamalı püskürmeler.
Koni oluşum
“Climatic” Faz
K-G yönlü kırıklardan şiddetli
pliniyen çatlak püskürmesi.
Koni öncesi faz
Ana Fazlar
K-G ve KB-GD doğrultulu
faylardan pliniyen ve
subpliniyen çatlak
püskürmesi.
Merkez bacadan ışınsal olarak
andezit-dasit lav akmaları ile
birlikte bulunan ve piroklastik
tabakalarla ardalanmalı bazalt
lavları yayılmıştır.
Süphan
Volkan
Nemrut
5000m yi aşan yüksekliği ile
Doğu Anadolu’da en büyük
yükselti. Büyük Ağrı ve
Küçük Ağrı’dan oluşan
bileşik stratovolkan.
Çek-kopar havzası içinde
şiddetli pliniyen püskürmesi.
Büyük Ağrı’dan şiddetli
patlamalı püskürme ile
stratovolkan oluşmuştur ve bu
piroklastik çökellerle
ardalanmalı andezit-dasit-latit
lavları içerir.
İyi gelişmiş olan Büyük ve
Küçük Ağrı konileri
birleşmiştir.
Koniler çevresinde başlıca KG doğrultulu tansiyonel
çatlaklar boyunca bir grup
küçük koni gelişmiştir.
10000 yılı aşan yaşta lavlar
belirlenmiştir. Sıcak ve soğuk
su çıkışları kanatlarda
gözlenmektedir.
K-G fay zonu boyunca
pliniyen püskürmesi.
Ana koniden yayılan ve
trakitin eşlik ettiği bazalt
lav akmaları.
Yarım ve zayıf gelişmiş
bir kaldera oluşmuş ve tali
bir koni gelişmiştir.
İkincil bir koni oluşarak
yüksek hacimde bazalt
lavları çıkarmıştır.
Kaldera ve kanatlarda
buhar ve gaz çıkışları
gözlenmektedir. Son
olarak 2500 yıl önce
bazalt lavları çıkmıştır.
Türkiye-İran-Ermenistan
ortak sınırına yakın.
Ağrı
Polijenik, iki tepeli bir
kalkan volkanı ve
parçalanmış yarım
kaldera.
İran sınırına yakın.
Tendürek
Tablo 11. Doğu Anadolu volkanlarına ait volkanik aktivitenin ana fazlarını gösteren özet tablo (Yılmaz ve diğ. 1998’den Türkçeleştirerek).
Şekil 28a. Ağrı Dağı volkanik merkezinin jeoloji haritası. 1- Alüvyon ve alüvyal yelpaze, 2- Moren, 3Tendürek volkanı lavları, 4- Hyaloandezit, 5- Hyaloandezit, 6- Andezit, 7- Hipersten bazalt, 8- Bazalt, 9Bazalt, 10- Moren ve buzul çökelleri yelpazesi, 11- Hyalobazalt, 12- Hipersten bazalt, 13- Hipersten andezit,
14- Hipersten andezit, 15- Hipersten andezit, 16- Hipersten andezit, 17- Bazalt, 18- Bazalt, 19- Hyalobazalt,
20-Bazalt, 21- M: Moren, FGY: Akarsu ve buzul yelpazeleri, 22- Doğubeyazıt ovasının alüvyonu, 23Bazalt, 24- Andezit, 25- Andezit ve beraberindeki piroklastik kayaçlar, 26- Zondağ volkanik topluluğu, 27Iğdır-Aralık çöküntüsü arasal çökelleri, 28- Ayırtlanmamış temel kayaçları, 29- Gerilme çatlakları, 30Kaldera duvarı, 31- Püskürme merkezi, 32- Krater, 33- Akma yönü, 34- Yamaç molozu, 35- Alüvyal koni,
36- Kalıcı buz şapka, 37- Buzul çökelleri, 38- Bataklık, 39- Doğrultu atımlı fay, 40- Fay ve yorumsal fay
(Yılmaz ve diğ. 1998).
78
Şekil 28b. Ağrı Dağı volkanik merkezinin genelleştirilmiş stratigrafik kesiti (Yılmaz ve diğ. 1998’den
Türkçeleştirilerek).
Yamaç püskürme fazı
Büyük Ağrı ve KüçükAğrı arasında yer alan ikincil kırık ve çatlaklar ile birlikte kuzeygüney doğrultulu büyük bir fay gelişmiştir (Şekil. 28a). Bu fay iki volkanik merkezi
birbirinden ayırmış ve kalan magmanın yüzeye ulaşmasını sağlamıştır. Kısmen aynı yaşlı
birçok yamaç püskürmesi bu sistem içinde gelişmiştir (8, 6, 5, 4). Sonuç olarak ana koni
çevresinde ve büyük bir fay boyunca çok sayıda dom ve küçük koni gelişmiştir. Yamaç
püskürmesinin diğer büyük sonucu çamur akmasıdır. Volkanik merkezin kuzey ve güney
yamaçlarından aşağı çığ ve çamur akmaları yayılmıştır (10, 20, 21). “Hummocky debrisavalanche” (sıcak olarak yerleşen yığın çökelleri) çökellerinden oluşan tepe Büyük
Ağrı’nın kuzeyinde 150 km2 den daha geniş bir alan örtmektedir. Bu akıntılar volkanik kül
ve küçük kaya parçalarının karışımından oluşmaktadır.
79
Yamaç püskürmesi evresinin başında Büyük Ağrı çevresinde batı kanadı boyunca bir grup
curuf konisi ve dom oluşmuştur. Bunlar birbiri üzerinde gelişmiş dasit ve riyolit
lavlarından meydana gelmiştir. Yüksek silika içeren lavlar domların üzerinde yer
almaktadır.
Küçük Ağrı kraterinin batı kenarı boyunca çok belirgin 10-100 metre genişliğinde küçük
koniler oluşmuştur. Bu koniler başlıca bazaltik ürünler vermiştir (7-8). Merkez krater
çevresinde küçük koni ve domların gelişiminden sonra düşük topoğrafik yüksekliklerde
geniş küçük koniler oluşmaya başlamıştır. Örneğin Doğubeyazıt ovasının güneyinde 250
metre çapında bir koni gelişmiştir. Bu tali konideki püskürmelerden sonra yaklaşık 40
metre genişliğinde bir krater oluşmuştur. Lav öncelikle kraterin çevresine taşmıştır. Daha
sonra bir patlama ile bir çığ krater ağzının güneyindeki dik yamacı yırtarak at nalı
şeklindeki krateri oluşmuştur. Kraterdeki bu yarıktan Doğubeyazıt ovasına doğru yüksek
hacimde bazalt ve andezit lavları akmıştır. Lavlar havzanın kuzey sırtı boyunca ilerlemiş
ve ovaya ulaştıklarında pahoehoe ve aa lavları olarak batıya ışınsal olarak yayılmıştır.
İlerleyen lavlar 2-3 metre kalınlıkta olup güneye doğru akan Sarısu ırmağının genç
alüvyonları üzerine yerleşmiştir. Lav yatakları, akmalar boyunca lav odaları iyi
korunmuştur. Lav odalarından biri birkaç yüz metre uzunluğunda ve 5 metre kalınlığında
olup Doğubeyazıt ovasının yakınlarında doğal bir anıt olarak görülmektedir.
Ağrı lavlarından alınan farklı örnekler ile yapılmış yaş tayinleri 1.5 milyon yıl ile 20.000
yılları arasında yaş vermektedir (Tablo. 11). Volkan özellikle Kuvaternerde gelişmiştir.
Doğubeyazıt ovasında Tendürek lavları Ağrı lavları üzerine yerleşmiştir (3). Bu durum
Ağrı volkanının durgun bir döneme girdiğinde Tendürek volkanının hala aktif olduğunu
gösterir.
DOĞU ANADOLU VOLKANLARININ GELİŞİMİ - ÖZET
Doğu Anadolu’daki dört büyük volkanın başlıca özellikleri Tablo 11’de liste halinde
verilmektedir. Bu volkanlar kısmen ortak ve farklı özelliklere sahiptirler ve Doğu
Anadolu’daki büyük açılma fayları boyunca gelişen çatlak püskürmeleri ile oluşmaya
başlamışlardır. Faylar kuzey-güney yönünde devam eden sıkışma rejimi altında oluşmuş
doğrultu atımlı fay sisteminin bir parçasıdır. Daha sonraki fazlarda volkanik aktivite iki fay
sisteminin kesiştiği noktalarda devam etmiştir. Volkanizmanın şiddetinin artmasıyla
volkanlar koni ve kraterler meydana getirmişlerdir. Bu fazın sonuna doğru merkez baca
tıkanmıştır. Bu tıkanma yamaç püskürmesinin başlamasını sağlamıştır. Sonuç olarak
volkanın yamaçları boyunca dairesel ve ışınsal kırıklar üzerinde yerleşmiş olan bir takım
koni, dom ve kraterler oluşmuştur. Volkanik aktivite bu olaydan sonra dereceli olarak
azalmıştır.
Volkanlar genellikle Kuvaterner süresince oluşmuştur. Çeşitli araştırmacılar tarafından
rastgele toplanmış kaya örnekleri üzerinde yapılan yaş tayinleri genellikle 1 ve 0.1 milyon
yıl arasında değişen sonuçlar vermiştir. Volkanların hiçbiri bugün aktif durumda değildir.
Bununla birlikte Nemrut ve Tendürek sırasıyla 560 ve 2500 yıl önce faaliyetlerde
bulunmuşlardır. Bu dört volkandan elde edilen izotopik yaş verileri Tablo. 12’de
listelenmiştir. Önceki çalışmacıların rastgele topladıkları örneklerden yapmış oldukları yaş
tayinleri nedeniyle ana volkanik fazlar ve yaşlar arasında eşleştirme yapmak zordur.
80
Tablo 12. Doğu Anadolu volkanlarından belirlenen yaş tayinleri (Yılmaz ve diğ. 1998).
Fazlar
Nemrut
Tendürek
Süphan
Bilinen en eski yaş Tüf Pliyosen (6),
Tüf Pliyosen (6),
ve koni öncesi faz Bitlis geçitinden
Andezit: 2.00 ± 0.1 (2)
Trakibazalt: 2.5 (5),
Mujaerit: 2.00 ± 0.1 (2)
Bitlis geçitinden bazalt: 0.790,
Ağrı Dağı
Bazalt: 1.51 ± 0.19,
Bazalt: 1.5 (4),
Andezit: 1.5 (4),
Bazalt: 1.09 ± 0.12 (1),
Riyolit: 1.0(4)
Koni Oluşturan Faz Trakit: 0.567
Andezit: 0.80,
Andezit: 0.70 ± 0.14 (2)
“Climatic” Faz
Riyolit: 0.5±0.01,(2)
Riyolit: 0.49 ± 0.01 (2)
Riyolit: 0.5 ± 1 (2)
Yamaç Püskürme
Fazı
Trakit: 0.384, 0.33,
Kirkor domundan trakit: 0.31,
Obsidyen: 0.30 (5),
Trakit: (0.2) (4),
Bazalt: 0.1 (4),
Trakibazalt: 0.1 (4)
Trakit: 0.1 (4),
Bazalt: 1.18±0.23(4),
Trakibazalt: 0.10 ± 0.05(3),
Bazalt: 0.08 ± 0.02 (3),
Riyolit: 0.02 ± 0.01 (3),
Riyolit: 0.49 ± 0.1 (2),
Riyolit: 0.40 ± 0.1
Trakit: 0.36 ± 0.15 (4),
Riyolit: 0.3 (4),
Bazalt: 0.4 ± 0.14 (1),
Andezit: 0.28 (5),
Trakit: 0.23 ± 0.19 (4),
Trakit: 0.2 (4)
Trakit: 0.30 (5),
Trakibazalt: 0.4 ± 0.02 (3),
Trakibazalt: 0.1 (4),
Trakiandezit: 0.07 < (5),
Bazalt: < 0.03 (5)
Bazalt: 0.30 ± 0.33 (1),
Andezit: 0.1 (4),
Andezit: 0.270 (5),
Andezit: 0.02 ± 0.03 (3),
Andezit: < 0.049 (5)
Andezit: 0.10 ± 0.02 (3)
Trakiandezit:
0.013 ± 0.002 (3)
Andezit: < 0.10 (3),
Andezit: < 0.02 (3)
+
±
Bilinen en yeni yaş Riyolit: < 0.01 (3),
Riyolit: < 0.03 (5),
Milattan sonra 1441 (Oswalt,
1912)
Fumarol
+
Trakibazalt: 0.70 ± 0.16 (5),
Trakit: 0.70 (5),
Bazalt: 0.56 ± 0.16 (5)
Bazalt: 0.68 ± 0.24 (1),
Andezit: 0.5 (4)
Andezit: 0.490 (5),
Andezit: 0.450 (5)
Veri Kaynağı: 1: Sanver, 1968; 2: Innocenti ve diğ.1976; 3: Nagao ve diğ. 1989; 4: Pearce ve diğ. 1990; 5: Ercan ve diğ.
1990; 6: Notsu ve diğ. 1995; 7: Stratigrafik veri. Yaş tayini yöntemi K-Ar toplam kaya yaş tayinidir.
Not: Parantez içindeki rakamlar aşağıdaki referansları göstermektedir.
81
EK- I
VOLKANİKLASTİK KAYAÇLARIN TANE BOYU VE DOKUSAL
SINIFLAMALARI
OLASI KÖKENLERİ VE BELİRGİN ÖZELLİKLERİ
Tane boyu-Doku
sınıflaması
1
A.
KonglomeraTane destekli
(yuvarlaklaşmış
klastlar baskın)
2
3
(yuvarlaklaşmış
klastlar baskın)
Temel Özellikleri
Epiklastik yeniden
işlenme
(flüvyal, kıyı çizgisi)
Epiklastik yığın
akması (mass flow)
“redeposition”
(sualtı)
İgnimbritlerdeki
pümeks ve bazaltik
curuf (scoria)
konsantrasyon zonları
ve bazaltik curuf
akmaları
Heterojen tane bileşimi; çekme
(traction) yapıları; tortul serilerle
birlikte
Heterojen tane bileşimi;
düzensizden dereceli-tabakalanmış
fasiyese doğru; diğer yığın akmaları
ile birlikte
Homojen bileşimli,
Tane destekli (taneler pümeks veya
bazaltik curuf); tabakalı veya
merceksi yapıda, az miktarda ince
taneler, magma porfiritik ise
kristalce zengin, diğer ayırt
edilebilir ignimbrit fasiyesleri
ardalanmalı; genelde akma
birimlerinin üstünde kalınlık < 2 m
Homojen bileşimli, magma
porfiritik ise kristalce zengin
matriks; masif veya nadiren
tabakalanmalı; kalınlık- birkaç
metreden > 10 m’ye; volkanik breş
ile ardalanmalı (ignimbritin taban
düzeyi litikçe zengin)
1 ve 2 ‘ye benzer
4
İgnimbritler (ince
tane az)
5
Epiklastik yeniden
işlenme ve yığın
akması (taneli
matrikse sahip)
Kohesif, çakıllı
çamur akmaları ve
laharlar
B. Konglomera-
Hamur
destekli
Köken
6
7
Kaynaksız ignimbrit
(ezilmemiş pümeks)
ve bazaltik curuf
“scoria” akma
çökelleri
Dokusal olarak çakıllı çamurtaşları;
klastlar homojen veya heterojen; iç
yapısı masif; birkaç on metre
kalınlıkta; sıcak yerleşime ait
verilerin eksikliği (sıcak bloklar,
sıcaklığa bağlı renk alterasyonu,
termal kalıntı magmetizasyon), gaz
tahliye yapılarının yokluğu
Bileşimsel olarak homojen (breşin
bulunduğu düzeylerde yer alan litik
malzemenin bileşimi ve içeriğine
bağlı); masif; birkaç on metre
kalınlıkta; gaz tahliye yapıları ve
tane destekli yapı sunan çanak
yapıları ve yuvarlaklaşmış
(accretionary) lapilli içerebilir. 4
veya 17’ye doğru dereceli geçişler
gösterebilir.
82
Korunma
Potansiyeli
Çok iyi
Tanınma
derecesi
Çok iyi
Çok iyi
Çok iyi
Kaynaklı
ignimbritlerde
iyi
Orta
Düşük
Zayıf
Çok iyi
Çok iyi
İyi
Zayıf
Genelde çok
zayıf
Zayıf
8
Epiklastik tekrardan
çökelim ve yığın
çökmesi ( gravite
etkisi ve kaldera
kenarı çökmesi ile
oluşan breşleri
içermektedir)
9
Aa lavları
10
Blok lavları ve
otobreşleşmiş lavlar
11
Lav domu/akıntı önü
breş “talus” çökelleri
12
“agglutinates”
13
Aglomera
14
“quench-fragmented”
lavlar, kriptodomlar,
sığ yerleşimli
sokulumlar
(hyaloklastitler)
C. Breş
Tane destekli
(köşeli klastlar)
15
Hidrotermal patlama
breşleri
Bileşimsel olarak homojenheterojen; tekrar işlenenlerde
düzensiz-dereceli tabakalanma
sunan fasiyes; yığın akması ile
oluşanlarda masif-gelişigüzel
tabakalanmalı (yamaç molozu,
çığlar); yersel yelpaze şekilli, daha
büyük ölçekli çökmelerin olduğu
durumda daha yaygın; yüzlerce
metre kalınlıkta; epiklastik fasiyesle
birlikte olanlarda çekme yapıları
Bileşimsel olarak homojen
(bazaltik); çok düzensiz örgü
biçimli morfoloji; vesikül içeriği
değişken; yabancı klastlar temelden
türemiş; kenarlar breşik ve iç yapısı
masif; genelde 10 m den daha az
kalınlıkta
Klastların köşeli bloklar olması
dışında 9’daki gibidir; ortaç silisik
bileşimli; kalınlık 100 m veya daha
fazla
10’daki gibi; yamaç molozu
çökellerinde dağınık tabakalanma;
dome lavları ile beraber
Homojen bileşimli (bazaltik,
nadiren peralkalin); yuvarlak,
fluidal klast şekilleri; baca
civarında dairesel geometri; onlarca
metre kalınlıkta; ardalanmalı masif
lavlar (klastojenik lavlar)
Tek ayırt edici özelliği bombalar
veya sıcak ekmek kabuğu veya
tekrardan taşınmamış eklemli
blokların varlığı
Bileşimsel olarak homojen, çok
köşeli-kıymık şeklinde klastlar;
kaba bloklar ve ince taneli camsı
agregatlar şeklinde; porfiritik ise
kristalce zengin olabilir.
Yap-boz oyunu şeklinde taneler
(türbulans ile karışım sonucu
tanelerin yer değiştirmediğini
gösterir); parçalanmamış lava
(masif, yastık şekilli veya eklemli)
dereceli olarak geçer veya
ardalanmalıdır. Eski kayaçlarda
ileri derece altere olabilir.
Değişik tane şekli ve cinsi, taneler
altere, hidrotermal yolla altere
olmuş kilden oluşan matriks,
büyümüş “accretionary” lapilli
olabilir; türbulans (surge) çökelleri
ile birlikte bulunabilir.
83
Orta
Orta
Örgü biçimli
üst kesim için
zayıf
Orta
İyi
İyi
İyi
İyi
Orta
Çok iyi
Zayıf
Çok zor
İyi
Çok iyi
İyi
Çok iyi
Zayıf
Zayıf
16
Hidrolik kırıklanma
ile oluşan breşler
17
Pümeks döküntü
(fall) çökelleri
(pliniyen,
subpliniyen,
ultrapliniyen)
18
Bazaltik curuf “(scoria) döküntü
çökelleri
Litik konsantrasyon
zonları ve
ignimbritlerin taban
seviyesi
(DEVAMI)
C. Breş
Tane destekli
(köşeli klastlar)
19
Bileşimsel olarak homojen, kısmen
heterojen; klastlar değişen
oranlarda altere, köşeli-iğne şekilli
kırıntılar; az taşınmanın olduğu
yerlerde taneler yap-boz
oyunundaki gibi; cm ve m
ölçeğinde enine kesen zonlarla
sınırlanmıştır.
homojen klast bileşimi (değişik
oranda aksesuar litik); pümeks klast
ve matriksinde tipik kristal şekilleri;
masif veya belirsiz tabakalanmalı;
çapraz tabakalanma yoktur.
Kalınlık 25 m’ye ulaşabilir fakat
genelde < 10 m; cam ve killerin
bozulması nedeniyle ayrışma ve
alterasyona duyarlı; Tektonik
deformasyona ve tabaka
incelmesine karşı duyarlı; baca
çevresinde yersel yayılımlı olmak
üzere kaynaklı ve “eutaxitic” doku
16’daki gibi fakat ayrışma ve
alterasyona karşı daha hassas
Çok iyi
Çok iyi
Püskürme ile
oluşan
kaynaklı
ignimbritlerle
örtülmedikçe
zayıf,
kaynaklandığında
mükemmel
Zayıf;
Genel
durumu ile
tanınır;
kaynaklı
çökeller
için iyi.
Çok zayıf
Çok zayıf
Homojen-heterojen litik klast
bileşimi; matrik destekli ve litikçe
fakir breşe doğru derecelenmeli;
diğer ignimbrit fasiyesi kayaçları ile
ardalanmalı; kalınlık genelde < 1 m.
Litik
konsantrasyon
zonları için iyi
Korunduğunda iyi
20
“co-ignimbrit”
breşleri (“lag”breccia ve taban
breşleri)
19 gibi fakat çökeller daha kalın ve
klastlar daha kabadır; kalınlık 20 m
veya daha fazla (?); üst dokanağı
keskin ve matriks destekli “coignimbrit” breş ve diğer ignimbrit
fasiyesine derecelenmeli
Kaynaklı
ignimbrit ile
örtülmüşse iyi
Korunduğunda iyi
21
Az ince tane içeren
ignimbrit
Buzul til ve morenleri
(diyamiktitler)
4 gibi fakat pümeks klastları köşeli
Zayıf
Zayıf
Heterojen tane bileşimi; tane şekli
köşeli ve yuvarlak arasında değişir;
matrik büyük oranda ince kaya tozu
içermekte; belirgin cam veya
pümeks parçaları içermesi olası
değil; masif ve kalın tabakalanmalı;
çizilmiş çakıllar ve bloklar,
flüviyal-buzul fasiyesi; değişken
kalınlıkta
Orta
Orta-iyi
Buzul tanetaşı
çökelleri (glacial
dropstone)
22 gibi fakat daha ince taneli ve
matriks daha kaba taneli; gölsel
veya denizel fasiyesle birlikte
bulunur; tanetaşları çarpma izleri
gösterebilir; tekrardan işlenmiş
olabilir.
İyi
Çok iyi
(genel
özellikleri
ile
piroklastik
bomba
izlerinden
ayırt
edilebilen
yapılar)
22
D. Breş
Matriks destekli
(köşeli klastlar)
23
84
(DEVAMI)
24
D. Breş
Matriks destekli
(köşeli klastlar)
25
26
27
28
Taneli matrikse sahip
epiklastik tekrardan
işlenme ve/veya yığın
akma çökelleri
Kohesif “debris”
akma çökelleri ve
laharlar
İgnimbrit ve diğer
piroklastik akma
çökelleri (blok ve kül
akmaları, bazaltik
curuf akmaları)
“co-ignimbrite”
breşler ve kaynağa
yakın “proksimal”
ignimbritler
Baca kenarı taban
türbulans çökelleri
(base-surge)
29
Taban veya kül
bulutu türbulans
(surge) çökelleri
30
Büyük pümeks
yatakları
31
Epiklastik yeniden
işlenme
32
Epiklastik yığın
akması-tekrar
çökelimi
E.
Kumtaşları
(kum boyu çatı,
taneler baskın)
5’teki gibidir fakat taneler köşeliyarı yuvarlaklaşmış
Çok iyi
Orta
6 gibi fakat klastlar köşeli- yarı
yuvarlaklaşmış arasında
Çok iyi
Orta
Homojen klast bileşimi (fakat
değişen miktarda aksesuar ve
tesadüfi litik parçalar) kristal
şekilleri matrikste ve pümeks
tanelerinde aynı; masif çökelim
birimleri; kalınlık değişken, < 5
m’den yüzlerce metreye kadar);
daha yoğun klast akma çökelleri
birkaç on metre kalınlığa kadar;
sıcak halde yerleşme verileri;
kaynaklı ignimbritlerde “eutaxitic”
dokunun gelişimi ve sütunsal
çatlaklanma; gaz tahliye bacaları ve
çukurları; diğer ignimbrit
fasiyesleri, döküntü ve akma
çökelleri ile birlikte
18 ve 20 gibi fakat matriks destekli,
metre boyunda gaz tahliye bacaları
Kaynaklı
ignimbritler
için
mükemmel,
aksi takdirde
zayıf
Kaynaklı
ignimbritle
r için
mükemmel,
aksi
takdirde
zayıf
Kaynaklı
ignimbritle
örtülmüşse iyi
Korunduğunda iyi
Bileşim olarak homojen-heterojen;
değişen miktarda vesiküle sahip
juvenil taneler; düşme ve çarpma
izleri; masif, tabakalı ve çapraz
tabakalı iç yapı; birkaç taban
türbulans paketinin kalınlığı (tüf
halkası) onlarca metre kalınlıkta
olabilir
Bileşimsel olarak homojenheterojen mikrobreşler (komşu
piroklastik akıntılara ve litik
içeriğine bağlı; tabakalı, çapraz
tabakalanmalı tabaka altında ve
üzerinde piroklastik akma fasiyesi;
kalınlık genelde < 2 m
Bir örnek bileşimde pümeks
klastları; matrik tortulları tabakalı;
gölsel (veya denizel) yerleşim; bazı
klastlarda dairesel çatlaklar; bazı
klastların kenarlarında soğumuş
camsı yüzeyler; klastlar birkaç
metre çapta
Yaygın “traction” yapıları, çapraz
tabakalanmalar ya yüksek açılı ya
da kama şekilli çapraz
tabakalanması; iz fosiller
Zayıf
Korunduğunda iyi
Kaynaklı
ignimbrit
fasiyesi ile
örtüldüğünde
veya arasında
iyi
Tektonik
olarak
deforme
olmuş
birimler
dışında iyi
Kalın kaldera
gölü
serilerinde
orta
Deforme
olmamış
birimlerde
çok iyi
Çok iyi
Çok iyi
Kütle akması fasiyesi özellikleri,
bütün veya iz fosiller
Çok iyi
Çok iyi
85
33
Ayrışmış ve/veya
devitrifiye lav ve
dayklar
34
İnce taneli ignimbrit
35
Kül döküntüleri (airfall ash) ve tüfler
36
Temel türbulans
(base surge) çökelleri
Taban ve kül bulutu
türbulans çökelleri
Epiklastik
İnce taneli ignimbrit
(DEVAMI)
E.
Kumtaşları
(kum boyu çatı,
taneler baskın)
37
F.
Çamurtaşları
38
39
Genelde taneli doku; kristalize ise
fenokristal dağılımı; kalın, masif
özelliğe sahip; kalıntı akma
bantları; sferulitik; feldispat ve
kuvarstan oluşan ışınsal lifsigranofirik matriks
Kaba taneli doku; kalın ve masif;
ince kesitte nadir cam parçası;
ilksel olarak kaynaklı ise
“eutaxitic” cam dokusu olabilir;
diğer ignimbrit fasiyeslerine (litik
konsantrasyon zonları, gaz tahliye
yapıları) derecelenmeli
Homojen bileşimli; nadiren cam
parçaları korunur; belirsiz
laminalanma; kalınlık genelde
< 1m; büyümeli (accretionary)
lapilli
Çok iyi
Bazı
durumlarda
lav olarak
tanınmaları
zordur
Kaynaşmadıkça zayıf
Kökeninin
tayini zor
olabilir
Kaynaklı
ignimbrit,
gölsel ve derin
denizel
serilerde iyi
Daha ince taneli, kül döküntüleri ve
lapilli ile yakın birliktelik
29 gibi fakat daha ince taneli
zayıf
Bkz.29
Orta; sualtı
külleri için
tekrardan
çökelip
çökelmediğinin ayırt
edilmesi
sorunu
Korunduğunda iyi
Bkz.29
31 ve 32’de olduğu gibi
34’de olduğu gibi
Çok iyi
Kaynaşmadıkça zayıf
Çok iyi
Tanınması
zor olabilir
Bkz. 35
Bkz. 35
Bkz. 35
Çamur boyu tane
baskın
40
41
Kül döküntüleri (airfall ash) ve tüfler
Türbulans çökelleri
36 ve 37’de olduğu gibi
86
Bkz. 36 ve 37
EK- II
VOLKANİK TERİMLERİN KISA TANIMLAMALARI
Sözlük anlamı
Açıklama
“Aa”
-
Accessory
Accidental
Aksesuar
Tesadüfi
Active volcano
Aktif volkan
Agglutinate
-
Ash
Ash-fall
Kül
Kül döküntüsü
Ash flow
Kül akması
Avalanche
Çığ
Block
Bomb
blok
Bomba
Caldera
Kaldera
Central vent
Merkez baca
Central volcano
Tek merkezli volkan
Cinder cone
Composite volcano
Sinder konisi
Kompozit volkan
Compound volcano
Birleşik volkan
Conduit
-
Crater
Krater
Debris avalanche
-
Debris flow
Yığın akması
Dome
Dom
Dormant volcano
Uyuyan volkan
Ejecta
-
Eruption
Püskürme
Yüzeyi kaba ve köşeli parçalara ayrılan lav akıntısını tanımlamak için
kullanılan Hawaii dilinde bir kelime.
Kayacın sınıflamasını etkilemeyecek derecede az bulunan mineral
Volkanik olmayan veya püsküren volkan ile ilişkili olmayan
kırıntılardan yapılı piroklastik kayaçlar veya kaya parçaları
Püsküren volkan. Aynı zamanda günümüzde püskürmeyen fakat tarihi
dönemlerde püskürmüş ve gelecekte de püskürme ihtimali olan volkan
Plastik püskürme ürünlerinin bir araya gelerek birikip katılaşması
sonucu meydana gelen yığışımlardan yapılı piroklastik kayaç
Püskürme bacasından çıkan pudra şeklindeki ince taneler.
Püskürme bulutundan çıkan ve hava yoluyla taşınarak dökülen volkanik
kül. Bu şekilde oluşan tabakalar genelde iyi boylanmalı ve
tabakalanmalıdır.
Volkan kırığından veya kraterden şiddetli bir şekilde çıkarak kaya
parçaları (baskın olarak kül boyu) ve gazın türbulanslı karışımı.
Gravite etkisi ile kayan ve düşen büyük malzeme kütlesi veya malzeme
karışımı. İçeriklerine göre kar, buz, toprak veya kaya çığı olarak
sınıflandırılırlar. Bu malzemelerin karışımı “debris avalanche”dır.
Püskürme ile dışarı çıkan köşeli katı iri kaya parçası
Püskürme sırasında dışarı atılan erimiş veya yarı erimiş kaya parçası.
Plastik özelliklerinden dolayı uçma veya çarpma sırasında şekil
değiştirirler.
Havza şeklindeki volkanik çöküntü alanı; ispanyolca “cauldron”dan
gelen bir terim. Tanımda en az 1 mil çapındadır.
Yeryüzünde silindirik veya boru şekilli volkanik boyunun yüzlek
vermiş kısmı
Kütle ve lav akıntılarının bir merkezden çıkarak yayıldığı ve hemen
hemen simetrik şekildeki volkana verilen ad.
Tümüyle gevşek kırıntılı malzemeden (piroklastik) yapılı volkan konisi
Hem lav hem de piroklastik püskürmelerle oluşan yüksek yamaç eğimli
volkanik koni.
İki veya daha fazla bacadan oluşan veya çevresinde volkanik domla
birlikte bulunan volkan.
Volkanda magmanın çıkmasını sağlayan bölüm (karşılaştırınız vent,
plug ve pipe)
Volkanik bacadaki çökme veya patlama ile oluşmuş dik yamaçlı
dairesel çöküntü alanı.
Boylanmasız kaya kütleleri ve diğer malzemenin akması veya ani
kayması.
Gravite kuvveti etkisi ile suya doygun kaya yığınının yamaç aşağı
akması (aynı zamanda lahar ve çamur akması olarak da tanımlanır).
Üstü iğne şekilli, yuvarlak veya düz, kenarları yüksek eğimli olan ve
volkanik bacadan çıkan viskoz lav kütlesi.
Tam anlamıyla “uyuyan” volkan. Aktif olmayan ancak tekrar püskürme
ihtimali bulunan volkanları tanımlamak için kullanılan terim.
Lav, bomba ve piroklastik malzeme dahil olmak üzere volkandan dışarı
atılan tüm malzeme.
Katı, sıvı ve gaz içerikli malzemelerin volkanik aktivite ile atmosfere
çıkması ve yeryüzüne yerleşmesi prosesi. Püskürme terimi çok sakin
akmalar ile piroklastiklerin çok şiddetli dışarı atılmasını içine alır.
87
Eruption cloud
Püskürme bulutu
Eruptive vent
Extinct volcano
Püskürme bacası
Sönmüş volkan
Extrusion
Püskürme
Flank eruption
Fumarole
Hot spot
Kanat püskürmesi
Fümarol
(gaz tahliye bacaları)
Sıcak nokta
Hot-spot volcanoes
Hyaloclastite
Sıcak nokta volkanları
Hyaloklastit
Ignimbrite
İgnimbrit
Intrusion
Sokulma, sokulum
Juvenile
Lahar
İlksel
Lahar
Lapilli
Lapilli
Lava
Lav
Lava dome
Lava flow
Lava fountain
Lava lake (pond)
Lav domu
Lav akıntısı
Lav çeşmesi
Lav gölü
Lava shields
Lava tube
Lav kalkanı
Lav tüneli
Maar
Maar
Magma chamber
Monogenetic
Mud flow
Magma odası
Tek kökenli
Çamur akması
Nuees ardentes
-
Pahoehoe
Phreatic explosion
-
Phreatomagmatic
-
Pillow lava
Pipe
Yastık lav
Baca
Bir kraterden veya bacadan yükselen gaz sütunu, kül ve daha kaba kaya
parçaları topluluğu.
Volkanik malzemenin dışarı çıktığı açıklık.
Günümüzde püskürmeyen ve gelecekte çok uzun bir süre
püskürmeyecek olan volkan
Magmatik malzemenin yer yüzüne çıkması. Ayrıca bu prosesle oluşan
yapılar (lav akıntısı, volkanik dom v.b.)
Volkanın kenarında olan püskürme.
Buhar, hidrojen sülfit ve diğer gazların çıktığı baca veya açıklık. Birçok
uyuyan volkanın kraterleri aktif fumaroller içermektedir.
100-200 km uzanan ve en az birkaç on milyon yıldır aktif olan volkanik
merkez. Sıcak noktaların oluşumu ada yayları ve okyanus ortası sırtları
oluşumu ile ilişkili değildir.
Mantodaki daimi ısı kaynağı ile ilişkili volkanlar.
Su, buz veya suya doygun tortula sokulan lav veya magmanın akması
ile oluşan çökeller ve küçük köşeli parçalara ayrılma olayı.
Kül akıntılarının ve “Nuee Ardente”nin geniş alanlara yayılımı ve
çökelmesi ile oluşan kaya. Bu terim genelde kaynaklı olanlara
uygulanmakla birlikte son zamanlarda kaynaksız olanlara da
uygulanmaktadır.
Önceden oluşan kayaca magmanın yerleşmesi olayı. Terim aynı
zamanda çevreleyen kayaç içine yerleşmiş magmatik kaya kütlesine de
karşılık gelmektedir.
Doğrudan yüzeye ulaşan magmadan türeyen piroklastik malzeme.
Gravite etkisi ile volkanın yamaçlarından akan suya doygun volkanik
kütlenin sel şeklinde akması olayı.
“Küçük taşlar” anlamında. Yuvarlak ve köşeli, 1/10 ve 2,5 inch
arasında tane boyuna sahip. Katı veya eriyik halinde püskürmüş.
Volkanik püskürme ile yüzeye ulaşan magma. Terim yaygın olarak,
krater veya çatlak boyunca akan sıvı kayaçlara uygulanır. Aynı
zamanda soğumuş ve katı kayaçlara da uygulanır.
Dom şekilli istif oluşturan lav kütlesi.
Baca veya çatlaktan yüzeye lavın çıkması.
Ritmik fıskiye şeklinde lavın püskürmesi
Genelde bazaltik erimiş lavın oluşturduğu volkanik krater veya
çöküntüdeki göl.
Bazaltik lavdan yapılı kalkan volkanı.
Lav akıntısının yüzeyi soğuyup katılaşmış iken içeride halen akışkan
olan lavın akması ile oluşan boşluk.
Düşük röliyefli arazide patlama ile oluşan volkanik krater. Genelde
hemen hemen daireseldir. Sıkça göl veya bataklık içerir.
Volkanı besleyen gazca zengin akışkan magma içeren yer.
Tek bir püskürme ile oluşan volkan
Hareket sırasında yüksek derecede fluidize suya doygun kil-çamur
içerikli malzemenin akması.
Patlama kuvveti ile hareket eden ve fırtına hızında volkan
yamaçlarından inen gaz içerikli ısınmış kütleye verilen Fransızca bir
tanımdır.
Pürüzsüz ve halat şekilli lav için Hawaii dilinde verilen bir addır.
Suyun ve sıcak volkanik kayaçların şiddetli buhar ve parçalanmış
kayaları püskürtecek şekilde bir araya gelmesi ile oluşan patlamalı
volkanik püskürmedir. Magmanın doğrudan su ile girişimi yoktur.
Yüzey ve yeraltı suyu ile magmanın girişim yapması sonucu oluşan
patlamalı volkanik püskürme.
Sualtında birbirleri üzerine paketlenmiş çuval şekilli lav kütleleri
Volkanın altında yerkabuğu boyunca magmaya uzanan düşey açık
sütun. Genelde volkanik breş ve eski kayaçların kırıntıları ile doludur.
88
Plinian eruption
-
Plug
Tıkaç
Plug dome
Tıkaç domu
Pumice
Pümeks
Pyroclastic
Pyroclastic flow
Piroklastik
Piroklastik akma
Scoria
Bazaltik curuf
Seamount
Shield volcano
Kalkan volkanı
Solfatara
Spatter cone
Serpinti konisi
Stratovolcano
Strombolian
eruption
Surge
Stratovolkan
-
Tephra
Tefra
Tephrochronology
Tefrakronoloji
Tuff
Tuff cone
Tüf
Tüf konisi
Tuff ring
Tüf halkası
Vent
Vesicle
Viscosity
Volcanic arc
Baca
Vesikül
Viskozite
Volkanik yay
Volcanic complex
Volcanic neck
Volkanik karmaşık
Volkanik iğne
veya boyun
-
Vulcanian
Türbulans
Kırıntılı magma ve magmatik gazların türbulansla yüksek hızda
bacadan çıkarak yayıldığı patlamalı püskürme. Çok büyük hacime sahip
tefra ve yüksek püskürme sütunları karakteristiktir.
Volkan bacasını dolduran katılaşmış lav. Koniyi çevreleyen malzemeye
oranla aşınmaya daha dayanıklıdır ve ilksel yapı aşındıktan sonra sivri
bir tepe şeklinde kalabilir.
Kratere gelen lavın çok viskoz olması sonucu akamayarak soğuması ile
oluşturduğu yüksek eğimli, yuvarlaklaşmış tepe.
Açık renkli köpüksü volkanik kayaç. Genelde dasit-riyolit bileşimli.
Püsküren lavdaki gazın yayılması sonucu oluşur.
Volkanik patlama ile çıkan kırıntılı (klastik) kayalara ait.
Yüksek hızda hareket edebilen (saatte 50-100 mil) boylanmasız
piroklastik malzeme (volkanik kırıntılar, kristaller, kül, pümeks ve cam
parçaları) ve sıcak gaz karışımının yanal olarak akması.
Genelde çok vesiküllü ve düzensiz şekilli bomba boyu (> 64 mm)
piroklast. Genelde pümeksten daha ağır, koyu renkli ve kristalindir.
Denizaltı volkanı
Düzleşmiş dom şeklinde, az yamaç eğimine sahip volkan. Hemen
hemen tümüyle lav akıntılarından yapılıdır.
Karakterisitik olarak sülfürlü gazların çıktığı bir çeşit fumarol.
Genelde çatlak veya baca üzerinde oluşan alçak fakat yüksek eğimli
koni. Genelde bazaltik malzemeden yapılıdır.
Lav akıntıları ve piroklastik malzemeden yapılı volkan.
Merkezi kraterden çıkan akışkan bazalt lavın fışkırması ile karakterize
edilen bir tür volkanik püskürme.
Volkanik püskürme ve krater oluşumuna katılan düşey püskürme
sütununun tabanından, yüksek hızda yoğunluk akması olarak dışarıya
dairesel olarak hareket eden halka şekilli gaz ve toz bulutu.
Krater veya volkanik bacadan püsküren ve havadan taşınarak çökelen
tüm tip ve boyuttaki malzeme.
Tefranın örneklenmesi, hazırlanması, petrografik tayini ve yaklaşık yaş
tayini.
Piroklastik malzemeden yapılı kayaç.
Bazaltik magma ve su girişimiyle oluşan bir tür volkanik koni. Tüf
halkasından daha küçük olup daha dik yamaçlara sahiptir.
Göl, sahil bölgesi, bataklık ve yüksek oranda yeraltı su seviyesine sahip
bölgelere yerleşmiş volkanik baca çevresinde oluşan geniş yayılımlı ve
iyi tabakalanmış hyaloklastit debris birikimi
Volkanik malzemenin yeryüzüne çıktığı noktadaki açık alan.
Katılaşma sırasında volkanik kayaçta oluşan gaz boşluğu.
Akışkanın akmaya karşı olan direnç ölçüsü.
Volkanik ve plütonik kayaçların oluştuğu, ayrıca dalma-batma zonu
üzerinde genelde eğrisel gidişli olan volkanlar kuşağı.
Karmaşık volkanik oluşumların bulunduğu volkanik baca topluluğu.
Volkanik konide, erozyona piroklastik kayaçlar ve lavlardan daha
dayanımlı masif kaya sütunu
Yeni gelen viskoz lava ait genelde blok boyundaki kırıntıların
patlamalarla çıktığı bir tür püskürmedir.
89
KAYNAKÇA
Aramaki, S., Akimoto, S., 1957. Temperature estimation of pyroclastic deposits by natural remanent
magnetism, Amer.J.Sci. 255, 619-627.
Beverage, J., P., Culbertson, J.K., 1964. Hyperconcentrations of suspended sediments. J. Hydraulics Div.
Amer. Soc. Civ. Eng. Proc. 90, no. HY6, 117-128.
Bond, A., Sparks, R.S.J., 1976. The Minoan eruption of Santorini, Greece. J. Geol. Soc. London, 132, 1-16.
Carlisle, D., 1963, Pillow breccias and their aquagene tuffs. Quadra Island, British Columbia. J. Geol. 71, 4871.
Cas, R. A. F. ve Wright, J. V., 1987. Volcanic successions: modern and ancient, Chapman & Hall, UK.
Crandell, D. R., 1957. Some features of mudflow deposits (Abst.), Geol. Soc. Amer. Bull. 68, pt. 2, 1821.
Crandell, D. R., ve Mullineaux, 1973. Pine creek volcanic assemblage at Mount St. Helens, Washington.
U.S. Geol.Survey. Bull. 1383-A, A1-A23.
Crandell, D. R., ve Waldron, H.,H.,1956. A recent volcanic mudflow of exceptional dimensions from Mount
Rainier, Washington. Amer. J.Sci. 254, 349-362.
Crandell, D. R., 1963. Surficial geology and geomorphology of the Lake Tapps quadrangle, Washington.
U.S. Geol.Survey. Prof. Paper, 388-A, A1-A84.
Crandell, D. R., 1971. Postglacial lahars from Mount Rainier volcano, Washington. U.S. Geol.Survey.
Prof.Paper, 667, 1-75.
Crowe, B.M., Linn, G.W., Heiken, G. and Bevier, M.L., 1978. Stratigraphy of Bandelier Tuff in the Pajarito
Plateau; Applications to waste management. Los Alamo Sci. Lab., New Mexico, Informal Rpt., LA7225, 1-57.
Curry, R., 1966. Observation of alpine mudflows in the Ten-mile Range, central Colorado. Geol. Soc. Amer.
Bull. 77, 771-776.
Curtis, G.H., 1954. Mode of origin of pyroclastic debris in the Mehrten Formation of the Sierra Nevada.
Univ. Calif. Publ. Geol. Sci. 29. 453-502.
Dana, J.D., 1890, Characteristics of volcanoes. Dodd, Mead and Co., New York, 1-399.
Dewey, J.F., Hempton, M.R., Kidd, W.S.F., Şaroğlu, F., Şengör, A.M.C., 1986. Shortening of continental
lithosphere: the neo-tectonics of Eastern Anatolia—a young collision zone. in: Coward, M.P., Riea,
A.C. (Eds.), Collision Tectonics. Geol. Soc. London, Spec. Publ. 19, pp. 3-36.
Dick, H.J.B., Honnorez, J. ve Kirst, P.W., 1978. Origin of the abyssal basaltic sand, sandstone, ve gravel
from DSDP Hole 396B, Leg 46. In Dimitriev, L., Heirtzler, J., et al., eds., Init. Rpts. Deep Sea Drilling
Proj. 46, 331-339.
Ercan, T., Fujitani, T., Matsuda, J.-I., Notsu, K., Tokel, S., Ui, T., 1990. Doğu ve Güneydoğu Anadolu
Neojen-Kuvatemer volkaniklerine ilişkin yeni jeokimyasal, radyometrik ve izotopik verilerin yorumu.
MTA Dergisi 110, 143-164.
Ewart, A., 1963. Petrology and petrogenesis of the Quaternary pumice ash in the Taupo area, New Zealand,
J. Petrol. 4, 392-431.
Fisher, R.V., 1958. Definition of volcanic breccia. Geol. Soc. Amer. Bull. 69, 1071-1073.
Fisher, R.V., 1960. Criteria for recognition of laharic breccias, southern Cascade mountains, Washington,
Geol. Soc. Amer. Bull. 71, 127-132.
Fisher, R. V., 1961. Proposed classification of volcaniclastic sediments and rocks. Geol. Soc. Amer. Bull. 72,
1409-1414.
Fisher, R. V., 1963. Bubble wall texture and its significance. J. Sed. Petrol. 33, 224-227.
Fisher, R. V., 1966. Textural comparison of John Day volcanic siltstone with loess and volcanic ash. J. Sed.
Petrol. 36, 706-718.
Fisher, R. V., 1971. Features of coarse grained, high concentration fluids and their deposits. J. Sed. Petrol.
41, 916-927.
Fisher, R.V. and Schmincke, H.U., 1984. Pyroclastic Rocks: Springer-Verlag, New York, 409 p.
Fiske, R., S., 1969. Recognition and significance of pumice in marine pyroclastic rocks. Geol. Soc. Amer.
Bull. 80, 1-8.
Fornari, D.J., Malahoff, A. and Heezen, B.C., 1979, Visual observations of the volcanic micromorphology of
Tortuga, Lorraine and Tutu seamounts; and petrology and chemistry of ridge and seamount features in
and around the Panama basin. Mar. Geol. 31, 1-30.
Freundt, A., 1982. Statigraphie des Brohltaltrass und seine Entstehung aus pyroklastischen Strömen des
Laacher See Vulkans. Ruhr Univ. Bochum, Unpubl. Dipl. Thesis, 1-319.
Fuller, E., 1931. The aqueous chilling of basaltic lava on the Columbia River Plateau. Amer. J. Sci. 21, 281300.
90
Gillespie, M.R., ve Styles, M.T., 1997. Classification of igneous rocks. British Geol. Survey Research Report
RR 97-2, Nottingham, UK, 1-63.
Gorshkov, G.S., 1959. Gigantic eruption of the volcano Bezymianny. Bull. Volcanol. 20, 77-109.
Güner, Y., 1984. Nemrut Yanardağının jeolojisi, jeomorfolojisi ve volkanizmanin evrimi. Jeomorfoloji
Dergisi 12, 23-65.
Güner, Y., Şaroğlu, F., 1987. Doğu Anadolu'da Kuvatemer volkanizması ve jeotermal enerji açısından
önemi. Türkiye 7. Petrol Kongresi Bildiriler Kitabı, pp. 371-383.
Hay, R.L. 1959. Formation of the crystal-rich glowing avalanche deposits of St. Vincent, B. W. I. J. Geol. 67,
540-562.
Heiken, G.H., 1972. Morphology and petrography of volcanic ashes. Geol. Soc. Amer. Bull. 83, 1961-1988.
Heiken, G.H., 1974. An atlas of volcanic ash. Smithsonian Contr. Earth Sciences, 12, 1-101.
Heiken, G., McKay, D.S. ve Brown, R.W., 1974. Lunar deposits of possible pyroclastic origin. Geochim.
Cosmochim. Acta 38, 1703-1718.
Heiken, G., ve Wohletz, K.H., 1984. Volcanic ash. Univ. Calif. Press, Berkeley.
Hoplitt, R.P. ve Kellogg, K.S., 1979. Emplacement temperatures of unsorted and unstratified deposits of
volcanic debris as determined by paleomagnetic techniques. Geol. Soc. Amer. Bull. Part I, 90, 633-642.
Houghton, B.F. ve Wilson, 1989. A vesicularity index for pyroclastic deposits. Bull. Volcanol., 451-462.
Huang T.C., Warner, J.R. ve Wilson, L., 1980. Micropitson volcanic glass shards: Laboratory simulation and
possible origin. J. Volcanol. Geotherm. Res. 8, 59-68.
Huang, T.C. ve Watkins, M.D., 1976. Volcanic dust in deep-sea sediments: relationship of microfeatures to
explosivity estimates. Science 193, 576-579.
Innocenti, F., Mazzuoli, R., Pasquare, G., Radicati di Brozolo, F., Villari, L., 1976. Evolution of volcanism in
the area of interaction between the Arabian, Anatolian and Iranian plates (Lake Van, Eastem Turkey). J.
Volcanol. Geotherrn. Res. l, 103-112.
Izett, G.A., 1981. Volcanic ash beds: recorders of Upper Cenozoic silicic pyroclastic volcanism in western
United States. J. Geophys. Res.86, 10200-10222.
Johnson, A.M., 1970. Physical processes in geology. Freeman Cooper and Co., San Francisco, 1-577.
Krinsley, D. ve Margolis, S. V., 1969. A study of quartz sand grain surface textures with scanning electron
microscope. Trans. New York Acad. Sci., Series II 31, 457-477.
Kuenzi, W.D., Horst, O.H. ve McGehee, R.V., 1979. Effect of volcanic activity on fluvial deltaic
sedimentation on a modern arc-trench gap, southwestern Guatemala. Geol. Soc. Amer. Bull. Pt.1, 90,
827-838.
Kuno, H., 1941. Characteristics of deposits formed by pumice flows and those by ejected pumiceç Bull.
Earthq. Res. Inst. Univ. Tokyo 19, 144-8.
Lambert, R.S.J., Holland, J.G., Owen, P.P., 1974. Chemical Petrology of a suite of calc-alkaline lavas from
Mt. Ararat, Turkey. J. Geol. 82, 419-438.
Lowe, D.R, 1982. Sediment gravity flows: II. Depositional models with special reference to the deposits of
high density turbidity currents. J. Sediment. Petrol., 52, 279-297.
Stow, D.A.W., 1986. Deep clastic seas. In reading HG (ed) Sedimentary Environments and Facies. 2nd ed,
Blackwell Scientific Publications, Oxford, 399-444.
Macdonald, G.A., 1972. Volcanoes. Prentice-Hall, Inc., Englewood Cliffs, NJ., 1-510.
McPhie, J., Doyle, M. ve Allen, R., 1993. Volcanic textures: a guide to the interpretation of textures in
volcanic rocks. CODES Key Centre, Tasmania, Australia.
Meyer, J.D., 1972. Glass crust on intratelluric phenocrysts in volcanic rocks as a measure of eruption
violence, Bull. Volcanol., 35, 358-368.
Middleton, G.V., 1967. Experiments on turbidy currents, III.Can.J.Earth Sci., 4, 475-505.
Middleton and Southard, 1978, Mechanics of Sediment Transport, SEPM Short Course, No: 3.
Moore, J.G., 1975. Mechanism of formation of pillows. Amer.Scientist, 63, 269-277.
Mullineaux, D.R. ve Crandell, D.R., 1962. Recent lahars from Mount St.Helens, Washington. Geol. Soc.
Amer. Bull. 73, 855-869.
Murai, I., 1960. On the mudflows of the 1926 eruption of Tokachidake, central Hokkaido, Japan. Tokyo
Univ. Earthq. Res. Inst. Bull. 38, 55-70.
Murase, T. ve McBirney, A.R., 1973. Properties of some common igneous rocks and their melts at high
temperature. Geol.Soc.Amer.Bull. 84, 3563-3592.
Mysen, B.O., Virgo, D., Seiferd, F., 1982. The structure of silicate melts: Implications for chemical and
physical properties of natural magma. Rev. Geophys. Space Phys., 20, 353-383.
Nagao, K., Matsuda, J.L, Kita, I., Ercan, T., 1989. Noble gas and carbon isotopic composition in Quaternary
volcanic area in Turkey. Jeomorfoloji Dergisi 17, 101-110.
Notsu, K., Pujitani, T., Ui, T., Matsuda, J., Ercan, T., 1995. Geochemical features of collision-related
volcanic rocks in central and eastern Anatolia. J. Volcanol. Geotherm. Res. 64, 171-192.
91
Oswalt, F., 1912. Armenian. Handbuch der regionalen Geologie. H. 10. Heidelberg.
Özpeker, I., 1973. Nemrut Yanardağının petrojenezi. İTÜ Maden Fak. Ofset Baskı Atölyesi, Y-No. 3.14, p.
70.
Pearce, J.A., Bender, J.F., De Long, S.E., Kidd, W.S.F., Low, P.J., Güner, Y., Şaroğlu, P., Yılmaz, Y.,
Moorbath, S., Mitcheli, J.J., 1990. Genesis of collision volcanism in eastern Anatolia Turkey. J.
Volcanol, Geotherm. Res. 44, 189-229.
Perlaki, E., 1966. Pumice and Scoria: their nature, criteria, structure and genesis. Acta. Geol. Hung. 10, 1329.
Pettijohn, F.J., Potter, P.E. ve Siever, R., 1972. Sand and sandstone. Springer-Verlag Berlin, Heidelberg,
New York, 1-618.
Pirsson, L.V., 1915. The microscopical characters of volcanic tuffs-a study for students. Amer. J. Sci. 40,
181-211.
Riehle, J.R., 1973. Calculated compaction profiles of rhyolitic ash-flow tuffs. Geol. Soc. Amer. Bull. 84,
2193-2216.
Rittman, A., 1958. Il meccanismo di formazione delle lave a pillows e dei cosidetti tufi palagonitici. Atti
Acc. Gioenia. 4, 310-317.
Ross, C.S., Miser, H.D. ve Stephenson, L.W., 1928. Water-laid volcanic rocks of early upper Cretaceous age
in the southwestern Oklahoma, and northeastern Texas. U.S. Geol. Survey Prof. Paper 154-F, 175-202.
Ross C.S. ve Smith, R.L., 1961. Ash-flow tuffs: their origin, geologic relations and identification. U.S. Geol.
Survey Prof. Paper, 366, 1-77.
Ryerson, F. J. ve Hess, P.C., 1980. The role of P2O5 in silicate melts. Geochim. Cosmochim. Acta, 44, 611624.
Sanver, M., 1968. A palaeomagnetic study of Quaternary volcanic rocks from Turkey. Phys. Earth Planet,
inter. l, 403-421.
Schmincke, H.-U., 1967. Graded lahars in the type section of the Ellensburg Formation, south-central
Washington, J.Sed. Petrol. 37, 438-448.
Schmid, R., 1981. Descriptive nomenclature and classification of pyroclastic deposits and fragments:
recommendations of the IUGS Subcommision on the Systematics of Igneous rocks, Geology, 9, 41-3.
Schmincke, H.-U., 1974, volcanological aspects of peralkaline silicic welded ash-flow tuffs. Bull. Volcanol.,
38, 594-636.
Schmincke, H.-U. Robinson, P.T., Ohnmacht, W., and Flower, M.F.J., 1978. Basaltic hyaloclastites from
DSDP Hole 396B, Leg 46. In Dimitriev, L., Heirtzler, J., et al., eds., Init. Rpts. Deep Sea Drilling Proj.
46, 341-355.
Schmincke, H.-U., Rauthenschlein, M., Robinson, P.T. ve Mehegan, J.M., 1983. The Troodos Extrusive
Series of Cyprus: a comparison with oceanic crust. Geology 11, 410-412.
Schmincke, H.-U., 1983. Rhyolitic and basaltic ashes from Galapagos Mounds Area, Leg 70. In Cann et al.,
eds., Init. Rpts. Deep Sea Drilling Proj. 69, 451-457.
Schmincke, H.-U., 1973. Magmatic evolution of tectonic regime in Canary, Madeira and Azores Island
Groups, Geol.Soc. Amer.Bull. 84, 633-648.
Self, S., 1972. The Lajes ignimbrite. Ilha Terceira, Azores. Comunicoes Servs. Geol.Port. LV, 165-180.
Self, S., 1976. The recent volcanology of Terceira, Azores, J.Geol. Soc. London, 132, 645-666.
Selley, R.C.,1978. Ancient sedimentary environments.2nd Ed., Cornell Univ. Press, New York, 1-287.
Sharp, R.P. ve Nobles, L.H., 1953. Mudflows of 1941 at Wrightwood, southern California. Geol. Soc. Amer.
Bull. 64, 547-560.
Sheridan, M.F. ve Marshall, J.R., 1983. Interpretation of pyroclast surface features using SEM images.
J.Geotherm. Res. 16, 153-159.
Sheridan M.F. ve Ragan, D.M., 1977. Compaction of ash-flow tuffs. In Chilingarian, G.V. and Wolf,K.H.,
eds., Compaction of coarse-grained sediments, II; Developments in Sedimentology 18B. Elsevier
Amsterdam, 677-713.
Smith, R.L., 1960, Zones and Zonal variations in welded ash flows. U.S. Geol. Survey Prof. Paper, 354-f,
149-159.
Sparks R.S.J.,1976. Grain size variations in ignimbrites and implications for the transport of pyroclastic
flows. Sedimentology, 23, 147-188.
Sparks R.S.J., Self, S. ve Walker, G.P.L., 1973. Products of ignimbrite eruption. Geology 1, 115-118.
Sparks, R.S.J., Wilson, L. ve Hulme, G., 1978. Theoretical modeling of the generation, movement and
emplacement of pyroclastic flows by column collapse. J.Geophys.Res. 83, 1727-1739.
Sparks R.S.J. ve Walker, G.P.L., 1977. The significance of vitric-enriched air-fall ashes associated with
crystal-enriched ignimbrites. J.volcanol.Geotherm. Res. 2, 329-341.
Stow, D. A., 1986. Deep clastic seas. In reading HG (ed) Sedimentary Environments and Facies. 2nd ed,
Blackwell Scientific Publications, Oxford: 399-444.
92
Streckeisen, A., 1979. Classification and nomenclature of volcanic rocks, lamprophyres, carbonatites and
melilitic rocks: recommendations and suggestions of the IUGS Subcommision on the systematics of
Igneous Rocks, Geology, 7, 331-335.
Swineford, A. ve Frye, J.C., 1946. Petrographic comparison of Pliocene and Pleistocene volcanic ash of
western Kansas, Kans. Geol. Survey Bull. 64, Pt. 1, 1-32.
Şengör, A.M.C., Yılmaz, Y., 1981. Tethyan evolution of Turkey: a plate tectonic approach. Tectonophysics
75, 181-241.
Taylor, G.A., 1958. The 1951 eruption of Mount Lamington, Papua. Austr. Bur. Min.Resour. Geol. Geophys.
Bull. 38, 1-117.
Thorarinsson, S., 1954. The eruption of Hekla 1947-48, part. 2, Ch. 3. The tephra fall from Hekla on March,
1947. Soc.Sci. Islandica, Reykjavik, 1-68.
Vessel, R.K., ve Davies, D.K., 1981; Nonmarine sedimentation in an active fore arc basin. Soc. Econ.
Paleont. Mineral. Publ. 31, 31-45.
Voight, B., Glicken, H., Janda, R.J. ve Douglass, P.M., 1981. Catastrophic rockslide avalanche of May 18. In
Lipman, P.W., and Mullineaux, D.R., eds., The 1980 eruptions of Mount St. Helens. U.S. Geol. Survey
Prof. Paper 1250, 347-377.
Waldron, H., H., 1967. Debris flow and erosion control problems caused by the ash eruptions of Irazu
Volcamo, Costa Rica, U.S. Geol. Survey Bull. 1241-I, 1-35.
Walker G.P.L. ve Croasdale, R., 1972. Characteristics of some basaltic pyroclastics. Bull. Volcanol. 35, 303317.
Walker, G.P.L., 1971. Grain size characteristics of pyroclastic deposits. J. Geol. 79, 696-714.
Walker, G.P.L., 1972. Crystal concentrations in ignimbrites. Contr. Mineral. Petrol. 36, 135-146.
Walker, R.G., 1978. Deep-water sandstone facies and ancient submarine fans; models for exploration for
stratigraphic traps. Am. Assoc. Petrol. Geol. Bull. 62, 932-966.
Waters, A.C. ve Fisher, R.V., 1971. Base surges and their deposits: Capelinos and Taal volcanoes. J.
Geophys. Res. 76, 5596-5614.
Wentworth, C.K., 1938. Ash formations of the island of Hawaii. 3rd. Sp. Rpt., Hawaiian Volcano
Observatory, Honolulu, Hawaii, 1-183.
Wentworth, C.K. ve Macdonald, G.A., 1953. Structures and forms of basaltic rocks in Hawaii, U.S. Geol.
Survey. Bull. 994, 1-98.
Wilson, L., 1976. Explosive volcanic eruptions- III. Plinian Eruption Columns. Geophys. J. Roy. Astron.
Soc. 45, 543-556.
Wilson, L., ve Head, J. W., 1981. Ascent and eruption of basaltic magma on earth and moon. J. Geophys.
Res. 86, 2971-3001.
Wright, J.V., 1978. Remanent magnetism of poorly sorted deposits from Minoan eruption of Santorini, Bull.
Volcanol. 41, 1-5.
Wright, J.V., Self, S., Fisher, R.V., 1980. Towards a facies model for ignimbrite-forming eruptions, In Self
and Sparks, R.S.J., eds., tephra studies. D. Reidel. Publ. Co., Dordrecht, Holland, 433-439.
Yamagishi, H., 1987. Studies on the Neogene subaqueous lavas and hyaloclastites in soutwest Hokkaido.
Rep. Geol. Surv. Hokkaido 59: 55-117.
Yılmaz, Y., Şaroğlu, P., Güner, Y., 1987. Initiation of the neo-magmatism in East Anatolia. Tectonophysics
134, 177-199.
Yılmaz, Y., Güner, Y., Şaroğlu, P., 1998. Geology of the Quaternary volcanic centres of the eastern Anatolia,
J.volcanol.Geotherm. Res. 85, 173-210.
93