T.C. DOKUZ EYLL NVERSTES MHENDSLK FAKLTES JEOLOJ MHENDSL BLM

VOLKANKLASTK KAYALAROluumu, Genel zellikleri ve Snflamas

Prof.Dr. Cahit HELVACI Ara.Gr. Fuat ERKL

Nisan-2001 ZMR

NDEKLERNSZ BLM. 1 VOLKANK FASYESGR FASYES KAVRAMI FASYESN BELRLENMES VE ANALZ Geometri Litoloji Tortullama Yaplar (Sedimentary Structures) Paleo-akntlar ve tortul hareket izleri Fosiller

1 11 1 2 2 3 6 7 7

BLM. 2 MAGMANIN FZKSEL ZELLKLER BLM. 3 PROKLASTK KIRINTILARGENEL BLEENLER VTRK PARALAR VE PROJENK KRSTALLER Cam Paralar (Glass Shards) Vesikllenme ile Oluan Cam Paralar Pmeks Pirojenik Mineraller Minerallerin ve Krntlarn yzey Dokular

8 8 12 1212 15 15 15 17 19 19

BLM. 4 PROKLASTK KELLERPROKLASTK DKNT (FALL) KELLER PROKLASTK AKMA (FLOW) KELLER Bileim Doku Tane derecelenmesi Kristal ve litik ayrmlamas Piroklastik akntlarn oluum ekilleri GNMBRTLER Pskrme serisi ve Stun kmesi gnimbritlerin Kaynamas ve Sklamas PROKLASTK TRBULANS (SURGE) KELLER i

21 2121 21 24 25 26 26 26 30 30 31 32

(1)Phreatomagmatic (su/magma giriimi) ve phreatic (buhar etkisi) pskrmeler ile oluan trbulans kelleri 32 (2) Akntlarla ilikili trbulans kelleri 33 (3)Dknt kelleri ile ilikili trbulans kelleri: 33

BLM. 5 VOLKANKLASTK KAYALARIN SINIFLAMASIGR PROKLASTK KAYALARIN SINIFLAMASI VOLKANKLASTK KAYALARIN LTOLOJK OLARAK TANIMLANMASI Dokusal Bileimsel OTOBRELEM VOLKANKLASTK KAYALARIN ADLANMASI

35 3535 36 37 38 38 38

BLM. 6 EPKLASTK KAYALARAINMA TAINMA SUALTI GRANLER YIIN AKMASI (TRBDT AKINTILARI) Dk Younluklu Trbidit Akntlar Yksek Younluklu Trbidit Akntlar Volkaniklastik Trbiditler LAHAR Yaylm ve Kalnlk Laharlarn Taban Dokana Tane Boyu Dalm Vesikller Derecelenme Doku Laharlarn Dier Kaba Taneli kellerle Karlatrlmas Kken

40 4040 40 40 40 42 42 43 44 44 45 45 46 46 47 47

BLM. 7 LAVLAR VE LAVLARDAN TREYEN VOLKANKLASTK KAYALARGR Yastk Lavlar Yastk Lav Breleri (Pillow Breccia) Hyaloklastitler nce Taneli Hyaloklastitler Otobre Peperit SUALTI BAZALTK LAV AKINTILARI

50 5050 51 53 54 56 56 56 57

SUALTI SLSK LAV AKINTILARI, DOMLAR VE VOLKANZMA LE BRLKTE GELEN NTRZYONLAR 58 ii

KARASAL SLSK LAV AKINTILARI VE DOMLAR KARASAL BAZALTK LAV AKINTILARI

58 61

BLM. 8 TRKYEDEK GEN VOLKANZMADOU ANADOLUDA KUVATERNER VOLKANZMASI VE JEOLOJS GR NEMRUT SPHAN TENDREK ARI DAI DOU ANADOLU VOLKANLARININ GELM - ZET

62 6262 62 63 68 71 75 80

EK- I VOLKANKLASTK KAYALARIN TANE BOYU VE DOKUSALSINIFLAMALARI, OLASI KKENLER VE BELRGN ZELLKLER 82

EK- II VOLKANK TERMLERN KISA TANIMLAMALARIKAYNAKA

87 90

iii

BLM. 1 VOLKANK FASYES GR Volkanik sahalar, dier yzey koullarnda oluan kayalara gre kaya tipi olarak daha byk eitlilik gstermektedir. 1960'l yllara kadar volkanoloji zerine yaplan almalarda esas olarak kayalarn mineralojik ve jeokimyasal zellikleri ile magma kkeninin belirlenmesine arlk verilmitir. Daha sonraki yllarda ise kaya tiplerinin ve oluum biimleri zerine yaplan almalar artmtr. Volkanik blgelerdeki patlamal volkanizma sonucu oluan ve lavlarn da dahil olduu volkanik kaya tipleri genel olarak drt blme ayrlr: (1) lav akntlar, (2) piroklastikler, (3) otoklastik (autoclastic) keller, (4) tekrardan ilenmi ve kelmi volkanik tortullar veya epiklastikler. Lavlar, magmann kimyasal ve fiziksel zelliklerine bal olarak deiik morfoloji, geometri, hareketlilik, i yap ve akma davran gsterirler. Eski almalarda krntl volkanik kayalarn, zellikle piroklastiklerin, sadece patlamal bir volkanizma sonucu olutuu dnlrken, son almalarda daha farkl kkene sahip olabilecekleri anlalmtr. rnein, otoklastik kayalar patlamaya bal olarak olumamakta, su dokananda ani soumayla paralanma veya lavn akmas srasnda breleme sonucu gelimektedir. Volkanik sahalardaki dier nemli oluumlar da ok byk miktarlardaki epiklastik veya tortul kkenli volkanik kayalardr. Tm krntl volkanik kayalar oluum ekillerine (veya kkenlerine) baklmakszn "volkaniklastik kayalar" olarak adlandrlrlar. Volkaniklastik kayalar lavlardan ok daha yaygn ve hacim olarak daha fazla olmalar nedeniyle paleo-ortam ok daha fazla temsil eden zelliklere sahiptir. Volkanik kayalarn ok fazla eitlilik gstermeleri nedeniyle, bunlarn stratigrafik zellikleri ve deiik kaya tiplerinin ortaya konulabilmesi iin byk lde sedimentolojiden faydalanlmaktadr. Fasiyeslerin oluumu, tortullama ve volkanizma birliktelii byk lde iki faktrden etkilenmektedir: (1) kelim ortamna ok hzl bir ekilde volkanojenik malzeme getiren aktif bir volkanizma, (2) akma sonucu ortaya kan yanal deiimler. Birok aratrc pskrme srasnda byk hacimli piroklastik ve hidroklastik ynlarn dier epiklastik tortullara gre ok daha hzl yerletiini kabul etmektedir (Kuenzi ve di. 1979; Vessel ve Davies, 1981; Balance, 1988; Houghton ve Landis, 1989). FASYES KAVRAMI Farkl kaya tipleri el rnei veya ince kesitte dokusal ve mineralojik farkllklaryla ayrt edilmektedir. Arazide yzlekte gzlenen kayalarn fiziksel grnmleri ile de ayrm yaplabilir. Kayalarda gzlenen normal ve apraz tabakalanma, tane derecelenmesi, dzeylerin ardalanmas (interbedding) gibi zellikler olutuklar ortam (toporafya, iklim koullar, egemen kimyasal koullar) ve stratigrafik gemileri (tanma/kelme, malzeme birikim miktar) hakknda bilgi verebilirler. "Fasiyes", yzlekte belirgin kaya topluluklar ve ayrt edilebilen seviyeler iin kullanlmaktadr. Fasiyes terimi genelde sedimentolojiyle ilgili bir terim olmasna karn volkanik kaya topluluklar iin de uygulanabilmektedir. Bir fasiyese ait kayalarn dier fasiyeslerden farkl ayrt edici zelliklere sahip olmas gerekir. Bu farkllklar bileim, doku, tortul yaplar veya fosil varl olabilir.1

Bir fasiyes her lekte tanmlanabilir. Blgesel lekte grup, formasyon veya yeler, dier grup, formasyon ve yelerden litolojik zellikleri farkl olmas nedeniyle bir fasiyes olarak kabul edilmektedir. Daha yerel olarak bir yzlek leinde temelde uniform, tek tabaka dzeyinde ve her ikisinin olduu birka tabaka aralnda fasiyes tayin edilebilir. Stratigrafik toplulukta fasiyeslerin ayrt edilmesi iin kabul edilen detay derecesi, byk lde almann amacna, elde edilen bilgiye ve kayalarn anlalma dzeyine baldr. Kayalar farkl fasiyese sahip olsalar bile ayn kelme veya pskrme olaynn bir paras olabilirler. rnein bir ignimbrit, ierisinde birka fasiyes ierebilir. FASYESN BELRLENMES VE ANALZ Bir fasiyesin kkensel zellikleri her zaman ok belirgin olmayabilir. Bu nedenle fasiyes tayininin ilk aamasnda kkensel fasiyes adlamasndan (rn. gnimbrit, aglomera ve tf) mmkn olduunca kanlmaldr (Wright, 1978). "Riyolitik, hamur destekli bre fasiyesi" gibi bir tanmlama balangta tercih edilmelidir. Fasiyesin belirlenmesi ve analizi iin gereken birka yaklam Selley (1978) tarafndan nerilmektedir. Selley (1978) almasnda fasiyesin ayrt edilmesi iin kullanlan be zellik yledir: Geometri Litoloji Tortullama yaplar (sedimentary structures) Paleo-akntlar ve tortul hareket izleri Fosiller Geometri Geometri, bir fasiyesin ve buna bal tabakalarn boyutlu eklini (kalnlk dahil) ifade etmektedir. Bir fasiyesin korunan geometrisi drt ekilde kontrol edilmektedir: (1) kelim ncesi var olan yzey rliyefi, (2) kelen malzemenin hacmi ve toporafya ile ilikisi, (3) tanma ve kelme araclarnn (agent) fiziksel zellikleri, (4) kelim sonras anma ve (5) sonradan gelien deformasyon. Yzey rlyefi, anma ve kelme arasndaki denge ile kontrol edilmektedir. Yksek ve alak kesimler arasndaki ykselti fark arttka yksek olan ksmlar daha fazla anmaya eilimlidir. Anma vadi, kanyon, srt ve plato eklindeki morfolojiyi oluturmaktadr. Anmann etkisinin az olduu yerlerde kelimin sonucu olarak toporafik ykseltiler azalr ve gelen malzeme ile doldurulur. Bunun dnda kelimle e zamanl gelien tektonik hareketlerden rliyef etkilenmektedir. Yksek rliyef oluturarak yerleen viskoz lavlar da toporafyay etkilemektedir. kelen malzemenin hacmi ve toporafya ile ilikisinde, malzeme hacmi keldii toporafik rliyefe gre karlatrldnda az miktarda ise bu malzeme tmyle toporafik knt alan ierisinde kalacaktr (ekil. 1). Bunun tersi durumda, toporafik ukurlarn hacminden fazla bir malzeme gelimi varsa ukur alanlar tmyle dolacak ve byk kalnlk farklar yaratacaktr (rn. yn akmalar "debris flow" ve piroklastik akma). Tanma ve kelme araclarnda ise, dikkate alnmas gereken esas konu yerleen malzemenin hareket biimidir. rnein, toporafya izin verdii srece dk viskoziteli bir malzeme hareketi, ince dzeyler eklinde geni alanlara yaylmna imkan vermektedir. Yksek viskoziteli bir malzeme ise daha az bir yaylm gstermekle birlikte daha yksek rliyefli bir toporafyay oluturacaktr.2

ekil 1. Vadi, kanyon gibi toporafik ukurluklar ile pskrme veya kelme srasndaki bu ukurluklara yerleen malzemenin hacmi arasndaki muhtemel iliki. (a) kk hacimli "debris flow" yn aknts kelleri toporafik ukurluun altnda kaln ve dzensiz bir istif oluturmaktadr. (b) yn aknts "debris flow" kellerinin hacmi vadi tarafndan snrlanamayacak kadar byktr. keller ok deiik kalnlklara sahiptir.

kelim sonras anmada, volkanik sahalarn byk bir ounluunda gravite, su, buz ve rzgar gibi etkilere maruz kalan, nispeten yksek eimli yamalar bulunmaktadr. Bu nedenle volkanizma aktifken yerleen birok fasiyes (lavlar, piroklastik akma veya dknt"fall" kelleri), ilksel geometrilerini hzl gelien epiklastik prosesler bozarak tekrardan kelen volkaniklastik dzeyleri olutururlar (ekil 2). Deformasyonun bir fasiyesin geometrisi zerindeki etkisi nemlidir. Bu deformasyon ar gerilmeden basit blok faylanmasna kadar deiebilir. Daha sonraki aamalarda kayac zayflatan hidrotermal alterasyon belirgin olabilir. Litoloji Dier volkanik kkenli olmayan tortul kayalara ait tm litolojik zellikler tortulun kayna ve kkeni hakknda bilgi verebilir. rnein, belirgin fiziksel bileenler (fosil paralar, oolitler ve litik krntlar) kelme koullar iin nemli veriler olabilir. Benzer ekilde, volkanik kayalarda da ilksel volkanik fasiyese ait litolojik zellikler (cam paralar, lapilli) volkaniklerin kkeninin anlalmasnda nem tamaktadr. Bu yaplar ve bileenlere hem eski hem de gncel volkanik kayalarda yorumlanmalar asndan gerek3

duyulmaktadr. Ancak bu yaplar eski volkanik kayalarda talama, tektonik ve metamorfizma gibi etmenler nedeniyle gncel olanlara oranla ok daha zor ayrt edilmektedir. Litoloji kayacn zellii ile kontrol edilir: Fiziksel eler Bileim Doku Fiziksel eler Volkanik kayalar deien miktarlarda lav akntlar, paral ve krntl kayalardan meydana gelmektedir. Lavlarn ierisindeki esas bileenler, kristal veya fenokristal, mikrolitler, volkanik cam (matriksi oluturan), gaz boluklar ve ksenolitler (yan kayatan gelen) dir. Krntl volkanik kayalar ise magmatik kaya paralar, yabanc litik krntlar ve kristallerden yapldr. Magmatik kaya krntlar youn lav ile pmeks ve curuf "scoria" arasnda deiir. Cams veya ksmen kristallemitir. Kaya paralar, ilksel volkanik pskrme srasnda veya pskrme sonras yzey koullarna maruz kalmas sonucu olumaktadr. lksel volkanik kayalar oluumlarnn ardndan yzey koullarnda anarak tekrardan kelirler. Genel olarak, "volkaniklastik" terimi, kkeni ne olursa olsun, bileen olarak volkanik krntlar veya paralar ieren kayalar iine almaktadr. Ancak, "piroklastik" terimi kayacn dorudan patlamal bir pskrme sonucu paralanan kayalara ait krntlar tanmlamaktadr. "Epiklastik" terimi ise, daha nceden olumu volkaniklastik kayalarn (paralanm ve/veya kelmi), anma ve ayrmann olduu normal yzey koullarnda keldiini ifade eder. Bu nedenle "epiklastik" terimi ilksel prosesler sonras olumu volkanik kayalarn yzey proseslerine maruz kalarak paralanmas ve tekrardan kelim olayn (ayrma, fiziksel abrazyon ve gravite kaymas) kapsamaktadr. Bununla birlikte epiklastik kayalar ilksel volkanik yerleime ait keller ierebilir (cam paralar ve pmeks gibi). Bu ilksel krntlar amur akmas, akarsu ve trbidit akmalar yoluyla ilk pskrme noktasndan ok uzaklara tanabilir. Bileim Bileim, bir volkanik kayacn piroklastik, lav veya volkaniklastik olup olmadna baklmakszn belirlenen jeokimyasal, mineralojik ve petrolojik zelliklerini ifade eder. Kayacn en son bileimi geirdii kimyasal ve fiziksel deiimler nedeniyle olduka karm olabilir. Bu deiimler pskrme ncesi, srasnda ve sonrasnda hem kimyasal hem de fiziksel olarak gerekleir. Fiziksel deiimler, pskrme sonrasnda kayacn mineral bileiminin ayrmlamas ile olur (rnein, cams kllerin kristallerden ve litik krntlardan ayrlmas). En son aamada gelien hidrotermal aktivite ve eski volkanik serilerdeki diyajenez, ayrma ve metamorfizma kayalarn kimyasn deitirebilir. Doku Doku terimi bir kayacn bileenlerinin fiziksel zelliklerini ifade eder. Krntl bir kayacn dokusu kaynaktan gelen zellikleri, paralanma biimi ve tanma ncesi /sonras gemii hakknda bilgi verir. Bir kayacn dokusal zellikleri tane boyu, yuvarlaklk, boylanma ve tanelerin dizilim ekli ile belirlenir.

4

ekil 2. Fasiyes ilikileri ve korunan kelim geometrisi zerindeki anma etkisinin ematik gsterimi. fasiyeslerin dzensiz ve kesikli olmas nedeniyle korelasyonun yaplmas ok gtr.

Tane boyu, yzlekte ilk dikkat eken zelliktir. Krntl agregatlara ait tanelerin zellikleri paralanma tipi, tanma/kelme kapasitesi ve urad fiziksel ilenme derecesinin bir yansmasdr. Bu etkiler hem piroklastik hem de epiklastik kellerde grlebilir. Piroklastik veya epiklastik kellerde krntl kellerin tane boyu kaynaa veya pskrme noktasna olan uzakl temsil etmez. Byk bloklar (metrelerce apta) piroklastik akntlar, amur akmalar veya buzullar ile onlarca kilometre uzaa tanabilir. Bu tanma ekillerinden hibiri zel bir yuvaklaklama veya ilenme izi gstermez. Ayn ekilde baca kenarnda da ince taneli kl ve piroklastik akntlar patlama ile krklanmann ok etkili olduu durumda kelebilirler. Boylanma, taneleri tayan aracnn (su, rzgar, amur ve gaz gibi) ayn hidrolik zellikteki taneleri bir araya getirme veya farkl zellikteki taneleri birbirinden ayrma derecesini gstermektedir. Tanelerin hidrolik davrann etkileyen etmenler tane younluu, arl ve eklidir. ou epiklastik veya karasal tortullarda taneler (mineral veya kaya krnts), eit younluk ve tane boyuna sahiptir. Ancak, farkl ekil, younluk ve arlktaki tanelerin oluturduu tortullar kartnda iyi gelimi tane boylanmas imkanszlar. rnein yuvarlaklam kuvars ve dzlemsel kabuk fosillerinden yapl bir plaj tortulu hidrolik olarak iyi boylanmaktadr. Piroklastikler, yeniden ilenmi veya kelmi volkaniklastikler boyutlara gre kt boylanm, ancak hidrolik olarak iyi boylanm olabilir. Piroklastik kellerin volkanik olmayan epiklastik kellere gre daha kt boyland bilinmektedir. Piroklastik kellerin ok ksa bir srede yerlemesi nedeniyle hidrolik boylanmann bu kayalar zerinde etkili olmad bilinmektedir. Tane ekli, bir tanenin boyutlu grnmn ifade eder. Tane ekli byk lde kaynakta tanenin morfolojisi, kristalleme ekli, klivaj (mineralojik veya tektonik) veya tabakalanma ile kontrol edilir.5

Yuvarlaklama, bir tanenin tanma veya kelme srasnda ne kadar keli olduunun derecesidir. Genelde yuvarlaklama, yeniden ilenme srasndaki sabit eneji dzeyine maruz kalan tortullarda ok daha iyi gelimektedir. Ancak, piroklastik malzemede de yuvarlaklama olabilir. Dizilim ekli ise tanelerin birbirleri ile olan ilikisini ifade etmektedir. Tortullama Yaplar (Sedimentary Structures) Tortul yaplar, fasiyes analizi iin en nemli aralardan biridir. Tortul yaplar, kelim ncesinde (anma zellikleri), srasnda (su ve amur gibi yaplar oluturan akkan hareketi) ve sonrasnda (yumuak tortul deformasyonu, biyotrbasyon) olumaktadr. kelim koullarn ve tanma biimlerini dokusal zelliklerle birlikte en iyi yansttklar iin nemlidir. Taneli tortullarn (kilden daha kaba) hareketi, iz yaplar (apraz tabakalanma, kumullar, dalga yaplar) olutururlar. Ktle akmalar genelde masif ve yapsz agregatlardr. Ancak baz durumlarda, dk tortul ierii olan ve dk viskoziteli ktle akmalarnda da izli tortul yaplar geliebilir.

Dereceli tabakalanma, bir tabakadaki progresif dey tane boyu (tane derecelenmesi) veya tane younluu (younluk derecelenmesi) deiimi olarak tanmlanmaktadr. Younluk derecelenmesinde tane boyunda belirgin deiiklikler olmaz. Matriks ve byk paralar genelde ayn dorultuda derecelenmitir. Baz tabakalarda ise byk paralar derecelenmi, fakat matriks derecelenmemitir. ekil 3 bir ka tip derecelenmi tabakalar gstermektedir. Baz durumlarda (ekil 3 A,B) derecelenme belirgin bir ekilde bir akma veya malzemenin dzenli alkalanmas ile geliir. Dierlerinde ise (ekil 3 D, G ve H), derecelenmenin birden fazla farkl kelim olay veya tek bir olayda alkalanmalardaki ksa aralardan meydana geldii dnlebilir. G ve H`deki durumda (ekil 3), tabakalanma gsterilenden daha belirsiz ise (ok sk grlen bir durum) birimin farkl tabakaya blnmesi iin veriler azalacaktr. Bir ok rnekte, bir birim iindeki derecelenmi tabakalar, ayr tortullama olaylarnn ayrt edilemedii yerlerde, yanal olarak normal tabakaya dnebilir. Normal derecelenme bir tabakadaki tane boyunun veya younluun yukarya doru azalmasdr (ekil 3A). Ters derecelenme ise tane boyunun veya younluun yukarya doru artmasdr, fakat ters derecelenme tabakann tabannda yalnz dar bir aralkta grlmekte, ste doru normal derecelenmeye dnmektedir. Bu tabakalar nadiren tane boyunda tabandan tavana doru sistematik bir art gstermektedir. Simetrik derecelenme tersten normale veya normalden terse olabilir (ekil. 3 C, D). Tabakada tek derecelenme grlyorsa tekli, birden fazla ise katl derecelenme denir. Pmeks ve litik krnt ieren dknt (fall-out) kellerindeki younluk derecenmesi ekil 3 E, F`de gsterilmitir. Dknt kellerinde pmeksin varl, kelim ortamnn tayininde (rn. karasal, sualt) olduka yararldr (Fiske, 1969). nk, suda pmeks ve litik paralarn younluk farkyla ayrlmas olduka belirgin bir grnme sahiptir. Piroklastik akntlar iinde gelien olaylar eitli derecelenme ekillerini oluturur.

6

ekil 3. Dereceli tabakalanmann diyagram olarak rnekleri ve adlanmalar. Ok iaretleri istifteki daha ince taneye doru gidii gstermektedir. i bo daireler pmeksi, ii dolu dzensiz ekiller litik paralar, noktalar kl boyu malzemeyi gstermektedir. Aklama iin metne baknz.

Paleo-akntlar ve tortul hareket izleri Akma yn veya tortul anma yn -kumul, dalga yaplar, apraz tabakalanma ve tane dizilimlerinin olduu asimetrik yaplardan yararlanarak- tortul hareketinin veya paleoaknt ynnn tayini iin kullanlmaktadr. Geni alanlarda alnan ller, paleocorafyay belirlemek ve akma/tortul tanma yollarn etkileyen paleocorafya deiimlerini izleyebilmek asndan nemlidir. Bununla birlikte, belirgin blgesel paleo-akntlar, belirli tortul ortamlarnda geliirler (rnein, akarsu ve denizalt yelpazeleri, deltalar, ky yakn denizel kelimler) (Selley, 1978). lksel volkanik fasiyeslerde akma yn belirteleri epiklastik tortullardaki yaplara benzer ekilde tayin edilir ve deerlendirilir. Ancak, volkanik ortamlarda oluan yaplar dier sedimenter yaplardan farkldr. Epiklastik serilerin yanal hareketleri genel olarak toporafya ile kontrol edilmektedir. Bu durum piroklastik kayalar iin de geerli olmakla birlikte akma mekanizmalarnn yksek enerjili olmas nedeniyle toporafyann etkisi az olabilir. Bundan baka, akma ynleri esas olarak bacadan nsal olarak uzanr ve akma ynleri bu nedenle volkanik merkezin paleocorafik konumunun belirlenmesinde kullanlr. Fosiller Paleo-ortamsal belirte olarak fosillerden yararlanlmas temelde volkanik ve volkanik olmayan sahalarda ayndr. Ancak, nemli bir nokta fosillerin "in situ", tanm veya yeniden ilenmi olup olmadklarnn ortaya konulmasdr. Tanm ve yeniden ilenmi fosiller de ortam koullarnn belirlenmesinde faydal olabilir.7

BLM. 2 MAGMANIN FZKSEL ZELLKLER Magma, erimi veya yar erimi kaya malzemesidir. Kimyasal olarak karmak bir yapya sahiptir ve bileim, scaklk, kristal ve uucu madde miktarlar farkllklar sunar. Bu zelliklerin tm birbirleriyle ilikili olarak pskrme biimini belirlemektedir. Magma genel olarak farkl bir jeolojik gemie sahiptir. Yerkabuunda veya st mantoda yer almakla birlikte sokulum eklinde yerleerek kristalleebilir veya volkanik kayalar oluturacak ekilde yeryzne pskrebilir. Magma yzeye ykselimi srasnda olduka nemli deiimlere maruz kalmaktadr. rnein, yzeye yakn yerleen bir sokulum soumas srasnda fenokristallerden ayrlr ve magmada ayrml kristalleme ile petrolojik ve kimyasal deiimler olur. Ancak, son almalarda bundan ok daha karmak proseslerin gelitii bilinmektedir. Magmann jeokimyasal yorumlarnda kapal ve durayl bir ortamn olduu kabul edilmesine karn "ak" sistemlerdir. Deiik magmalarn katlm bileimsel zonlanmann oluumuna neden olmaktadr. Pskren magmann bileimsel ve mineralojik zelliklerini birok etmen kontrol etmektedir. Bunlar, Ergimenin olduu kaynak kayacn doas, nceki termal-metamorfik-ergime olaylar bakmndan kaynan gemii, Kaynak kayacn ksmi ergime derecesi, Magmadaki kristalleme derecesi, Magmadan kristallerin ayrlma miktar, Yan kayatan karm miktar ve pskrme ncesi magma karma miktardr. Magmann fiziksel davrann etkileyen temel zellikler, magmann bileimi, scakl, younluu ve viskozitesidir. Farkl magma tiplerine ait volkanizma ve oluan volkan tipleri farkllklar sunar (ekil 4). Bileim, Magmann veya pskren volkanik kayalarn kimyasal bileime gre snflamas temel olarak SiO2 ieriine gre yaplabilir (Tablo. 11). Ancak, volkanik kayalarda yaplan kimyasal bileime dayal bir snflama arazi almalar iin pratik deildir. Ayrca, nemli mineralojik ve dokusal zellikler hakknda bilgi vermemektedir. Kimyasal snflama, hidrotermal veya fmarolitik aktivite, ayrma ve blgesel metamorfizmaya bal alterasyona uram kayalar iin ok snrl bilgi vermektedir. Mineral tipleri ve dalm sadece magma kimyasn yanstmakla kalmayp, volkanik kayalarn pskrme ve souma tarihesini de ortaya koymaktadr. Genel olarak, felsik mineral bileimine dayal (kuvars, K-feldispat, plajiyoklas ve feldispatoyid u bileenlerinin olduu) diyagram kullanlmaktadr (Streckeisen, 1979; ekil 5). Bu diyagram mafik ve ultramafik kayalarn snflanmasnda problem oluturmaktadr. Bu tr kayalarn ayrt edilmesi mafik mineral bileimine gre yaplmaktadr Scaklk, Gncel volkanik kayalarda birok scaklk lm yaplmtr (Hawaii toleyitik bazaltlar, MacDonald, 1972; Mt. St.Helens dasitik domu). Buna gre, kayalarn llen scaklklar bileimle ilikilidir (Tablo. 11). Bazaltik kayalarda 1000-1200 0C'lik scaklk lmleri alnrken dasitik kayalarda 800-1100 0C'lik scaklk aralna sahiptir.

8

ekil 4. Magmann fiziksel zelliklerine bal olarak oluan deiik volkan tipleri. Plato bazaltlar ok dk viskoziteli, dk rliyefe sahip ve geni yaylml bazaltik volkanlardr. Volkanik dom ok ani souma sonucu yksek topografik rliyef sunarlar. Kalderalarda ise yksek gaz ieriine bal olarak patlamalar ok iddetlidir ve byk kntler oluturur.

Younluk, Kayacn bileimi ile dorudan ilikilidir. Murase ve McBirney (1973) drt kaya tipi zerinde younluk lmleri yapmtr (ekil 6). buna gre kayacn asitlik derecesi arttka (mafik mineral bileimi azaldka) younluu azalmaktadr. Magmann davrannda younluk, kimyasal zelliklerini etkileyen nemli bir petrolojik deikendir. Viskozite, Magmann viskozitesi pskren lavlarn ak biimini ve hareketliliini belirlemesi asndan nemlidir. Ykselme ve basn azalmas, kristalleme, souma ve gaz k olaylar tm magmalarn viskozitesinin oluumlar boyunca deitiini gstermektedir. Magmann viskozitesini kontrol eden etmenler, basn, scaklk, uucu ierii, kimyasal bileim, kristal ve gaz boluu ieriidir.

9

ekil 5. QAPF diyagram kullanlarak ince taneli kristalin kayalarn modal mineral ieriine gre snflamas ve adlamas (Streckeisen, 1979). ift genin keleri, Q = kuvars, A = Alkali-feldispat, P = Plajiyoklas ve F = Feldispatoyid Tablo. 1 Magmann fiziksel davrann etkileyen temel zellikler. Bileim SnflamaSilisik veya asidik Orta Bazik Ultrabazik

Scaklk SiO2> %63 % 52 - % 63 < %52 - > %45 < % 45

Younluk Bileim Scaklk Magma Karm ile ilikilidir.

Viskozite SiO2 ierii ve viskozite doru orantldr. Viskoziteyi kontrol eden faktrler Basn Scaklk Uucu ierii Kimyasal bileimi Kristal ierii Gaz boluu miktar

Yaplan lmlere gre asitlik arttka scaklk azalmaktadr. Gncel volkanlardan kan lavlarda llen scaklklar: Riyolit: 700-900 oC Dasit: 800-1100 oC Andezit: 950-1200 oC Bazalt: 1000-1200 oC

10

ekil 6. Atmosfer basncnda volkanik kayalarn deien scaklktaki younluk ilikisi. (Murase ve McBirney, 1973'den deitirilerek)

Yaplan deneysel almalarda, (1) sabit scaklkta basn arttka bazaltik magmann viskozitesi andezitik magmann viskozitesinden daha ok azalmaktadr. (2) Arlk olarak % 4 su ieren andezitik ergiyik ayn basn ve scaklktaki susuz olan edeerinden daha dk viskoziteye sahiptir. Hem deneysel hem de arazi almalar tm magma tiplerinin viskozitesinin souma ile birlikte (ksmen kristallemeye bal olarak) arttn gstermektedir. Ancak, farkl kayalarn souma srasnda farkl viskoziteye sahip olduklar dnldnde bileimin de viskoziteyi belirleyici bir etmen olduu sylenebilir. zellikle znm su ierii magmann viskozitesini etkileyen bir dier faktrdr. Sabit scaklkta bir magmann viskozitesi, bata silisik magmalar iin olmak zere artan su miktar ile birlikte azalr. Magmadaki suyun znrl ise azalan scaklkta ve artan basnla artmakta, dier uucu miktarnn artmas ile azalmaktadr. Silika ieriinin magma viskozitesineki etkisi byktr. Silika artyla birlikte viskozite artacaktr. Ayrca, yksek Na+ ve K+ iyonu konsantrasyonunda viskozite bir miktar dk olacaktr. Ayrca baz minr bileenlerin ters etkisi olabilir. rnein, TiO2 silika aktivitesini azaltarak viskoziteyi drr. Buna karn P2O5 miktar silikann aktivitesini arttrarak viskoziteyi arttrr (Ryerson ve Hess, 1980; Mysen ve di., 1982). Magmann hacimsel viskozitesinde gaz boluu etkisi vesikl miktar, gaz boluu boyutlar ve dalmna bal olarak deimektedir.

Younl uk (g / cm )

3

11

BLM. 3 PROKLASTK KIRINTILAR GENEL BLEENLER Piroklast olarak da bilinen (Schmid, 1981) piroklastik krntlar, volkanik pskrmeler ile ilikili birok yolla olumaktadr. Bunlar pskrme biimi ve tanelerin kkeninden bamsz olarak volkanik bacalardan dar atlan krntlardr. Hidroklastik krntlar, magma-su giriiminin olduu yerdeki buhar pskrmeleri, abuk souma ve ayrca su veya suya doygun tortullarn dokanak yapt lavlarn mekanik tanelenmesi sonucu oluan piroklastlarn bir eididir. Volkanik krntlar piroklastik ve hidroklastiklerden baka tortullar iinde de bulunmaktadr. Bunlar, epiklastik (daha yal volkanik kayalarn ayrmas ve tanmas), otoklastik (lavn hareketi veya domun paralanmas srasnda mekanik srtnme veya gazl patlamalar sonucu krntlanma) 'tir. Volkanik krntlarn olumasnda dier yol ise tektonizma ile paralanmadr. Fisher (1961a) tarafndan ortaya konulan volkaniklastik genel terimi, herhangi bir paralanma sreci ile olumu, herhangi bir tanma geirmi, deiik ortamlara tanm veya volkanik olmayan krntlarla belli bir oranda karm tm klastik volkanik kayalar iermektedir. Tefra (Thorarinsson, 1954), piroklastik malzeme ile e anlaml olup, byklne baklmakszn piroklastik dolgular iin kullanlmaktadr. Krntl volkanik kayalarn adlandrlmasndaki genel sorun, piroklastlarn, dier klastlarn ve zellikle epiklastik krntlarn karmalaryla ilgilidir. Bu sorunun zm iin klastlarn fiziksel grnmleri, bileimi ve yzde oranlarna dikkat edilmesi gerekmektedir. Piroklastik krntlar dorudan volkanik yollarla olumu krntlardr. Su veya rzgar gibi sonradan krntlar tayabilecek dier srelere baklmakszn piroklastik olarak kabul edilmektedir. Epiklastik volkanik krnt volkanik kayalarn ayrmas ve tanmas ile olumaktadr. Bazen (genelde deil) volkanizma ile e yaldrlar. Epiklastik volkanik krntlarn daha yal talam tflerden anmasndan tremi olmas mmkndr. Ayrca her epiklastik krnt, iindeki daha kk piroklastik krntlardan yapl olabilir. Peklememi piroklastik debrisin su veya rzgarla yeniden ilenmesi piroklastlar epiklastik krntlara dntrmez. Yeniden ilenmi piroklastik malzeme gevek malzemenin yeniden harekete gemesinden kaynaklanmaktadr. Bu sorunlarn zlmesinde cam paralar (glass shard) ve pmeks nemlidir. Genel kural olarak, epiklastik dolgular ok az miktarda cam paras ve pmeks iermektedir. Bunun nedeni, ayrmann metastabil cam kolayca kile ve zeolitlere dntrmesi ve tanma iddetinin cams krntlarn ilksel dokularn bozmasdr. Kkenlerine gre deiik piroklastik pskrme rn vardr. Bunlar, juvenil (esas), ayn kkenli (veya birbirine benzer, aksesuar) ve tesadfidir (Tablo.2). Juvenil piroklastlar dorudan pskren magmadan tremektedir ve pskrmeden nce magmada bulunan kristaller (pirojenik kristaller) veya souyan eriyikten den youn paralardan olumaktadr. Ayn kkenli (veya aksesuar) paralar, ayn volkandan nceki pskrme ile gelen paralanm volkanik kayalardr. Tesadfi (accidental) paralar subvolkanik temelden tremitir ve bu nedenle herhangi bir bileimde olabilirler. Piroklastlar ok deiik kriterlere gre adlanmakla birlikte, genel kriter tane boyudur (Tablo 3). Bunlar, kl (64 mm)`tur (Fisher, 1961a; Schmid, 1981). Dier kriterler ise bileim, kken ve gzenekliliktir. Piroklastik ve epiklastik krntlara ait karmlar iin kaya adlamalar Tablo 3 `de verilmektedir.12

Tablo 2. Piroklastik krntlarn kkene gre snflamas

PROKLASTK KIRINTILARKkene Gre Snflamas; Juvenil (ilksel) Krntlar Ayn Kkenli (cognate) krntlar Tesadfi (accidential) krntlar Dorudan Magma Kkenli (Juvenil) Krntlar Piroklast Hidroklast Otoklast Dorudan Magma Kkenli Su/magma giriimi Akan lavn paralanmas, brelemesi lk volkanik aktivitede oluan ve tekrar volkanik/piroklastik malzemeyle harekete geen krntlar Subvolkanik temelden tremi, deiik bileimdeki krntlar

Bomba Blok Lapilli Kl

Pmeks (asidik curuf) Bazaltik curuf (Scoria) veya Sinder Cam Paralar (Glass Shard) Pirojenik Mineraller

Tablo 3. yi boylanm piroklastik kellerin ve piroklastlarn granlometrik snflamas. (Schmid, 1981) Klast Boyu Piroklast Blok, bomba Piroklastik kel Esas olarak peklememi: tefra Aglomera, blok veya bomba tabakalar Veya blok veya bomba tefra Lapilli dzeyi,tabakas Veya lapilli tefra Kaba kl nce kl (toz) Esas olarak peklemi: piroklastik kaya Aglomera, piroklastik bre

64mm

Lapilli2 mm 1/16 mm

Lapillita

Kaba kl tanesi nce kl tanesi (toz tanesi)

Kaba (kl) tf nce (kl) tf (toz tf)

Volkanik kl, agregatn % 75 veya daha fazlasn oluturan juvenil, ayn kkenli veya tesadfi kkene sahip deiik oranda vitrik, kristal veya litik paralardan yapldr. Tf kln peklemi karldr. Bileen paralarnn byklne gre ince ve kaba taneli olmak zere iki alt blme ayrlmtr (Tablo 4). Daha ileri bir snflama kelme ortam (glsel tf, denizel tf, karasal tf) ve tanma ekline gre (fall-out tfler ve kl akmas tfleri) yaplmtr. Tekrardan ilenen tfler ise tayan araca gre adlandrlr (flvyal tf, rzgara balaeolien tfler). Kl boyu krntlarda olduu gibi, lapilli de juvenil, ayn kkenli veya tesadfi olabilir. Yzde 75`den fazla lapilli ieren talam dolgular, ou almac tarafndan lapilli-tf tercih edilmesiyle birlikte (Schmid, 1981), lapillita olarak adlandrlabilir. Burada lapillitf terimi, kln piroklastik karmn % 25-75`ini oluturduu talam kl - lapilli karm iin kullanlmaktadr (Tablo 4). Lapilli genelde keli veya yar yuvarlaktr. Yar yuvarlak olanlar genelde juvenil kkenlidir. Patlama ile krlm ayn kkenli veya tesadfi paralar tekrar eden pskrmeler ile yuvarlaklam olabilir ve son pskrmeden nce bacaya geri dm olabilir. Ayrca, pmeks bata olmak zere juvenil paralar yere dtkleri andaki arpma etkisi ile krlabilirler. Byyen (accretionary) lapilli, kuru pskrme bulutuna den yamurla pskrme bulutunda nemli klden topaklar eklinde olumu lapilli boyundaki13

tanelerdir. Zrhl (armoured) lapilli (Waters ve Fisher, 1971), hidroklastik pskrme srasnda kristal, pmeks ve litik paralar gibi kat ekirdek zerine slak kln yapmas ile oluur. Bloklar volkandan veya temelinden treyen, genelde ayn kkenli veya tesadfi keli-yar yuvarlak paralardr. E yal domlarn yklmas veya bir etki altnda katlam bombalarn krlmas sonucu juvenil kkenli bloklar da geliebilir. Piroklastik bre, % 25`den az lapilli ve kl ieren peklemi blok kmesidir. Volkanik bre terimi ise baskn olarak 2 mm`den daha byk tane boyuna sahip volkanik krntlardan yapl tm volkaniklastik kayalara uygulanan genel bir terimdir (Fisher, 1958, 1960).Tablo 4. Piroklastik-epiklastik kayalar iin adlama (Schmid, 1981)Piroklastik Aglomera,agglutinate Piroklastik bre Lapillita (kl) tf Tfitler Epiklastik (Piroklastik-epiklastik kark) (volkanik ve/veya volkanik olmayan) Tfl konglomera, tfl bre Konglomera, bre Ortalama tane boyu (mm) 64

kaba ince

Tfl kumta Tfl siltta Tfl amurta, eyl

Kumta Siltta amurta, eyl

2 1/16 1/256

% 100

% 75

% 25 ARTAR

% 0 hacim olarak Piroklast miktar

Volkanik + volkanik olmayan epiklastlar (+az miktarda biyojenik, kimyasal tortul ve otojenik bileenler) ARTAR

Bombalar ksmen erimi durumda bacadan dar frlatlmaktadr ve havada veya yere dtkten ksa bir sre sonra katlamaktadr. Bu nedenle hemen hemen tmyle juvenil malzemeden yapldr. Erimi paralar havada iken ekillenir. Bombalar, ekillerine gre erit eklinde, i eklinde (bklm ulara sahip), kresel bombalar gibi isimler almaktadr (Wentworth ve Macdonald, 1953; Macdonald, 1972). Ekmek kabuu eklindeki bombalarn soumu kabuklar, halen plastik olan iteki gazn dar yaylmas ile krklanmtr. En yaygn olarak, orta veya silisik bileimli magmadan olumutur. Bazaltik bombalar bazen ince ve cams yzeyin gerilmesiyle oluan ince atlaklar oluturmasna karn, genelde kk yzey krklar gsterirler. Youn ve gzenekli i yapya sahip, karnbahar ekilli yzeyleri bulunan bombalar, hidroklastik oluumlarn zelliidir. Aglomera, baskn olarak bombalardan yapl kaynakl agregatlardr. Hacimsel olarak % 25`den daha az lapilli ve kl iermektedir. ekirdekli (cored bomb) bombalar, merkezdeki ayn kkenli veya tesadfi krntlar eviren lav kabuklarndan olumaktadr. Bileimleri olduka deikendir. En ok alma, curuf (scoria) konileri, maar volkanlar ve kimberlit brelerinde bulunan mantodan treyen ultramafik nodl ekirdekler zerinde yaplmtr. Baz durumlarda, kat paralara buharca zengin pskrme bulutundaki slak kl yapmaktadr. Bu paralara, ekirdekli bombalardan ayrt edebilmek iin zrhl(armoured) bombalar denilebilir. Kkenleri zrhl14

lapillininkine benzerdir. Baz rneklerde blok boyundaki slak kl yn ekirdei yok eder ve mercek biimli ynlenmi tf ktlesinden yapl dzeyler oluturacak ekilde etki altnda dzleir. Ksmen gzeneklilik derecesine bal olarak verilen yaygn isimler bazaltik curuf (scoria), sinder (cinder) ve pmeks`tir. Tane boyuna gre snflanmamasna karn genelde lapilli veya daha byk tane boyuna sahiptirler. Pmeks beyaz veya soluk gri ile kahverengi arasnda renklere sahip, olduka gzenekli ve genelde suda yzebilen silisik-mafik bileimli cam kpdr. Gaz boluklar eperleri yar saydam camdan yapldr. Curuf ve sinder (temelde e anlaml terimler) genelde mafik bileimli olup, pmekstekinden daha az olmakla birlikte fazlaca juvenil paralar iermektedir. Suda kolaylkla batabilirler. Genelde mikrokristalin demir oksitler tarafndan opaa dnm cam olan tachylite ten yapldr.Dier bir terim ise, bombalara verilen, genelde bazik olan ve etki altnda kaynaan erimi malzemeden (agglutinate) yapl spatter dir. Birbirleriyle kaynamayan sinderden farkldr. rnein, sinder konileri byk lde gevek sinderden yapl iken, serpinti konileri esas olarak kaynam(agglutinated) bombalardan yapldr. Byk paralar piroklastik tabakalarn grnmlerini (dereceli tabakalanma gibi) yorumlamada yararldr ve kimyasal bileimle ilgili sorunlarn zmnde kullanlabilir. Ancak, baskn bileenler kl boyu vitrik, litik ve kristal paralardr. VTRK PARALAR VE PROJENK KRSTALLER Cam Paralar (Glass Shards) ou cam paras ince, krlm gaz boluu eperleri veya silisik magmann vesikllenmesi ile gelien gaz boluklarnn birleiminden olumaktadr. (1) Hidroklastik pskrmeler srasnda abuk soumadan dolay termal ok veya paralanma, (2) dom, tka veya lav akntsnn hareketiyle cams kenarlarn anmas, ve (3) yzen pmeks paralarnn dalga hareketiyle anmas gibi vesikllenmeye bal olmayan oluumlar benzer kk cam paralar oluturur, fakat gaz eperi dokusu yoktur. Pmeks ve cam paralarnn ekilleri, petrograflarn dikkatini ekmitir (rnein Pirsson, 1915): Swineford ve Frye (1946), paralarn ekilleri zerine detayl bir yayn hazrlamtr. Gnmzdeki almalar Heiken (1972, 1974) tarafndan yaplan elektron mikroskop taramas (SEM: scanning electrone microscope elektron mikroskopu) tekniklerinin kullanmn, Perlaki (1966)`nin pmeks kkeni ve yaps zerine yapt almalar, Heiken`in de yapt gibi bazaltik piroklastlarn magmatik ve hidroklastik kkenlerini karlatran Walker ve Croasdale (1972)`nin almalarn iermektedir. Ross ve Smith (1961) petrografik olarak detayl bir ekilde kaynakl tflerin cams dokularn tanmlamtr. Schmincke (1974b), peralkalik silisik kaynakl ve kaynaksz tflerin dokularnn eriyiin viskozitesi ile balantsna dikkat ekmitir. Volkanik kl paralarnn belirgin zellikleri Tablo 5`de verilmektedir. Vesikllenme ile Oluan Cam Paralar ou benzer tipteki cam paralar, paralanm gaz boluklarndan olumu silisik karmlardr (Pirsson, 1915; Ross ve di., 1928; Swineford ve Frye, 1946; Ewart, 1963; Heiken, 1972,1974; ve dierleri). Esas olarak u bileen vardr: (1) genelde gaz boluunun kesitii yerdeki kalntlarn veya bitiik gaz boluklar arasnda duvar oluturan ibkey levhalarn oluturduu Y ekilli (enine kesitte), ucu sivri veya ay eklindeki krlm gaz boluu eperleri; (2) byk dzlemi vesiklleri ayran cam

15

Tablo 5. Yaygn volkanik kllerin baz zellikleri. (Heiken, 1974`den deitirilerek) Bileim Bazaltik Andezitik Dasitik ve riyolitik

A. Magmatik pskrmeler a Klle ilikili volkanik zellikler Curuf (scoria) konileri, lav glleri, bazalt akntlar ve stratovolkanlarda kl arakatmanlar Stratovolkanlar, domlar, kaln lav akntlar, laharlar ve piroklastik akma birimleri Domlar ve lav akntlar, baz stratovolkanlar, kalderalar, kl akntlar iin olan atlak boyu bacalar; piroklastik akma dzeyleri Deiik miktardaki mikrolitler ile kuvars, sanidin, biyotit ve az miktardaki dier ferromagnezyen minerallerle birlikte bulunan byk hacimli renksiz cam yaygndr; az miktarda litik paralar da (riyolitik veya tesadfi) bulunmaktadr.

Petrografi

Btn veya krlm sideromelan(bazaltik cam) damlacklar ve tachylite (submikrokristalin bazalt); fenokristal hacmi deikendir.

Esas bileenler deiik hecimdeki vitrik, kristal ve litik tanelerdir; vitrik taneler mikrolitlerle birlikte ynlenmi renksiz cam paralar ve pmekstir; litik paralar deien dokuda ve farkl alterasyon aamas geirmi andezitler ile tesadfi magmatik ve tortul ksenolitlerden oluur; krlm plajiyoklas ve piroksen kristalleri ile opak mineraller yaygndr.

Tanelerin Morfolojisi

1. Fluidal ekilli dzensiz 1. Vitrik taneler: E taneliyass pmeks paralar, damlacklar (kreler, paradaki vesikl ovoidler yumurta ekline bal; yass ekilli, damla eklinde) pmeks, yass, yumurta 2. Krlm damlacklar; eklinde dzlemsel bazlar ilksel yzeylere vesikller iermektedir; sahip) krnt yzeyleri 3. Uzun, ince ip eklindeki dzensizdir; vesikl cam (Pele`nin salar) eperleri przszdr. 4. Poligonal, kafes dz veya konkoidal eklindeki cam ubuklar; olduka krlma yzeylerine vesikll kpk. sahip cam paralar olaslkla krlm ekiller, dk viskoziteli vesikl eperidir. lavlarda kre ve damlaya, 2. Litik paralar: genelde biraz daha yksek viskozitee taneli; kayacn li lavlarda ise dzensiz uzun krklanmas ve genelde krk damlacklara dokusuna bal yzey deiir; Tm vesiklldr. zellikleri; baz krntlar yuvarlaklamtr. 3. Kristal paralar: mineralin krklar ile denetlenen ekile sahip; ounun pskrme srasnda krlm olduu grlmektedir.

1. Vitrik taneler:nce vesikl duvarl yass veya e taneli pmeks (tane ekli vesikl ekline bal);Przsz vesikl duvarlarna sahip kavisli, Y ekilli veya dz cam paralar 2. Litik paralar genelde e taneli. Pmeks yzeyinde kaba, krlm vesikller bulunur; vesikl duvarlarndan baka przsz yzey yoktur; dz, flvyal yzeyler yoktur.

a abuk gaz knn neden olduu pskrmeler sonucu oluan rnler, (1)Eer pskrme krater glne oluyorsa veya pskrmeye yamur elik ediyorsa; fall-out tefra ve piroklastik akntlar; yksek viskoziteli lavlar veya beraberindeki lahar ile amur akntlarn oluturan byk lekli kl pskrmesi (Pliniyen).

16

(Tablo 5`in devam) Bileim

Bazaltik

Riyolitik

Bazaltik (litoral) c

B. Hidroklastik pskrmeler b Klle ilikili volkanik zellikler Petrografi Maar volkanlar: tf halkalar, tf konileri, patlama ukurlar Vitrik kl; keli sideromelan paralar, genelde fenokristal dnda kristalsiz; baz kllerin litik bileenleri, temel kayacnn bileimine baldr. Merkezi domlu tf halkas ou kl paralar e taneli veya yass renksiz camdr; riyolitik litik paralar; cam genelde mikrolitsiz veya ok az miktarda iermektedir Dz yass pmeks paralar. Konkoidal ile dzensiz arasnda krk yzeyleri; przsz vesikl eperleri Litoral koni vitrik ve vitrik-litik arasnda deien kl; sideromelan damlacklar; tachylite ve afanitik bazalt paralar 1. Kristalin bazalt, e taneli litik krntlar 2. Az vesikll sideromelan taneleri; bloklu veya hilal biimli; tane ekli vesikl ekliyle kontrol edilebilir. 3. Vesikler olmayan piramidal cam paralar.

Morfoloji

Az vesikll e taneli cam paralar. Dz, przsz krk yzeyleri veya krklarn vesiklleri kestii kesimde keli

Ykselen magmann buzul, yeralt ve yzey suyuyla birletii yerde oluan buhar patlamalarndan kaynaklanan pskrmeler. c Lavn denize akmas srasnda oluur.

b

duvardan kaynaklanan dz levhalar; ve (3) cam ile kaplanm dairesel veya ince uzun boluklarndan oluan, lifsi veya hcre eklinde yapya sahip kk pmeks paralardr. Birinci ve ikinci tip bileene gaz boluu duvar paralar, nc tipe ise pmeks paralar denilebilir (ekil 7). Cam paralarnn eklini etkileyen birok deiken olmasna karn Izett (1981) pmeks paralarnn 850 oC`de daha dk viskoziteli riyolitik magmalarda gelimeye eilimli olduunu gsteren veriler sunmutur. Orta bileimli cam paralarnn birka tanmlamas vardr. Bazlar bbrek ekilli yzeyleri bulunan dzensiz kmeler eklindedir ve kre veya yumurta eklinde vesikller iermektedir. Bazlar ise olaslkla umalar srasnda merkez ekseni etrafn- da dnmeleri nedeniyle bklmlerdir (Heiken, 1972, 1974). Hidroklastik yollarla oluan vitrik paralar genelde bloklu bir ekle ve az vesikle sahiptir. Pmeks Pmeks olduka vesikll volkanik camdan yapldr. Birok tfn vitrik kl boyu bileenleri, pmeks paralar ve lapilli ile karm gaz boluu eperinin paralarndan olumaktadr. Gaz boluu eperinin paralar ounlukla, pmekse ait krlm gaz boluu veya vesikl eperleridir.17

Silisik pmeks, yksek porozite (% 90`a kadar), 20`dir. En kk vesikllerin kre olma eilimi ile birlikte, vesikllerin bklmesi ve gerilmesi vesikllenme, pskrme ve akma srasnda olur. Lifsi pmeks pskrme srasnda dk buhar basnc koullarn gerektirirken, kresel vesikll silisik pmeks daha yksek basn koullarnda olumaktadr (Ewart, 1963).

A. Sivri Ulu Cam Paralar

B. Levhams Cam Paralar

C. Pmeks Paralar.

ekil 7 A-C Yaygn cam paralarnn genel grnm ve adlamas.

Mafik (bazaltik) pmeks (veya curuf scoria), genelde kk ve kresel vesikller iermektedir. Baskn olmadklar srece, ou vesikller birbirleri iine gemeden ayr olarak durmaktadrlar. Silisik pmeksteki vesikllerden farkl olarak, bazaltik vesikller kk bir bklme ile birbirlerine balanrlar. Bu tip vesikllerin kesitikleri yerler, sivri veya yuvarlak arasnda deien ulara sahiptir. Nispeten byk vesikller birok boluun katld yerde przsz, dantel eklinde kenarlara sahiptir. Bokluk ularnn yuvarlaklamasna yzey gerilimine bal olarak svnn ekilmesi neden olmutur.18

Mafik pmeksin deiik bir tipi ise, maksimum 98-99 poroziteye sahip (Wentworth, 1938) reticulitedir (Dana, 1890). Reticulite, vesikler olmayan gen cam ubuklar ile evrelenen birbirleri ile balantl 0.25-2.0 mm apndaki boyutlu poligonal halkalardan olumaktadr. Bu nedenle suda kolaylkla batabilir. Pirojenik Mineraller Pirojenik mineraller, soumu magmadan (cam) ayrlm veya magmada kapanlanm btn veya krlm kristaller olarak bulunan intratellurik fenokristal ve mikrolitlerden olumaktadr. abuk souyan, hatta pskrme srasnda katlaan piroklastik malzeme, kristallemeyi etkileyen proseslerin gelimesine yava souyan lavlardan daha ok imkan verir. Magmada nispeten minerallerin zgr bymesi zekilli kristallerin geliimine imkan verir. Bu durum, piroklastik malzemeyi piroklastik olmayan tortullardan ayrt etmek iin olduka faydal bir zelliktir (Ross ve di., 1928; Pettijohn ve di., 1972). Karakteristik mineraller, bipramidal kuvars, zekilli pseudo-hekzagonal biyotit kristalleri, yksek scaklk formundaki plajiyoklas, K-feldispat (sanidin) ve zekilli olivin, piroksen, amfiboldr.Patlamal pskrme srasnda basta ani dme, dar kan malzemede krlmalara neden olur. Bu nedenle, fenokristal boyunda hi krlmam zekilli kristaller ince taneli kl ierisinde olduka nadirdir. Krlm kristaller zellikle kl-akma (ash-flow) tflerine zgdr. Minerallerin ve Krntlarn yzey Dokular Pirojenik minerallerin cam paralarnn przsz yzeylerindeki kk girintiler ve sreksizlikler, volkanizmann durumunun yorumlanmasnda kullanlmaktadr. rnein, derin deniz tortullarndan alnan cam paralarnda hilale benzeyen mikron boyundaki girintiler Huang ve Watkins(1976)`in, elektron mikroskopu ile cam paralarnn analizinin eski volkanik pskrmelerin birbirlerine gre patlama miktarnn tayininde kullanlabilecei sonucuna varmasn salamtr. Kristal yzeylerini rten cam kabuk przsz olabilir veya kabarcklarn etkisi ile girintili kntl olabilir (bubble-wall texture, Fisher, 1963). Bunlar piroklastik malzemelerin nemli zelliidir. Cam ve kristal arasndaki ba yeterince gl olduu iin, piroklastik akntlarla tanma, nehir ortam, kumul ve deniz kysnn andrc etkisinde cam kabuk salam kalabilir. Cam kabuk yalnzca kimyasal bozunma ile etkili bir ekilde uzaklatrlabilir (Fisher, 1966 sy.713). Meyer (1972), yeniden ilenmemi piroklastik minerale bal camn miktarnn pskrme iddeti ile ters orantl olduunu bulmutur. Anma (abrasion) katsays (% mineral/ % cam), en iddetli pskrmeden olutuu tahmin edilen byk hacime sahip tefra dzeylerinde en fazladr. Freundt (1982) anma katsaysnn piroklastik akma kellerinde, arakatman eklindeki fall-out tefradakinden daha byk olduunu bulmutur. Mikron ve mikron altnda bykle sahip girintiler cam paralarnn yzeyinde yaygndrlar (Huang ve di., 1980). Kimyasal andrmaya bal olarak genelde kre veya ovaldir. Mekanik anma cam paralarnn yzeyindeki oyulma ile izlenir. Bu durumda vesikl duvarlarnda herhangi bir oyulma yoktur. Eer vesikl duvarlarnda da yzeydeki kadar bir oyulma gzleniyorsa, olaslkla kimyasal anma olmutur. Derin oyuklar genelde yuvarlaklam pirojenik minerallerin krlm yzey ve kenarlarnda bulunmaktadr. Yuvarlaklam bu taneler arpma ile olumu oyuklara sahip olabilir. Fakat bu oyuklarn yuvarlaklama ile ilikisi yoktur. Baz durumlarda ince, kimyasal yollarla rtlm cam19

ieren olduka yuvarlaklam mineral taneleri, rzgar etkisi ile yuvarlaklam tanelere ok benzemektedir (Fisher, 1966d). Cams krntlardaki yzey dokular ksmen magmann viskozitesine baldr. Hawaii lavndaki cam paralarnn yzeyleri przszdr ve dom ekilli kabartlar, dairesel ukurlar ve atlam gaz boluklarna sahiptir (Heiken ve di., 1974). Daha viskoz magmadan oluan cam paralarnn yzeyindeki izler, daha ok krlm vesikl eperlerinde gelimitir. Elektron mikroskopi yntemi, kelme ekli ve ortamn belirlemek iin kum tanelerinin yzey dokular zerinde baarl bir ekilde kullanlmtr (Krinsley ve Margolis, 1969). Bu yntemle piroklastik akma, piroklastik trbulans ve dklme (fall-out) yoluyla yerlemi cam paralarn (Sheridan ve Marshall, 1983) ve bir ok rnekte Hawaiiyen, Stromboliyen ve Pliniyen kkenli piroklastlar (Heiken ve Wohletz, 1984) ayrt etmek mmkn olmutur.

20

BLM. 4 PROKLASTK KELLER Piroklastik keller, dorudan patlamal volkanik aktiviteyle magma veya kayann paralanmas sonucu oluur. Kkensel olarak oluumlar tanma ve kelme ekillerine gre gruba ayrlr: (1) dknt (fall), (2) akma (flow) ve (3) trbulans (surge). Buradaki kkensel tanmlamalar gncel volkanik sahalardaki almalara dayanr. Bu tip piroklastik kele ait ematik kesit ekil 8de verilmektedir. PROKLASTK DKNT (FALL) KELLER Dknt kelleri, patlamal olarak bacadan kan pskrme stunundaki tefra (tephra) ve gaz ykselimi sonrasnda oluur. kellerin geometrisi ve boyutlar pskrme stunu yksekliini, hzn ve atmosferik rzgarlarn ynn yanstr. Ykselen stunun yaylmasyla birlikte taneler veya krntlar graviteye bal olarak yeryzne dklrler ve bylece "pskrme stunundan treyen dknt kelleri"ni olutururlar. Daha byk krntlar patlamalarla bacadan kmakta ve "balistik krntlar veya klastlar" olarak adlandrlan paralar rzgardan etkilenmemektedir. Dier ince taneli piroklastik dknt kelleri ksmen piroklastik akntlarn st kesiminden ayrlarak oluurlar. Bu keller "kl bulutundan treyen dknt kelleri" olarak tanmlanrlar. Bu tip piroklastik dknt kelleri daha byk hacime sahip olup, pskrme stunundan ayrlan kllerden ok daha uzak mesafelere tanr. Dknt kelleri "rt tabakalanmas" olutururlar. Buna gre, yksek eimli toporafyann olduu yerler dnda yersel olarak uniform kalnla sahiptirler. Genelde piroklastik kellerin kt boylanmasna karn, dknt kelleri tanma srasnda havada ayrlmalar nedeniyle nispeten iyi boylanmtr. Bazen pskrme stununun davranndaki deiiklie bal olarak dzlemsel tabakalanma veya laminasyon gsterirler. Ancak, anma, apraz tabakalanma veya altndaki tabakalarda yk yaplar sunmazlar. Baca yaknnda baz dknt kelleri kaynakldr. Kmrlemi aa paras genelde yoktur, eer varsa bunlar genelde baca yaknndaki kellerde bulunabilir. PROKLASTK AKMA (FLOW) KELLER Bu keller, yksek tane konsantrasyonuna sahip piroklastik ktlenin yzey boyunca akmalar sonucu oluur. Oluumlar graviteyle kontrol edilmektedir ve malzeme scak olup baz durumlarda akkandr. Genel olarak vadileri ve knt alanlarn dolduran toporafya kontroll yerleim gsterirler. Piroklastiklerin i yapsna bakldnda, genelde masif ve kt boylanmaya sahip olduklar grlmektedir. Akma kellerinde kt boylanma yksek tane konsantrasyonuna bal olup trbulansla ilikili deildir. Baskn akma mekanizmas genelde laminerdir. Akma birimlerinin her biri st ste geldiinde tabakalanma eklinde grlr. Piroklastik akma kellerinde bazen akma durduktan sonra ince kl boyu malzemenin gaz etkisi ile ayrlmas sonucu fosil fmarol bacalar veya gaz k bacalar (gas segregation pipe) oluur. Ar kristal, litik ve daha byk vesikler paralarn bacalarda zenginlemesi sonucu oluan yaplar, ilksel piroklastik mass-flow kellerinin volkanik malzemenin akmas sonucu oluan epiklastik akntlardan ayrt edilmesinde en nemli verilerden birisidir. Piroklastik akntlar yksek scaklklarda yerleirler. Piroklastik akntlar ayn zamanda scakl iyi koruyan mekanizmalardr. Bu nedenle, scak piroklastik akntlar hareketleri srasnda ve yerlemelerinden ksa sre sonra yaklak olarak magmatik scaklkta21

olabilirler. Pskrme stununda yukar kan malzemenin ykseklii, pskrme stununun yukarya hareketi srasnda karan souk hava miktar, akntnn toplam hacmi ve stun kmesi srasnda kaplanan hava miktar gibi koullar piroklastik akntlarn yerleim scakln belirler. Yksek scaklkta yerleimi gsteren veriler, piroklastik akma kellerinin epiklastik yn akmas debris flow kellerinden ayrt edilmesinde nem tarlar. Bu veriler: (a) Kmrlemi aa paras, (b) Demirin termal oksidasyonu sonucu oluan pembe renk veya manyetit (veya dier demir/manganez oksit mineralleri) mikrolitlerinin kristallemesine bal koyu renk, (c) Kaynakl tf zonu veya zonlar, (d) Termal kalnt manyetizma (thermal remanent magnetism), Hoplitt & Kellogg, 1979).a) Dknt (fall)

b) Akma (flow)

c) Trbulans (surge)

ekil 8. Ayn toporafyay stleyen ana tip piroklastik kelin geometrik ilikileri. (Wright ve di., 1980den deitirilerek)

Piroklastik akntlarn kelleri deiiktir, tortullama rejimleri ile pskrmelerin deiik tiplerini yanstrlar. Piroklastik akma kellerini ou birden fazla akma biriminden yapldr (ekil 9). Her bir akma birimi bir piroklastik akma keli olarak kabul edilir. Gncel volkanik kellerde ana tip akma keli tanmlanmaktadr (ekil 10). Blok ve kl akmas (block and ash-flow) kelleri, Bazaltik curuf akma (scoria flow) kelleri ve Pmeks akma (pumice flow) kelleri veya ignimbritler.

22

ekil 9. Bir piroklastik akntnn yaps ve ideal srada oluan kelleri gsteren ematik diyagram.

Blok ve kl akmas kelleri e kkenli (cognate) 5 m apn geebilen litik, vesiklsz bloklar ieren kl matrikse sahip, toporafya ile kontrol edilen boylanmasz kellerdir. Bu bloklarn bazlar scak olarak yerletiklerini ortaya koyan nsal atlaklara sahiptir. Klastlar genelde ayn magma tipine sahip olup, buna bal olarak monolitolojik zellik sunarlar. Bir akma birimi kendi iinde tersine derecelenmi olabilir. ok yaygn olmamakla birlikte gaz kurtulma yaplar ve kmrlemi aa paralar bulunabilir. Bu kellerin homojen klast bileimi, scak bloklarn yerleimi ve gaz kurtulma yaplar, dier epiklastik kellerden ayrt edilmelerinde nemli saha verileridir. Bazaltik curuf (scoria flow) akma kelleri 1 m apna ulaan deiik miktarlardaki vesikler lapilli ve bazalt-andezit bileimindeki kllerden yapl boylanmasz ve toporafya ile kontrol edilen kellerdir. Baz durumlarda iri ve e kkenli vesikler olmayan litik klastlar ierebilirler. Akma birimlerinin ierisinde byk krntlarn tersine derecelenmesi yaygndr ve ince taneli taban seviyesi bazen akma biriminin tabannda bulunabilir. Gaz kurtulma bacalar ve kmrlemi aa paralar grlebilir. Kaynaklanma (welding) grlmez. Pmeks akma kelleri veya ignimbritler tipik olarak kt boylanmaldr ve deien miktarlarda kl, yuvarlaklam pmeks lapilli ve nadiren ap 1 mye ulaan bloklar ieren masif kellerdir. Akma birimlerinin iinde, litik krntlar normal derecelenme gsterirken byk pmeks paralar tersine derecelenmi olabilir. Ancak, genelde derecelenmemi akma birimleri yaygndr. nce taneli taban seviyeleri akma birimlerinin tabannda yer alrlar.

23

ekil 10. tip piroklastik akma kelinin idealize kesitleri (a) blok ve kl akntlar, (b) bazaltik curuf (scoria) akntlar ve (c) pmeks akntlar (pumice flow) veya ignimbritler (Cas ve Wright, 1987).

Piroklastik akntlar farkl tektonik, volkanik konum ve ok farkl hacimlerde olumaktadr. Genelde, kk (ve orta) hacimli akntlar riyolitten bazalt bileimine kadar uzanr. Ancak byk hacimli akntlar ounlukla riyolitten- dasite kadar olan bileimlerdir. Piroklastik akma keltilerinin ierdii piroklastik krntlarn farkl tipte olmas, akntlarn nasl gelitii ile ilgilidir. Baskn olarak pmeksten yapl kk hacimli akntlarn bulunmasna karn, dom oluumuyla balantl dom kmesi veya patlamalaryla retilmi kk hacimli akntlar, genellikle domlarn zayf gzenekli rnlerini ierirler. Ortatan-byehacimli akntlar genellikle abuk vesikl oluturan magmadan kaynaklanan ve yksek vesikl ieren malzemelerden yapldr. Piroklastik akntlarn toporafya ile ilikisinde ise piroklastik akntlar tamamen st yamatan akarlar ve kaynaktan uzakta ilk kalnlaabilecei vadilerin alt kesimlerinde korunabilirler (Gorshkov, 1959; Taylor, 1958). Dz toporafyaya sahip arazilerde, kk hacimli piroklastik akntlar vadilerde snrlanabilir. Volkann st yamalarnda, piroklastik akntlar volkann merkezlerinden aaya doru akar, vadinin iki tarafnda veya kvrml kanaln st kenarlarnda akma hareketi nedeniyle sert ve yksek su izleri ile byk kaya paralar brakr. Piroklastik akntlar da yamalar tesinde laharlar gibi yelpazemsi loblarda yaylr. Bileim Piroklastik ve trblansl akma kelleri, akntlarn kkleri ve magma bileimine bal olarak, kristal, cam krntlar, pmeks ve olduka deiken oranlarda litik paralardan yapldr. Baz kellerde, kristallerin nemli miktar ve litik bileimleri ksenolitler olabilir. Lav akmalar, dom kmesi veya patlamann kesilmesinden treyen akma kelleri; ksmen vesikll, ksmen vesiklsz veya tamamen vesikler litik krntlarn karmn ierirler. Kl akmas tflerinin tanmnda, kl boyu aralklar (2 mm) bileenleri %50'den24

fazladr. Bu, pmeks lapilli veya litik lapillinin deien miktarlarn biir arada tutacak hamuru oluturmaktadr. En yaygn kl boyu taneler olan cam paralarna genellikle az miktarda pmeks krntlar elik eder. Kl veya lapilli boyundaki pmeks paralar ya kresel ya da birka milimetre ile mikrometre arasnda apta, uzun, yar paralel dzlemsel vesikllerle karakterize edilir. Yass pmeksin, vesikllerin uzad yer olan bacadan vesikl ieren magmann hzl ekilde ykselmesiyle gelitii dnlmektedir. Kristaller kl boyuna yakn dier bir bileendir. Lavlardaki fenokristallerle karlatrldnda, ignimbrittekiler genellikle krlmtr. Pmeks lapilli veya bloklar iindeki kristallerin genelde krlmam olmas, krlmann pskrme veya tanma srasnda olduunu gstermektedir. Bklm mika lavlar, ''budine'' olmu feldispat tabletleri ve kristaldeki az ayrml krklarn camla doldurulmu olduu dnlrse, krlma sklama srasnda da devam etmi olabilir. Kristal basknl, igmimbritlerde yaklak % 0-50 arasndadr. Ve ayn bileimdeki edeeri lav akntsndaki miktardan daha fazla olabilir. Kristaller genellikle matrikste, pmeks, lapilli bombadakinden daha fazla miktardadr. Bu durum, tanma srasnda kristalin cam paralarna gre matrikste tercihli younlamann gl delilidir (Hay, 1959; Walker, 1972; Sparks ve Walker, 1977). ou byk hacimli piroklastik akma kellerinin kalkalkalin dasit-riyolit olmas nedeniyle, yaygn fenokristaller kuvars, sanidin, plajiyoklas ve az miktarda amfibol, piroksen, fonolit peralkalik riyolitlerde, anortoklas iki feldispatn yerini alr. Litik krntlar, orta (dan bye) hacimli ve baz kk hacimli pmeksli piroklastik akntlarda nadiren % 5'i aar. Likit krntlar iin esas kaynak vardr: (1) yava souyan ve kristalleen magmada hazne eperlerinde oluan kabuk (Schnincke,1973), (2) baca duvarlarndan gelen kayalar ve (3) piroklastik akntlarn olduu hat zerinden toplanan kaya krntlar. lk iki kaynaktan, blgesel stratigrafi yeterince iyi biliniyorsa magma hazinesinin derinlii hakknda bilgi edinilebilir. ou orta ve byk hacimli ignimbritler felsik, kalkalkalin ve alkalin bileimli magmalarn pskrmesi ile olumutur. Ayrca, ilk magma odasndaki zonlanma sonras pskrmeye bal dey bileimsel zonlanma gsterirler. Piroklastik akma kellerindeki, derecelenmi tabana ait zonlar, byk krntlarn dzensiz dizilimleri kaba (inceye) taneli dzeylerin ardalanmas, uzun veya levhams tanelerin kabaca ynlenmesi ve renk-bileim deiimleriyle ortaya karlmaktadr. Dereceli tabakalanma dahil birok zellik, yksek younluktaki laminar akntlar ile yerleime ait delil olmaktadr. Tek akma birimindeki derecelenme normal, ters, simetrik veya tekrarlanmal olabilir. Pmeks krntlar ters derecelenmeli, litik krntlar byk younluk farkllklar nedeniyle normal derecelenmeli olabilir. Doku Piroklastik akma kellerinin dokusal analizinde, kristallerin, kaya krntlarnn ve pmeksin birbirlerine gre miktarlarn bilmek nemlidir (Walker, 1971; Sparks, 1976). nk tane boyu dalm, boylanma ve bu malzemenin dier parametreleri, akma srasndaki pskrme stunundaki boylanmasndan farkl olabilir. rnein, litik krntlar magmatik stoping, magma odas duvarlarnn paralanmas veya baca iindeki tka veya domun paralanmasndan treyebilir. Ayrca akma srasnda yerden toplanm olabilirler. Kristal krntlarnn tane boyu dalm, magmadaki ilksel fenokristal boyu ve patlayan pskrme esnasndaki krlmann bir fonksiyonudur. Bundan baka, farkl mineral tipleri, farkl tane boyu aralna sahiptir (rn: Feldispat ile Manyetit). Pmeks dk mekaniksel dayanklla sahiptir ve bunun iin kelde ince taneli fraksiyonda pmeks tozunun basknlnn nedeni, pskrme ve akma srasnda tane boyunun azalmas olabilir (Walker, 1972a).25

Tane derecelenmesi Piroklastik akma kellerinde her zaman olmamakla birlikte, tane boyu dey derecelenmesi olduka deikendir. Piroklastik akma kellerinin ince taneli taban seviyesi dnda, byk tane boyunun dey derecelenmesi yaygndr. rnein, pmeks taneleri genellikle ters derecelenmelidir (Kuno, 1941; Self,1972, 1976; Sparks ve di. , 1973, Sparks,1976; Wilson ve Head, 1981). Ancak normal derecelenmeli de olabilirler.Ayrca, zellikle taban dzeyinde dnml (inverse) derecelenebilirler. En byk pmeks tane boyu, akntnn st kesiminde alt kesiminden kat daha fazla olabilir. Baz durumlarda pmeks tanelerinin ar younlamas aknt biriminin st kesiminde bulunur. Fakat tabana yakn kesimlerde de gzlenmilerdir (Crowe ve di. , 1978). Karasal kellerde, pmeks ve litiklerin en byk tane boyu mesafeyle birlikte azalr. Tane derecelenmelerinin grld trbulans kellerinin oluumunda iki ileyi vardr. Birincisi ok iddetli olan trbulansl piroklastik akma ve ikincisi ise laminer akmadr. Burada yksek tane younluundan dk tane younluuna doru geni aralkta piroklastik akma tipleri olumaktadr. Bu da karmak tane akmasndan fluidize, laminer akmaya ve daha trbulansl akmaya doru bir prosesi gerektirmektedir. Trbulans ile oluan kellerde tane boyu azalmas srasnda srtnmenin az olduu laminer akma geliimiyle akma ve trbulans kelleri arasndaki farkllklar da azalr. Piroklastik akntlarda fluidizasyon byk tanelerin tanabilmesi iin gereklidir. Trbulansl akmalarda byk miktarlarda ince taneli malzemenin uzaklamas doaldr ve bu durum fluidizasyonun azalmasna neden olmaktadr. Bununla birlikte ince taneli malzemenin uzaklamas sadece trbulans deil piroklastik akma prosesleri srasnda da geliir (ekil 11). Piroklastik akma ile gelien ince tane uzaklamas prosesinde akma dzeninde bir deiiklik olmaz. Kristal ve litik ayrmlamas Piroklastik akma kellerinde ince taneli vitrik krntlarn azalmas, kristal litik krntlarn zenginlemesine neden olan tanelerin segregasyonu ve ykanmas; akma srasnda, bacada ve pskrme konisinde olur. Dk hza sahip taneler, atmosferde ykseklere tanp akntya kaplmazlar. Dierleri ise aknt hareket ederken akntnn st kesimlerinden kaarlar. Bu gelimeler (sistematik olarak ignimbritten alnan) pmeksten daha dk kristal/cam oranna sahip ince taneli ''Fallout tephra'' nn farkl tiplerinin oluumuna sebep olur (Sparks ve Walker, 1977). Piroklastik akntlarn oluum ekilleri Piroklastik akntlar farkl bir ka mekanizma ile oluurlar (ekil 12). Bunlar gncel volkanlarda yaplan gzlemlere gre esas olarak iki ana gruba ayrlrlar. (1) lav-dom veya lav-aknt kmesi, (2) pskrme stunu kmesidir. Lav-dom veya lav-aknts kmesi yksek eimli andezitik volkan konilerinde olmakla birlikte silisik domlarn pskrmesi srasnda da olur. Paralanan lavlarn akntlar duraysz ve aktif olarak byyen lav-domunun veya lav akntsnn yksek yamalardan akmas ile oluur. kme sadece graviteye veya patlamaya bal olabilir (ekil 12a ve b) ve graviteyle kmeye bal olarak domda basn azalmas ayn zamanda patlamal bir kmeye neden olabilir. Patlamalar byyen domun yeralt suyu ile birletii yerde daha iddetli olup bu tr bir pskrme phreatomagmatic olarak kabul edilir. Ayn anda bir ok prosesin gelitii dnldnde oluan kellerin birbirlerinden ayrlmas zorlar.

26

ekil 11. Piroklastiklerde iyi boylanma ve ince tanelerin azalmasn salayan yedi prosesi gstermektedir.

27

BLOK VE KL AKMASI KELLER

VOLKANKLASTK YIIN (DEBRS) AKMASI

GNMBRT, PMEKS AKMA KELLER, ASH-FLOW TUFF BAZALTK CURUF SCORIA AKINTISI KELLER

ekil 12. Piroklastik akntlar oluturan mekanizmalar. Koyu renkli taramal alanlar yksek tane konsantrasyonunu gstermektedir. Kl bulutu dier kelleri olutururlar. ekil 12nin sa tarafnda domun oluturabilecei piroklastik malzeme ve keller belirtilmektedir (Cas & Wright, 1982den deitirilerek). (ekil 12in devam) 28

GNMBRT, PMEKS AKMA KELLER, ASH-FLOW TUFF BAZALTK CURUF SCORIA AKINTISI KELLER

29

Pskrme stunu kmesinde, klce baskn dey pskrme stununun etkin younluu atmosferdekinden byk olduunda graviteye bal kme ve piroklastik akntlar oluur. Bu mekanizmaya bal olarak oluan tm piroklastik akma kellerinin hacmi kktr. Bu kellerin ounun ksmi stun kmesi olaylar ile ilikili olduu dnlmektedir. Gzlemler bu tip kk kmelerin iki ekilde olduunu ortaya koymaktadr: birincisi, birka yz metre ykseklie kan youn piroklastik paralarn tekrar kmesi (ekil 12d), ikincisi devaml gaz k sonucu oluan kesintisiz dey stunda ar youn ksmlarn kmesi (ekil 12e) ile olur. Ekvatorda gelien stun kmesinde ise stunun kyla birlikte kt e zamanl olarak kt grlmektedir (ekil 12f). Blok ve kl akntlarnn pskrme stununun kmesi ile olutuu dnlmektedir. (ekil 12g). Pmeks ieren piroklastik akntlara ait keller (ignimbritler) ok byk hacime sahip olmasna karn (>1000 km3) gncel olanlar kk hacimlidir. Yeni gzlemler stun kmesinin ignimbritlerin oluumundaki tek mekanizma olduunu ortaya koymaktadr. Kk hacimli pmeks akntlar ise bir ok durumda kesikli stun kmesi ile oluur. Wilson (1976) ve Sparks ve di. (1978) ignimbritlerin oluumu iin pskrme stunun devaml olarak gravite ile kmesine dayal teorik bir model ortaya koymulardr (ekil 12h). GNMBRTLER gnimbritler en byk hacime sahip volkanik rnlerdir. Baz ignimbritlerin binlerce km2 lik alan kaplad ve 1000 km3den fazla hacime sahip olduu bilinmektedir. Sparks ve di. (1973)e gre yaplan tanmlamada ignimbrit, hacim ve kaynama derecesine baklmakszn pmeksli piroklastik akntlardan olumu kayalardr ve pmeks akma kelleri terimi ile e anlamldr. gnimbritler tm volkano-tektonik ortamlarda bulunan yaygn piroklastik kayalardr. Geni bir oluum ortamna sahip olup okyanus adas, ada yaylar, mikoktasal yaylar, kta kenar yaylar ve kta ii tektonik ortamlarnda bulunabilir. Riyolit, dasit ve andezit en yaygn kaya bileimleridir. En byk hacime sahip olanlar riyolitik ignimbritler olup bazlar bileimsel olarak zonlanmlardr. gnimbritler alkalin bileimde de olabilir ve tm jeolojik formasyonlarda grlebilirler. gnimbritlerin byk bir ksm kaln kaldera ii ignimbritler olarak oluurken daha dk hacimdekiler kaldera dna doru akan dzeyler eklinde bulunurlar. Pmeks akntlarnn veya ignimbritlerin bazen toporafik engelleri aarak ok uzun mesafe hareket ettii grlmektedir. Pskrme serisi ve Stun kmesi gnimbritlerin stratigrafik ilikileri ve oluum ekillerine hakkndaki yorumsal almalar kk -ve orta- byklkte hacime sahip (1 km3den kk) ignimbritler zerinde yaplmtr. Birok yatakta gzlenen aktivite sras: a) Pmeks dknt kellerini oluturan pliniyen faz, b) gnimbriti ve piroklastik trbulans kellerini oluturan piroklastik akma faz ve c) Lav oluturan pskrme faz. Bu serinin magma odasnn derin ve daha az gaz ieriine sahip kesimini temsil ettii dnlmektedir. Sonu olarak pliniyen pskrmesi stun eklinde kmakta ve stunun kmesi ile piroklastik akntlar olumaktadr. Baz ignimbrit serileri ok daha karmak stratigrafi sunarlar. gnimbrit akma birimleri pliniyen dknt kelleri ile ardalanmal olabilir. Bu tr karmak pskrme serilerinin oluumu ve pskrme eklindeki deiiklikler; gaz ieriindeki art, ayrca faylanma ve yerdeitirme ile bacann ani kapanmas sonucu olur. Suyun katlm ile ok daha karmak pskrme serileri geliir.30

Bundan baka, tm ignimbrit oluturan pskrmelerde erken pliniyen faz yani pmeks dknt kelleri bulunmaz. Bu durum yukarda tanmlanan kk -ve orta- byklkte hacime sahip ignimbiriti oluturan mekanizmadan farkl bir mekanizma olduunu gstermektedir. Byk hacimli ignimbritlerin kkeni ile ilgili problem geldikleri kaynak hakkndadr ve kkeni iin stun kmesi fikri arlk kazanmtr. Tanmlanan byk hacimli ignimbrit istiflerinin ou dolayl ve dorudan kalderalarla ilikilidir. Birok aratrc ignimbritlerin kaldera kmesi ile ayn zamanda oluan dairesel krklardan ktklarna inanmaktadr. gnimbritlerin Kaynamas ve Sklamas Yksek scaklklarda oluan ignimbritlerin en nemli zellikleri plastik deformasyona urayabilmeleri ve cam paralarnn birbirleri ile kaynamasdr. Scak piroklastik akma kellerinin sklamasn detayl olarak inceleyen Sheridan ve Ragan (1977) mekanik ve kaynamal olmak zere iki tip sklama olduunu belirtmektedir. Mekanik sklama tane eklinde belirgin deiim olmadan tek bir yk sonucu olumaktadr. Uzun, ubuksu tanelerin yataya dnme eilimi dnda dier taneler birbirlerine gre konumunu korumaktadr. Mekanik sklamann kelim srasndaki oluan dokuya etkisi ok azdr. Ancak, belirgin bir biimde poroziteyi azaltr. Kaynama ve sklama cams krntlarn viskoz deformasyonu sonucu oluur (Riehle, 1973). Dk scaklklarda tamamyla deforme olmam krntlardan yapl kl dkntlerinden cam bir matriks iinde nceki krntlarn hayalet snrlar bulunan vitroklastik dokuya ve nispeten homojen kat bir camdan yapl obsidiyen grnml kayaca bir gei vardr. Vitroklastik dokuyu ortaya koyan esas kontrol ergimenin balad scakln uygulanma sresidir. Yaklak 550 oCnin altnda cam paralar ihmal edilebilir bi deformasyona urarlar. Gzenekli pmekslerdeki kaynamada olduu gibi (youn, siyah, fiamme yapsna sahip), krntlarn tamamen kaynamas ile siyah cam oluabilir (ekil 13). Stunsal eklemlenme orta-yksek dereceli tflerde yaygndr.

ekil 13. Kaynam ignimbritlerde pmeksin oluturduu fiamme yaps (koyu renkli merceksi bant).

31

ekil 14. Basit bir souma biriminde kaynama zonlarnn ideal dey ve yanal gsterimi (Smith, 1960dan deitirilerek).

Fisher ve Schmincke (1984) piroklastik akma birimlerine ait akma ve souma birimlerini tanmlamlardr. Buna gre akma birimi tek bir piroklastik kelimi veya tabakay ifade etmektedir. Tek bir akma biriminin kalnl birka cmden bir ka mye kadar deiebilir ve piroklastik malzemenin gelimi saniye ve saatler ierisinde biri dierini izler. ou akma birimi birbiri zerinde istiflendiinde tek bir souma birimi eklinde sourlar. Bir souma birimi farkl souma rejimlerinden oluan ve younluk-kaynama derecesine gre ayrlan nispeten sistematik kaya zonlarndan olumaktadr (ekil 14). Alt dzeylerin souk temel kaya karsnda abuk soumas ve st kesimin ise atmosfer ile ilikisi nedeniyle kaynamamlardr. En youn kaynamann olduu souma biriminin alt kesimleri, yani maksimum yerleme scaklnn en uzun sre kald kesimdir. PROKLASTK TRBULANS (SURGE) KELLER Piroklastik keller trbulans hareketi ile yzey boyunca yaygn, alkantl ve dk tane younluklu gaz-tane bulutu ile tanr. Piroklastik trbulanslar farkl bir ok yolla oluabilirler. Volkanik temel trbulans kelleri bunlardan sadece birini oluturur ve phreatomagmatic pskrmeler sonucu oluur. Piroklastik trbulans kellerinin durumda keldii bilinmektedir. Bunlar, (1) phreatomagmatic ve phreatic pskrmeler, (2) piroklastik akmalar ve (3) piroklastik dkntler (fall). (1)Phreatomagmatic (su/magma giriimi) ve phreatic (buhar etkisi) pskrmeler ile oluan trbulans kelleri Bu pskrmeler patlamann olduu yerden itibaren veya phreatomagmatic/ phreatic pskrme stunundan tm ynlere doru dairesel yaylml alak kl bulutu olan temel trbulansn (base surge) oluturur. magma ve suyun giriiminden kaynaklanan temel trbulans (base surge) bir ok durumda souk ve slaktr. Taal 1965 pskrmesi srasnda aalarda herhangi bir kmrleme grlmemitir. Cisimlerin zerine kln yapt blgede, kl buhardan ok su ile karmtr. Buna gre trbulansta scaklk 100 o Cnin altnda olmaldr. Ancak baz phreatomagmatic pskrmeler scak piroklastik trbulans kelleri oluturmutur. Temel trbulans (base surge) maar, tf halkas, tf konisi gibi adlandrlan kk volkanik kraterlerin oluumu ile ilikilidir. Bunlar bazaltik curuf konileri oluturan bazaltik magmann yeralt, yzey suyu veya deniz suyu giriiminin olmad bazaltik volkanizmalarda yaygndr. Temel trbulansnn (base surge) olduu byk volkanlar bilinmektedir. Temel trbulans kelleri, kaldera gl olan andezitik ve dier stratovolkanlarda yaygn rnlerdir.32

(2) Akntlarla ilikili trbulans kelleri nce, tabakal pmeks ve kl kelleri deiik tipteki piroklastik akma kelleri ile birlikte bulunmaktadr. Akma biriminin tabannda yer alyorsa bunlar taban trbulans (ground surge), st kesiminde oluuyorsa kl bulutu trbulans (ash-cloud surge) olarak adlandrlrlar. Bu tip trbulanslar, temel trbulansna gre farkl oluum mekanizmasna sahiptirler. Temel trbulans kelleri ile karlatrldnda scak ve kuru kabul edilebilirler. Taban trbulans kelleri youn, akma gvdesinin nnden giden yksek konsantrasyonlu piroklastik akntlar olarak dnlebilir. Oluabildikleri bir ka yol vardr: (a) dk konsantrasyon patlamasndan, (b) hareket eden piroklastik akntnn ba ksmndan ayrlma ile ve (c) dey pskrme stununun kenarndan daha erken ve daha kk gelien kmeler. Kl bulutu trbulans (ash-cloud surge) gaz ve kl bulutunda oluan dk younluklu akmadr. Ykselen kl bulutu, taban oluturacak hareketli piroklastik akntnn zerinden ayrlan malzemeden olumaktadr. Ancak, bulut eklinde ykselen kln byk bir ksm daha sonra kl dknts (ash-fall) olarak kelirler. Baz durumlarda trbulansl kl bulutu hareket eden piroklastik akntdan ayrlr ve bamsz olarak ilerler. (3)Dknt kelleri ile ilikili trbulans kelleri: Magmatik olarak pskrm dknt (air-fall) kelleri ile ilikili trbulans kelleri piroklastik aknt olmadan dorudan pskrme stununun kmesi ile oluurlar. Bu tr trbulanslar da taban trbulans olarak adlandrlr. Yukardaki aklamalara gre piroklastik trbulans kelleri tipe ayrlabilir: Temel trbulans (base-surge), Taban trbulans (ground surge) ve Kl bulutu trbulans (ash-cloud surge) kelleridir. Temel trbulans vesikll ve vesiklsz litik krntlar, kl, kristal ve az miktarda yabanc litik paralardan yapl piroklastik krntlarn oluturduu tabakal, laminal ve bazen de masif kelleri meydana getirir. Baz litik krntlar bacaya yakn kesimlerde bomba izleri olutururlar. Phreatic buhar pskrmesi sonucu oluan krntlarn tm bir nceki patlamann paralar (aksesuar litik) veya ok az temele ait paralardan olumaktadr. Sumagma giriimine bal ok fazla paralanma sonucu genelde krntlar 10 cmden kktr. Kraterden uzaklatka aniden incelmelerine karn kraterlerin evresinde kaln keller (> 100 m) olutururlar. Stratovolkanlara ait ardalanmal kellerde genelde incedir. Dzgn tabakalanma ve kumul yaplar yaygn olabilir. Baca yaknnda dzgn tabakalanm trbulans kellerini kl dknts kellerinden ayrt etmek zor olabilir. Ayrca bymeli (accretionary) lapilli yaygn olarak grlebilir. Taban trbulans (ground surge) 1 mden daha ince tabakal kelleri oluturur ve tipik olarak piroklastik akma biriminin tabannda grlr. Pskrme stunundaki bileenlere bal olarak deiik oranlarda kl, vesikll paralar, kristal ve litik krntlardan yapldr. Birlikte bulunduklar piroklastik akma kellerine gre daha youn bileenlerce zengindir. Karbonlam aa paras ve gaz tahliye bacalar bulunabilir. Kl bulutu trbulans (ash-cloud surge) kelleri piroklastik akma birimlerinin zerinde 1 mden daha ince tabakalardan yapl kellerdir. Tabakalar tek ynde olup ezilme ve33

kabarma yaplar gsterirler ve ince ayrlm mercekler eklinde bulunabilirler. Tane boyu ve bileenlerin oranlar komu piroklastik akntnn tipine baldr. Kl bulutu trbulans kelleri kk gaz tahliye bacalar ierebilirler.

34

BLM. 5 VOLKANKLASTK KAYALARIN SINIFLAMASI GR Gncel volkanlar zerinde yaplan almalarn, volkaniklastik kayalarn kkensel olarak adlanmasnda; paralanma, tanma ve kelim mekanizmalarnn anlalmasnda zellikle piroklastik kayalar iin faydal olduu grlmtr. Bununla birlikte eski volkanik sahalarda az yzlek bulunmas, dokanak ilikilerinin net olmamas, ayrma, alterasyon, metamorfizma ve deformasyon nedeniyle dorudan kkensel bir adlama yapmak uygun olmayabilir. Yeni ve eski volkanik sahalar iin ilk aamada kkensel olmayan, litolojik ve fasiyes zelliklerine bal bir adlama yaplmas uygundur. Bu veriler nda dikkatli bir ekilde kkensel zellikleri deerlendirilir. Tm volkaniklastik kayalarn Cas ve Wright (1987)ye ait kkensel bir snflamas Tablo 6da verilmektedir. Bu snflamaya gre yzey koullar ile yeniden ilenen piroklastik krntlar -gravite etkisi ile yama boyunca dkldklerinde bile- epiklastik olarak kabul edilmektedir. Ayrca Cas ve Wright (1987)in volkaniklastik kayalarn oluum ekillerine gre snflamas Tablo 7de sunulmaktadr. Ancak, Gillespie ve Styles (1997) tarafndan kabul edilen snflamada volkaniklastik kayalar, (a) dorudan volkanik aktivite ile oluan piroklastik keller, (b) volkanik aktivite sonucu oluan ve sedimenter proseslerle tekrardan ilenen piroklastikler ve (c) dorudan yzey prosesleri ile oluan epiklastik keller olmak zere gruba ayrlmtr.Tablo 6. Volkaniklastik kayalarn oluum sralarna gre snflanmas (Cas ve Wright, 1987den deitirilerek)

VOLKANKLASTK KAYALARBRNCL VOLKANKLASTK OLUUMLAR PROKLASTK KELLER Blok ve kl akma kelleri (block and ash flow deposit) Curuf akma kelleri (scoria flow deposit) Pmeks akma kelleri veya ignimbiritler Akma (flow) (pumice flow deposit or ignimbrite) gnimbiritler ignimbrit brei gnimbrit aknts gnimbrit kl dknts Dknt (fall) Trbulans (surge) Pmeks dknt kelleri (pumice fall deposit) Curuf dknt kelleri (scoria fall deposit) Kl dknt kelleri (ash fall deposit) Temel trbulans kelleri (Base surge deposit) Taban trbulans kelleri (Ground surge deposit) Kl bulutu trbulans kelleri (Ash-cloud surge deposit) OTOKLASTK Otobre (Autobreccia) Hyaloklastitler (Hyaloclastites) KNCL YZEY OLUUMLARI EPKLASTK Lahar Yn akmalar (debris flow) amur akmalar (mud flow) Trbiditler Volkanik ve volkanik olmayan krntlar ieren denizel, glsel ve flvyal volkanik Konglomera, bre, kumta, siltta

35

Tablo 7. Volkaniklastik kayalarn oluum ekillerine snflanmas (Cas ve Wright, 1987den deitirilerek) Magmatik Patlamalar Phreatic veya Buhar Patlamalar Phreatomagmatic Patlamalar (Su / Magma Giriimi) Piroklastik Pskrmeler lksel (Birincil) Volkanik Oluumlar Otoklastik Oluumlar

Quench veya chill-shatter paralanmas Akma Paralanmas (otobreleme)

Epiklastik Paralanma

kincil Yzey Oluumlar

Snflamada tm piroklastik kayalar patlamal bir volkanizmadan olumaktadr. Otoklastikler souma veya akma paralanmas ile olumaktadr. Tekrardan ilenmi veya kelmi piroklastik kayalar epiklastik olarak kabul edilmektedir.

PROKLASTK KAYALARIN SINIFLAMASI zerinde halen youn bir almann olduu piroklastik kayalarn adlanmas ve snflanmas ve adlanmas halen en kark ve tartmaya en ak konudur. Pskren magmalarn fiziksel zelliklerindeki byk deiim akntlarn farkl oluum koullar ve tanmayla artan farkllklar ile sklama-souma yaplar ve dokularndaki farkllklar, akntlar ve kelimini ifade eden geni bir adlama grubunu sonulamaktadr. Ayrca, ayrm her zaman kaya tipi, akma ve pskrme birimleri arasnda yaplmaktadr. Piroklastik kayalarn adlamas gzlendikleri volkana gre adlandklar gibi krntl konsantrasyonuna bal akma ve yerleme mekanizmasna gre de yaplmaktadr. Burada esas olarak, (1) laminar akma ile hareket eden ve yksek konsantrasyonlu yar akkan olarak tanmlanan piroklastik akntlar, (2) trbulansl akan dk konsantrasyonlu piroklastik trbulans akntlar vardr ve karakteristik tortul yaplar sunarlar. Birok durumda akma ve trbulans kelleri ayn malzeme akntsndan tremitir. Ancak, gravite akmas ve hareketli ktlenin akma hznn yava olmas nedeniyle birbirlerinden ayrlrlar. Piroklastik trbulans kelleri, trbulans kellerinin herhangi bir tipi iin genel ad olup istifteki yer ve kkenlerine gre verilmitir. Wright ve di. (1980)e gre proklastik kayalar (1) kkensel, (2) litolojik olmak zere iki grupta snflanrlar. Kkensel snflama, kelin kkeni hakknda yorum yapmak ve daha sonra volkann ve volkanik sahann mekanizmasn, pskrme eklini ve gemiini tanmlamak iin kullanlmaktadr. Piroklastik kayalarda kkensel yorumlama gen Kuvaterner volkanik sahalarnda dikkatle yaplabilir. Ancak genelde kkeni ifade eden bir adlandrma yaplmadan nce kellerin tm fasiyes zelliklerinin deerlendirilmesi gerekmektedir. Litolojik snflama ise daha ok tane boyu ve krnt bileenleri gibi kelin esas zelliklerini ortaya koymaktadr. Bununla birlikte litolojik zelliklerin her kel iin ayr bir prosesi ifade etmesi nedeniyle kken hakknda baz sonulara imkan verir. Litolojik snflamada esas olarak; kellerin yaylm ve tane boyu snrlar, kellerin tane bileenleri ve kaynama ve kaynama derecesinin tayini yaplr.36

Talam volkaniklastik kayalarn tm litolojik zellikleri deerlendirilmeden kkensel terminoloji kullanlmasndan kanlmaldr. rnein, devitrifye olmu cams bir lav e taneli mozaik veya sferulitik doku sunmaktadr. Metamorfizma ve ayrmadan sonra oluan granler dokunun krntl bir kayatan ayrlmas ok zor olabilir. Bir kayacn litolojik zellikleri; el rnei zellikleri (dokusal ve bileimsel) yzlekteki zellikleri (yerleimle e yal tortul yaplar ve dokular) dokanak ilikileri (ani, devaml veya derecelenmeli) geometrisi ( boyutlu ekli ve kalnl) birlikte bulunduu fasiyes ve paleocorafik yerleimine gre belirlenmektedir. Harhangi bir kkensel tanmlama yapmadan nce Fisher (1961)in nermi olduu kkensel olmayan snflama yaplmas uygun olacaktr (Tablo 8).Tablo 8. Volkaniklastik kayalarn kkensel olmayan snflamas (Fisher, 1961). Volkanik Bre (Volcanic breccia) Tane destekli (close framework) Matriks destekli (open framework) Krntl matriks amur boyutlu matriks Volkanik Konglomera (volcanic conglomerate) Tane destekli (close framework) Matriks destekli (open framework) Krntl matriks amur boyutlu matriks

2 mmVolkanik Kumta (volcanic sandstone)

0.0625 mmVolkanik amurta (volcanic mudstone) Volkanik siltta Volkanik kilta

VOLKANKLASTK KAYALARIN LTOLOJK OLARAK TANIMLANMASI Volkaniklastik kayalarn dokusal ve litolojik zelliklerinden birka tek bana bir kelim veya paralanma eklini ifade etmektedir. rnein, aglomera terimi birok kez volkanik bre olarak kullanlr. Fakat volkanik breleri oluturan yirmiden fazla proses vardr. Aglomera terimi ise sadece volkan bacasndan patlama ile gelen ekmek kabuu eklinde atlaklar ieren volkanik bombalarn bulunduu piroklastik kayalardr. Litolojik zelliklere gre yaplan kkensel snflamalar ekte verilmektedir. Volkaniklastik kayalarn litolojik snflamas dokusal ve bileimsel zelliklerine gre aada anlatlmaktadr:

37

Dokusal Magmatik doku ve krntl doku: sokulum veya yzey porfiritik kayalar zekilli veya yar zekilli kristallerden olumutur. Buna karn krntl kayalarda klastik veya vitroklastik doku grlmektedir. Klastik dokuda krlm, paralanm kristaller ve yaygn litik krntlar grlmektedir. Kaynama: Kayalarn piroklastik kkeni olduunu gstermesi asndan nem tar. Kaynam kayalar (eutaxitic doku, mercek ekilli pmeks foliasyonu gsteren), kaynaksz olanlara gre daha ok korunma ansna sahiptir. Kaynama sadece piroklastik kkeni deil ayn zamanda kaynakl kl dknt (ash fall) kelleri sayesinde bacaya olan uzakln tahmin edilmesini salar. Tane Boyu: bir kayacn el rneinde veya yzlekteki en belirgin zelliidir. Ancak, tane boyu belli bir kkeni ifade etmemektedir. En nemlisi, tanelerin ok iri olmas kaynaa ok yakn olarak kelmi olmasn gerektirmez. rnein, ignimbrit kaba litik konsantrasyon zonlarn kilometrelerce tayabilir. Ayrca, amur akntlar ok ar byklkteki bloklar onlarca kilometre teye tayabilirler. Boylanma: dier zellikleri ile birlikte deerlendirildiinde nemlidir. Bir ok volkaniklastik kel kkenlerine baklmakszn iyi veya kt boylanm olabilir. ekil: tane boyu patlamayla pskren krntlar iin ayrt edici olabilir. Cam paralar (glass shard) patlamal bir volkanizmann verileridir. Ayrca, yuvarlak veya ekmek ekilli bombalar, dzensiz dkntlar patlamal akkan (bazaltik) magmadan treyen patlamal bir volkanizmann tipik rnleridir. Dzlemi ve uzam pmeks paralar fiamme, ince kesitte plastik olarak deforme olmu cam paralar kaynamann verisidir. Yuvarlaklk: tanelerin yuvarlakl dikkatli bir ekilde yorumlanmaldr. Kelilik tek bana kaynaa olan mesafeyi veya ilksel volkanik paralanmay ifade etmez. rnein, bymeli (accretionary) lapilli kresel ve ok iyi yuvarlaklamtr. Fakat ok belirgin bir ekilde piroklastik kkene sahiptir. Pmeks krntlar ise ignimbrit iinde tanrken yuvarlaklarlar. Tane dalm: bir kayacn tane destekli veya matriks destekli olmas kkenin belirlenmesi iin gerekli bir nemli bir veri deildir. Ancak tanma koullarn yanstmas asndan yararldr. Bileimsel Hacimsel olarak silisik piroklastiklerin ounun piroklastik, bazaltik olanlarn ise lav halinde kmas dnda kayalarn kimyasal bileimlerinin kken belirlemedeki katks azdr. Buna karn klastik agregatn bileimsel homojenlii yeniden ilenme derecesini gstermesi asndan nemli bir veridir. Homojenlik en iyi litik krntlarla ve biraz da kristallemi cams paralarla deerlendirilebilir. Bununla birlikte kristal, cams paralarn ve litik krntlarn ayn kaynaktan gelmeleri nedeniyle bileimsel olarak homojen olabilirler. Cam paralar, pmeks ve bazaltik curufun bulunmas kesin olarak piroklastik pskrmeyi iaret etmektedir. Kristal ve/veya litik ierii ile bileimsel homojenlik azaldnda tane eitliliine ve daha deiik kkene (epiklastik kken de dahil olmak zere) sahip olmalar ihtimali artmaktadr. OTOBRELEM VOLKANKLASTK KAYALARIN ADLANMASI Otobrelemi ve ani soumayla olumu volkaniklastikler herhangi bir kategoriye uymamaktadr. Birok almac keli volkanik krntlarn patlamal yani piroklastik kkene sahip olduunu dnmektedir. Ancak, sualt zellikle derin sualt kellerinde bu ymlar ani souma ve/veya otobreleme sonucudur. Ani souma ile paralanma kaba, ince veya keli krntlar oluturur ve bu tr brelere hyaloklastit ad verilmektedir. Bu38

tr kayalar tanmlanmasnda (zellikle eski volkanik sahalarda) ilk yaklam litolojik tanmlama olmaldr. Tane boyuna gre volkanik bre veya volkanik kumta olarak adlandrlmaldr. Ani souma ile olutuu belirlendikten sonra hyaloklatit bre veya hyaloklastit kumta gibi kkensel bir adlama yaplabilir. Magmann peklememi tortullara sokulduu yerde oluan fluidize hyaloklastit ve tortul karm ise peperit veya peperitik hyaloklastit olarak adlandrlr. Otobreler iin de ayn terminoloji geerlidir. ncelikle kkensel olmayan volkanik bre terimi kullanlmaldr. Gvenilir bir ekilde dier brelerden ayrt edildikten sonra kkeni ifade eden otobre terimi kullanlabilir. Laminer coherent lav akntlarnn ve intrzyonlarn ksa ve detayl bir ekilde tanmlamas aadaki zelliklerine gre yaplabilir (McPhie ve di., 1993): ALTERASYON (1) DOKU (2) LTOFASYES TERM (3) BLEM (4)

rnein; serisitik, kuvars porfiri ieren iri taneli, akma bantl riyolit. Veya ; vesikler, az olivin ieren ince taneli, stunsal atlakl bazalt. Bileim, riyolit, andezit, dasit, bazalt v.b. Litofasiyes; masif, akma bantl, stunsal-dairesel- prizmatik atlakl v.b. Doku; porfiritik, ince taneli, cams, vesikler, vesiklsz v.b. Alterasyon; mineral bileimi (klorit, serisit, silika, pirit, karbonat, hematit v.b.) Dissemine, nodler, yersel v.b. Yukardakine benzer bir adlama volkaniklastik kayalar iin de yaplabilir: ALTERASYON (1) LTOFASYES TERM (2) BLEENLER (3) TANE BOYU (4)

rnein; kloritik-piritik, ok kaln tabakalanmal, volkanik litik bre Veya ; ince ardalanmal cam parasnca zengin amurta ve kristalce zengin kumta Tane boyu; amur/amurta, kum/kumta, konglomera veya bre. Bileenleri; kristal/kristalce zengin, litik/litike zengin v.b. (bkz. sf. 13) Litofasiyes; tabakalanma (masif, laminal,ok ince,ince, kaln,ok kaln tabakalanmal v.b.) derecelenme (normal, ters, simetrik v.b.) doku (tane destekli veya matriks destekli, kt/orta/iyi boylanmal v.b.) eklemlenme (bloklu, prizmatik, stunsal ve levhams) Alterasyon; mineral bileimi (klorit, serisit, silika, pirit, karbonat, hematit v.b.) Dissemine, nodler, yersel v.b. Lav/intrzif iin bileim, volkaniklastik kayalar iin ise tane boyu sabit olmak zere tanmlarken en az iki zellie gre tanmlamas yaplmaldr.RNEK OLARAK Lav ve intrzifler iin, Volkaniklastikler iin, Bloklu atlaklanmal riyolit, masif bazalt Kristalce zengin kumta; pmeks taneli bre nce taneli dasit (?) Laminal amurta; kt boylanmal masif bre Serisit-silika riyolit (?), klorit-epidot andezit Piritli kumta; kloritik bre

(2) + (1) (3) + (1) (4) + (1)

39

BLM. 6 EPKLASTK KAYALAR Volkanik pskrmeler, zellikle byk volkanlarn oluum tarihesi iinde, ok ksa bir zaman aralnda olur. Esas etki temele gre yksek bir engebe oluturarak daha sonra anma proseslerine maruz kalmas ile ortaya kar. Yksek rliyef oluturan piroklastik rnlerin daha sonra anma, tanma ve tekrardan kelme gibi normal epiklastik yzey proseslerine uramas doaldr. Epiklastik proseslerde hem karasal hem de denizel ortamda litosferin zerinde oluan krntl tortullarn uram olduu ayrma, anma, tanma ve kelme olaylar incelenmektedir. AINMA Volkanizmann pozitif toporafya rliyefi bir volkann aktif olduu sre ierisinde sahada erozyonun ok az veya hi etkili olmadn gstermektedir. Bir volkanizmann aktif olma sresi olduka deikendir. Bazaltik konilerde birka hafta ve ay arasnda, stratovolkanlar ile riyolitik volkanik merkezlerde ise bir milyon yl veya daha fazla olabilir. Bazaltik konilerin oluumu sresince pskrme devam etmektedir ve arada ok ksa bir durgunluk olur veya hi kesiklik olmaz. Ancak, stratovolkanlarda pskrmeler arasnda uzun bir sre kesiklik olur. Bu durgunluk boyunca normal yzey prosesleri ok aktif bir ekilde iler. Bu tip volkanizmada yzey proseslerinin gelitii sre pskrme sresinin ok zerindedir. Bu tip sahalarda volkanizma aktif iken erozyonun etkili bir proses olmad anlamna gelmez. Volkanik aktivite srasnda gelen malzeme ok byk miktarda olduu iin anma da byk oranlarda olacaktr. Bununla birlikte volkanik aktivitenin durmas ile yksek rliyefe sahip toporafyada anma jeolojik olarak ksa bir srede ilemeye balar. TAINMA Hem volkanik hem de volkanik olmayan sahalarda tortul tanmas tanelerin bamsz olarak hareket ettikleri tane akmas veya tortul paketindeki tanelerin ayn anda hareket ettii ktle akmas olmak zere iki temel yolla hareket eder. Tanelerin bamsz olduu tortul hareketinde taneler zerine gelen kuvvete gre tek bana hareket ederler. Ktle hareketinde ise tanelerin byk lde birlikte hareket etmesi nedeniyle tanelerin birbiri ile etkileimi ve arpma ok fazladr. Tane ve ktle hareketi olarak iki gruba ayrld gibi kendi ilerinde de gruplara ayrlabilir (Tablo. 9). SUALTI GRANLER YIIN AKMASI (TRBDT AKINTILARI) Trbidit akntlar asl yk halinde bulunan tanelerin arasndaki akkan trbulansnn byk lde yukar hareketi ile desteklenen tane akmasdr. Asl yk eklinde hareket edemeyecek kadaryoun olan taneler akntnn tabannda srklenme ile (taban yk, srama) tanrlar. Asl yk halindeki tortul etrafn saran akkandan daha youndur ve akma gravite ile devam etmektedir. Trbidit akntlaryla oluan tortullara trbiditler denir. Tane boyu ve konsantrasyonu trbidit akntlarnn davrann ve kelttikleri tortullarn zelliklerini byk lde etkiler ve yksek younluk/dk younluklu trbidit akntlar gibi farkl iki tr akntnn olumasna neden olur. Dk Younluklu Trbidit Akntlar Bu akntlar akkan trbulans ile desteklenen kil-orta kum boyu tanelerin baskn olduu nispeten dk konsantrasyonlu akntlardr. Tanmlanan dk younluklu trbidit akntlar yava hareket etmekte (10-50 cm/sn) ve kalnl birka metreden 800 mye kadar deiir. kelme akntnn yavalamas ile olur. Kaba ve youn taneler asl ykten ayrlarak masif ve zayf derecelenmeli dzeyleri oluturacak ekilde kelirler. Daha sonra40

Tablo 9. Tortul tanma proseslerinin snflamas Epiklastik 1. Ara maddeden bamsz tortul tanmas Tane Hareketi (a) tane serbest dmesi (b) tane srklenmesi Ktle Hareketi (c) Kaya dmesi (d) Kaymalar (e) (f) Tane akmas 2. Buzullarla tortul tanmas Tane Hareketi (a) Buz kaymas (b) Buzullar Ktle hareketi (c) Buzullar (d) srklenme 3. Suyla tortul tanmas Tane Hareketi (a) Srama (b) Asl yk (c) zelti olarak Ktle akmas (d) akarsu sel akmas, (e) sualt granler yn akmas (rnein, trbidit akntlar) (f) amur akmalar, debris flows (g) dme (h) toprak srklenmesi 4. Hava ile tortul tanmas Tane Hareketi (a) Srama (b) Asl yk Ktle hareketi (c) Hava ile hareket eden kaya En Yakn Volkanik Elenii

Kl dknts (air-fall)

nuees ardente, blok ve kl akmas (block and ash flows)

Laharlar

Trbulans kelleri Pskrme stunlar Pmeks, blok ve kl akmalar

kalan ince taneler srklenme ve asl yk etkisi ile apraz katmanlanmal ve laminal dzeyleri olu