Magmatik Petrografi
advertisement
MİNERALOJİ-PETROGRAFİ (Jeofizik Mühendisliği Bölümü) MAGMATİK PETROGRAFİ Ders Sorumlusu Prof. Dr. Sabah YILMAZ ŞAHİN Mineral: Doğal olarak oluşan, katı, homojen, genellikle inorganik, oldukça düzenli atom dizilimine ve belirli bir kimyasal bileşime sahip olan maddelere mineral denir. Kayaç: Bir veya birden fazla tür mineralden, kayaç parçasından, organizma kalıntısından (fosil) veya bunlarının değişik oran ve kombinasyonlarda bir araya gelmesi ile oluşmaktadır. Kendi içinde bir bütünlük gösteren, yer yuvarının katı kesimlerini oluşturan jeolojinin en temel birimidir Başka bir ifade ile, birden fazla mineralden oluşan, belli bir jeolojik bütünlüğü olan, katı, doğal maddelere kayaç denir. Petrografi: Petro- kayaç -graph; bilim Sözcük anlamı olarak kayaç bilimi olarak ifade edilen, konusu kayaçlar olan bir bilim dalıdır. Kayaçların, mineralojik bileşimlerini, yapısal ve dokusal özelliklerini inceleyen, kayaçları oluşum koşullarına / şekillerine, kimyasal ve mineralojik bileşimlerine ve yapı/doku ilişkilerine göre tanımlamaya ve adlandırmaya çalışan bir bilim dalıdır. Yani tanımsal’dır. Petroloji: Kayaçların oluşumları ile ilgili tüm sorunların açıklanması, çeşitli kayaç türlerinin zaman ve mekan bakımından birbirleri ile olan ilişkilerinin ortaya çıkarılması ise yorumsal bir bilim dalı olan petroloji’nin ödevidir. petroloji Petrojenez ise, kayaçların kökenini inceleyen bilim dalıdır. Petrografi Bölümünün Konuları Magmatik Petrografi, Metamorfik Petrografi, Sedimanter petrografi Laboratuar kısmında ise, ilgili kayaçların makro el örneklerinin petrografik tanımlaması YERKABUĞUNDA KAYAÇLAR Magmatik kayaçlar - plütonik/intrüzif/sokulum/derinlik - volkanik/extrüzif/püskürük/yüzey - subvolkanik/subplütonikdamar/yarıderinlik Metamorfik/başkalaşım kayaçlar Sedimanter/tortul/tabakalı kayaçlar Kayaçların yerkabuğunda bulunuş oranları; Hacım olarak; - Magmatik ve metamorfik kayaçlar % 95, - Sedimanter kayaçlar % 5, Yeryüzünde kapladıkları alan olarak; - Magmatik ve metamorfik kayaçlar % 25, - Sedimanter kayaçlar % 75, Volkanlar ve volkanik kayaçlar Granit Magmatik derinlik kayaçları Kayaç Çevrimi (Rock Cycle) 1 = magma; 2 = crystallization (freezing of rock); 3 = igneous rocks; 4 = erosion; 5 = sedimentation; 6 = sediments & sedimentary rocks; 7 =metamorphism; 8 = metamorphic rocks; 9 = melting. GENEL KAYAÇ SINIFLAMASI I. MAGMATİK KAYAÇLAR II. SEDİMANTER KAYAÇLAR 1. Derinlik Kayaçları (Plütonik kayaçlar, intrüzif kayaçlar) (tamamen kristalli - kristalin) 1. Kırıntılı Sedimanter Kayaçlar 2. Yüzey Kayaçları (Volkanik kayaçlar, ekstrüzif kayaçlar) (Kristal, kristal + volkan camı, volkan camı) Tane boyu (mm) > 64 3. Yarı derinlik Kayaçları (Damar kayaçları) (tamamen kristalli - kristalin) Epiklastik Sedimanter Kayaçlar Proklasti k Sedimant er Kayaçlar Karbonatlı Kırıntılı Sedimanter Kayaçlar Blok Lapilli 2 – 64 Çakıltaşı / breş (Konglomera, rudit) Aglomer a Kalsirudit 0.0625 –2 Kumtaşı (Arenit) Tüf Kalkarenit 0.002 – 0.0625 Silttaşı < 0.002 Kiltaşı (Lutid) İnce taneli Tüf Kalsilutid 2. Kırıntılı Olmayan (Kimyasal-Biyokimyasal) Sedimanter Kayaçlar III. METAMORFİK KAYAÇLAR 1. Yersel Metamorfik Kayaçlar (Yapısal-dokusal özellik, mineral içeriği ve metamorfizma derecesine göre adlanır) Yönlü doku gösteren kayaçlar Yönlü doku göstermeyen kayaçlar ve Kurallı adlanan kayaçlar Kuralsız adlanan kayaçlar 2. Bölgesel Metamorfik Kayaçlar (Yapısal-dokusal özellik, mineral içeriği ve metamorfizma derecesine göre adlanır) Yönlü doku gösteren kayaçlar Yönlü doku göstermeyen kayaçlar ve Kurallı adlanan kayaçlar Kuralsız adlanan kayaçlar Yerkürenin Genel Yapısı ve Yerkabuğu Yerkürenin bileşimi ve katı olan dış kabuğunun altında malzeme hakkında genel bilgiler özellikle magmatik kayaçların incelenmesi ile elde edilmiştir. • - Jeolojik arazi gözlemleri, • - Deprem dalgalarının yerkürede yayılma hızlarının analizi ve jeofizik yorumlamalar, • - Laboratuvarlarda doğadaki koşullara benzer koşullar yaratılarak yapılan deneysel çalışmalardan elde edilen veriler, yerkürenin yapısının ve oluşumunun anlaşılmasına büyük katkılar sağlamıştır. Basit bir yaklaşımla yerküreyi çok büyük bir magmatik kütle olarak kabul etmek mümkündür. Dış kısmında çok ince bir kabuk, bu kabuğun altında da çok yüksek sıcaklığa sahip magma bulunmaktadır. Yerküre dıştan içe doğru; • kabuk, • manto ve • çekirdek Kabuk, yeryüzünden “Moho Kesiklilik Yüzeyi”ne kadar devam etmekte ve birbirinden farklı kalınlıklara sahip kıtasal kabuk (yaklaşık 25-75 km kalınlıkta) ve okyanusal kabuk (yaklaşık 5-7 km kalınlıkta) şeklinde tanımlanmaktadır. Katı olan kabuk jeolojik tarihçe boyunca atmosferik olaylardan (erozyon, bozunma vb.) metamorfik süreçlerden etkilenmiş ve ilk oluştuğu bileşimden farklı bir bileşim kazanmıştır. Kabuk altında yaklaşık 400 km derinliğe kadar uzanan üst manto yer almakta, üst mantodan da 400-900 km arasında kalınlığa sahip bir “geçiş zonu” ile yaklaşık 2900 km’ye kadar uzanan alt manto’ya manto geçilmektadir. Çekirdek, 2900-5080 km arasında “dış çekirdek” ve 5080-6376 km arasında “iç çekirdek” şeklinde adlandırılmaktadır. A-Mohorovic süreksizliği B-Gutenberg “ C-Lehman “ Şekil 1 b Mantonun ortalama kimyasal bileşimi Element Miktar Bileşik Kıtasal kabuk Miktar Yüzde Oksit O 44.8 Si 21.5 SiO2 46 Mg 22.8 MgO 37.8 Fe 5.8 FeO 7.5 Al 2.2 Al2O3 4.2 Ca 2.3 CaO 3.2 Na 0.3 Na2O 0.4 K 0.03 K2O 0.04 Sum 99.7 Sum 99.1 SiO2 60.6 Al2O3 15.9 CaO 6.4 MgO 4.7 Na2O 3.1 Fe as FeO 6.7 K2O 1.8 TiO2 0.7 P2O5 0.1 Okyanusal kabuk kayaçları Şekil 1 c Yeryüzündeki büyük ve küçük levhalar Petrografinin Çalışma Yöntemleri Arazi çalışmaları Laboratuvar çalışmaları Kayaç Yapıcı mineraller A. AÇIK RENKLİ MİNETRALLER (FELSİK) 1. Kuvars grubu: kuvars, tridimit, kristobalit 2. Feldispatlar; -Alkali feldispatlar: Alkali Feldispatlar (ortoklaz, sanidin, mikroklin, pertit, anortoklaz, albit (%An=0-5) -Plajiyoklaz: Plajiyoklaz (%An=95-100 arasında olan türleri) skapolit 3. Feldispatoyidler: Feldispatoyidler (lösit, psödolösit, nefelin, kankrinit, sodalit, haüyn, analsim vb…) B. KOYU RENKLİ MİNERALLER (MAFİK) 4. Piroksen grubu (orto ve klino piroksenler; hipersten, ojit, diyopsit, …vb) 5. Amfibol grubu (orto ve klino amfiboller, hornblend, kersutit, tremolit/aktinolit, …vb) 6. Mika grubu (biyotit, muskovit, klorit, …) 7. Olivin grubu, (forsterit, fayalit) 8. Diğer mineraller (% 1 den daha az bulunan aksesuar mineraller, apatit, zirkon, MAGMATİK PETROGRAFİ Magma nedir? Yunanca “hamur” anlamına gelen magma, yerkabuğunun derin kısımlarında bulunan, çok karmaşık bir kimyasal bileşime ve jeolojik bütünlüğe sahip, çok yüksek sıcaklık ve basınç altında bulunan bir moleküler çözelti şeklinde tanımlanır. MAGMATİK KAYAÇLARIN OLUŞUMU Magma ve Özellikleri Birincil magmanın, üst mantoda gelişen kısmi erime süreçleri ile ilişkili olarak oluştuğu kabul edilmektedir. Değişik gözlemlere, incelemelere dayanarak ve basit bir yaklaşımla magmanın, yeryüzünde geniş alanlar kaplayan bazalt ve bunun karşıtı plütonik kayaç olan gabronun kimyasal bileşimine benzer bir bileşime sahip olduğu sonucuna varılmıştır. Magma bileşiminin tam olarak saptanması mümkün değildir. Ancak magmanın katılaşmış şekli olan kayaçların kimyasal analizi ile magma bileşimi hakkında bir fikir edinilebilir. Magma sıcaklığını da doğrudan doğruya saptamak mümkün değildir. Volkanlarda, lav göllerinde yapılan direkt ölçümlerle 800-12000C arasında değişen sıcaklıklar bulunmuştur. Ancak derinlerde magma sıcaklığının daha az olması gerektiği de ifade edilmektedir. Magma sıcaklığı, indirekt yolla ve “jeolojik termometre” adı verilen bazı mineraller yardımı ile de saptanabilir. Magmanın viskozitesi doğrudan doğruya kimyasal bileşimi ve sıcaklığı ile ilgili bir özelliktir. Bazik magmanın düşük, asit magmanın yüksek bir viskoziteye sahip oldukları jeolojik incelemelerle saptanmıştır. Bazik lavlar son derece akıcıdır; örneğin Hawai’de yamaç eğimi 2o olan bir dağ eteğinde lavların 400 metre/saat, diğer bir yerde 16 km/saat gibi bir hızla aktıkları saptanmıştır. Asit lavlar ise çok yavaş bir şekilde akarlar veya bir akma hareketi göstermeyecek kadar viskosturlar. Magma bileşiminin tam olarak saptanması mümkün değildir. Ancak magmanın katılaşmış şekli olan kayaçların kimyasal analizi ile magma bileşimi hakkında bir fikir edinilebilir. Kayaçların kimyasal bileşiminde olan, major elementler olarak da adlandırılan ana elementler Si, Al, Fe, Ca, Na, Mg, Mn, K, Ti, P olup, standart kimyasal analizlerde % oksit olarak belirlenir. Bunlar majör oksitler olarak adlandırılmakta olup, SiO2, Al2O3, t FeO, MgO, CaO, Na2O, K2O, MnO, TiO2, P2O5 formunda hesaplanır. U, Th, Rb, Sr, Y, Nb, Zr, Au, Cu, Co, Cr, Ba, Ni … gibi eser veya iz elementler de kayaçların içerisinde bulunmakta ve ppm (milyonda) veya ppb (milyarda) mertebesinde değerlendirilmektedir. SiO2 yüzdesi Asidik magmalar > % 66 Nötr (ortaç) magmalar % 66-52 Bazik magmalar % 52-45 Ultrabazik magmalar < % 45 Asidik magmaların (SiO2 oranı % 66’dan fazla) viskozitesi yüksektir ve çok ağır akarlar. Buna karşın bazik magmalar (SiO2 oranı % 52-45 veya daha az) daha akıcıdırlar. Magma Olusum Ortamları 1. Okyanus Ortasi Sirtlar 2. Kita Ici Riftler 3. Ada Yaylari 4. Aktif Kita Kenarlari 5. Yay Ardi Havzalar 6. Okyanus Ada Bazaltlari 7. Kita Ici Aktivite kimberlitler, karbonatitler, anortozitler... Magmanın Katılaşma Evreleri Magmanın katılaşması/kristalleşmesi oldukça karmaşık bir süreçtir. Kayaçların ve minerallerin gösterdikleri yapısal / dokusal özelliklerin incelenmesi ile magmadaki kristalleşme sırası hakkında bilgi edinilebilir. Magmadan ilk kristalleşen mineraller yüksek sıcaklıklarda ve uçucu bileşen bakımından fakir bir magmadan itibaren oluşurlar. Bu minerallere “pirojenetik mineraller” adı verilmektedir. Bazik bileşimli magmatik kayaçları oluşturan olivin, piroksen, Ca-plajiyoklaz gibi bu pirojenetik minerallerin ayrılması ile arta kalan magma H2O ve diğer uçucu bileşenler bakımından giderek zenginleşecektir. Magmanın bu kısmından da bileşiminde hidroksil bulunan ve alkalilerce zengin amfibol, mika, gibi “hidrojenetik mineraller” ayrılacaktır. Magmanın katılaşma/kristalleşme evreleri; Sıcaklık ve uçucu bileşenlerin miktarına bağlı olarak; 1. Ortomagmatik evre: Magmatik kayaçların oluştuğu evredir. Bu evredeki ilk kristalleşmelerle (1200-900 oC) pirojenetik mineraller ayrılır; peridotit piroksenit, gabro gibi ultrabazik-bazik bileşimli plütonik kayaçlar ve ayrıca kromit, ilmenit gibi mineraller içeren ekonomik değere sahip maden yatakları oluşur. Sıcaklığın daha da düşmesi ile (900-700 oC) hidrojenetik mineraller ayrılır ve böylece ortaç ve asit bileşimli, diyorit, siyenit, granit gibi plutonik kayaçlar oluşur. 2. Pegmatitik evre: Gaz basıncının giderek yükseldiği, sıcaklığın 700500 oC arasında olduğu evredir. Ortomagmatik evreden artakalan tüketilmiş magma uçucu bileşenler bakımından oldukça zenginleşmiştir. Sıcaklık hala yüksek, muhtemelen 700-500 oC arasındadır. Magmanın iç basıncının üstteki kayaç kütlelerinin uyguladığı hidrostatik basınçtan daha yüksek olması halinde uçucu bileşenler gaz ve buhar şeklinde magmadan ayrılır; kayaç kütlelerinde mevcut veya açtıkları kırık ve çatlaklardan kaçarak yeryüzünde bazen patlamalar şeklinde gaz püskürmelerine veya diğer volkanik faaliyetlere yol açarlar. Bu ani gelişen basınç azalması olmadığı takdirde 700 oC altında son derece akıcı ve hareketli olan çözeltiler gerek çevre kayaçların gerek önceden katılaşmış magmatik kayaçların çatlaklarına girerek pegmatitleri ve diğer damar kayaçlarını oluştururlar. Bunların yanı sıra çok büyük ekonomik değere sahip turmalin, topaz, beril v.b. gibi mineraller ile Sn, U, Th içeren ender cevher yatakları oluşur. 3. Pnömatolitik evre: Magmanın katılaşma sürecinde gaz basıncının en yüksek olduğu evre olup, sıcaklık 500-400 oC dir. Bu evrede özellikle su bakımından zengin çözeltiler, çevre kayaçların içine büyük bir basınçla girerek onları geniş ölçüde değişime uğratırlar. Çevre kayaçların bileşimini değiştirecek şekilde bir madde getiriminin olduğu bu evrede metasomatizma etkin bir süreçtir. Bu evrede başlıca Sn, Wo, Mo, Pb, Cu, Au, Ag cevher damarları, turmalin, topaz gibi mineraller oluşur. 4. Hidrotermal evre: Sıcaklık ve gaz basıncının çok azaldığı bu evrede çözeltiler çevre kayaçlardaki çatlak ve boşluklara kolayca girer; buralarda yeni mineraller oluşturur veya kayaçtaki bazı mineralleri ornatarak mineralojik bileşiminin değişmesine neden olurlar. Bu evrede oluşan maden yatakları, özellikle Au, Ag, Cu, Zn, Kısmen U, Sb, As, Bi, Fe içeren cevher yatakları büyük ekonomik değere sahiptir. Etkili sıcaklık derecelerine göre bu evreyi; katatermal (400-300 oC), mezotermal (300-200 oC), epitermal (200-100 oC) ve teletermal (<100 oC) şeklinde alt evrelere ayırmak mümkündür. Magmaların Katılaşma Süreçleri Başlangıçta belirli ve homojen bir bileşime sahip “ana magma” katılaşma süreci içinde, farklı bileşimdeki magmatik kayaçların oluşumuna yol açacak şekilde bileşimsel değişikliklere uğramaktadır. Ana magmanın bileşiminde değişikliklere neden olan ve jeolojik tarihçe içinde tek bir magmatik faaliyete bağlanabilen değişik türde magmatik kayaçların katılaşmasına yol açan magmatik süreçler, 1. Magmatik farklılaşma 2. Özümleme 3. Magmaların karışması şeklinde üç büyük grup altında toplanmaktadır. 1. Magmatik Farklılaşma Bu süreç dört alt süreci kapsar. Bunlar •Likuasyon, •Fraksiyonel kristalleşme, •Uçucu bileşenlerin etkisi/gazla taşınma ve •Termogravitasyonel diffüzyon alt süreçleridir. Likuasyon, birbiri ile tam olarak karışamayan iki sıvı arasında yoğunluk farkı varsa, hafif olan sıvının damlalar halinde ayrılarak yukarı doğru çıkması ve üstte toplanması gerekir. Buna göre magmanın katılaşmaya başlamadan önce fiziksel olarak, su ve yağın birbirinden ayrılmasına benzer şekilde, farklı bileşimdeki kısımlara ayrılması mümkün olabilir. Gazla Taşınma, Gazların/uçucu bileşenlerin basınç azalmasına bağlı olarak magma odasının bir kısmından kaçarak başka bir kısmında birikmesi/toplanması, bu esnada bazı elementleri de beraberinde sürüklemesi ve böylece magma odası içinde değişik bileşime sahip bölümlerin ortaya çıkmasına neden olan bir süreçtir. Termogravitasyonel diffüzyon, magma kütlesinde soğumaya bağlı olarak gelişen sıcaklık farklılıklarından dolayı bazı elementlerin hareketlilik kazanarak (diffüzyon ile) diğerlerinden ayrılması ve böylece magmada farklı bileşime sahip kısımların ortaya çıkması şeklinde tanımlanabilen bir süreçtir. Fraksiyonel Kristalleşme, magmatik farklılaşma süreçleri içerisinde en önemlisidir. Silikat eriyikleri üzerinde yapılan deneysel çalışmalarda elde edilen kristalleşme özelliklerine dayanılarak getirilmiştir. Bu kavram “magmanın belirli ve tek bir sıcaklık derecesinde kristalleşmediği / katılaşmadığı, kristalleşmenin bir sıcaklık aralığı içinde cereyan ettiği ve meydana gelen minerallerin, magma odasında farklı kesimlerde birikerek uzaklaşması / temasının kesilmesi ile magma bileşiminin sürekli değişmesi” görüşüne dayanmaktadır. Oluşan mineraller ile magma arasındaki reaksiyon herhangi bir nedenle kısmen veya tamamen kesilirse/önlenirse bu takdirde bir fraksiyonel kristalleşmeden söz edilir. Kristalleşen minerallerin magmadan devamlı olarak ayrılması/uzaklaştırılması ile magmanın bileşimi de devamlı olarak değişecek ve sonuçta magmanın başlangıçtaki bileşiminden çok farklı bileşimde kayaç grupları oluşabilecektir; Örneğin bazaltik bileşimdeki bir magmadan gabro, diyorit, siyenit ve granit gibi kayaçların oluşumu mümkün olabilecektir. Fraksiyonel kristalleşmede kristallerin eriyikten fiziksel olarak ayrılmalarını sağlayarak kristal ile eriyik arasındaki reaksiyonları önleyen birkaç süreç vardır; 1. 2. 3. Kristal birikimi, Basınçla filtrelenme, Zonlanma/mantolanma Bowen reaksiyon serisi (Bowen, 1928) Bowen reaksiyon serisi (Bowen, 1928) Denge Kristalizasyonu Kristalleşen minerallerin magma ile temasının kesilmemesi ve magma içinde kalmaları halinde minerallerin bileşimleri, magma ile devamlı olarak reaksiyona girmeleri sonucu değişecektir. Bu reaksiyonların tam olarak cereyan etmesi halinde magmada bir farklılaşma süreci gelişmeyecek ve magma tamamen katılaşacaktır. Böylece bazaltik bileşimli bir magmadan sonuçta gabro ya da bazalt, granitik bileşimli bir magmadan granit veya riyolit oluşacaktır. Bu olay “denge Kristalleşmesi” olarak tanımlanır. 2. Özümleme Magma içine sokulduğu kayaç kütlelerinde, kayaçları oluşturan minerallerin bir veya daha fazlası ile kimyasal dengede olabilirse de, kayaçların tümü ile tam bir denge halinde bulunması genellikle mümkün değildir. Bu nedenle magma ve çevre kayaç arasında bazı reaksiyonlar gelişir, magma çevre kayaçtan kopan parçaları eriterek bünyesine alır ve bunun sonucu magmanın kimyasal bileşimi de değişir. Magma bileşiminde bu şekilde meydana gelen değişiklikleri kapsayan sürece özümleme (asimilasyon) adı verilmektedir. 3. Magmaların Birbirleriyle Karışmaları Eşyaşlı mafik ve felsik magmaların homojen karışımı anlamına gelen magma mixing olayında, her iki magma da viskozite özellikleri bakımından “Newtoniyen (sıvı)” davranış aşamasında iken karışmaktadır. Böyle bir karışım oldukça derinlerde, olasılıkla ilksel magma oluşum ortamlarında gerçekleşmekte ve her iki magma da kendi özelliklerini kaybederek ortaya yeni bir hibrid (melez) magma çıkmaktadır. Diğer bir deyişle, daha basite indirgenirse, siyah ve beyaz boyaların aynı kapta karışmaları sonucunda, ortaya gri renkli bir boyanın çıkması sonucu gibi düşünülebilir. Eşyaşlı mafik ve felsik magmaların heterojen karışımı anlamına gelebilecek olan magma mingling olayında ise, eşyaşlı magmalardan mafik olanı viskozite bakımından “Visko-plastik” evrede, felsik olanı ise, “Newtoniyen” evrede iken karışmaktadırlar. Böyle bir karışım, magmaların diyapirik olarak yükselmeleri sırasında meydana gelebilmektedir. Bu durumda zaten yarı katı-yarı sıvı durumda olan mafik magma, tamamen sıvı durumda olan felsik magmanın içinde çabucak katı hale geçerek, felsik ana kayaçlar içinde yaklaşık olarak yuvarlağımsı-elipsoidal damlacıkları/kabarcıkları mikrogranüler dokulu şeklinde mafik biçimli mafik magma yorumlanabilecek olan magmatik enklavları (MME) oluşturmaktadır. Böyle bir karışım sırasında, mafik magma ile felsik magma arasında birtakım element/kristal göçü olmakla birlikte, özellikle mafik magma damlacıkları/kabarcıkları kendi fiziksel-kimyasal özelliklerini geniş ölçüde korumaktadır. Diğer bir deyişle, beyaz ve siyah renkli boyaların bir kapta karıştırılmaları sonucunda; siyah boyanın, beyaz boya içinde, kendi özelliklerini koruyarak siyah renkli damlacıklar/kabarcıklar şeklinde görülmesi olarak açıklanabilir. B İR M A G M A S İS T E M İN D E E Ş YA Ş L I (C O E VA L ) F E L S İK V E M A F İK M A G M A L A R M AGM A S İS T E M İN İN D İN A M İĞ İ S IC A K L IK V E B İL E Ş İM Z IT L IK L A R I T E R M A L D E Ğ İŞ İM L E R K İM YA S A L D E Ğ İŞ İM L E R M E K A N İK D E Ğ İŞ İM L E R TERM AL M E K A N İK V E K İM YA S A L D E Ğ İŞ İM L E R İN B İR L İK T E L İĞ İ M IX IN G H O M O JE N H İB R İD K AYA Ç L A R Y O Ğ U N M E K A N İK D E Ğ İŞ İM L E R V E S IN IR L I T E R M A L V E K İM YA S A L D E Ğ İŞ İM L E R M IN G L IN G K AYA Ç L A R D A K İ H E T E R O JE N İT E L E R İN D E Ğ İŞ İK T İP L E R İ Dinamik bir magma sisteminde eşyaşlı felsik ve mafik magmalar arasında meydana gelen farklı değişim tipleri ve bu magmaların etkileşimi ile meydana gelen homojen magma karışımı (magma mixing) ve heterojen magma karışımı (magma mingling) süreçleri (Barbarin ve Didier, 1992). Eşyaşlı mafik ve felsik magma sistemlerinin vizkozite özelliklerine göre etkileşim tipleri ve ortaya çıkan ürünler. Mafik Magma Sisteminin Viskozite Özelliği Felsik Magma Sisteminin Viskozite Özelliği Karışım Tipi Ürün Newtonian Newtonian Magma mixing Hibrid granitoyidlerdeki mikroskopik dokular Visko-plastik Newtonian Magma mingling MME Newtonian Visko-plastik Magma mingling Sin-plütonik dayk Newtonian Plastik - Mafik dayk Plastik Newtonian - Felsik dayk Magmatik Kayaçların Jeolojik Bulunuş Şekilleri İNTRÜZİF/SOKULUM/PLÜTONİK KAYAÇLAR 1. • • • • Çevre kayaçlar ile uyumlu/konkordan Kütleler Sil Lakolit Lapolit Fakolit 2. Çevre kayaçlar ile uyumsuz/diskordan Kütleler • Dayk • Batolit 1. • • • • EXTRÜZİF/YÜZEY/VOLKANİK KAYAÇLAR Lav akıntısı Örgü lavları Blok lavlar Yastık lavlar Sütun lav Magmatik Kayaçların Jeolojik Bulunuş Şekilleri Magmatik kayaçlar magmanın yerkabuğunda çeşitli süreçler sonucu katılaşması ile oluştuklarından, gösterdikleri şekiller de magmanın fiziksel ve kimyasal özelliklerine ve jeolojik ortama bağlı olarak değişir. Örneğin magmanın yeryüzünde akması ve büyük alanlar kaplaması magmanın kimyasal bileşim ve sıcaklığına göre değişen viskozitesine bağlıdır. Magmanın yerkabuğunda kayaçların içine girmesine/sokulmasına sokulum(intrüzyon) denilmektedir.Bunlar çevre kayaçlarla ilişkileri ve şekilleri gözönüne alınmadan genel olarak “plüton” denilmektedir. Sokulumlar değişik şekil ve büyüklüklerde olabilirler. Bu durum magmanın bileşimine, sokulumun çevre kayaçlarla olan jeolojik/yapısal ilişkisine, yani yerkabuğundaki ilişkisine bağlı olarak değişebilir. Orojenik bölgelerdeki magma sokulumları büyük kütleler ouşruracak şekilde yerkabuğunun üst zonlarına kadar çıkabilir. Bu ortamlarda oluşan sokulumlar batolitlerdir. Orojenik olmayan bölgelerde ise magmanın mevcut tansiyon çatlakları içine dolması ile büyük ölçekte “dayk” ve “sil” oluşur. Structures and Field Relationships Figure 44-20. 20. Schematic block diagram of some intrusive bodies. İntrüzif Kayaçlar Bunlar çevre kayaçlara göre konkordan ve diskordan durumlar gösterebilirler. 1.Çevre Kayaçlar İle Konkordan/uyumlu İlişkide Olan Kütleler a. Sil (Sill) İçinde bulundukları kayaçların tabakalanma ve şistozite yüzeylerine paralel yüzeylere sahip, levha şekilli magmatik kayaç kütleleridir. Kalınlıkları tipik olarak yayılımlarına kıyasla küçüktür. Yatay, düşey veya eğik konumda bulunabilirler ve çevre kayaçlara kıyasla daha gençtirler. Bu kütlelerin oluşması için magma viskozitesinin de az olması gerekir (akıcılığın yüksek). Siller ve lavlar birbirlerinden kolayca da ayırt edilebilirler. Sil üzerindeki tabakaya küçük apofizler gönderir; içinde çevre kayaca ait parçalar bulunabilir ve çevre kayaç üzerinde sahip olduğu sıcaklık nedeniyle bazı değişiklikler meydana getirdiği gözlenir. Lav akıntılarının üst kısımları ise bol gaz boşlukludur ve üstte bulunan çevre kayaç içinde lav akıntısına ait çakıllar ve parçalar bulunabilir. A-Eğik Sil (dipping sill) B-Yatay sil (horizontal sill) C-Düşey sil (vertical sill) b. Lakolit (Laccolith) Konkordan konumda, mantara benzer bir kesit gösteren, 1-8 km çapında ve yaklaşık 1000 m kalınlığa sahip magmatik kayaç kütleleridir. Kesitte üst yüzeyleri dışbükey, alt yüzeyleri ise düz veya yaklaşık dışbükey durumdadır. Sedimanter kayaçlar içinde gözlenirler. Tektonik etkilerden nispeten az etkilenmiş bölgelerde magmanın yatay veya yataya yakın konumdaki sedimanter kayaçlar içinde yukarı doğru yükselirken, direnci yüksek bir tabaka ile karşılaşması sonucu, magma yanal olarak hareket edecek ve üstündeki tabakaları zorlayarak bunların kubbe şeklinde bir görünüm almalarına yol açacaktır. Magmanın yanal hareketi sonucu lakolitler sillere geçiş gösterirler. Genellikle granitik veya ortaç bileşimdedirler. Bu bileşimdeki magma viskozitesinin bazaltik magmadan daha yüksek oluşu nedeniyle lakolitlerin yanal devamlılığı sillere kıyasla daha azdır. Sokulum esnasında çevre kayaçlar kırılıp parçalanır ve faylanırlar. c. Lopolit (Lopolith) Orta kısmı çökmüş/çukurca olani merceksi şekle sahip, genellikle konkordan, huni şeklinde magmatik kütlelerdir. Kıvrımlanmış veya hafif kıvrımlanmış bölgelerde bulunurlar. Kalınlıkları genellikle genişliklerinin onda veya yirmide biri kadardır. Çapları 10-100 km, kalınlıkları da birkaç bin metre olabilir. Çoğunlukla mafik-ultramafik bileşimde intrüzif kütlelerdir. Bazen farklılaşma (diferansiyasyon) göstererek, yukarı doğru silisçe zenginleştiği de gözlenir. Önemli olanlar Sudbury (Ontario-Kanada) ve Bushveld (Güney Afrika) sokulumlarıdır. Bunların oluşumunda çok büyük meteor çarpmalarının da etkili olduğu da ifade edilmekte olup, çarpma sonucu çarpma bölgesindeki malzemenin kaybolması ile ani basınç azalması, çarpma ile oluşan şok dalgaları ve ısıya bağlı olarak yerkabuğunda ve üst mantoda meydana gelen kısmi erimeler nedeniyle bu şekilde bir sokulumun oluştuğu ifade edilmektedir. d. Fakolit Bunlar kıvrımlı bölgelerde gözlenen, konkordan ve sintektonik, merceksi bir şekle sahip intrüzif kütlelerdir. Antiklinallerin üst kısımlarında, senklinallerin çukur kısımlarında bulunurlar. Magmanın kıvrımlanma esnasında genişleyen/oluşan boşlukları doldurması ile fakolitlerin oluştuğu ifade edilmektedir. Kıvrımlanma esnasında kompotent tabakalar arasında inkompotent tabakanın kayması veya kompotent tabakanın birbirine göre kaymaları ile alçak basınç bölgeleri veya boşlukları oluşur. Fakolitler genellikle oldukça derin zonlarda oluşurlar ve çevresi ile kesin veya tedrici geçişli kontaktlara sahiptir. Kayaç bileşimi değişik olabilir ve yüzeydeki yayılımları yaklaşık 10 km dolayında olabilir. 2. Çevre Kayaçlar İle Diskordan İlişkide Olan Kütleler a.Dayk (Dike) Çevre kayaçları keser konumda bulunan, yüzeyleri birbirine yaklaşık paralel; kalınlıkları, genişlik ve uzunluklarına kıyasla çok az olan magmatik kayaç kütleleridir. Kalınlıkları birkaç cm ile km arasında değişir. Doğada bilinen en büyük dayka örnek olarak Rodezya’da kalınlığı 4 km, uzunluğu 450 km olan “Büyük Dayk” verilmektedir. Birbirine yaklaşık paralel olan çok sayıda dayklara “dayk toplulukları” adı verilmektedir. Bunları oluşumu daha önce oluşmuş fay ve çatlak sistemleri ile olabildiği gibi, magma ocağındaki yüksek basınç sonucu üstteki kayaç kütlerinin parçalanmaları ile ortaya çıkan çatlaklar da olabilir. Işınsal, koni ve çember şeklinde gelişen dayklar gözlenirler. Felsik dayk Işınsal dayklar (radyal), magmatik kütlelerin çevresinde gözlenirler. Merkezden itibaren kilometrelerce uzaklığa kadar izlenebilirler. Çember dayklar (ring dike) ve koni şeklindeki dayklar (cone sheets), yükselmekte olan magmanın üst kısmındaki kayaçlara yaptığı basınç sonucu ortaya çıkan çatlakların, magma tarafından doldurulması ile meydana gelirler. Çember dayklarının çapları 6 km civarındadır; ancak çapı birkaç yüz metre veya 20-25 km olanları da mevcuttur. b. Batolit (batholith) Derinlere doğru giderek genişleyen ve yeryüzünde 100 km2’den daha geniş, yaklaşık elips şeklinde bir alan kaplayan, çok büyük magmatik kayaç kütleleridir. Batolitlerin kenarları komşu kayaçların doğrultuları ile uyumlu olabildiği gibi, komşu tabakaları değişik açılarda kestiği de gözlenebilir. Batolitler granitoyitik bileşime sahiptir. Kenar zonlarına doğru kısmen değişik bileşimler de gösterebilirler. Batolite benzeyen, ancak yeryüzünde kapladığı alan 100 km2’den küçük olan magmatik kayaç kütlerine ise “kütük (stock)” adı verilir. Doğada bilenen en büyük batolitler Kuzey Amerika’da Alaska ve İngiliz Kolombiyası arasında uzanan “Kıyı Sıradağları Batoliti (Coast Range Batholith)” örnek olarak verilebilir. Bu yaklaşık 1800 km uzunluğunda, 120-200 km genişliğinde ve 180.000 km2’üzerinde bir alan kaplayan batolittir. Ekstrüzif Kayaçlar Volkanlardan sıvı halde lavlar, katı parçalar halinde tüfler ve piroklastik maddeler ve gazlar (çok miktarda su buharı) çıkar. Bütün sıvılarda olduğu gibi lavlar tepe aşağı akarlar. Bazaltik lavlar 1000-12000C de üst manto sıcaklığına yakın sıcaklıklarda püskürürler. Bu lavlar yüksek sıcaklıkları ve düşük viskoziteleri nedeniyle çok uzak mesafelere akarlar. Lav akıntılarının satte 100 km hızla akalnları gözlenmiş olsa bile ancak birkaç km hızla akanları da mevcuttur. Felsik lavlar ise 800-10000C ler arasında püskürür. Yüksek viskozitesi nedeniyle akmaya karşı dirençlidirler. Bazaltlara nazaran 10 kat daha yavaş hareket ederler ve sonuçta da genellikle yuvarlak tepe şeklinde depositler oluşturur. Lavlar, •Yüzeysel bazaltik lavlar •Düzlük (Plain) bazaltları •Denizlatı (Submarin) bazaltları, şeklinde akarlar. 1.Yüzeysel bazaltik lavlar a.Pahoehoe ve aa lavları b.Flood bazaltları Pahoehoe ve aa isimleri Hawaii isimleri olup iki ana tip bazaltik lav akıntısını birbirinden ayırt etmek içindir. Pahoehoe lavları düzgün, parlak ve bazen urgan ve tırnak şeklindeki yüzeyleriyle karakterize olurlar. Buna karşın aa lavları çok fazla girintili çıkıntılı (pürüzlü) ve parçalı yüzeylerden oluşmuştur. Bu iki lav da yaygın olarak aynı lav akıntısıyla oluşur. Pahoehoe lavları yokuşaşağı akarken aa lavlarına dönüşebilir fakat bunun tam tersi hiçbir zaman gözlenmemiştir. Bazalt akıntısı Çoğunlukla karasal ortamları karakterize den sütün yapılı lavlar ise çoğunlukla altıgen prizmalar şeklinde, uzunca ve düzgün şekiller de bulunurlar. Sütunların uzun ekseni “magmatik malzemenin soğuma yüzeyine dik” olarak bulunur. Bu sütunları ayrıca enine çatlaklar içerdiği de gözlenir. sütün yapılı lavlar sütün yapılı lavlar Yastık lavları (pillow lava) denizel ortamlarda gelişen lav akıntıları için tipiktir. Desimetre-metre arasında değişen büyüklüklerde yastığa, çuvala benzer görünümde Yastık yapılı lavlar Volkanlardan fırlayan lav parçaları, havada kısmen veya tümüyle soğuyarak değişik şekillerde ve boyutlarda çeşitli cisimler meydana getirirler. Bunların başlıcaları volkan bombası, curuf, lapilli, süngertaşı, kül ve tozlardır. Bomba’lar oldukça iri lav parçalarının havada hareket halinde katılaşması ile oluşurlar ve uçuş sırasındaki dönme hareketleri nedeniyle elipsoid şeklini alırlar. Boyutları 64 mm’den birkaç metre’ye kadar değişebilir. Curuf’lar plastik magmadan meydana gelirler, belirgin bir şekilleri yoktur. Çoğu kez yere düştükleri sırada katılaşırlar. Çapları 2 ile 64 mm arasında değişen katılaşmış lav parçalarına da lapilli denir. Volkanik kül ise çapları 0.25-2 mm arasında olan volkanik parçadır. Çapları 0.25 mm’den daha küçük olan volkanik materyallere de volkanik toz adı verilir. Sünger taşları (pumis), fazla asit lavların veya silisce zenginleşmiş magma artıklarının havada fazla gaz kaybederek katılaşmaları ile oluşurlar. Bunlar açık renkli, fazla hava boşlukları içeren hafif, farklı büyüklükte (bezelye tanesinden iri yumrulara kadar) camsı şekilsiz parçalardır. Scoria çok fazla gaz boşluğu içern pumis’den daha siyah, ağır ve daha kristalin maddelerdir.Bazik veya ortaç kompozisyon gösterirler. MAGMATİK KAYAÇLARIN YAPISAL/DOKUSAL ÖZELLİKLERİ Magmatik kayaçlarda yapı ve doku kavramları arasındaki ayırım çoğu zaman karmaşık gibi görünmesine rağmen, şu şekilde tanımlanabilir; Kayaçların, tabakalanma, şistozite, gnaystozite, foliasyon, kıvrımlanma gibi el örneği ve/veya mostra düzeyinde tanımlanabilen makroskobik özellikleri “yapı” olarak; Kayaç oluşturan bileşenlerin, kristallenme derecesi, kristallerin şekil ve biçimleri, bileşenlerin tane büyüklüğü, bağıl tane büyüklüğü ve çeşitli alterasyon ürünleri gibi lup veya mikroskop yardımı ile tanınabilen/incelenebilen mikroskopik özellikleri “doku” olarak tanımlanır. MAGMATİK KAYAÇLARDA YAPI-DOKU 5.1. Kayacın Kristalleşme Derecesi İle İlgili Dokusal Tanımlamalar a. Holokristalin/tüm kristalli: Kayaç tamamen kristallerden ibarettir. Plütonik kayaçlarda ve kısmen damar kayaçlarında görülen bir dokudur. b. Hipokristalin veya hipohıyalin/Yarı kristalli veya yarı camsı: Kayaç kristallerden ve volkan camı şeklinde bir hamurdan meydana gelmiştir. Kristallerin fazla bulunması halinde hipokristalin, volkan camının fazla bulunması halinde ise hipohıyalin şeklinde bir ayırım yapılır. Volkanik kayaçların büyük bir kısmında ve ayrıca kısmen damar kayaçlarında görülen bir dokudur. c. Hyalin/camsı: Kayaç tamamen volkan camından ibarettir. Volkanik kayaçların belirli bir grubunda (obsidiyen, perlit) görülür. 5.2. Kayaç Oluşturan Minerallerin Şekilleri İle İlgili Dokusal Tanımlamalar a. İdiyomorf (Özşekilli, Euhedral): Mineraller ideal kristal şekillerine sahiptir. Magmadan ilk kristalleşen mineraller büyümelerini önleyecek bir engel ile karşılaşmadıklarından daha sonra oluşanlara kıyasla ideal kristal şekillerini alırlar. b. Hipidiyomorf (Yarı özşekilli, Subhedral): Mineraller kısmen ideal kristal yüzeyleri ile sınırlanmış kristal şekillerine sahiptirler. Diğer yüzeyleri çevrede bulunan diğer mineraller nedeni ile gelişmemiştir. c. Allotriyomorf veya Ksenomorf (Özşekilsiz, Anhedral): Mineraller ideal kristal şekillerine sahip değildir. Çevrelerinde bulunan mineraller gelişmelerine engel olmuşlardır; örneğin granitte en son kristalleşen kuvarsın, daha önce kristalleşen diğer mineraller arasındaki boşlukları doldurması sonucu sahip olduğu şekil gibi. 5.3. Kayaç Oluşturan Minerallerin Tane Büyüklükleri İle İlgili Dokusal Tanımlamalar a. Makrokristalin: Bileşenleri gözle ayırt edilebilecek kadar büyük olan kayaçlardır. b. Mikrokristalin: Bu kayaçlarda mineraller ancak mikroskop altında eyırt edilebilirler. c. Kriptokristalin: Kayaç bileşenleri mikroskopta bazen ve ancak büyütmesi yüksek bir objektifle, çoğunlukla bu büyütme ile bile tanınamayacak kadar küçüktür. Kayaçları tane büyüklüklerine göre ayrıca şu şekilde tanımlamak da mümkündür. Faneritik Kayaçlar: Bileşenleri gözle veya mikroskopla ayırt edilebilecek kayaçlardır. Afanitik Kayaçlar: Bileşenleri mikroskopla ayırt edilemeyecek kadar küçüktür. Faneritik-tanesel dokulu granit (Çavuşbaşı-Beykoz) 5.4. Bileşenlerin Birbirlerine Göre Olan Bağıl Büyüklüğü İle İlgili Dokusal Tanımlamalar a. Tanesel Doku: Kayaç bileşenleri yaklaşık aynı büyüklüğe sahiptir. Plütonik kayaçların gösterdikleri dokudur. b. Porfirik Doku: Kayaç oluşturan bileşenlerin tane boyutları bir birinden oldukça farklı (10-15X) büyüklüğe sahiptirler. Bu bileşenlerden büyük olanlara “fenokristal” denir. Bunlar idiyomorf şekillere sahip, çoğunlukla magma tarafından kemirilmiş, kenar ve köşeleri yuvarlatılmış durumda bulunurlar ve kayacın hamur kısmını teşkil eden küçük kristalerden veya volkan camından daha önce oluşmuşlardır. Volkanik kayaçlarda ve damar kayaçlarının büyük bir kısmında görülen bir dokudur. Granit-Tanesel dokulu AndezitPorfirik dokulu Yazı graniti Kuvars K-Feldispat Megakristalli granit Kuvars Grafik doku-Granit Feldispat MAGMATİK KAYAÇLARDA RENK Açık Renkli Kayaçlar (felsik kayaçlar= lökokrat) Koyu renkli kayaçlar (Mafik kayaçlar= melanokrat) İkisinin arasında kalanlar ise mezokrat Kayaçlarda rengi etkileyen koşullar; Mineralojik bileşim Tane boyu ve doku Alterasyon Tepecik graniti (Çatalca) BOZUNMA/AYRIŞMA/ALTERASYON Bozunma/ayrışma, yerkabuğunu oluşturan kayaçlarda Bozunma/a yüzey ve yüzeye yakın kesimlerde ortam şartlarına bağlı olarak, mekanik ve kimyasal süreçlerle meydana gelen nitelik değişimleri olarak tanımlanır. 1. Yüzeysel bozunma (fiziksel ayrışma) 2. Derinsel bozunma (kimyasal/hidrotermal) ) Ayrışmış granit (Çavuşbaşı-Beykoz Magmatik kayaçlarının ayrışması ve taze kısmından uzaklaşmayla ortaya çıkan ürüne saprolit denilmektedir. Saprolit kil mineralleri, kısmen ayrışmamış mineral kalıntıları ve ayrışmadan etkilenmemiş yüksek oranda kuvars taneleri içermektedir. Arenalaşmış bir graniti kesen ayrışmadan etkilenmemiş bir kuvars damarı Katılaşan sokulumda soğumanın devam etmesiyle gelişen büzüşmeyle eklem takımları oluşmaktadır. Volkanik kayaların ayrışmasıyla oluşacak toprak derinlik kayalarından oluşana göre daha koyu renklidir. Volkanik kayalarda magmanın yüzeyde soğuyarak katılaşması ve bu ani soğumanın etkisiyle de katılaşmış kısımlarda gelişen hızlı büzüşmelerle düzenli düzensiz, her yönde çatlaklar gelişebilmektedir Mağmatik kayaçların ayrışması sürecinde fiziksel ayrışmanın paralelinde kimyasal ayrışmayla geçirdiği değişimler genel olarak: •serisitleşme •kaolenleşme •serpantinitleşme •albitleşme •silisleşme •sosuritleşme •kloritleşme’ dir Kloritleşme : Amfibol, biyotit ve piroksen gibi mafik minerallerin klorit mineraline dönüşmesidir. Serpantinitleşme: Olivin piroksen gibi Mg içerikli minerallerin hidrotermal etkileşimiyle oluşur. Düşük dereceli metamorfizmayla da serpantinleşme gelişebilmektedir. Çok az olivin kalıntılarının kaldığı, çatlaklardan itibaren gelişen serpantinleşme Kırıklar boyunca serpantinleşmiş olivin Ayrışma sonucunda magmasal kayaçlarda bulunan minerallerin dönüşüm ürünleri: Olivin: ortopiroksen, iddingsit Piroksen: tremolit/aktinolit, iddingsit, kalsit, klorit, montmorillonit, kaolinit, hematit,limonit,götit Amfibol: biyotit, klorit Plajiyoklaz: albit, kalsit, dolomit, epidot, zeoloit Biyotit: klorit,mika,kil mineralleri oluşmaktadır. Kenarlarından itibaren iddingsitleşme gösteren öz şekilli olivinler MAGMATİK KAYAÇLARIN SINIFLANDIRILMASI Kayaçların sınıflandırılmasındaki esas amaç ortak bir terminolojiye ulaşmak ve tüm araştırıcıların aynı kriterleri dikkate alarak adlandırma yapmalarını sağlamaktır. Kayaçların sınıflandırılmasında çalışmanın amacına ve kullanım alanına yönelik olarak farklı kriterler kullanılmaktadır. Günümüzde yaygın olarak kullanılan sınıflama kriterleri; 1.Mineralojik bileşimi 2.Kimyasal bileşim 3.Dokusal özellikler 4.Jeolojik konum Ancak hangi kritere göre yapılırsa yapılsın kayaçları kesin sınırlarla birbirinden ayırmak oldukça güçtür. Magmatik kayaçların sınıflamaları yaygın olarak mineralojik bileşimlerine ve kimyasal bileşimlerine göre yapılmaktadır. Magmatik kayaçların sınıflandırılması mineralojik bileşimlerine Magmatik kayaçların kantitatif sınıflamaları ilk olarak 1902 başlamakta ve günümüze kadar bu sınıflamalar gelişerek devam Günümüzde en yaygın olarak kullanılan magmatik kayaç sınıflamaları (1976, 1979) sınıflamalarıdır. Bu sınıflamalarda aşağıdaki mineral gurupları kullanılmaktadır. göre li yıllardan etmektedir. Streckeisen ve mineral Açık renkli mineraller K: kuvars, tridimit, kristobalit A: Alkali Feldispatlar (ortoklaz, sanidin, mikroklin, pertit, anortoklaz, albit (%An=0-5) P: Plajiyoklaz (%An=95-100 arasında olan türleri) skapolit F: Feldispatoyidler (lösit, psödolösit, nefelin, kankrinit, sodalit, haüyn, analsim vb…) M: Koyu renkli mineraller (olivin, piroksen, amfibol, mika gurubu mafik mineraller ile zirkon, apatit titanit gibi tali mineraller, melilit, montisellit ve birincil karbonatlar vb…) Magmatik kayaçların mineralojik bileşimlerine göre sınıflandırmasında, kayaç ilk olarak koyu renkli mineral içeriğine göre iki guruba ayrılır. 1.Mafik mineral içeriği % 90 dan fazla olanlar = ultramafik kayaçlar 2.Mafik mineral içeriği % 90 dan az olanlar = felsik kayaçlar Mafik mineral içeriği % 90 dan fazla olan kayaçlar, doğal olarak içerdiği mafik mineral türlerine (M) ve oranlarına göre değişik şekillerde sınıflandırılır (Streckeisen, 1976 ve 1979). Örneğin 1. P – OPx – CPx (Streckeisen, 1976) 2. P – Pr – Ol (Streckeisen, 1976) 3. P – Pr – Hb (Streckeisen, 1976) 4. O – Pr – Hb (Streckeisen, 1976) 5. O – OPx - CPx (Streckeisen, 1976) gibi mafik kayaç sınıflamaları yapılmaktadır. 100 O Dunit 90 Piroksen hornblend - peridotit 40 Olivin piroksen - hornblendit Olivin hornblend - piroksenit 10 Pr 100 piroksen - hornblendit hornblend - piroksenit Piroksenit 90 50 Hornblendit 10 0 Hb Ultramafititlerin Olivin - Piroksen - Hornblend oranlarýna göre sýnýflamasý(Streckeisen, 1976). 100 O Dunit 90 Lerzolit 40 Olivin - Vebsterit 10 Opx Ortopiroksenit 100 90 Vebsterit Klinopiroksenit 10 0 Cpx Ultramafititlerin Olivin - ortopiroksen - klinopiroksen oranlarýna göre sýnýflamasý(Streckeisen, 1976). Mafik mineral içeriği % 90 dan az olanlar ise içerdiği K, A, P ve F oranlarına göre sınıflandırılır. Bu sınıflama mineral parajenezinden de (serbest/birincil kuvars ve diğer SiO2 polimorfu mineraller ile feldisapatoyid gurubu mineraller birlikte bulunmazlar) hemen anlaşılacağı gibi kendi içinde iki farklı sınıflamadır. K - A - P sınıflaması A - P - F sınıflaması Bu sınıflamalar yaygın olarak kullanılan Streckeisen (1976 ve 1979) sınıflamalarıdır. Q 90 1a Magmatik kayaçların modal mineralojik bileşimlerine göre sınıflandırılmaları (Streckeisen, 1976, 1979). 90 Bölge 1b 60 60 2 3a 3b 5 4 20 A 5 6 7 8 9 10 11 12 14 13 60 60 15 a b c F 1a: 1b: 2: 3a: 3b: 4: 5: 20 6: 7: 5 8: 10 P 9: 10: 10 11: 12: 13: 14: 15: Derinlik kayacı Yüzey kayacı Kuvarsolit Kuvars granodiyorit AF Granit ………..……….…….… AF Riyolit Siyenogranit ………………….…… Riyolit Monzogranit ……………………… Riyolit Granodiyorit ……………………… Riyodasit Tonalit …………………………….. Dasit AF Siyenit ………………....……… AF Trakit Siyenit ……………………………... Trakit Monzonit ………………….…….…. Latit Monzodiyorit/Monzogabro …….… Latibazalt/latiandezit Gabro/Diyorit/Anortozit ……….… Bazalt / andezit Foid Siyenit ………………………... Fonolit Foid Monzosiyenit ………………… Tefritik fonolit Foid Monzodiyorit / Monzogabro…. Fonolitik tefrit Foid Diyorit/Foid gabro …………… Tefrit / bazanit Foidolit ……………………………. Foidit 1.a. Açık renkli bileşen olarak Kuvars - Feldispat ve Feldispatoyid içeren plütonik kayaçlar (QAPF) Granit 2500 : Ýdiþdaðý : Hýrkadaðý 1. Mantle Fractionates 2. Pre-plate Collision 3. Post-collision Uplift 4. Late-orogenic 5. Anorogenic 6. Syn-collision 7. Post-orogenic 2000 1 1500 3 1000 2 4 500 6 5 0 0 500 7 1000 1500 2000 2500 R1 = 4Si - 11(Na + K) - 2(Fe + Ti) 3000 3250 LEVHA TEKTONİĞİ VE MAGMATİZMA Levhalar, kabuk ve üst mantoyu oluşturan litosfer parçalarıdır. Bunlardan en önemlileri; Avrasya, Afrika, Hindistan-Avustralya, Pasifik, Antartika, Kuzey ve Güney Amerika levhalarıdır. Bunlardan Pasifik Levhası tamamen okyanusal; diğerleri ise, kısmen kıtasal kısmen de okyanusal karakterlidir. Litosfer; kıtasal bölgelerde yaklaşık 225 km, okyanuslarda ise yaklaşık 75 km kalınlığa erişmekte olup, plastik özellikteki astenosfer üzerinde hareket etmektedir. Levhaların bu hareketleri üst mantoda gelişen “konveksiyon akımları” na bağlıdır. Levha hareketleri, yer kabuğunda önemli yapısal değişimlere ve magmatik faaliyetlere yol açmaktadır. AKTİF LEVHA KENARLARI Komşu iki levhanın bir birine göre olan bağıl hareketleri ile ilişkili olarak 3 değişik levha sınırı tanımlanmıştır. 1.Uzaklaşan levha sınırları, 2.Yaklaşan levha sınırları, 3.Transform faylı sınırlar (bir birinin yanından kayarak hareket eden levha sınırları) Levhaların yapısal konumlarına ve hareketlerine bağlı olarak ortaya çıkan magmatik faaliyetlerin gelişme ortamlarını 4 grup altında toplamak mümkündür. 1. Bir birinden uzaklaşan levhaların sınırlarında (OOS, yay ardı bölgeler) gelişen magmatizma 2. Okyanusal levhaların iç bölgelerinde gelişen magmatizma 3. Yaklaşan levha sınırlarında (aktif kıta kenarları ve ada yayları) gelişen magmatizma 4. Kıtasal levhaların iç bölgelerinde gelişen magmatizma (kıtasal örtü bazaltı bölgelerini, kıtasal rift bölgelerini, rift bölgeleri ile ilişkili olmayan alkali magmatizmayı kapsamaktadır). Magma Olusumu 1. Okyanus Ortasi Sirtlar 2. Kita Ici Riftler 3. Ada Yaylari 4. Aktif Kita Kenarlari 5. Yay Ardi Havzalar 6. Okyanus Ada Bazaltlari 7. Kita Ici Aktivite kimberlitler, karbonatitler, anortozitler... 1. Uzaklaşan levhaların sınırlarında (OOS, yay ardı bölgeler) gelişen magmatizma OOS bölgesinde oluşan volkanikler “toleyitik bazalt” bileşimli olup, MORB (okyanus ortası sırt bazaltları) olarak tanımlanır. Örneğin, Atlantik Okyanusunda, tabanda büyük bir yükselti oluşturarak yaklaşık K-G doğrultusunda uzanan çatlak sistemi, K İzlanda’ da deniz yüzeyine çıkmakta olup; olivin-toleyid karakterde bir volkanik faaliyet göstermektedir. MORB, 30-40 km derinlikte üst mantoya ait spinel –lerzolitlerin kısmi ergimesinden türemiştir. MORB olarak tanımlanan, yoğunluğu peridoditlere göre daha düşük olan bu magma, yukarı doğru yükselerek magma odalarında birikmektedir. Aynı magma, farklılaşma ve kristalleşme süreçleri ile intrüzif özellikli gabro, üstünde dayk sistemi ve en üsttede okyanus tabanına yayılan yastık yapılı lavları oluşturmaktadır. Okyanusal Kabuk ve Ust Manto Yapisi Tipik Ofiyolit Figure 13-3. Lithology and thickness of a typical ophiolite sequence, based on the Samial Ophiolite in Oman. After Boudier and Nicolas (1985) Earth Planet. Sci. Lett., 76, 84-92. 2. Yaklaşan levhalarının sınırlarında gelişen magmatizma Adayaları ile ilişkili magmatik faaliyetlerin başlangıcında bazaltik andezit bileşiminde “adayayı toleyitleri” olarak adlanan kayaçlar oluşur. Bunlar MORB’ a göre silisçe daha zengindir. Mafik mineral içerikleri ise, daha azdır. Magmatizmanın ileri aşamalarında, kalkalkali seriye ait plütonik ve volkanik kayaçlar oluşur. Bazalt veya andezit > dasit > riyodasit > riyolit şeklinde gelişen bu magmatik farklılaşma derinlik ile ilişkilidir. Dalma/batma zonunun bulunduğu kıtasal levha kenarlarına yerleşen plütonik kayaçlar, daha çok I-tipi granitoyid türüdür. Sedimanter kayaçların kısmi ergimesi ile oluşan ve Al2O3’ çe zengin olan S-tipi granitoyidler ise, kıtasal levha kenarlarına uzak bölgelerde yer alırlar. Adayayları yakınlarında ise, nispeten daha az oranda üst manto kökenli M-tipi granitoyidler bulunur. 3. Kıtasal magmatizma levhalarının iç bölgelerinde gelişen Nispeten duraylı kıtasal levhalardaki büyük kırık zonlarından çok büyük miktarlarda toleyitik bazalt çıkmaları gerçekleşmektedir. “Plato bazaltları veya örtü bazaltları” bu bazalt akıntıları 15 km kadar bir kalınlık gösterebilir. Bu kıtasal toleyitik bazaltlar, OOST’ ne göre daha alkalidir; Ti ve P içerikleri de yüksektir. Kıtalarda horst-graben oluşumlarına yol açan büyük kırık sistemlerine bağlı olarak daha çok alkali karakterde olduğu saptanan bir magmatik faaliyet ile gelişmektedir. Üst manto derinliklerinden türeyen magmanın niteliği ve kabuktaki yerleşme aşamalarında geçirdiği magmatik farklılaşma süreçleri değişik kayaç gruplarının oluşumuna neden olmaktadır. Bu şekilde alkali olivin bazalt karakterli magmadan > trakit ve > alkali riyolitler; olivinnefelinitik magmadan > fonalit ve > nefelinitler oluşabilir. Kabuğun derinlerinde de alkali plütonikler oluşur. Kıtasal kabuktaki levha içi magmatizmanın diğer diğer bir tüt olan “alkali magmatizma” çok derinlere kadar ulaşan kırık sistemleri ile ilişkili kanallara bağlı olarak gelişmektedir. Blue Pearl (Norveç) Rosavel (İspanya)
