bÖlÜm 3 ve plütonik etkinlik -...

BÖLÜM 3

1Prof.Dr. Kadir Dirik Ders Notları

Magmatik Kayaçlar ve Plütonik Etkinlik

MAGMA VE LAVIN ÖZELLİKLERİ İLE DAVRANIŞLARIMagma yüzeyin altındaki ergimiş kayaçtır; yüzeyde aynı malzeme lav adını alır. Başkahiçbir ayrım gerekmediğinden iki terim bize sadece ergimiş kayacın yerini gösterir.Magma, türediği magmadan daha az yoğun olduğunda yüzeye doğru hareket etmeeğilimindedir.

(Monroe&Wicander, 2005)


Yüzeye doğru hareket eden magma yaderinliklerde soğuyarak katılaşır ve derinlik/ sokulum / intrusiv magmatik kayaçlarıoluşturur. Yüzeye ulaşan magma ya lavakmaları olarak püskürür ya da atmosferepiroklastik malzemeler (Yunanca pyro,“ateş” ve klastos “kırık, parçalanmış”) olarakbilinen taneler biçiminde kuvvetle dışarıatılır.

Tüm magmatik kayaçlar magma kökenliolup oluşumları iki ayrı süreçle açıklanır.

(1) Magma ya da lav, mineraller oluşturacakbiçimde soğuyup kristallenir, ya da

(2) Volkanik kül gibi piroklastik malzemelerönceleri gevşek olan partiküllerdenpekişerek katı kütleler oluşturur.

Lav akıntısının soğuması ve piroklastik malzemelerin pekişmesiyle ortaya çıkan magmatik kayaçlar volkanik kayaçlar ya da püskürük magmatik kayaçlar olarak nitelenirken magmanın yüzeyin altında soğuyup kristalleştiğinde oluşan kayaçlar plütonik kayaçlar ya da sokulum magmatik kayaçlar olarak bilinir.


Magmanın BileşimiYerkabuğunda en bol bulunan mineraller silisyum, oksijen ve diğer elementlerdenoluşan silikatlardır. Sonuç olarak kabuktaki kayaçların ergimesi büyük ölçüdealüminyum, kalsiyum, sodyum, demir, magnezyum, potasyum ve az miktarlarda başkabirkaç elementi içeren çoğunlukla silis bakımından zengin magmalar ortaya çıkarır.Yer’in üst mantosunda büyük ölçüde ferromagnezyum silikatlardan oluşan kayaçlarınergimesi diğer bir magma kaynağıdır. Dolayısıyla bu kaynaktan gelen magma görecedaha az silisle daha çok demir ve magnezyum içerir.

Silis çoğu magmanın ilksel bileşenidir ama yine de silis içeriklerine göre magmalarfelsik, ortaç ve mafik olarak çeşitlenir. % 65 ten çok silisli felsik magma, silisçe zenginve önemli oranda sodyum, potasyum ve alüminyum ile az miktarda kalsiyum, demir vemagnezyum içerir. Tersine mafik magma % 52 den az silis içermekle birlikte oransalolarak kalsiyum, demir ve magnezyum içerir. Ortaç magma adından anlaşılacağı üzerefelsik ve mafik magma arasında bir geçiş bileşimine sahiptir.


Magma ve Lav Ne Kadar Sıcaktır?Lav akışına tanık olunsun ya daolunmasın lavın çok sıcak olduğuöngörülebilir. Ama ne kadar sıcaktır?Volkanik gazların atmosferletepkimeye girdiği Hawaii lav gölleriüzerinde 1350 °C lik bir sıcaklıkbelirlenmesine karşın püskürenlavların sıcaklığı genelde 1000 °C –1200 °C aralığındadır. Magmasıcaklıklarının doğrudan ölçümlerigerçekleştirilemediğinden magmadaha sıcak olmak durumundadır.Birçok sıcaklık ölçümü volkanlarınaz etkinlik gösterdiği ya da hiçetkinlik göstermediği yerlerde alınır,dolayısıyla sıcaklıkla ilgili en iyibilgiler Hawaii volkanlarındançıkanlar gibi mafik lav akmalarındangelir .


Felsik lav akmalı püskürmelertersine o kadar yaygın değildirve gerçekte silisçe zengin lavpüskürten volkanlar patlamalıolma eğiliminde olup bu yüzdengüvenle yaklaşılamaz. Bunarağmen lav domlarındaki bazıfelsik lav kütlelerinin sıcaklıklarıoptik pirometre adlı bir aletleuzaktan ölçülmüştür. Kuşkusuziç kısımları daha sıcak olsa bilebu domların yüzeyleri en fazla900 °C sıcaklıktadır

St. Helens Dağı 1980 de püskürdüğü zaman piroklastik akmalarda partikül maddeolarak felsik magma çıkarmıştır. İki hafta sonra bu akmaların sıcaklığı hala 300° C ile420°C arasındaydı. Magma ve lavın ısıyı bu denli iyi korumasının nedeni kayacın ısıyıçok zayıf iletmesidir. Bu nedenle kalın lav akmalarının iç kısımları aylar ya da yıllarcasıcak kalabildiği halde büyüklüklerine ve derinliklerine bağlı olarak plütonlar binlerce –milyonlarca yıl boyunca tümüyle soğuyamamaktad›r



Ağdalılık – Akmaya Karşı DirençTüm sıvılar ağdalılık ya da akmaya karşı direnç özelliğine sahiptir. Su gibi birçoksıvının ağdalılğı düşük, dolayısıyla oldukça akışkandır ve kolayca akar. Bunarağmen diğer sıvıların ağdalılığı o denli yüksektir ki çok daha yavaş akarlar. Her ikiside oldukça ağdalı olan soğuk motor yağı ve şurup güçlükle akarlar. Aynı sıvılarısıtıldığında ağdalılıkları çok daha düşer ve daha kolaylıkla akarlar. Bir başka deyişlesıcaklığın artmasıyla daha akışkan hale gelirler. Bu nedenle sıcaklığın magmanın velavın ağdalılığını denetlediğini tahmin edebilirsiniz ve bu çıkarım kısmen doğrudur.Kızgın magma ya da lavın soğuk magma ya da lava göre daha kolay hareketettiğini, ancak bu durumu ağdalılığın tek denetleyicisinin sıcaklık olmadığınıbelirterek genelleyebiliriz. Silis içeriği magma ve lavın ağdalılığını önemli ölçüdedenetler. Silis içeriğinin artmasıyla birlikte sayısız silis tetraedr örgüsü meydana gelirve akışın gerçekleşmesi için kuvvetli örgü bağlarının kopması gerektiğinden akışengellenir. % 45 –52 arasında silisli mafik magma ve lavlar daha az sayıda silistetraedr örgüsüne sahip ve sonuçta felsik magma ve lav akmalarından dahahareketlidir.


MAGMA NASIL ORTAYA ÇIKAR VE DEĞİŞİR?Bir katıdaki atomlar sürekli hareket halindedir ve katı olarak kalması için atomlarıbirbirine bağlayan kuvvetlerin hareket enerjisini geçmesi gerekir. Buna rağmen birkatı ısıtıldığında hareket enerjisi bağlanma kuvvetlerini geçer ve katı ergir. Ancak tümkatılar aynı sıcaklıkta ergimez. Magma ilk oluştuğunda eriyik kayaçtan daha azyoğun olduğundan yükselme eğilimindedir ve bir kısmı gerçekten de yüzeye çıkar.Magmanın yukarıya hareketliliği büyük ölçüde ağdalılılığına bağlıdır; akışkan mafikmagma yüzeyde ağdalı felsik magmadan daha yaygındır.

Magma 100 – 300 km derinliklerden gelse de büyük bölümü üst mantoda ya da altkabukta çok daha sığ derinliklerde oluşup magma odaları olarak bilinen haznelerdebirikir. Kabuğun ince olduğu yayılma sırtlarının altında magma odaları yalnızca birkaçkm derinlikte bulunurken yaklaşan levha sınırları boyunca magma odaları geneldeonlarca kilometre derinliktedir. Magma odasının hacmi katı litosferin içinde yeralanbirkaç ile yüzlerce km3 ergimiş kayaç arasında değişir. Bir kısmı yerkabuğundasoğuyup kristalleşerek çeşitli plütonları ortaya çıkarırken, diğer bir kısmı da yüzeyeçıkarak lav akmaları ya da piroklastik malzemeler şeklinde püskürmektedir.

Bowen Tepkime SerisiGeçen yüzyılın başlarında N. L. Bowen, mafik, ortaç ve felsik magmaların tümününana bir mafik magmadan geldiğini varsaymıştır. Bu bilim adamına göre minerallersoğuyan magmadan eşzamanlı olarak kristalleşmeyip öngörülebilir bir sıradakristalleşir.


Gözlemleri ve laboratuvar deneylerinin ışığında Bowen, ortaç ve felsik magmalarınmafik magmadan türediğini açıklamak amacıyla Bowen tepkime serisi adı verilen birmekanizma önermiştir.

Bowen tepkime serisi iki koldan oluşur: süreksiz ve sürekli kol. Magma sıcaklığıazaldıkça mineraller her iki kol boyunca eşzamanlı kristallenir.

Ferromagnezyen silikatlardan oluşan süreksiz kolda bir mineral bir diğerine bellisıcaklık aralıklarında dönüşür. Sıcaklık azaldıkça belli bir mineralin kristallenmeyebaşladığı sıcaklık aralığına erişilir. Önceden oluşmuş olan mineral serideki sonragelen minerali oluşturacak biçimde geride kalan sıvı magmayla (ergiyik) tepkimeyegirer. Örneğin olivin [(Mg, Fe)2 SiO4] ilk kristallenen ferromagnezyen silikattır. Magmasoğumaya devam ettikçe piroksenin duraylı olduğu sıcaklık aralığına erişir; olivin ilegeriye kalan eriyik arasında bir tepkime gerçekleşir ve piroksen oluşur. Soğumanındevamında piroksen ve ergiyik arasında benzer bir tepkime olur ve piroksen yapısıamfibol oluşturacak şekilde yeniden dizilir. Daha fazla soğuma amfibol ile ergiyikarasında bir tepkimeye neden olur ve ergiyik yapı ile biyotit mikanın örtü yapısınıoluşturarak yeniden dizilir. Anlatılan tepkimeler seride bir minerali diğerine dönüştürmeeğiliminde olmasına karşın tepkimeler her zaman tam olmaz. Örneğin olivintamamlanmayan bir tepkimeyle piroksene geçer. Magma yeterince hızlı soğursa ilkoluşan minerallerin eriyikle tepkimeye girecek zamanı olmayacak ve böylece süreksizkoldaki tüm ferromagnezyen silikatlar tek kayaçta olabilecektir. Her durumda biyotitminerali kristallendiği anda başlangıç magmasında bulunan tüm magnezyum ve demirtüketilmiştir.


Bowen tepkime serisi, magmanın sıcaklığı azaldıkça ferromagnezyen silikatlar dizilimininkristallendiği sürek-siz koldan ve sodyum miktarları-nın arttığı plajiyoklaz feldispatların kris-tallendiği sürekli koldan oluşur. İki kol boyunca kristal-lenme geliştikçe başlangıçtaki mafikMagmanın bileşimi-nin değiştiğine dikkat ediniz.



Ferromagnezyen olmayan silikatlardan plajiyoklaz feldispatlar, Bowen tepkimeserisinin sürekli kolunda yeralırlar. İlk önce kalsiyum bakımından zengin plajiyoklazkristalleşir. Magma soğumaya devam ettikçe kalsiyumca zengin plajiyoklaz ergiyikletepkimeye girer ve tüm kalsiyum ile sodyum tüketilinceye kadar yüzde olarak dahaçok sodyum içeren plajiyoklaz kristalleşir. Birçok durumda soğuma, kalsiyumaçısından zengin plajiyoklazın sodyum açısından zengin plajiyoklaza tamamendönüşemecek kadar çok hızlıdır. Bu koşullar altında oluşan zonlu plajiyoklaz,sodyum açısından giderek zenginleşen zonlarla çevrili kalsiyum açısından zengin birçekirdeğe sahiptir. Mineraller Bowen tepkime serisinin iki kolu boyunca eşzamanlıkristallendiğinde, ferromagnezyen silikatlarda kullanıldığından demir ve magnezyumseyrelirken plajiyoklaz feldispatlarda kalsiyum ve sodyum tüketilir. Bu noktada geridekalan magma potasyum, alüminyum ve silisyumca zenginleşerek bir potasyumfeldispat olan ortoklazı (KAlSi3O8) meydana getirir. Geriye kalan magma silisyum veoksijen (silis) açısından zenginleşerek kuvars (SiO2) mineralini oluşturur. Ortoklaz vekuvarsın kristallenmesi ortoklazın ergiyikle tepkimesinden ziyade serbest olarakoluştuklarından dolayı ferromagnezyen silikatlar ile plajiyoklaz feldispatlarnkristallenmesi gibi gerçek bir tepkime serisi değildir.


Hem derin hem de yüzeysel magma etkinliği uzaklaşan levha sınırlarında (yayılmasırtları) ve levhaların yittiği yakınlaşan levha sınırlarında gerçekleşir. Okyanusal kabukbüyük ölçüde denizaltı lav akmalarından soğuyan plütonlardaki koyu renkli magmatikkayaçlardan oluşur. Magma okyanusal levhanın bir başka okyanusal levhanın ya da buradagösterildiği gibi bir kıtasal levhanın altına daldığı yerlerde oluşur. Magmanın çoğu plütonlarımeydana getirirken bir kısmı püsküren volkanları oluşturur

Magmanın Levha Sınırlarında Oluşması



Yer’in sıcaklığının derinlikle arartması magmanın oluşumuyla ilgili yapabildiğimiz tektemel gözlemdir. Jeotermal gradyan adıyla bilinen bu sıcaklık artışı km. başınayaklaşık 25°C ortalamaya sahiptir. Bu nedenle derindeki kayaçlar kızgın sıcaklıktaolmakla birlikte basınç artışıyla ergime sıcaklıkları yükseldiğinden ötürü katı kalırlar.Bununla birlikte yayılma sırtlarının altında basınç azaldığından sıcaklık yer yer, enazından kısmen ergime sıcaklığını geçer. Bir başka deyişle sırtlardaki levhalarınayrılması muhtemelen derindeki kızgın kayaçlarda basıncı azaltıp ergimeyi başlatır.Ayrıca su, termal enerjinin minerallerdeki kimyasal bağları koparmasına yardımcıolduğundan suyun bulunması yayılma sırtlarının altında ergime sıcaklığına azaltır.

Magmanın Yayılma Sırtlarında Oluşması


Şekil 3.4Basınç ve suyun ergimeye etkileri. (a) Basınç azaldığında sıcaklık sabit kalsa bile ergime gerçekleşir. Siyah daire yüksek sıcaklıktaki kayacı gösteriyor. Aynı kayaç (açık daireli) daha düşük basınçta ergir. (b) Su olduğunda su kimyasal bağları kopartacak ek bir etken olduğundan ergime eğrisi sola doğru kayar. Bu nedenle su olduğunda kayaçlar daha düşük bir sıcaklıkta (yeşil ergime eğrisi) ergirler.



Manto sorguçları adlı yersel, silindir biçimli sıcak manto malzeme sorguçlarıyayılma sırtlarının altında yükselip tüm yönlerde yayılır. Kabuk ve üst mantodakiradyoaktif mineral konsantrasyonları bozuşup kayaları ergitmek ve böylecemagma oluşturmak için gereken ısıyı sağlar. Yayılma sırtlarının altında oluşanmagma hep mafiktir (% 45–52 silis). Bununla birlikte bu magmanın türediği üstmanto kayaçları büyük ölçüde ferromagnezyen silikatları ve daha az miktarlardaferromagnezyen olmayan silikatları içeren ultramafik (% 45 ten az silis) olaraknitelendirilir. Jeologlar mafik magmanın ultramafik kayaçtan nasıl ortayaçıktığını açıklamak için magmanın yalnızca kısmi ergiyen kaynak kayaçtanoluştuğunu ortaya atmıştır. Bu kısmi ergime olgusu kayaçtaki minerallerintamamı aynı sıcaklıkta ergimediğinden gerçekleşir. Bowen tepkimeserisindeki minerallerin ergime düzeni kristallenme düzeninin tersidir. Bunedenle kuvars, potasyum feldispat ve sodyumca zengin plajiyoklazdan oluşankayaçlar ferromagnezyen silikatlar ve kalsiyumlu plajiyoklazlardan oluşanlardandaha düşük sıcaklıklarda ergimeye başlarlar. Bu yüzden ultramafik kayaçergimeye başladığında ilk olarak silisçe en zengin mineraller ergir, daha sonrabunları daha az silis içeren mineraller izler. Böylece ergime tam olmadığındakaynak kayaçtan oranca daha çok silis içeren mafik magma meydana gelir. Bumafik magma oluştuğunda bir kısmı lav akmalarını oluşturacağı yüzeyeçıkarken bir kısmı da yüzeyin altında soğuyarak çeşitli plütonlar oluştururlar.


Okyanusal bir levhanın kıtasal bir levhanın altına ya da bir başka okyanusal levhanınaltına daldığı yerlerde üstteki levhanın ilerleyen kenarı yakınında volkanlar ve plüton-lardan oluşan bir kuşağın bulunuşu bir başka temel gözlemdir . O halde yitim ilemagmanın oluşumunun bir şekilde ilişkili olması gerekir. Bunun ötesinde bu yakınlaşanlevha sınırlarındaki magma çoğunlukla ortaç (% 53 – 65 silis) ya da felsik (% 65 tenbüyük) bileşimlidir.

Yitim Kuşakları ve Magmanın Oluşumu


Bir zamanlar magmanın yitim kuşaklarındaki oluşumunu ve bileşimini açıklamakamacıyla kısmi ergime olgusuna yönelmiştir. Yitmekte olan levha astenosfere indikçeen sonunda sıcaklığın, kısmi ergimeyi başlatacak ölçüde yüksek olduğu derinliğeerişir. Ek olarak, ıslak okyanusal kabuk, suyun olmadığı bir derinliğe iner ve suüzerindeki mantoya doğru çıktığında ergimeyi artırır ve magma oluşur. Yayılma sırtla-rındaki ultramafik kayacın kısmi ergimesi mafik magma çıkarmaktadır. Benzer biçimdeokyanusal kabuğun mafik kayaçlarının kısmi ergimesi her ikisi de kaynak kayaçtansilis bakımından daha zengin olan ortaç (% 53 – 65 silis) ve felsik (% 65 ten çok silis)magmalar üretir. Ayrıca, silis bakımından zengin çökellerin bir kısmı ve kıta kenarlarının çökel kayaçları dalan levhayla aşağıya doğru taşınıp magmaya silislerini getirir. Vede alt kıta kabuğu boyunca yükselen mafik magma, bileşimini değiştiren silisaçısından zengin malzemelerle kirlenir.

Magma Bileşimini Değiştiren SüreçlerMagma oluştuğundaki bileşimi, minerallerin kristallenmesi ve yerçekimsel oturması ilefiziksel ayrımını kapsayan kristal çökmesi ile değişebilir. Bowen tepkime serisininsüreksiz kolunda ilk oluşan ferromagnezyen silikatı olan olivin geriye kalanmagmanınkinden daha büyük bir yoğunluğa sahiptir ve bu yüzden ergiyikte çökmeeğilimindedir. Bu nedenle geriye kalan ergiyik, demir ve magnezyumu içerenmineraller kristallendiğinde, bu elementler ortadan kalktığından, silis, sodyum vepotasyum açısından görece zenginleşir.


Magmalarda kristal çökmesi gerçekleşmesine karşın bunu çok daha fazla felsik magmaortaya çıkaran bir ölçekte yapamaz. Sil (Kalın, tabakamsı, magmatik sokulum) gibi bazımagmatik kütlelerde tepkime serisinde ilk oluşan mineraller gerçekte konsantrehaldedir. Bu kütlelerin alt kısımları daha az mafik olan üstteki kısımlardan daha çokolivin ve piroksen içerir. Kristal çökmesi bu kütlelerde başlangıçtaki mafik magmadandaha az felsik magma çıkarır.

Kristal çökmesini gösteren diyagramlar


Mafik okyanus kabuğu ile kıta kenarlarının silis açısından zengin çökellerinin yitimsırasında kısmi ergimesi ile kaynak kayaçtan silisçe daha zengin olan magmaortaya çıkar. Bundan başka kıtasal kabuk boyunca yükselen magma bazı felsikmalzemeleri içine alarak silisçe zenginleşir. Magmanın bileşimi magmanınönceden var olan yan kayaçla tepkimeye girdiği bir süreç olanözümseme/asimilasyon ile de değişir. Volkanik bir kanalın ya da magmaodasının duvarları 1300 °C yi aşan sıcaklıklara ulaşan komşu magma tarafındanısıtılır.



Bu şekilde bu kayaçların bir kısmı ergime sıcaklıklarının magmanın ergimesıcaklığından daha düşük olması şartıyla kısmen ya da tümüyle ergir. Magmatikkayaçlarda tümüyle ergimemiş kayaç parçaları olan kapanımların bolca bulunmasıözümsemenin gerçekleştiğini kanıtlar. Magma önceden var olan çatlaklardan geçtikçeyan kayaçtan birçok kapanım da içine kamalanır. Mafik magmadan önemli oranda felsikmagma ortaya çıkması tek başına ne kristal çökmesi ne de özümseme ile açıklanamaz.Her iki süreç aynı zamandaişlerlik gösterdiğinde tek birsürecin tek başınaetkilediğinden daha büyükdeğişimlere yol açabilir. Biryanardağın farklı bileşimlerlelav püskürmesi magmalarında farklı bileşimlerdeolduğunu gösterir. Yüzeyeçıkan mafik magma yaklaşıkaynı hacimde felsik magmaylakarışarak daha ortaçbileşimde bir magma oluşur.Bu olaya Magma Karışmasıadı verilir.

Magma karışması. İki magma karışır ve ortaya ana magmaların her ikisinden de farklı bileşimde bir magma çıkarır. Bu durumda yeni magma ortaç bileşimlidir.



MAGMATİK KAYAÇLAR – ÖZELLİKLERİ VE SINIFLANDIRMAMagmatik Kayaç DokularıDoku terimi magmatik kayaçları meydana getiren mineral tanelerinin büyüklüğü,şekli ve dizilimlerini ele alır. Büyüklük, daha doğrusu mineral kristal büyüklüğümagma ya da lavın soğuma geçmişine bağlı olduğu ve genelde magmatik bir kayacınderinlik ya da yüzey kayacı olduğunu göstermesi açısından en önemli olanıdır. Magmave lavdaki atomlar sürekli hareket halinde olmakla birlikte soğuma başladığında bazıatomlar bağlanarak küçük çekirdekler oluştururlar. Bu çekirdeklere sıvının diğeratomları da bağlanınca düzenli bir geometrik dizilime kavuşan çekirdekler kristallimineral tanelerine dönüşür. Sonunda bu taneler bağımsız magmatik kayaçlarıoluşturacaktır. Lav akmalarında olduğu gibi hızlı soğumada mineral çekirdeklerininoluşma hızı büyüme hızını aşar ve böylece çok sayıda küçük mineral taneli bir yığışımoluşur. Sonuçta ince taneli ya da minerallerin büyütme olmaksızın görülemeyeceğikadar küçük olduğu afanitik doku meydana gelir. Yavaş soğumada büyüme hızıçekirdek oluflum hızını aşarak görece büyük mineral tanelerinin oluştuğu kaba taneliya da minerallerin açıkça görülebildiği faneritik doku ortaya çıkar. Afanitik dokularçoğunlukla yüzeysel kökeni gösterirken faneritik dokulu kayaçlar genelliklesokulumdur. Aynı kayaçta belirgin biçimde farklı büyüklüklere sahip minerallerinbulunduğu porfirik doku, magmatik kayaçlarda yaygın bir başka dokudur. Dahabüyük kristaller fenokristalleri, daha küçük olanlar (fenokristaller arasındaki taneler)hamuru oluşturur .


Hamur afanitik ya da faneritik olabilir; Porfirik doku olabilmesi için kayaçtakifenokristallerin hamurdaki minerallerden çok daha büyük olması gerekir. Porfirikdokulu magmatik kayaçlar bazalt porfirde olduğu gibi porfir adını alır. Bu kayaçlarınörneğin magmanın yüzeyde püskürme ve hızlı soğumasıyla izlenen yüzey altındakısmen soğumasını içeren faneritik ya da afanitik dokulu olanlardan daha karmaşıksoğuma geçmişleri vardır. Lav o denli hızla soğur ki içindeki atomların minerallerindüzenli, üç boyutlu çatılarda dizilimini gerçekleştirmesi için zamanı kalmaz. Sonuçtaobsidiyen gibi doğal cam oluşur. Jeologlar camsı dokulu obsidiyeni, minerallerdenoluşmadığı halde magmatik kayaç olarak sınıflarlar. Bazı magmalar büyükmiktarlarda su buharı ve diğer gazları barındırır. Bu gazlar kabarcık olarak bilinensayısız küçük delik ya da boşluk halinde soğuyan lav içinde tutulur; kabarcıklıbazaltta olduğu gibi çok kabarcıklı kayaçlara kabarcıklı denilir. Piroklastik ya daparçalı doku, patlamalı volkanik etkinlikle oluşan magmatik kayaçları gösterir.Örneğin atmosferde yükseklere çıkan kül sonuçta birikeceği yüzeye çöker; pekişmişise, piroklastik magmatik kayaçları oluşturur.


Şekil 3.8Çeşitli magmatik kayaç dokuları. Doku, magmatik kayaçları sınıflandırmada kullanılan bir ölçüttür. (a, b) Lav akmalarındaki gibi hızlı soğuma sonucunda birçok küçük mineral ve afanitik (ince taneli) bir doku meydana gelir. (c, d) Plütonlarda daha yavaş soğuma faneritik bir doku ortaya çıkarır. (e, f) Bu porf irik dokular karmaşık bir soğuma geçmişini gösterir. (g) Magma mineral kristallerinin oluşamayacağı ölçüde hızla soğuduğunda Camsı dokulu obsidiyen oluşur.. (h) Lavdaki gazlar genişleyerek kabarcıklı bir doku ortaya çıkarır. (i) Parçalı dokulu bir magmatik kayacın mikroskop görüntüsü. 2 mm.ye kadar çıkan renksiz, köşeli nesneler volkanik cam parçalarıdır



Fanaritik doku İnce taneli fanaritik doku

Afanitik doku Kabarcıklı afanitik doku(Humblin&Howard, 1986)


Porfiritik-fanaritik doku Porfiritik-fanaritik doku

Porfiritik-afanitik doku Porfiritik-afanitik doku(Humblin&Howard, 1986)


Camsı doku Obsidiyen

Piroklastik doku Piroklastik doku(Humblin&Howard, 1986)


Magmatik Kayaçların BileşimiTıpkı oluştukları magma gibi magmatik kayaçların çoğu mafik (% 45 – 52 silis),ortaç (% 53 – 65 silis) ya da felsik (% 65 ten çok silis) olarak nitelendirilir.Ultramafik olarak anılan birkaçı (%45’ten az silis) muhtemelen mafik magmadantüremiştir. Ana magma magmatik kayaçların mineral bileşimini belirlemede önemlibir rol oynamakla birlikte bileşimi kristal çökmesi, özümseme, magma karışması veminerallerin kristallenme sırası sonucunda değişebilmesinden dolayı, aynımagmanın değişik magmatik kayaçları ortaya çıkarması olasıdır.

Magmatik Kayaçların SınıflandırılmasıMagmatik kayaçların sınıflandırılmasında genelde doku, bileşim ve renktenyararlanılır. Bazalt ve gabro, andezit ve diyorit, riyolit ve granitin bileşimleri(mineralojik) eşdeğerdir, oysa bazalt, andezit ve riyolit afanitik ve çok yaygın yüzeykayaçları olduğu halde gabro, diyorit ve granitin derinlik kökenini gösteren faneritikdokuları vardır. Her çiftin yüzey ve derinlik üyeleri genellikle dokuyla ayrılabildiğihalde birçok sığ sokulum kayacının yüzeysel magmatik kayaçlarınkinden kolaycaayrılamayan dokular› vardır. Bir başka deyişle tümü dokusal bir bütünlükte yer alır.


Magmatik kayaçların sınıflandırılması.



Granit

Porfiritik granit

Riyolit

Andezit

(Humblin&Howard, 1986)


Diyorit Porfiritik andezit

Porfiritik bazaltBazalt

(Humblin&Howard, 1986)


PeridotitGabro

Obsidiyen Peridotit(Humblin&Howard, 1986)


Pumis Tüf

Tüf(Humblin&Howard, 1986)


PLUTONLAR – OZELLİKLERİ VE OLUŞUMLARIMagma, kabuğun içinde soğuyup kristalleştiğinde plüton adıyla bilinen sokulumlumagmatik kütleler oluşur. Bu yüzden plütonlar sadece aşınmayla yüzeye çıktıklarındagözlenebilir. Plütonları oluşturacak biçimde soğuyan magma sıklıkla etkin volkanizmaalanları da olan uzaklaşan ve yakınlaşan levha sınırlarında yerleşir.

Plütonlar geometrik olarak kütlesel (düzensiz), levhasal, silindirik ya da mantar biçimlidir. Plütonlar ya komşu kayacın tabakalanmasına paralellik gösteren sınırlara sahipkonkordan, ya da komşu kayacın tabakalanmasınıboyuna kesen sınırlara sahip diskordandır.



Lacolit Aşınmış lacolit

Volkan boynu Dayk ve gerideki volkan boynu



Sütunsal eklemli aşınmış lakolit

Batolitler ve StoklarTüm plütonların en büyüğü olan batolit en az 100 km2 lik yüzey alanına ve birçoğu çok daha büyük alana sahip sokulum kütleleri olarak tanımlanır. Aksine stok benzerolsa da 100 km2’den küçük plutonik kütleleri kapsar.



Batolit yerleşimi. Güçlü sokulum. Magma yükseldikçe yana doğru omuz verir ve yan kayacı deforme eder.

Bir batolitin stoping ile yerleşmesi. (a) Magma yan kayaçtaki tabakalararasında bulunan kırıklara ve düzlemlere sokulur. (b) Yan kayacın bloklarıkoparak magmayla çevrilir ve bu sayede yukarı çıkan magmaya yer açılır. İçtekalan bazı bloklar özümsenirken, bazıları da kapanım olarak kalırlar.

BATOLİTLER YERKABUĞUNA NASIL SOKULUM YAPAR?


bÖlÜm 3 ve plütonik etkinlik -...

Documents