T.C. DOKUZ EYLÜL ÜNİVERSİTESİ

MÜHENDİSLİK FAKÜLTESİ JEOLOJİ MÜHENDİSLİĞİ BÖLÜMÜ

VOLKANİKLASTİK KAYAÇLAR

Oluşumu, Genel Özellikleri ve Sınıflaması

Prof.Dr. Cahit HELVACI Araş.Gör. Fuat ERKÜL

Nisan-2001 İZMİR

i

İÇİNDEKİLER

ÖNSÖZ

BÖLÜM. 1 1

VOLKANİK FASİYES 1

GİRİŞ 1

FASİYES KAVRAMI 1

FASİYESİN BELİRLENMESİ VE ANALİZİ 2 Geometri 2 Litoloji 3 Tortullaşma Yapıları (Sedimentary Structures) 6 Paleo-akıntılar ve tortul hareket izleri 7 Fosiller 7

BÖLÜM. 2 8

MAGMANIN FİZİKSEL ÖZELLİKLERİ 8

BÖLÜM. 3 12

PİROKLASTİK KIRINTILAR 12

GENEL BİLEŞENLERİ 12

VİTRİK PARÇALAR VE PİROJENİK KRİSTALLER 15 Cam Parçaları (Glass Shards) 15 Vesiküllenme ile Oluşan Cam Parçaları 15 Pümeks 17 Pirojenik Mineraller 19 Minerallerin ve Kırıntıların yüzey Dokuları 19

BÖLÜM. 4 21

PİROKLASTİK ÇÖKELLER 21

PİROKLASTİK DÖKÜNTÜ (FALL) ÇÖKELLERİ 21

PİROKLASTİK AKMA (FLOW) ÇÖKELLERİ 21 Bileşim 24 Doku 25 Tane derecelenmesi 26 Kristal ve litik ayrımlaşması 26 Piroklastik akıntıların oluşum şekilleri 26

İGNİMBRİTLER 30 Püskürme serisi ve Sütun çökmesi 30 İgnimbritlerin Kaynaşması ve Sıkılaşması 31

PİROKLASTİK TÜRBULANS (SURGE) ÇÖKELLERİ 32

ii

(1)“Phreatomagmatic” (su/magma girişimi) ve “phreatic” (buhar etkisi) püskürmeler ile oluşan türbulans çökelleri 32 (2) Akıntılarla ilişkili türbulans çökelleri 33 (3)Döküntü çökelleri ile ilişkili türbulans çökelleri: 33

BÖLÜM. 5 35

VOLKANİKLASTİK KAYAÇLARIN SINIFLAMASI 35

GİRİŞ 35

PİROKLASTİK KAYAÇLARIN SINIFLAMASI 36

VOLKANİKLASTİK KAYAÇLARIN LİTOLOJİK OLARAK TANIMLANMASI 37 Dokusal 38 Bileşimsel 38

OTOBREŞLEŞMİŞ VOLKANİKLASTİK KAYAÇLARIN ADLANMASI 38

BÖLÜM. 6 40

EPİKLASTİK KAYAÇLAR 40

AŞINMA 40

TAŞINMA 40

SUALTI GRANÜLER YIĞIN AKMASI (TÜRBİDİT AKINTILARI) 40 Düşük Yoğunluklu Türbidit Akıntıları 40 Yüksek Yoğunluklu Türbidit Akıntıları 42 Volkaniklastik Türbiditler 42

LAHAR 43 Yayılım ve Kalınlık 44 Laharların Taban Dokanağı 44 Tane Boyu Dağılımı 45 Vesiküller 45 Derecelenme 46 Doku 46 Laharların Diğer Kaba Taneli Çökellerle Karşılaştırılması 47 Köken 47

BÖLÜM. 7 50

LAVLAR VE LAVLARDAN TÜREYEN VOLKANİKLASTİK KAYAÇLAR 50

GİRİŞ 50 Yastık Lavlar 51 Yastık Lav Breşleri (Pillow Breccia) 53 Hyaloklastitler 54 İnce Taneli Hyaloklastitler 56 Otobreş 56 Peperit 56

SUALTI BAZALTİK LAV AKINTILARI 57

SUALTI SİLİSİK LAV AKINTILARI, DOMLAR VE VOLKANİZMA İLE BİRLİKTE GELİŞEN İNTRÜZYONLAR 58

iii

KARASAL SİLİSİK LAV AKINTILARI VE DOMLAR 58

KARASAL BAZALTİK LAV AKINTILARI 61

BÖLÜM. 8 62

TÜRKİYE’DEKİ GENÇ VOLKANİZMA 62

DOĞU ANADOLU’DA KUVATERNER VOLKANİZMASI VE JEOLOJİSİ 62 GİRİŞ 62 NEMRUT 63 SÜPHAN 68 TENDÜREK 71 AĞRI DAĞI 75 DOĞU ANADOLU VOLKANLARININ GELİŞİMİ - ÖZET 80

EK- I VOLKANİKLASTİK KAYAÇLARIN TANE BOYU VE DOKUSAL SINIFLAMALARI, OLASI KÖKENLERİ VE BELİRGİN ÖZELLİKLERİ 82 EK- II VOLKANİK TERİMLERİN KISA TANIMLAMALARI 87 KAYNAKÇA 90

1

BÖLÜM. 1 VOLKANİK FASİYES

GİRİŞ Volkanik sahalar, diğer yüzey koşullarında oluşan kayaçlara göre kaya tipi olarak daha büyük çeşitlilik göstermektedir. 1960'lı yıllara kadar volkanoloji üzerine yapılan çalışmalarda esas olarak kayaçların mineralojik ve jeokimyasal özellikleri ile magma kökeninin belirlenmesine ağırlık verilmiştir. Daha sonraki yıllarda ise kaya tiplerinin ve oluşum biçimleri üzerine yapılan çalışmalar artmıştır. Volkanik bölgelerdeki patlamalı volkanizma sonucu oluşan ve lavların da dahil olduğu volkanik kaya tipleri genel olarak dört bölüme ayrılır: (1) lav akıntıları, (2) piroklastikler, (3) otoklastik (autoclastic) çökeller, (4) tekrardan işlenmiş ve çökelmiş volkanik tortullar veya epiklastikler. Lavlar, magmanın kimyasal ve fiziksel özelliklerine bağlı olarak değişik morfoloji, geometri, hareketlilik, iç yapı ve akma davranışı gösterirler. Eski çalışmalarda kırıntılı volkanik kayaçların, özellikle piroklastiklerin, sadece patlamalı bir volkanizma sonucu oluştuğu düşünülürken, son çalışmalarda daha farklı kökene sahip olabilecekleri anlaşılmıştır. Örneğin, otoklastik kayaçlar patlamaya bağlı olarak oluşmamakta, su dokanağında ani soğumayla parçalanma veya lavın akması sırasında breşleşme sonucu gelişmektedir. Volkanik sahalardaki diğer önemli oluşumlar da çok büyük miktarlardaki epiklastik veya tortul kökenli volkanik kayaçlardır. Tüm kırıntılı volkanik kayaçlar oluşum şekillerine (veya kökenlerine) bakılmaksızın "volkaniklastik kayaçlar" olarak adlandırılırlar. Volkaniklastik kayaçlar lavlardan çok daha yaygın ve hacim olarak daha fazla olmaları nedeniyle paleo-ortamı çok daha fazla temsil eden özelliklere sahiptir. Volkanik kayaçların çok fazla çeşitlilik göstermeleri nedeniyle, bunların stratigrafik özellikleri ve değişik kaya tiplerinin ortaya konulabilmesi için büyük ölçüde sedimentolojiden faydalanılmaktadır. Fasiyeslerin oluşumu, tortullaşma ve volkanizma birlikteliği büyük ölçüde iki faktörden etkilenmektedir: (1) çökelim ortamına çok hızlı bir şekilde volkanojenik malzeme getiren aktif bir volkanizma, (2) akma sonucu ortaya çıkan yanal değişimler. Birçok araştırıcı püskürme sırasında büyük hacimli piroklastik ve hidroklastik yığınların diğer epiklastik tortullara göre çok daha hızlı yerleştiğini kabul etmektedir (Kuenzi ve diğ. 1979; Vessel ve Davies, 1981; Balance, 1988; Houghton ve Landis, 1989).

FASİYES KAVRAMI Farklı kayaç tipleri el örneği veya ince kesitte dokusal ve mineralojik farklılıklarıyla ayırt edilmektedir. Arazide yüzlekte gözlenen kayaçların fiziksel görünümleri ile de ayrım yapılabilir. Kayaçlarda gözlenen normal ve çapraz tabakalanma, tane derecelenmesi, düzeylerin ardalanması (interbedding) gibi özellikler oluştukları ortam (topoğrafya, iklim koşulları, egemen kimyasal koşullar) ve stratigrafik geçmişleri (taşınma/çökelme, malzeme birikim miktarı) hakkında bilgi verebilirler. "Fasiyes", yüzlekte belirgin kaya toplulukları ve ayırt edilebilen seviyeler için kullanılmaktadır. Fasiyes terimi genelde sedimentolojiyle ilgili bir terim olmasına karşın volkanik kaya toplulukları için de uygulanabilmektedir. Bir fasiyese ait kayaçların diğer fasiyeslerden farklı ayırt edici özelliklere sahip olması gerekir. Bu farklılıklar bileşim, doku, tortul yapıları veya fosil varlığı olabilir.

2

Bir fasiyes her ölçekte tanımlanabilir. Bölgesel ölçekte grup, formasyon veya üyeler, diğer grup, formasyon ve üyelerden litolojik özellikleri farklı olması nedeniyle bir fasiyes olarak kabul edilmektedir. Daha yerel olarak bir yüzlek ölçeğinde temelde uniform, tek tabaka düzeyinde ve her ikisinin olduğu birkaç tabaka aralığında fasiyes tayin edilebilir. Stratigrafik toplulukta fasiyeslerin ayırt edilmesi için kabul edilen detay derecesi, büyük ölçüde çalışmanın amacına, elde edilen bilgiye ve kayaçların anlaşılma düzeyine bağlıdır. Kayaçlar farklı fasiyese sahip olsalar bile aynı çökelme veya püskürme olayının bir parçası olabilirler. Örneğin bir ignimbrit, içerisinde birkaç fasiyes içerebilir.

FASİYESİN BELİRLENMESİ VE ANALİZİ Bir fasiyesin kökensel özellikleri her zaman çok belirgin olmayabilir. Bu nedenle fasiyes tayininin ilk aşamasında kökensel fasiyes adlamasından (örn. İgnimbrit, aglomera ve tüf) mümkün olduğunca kaçınılmalıdır (Wright, 1978). "Riyolitik, hamur destekli breş fasiyesi" gibi bir tanımlama başlangıçta tercih edilmelidir. Fasiyesin belirlenmesi ve analizi için gereken birkaç yaklaşım Selley (1978) tarafından önerilmektedir. Selley (1978) çalışmasında fasiyesin ayırt edilmesi için kullanılan beş özellik şöyledir:

• Geometri • Litoloji • Tortullaşma yapıları (sedimentary structures) • Paleo-akıntılar ve tortul hareket izleri • Fosiller

Geometri Geometri, bir fasiyesin ve buna bağlı tabakaların üç boyutlu şeklini (kalınlık dahil) ifade etmektedir. Bir fasiyesin korunan geometrisi dört şekilde kontrol edilmektedir: (1) çökelim öncesi var olan yüzey röliyefi, (2) çökelen malzemenin hacmi ve topoğrafya ile ilişkisi, (3) taşınma ve çökelme aracılarının (agent) fiziksel özellikleri, (4) çökelim sonrası aşınma ve (5) sonradan gelişen deformasyon. Yüzey rölyefi, aşınma ve çökelme arasındaki denge ile kontrol edilmektedir. Yüksek ve alçak kesimler arasındaki yükselti farkı arttıkça yüksek olan kısımlar daha fazla aşınmaya eğilimlidir. Aşınma vadi, kanyon, sırt ve plato şeklindeki morfolojiyi oluşturmaktadır. Aşınmanın etkisinin az olduğu yerlerde çökelimin sonucu olarak topoğrafik yükseltiler azalır ve gelen malzeme ile doldurulur. Bunun dışında çökelimle eş zamanlı gelişen tektonik hareketlerden röliyef etkilenmektedir. Yüksek röliyef oluşturarak yerleşen viskoz lavlar da topoğrafyayı etkilemektedir. Çökelen malzemenin hacmi ve topoğrafya ile ilişkisinde, malzeme hacmi çökeldiği topoğrafik röliyefe göre karşılaştırıldığında az miktarda ise bu malzeme tümüyle topoğrafik çöküntü alanı içerisinde kalacaktır (Şekil. 1). Bunun tersi durumda, topoğrafik çukurların hacminden fazla bir malzeme gelimi varsa çukur alanlar tümüyle dolacak ve büyük kalınlık farkları yaratacaktır (örn. yığın akmaları "debris flow" ve piroklastik akma). Taşınma ve çökelme aracılarında ise, dikkate alınması gereken esas konu yerleşen malzemenin hareket biçimidir. Örneğin, topoğrafya izin verdiği sürece düşük viskoziteli bir malzeme hareketi, ince düzeyler şeklinde geniş alanlara yayılımına imkan vermektedir. Yüksek viskoziteli bir malzeme ise daha az bir yayılım göstermekle birlikte daha yüksek röliyefli bir topoğrafyayı oluşturacaktır.

3

Şekil 1. Vadi, kanyon gibi topoğrafik çukurluklar ile püskürme veya çökelme sırasındaki bu çukurluklara yerleşen malzemenin hacmi arasındaki muhtemel ilişki. (a) küçük hacimli "debris flow" yığın akıntısı çökelleri topoğrafik çukurluğun altında kalın ve düzensiz bir istif oluşturmaktadır. (b) yığın akıntısı "debris flow" çökellerinin hacmi vadi tarafından sınırlanamayacak kadar büyüktür. Çökeller çok değişik kalınlıklara sahiptir.

Çökelim sonrası aşınmada, volkanik sahaların büyük bir çoğunluğunda gravite, su, buz ve rüzgar gibi etkilere maruz kalan, nispeten yüksek eğimli yamaçlar bulunmaktadır. Bu nedenle volkanizma aktifken yerleşen birçok fasiyes (lavlar, piroklastik akma veya döküntü"fall" çökelleri), ilksel geometrilerini hızlı gelişen epiklastik prosesler bozarak tekrardan çökelen volkaniklastik düzeyleri oluştururlar (Şekil 2). Deformasyonun bir fasiyesin geometrisi üzerindeki etkisi önemlidir. Bu deformasyon aşırı gerilmeden basit blok faylanmasına kadar değişebilir. Daha sonraki aşamalarda kayacı zayıflatan hidrotermal alterasyon belirgin olabilir.

Litoloji Diğer volkanik kökenli olmayan tortul kayaçlara ait tüm litolojik özellikler tortulun kaynağı ve kökeni hakkında bilgi verebilir. Örneğin, belirgin fiziksel bileşenler (fosil parçaları, oolitler ve litik kırıntılar) çökelme koşulları için önemli veriler olabilir. Benzer şekilde, volkanik kayaçlarda da ilksel volkanik fasiyese ait litolojik özellikler (cam parçaları, lapilli) volkaniklerin kökeninin anlaşılmasında önem taşımaktadır. Bu yapılar ve bileşenlere hem eski hem de güncel volkanik kayaçlarda yorumlanmaları açısından gerek

4

duyulmaktadır. Ancak bu yapılar eski volkanik kayaçlarda taşlaşma, tektonik ve metamorfizma gibi etmenler nedeniyle güncel olanlara oranla çok daha zor ayırt edilmektedir. Litoloji kayacın üç özelliği ile kontrol edilir: • Fiziksel öğeler • Bileşim • Doku Fiziksel Öğeler Volkanik kayaçlar değişen miktarlarda lav akıntıları, parçalı ve kırıntılı kayaçlardan meydana gelmektedir. Lavların içerisindeki esas bileşenler, kristal veya fenokristal, mikrolitler, volkanik cam (matriksi oluşturan), gaz boşlukları ve ksenolitler (yan kayaçtan gelen) dir. Kırıntılı volkanik kayaçlar ise magmatik kaya parçaları, yabancı litik kırıntılar ve kristallerden yapılıdır. Magmatik kaya kırıntıları yoğun lav ile pümeks ve curuf "scoria" arasında değişir. Camsı veya kısmen kristalleşmiştir. Kaya parçaları, ilksel volkanik püskürme sırasında veya püskürme sonrası yüzey koşullarına maruz kalması sonucu oluşmaktadır. İlksel volkanik kayaçlar oluşumlarının ardından yüzey koşullarında aşınarak tekrardan çökelirler. Genel olarak, "volkaniklastik" terimi, kökeni ne olursa olsun, bileşen olarak volkanik kırıntılar veya parçalar içeren kayaçları içine almaktadır. Ancak, "piroklastik" terimi kayacın doğrudan patlamalı bir püskürme sonucu parçalanan kayaçlara ait kırıntıları tanımlamaktadır. "Epiklastik" terimi ise, daha önceden oluşmuş volkaniklastik kayaçların (parçalanmış ve/veya çökelmiş), aşınma ve ayrışmanın olduğu normal yüzey koşullarında çökeldiğini ifade eder. Bu nedenle "epiklastik" terimi ilksel prosesler sonrası oluşmuş volkanik kayaçların yüzey proseslerine maruz kalarak parçalanması ve tekrardan çökelim olayını (ayrışma, fiziksel abrazyon ve gravite kayması) kapsamaktadır. Bununla birlikte epiklastik kayaçlar ilksel volkanik yerleşime ait çökeller içerebilir (cam parçaları ve pümeks gibi). Bu ilksel kırıntılar çamur akması, akarsu ve türbidit akmaları yoluyla ilk püskürme noktasından çok uzaklara taşınabilir. Bileşim Bileşim, bir volkanik kayacın piroklastik, lav veya volkaniklastik olup olmadığına bakılmaksızın belirlenen jeokimyasal, mineralojik ve petrolojik özelliklerini ifade eder. Kayacın en son bileşimi geçirdiği kimyasal ve fiziksel değişimler nedeniyle oldukça karışmış olabilir. Bu değişimler püskürme öncesi, sırasında ve sonrasında hem kimyasal hem de fiziksel olarak gerçekleşir. Fiziksel değişimler, püskürme sonrasında kayacın mineral bileşiminin ayrımlaşması ile olur (örneğin, camsı küllerin kristallerden ve litik kırıntılardan ayrılması). En son aşamada gelişen hidrotermal aktivite ve eski volkanik serilerdeki diyajenez, ayrışma ve metamorfizma kayaçların kimyasını değiştirebilir. Doku Doku terimi bir kayacın bileşenlerinin fiziksel özelliklerini ifade eder. Kırıntılı bir kayacın dokusu kaynaktan gelen özellikleri, parçalanma biçimi ve taşınma öncesi /sonrası geçmişi hakkında bilgi verir. Bir kayacın dokusal özellikleri tane boyu, yuvarlaklık, boylanma ve tanelerin dizilim şekli ile belirlenir.

5

Şekil 2. Fasiyes ilişkileri ve korunan çökelim geometrisi üzerindeki aşınma etkisinin şematik gösterimi. fasiyeslerin düzensiz ve kesikli olması nedeniyle korelasyonun yapılması çok güçtür.

Tane boyu, yüzlekte ilk dikkat çeken özelliktir. Kırıntılı agregatlara ait tanelerin özellikleri parçalanma tipi, taşınma/çökelme kapasitesi ve uğradığı fiziksel işlenme derecesinin bir yansımasıdır. Bu etkiler hem piroklastik hem de epiklastik çökellerde görülebilir. Piroklastik veya epiklastik çökellerde kırıntılı çökellerin tane boyu kaynağa veya püskürme noktasına olan uzaklığı temsil etmez. Büyük bloklar (metrelerce çapta) piroklastik akıntılar, çamur akmaları veya buzullar ile onlarca kilometre uzağa taşınabilir. Bu taşınma şekillerinden hiçbiri özel bir yuvaklaklaşma veya işlenme izi göstermez. Aynı şekilde baca kenarında da ince taneli kül ve piroklastik akıntılar patlama ile kırıklanmanın çok etkili olduğu durumda çökelebilirler. Boylanma, taneleri taşıyan aracının (su, rüzgar, çamur ve gaz gibi) aynı hidrolik özellikteki taneleri bir araya getirme veya farklı özellikteki taneleri birbirinden ayırma derecesini göstermektedir. Tanelerin hidrolik davranışını etkileyen etmenler tane yoğunluğu, ağırlığı ve şeklidir. Çoğu epiklastik veya karasal tortullarda taneler (mineral veya kaya kırıntısı), eşit yoğunluk ve tane boyuna sahiptir. Ancak, farklı şekil, yoğunluk ve ağırlıktaki tanelerin oluşturduğu tortullar karıştığında iyi gelişmiş tane boylanması imkansızlaşır. Örneğin yuvarlaklaşmış kuvars ve düzlemsel kabuk fosillerinden yapılı bir plaj tortulu hidrolik olarak iyi boylanmaktadır. Piroklastikler, yeniden işlenmiş veya çökelmiş volkaniklastikler boyutlara göre kötü boylanmış, ancak hidrolik olarak iyi boylanmış olabilir. Piroklastik çökellerin volkanik olmayan epiklastik çökellere göre daha kötü boylandığı bilinmektedir. Piroklastik çökellerin çok kısa bir sürede yerleşmesi nedeniyle hidrolik boylanmanın bu kayaçlar üzerinde etkili olmadığı bilinmektedir. Tane şekli, bir tanenin üç boyutlu görünümünü ifade eder. Tane şekli büyük ölçüde kaynakta tanenin morfolojisi, kristalleşme şekli, klivaj (mineralojik veya tektonik) veya tabakalanma ile kontrol edilir.

6

Yuvarlaklaşma, bir tanenin taşınma veya çökelme sırasında ne kadar köşeli olduğunun derecesidir. Genelde yuvarlaklaşma, yeniden işlenme sırasındaki sabit eneji düzeyine maruz kalan tortullarda çok daha iyi gelişmektedir. Ancak, piroklastik malzemede de yuvarlaklaşma olabilir. Dizilim şekli ise tanelerin birbirleri ile olan ilişkisini ifade etmektedir.

Tortullaşma Yapıları (Sedimentary Structures) Tortul yapıları, fasiyes analizi için en önemli araçlardan biridir. Tortul yapılar, çökelim öncesinde (aşınma özellikleri), sırasında (su ve çamur gibi yapıları oluşturan akışkan hareketi) ve sonrasında (yumuşak tortul deformasyonu, biyotürbasyon) oluşmaktadır. Çökelim koşullarını ve taşınma biçimlerini dokusal özelliklerle birlikte en iyi yansıttıkları için önemlidir. Taneli tortulların (kilden daha kaba) hareketi, iz yapıları (çapraz tabakalanma, kumullar, dalga yapıları) oluştururlar. Kütle akmaları genelde masif ve yapısız agregatlardır. Ancak bazı durumlarda, düşük tortul içeriği olan ve düşük viskoziteli kütle akmalarında da izli tortul yapılar gelişebilir. Dereceli tabakalanma, bir tabakadaki progresif düşey tane boyu (tane derecelenmesi) veya tane yoğunluğu (yoğunluk derecelenmesi) değişimi olarak tanımlanmaktadır. Yoğunluk derecelenmesinde tane boyunda belirgin değişiklikler olmaz. Matriks ve büyük parçalar genelde aynı doğrultuda derecelenmiştir. Bazı tabakalarda ise büyük parçalar derecelenmiş, fakat matriks derecelenmemiştir. Şekil 3 bir kaç tip derecelenmiş tabakaları göstermektedir. Bazı durumlarda (Şekil 3 A,B) derecelenme belirgin bir şekilde bir akma veya malzemenin düzenli çalkalanması ile gelişir. Diğerlerinde ise (Şekil 3 D, G ve H), derecelenmenin birden fazla farklı çökelim olayı veya tek bir olayda çalkalanmalardaki kısa aralardan meydana geldiği düşünülebilir. G ve H`deki durumda (Şekil 3), tabakalanma gösterilenden daha belirsiz ise (çok sık görülen bir durum) birimin üç farklı tabakaya bölünmesi için veriler azalacaktır. Bir çok örnekte, bir birim içindeki derecelenmiş tabakalar, ayrı tortullaşma olaylarının ayırt edilemediği yerlerde, yanal olarak normal tabakaya dönüşebilir. Normal derecelenme bir tabakadaki tane boyunun veya yoğunluğun yukarıya doğru azalmasıdır (Şekil 3A). Ters derecelenme ise tane boyunun veya yoğunluğun yukarıya doğru artmasıdır, fakat ters derecelenme tabakanın tabanında yalnız dar bir aralıkta görülmekte, üste doğru normal derecelenmeye dönmektedir. Bu tabakalar nadiren tane boyunda tabandan tavana doğru sistematik bir artış göstermektedir. Simetrik derecelenme tersten normale veya normalden terse olabilir (Şekil. 3 C, D). Tabakada tek derecelenme görülüyorsa tekli, birden fazla ise katlı derecelenme denir. Pümeks ve litik kırıntı içeren döküntü (fall-out) çökellerindeki yoğunluk derecenmesi Şekil 3 E, F`de gösterilmiştir. Döküntü çökellerinde pümeksin varlığı, çökelim ortamının tayininde (örn. karasal, sualtı) oldukça yararlıdır (Fiske, 1969). Çünkü, suda pümeks ve litik parçaların yoğunluk farkıyla ayrılması oldukça belirgin bir görünüme sahiptir. Piroklastik akıntılar içinde gelişen olaylar çeşitli derecelenme şekillerini oluşturur.

7

Şekil 3. Dereceli tabakalanmanın diyagram olarak örnekleri ve adlanmaları. Ok işaretleri istifteki daha ince taneye doğru gidişi göstermektedir. İçi boş daireler pümeksi, içi dolu düzensiz şekiller litik parçaları, noktalar kül boyu malzemeyi göstermektedir. Açıklama için metne bakınız.

Paleo-akıntılar ve tortul hareket izleri Akma yönü veya tortul aşınma yönü -kumul, dalga yapıları, çapraz tabakalanma ve tane dizilimlerinin olduğu asimetrik yapılardan yararlanarak- tortul hareketinin veya paleo-akıntı yönünün tayini için kullanılmaktadır. Geniş alanlarda alınan ölçüler, paleocoğrafyayı belirlemek ve akma/tortul taşınma yollarını etkileyen paleocoğrafya değişimlerini izleyebilmek açısından önemlidir. Bununla birlikte, belirgin bölgesel paleo-akıntılar, belirli tortul ortamlarında gelişirler (Örneğin, akarsu ve denizaltı yelpazeleri, deltaları, kıyı yakını denizel çökelimler) (Selley, 1978). İlksel volkanik fasiyeslerde akma yönü belirteçleri epiklastik tortullardaki yapılara benzer şekilde tayin edilir ve değerlendirilir. Ancak, volkanik ortamlarda oluşan yapılar diğer sedimenter yapılardan farklıdır. Epiklastik serilerin yanal hareketleri genel olarak topoğrafya ile kontrol edilmektedir. Bu durum piroklastik kayaçlar için de geçerli olmakla birlikte akma mekanizmalarının yüksek enerjili olması nedeniyle topoğrafyanın etkisi az olabilir. Bundan başka, akma yönleri esas olarak bacadan ışınsal olarak uzanır ve akma yönleri bu nedenle volkanik merkezin paleocoğrafik konumunun belirlenmesinde kullanılır.

Fosiller Paleo-ortamsal belirteç olarak fosillerden yararlanılması temelde volkanik ve volkanik olmayan sahalarda aynıdır. Ancak, önemli bir nokta fosillerin "in situ", taşınmış veya yeniden işlenmiş olup olmadıklarının ortaya konulmasıdır. Taşınmış ve yeniden işlenmiş fosiller de ortam koşullarının belirlenmesinde faydalı olabilir.

8

BÖLÜM. 2 MAGMANIN FİZİKSEL ÖZELLİKLERİ Magma, erimiş veya yarı erimiş kayaç malzemesidir. Kimyasal olarak karmaşık bir yapıya sahiptir ve bileşim, sıcaklık, kristal ve uçucu madde miktarları farklılıklar sunar. Bu özelliklerin tümü birbirleriyle ilişkili olarak püskürme biçimini belirlemektedir. Magma genel olarak farklı bir jeolojik geçmişe sahiptir. Yerkabuğunda veya üst mantoda yer almakla birlikte sokulum şeklinde yerleşerek kristalleşebilir veya volkanik kayaçları oluşturacak şekilde yeryüzüne püskürebilir. Magma yüzeye yükselimi sırasında oldukça önemli değişimlere maruz kalmaktadır. Örneğin, yüzeye yakın yerleşen bir sokulum soğuması sırasında fenokristallerden ayrılır ve magmada ayrımlı kristalleşme ile petrolojik ve kimyasal değişimler olur. Ancak, son çalışmalarda bundan çok daha karmaşık proseslerin geliştiği bilinmektedir. Magmanın jeokimyasal yorumlarında kapalı ve duraylı bir ortamın olduğu kabul edilmesine karşın "açık" sistemlerdir. Değişik magmaların katılımı bileşimsel zonlanmanın oluşumuna neden olmaktadır. Püsküren magmanın bileşimsel ve mineralojik özelliklerini birçok etmen kontrol etmektedir. Bunlar, • Ergimenin olduğu kaynak kayacın doğası, • Önceki termal-metamorfik-ergime olayları bakımından kaynağın geçmişi, • Kaynak kayacın kısmi ergime derecesi, • Magmadaki kristalleşme derecesi, • Magmadan kristallerin ayrılma miktarı, • Yan kayaçtan karışım miktarı ve püskürme öncesi magma karışma miktarıdır. Magmanın fiziksel davranışını etkileyen temel özellikler, magmanın bileşimi, sıcaklığı, yoğunluğu ve viskozitesidir. Farklı magma tiplerine ait volkanizma ve oluşan volkan tipleri farklılıklar sunar (Şekil 4). Bileşim, Magmanın veya püsküren volkanik kayaçların kimyasal bileşime göre sınıflaması temel olarak SiO2 içeriğine göre yapılabilir (Tablo. 11). Ancak, volkanik kayaçlarda yapılan kimyasal bileşime dayalı bir sınıflama arazi çalışmaları için pratik değildir. Ayrıca, önemli mineralojik ve dokusal özellikler hakkında bilgi vermemektedir. Kimyasal sınıflama, hidrotermal veya fümarolitik aktivite, ayrışma ve bölgesel metamorfizmaya bağlı alterasyona uğramış kayaçlar için çok sınırlı bilgi vermektedir. Mineral tipleri ve dağılımı sadece magma kimyasını yansıtmakla kalmayıp, volkanik kayaçların püskürme ve soğuma tarihçesini de ortaya koymaktadır. Genel olarak, felsik mineral bileşimine dayalı (kuvars, K-feldispat, plajiyoklas ve feldispatoyid uç bileşenlerinin olduğu) diyagram kullanılmaktadır (Streckeisen, 1979; Şekil 5). Bu diyagram mafik ve ultramafik kayaçların sınıflanmasında problem oluşturmaktadır. Bu tür kayaçların ayırt edilmesi mafik mineral bileşimine göre yapılmaktadır Sıcaklık, Güncel volkanik kayaçlarda birçok sıcaklık ölçümü yapılmıştır (Hawaii toleyitik bazaltları, MacDonald, 1972; Mt. St.Helens dasitik domu). Buna göre, kayaçların ölçülen sıcaklıkları bileşimle ilişkilidir (Tablo. 11). Bazaltik kayaçlarda 1000-1200 0C'lik sıcaklık ölçümleri alınırken dasitik kayaçlarda 800-1100 0C'lik sıcaklık aralığına sahiptir.

9

Şekil 4. Magmanın fiziksel özelliklerine bağlı olarak oluşan değişik volkan tipleri. Plato bazaltları çok düşük viskoziteli, düşük röliyefe sahip ve geniş yayılımlı bazaltik volkanlardır. Volkanik dom çok ani soğuma sonucu yüksek topografik röliyef sunarlar. Kalderalarda ise yüksek gaz içeriğine bağlı olarak patlamalar çok şiddetlidir ve büyük çöküntüler oluşturur.

Yoğunluk, Kayacın bileşimi ile doğrudan ilişkilidir. Murase ve McBirney (1973) dört kayaç tipi üzerinde yoğunluk ölçümleri yapmıştır (Şekil 6). buna göre kayacın asitlik derecesi arttıkça (mafik mineral bileşimi azaldıkça) yoğunluğu azalmaktadır. Magmanın davranışında yoğunluk, kimyasal özelliklerini etkileyen önemli bir petrolojik değişkendir. Viskozite, Magmanın viskozitesi püsküren lavların akış biçimini ve hareketliliğini belirlemesi açısından önemlidir. Yükselme ve basınç azalması, kristalleşme, soğuma ve gaz çıkışı olayları tüm magmaların viskozitesinin oluşumları boyunca değiştiğini göstermektedir. Magmanın viskozitesini kontrol eden etmenler, basınç, sıcaklık, uçucu içeriği, kimyasal bileşim, kristal ve gaz boşluğu içeriğidir.

10

Şekil 5. QAPF diyagramı kullanılarak ince taneli kristalin kayaçların modal mineral içeriğine göre sınıflaması ve adlaması (Streckeisen, 1979). Çift üçgenin köşeleri, Q = kuvars, A = Alkali-feldispat, P = Plajiyoklas ve F = Feldispatoyid

Tablo. 1 Magmanın fiziksel davranışını etkileyen temel özellikler.

Bileşim Sıcaklık Yoğunluk Viskozite

Sınıflama SiO2 Silisik veya asidik Ortaç Bazik Ultrabazik

> %63 % 52 - % 63 < %52 - > %45 < % 45

Yapılan ölçümlere göreasitlik arttıkça sıcaklık azalmaktadır. Güncel volkanlardan çıkan lavlarda ölçülen sıcaklıklar: Riyolit: 700-900 oC Dasit: 800-1100 oC Andezit: 950-1200 oC Bazalt: 1000-1200 oC

Bileşim Sıcaklık Magma Karışımı

ile ilişkilidir.

SiO2 içeriği ve viskozite doğru orantılıdır. Viskoziteyi kontrol eden faktörler Basınç

Sıcaklık

Uçucu içeriği

Kimyasal bileşimi

Kristal içeriği

Gaz boşluğu miktarı

11

Yoğu

nluk

(g /

cm )3

Şekil 6. Atmosfer basıncında volkanik kayaçların değişen sıcaklıktaki yoğunluk ilişkisi. (Murase ve McBirney, 1973'den değiştirilerek)

Yapılan deneysel çalışmalarda, (1) sabit sıcaklıkta basınç arttıkça bazaltik magmanın viskozitesi andezitik magmanın viskozitesinden daha çok azalmaktadır. (2) Ağırlık olarak % 4 su içeren andezitik ergiyik aynı basınç ve sıcaklıktaki susuz olan eşdeğerinden daha düşük viskoziteye sahiptir. Hem deneysel hem de arazi çalışmaları tüm magma tiplerinin viskozitesinin soğuma ile birlikte (kısmen kristalleşmeye bağlı olarak) arttığını göstermektedir. Ancak, farklı kayaçların soğuma sırasında farklı viskoziteye sahip oldukları düşünüldüğünde bileşimin de viskoziteyi belirleyici bir etmen olduğu söylenebilir. Özellikle çözünmüş su içeriği magmanın viskozitesini etkileyen bir diğer faktördür. Sabit sıcaklıkta bir magmanın viskozitesi, başta silisik magmalar için olmak üzere artan su miktarı ile birlikte azalır. Magmadaki suyun çözünürlüğü ise azalan sıcaklıkta ve artan basınçla artmakta, diğer uçucu miktarının artması ile azalmaktadır. Silika içeriğinin magma viskozitesineki etkisi büyüktür. Silika artışıyla birlikte viskozite artacaktır. Ayrıca, yüksek Na+ ve K+ iyonu konsantrasyonunda viskozite bir miktar düşük olacaktır. Ayrıca bazı minör bileşenlerin ters etkisi olabilir. Örneğin, TiO2 silika aktivitesini azaltarak viskoziteyi düşürür. Buna karşın P2O5 miktarı silikanın aktivitesini arttırarak viskoziteyi arttırır (Ryerson ve Hess, 1980; Mysen ve diğ., 1982). Magmanın hacimsel viskozitesinde gaz boşluğu etkisi vesikül miktarı, gaz boşluğu boyutları ve dağılımına bağlı olarak değişmektedir.

12

BÖLÜM. 3 PİROKLASTİK KIRINTILAR

GENEL BİLEŞENLERİ Piroklast olarak da bilinen (Schmid, 1981) piroklastik kırıntılar, volkanik püskürmeler ile ilişkili birçok yolla oluşmaktadır. Bunlar püskürme biçimi ve tanelerin kökeninden bağımsız olarak volkanik bacalardan dışarı atılan kırıntılardır. Hidroklastik kırıntılar, magma-su girişiminin olduğu yerdeki buhar püskürmeleri, çabuk soğuma ve ayrıca su veya suya doygun tortulların dokanak yaptığı lavların mekanik tanelenmesi sonucu oluşan piroklastların bir çeşididir. Volkanik kırıntılar piroklastik ve hidroklastiklerden başka tortullar içinde de bulun- maktadır. Bunlar, epiklastik (daha yaşlı volkanik kayaçların ayrışması ve taşınması), otoklastik (lavın hareketi veya domun parçalanması sırasında mekanik sürtünme veya gazlı patlamalar sonucu kırıntılanma) 'tir. Volkanik kırıntıların oluşmasında diğer yol ise tektonizma ile parçalanmadır. Fisher (1961a) tarafından ortaya konulan volkaniklastik genel terimi, herhangi bir parçalanma süreci ile oluşmuş, herhangi bir taşınma geçirmiş, değişik ortamlara taşınmış veya volkanik olmayan kırıntılarla belli bir oranda karışmış tüm klastik volkanik kayaçları içermektedir. Tefra (Thorarinsson, 1954), “piroklastik malzeme” ile eş anlamlı olup, büyüklüğüne bakılmaksızın piroklastik dolgular için kullanılmaktadır. Kırıntılı volkanik kayaçların adlandırılmasındaki genel sorun, piroklastların, diğer klastların ve özellikle epiklastik kırıntıların karışmalarıyla ilgilidir. Bu sorunun çözümü için klastların fiziksel görünümleri, bileşimi ve yüzde oranlarına dikkat edilmesi gerekmektedir. Piroklastik kırıntılar doğrudan volkanik yollarla oluşmuş kırıntılardır. Su veya rüzgar gibi sonradan kırıntıları taşıyabilecek diğer süreçlere bakılmaksızın piroklastik olarak kabul edilmektedir. Epiklastik volkanik kırıntı volkanik kayaçların ayrışması ve taşınması ile oluşmaktadır. Bazen (genelde değil) volkanizma ile eş yaşlıdırlar. Epiklastik volkanik kırıntıların daha yaşlı taşlaşmış tüflerden aşınmasından türemiş olması mümkündür. Ayrıca her epiklastik kırıntı, içindeki daha küçük piroklastik kırıntılardan yapılı olabilir. Pekleşmemiş piroklastik debrisin su veya rüzgarla yeniden işlenmesi piroklastları epiklastik kırıntılara dönüştürmez. Yeniden işlenmiş piroklastik malzeme gevşek malzemenin yeniden harekete geçmesinden kaynaklanmaktadır. Bu sorunların çözülmesinde cam parçaları (glass shard) ve pümeks önemlidir. Genel kural olarak, epiklastik dolgular çok az miktarda cam parçası ve pümeks içermektedir. Bunun nedeni, ayrışmanın metastabil camı kolayca kile ve zeolitlere dönüştürmesi ve taşınma şiddetinin camsı kırıntıların ilksel dokularını bozmasıdır. Kökenlerine göre üç değişik piroklastik püskürme ürünü vardır. Bunlar, juvenil (esas), aynı kökenli (veya birbirine benzer, aksesuar) ve tesadüfidir (Tablo.2). Juvenil piroklastlar doğrudan püsküren magmadan türemektedir ve püskürmeden önce magmada bulunan kristaller (pirojenik kristaller) veya soğuyan eriyikten düşen yoğun parçalardan oluşmaktadır. Aynı kökenli (veya aksesuar) parçalar, aynı volkandan önceki püskürme ile gelen parçalanmış volkanik kayaçlardır. Tesadüfi (accidental) parçalar subvolkanik temelden türemiştir ve bu nedenle herhangi bir bileşimde olabilirler. Piroklastlar çok değişik kriterlere göre adlanmakla birlikte, genel kriter tane boyudur (Tablo 3). Bunlar, kül (<2 mm), lapilli (2-64 mm), bomba veya blok (>64 mm)`tur (Fisher, 1961a; Schmid, 1981). Diğer kriterler ise bileşim, köken ve gözenekliliktir. Piroklastik ve epiklastik kırıntılara ait karışımlar için kayaç adlamaları Tablo 3 `de verilmektedir.

13

Tablo 2. Piroklastik kırıntıların kökene göre sınıflaması

PİROKLASTİK KIRINTILAR Kökene Göre Sınıflaması;

Piroklast Doğrudan Magma Kökenli Hidroklast Su/magma girişimi Juvenil (ilksel) Kırıntılar Otoklast Akan lavın parçalanması, breşleşmesi

Aynı Kökenli (cognate) kırıntılar

İlk volkanik aktivitede oluşan ve tekrar volkanik/piroklastik malzemeyle harekete geçen kırıntılar

Tesadüfi (accidential) kırıntılar Subvolkanik temelden türemiş, değişik bileşimdeki kırıntılar

Doğrudan Magma Kökenli (Juvenil) Kırıntılar Bomba Blok Lapilli Kül

Pümeks (asidik curuf) Bazaltik curuf (Scoria) veya Sinder Cam Parçaları (Glass Shard) Pirojenik Mineraller

Tablo 3. İyi boylanmış piroklastik çökellerin ve piroklastların granülometrik sınıflaması. (Schmid, 1981)

Klast Boyu Piroklast Piroklastik Çökel Esas olarak pekleşmemiş:

tefra Esas olarak pekleşmiş: piroklastik kayaç

64mm

Blok, bomba Aglomera, blok veya bomba tabakaları Veya blok veya bomba tefra

Aglomera, piroklastik breş

2 mm

Lapilli Lapilli düzeyi,tabakası Veya lapilli tefra

Lapillitaşı

1/16 mm Kaba kül tanesi Kaba kül Kaba (kül) tüf İnce kül tanesi

(toz tanesi) İnce kül (toz) İnce (kül) tüf

(toz tüf) Volkanik kül, agregatın % 75 veya daha fazlasını oluşturan juvenil, aynı kökenli veya tesadüfi kökene sahip değişik oranda vitrik, kristal veya litik parçalardan yapılıdır. Tüf külün pekleşmiş karşılığıdır. Bileşen parçalarının büyüklüğüne göre ince ve kaba taneli olmak üzere iki alt bölüme ayrılmıştır (Tablo 4). Daha ileri bir sınıflama çökelme ortamı (gölsel tüf, denizel tüf, karasal tüf) ve taşınma şekline göre (fall-out tüfler ve kül akması tüfleri) yapılmıştır. Tekrardan işlenen tüfler ise taşıyan araca göre adlandırılır (flüvyal tüf, rüzgara bağlı“aeolien” tüfler). Kül boyu kırıntılarda olduğu gibi, lapilli de juvenil, aynı kökenli veya tesadüfi olabilir. Yüzde 75`den fazla lapilli içeren taşlaşmış dolgular, çoğu çalışmacı tarafından lapilli-tüf tercih edilmesiyle birlikte (Schmid, 1981), lapillitaşı olarak adlandırılabilir. Burada lapilli-tüf terimi, külün piroklastik karışımın % 25-75`ini oluşturduğu taşlaşmış kül - lapilli karışımı için kullanılmaktadır (Tablo 4). Lapilli genelde köşeli veya yarı yuvarlaktır. Yarı yuvarlak olanları genelde juvenil kökenlidir. Patlama ile kırılmış aynı kökenli veya tesadüfi parçalar tekrar eden püskürmeler ile yuvarlaklaşmış olabilir ve son püskürmeden önce bacaya geri düşmüş olabilir. Ayrıca, pümeks başta olmak üzere juvenil parçalar yere düştükleri andaki çarpma etkisi ile kırılabilirler. Büyüyen (accretionary) lapilli, kuru püskürme bulutuna düşen yağmurla püskürme bulutunda nemli külden topaklar şeklinde oluşmuş lapilli boyundaki

14

tanelerdir. Zırhlı (armoured) lapilli (Waters ve Fisher, 1971), hidroklastik püskürme sırasında kristal, pümeks ve litik parçalar gibi katı çekirdek üzerine ıslak külün yapışması ile oluşur.

Bloklar volkandan veya temelinden türeyen, genelde aynı kökenli veya tesadüfi köşeli-yarı yuvarlak parçalardır. Eş yaşlı domların yıkılması veya bir etki altında katılaşmış bombaların kırılması sonucu juvenil kökenli bloklar da gelişebilir. Piroklastik breş, % 25`den az lapilli ve kül içeren pekleşmiş blok kümesidir. Volkanik breş terimi ise baskın olarak 2 mm`den daha büyük tane boyuna sahip volkanik kırıntılardan yapılı tüm volkaniklastik kayaçlara uygulanan genel bir terimdir (Fisher, 1958, 1960).

Tablo 4. Piroklastik-epiklastik kayaçlar için adlama (Schmid, 1981)

Piroklastik Tüfitler (Piroklastik-epiklastik karışık)

Epiklastik (volkanik ve/veya volkanik olmayan)

Ortalama tane boyu

(mm) Aglomera,”agglutinate” Piroklastik breş

Tüflü konglomera, tüflü breş

Konglomera, breş

64

Lapillitaşı (kül) tüf kaba ince

Tüflü kumtaşı Tüflü silttaşı Tüflü çamurtaşı, şeyl

Kumtaşı Silttaşı Çamurtaşı, şeyl

2 1/16 1/256

% 100 % 75

% 25 ← ARTAR ARTAR→

% 0 hacim olarak

Bombalar kısmen erimiş durumda bacadan dışarı fırlatılmaktadır ve havada veya yere düştükten kısa bir süre sonra katılaşmaktadır. Bu nedenle hemen hemen tümüyle juvenil malzemeden yapılıdır. Erimiş parçalar havada iken şekillenir. Bombalar, şekillerine göre şerit şeklinde, iğ şeklinde (bükülmüş uçlara sahip), küresel bombalar gibi isimler almaktadır (Wentworth ve Macdonald, 1953; Macdonald, 1972). Ekmek kabuğu şeklindeki bombaların soğumuş kabukları, halen plastik olan içteki gazın dışarı yayılması ile kırıklanmıştır. En yaygın olarak, ortaç veya silisik bileşimli magmadan oluşmuştur. Bazaltik bombalar bazen ince ve camsı yüzeyin gerilmesiyle oluşan ince çatlaklar oluşturmasına karşın, genelde küçük yüzey kırıkları gösterirler. Yoğun ve gözenekli iç yapıya sahip, karnıbahar şekilli yüzeyleri bulunan bombalar, hidroklastik oluşumların özelliğidir. Aglomera, baskın olarak bombalardan yapılı kaynaklı agregatlardır. Hacimsel olarak % 25`den daha az lapilli ve kül içermektedir.

Çekirdekli (cored bomb) bombalar, merkezdeki aynı kökenli veya tesadüfi kırıntıları çeviren lav kabuklarından oluşmaktadır. Bileşimleri oldukça değişkendir. En çok çalışma, curuf (scoria) konileri, maar volkanları ve kimberlit breşlerinde bulunan mantodan türeyen ultramafik nodül çekirdekler üzerinde yapılmıştır. Bazı durumlarda, katı parçalara buharca zengin püskürme bulutundaki ıslak kül yapışmaktadır. Bu parçalara, çekirdekli bombalardan ayırt edebilmek için zırhlı(armoured) bombalar denilebilir. Kökenleri zırhlı

Piroklast miktarı

Volkanik + volkanik olmayan epiklastlar(+az miktarda biyojenik, kimyasal tortul

ve otojenik bileşenler)

15

lapillininkine benzerdir. Bazı örneklerde blok boyundaki ıslak kül yığını çekirdeği yok eder ve mercek biçimli yönlenmiş tüf kütlesinden yapılı düzeyler oluşturacak şekilde etki altında düzleşir.

Kısmen gözeneklilik derecesine bağlı olarak verilen yaygın isimler bazaltik curuf (scoria), sinder (cinder) ve pümeks`tir. Tane boyuna göre sınıflanmamasına karşın genelde lapilli veya daha büyük tane boyuna sahiptirler. Pümeks beyaz veya soluk gri ile kahverengi arasında renklere sahip, oldukça gözenekli ve genelde suda yüzebilen silisik-mafik bileşimli cam köpüğüdür. Gaz boşlukları çeperleri yarı saydam camdan yapılıdır. Curuf ve sinder (temelde eş anlamlı terimler) genelde mafik bileşimli olup, pümekstekinden daha az olmakla birlikte fazlaca juvenil parçalar içermektedir. Suda kolaylıkla batabilirler. Genelde mikrokristalin demir oksitler tarafından opağa dönüşmüş cam olan “tachylite” ten yapılıdır.Diğer bir terim ise, bombalara verilen, genelde bazik olan ve etki altında kaynaşan erimiş malzemeden (agglutinate) yapılı “spatter” dir. Birbirleriyle kaynaşmayan sinderden farklıdır. Örneğin, sinder konileri büyük ölçüde gevşek sinderden yapılı iken, serpinti konileri esas olarak kaynaşmış(agglutinated) bombalardan yapılıdır. Büyük parçalar piroklastik tabakaların görünümlerini (dereceli tabakalanma gibi) yorumlamada yararlıdır ve kimyasal bileşimle ilgili sorunların çözümünde kullanılabilir. Ancak, baskın bileşenler kül boyu vitrik, litik ve kristal parçalarıdır.

VİTRİK PARÇALAR VE PİROJENİK KRİSTALLER

Cam Parçaları (Glass Shards) Çoğu cam parçası ince, kırılmış gaz boşluğu çeperleri veya silisik magmanın vesiküllenmesi ile gelişen gaz boşluklarının birleşiminden oluşmaktadır. (1) Hidroklastik püskürmeler sırasında çabuk soğumadan dolayı termal şok veya parçalanma, (2) dom, tıkaç veya lav akıntısının hareketiyle camsı kenarların aşınması, ve (3) yüzen pümeks parçalarının dalga hareketiyle aşınması gibi vesiküllenmeye bağlı olmayan oluşumlar benzer küçük cam parçaları oluşturur, fakat gaz çeperi dokusu yoktur. Pümeks ve cam parçalarının şekilleri, petrografların dikkatini çekmiştir (örneğin Pirsson, 1915): Swineford ve Frye (1946), parçaların şekilleri üzerine detaylı bir yayın hazırlamıştır. Günümüzdeki çalışmalar Heiken (1972, 1974) tarafından yapılan elektron mikroskop taraması (SEM: scanning electrone microscope “elektron mikroskopu”) tekniklerinin kullanımını, Perlaki (1966)`nin pümeks kökeni ve yapısı üzerine yaptığı çalışmaları, Heiken`in de yaptığı gibi bazaltik piroklastların magmatik ve hidroklastik kökenlerini karşılaştıran Walker ve Croasdale (1972)`nin çalışmalarını içermektedir. Ross ve Smith (1961) petrografik olarak detaylı bir şekilde kaynaklı tüflerin camsı dokularını tanımlamıştır. Schmincke (1974b), peralkalik silisik kaynaklı ve kaynaksız tüflerin dokularının eriyiğin viskozitesi ile bağlantısına dikkat çekmiştir. Volkanik kül parçalarının belirgin özellikleri Tablo 5`de verilmektedir.

Vesiküllenme ile Oluşan Cam Parçaları Çoğu benzer tipteki cam parçaları, parçalanmış gaz boşluklarından oluşmuş silisik karışımlardır (Pirsson, 1915; Ross ve diğ., 1928; Swineford ve Frye, 1946; Ewart, 1963; Heiken, 1972,1974; ve diğerleri). Esas olarak üç uç bileşen vardır: (1) genelde üç gaz boşluğunun kesiştiği yerdeki kalıntıların veya bitişik gaz boşlukları arasında duvar oluşturan içbükey levhaların oluşturduğu Y şekilli (enine kesitte), ucu sivri veya ay şeklindeki kırılmış gaz boşluğu çeperleri; (2) büyük düzleşmiş vesikülleri ayıran cam

16

Tablo 5. Yaygın volkanik küllerin bazı özellikleri. (Heiken, 1974`den değiştirilerek)

Bileşim Bazaltik Andezitik Dasitik ve riyolitik A. Magmatik püskürmeler a

Külle ilişkili volkanik özellikler

Curuf (scoria) konileri, lav gölleri, bazalt akıntıları ve stratovolkanlarda kül arakatmanları

Stratovolkanlar, domlar, kalın lav akıntıları, laharlar ve piroklastik akma birimleri

Domlar ve lav akıntıları, bazı stratovolkanlar, kalderalar, kül akıntıları için olan çatlak boyu bacalar; piroklastik akma düzeyleri

Petrografi Bütün veya kırılmış sideromelan(bazaltik cam) damlacıkları ve “tachylite” (submikrokristalin bazalt); fenokristal hacmi değişkendir.

Esas bileşenler değişik hecimdeki vitrik, kristal ve litik tanelerdir; vitrik taneler mikrolitlerle birlikte yönlenmiş renksiz cam parçaları ve pümekstir; litik parçalar değişen dokuda ve farklı alterasyon aşaması geçirmiş andezitler ile tesadüfi magmatik ve tortul ksenolitlerden oluşur; kırılmış plajiyoklas ve piroksen kristalleri ile opak mineraller yaygındır.

Değişik miktardaki mikrolitler ile kuvars, sanidin, biyotit ve az miktardaki diğer ferromagnezyen minerallerle birlikte bulunan büyük hacimli renksiz cam yaygındır; az miktarda litik parçalar da (riyolitik veya tesadüfi) bulunmaktadır.

Tanelerin Morfolojisi

1. Fluidal şekilli düzensiz damlacıklar (küreler, ovoidler “yumurta şekilli”, damla şeklinde)

2. Kırılmış damlacıklar; bazıları ilksel yüzeylere sahip)

3. Uzun, ince ip şeklindeki cam (Pele`nin saçları)

4. Poligonal, kafes şeklindeki cam çubukları; oldukça vesiküllü köpük.

Şekiller, düşük viskoziteli lavlarda küre ve damlaya, biraz daha yüksek viskozite- li lavlarda ise düzensiz uzun genelde kırık damlacıklara değişir; Tümü vesiküllüdür.

1. Vitrik taneler: Eş taneli- yassı pümeks parçaları, parçadaki vesikül şekline bağlı; yassı pümeks, yassı, yumurta şeklinde düzlemsel vesiküller içermektedir; kırıntı yüzeyleri düzensizdir; vesikül çeperleri pürüzsüzdür. düz veya konkoidal kırılma yüzeylerine sahip cam parçaları olasılıkla kırılmış vesikül çeperidir.

2. Litik parçalar: genelde eş taneli; kayacın kırıklanması ve dokusuna bağlı yüzey özellikleri; bazı kırıntı- lar yuvarlaklaşmıştır.

3. Kristal parçaları: mineralin kırıkları ile denetlenen şekile sahip; çoğunun püskürme sırasında kırılmış olduğu görülmektedir.

1. Vitrik taneler:İnce vesikül duvarlı yassı veya eş taneli pümeks (tane şekli vesikül şekline bağlı);Pürüzsüz vesikül duvarlarına sahip kavisli, Y şekilli veya düz cam parçaları

2. Litik parçalar genelde eş taneli.

Pümeks yüzeyinde kaba, kırılmış vesiküller bulu- nur; vesikül duvarlarından başka pürüzsüz yüzey yoktur; düz, flüvyal yüzeyler yoktur.

a Çabuk gaz çıkışının neden olduğu püskürmeler sonucu oluşan ürünler, (1)Eğer püskürme krater gölüne oluyorsa veya püskürmeye yağmur eşlik ediyorsa; fall-out tefra ve piroklastik akıntılar; yüksek viskoziteli lavlar veya beraberindeki lahar ile çamur akıntılarını oluşturan büyük ölçekli kül püskürmesi (Pliniyen).

17

(Tablo 5`in devamı) Bileşim Bazaltik Riyolitik Bazaltik (litoral) c

B. Hidroklastik püskürmeler b

Külle ilişkili volkanik özellikler

Maar volkanları: tüf halkaları, tüf konileri, patlama çukurları

Merkezi domlu tüf halkası

Litoral koni

Petrografi Vitrik kül; köşeli sideromelan parçaları, genelde fenokristal dışında kristalsiz; bazı küllerin litik bileşenleri, temel kayacının bileşimine bağlıdır.

Çoğu kül parçaları eş taneli veya yassı renksiz camdır; riyolitik litik parçalar; cam genelde mikrolit- siz veya çok az miktarda içermektedir

vitrik ve vitrik-litik arasında değişen kül; sideromelan damlacıkları; “tachylite” ve afanitik bazalt parçaları

Morfoloji Az vesiküllü eş taneli cam parçaları. Düz, pürüzsüz kırık yüzeyleri veya kırıkların vesikülleri kestiği kesimde köşeli

Düz yassı pümeks parçaları. Konkoidal ile düzensiz arasında kırık yüzeyleri; pürüzsüz vesikül çeperleri

1. Kristalin bazalt, eş taneli litik kırıntılar

2. Az vesiküllü sidero- melan taneleri; bloklu veya hilal biçimli; tane şekli vesikül şekliyle kontrol edilebilir.

3. Vesiküler olmayan piramidal cam parçaları.

b Yükselen magmanın buzul, yeraltı ve yüzey suyuyla birleştiği yerde oluşan buhar patlamalarından kaynaklanan püskürmeler. c Lavın denize akması sırasında oluşur. duvardan kaynaklanan düz levhalar; ve (3) cam ile kaplanmış dairesel veya ince uzun boşluklarından oluşan, lifsi veya hücre şeklinde yapıya sahip küçük pümeks parçalarıdır. Birinci ve ikinci tip bileşene gaz boşluğu duvarı parçaları, üçüncü tipe ise pümeks parçaları denilebilir (Şekil 7). Cam parçalarının şeklini etkileyen birçok değişken olmasına karşın Izett (1981) pümeks parçalarının <850 oC`deki nispeten yüksek viskoziteli riyolitik magmalarda gelişmeye eğilimli iken, gaz boşluğu çeperi ve arasındaki cam parçalarının >850 oC`de daha düşük viskoziteli riyolitik magmalarda gelişmeye eğilimli olduğunu gösteren veriler sunmuştur. Ortaç bileşimli cam parçalarının birkaç tanımlaması vardır. Bazıları böbrek şekilli yüzeyleri bulunan düzensiz kümeler şeklindedir ve küre veya yumurta şeklinde vesiküller içermektedir. Bazıları ise olasılıkla uçmaları sırasında merkez ekseni etrafın- da dönmeleri nedeniyle bükülmüşlerdir (Heiken, 1972, 1974). Hidroklastik yollarla oluşan vitrik parçalar genelde bloklu bir şekle ve az vesiküle sahiptir.

Pümeks Pümeks oldukça vesiküllü volkanik camdan yapılıdır. Birçok tüfün vitrik kül boyu bileşenleri, pümeks parçaları ve lapilli ile karışmış gaz boşluğu çeperinin parçalarından oluşmaktadır. Gaz boşluğu çeperinin parçaları çoğunlukla, pümekse ait kırılmış gaz boşluğu veya vesikül çeperleridir.

18

Silisik pümeks, yüksek porozite (% 90`a kadar), <1.0 gr/cm3 yoğunluk ve düşük geçirimliliğe sahip olması nedeniyle suda yüzer. Silisik pümeks iki uç bileşen olarak bulunur: (1) düzlemsel, yarı paralel vesiküllü lifsi parçalar, (2) küresel-yarıküresel vesiküllü parçalar. Lifsi olanlarda vesiküllerin uzunluk/çap oranı >20`dir. En küçük vesiküllerin küre olma eğilimi ile birlikte, vesiküllerin bükülmesi ve gerilmesi vesiküllenme, püskürme ve akma sırasında olur. Lifsi pümeks püskürme sırasında düşük buhar basıncı koşullarını gerektirirken, küresel vesiküllü silisik pümeks daha yüksek basınç koşullarında oluşmaktadır (Ewart, 1963).

A. Sivri Uçlu Cam Parçaları B. Levhamsı Cam Parçaları

C. Pümeks Parçaları.

Şekil 7 A-C Yaygın cam parçalarının genel görünümü ve adlaması.

Mafik (bazaltik) pümeks (veya curuf “scoria”), genelde küçük ve küresel vesiküller içermektedir. Baskın olmadıkları sürece, çoğu vesiküller birbirleri içine geçmeden ayrı olarak durmaktadırlar. Silisik pümeksteki vesiküllerden farklı olarak, bazaltik vesiküller küçük bir bükülme ile birbirlerine bağlanırlar. Bu tip vesiküllerin kesiştikleri yerler, sivri veya yuvarlak arasında değişen uçlara sahiptir. Nispeten büyük vesiküller birçok boşluğun katıldığı yerde pürüzsüz, dantel şeklinde kenarlara sahiptir. Boşkluk uçlarının yuvarlaklaşmasına yüzey gerilimine bağlı olarak sıvının çekilmesi neden olmuştur.

19

Mafik pümeksin değişik bir tipi ise, maksimum 98-99 poroziteye sahip (Wentworth, 1938) “reticulite”dir (Dana, 1890). “Reticulite”, vesiküler olmayan üçgen cam çubukları ile çevrelenen birbirleri ile bağlantılı 0.25-2.0 mm çapındaki üç boyutlu poligonal halkalardan oluşmaktadır. Bu nedenle suda kolaylıkla batabilir.

Pirojenik Mineraller Pirojenik mineraller, soğumuş magmadan (cam) ayrılmış veya magmada kapanlanmış bütün veya kırılmış kristaller olarak bulunan intratellurik fenokristal ve mikrolitlerden oluşmaktadır. Çabuk soğuyan, hatta püskürme sırasında katılaşan piroklastik malzeme, kristalleşmeyi etkileyen proseslerin gelişmesine yavaş soğuyan lavlardan daha çok imkan verir. Magmada nispeten minerallerin özgür büyümesi özşekilli kristallerin gelişimine imkan verir. Bu durum, piroklastik malzemeyi piroklastik olmayan tortullardan ayırt etmek için oldukça faydalı bir özelliktir (Ross ve diğ., 1928; Pettijohn ve diğ., 1972). Karakteristik mineraller, bipramidal kuvars, özşekilli pseudo-hekzagonal biyotit kristalleri, yüksek sıcaklık formundaki plajiyoklas, K-feldispat (sanidin) ve özşekilli olivin, piroksen, amfiboldür.Patlamalı püskürme sırasında basıçta ani düşme, dışarı çıkan malzemede kırılmalara neden olur. Bu nedenle, fenokristal boyunda hiç kırılmamış özşekilli kristaller ince taneli kül içerisinde oldukça nadirdir. Kırılmış kristaller özellikle kül-akma (ash-flow) tüflerine özgüdür.

Minerallerin ve Kırıntıların yüzey Dokuları Pirojenik minerallerin cam parçalarının pürüzsüz yüzeylerindeki küçük girintiler ve süreksizlikler, volkanizmanın durumunun yorumlanmasında kullanılmaktadır. Örneğin, derin deniz tortullarından alınan cam parçalarında hilale benzeyen mikron boyundaki girintiler Huang ve Watkins(1976)`in, elektron mikroskopu ile cam parçalarının analizinin eski volkanik püskürmelerin birbirlerine göre patlama miktarının tayininde kullanılabileceği sonucuna varmasını sağlamıştır. Kristal yüzeylerini örten cam kabuk pürüzsüz olabilir veya kabarcıkların etkisi ile girintili çıkıntılı olabilir (bubble-wall texture, Fisher, 1963). Bunlar piroklastik malzemelerin önemli özelliğidir. Cam ve kristal arasındaki bağ yeterince güçlü olduğu için, piroklastik akıntılarla taşınma, nehir ortamı, kumul ve deniz kıyısının aşındırıcı etkisinde cam kabuk sağlam kalabilir. Cam kabuk yalnızca kimyasal bozunma ile etkili bir şekilde uzaklaştırılabilir (Fisher, 1966 sy.713). Meyer (1972), yeniden işlenmemiş piroklastik minerale bağlı camın miktarının püskürme şiddeti ile ters orantılı olduğunu bulmuştur. Aşınma (abrasion) katsayısı (% mineral/ % cam), en şiddetli püskürmeden oluştuğu tahmin edilen büyük hacime sahip tefra düzeylerinde en fazladır. Freundt (1982) aşınma katsayısının piroklastik akma çökellerinde, arakatman şeklindeki fall-out tefradakinden daha büyük olduğunu bulmuştur. Mikron ve mikron altında büyüklüğe sahip girintiler cam parçalarının yüzeyinde yaygındırlar (Huang ve diğ., 1980). Kimyasal aşındırmaya bağlı olarak genelde küre veya ovaldir. Mekanik aşınma cam parçalarının yüzeyindeki oyulma ile izlenir. Bu durumda vesikül duvarlarında herhangi bir oyulma yoktur. Eğer vesikül duvarlarında da yüzeydeki kadar bir oyulma gözleniyorsa, olasılıkla kimyasal aşınma olmuştur. Derin oyuklar genelde yuvarlaklaşmış pirojenik minerallerin kırılmış yüzey ve kenarlarında bulunmaktadır. Yuvarlaklaşmış bu taneler çarpma ile oluşmuş oyuklara sahip olabilir. Fakat bu oyukların yuvarlaklaşma ile ilişkisi yoktur. Bazı durumlarda ince, kimyasal yollarla örtülmüş cam

20

içeren oldukça yuvarlaklaşmış mineral taneleri, rüzgar etkisi ile yuvarlaklaşmış tanelere çok benzemektedir (Fisher, 1966d). Camsı kırıntılardaki yüzey dokuları kısmen magmanın viskozitesine bağlıdır. Hawaii lavındaki cam parçalarının yüzeyleri pürüzsüzdür ve dom şekilli kabartılar, dairesel çukurlar ve çatlamış gaz boşluklarına sahiptir (Heiken ve diğ., 1974). Daha viskoz magmadan oluşan cam parçalarının yüzeyindeki izler, daha çok kırılmış vesikül çeperlerinde gelişmiştir. Elektron mikroskopi yöntemi, çökelme şekli ve ortamını belirlemek için kum tanelerinin yüzey dokuları üzerinde başarılı bir şekilde kullanılmıştır (Krinsley ve Margolis, 1969). Bu yöntemle piroklastik akma, piroklastik türbulans ve dökülme (fall-out) yoluyla yerleşmiş cam parçalarını (Sheridan ve Marshall, 1983) ve bir çok örnekte Hawaiiyen, Stromboliyen ve Pliniyen kökenli piroklastları (Heiken ve Wohletz, 1984) ayırt etmek mümkün olmuştur.

21

BÖLÜM. 4 PİROKLASTİK ÇÖKELLER Piroklastik çökeller, doğrudan patlamalı volkanik aktiviteyle magma veya kayanın parçalanması sonucu oluşur. Kökensel olarak oluşumları taşınma ve çökelme şekillerine göre üç gruba ayrılır: (1) döküntü (fall), (2) akma (flow) ve (3) türbulans (surge). Buradaki kökensel tanımlamalar güncel volkanik sahalardaki çalışmalara dayanır. Bu üç tip piroklastik çökele ait şematik kesit Şekil 8’de verilmektedir.

PİROKLASTİK DÖKÜNTÜ (FALL) ÇÖKELLERİ Döküntü çökelleri, patlamalı olarak bacadan çıkan püskürme sütunundaki tefra (tephra) ve gaz yükselimi sonrasında oluşur. Çökellerin geometrisi ve boyutları püskürme sütunu yüksekliğini, hızını ve atmosferik rüzgarların yönünü yansıtır. Yükselen sütunun yayılmasıyla birlikte taneler veya kırıntılar graviteye bağlı olarak yeryüzüne dökülürler ve böylece "püskürme sütunundan türeyen döküntü çökelleri"ni oluştururlar. Daha büyük kırıntılar patlamalarla bacadan çıkmakta ve "balistik kırıntılar veya klastlar" olarak adlandırılan parçalar rüzgardan etkilenmemektedir. Diğer ince taneli piroklastik döküntü çökelleri kısmen piroklastik akıntıların üst kesiminden ayrılarak oluşurlar. Bu çökeller "kül bulutundan türeyen döküntü çökelleri" olarak tanımlanırlar. Bu tip piroklastik döküntü çökelleri daha büyük hacime sahip olup, püskürme sütunundan ayrılan küllerden çok daha uzak mesafelere taşınır. Döküntü çökelleri "örtü tabakalanması" oluştururlar. Buna göre, yüksek eğimli topoğrafyanın olduğu yerler dışında yersel olarak uniform kalınlığa sahiptirler. Genelde piroklastik çökellerin kötü boylanmasına karşın, döküntü çökelleri taşınma sırasında havada ayrılmaları nedeniyle nispeten iyi boylanmıştır. Bazen püskürme sütununun davranışındaki değişikliğe bağlı olarak düzlemsel tabakalanma veya laminasyon gösterirler. Ancak, aşınma, çapraz tabakalanma veya altındaki tabakalarda yük yapıları sunmazlar. Baca yakınında bazı döküntü çökelleri kaynaklıdır. Kömürleşmiş ağaç parçası genelde yoktur, eğer varsa bunlar genelde baca yakınındaki çökellerde bulunabilir.

PİROKLASTİK AKMA (FLOW) ÇÖKELLERİ Bu çökeller, yüksek tane konsantrasyonuna sahip piroklastik kütlenin yüzey boyunca akmaları sonucu oluşur. Oluşumları graviteyle kontrol edilmektedir ve malzeme sıcak olup bazı durumlarda akışkandır. Genel olarak vadileri ve çöküntü alanlarını dolduran topoğrafya kontrollü yerleşim gösterirler. Piroklastiklerin iç yapısına bakıldığında, genelde masif ve kötü boylanmaya sahip oldukları görülmektedir. Akma çökellerinde kötü boylanma yüksek tane konsantrasyonuna bağlı olup türbulansla ilişkili değildir. Baskın akma mekanizması genelde laminerdir. Akma birimlerinin her biri üst üste geldiğinde tabakalanma şeklinde görülür. Piroklastik akma çökellerinde bazen akma durduktan sonra ince kül boyu malzemenin gaz etkisi ile ayrılması sonucu “fosil fümarol bacaları” veya gaz çıkış bacaları (gas segregation pipe) oluşur. Ağır kristal, litik ve daha büyük vesiküler parçaların bacalarda zenginleşmesi sonucu oluşan yapılar, ilksel piroklastik “mass-flow” çökellerinin volkanik malzemenin akması sonucu oluşan epiklastik akıntılardan ayırt edilmesinde en önemli verilerden birisidir. Piroklastik akıntılar yüksek sıcaklıklarda yerleşirler. Piroklastik akıntılar aynı zamanda sıcaklığı iyi koruyan mekanizmalardır. Bu nedenle, sıcak piroklastik akıntılar hareketleri sırasında ve yerleşmelerinden kısa süre sonra yaklaşık olarak magmatik sıcaklıkta

22

olabilirler. Püskürme sütununda yukarı çıkan malzemenin yüksekliği, püskürme sütununun yukarıya hareketi sırasında karışan soğuk hava miktarı, akıntının toplam hacmi ve sütun çökmesi sırasında kaplanan hava miktarı gibi koşullar piroklastik akıntıların yerleşim sıcaklığını belirler. Yüksek sıcaklıkta yerleşimi gösteren veriler, piroklastik akma çökellerinin epiklastik yığın akması “debris flow” çökellerinden ayırt edilmesinde önem taşırlar. Bu veriler: (a) Kömürleşmiş ağaç parçası, (b) Demirin termal oksidasyonu sonucu oluşan pembe renk veya manyetit (veya diğer

demir/manganez oksit mineralleri) mikrolitlerinin kristalleşmesine bağlı koyu renk, (c) Kaynaklı tüf zonu veya zonları, (d) Termal kalıntı manyetizma (thermal remanent magnetism), Hoplitt & Kellogg, 1979).

a) Döküntü (fall)

b) Akma (flow)

c) Türbulans (surge)

Şekil 8. Aynı topoğrafyayı üstleyen üç ana tip piroklastik çökelin geometrik ilişkileri. (Wright ve diğ., 1980’den değiştirilerek)

Piroklastik akıntıların çökelleri değişiktir, tortullaşma rejimleri ile püskürmelerin değişik tiplerini yansıtırlar. Piroklastik akma çökellerini çoğu birden fazla akma biriminden yapılıdır (Şekil 9). Her bir akma birimi bir piroklastik akma çökeli olarak kabul edilir. Güncel volkanik çökellerde üç ana tip akma çökeli tanımlanmaktadır (Şekil 10). • Blok ve kül akması (block and ash-flow) çökelleri, • Bazaltik curuf akma (scoria flow) çökelleri ve • Pümeks akma (pumice flow) çökelleri veya ignimbritler.

23

Şekil 9. Bir piroklastik akıntının yapısı ve ideal sırada oluşan çökelleri gösteren şematik diyagram.

Blok ve kül akması çökelleri eş kökenli (cognate) 5 m çapını geçebilen litik, vesikülsüz bloklar içeren kül matrikse sahip, topoğrafya ile kontrol edilen boylanmasız çökellerdir. Bu blokların bazıları sıcak olarak yerleştiklerini ortaya koyan ışınsal çatlaklara sahiptir. Klastlar genelde aynı magma tipine sahip olup, buna bağlı olarak monolitolojik özellik sunarlar. Bir akma birimi kendi içinde tersine derecelenmiş olabilir. Çok yaygın olmamakla birlikte gaz kurtulma yapıları ve kömürleşmiş ağaç parçaları bulunabilir. Bu çökellerin homojen klast bileşimi, sıcak blokların yerleşimi ve gaz kurtulma yapıları, diğer epiklastik çökellerden ayırt edilmelerinde önemli saha verileridir. Bazaltik curuf (scoria flow) akma çökelleri 1 m çapına ulaşan değişik miktarlardaki vesiküler lapilli ve bazalt-andezit bileşimindeki küllerden yapılı boylanmasız ve topoğrafya ile kontrol edilen çökellerdir. Bazı durumlarda iri ve eş kökenli vesiküler olmayan litik klastlar içerebilirler. Akma birimlerinin içerisinde büyük kırıntıların tersine derecelenmesi yaygındır ve ince taneli taban seviyesi bazen akma biriminin tabanında bulunabilir. Gaz kurtulma bacaları ve kömürleşmiş ağaç parçaları görülebilir. Kaynaklanma (welding) görülmez. Pümeks akma çökelleri veya ignimbritler tipik olarak kötü boylanmalıdır ve değişen miktarlarda kül, yuvarlaklaşmış pümeks lapilli ve nadiren çapı 1 m’ye ulaşan bloklar içeren masif çökellerdir. Akma birimlerinin içinde, litik kırıntılar normal derecelenme gösterirken büyük pümeks parçaları tersine derecelenmiş olabilir. Ancak, genelde derecelenmemiş akma birimleri yaygındır. İnce taneli taban seviyeleri akma birimlerinin tabanında yer alırlar.

24

Şekil 10. Üç tip piroklastik akma çökelinin idealize kesitleri (a) blok ve kül akıntıları, (b) bazaltik curuf (scoria) akıntıları ve (c) pümeks akıntıları (pumice flow) veya ignimbritler (Cas ve Wright, 1987). Piroklastik akıntılar farklı tektonik, volkanik konum ve çok farklı hacimlerde oluşmaktadır. Genelde, küçük (ve ortaç) hacimli akıntılar riyolitten bazalt bileşimine kadar uzanır. Ancak büyük hacimli akıntılar çoğunlukla riyolitten- dasite kadar olan bileşimlerdir. Piroklastik akma çökeltilerinin içerdiği piroklastik kırıntıların farklı tipte olması, akıntıların nasıl geliştiği ile ilgilidir. Baskın olarak pümeksten yapılı küçük hacimli akıntıların bulunmasına karşın, dom oluşumuyla bağlantılı dom çökmesi veya patlamalarıyla üretilmiş küçük hacimli akıntılar, genellikle domların zayıf gözenekli ürünlerini içerirler. Ortaçtan-büyüğe- hacimli akıntılar genellikle çabuk vesikül oluşturan magmadan kaynaklanan ve yüksek vesikül içeren malzemelerden yapılıdır. Piroklastik akıntıların topoğrafya ile ilişkisinde ise piroklastik akıntılar tamamen üst yamaçtan akarlar ve kaynaktan uzakta ilk kalınlaşabileceği vadilerin alt kesimlerinde korunabilirler (Gorshkov, 1959; Taylor, 1958). Düz topoğrafyaya sahip arazilerde, küçük hacimli piroklastik akıntılar vadilerde sınırlanabilir. Volkanın üst yamaçlarında, piroklastik akıntılar volkanın merkezlerinden aşağıya doğru akar, vadinin iki tarafında veya kıvrımlı kanalın üst kenarlarında akma hareketi nedeniyle sert ve yüksek su izleri ile büyük kaya parçaları bırakır. Piroklastik akıntılar dağ yamaçları ötesinde laharlar gibi yelpazemsi loblarda yayılır.

Bileşim Piroklastik ve türbülanslı akma çökelleri, akıntıların kökleri ve magma bileşimine bağlı olarak, kristal, cam kırıntıları, pümeks ve oldukça değişken oranlarda litik parçalardan yapılıdır. Bazı çökellerde, kristallerin önemli miktarı ve litik bileşimleri ksenolitler olabilir. Lav akmaları, dom çökmesi veya patlamanın kesilmesinden türeyen akma çökelleri; kısmen vesiküllü, kısmen vesikülsüz veya tamamen vesiküler litik kırıntıların karışımını içerirler. Kül akması tüflerinin tanımında, kül boyu aralıkları (2 mm) bileşenleri %50'den

25

fazladır. Bu, pümeks lapilli veya litik lapillinin değişen miktarlarını biir arada tutacak hamuru oluşturmaktadır. En yaygın kül boyu taneler olan cam parçalarına genellikle az miktarda pümeks kırıntıları eşlik eder. Kül veya lapilli boyundaki pümeks parçaları ya küresel ya da birkaç milimetre ile mikrometre arasında çapta, uzun, yarı paralel düzlemsel vesiküllerle karakterize edilir. Yassı pümeksin, vesiküllerin uzadığı yer olan bacadan vesikül içeren magmanın hızlı şekilde yükselmesiyle geliştiği düşünülmektedir. Kristaller kül boyuna yakın diğer bir bileşendir. Lavlardaki fenokristallerle karşılaştırıldığında, ignimbrittekiler genellikle kırılmıştır. Pümeks lapilli veya bloklar içindeki kristallerin genelde kırılmamış olması, kırılmanın püskürme veya taşınma sırasında olduğunu göstermektedir. Bükülmüş mika lavları, ''budine'' olmuş feldispat tabletleri ve kristaldeki az ayrımlı kırıkların camla doldurulmuş olduğu düşünülürse, kırılma sıkılaşma sırasında da devam etmiş olabilir. Kristal baskınlığı, igmimbritlerde yaklaşık % 0-50 arasındadır. Ve aynı bileşimdeki eşdeğeri lav akıntısındaki miktardan daha fazla olabilir. Kristaller genellikle matrikste, pümeks, lapilli bombadakinden daha fazla miktardadır. Bu durum, taşınma sırasında kristalin cam parçalarına göre matrikste tercihli yoğunlaşmanın güçlü delilidir (Hay, 1959; Walker, 1972; Sparks ve Walker, 1977). Çoğu büyük hacimli piroklastik akma çökellerinin kalkalkalin dasit-riyolit olması nedeniyle, yaygın fenokristaller kuvars, sanidin, plajiyoklas ve az miktarda amfibol, piroksen, fonolit peralkalik riyolitlerde, anortoklas iki feldispatın yerini alır. Litik kırıntılar, orta (dan büyüğe) hacimli ve bazı küçük hacimli pümeksli piroklastik akıntılarda nadiren % 5'i aşar. Likit kırıntılar için üç esas kaynak vardır: (1) yavaş soğuyan ve kristalleşen magmada hazne çeperlerinde oluşan kabuk (Schnincke,1973), (2) baca duvarlarından gelen kayaçlar ve (3) piroklastik akıntıların olduğu hat üzerinden toplanan kaya kırıntıları. İlk iki kaynaktan, bölgesel stratigrafi yeterince iyi biliniyorsa magma hazinesinin derinliği hakkında bilgi edinilebilir. Çoğu orta ve büyük hacimli ignimbritler felsik, kalkalkalin ve alkalin bileşimli magmaların püskürmesi ile oluşmuştur. Ayrıca, ilk magma odasındaki zonlanma sonrası püskürmeye bağlı düşey bileşimsel zonlanma gösterirler. Piroklastik akma çökellerindeki, derecelenmiş tabana ait zonlar, büyük kırıntıların düzensiz dizilimleri kaba (inceye) taneli düzeylerin ardalanması, uzun veya levhamsı tanelerin kabaca yönlenmesi ve renk-bileşim değişimleriyle ortaya çıkarılmaktadır. Dereceli tabakalanma dahil birçok özellik, yüksek yoğunluktaki laminar akıntılar ile yerleşime ait delil olmaktadır. Tek akma birimindeki derecelenme normal, ters, simetrik veya tekrarlanmalı olabilir. Pümeks kırıntıları ters derecelenmeli, litik kırıntıları büyük yoğunluk farklılıkları nedeniyle normal derecelenmeli olabilir.

Doku Piroklastik akma çökellerinin dokusal analizinde, kristallerin, kaya kırıntılarının ve pümeksin birbirlerine göre miktarlarını bilmek önemlidir (Walker, 1971; Sparks, 1976). Çünkü tane boyu dağılımı, boylanma ve bu üç malzemenin diğer parametreleri, akma sırasındaki püskürme sütunundaki boylanmasından farklı olabilir. Örneğin, litik kırıntılar magmatik stoping, magma odası duvarlarının parçalanması veya baca içindeki tıkaç veya domun parçalanmasından türeyebilir. Ayrıca akma sırasında yerden toplanmış olabilirler. Kristal kırıntılarının tane boyu dağılımı, magmadaki ilksel fenokristal boyu ve patlayan püskürme esnasındaki kırılmanın bir fonksiyonudur. Bundan başka, farklı mineral tipleri, farklı tane boyu aralığına sahiptir (örn: Feldispat ile Manyetit). Pümeks düşük mekaniksel dayanıklılığa sahiptir ve bunun için çökelde ince taneli fraksiyonda pümeks tozunun baskınlığının nedeni, püskürme ve akma sırasında tane boyunun azalması olabilir (Walker, 1972a).

26

Tane derecelenmesi Piroklastik akma çökellerinde her zaman olmamakla birlikte, tane boyu düşey derecelenmesi oldukça değişkendir. Piroklastik akma çökellerinin ince taneli taban seviyesi dışında, büyük tane boyunun düşey derecelenmesi yaygındır. Örneğin, pümeks taneleri genellikle ters derecelenmelidir (Kuno, 1941; Self,1972, 1976; Sparks ve diğ. , 1973, Sparks,1976; Wilson ve Head, 1981). Ancak normal derecelenmeli de olabilirler.Ayrıca, özellikle taban düzeyinde dönüşümlü (inverse) derecelenebilirler. En büyük pümeks tane boyu, akıntının üst kesiminde alt kesiminden üç kat daha fazla olabilir. Bazı durumlarda pümeks tanelerinin aşırı yoğunlaşması akıntı biriminin üst kesiminde bulunur. Fakat tabana yakın kesimlerde de gözlenmişlerdir (Crowe ve diğ. , 1978). Karasal çökellerde, pümeks ve litiklerin en büyük tane boyu mesafeyle birlikte azalır. Tane derecelenmelerinin görüldüğü türbulans çökellerinin oluşumunda iki işleyiş vardır. Birincisi çok şiddetli olan türbulanslı piroklastik akma ve ikincisi ise laminer akmadır. Burada yüksek tane yoğunluğundan düşük tane yoğunluğuna doğru geniş aralıkta piroklastik akma tipleri oluşmaktadır. Bu da karmaşık tane akmasından fluidize, laminer akmaya ve daha türbulanslı akmaya doğru bir prosesi gerektirmektedir. Türbulans ile oluşan çökellerde tane boyu azalması sırasında sürtünmenin az olduğu laminer akma gelişimiyle akma ve türbulans çökelleri arasındaki farklılıklar da azalır. Piroklastik akıntılarda fluidizasyon büyük tanelerin taşınabilmesi için gereklidir. Türbulanslı akmalarda büyük miktarlarda ince taneli malzemenin uzaklaşması doğaldır ve bu durum fluidizasyonun azalmasına neden olmaktadır. Bununla birlikte ince taneli malzemenin uzaklaşması sadece türbulans değil piroklastik akma prosesleri sırasında da gelişir (Şekil 11). Piroklastik akma ile gelişen ince tane uzaklaşması prosesinde akma düzeninde bir değişiklik olmaz.

Kristal ve litik ayrımlaşması Piroklastik akma çökellerinde ince taneli vitrik kırıntıların azalması, kristal litik kırıntıların zenginleşmesine neden olan tanelerin segregasyonu ve yıkanması; akma sırasında, bacada ve püskürme konisinde olur. Düşük hıza sahip taneler, atmosferde yükseklere taşınıp akıntıya kapılmazlar. Diğerleri ise akıntı hareket ederken akıntının üst kesimlerinden kaçarlar. Bu gelişmeler (sistematik olarak ignimbritten alınan) pümeksten daha düşük kristal/cam oranına sahip ince taneli ''Fallout tephra'' nın farklı tiplerinin oluşumuna sebep olur (Sparks ve Walker, 1977).

Piroklastik akıntıların oluşum şekilleri Piroklastik akıntılar farklı bir kaç mekanizma ile oluşurlar (Şekil 12). Bunlar güncel volkanlarda yapılan gözlemlere göre esas olarak iki ana gruba ayrılırlar. (1) lav-dom veya lav-akıntı çökmesi, (2) püskürme sütunu çökmesidir. Lav-dom veya lav-akıntısı çökmesi yüksek eğimli andezitik volkan konilerinde olmakla birlikte silisik domların püskürmesi sırasında da olur. Parçalanan lavların akıntıları duraysız ve aktif olarak büyüyen lav-domunun veya lav akıntısının yüksek yamaçlardan akması ile oluşur. Çökme sadece graviteye veya patlamaya bağlı olabilir (Şekil 12a ve b) ve graviteyle çökmeye bağlı olarak domda basınç azalması aynı zamanda patlamalı bir çökmeye neden olabilir. Patlamalar büyüyen domun yeraltı suyu ile birleştiği yerde daha şiddetli olup bu tür bir püskürme “phreatomagmatic” olarak kabul edilir. Aynı anda bir çok prosesin geliştiği düşünüldüğünde oluşan çökellerin birbirlerinden ayrılması zorlaşır.

27

Şekil 11. Piroklastiklerde iyi boylanma ve ince tanelerin azalmasını sağlayan yedi prosesi göstermektedir.

28

BLOK VE KÜL AKMASI ÇÖKELLERİ

VOLKANİKLASTİK YIĞIN (DEBRİS) AKMASI

İGNİMBRİT, PÜMEKS AKMA ÇÖKELLERİ,

ASH-FLOW TUFF

BAZALTİK CURUF “SCORIA”

AKINTISI ÇÖKELLERİ

Şekil 12. Piroklastik akıntıları oluşturan mekanizmalar. Koyu renkli taramalı alanlar yüksek tane konsantrasyonunu göstermektedir. Kül bulutu diğer çökelleri oluştururlar. Şekil 12’nin sağ tarafında domun oluşturabileceği piroklastik malzeme ve çökeller belirtilmektedir (Cas & Wright, 1982’den değiştirilerek). (Şekil 12’in devamı)

29

İGNİMBRİT, PÜMEKS AKMA ÇÖKELLERİ,

ASH-FLOW TUFF

BAZALTİK CURUF “SCORIA”

AKINTISI ÇÖKELLERİ

30

Püskürme sütunu çökmesinde, külce baskın düşey püskürme sütununun etkin yoğunluğu atmosferdekinden büyük olduğunda graviteye bağlı çökme ve piroklastik akıntılar oluşur. Bu mekanizmaya bağlı olarak oluşan tüm piroklastik akma çökellerinin hacmi küçüktür. Bu çökellerin çoğunun kısmi sütun çökmesi olayları ile ilişkili olduğu düşünülmektedir. Gözlemler bu tip küçük çökmelerin iki şekilde olduğunu ortaya koymaktadır: birincisi, birkaç yüz metre yüksekliğe çıkan yoğun piroklastik parçaların tekrar çökmesi (Şekil 12d), ikincisi devamlı gaz çıkışı sonucu oluşan kesintisiz düşey sütunda aşırı yoğun kısımların çökmesi (Şekil 12e) ile olur. Ekvatorda gelişen sütun çökmesinde ise sütunun çıkışıyla birlikte çöktüğü eş zamanlı olarak çöktüğü görülmektedir (Şekil 12f). Blok ve kül akıntılarının püskürme sütununun çökmesi ile oluştuğu düşünülmektedir. (Şekil 12g). Pümeks içeren piroklastik akıntılara ait çökeller (ignimbritler) çok büyük hacime sahip olmasına karşın (>1000 km3) güncel olanları küçük hacimlidir. Yeni gözlemler sütun çökmesinin ignimbritlerin oluşumundaki tek mekanizma olduğunu ortaya koymaktadır. Küçük hacimli pümeks akıntıları ise bir çok durumda kesikli sütun çökmesi ile oluşur. Wilson (1976) ve Sparks ve diğ. (1978) ignimbritlerin oluşumu için püskürme sütunun devamlı olarak gravite ile çökmesine dayalı teorik bir model ortaya koymuşlardır (Şekil 12h).

İGNİMBRİTLER İgnimbritler en büyük hacime sahip volkanik ürünlerdir. Bazı ignimbritlerin binlerce km2’

lik alanı kapladığı ve 1000 km3’den fazla hacime sahip olduğu bilinmektedir. Sparks ve diğ. (1973)’e göre yapılan tanımlamada ignimbrit, hacim ve kaynaşma derecesine bakılmaksızın pümeksli piroklastik akıntılardan oluşmuş kayalardır ve pümeks akma çökelleri terimi ile eş anlamlıdır. İgnimbritler tüm volkano-tektonik ortamlarda bulunan yaygın piroklastik kayaçlardır. Geniş bir oluşum ortamına sahip olup okyanus adası, ada yayları, mikokıtasal yaylar, kıta kenarı yayları ve kıta içi tektonik ortamlarında bulunabilir. Riyolit, dasit ve andezit en yaygın kaya bileşimleridir. En büyük hacime sahip olanlar riyolitik ignimbritler olup bazıları bileşimsel olarak zonlanmışlardır. İgnimbritler alkalin bileşimde de olabilir ve tüm jeolojik formasyonlarda görülebilirler. İgnimbritlerin büyük bir kısmı kalın kaldera içi ignimbritler olarak oluşurken daha düşük hacimdekiler kaldera dışına doğru akan düzeyler şeklinde bulunurlar. Pümeks akıntılarının veya ignimbritlerin bazen topoğrafik engelleri aşarak çok uzun mesafe hareket ettiği görülmektedir.

Püskürme serisi ve Sütun çökmesi İgnimbritlerin stratigrafik ilişkileri ve oluşum şekillerine hakkındaki yorumsal çalışmalar küçük -ve orta- büyüklükte hacime sahip (1 km3’den küçük) ignimbritler üzerinde yapılmıştır. Birçok yatakta gözlenen aktivite sırası: a) Pümeks döküntü çökellerini oluşturan pliniyen fazı, b) İgnimbriti ve piroklastik türbulans çökellerini oluşturan piroklastik akma fazı ve c) Lav oluşturan püskürme fazı. Bu serinin magma odasının derin ve daha az gaz içeriğine sahip kesimini temsil ettiği düşünülmektedir. Sonuç olarak pliniyen püskürmesi sütun şeklinde çıkmakta ve sütunun çökmesi ile piroklastik akıntılar oluşmaktadır. Bazı ignimbrit serileri çok daha karmaşık stratigrafi sunarlar. İgnimbrit akma birimleri pliniyen döküntü çökelleri ile ardalanmalı olabilir. Bu tür karmaşık püskürme serilerinin oluşumu ve püskürme şeklindeki değişiklikler; gaz içeriğindeki artış, ayrıca faylanma ve yerdeğiştirme ile bacanın ani kapanması sonucu olur. Suyun katılımı ile çok daha karmaşık püskürme serileri gelişir.

31

Bundan başka, tüm ignimbrit oluşturan püskürmelerde erken pliniyen fazı yani pümeks döküntü çökelleri bulunmaz. Bu durum yukarıda tanımlanan küçük -ve orta- büyüklükte hacime sahip ignimbiriti oluşturan mekanizmadan farklı bir mekanizma olduğunu göstermektedir. Büyük hacimli ignimbritlerin kökeni ile ilgili problem geldikleri kaynak hakkındadır ve kökeni için sütun çökmesi fikri ağırlık kazanmıştır. Tanımlanan büyük hacimli ignimbrit istiflerinin çoğu dolaylı ve doğrudan kalderalarla ilişkilidir. Birçok araştırıcı ignimbritlerin kaldera çökmesi ile aynı zamanda oluşan dairesel kırıklardan çıktıklarına inanmaktadır.

İgnimbritlerin Kaynaşması ve Sıkılaşması Yüksek sıcaklıklarda oluşan ignimbritlerin en önemli özellikleri plastik deformasyona uğrayabilmeleri ve cam parçalarının birbirleri ile kaynaşmasıdır. Sıcak piroklastik akma çökellerinin sıkılaşmasını detaylı olarak inceleyen Sheridan ve Ragan (1977) mekanik ve kaynaşmalı olmak üzere iki tip sıkılaşma olduğunu belirtmektedir. Mekanik sıkılaşma tane şeklinde belirgin değişim olmadan tek bir yük sonucu oluşmaktadır. Uzun, çubuksu tanelerin yataya dönme eğilimi dışında diğer taneler birbirlerine göre konumunu korumaktadır. Mekanik sıkılaşmanın çökelim sırasındaki oluşan dokuya etkisi çok azdır. Ancak, belirgin bir biçimde poroziteyi azaltır. Kaynaşma ve sıkılaşma camsı kırıntıların viskoz deformasyonu sonucu oluşur (Riehle, 1973). Düşük sıcaklıklarda tamamıyla deforme olmamış kırıntılardan yapılı kül döküntülerinden cam bir matriks içinde önceki kırıntıların hayalet sınırları bulunan vitroklastik dokuya ve nispeten homojen katı bir camdan yapılı obsidiyen görünümlü kayaca bir geçiş vardır. Vitroklastik dokuyu ortaya koyan esas kontrol ergimenin başladığı sıcaklığın uygulanma süresidir. Yaklaşık 550 oC’nin altında cam parçaları ihmal edilebilir bi deformasyona uğrarlar. Gözenekli pümekslerdeki kaynaşmada olduğu gibi (yoğun, siyah, “fiamme” yapısına sahip), kırıntıların tamamen kaynaşması ile siyah cam oluşabilir (Şekil 13). Sütunsal eklemlenme orta-yüksek dereceli tüflerde yaygındır.

Şekil 13. Kaynaşmış ignimbritlerde pümeksin oluşturduğu “fiamme” yapısı (koyu renkli merceksi bant).

32

Şekil 14. Basit bir soğuma biriminde kaynaşma zonlarının ideal düşey ve yanal gösterimi (Smith, 1960’dan değiştirilerek). Fisher ve Schmincke (1984) piroklastik akma birimlerine ait akma ve soğuma birimlerini tanımlamışlardır. Buna göre “akma birimi” tek bir piroklastik çökelimi veya tabakayı ifade etmektedir. Tek bir akma biriminin kalınlığı birkaç cm’den bir kaç m’ye kadar değişebilir ve piroklastik malzemenin gelimi saniye ve saatler içerisinde biri diğerini izler. Çoğu akma birimi birbiri üzerinde istiflendiğinde tek bir soğuma birimi şeklinde soğurlar. Bir soğuma birimi farklı soğuma rejimlerinden oluşan ve yoğunluk-kaynaşma derecesine göre ayrılan nispeten sistematik kaya zonlarından oluşmaktadır (Şekil 14). Alt düzeylerin soğuk temel kayaç karşısında çabuk soğuması ve üst kesimin ise atmosfer ile ilişkisi nedeniyle kaynaşmamışlardır. En yoğun kaynaşmanın olduğu soğuma biriminin alt kesimleri, yani maksimum yerleşme sıcaklığının en uzun süre kaldığı kesimdir.

PİROKLASTİK TÜRBULANS (SURGE) ÇÖKELLERİ Piroklastik çökeller türbulans hareketi ile yüzey boyunca yaygın, çalkantılı ve düşük tane yoğunluklu gaz-tane bulutu ile taşınır. Piroklastik türbulanslar farklı bir çok yolla oluşabilirler. Volkanik temel türbulans çökelleri bunlardan sadece birini oluşturur ve “phreatomagmatic” püskürmeler sonucu oluşur. Piroklastik türbulans çökellerinin üç durumda çökeldiği bilinmektedir. Bunlar, (1) “phreatomagmatic” ve “phreatic” püskürmeler, (2) piroklastik akmalar ve (3) piroklastik döküntüler (fall).

(1)“Phreatomagmatic” (su/magma girişimi) ve “phreatic” (buhar etkisi) püskürmeler ile oluşan türbulans çökelleri Bu püskürmeler patlamanın olduğu yerden itibaren veya “phreatomagmatic”/ “phreatic” püskürme sütunundan tüm yönlere doğru dairesel yayılımlı alçak kül bulutu olan temel türbulansını (base surge) oluşturur. magma ve suyun girişiminden kaynaklanan temel türbulansı (base surge) bir çok durumda “soğuk ve ıslak”tır. Taal 1965 püskürmesi sırasında ağaçlarda herhangi bir kömürleşme görülmemiştir. Cisimlerin üzerine külün yapıştığı bölgede, kül buhardan çok su ile karışmıştır. Buna göre türbulansta sıcaklık 100 oC’nin altında olmalıdır. Ancak bazı “phreatomagmatic” püskürmeler sıcak piroklastik türbulans çökelleri oluşturmuştur. Temel türbulansı (base surge) maar, tüf halkası, tüf konisi gibi adlandırılan küçük volkanik kraterlerin oluşumu ile ilişkilidir. Bunlar bazaltik curuf konileri oluşturan bazaltik magmanın yeraltı, yüzey suyu veya deniz suyu girişiminin olmadığı bazaltik volkanizmalarda yaygındır. Temel türbulansının (base surge) olduğu büyük volkanlar bilinmektedir. Temel türbulans çökelleri, kaldera gölü olan andezitik ve diğer stratovolkanlarda yaygın ürünlerdir.

33

(2) Akıntılarla ilişkili türbulans çökelleri İnce, tabakalı pümeks ve kül çökelleri değişik tipteki piroklastik akma çökelleri ile birlikte bulunmaktadır. Akma biriminin tabanında yer alıyorsa bunlar taban türbulans (ground surge), üst kesiminde oluşuyorsa kül bulutu türbulansı (ash-cloud surge) olarak adlandırılırlar. Bu tip türbulanslar, temel türbulansına göre farklı oluşum mekanizmasına sahiptirler. Temel türbulans çökelleri ile karşılaştırıldığında sıcak ve kuru kabul edilebilirler. Taban türbulans çökelleri yoğun, akma gövdesinin önünden giden yüksek konsantrasyonlu piroklastik akıntılar olarak düşünülebilir. Oluşabildikleri bir kaç yol vardır:

(a) düşük konsantrasyon patlamasından, (b) hareket eden piroklastik akıntının baş kısmından ayrılma ile ve (c) düşey püskürme sütununun kenarından daha erken ve daha küçük gelişen çökmeler.

Kül bulutu türbulansı (ash-cloud surge) gaz ve kül bulutunda oluşan düşük yoğunluklu akmadır. Yükselen kül bulutu, tabanı oluşturacak hareketli piroklastik akıntının üzerinden ayrılan malzemeden oluşmaktadır. Ancak, bulut şeklinde yükselen külün büyük bir kısımı daha sonra kül düküntüsü (ash-fall) olarak çökelirler. Bazı durumlarda türbulanslı kül bulutu hareket eden piroklastik akıntıdan ayrılır ve bağımsız olarak ilerler.

(3)Döküntü çökelleri ile ilişkili türbulans çökelleri: Magmatik olarak püskürmüş döküntü (air-fall) çökelleri ile ilişkili türbulans çökelleri piroklastik akıntı olmadan doğrudan püskürme sütununun çökmesi ile oluşurlar. Bu tür türbulanslar da taban türbulansı olarak adlandırılır. Yukarıdaki açıklamalara göre piroklastik türbulans çökelleri üç tipe ayrılabilir:

• Temel türbulans (base-surge), • Taban türbulans (ground surge) ve • Kül bulutu türbulans (ash-cloud surge) çökelleridir.

Temel türbulansı vesiküllü ve vesikülsüz litik kırıntılar, kül, kristal ve az miktarda yabancı litik parçalardan yapılı piroklastik kırıntıların oluşturduğu tabakalı, laminalı ve bazen de masif çökelleri meydana getirir. Bazı litik kırıntılar bacaya yakın kesimlerde bomba izleri oluştururlar. “Phreatic” buhar püskürmesi sonucu oluşan kırıntıların tümü bir önceki patlamanın parçaları (aksesuar litik) veya çok az temele ait parçalardan oluşmaktadır. Su-magma girişimine bağlı çok fazla parçalanma sonucu genelde kırıntılar 10 cm’den küçüktür. Kraterden uzaklaştıkça aniden incelmelerine karşın kraterlerin çevresinde kalın çökeller (> 100 m) oluştururlar. Stratovolkanlara ait ardalanmalı çökellerde genelde incedir. Düzgün tabakalanma ve kumul yapıları yaygın olabilir. Baca yakınında düzgün tabakalanmış türbulans çökellerini kül döküntüsü çökellerinden ayırt etmek zor olabilir. Ayrıca büyümeli (accretionary) lapilli yaygın olarak görülebilir. Taban türbulansı (ground surge) 1 m’den daha ince tabakalı çökelleri oluşturur ve tipik olarak piroklastik akma biriminin tabanında görülür. Püskürme sütunundaki bileşenlere bağlı olarak değişik oranlarda kül, vesiküllü parçalar, kristal ve litik kırıntılardan yapılıdır. Birlikte bulundukları piroklastik akma çökellerine göre daha yoğun bileşenlerce zengindir. Karbonlaşmış ağaç parçası ve gaz tahliye bacaları bulunabilir. Kül bulutu türbulans (ash-cloud surge) çökelleri piroklastik akma birimlerinin üzerinde 1 m’den daha ince tabakalardan yapılı çökellerdir. Tabakalar tek yönde olup ezilme ve

34

kabarma yapıları gösterirler ve ince ayrılmış mercekler şeklinde bulunabilirler. Tane boyu ve bileşenlerin oranları komşu piroklastik akıntının tipine bağlıdır. Kül bulutu türbulans çökelleri küçük gaz tahliye bacaları içerebilirler.

35

BÖLÜM. 5 VOLKANİKLASTİK KAYAÇLARIN SINIFLAMASI

GİRİŞ Güncel volkanlar üzerinde yapılan çalışmaların, volkaniklastik kayaçların kökensel olarak adlanmasında; parçalanma, taşınma ve çökelim mekanizmalarının anlaşılmasında özellikle piroklastik kayaçlar için faydalı olduğu görülmüştür. Bununla birlikte eski volkanik sahalarda az yüzlek bulunması, dokanak ilişkilerinin net olmaması, ayrışma, alterasyon, metamorfizma ve deformasyon nedeniyle doğrudan kökensel bir adlama yapmak uygun olmayabilir. Yeni ve eski volkanik sahalar için ilk aşamada kökensel olmayan, litolojik ve fasiyes özelliklerine bağlı bir adlama yapılması uygundur. Bu veriler ışığında dikkatli bir şekilde kökensel özellikleri değerlendirilir. Tüm volkaniklastik kayaçların Cas ve Wright (1987)’ye ait kökensel bir sınıflaması Tablo 6’da verilmektedir. Bu sınıflamaya göre yüzey koşulları ile yeniden işlenen piroklastik kırıntılar -gravite etkisi ile yamaç boyunca döküldüklerinde bile- epiklastik olarak kabul edilmektedir. Ayrıca Cas ve Wright (1987)’in volkaniklastik kayaçların oluşum şekillerine göre sınıflaması Tablo 7’de sunulmaktadır. Ancak, Gillespie ve Styles (1997) tarafından kabul edilen sınıflamada volkaniklastik kayaçlar, (a) doğrudan volkanik aktivite ile oluşan piroklastik çökeller, (b) volkanik aktivite sonucu oluşan ve sedimenter proseslerle tekrardan işlenen piroklastikler ve (c) doğrudan yüzey prosesleri ile oluşan epiklastik çökeller olmak üzere üç gruba ayrılmıştır. Tablo 6. Volkaniklastik kayaçların oluşum sıralarına göre sınıflanması (Cas ve Wright, 1987’den değiştirilerek)

VOLKANİKLASTİK KAYAÇLAR BİRİNCİL VOLKANİKLASTİK OLUŞUMLAR İKİNCİL YÜZEY

OLUŞUMLARI PİROKLASTİK ÇÖKELLER OTOKLASTİK EPİKLASTİK

Akma (flow)

• Blok ve kül akma çökelleri (block and ash flow deposit)

• Curuf akma çökelleri (scoria flow deposit)

• Pümeks akma çökelleri veya ignimbiritler (pumice flow deposit or ignimbrite)

İgnimbiritler ignimbrit breşi İgnimbrit akıntısı İgnimbrit kül döküntüsü

Otobreş (Autobreccia) Hyaloklastitler (Hyaloclastites)

Döküntü (fall)

• Pümeks döküntü çökelleri (pumice fall deposit)

• Curuf döküntü çökelleri (scoria fall deposit)

• Kül döküntü çökelleri (ash fall deposit)

Lahar Yığın akmaları (debris flow) Çamur akmaları (mud flow) Türbiditler Volkanik ve volkanik olmayan kırıntılar içeren denizel, gölsel ve flüvyal volkanik Konglomera, breş, kumtaşı, silttaşı

Türbulans (surge)

• Temel türbulans çökelleri (Base surge deposit)

• Taban türbulans çökelleri (Ground surge deposit)

• Kül bulutu türbulans çökelleri (Ash-cloud surge deposit)

36

Tablo 7. Volkaniklastik kayaçların oluşum şekillerine sınıflanması (Cas ve Wright, 1987’den değiştirilerek)

Magmatik Patlamalar

“Phreatic” veya Buhar Patlamaları

“Phreatomagmatic” Patlamalar (Su / Magma Girişimi)

Piroklastik Püskürmeler

“Quench” veya “chill-shatter” parçalanması

İlksel (Birincil) Volkanik Oluşumlar

Akma Parçalanması (otobreşleşme)

Otoklastik Oluşumlar

Epiklastik Parçalanma

İkincil Yüzey Oluşumları

• Sınıflamada tüm piroklastik kayaçlar patlamalı bir volkanizmadan oluşmaktadır. • Otoklastikler soğuma veya akma parçalanması ile oluşmaktadır. • Tekrardan işlenmiş veya çökelmiş piroklastik kayaçlar epiklastik olarak kabul edilmektedir.

PİROKLASTİK KAYAÇLARIN SINIFLAMASI Üzerinde halen yoğun bir çalışmanın olduğu piroklastik kayaçların adlanması ve sınıflanması ve adlanması halen en karışık ve tartışmaya en açık konudur. Püsküren magmaların fiziksel özelliklerindeki büyük değişim akıntıların farklı oluşum koşulları ve taşınmayla artan farklılıklar ile sıkılaşma-soğuma yapıları ve dokularındaki farklılıklar, akıntıları ve çökelimini ifade eden geniş bir adlama grubunu sonuçlamaktadır. Ayrıca, ayrım her zaman kayaç tipi, akma ve püskürme birimleri arasında yapılmaktadır. Piroklastik kayaçların adlaması gözlendikleri volkana göre adlandıkları gibi kırıntılı konsantrasyonuna bağlı akma ve yerleşme mekanizmasına göre de yapılmaktadır. Burada esas olarak, (1) laminar akma ile hareket eden ve yüksek konsantrasyonlu yarı akışkan olarak tanımlanan piroklastik akıntılar, (2) türbulanslı akan düşük konsantrasyonlu piroklastik türbulans akıntıları vardır ve karakteristik tortul yapıları sunarlar. Birçok durumda akma ve türbulans çökelleri aynı malzeme akıntısından türemiştir. Ancak, gravite akması ve hareketli kütlenin akma hızının yavaş olması nedeniyle birbirlerinden ayrılırlar. Piroklastik türbulans çökelleri, türbulans çökellerinin herhangi bir tipi için genel ad olup istifteki yer ve kökenlerine göre verilmiştir. Wright ve diğ. (1980)’e göre proklastik kayaçlar (1) kökensel, (2) litolojik olmak üzere iki grupta sınıflanırlar. Kökensel sınıflama, çökelin kökeni hakkında yorum yapmak ve daha sonra volkanın ve volkanik sahanın mekanizmasını, püskürme şeklini ve geçmişini tanımlamak için kullanılmaktadır. Piroklastik kayaçlarda kökensel yorumlama genç Kuvaterner volkanik sahalarında dikkatle yapılabilir. Ancak genelde kökeni ifade eden bir adlandırma yapılmadan önce çökellerin tüm fasiyes özelliklerinin değerlendirilmesi gerekmektedir. Litolojik sınıflama ise daha çok tane boyu ve kırıntı bileşenleri gibi çökelin esas özelliklerini ortaya koymaktadır. Bununla birlikte litolojik özelliklerin her çökel için ayrı bir prosesi ifade etmesi nedeniyle köken hakkında bazı sonuçlara imkan verir.

Litolojik sınıflamada esas olarak; • çökellerin yayılımı ve tane boyu sınırları, • çökellerin tane bileşenleri ve • kaynaşma ve kaynaşma derecesinin tayini yapılır.

37

Taşlaşmış volkaniklastik kayaçların tüm litolojik özellikleri değerlendirilmeden kökensel terminoloji kullanılmasından kaçınılmalıdır. Örneğin, devitrifye olmuş camsı bir lav eş taneli mozaik veya sferulitik doku sunmaktadır. Metamorfizma ve ayrışmadan sonra oluşan granüler dokunun kırıntılı bir kayaçtan ayrılması çok zor olabilir. Bir kayacın litolojik özellikleri; • el örneği özellikleri (dokusal ve bileşimsel) • yüzlekteki özellikleri (yerleşimle eş yaşlı tortul yapılar ve dokular) • dokanak ilişkileri (ani, devamlı veya derecelenmeli) • geometrisi (üç boyutlu şekli ve kalınlığı) • birlikte bulunduğu fasiyes ve • paleocoğrafik yerleşimine göre belirlenmektedir. Harhangi bir kökensel tanımlama yapmadan önce Fisher (1961)’in önermiş olduğu kökensel olmayan sınıflama yapılması uygun olacaktır (Tablo 8).

Tablo 8. Volkaniklastik kayaçların kökensel olmayan sınıflaması (Fisher, 1961).

Volkanik Breş (Volcanic breccia)

Tane destekli (close framework) Matriks destekli (open framework)

Kırıntılı matriks Çamur boyutlu matriks

Volkanik Konglomera (volcanic conglomerate) Tane destekli (close framework) Matriks destekli (open framework)

Kırıntılı matriks Çamur boyutlu matriks

Volkanik Kumtaşı (volcanic sandstone)

Volkanik Çamurtaşı (volcanic mudstone)

Volkanik silttaşı Volkanik kiltaşı

VOLKANİKLASTİK KAYAÇLARIN LİTOLOJİK OLARAK TANIMLANMASI Volkaniklastik kayaçların dokusal ve litolojik özelliklerinden birkaçı tek başına bir çökelim veya parçalanma şeklini ifade etmektedir. Örneğin, “aglomera” terimi birçok kez volkanik breş olarak kullanılır. Fakat volkanik breşleri oluşturan yirmiden fazla proses vardır. Aglomera terimi ise sadece volkan bacasından patlama ile gelen ekmek kabuğu şeklinde çatlaklar içeren volkanik bombaların bulunduğu piroklastik kayaçlardır. Litolojik özelliklere göre yapılan kökensel sınıflamalar ekte verilmektedir. Volkaniklastik kayaçların litolojik sınıflaması dokusal ve bileşimsel özelliklerine göre aşağıda anlatılmaktadır:

2 mm

0.0625 mm

38

Dokusal Magmatik doku ve kırıntılı doku: sokulum veya yüzey porfiritik kayaçları özşekilli veya yarı özşekilli kristallerden olumuştur. Buna karşın kırıntılı kayaçlarda klastik veya vitroklastik doku görülmektedir. Klastik dokuda kırılmış, parçalanmış kristaller ve yaygın litik kırıntılar görülmektedir. Kaynaşma: Kayaçların piroklastik kökeni olduğunu göstermesi açısından önem taşır. Kaynaşmış kayaçlar (“eutaxitic” doku, mercek şekilli pümeks foliasyonu gösteren), kaynaksız olanlara göre daha çok korunma şansına sahiptir. Kaynaşma sadece piroklastik kökeni değil aynı zamanda kaynaklı kül döküntü (ash fall) çökelleri sayesinde bacaya olan uzaklığın tahmin edilmesini sağlar. Tane Boyu: bir kayacın el örneğinde veya yüzlekteki en belirgin özelliğidir. Ancak, tane boyu belli bir kökeni ifade etmemektedir. En önemlisi, tanelerin çok iri olması kaynağa çok yakın olarak çökelmiş olmasını gerektirmez. Örneğin, ignimbrit kaba litik konsantrasyon zonlarını kilometrelerce taşıyabilir. Ayrıca, çamur akıntıları çok aşırı büyüklükteki blokları onlarca kilometre öteye taşıyabilirler. Boylanma: diğer özellikleri ile birlikte değerlendirildiğinde önemlidir. Bir çok volkaniklastik çökel kökenlerine bakılmaksızın iyi veya kötü boylanmış olabilir. Şekil: tane boyu patlamayla püsküren kırıntılar için ayırt edici olabilir. Cam parçaları (glass shard) patlamalı bir volkanizmanın verileridir. Ayrıca, yuvarlak veya ekmek şekilli bombalar, düzensiz döküntülar patlamalı akışkan (bazaltik) magmadan türeyen patlamalı bir volkanizmanın tipik ürünleridir. Düzleşmiş ve uzamış pümeks parçaları “fiamme”, ince kesitte plastik olarak deforme olmuş cam parçaları kaynaşmanın verisidir. Yuvarlaklık: tanelerin yuvarlaklığı dikkatli bir şekilde yorumlanmalıdır. Köşelilik tek başına kaynağa olan mesafeyi veya ilksel volkanik parçalanmayı ifade etmez. Örneğin, büyümeli (accretionary) lapilli küresel ve çok iyi yuvarlaklaşmıştır. Fakat çok belirgin bir şekilde piroklastik kökene sahiptir. Pümeks kırıntıları ise ignimbrit içinde taşınırken yuvarlaklaşırlar. Tane dağılımı: bir kayacın tane destekli veya matriks destekli olması kökenin belirlenmesi için gerekli bir önemli bir veri değildir. Ancak taşınma koşullarını yansıtması açısından yararlıdır.

Bileşimsel Hacimsel olarak silisik piroklastiklerin çoğunun piroklastik, bazaltik olanların ise lav halinde çıkması dışında kayaçların kimyasal bileşimlerinin köken belirlemedeki katkısı azdır. Buna karşın klastik agregatın bileşimsel homojenliği yeniden işlenme derecesini göstermesi açısından önemli bir veridir. Homojenlik en iyi litik kırıntılarla ve biraz da kristalleşmiş camsı parçalarla değerlendirilebilir. Bununla birlikte kristal, camsı parçaların ve litik kırıntıların aynı kaynaktan gelmeleri nedeniyle bileşimsel olarak homojen olabilirler. Cam parçaları, pümeks ve bazaltik curufun bulunması kesin olarak piroklastik püskürmeyi işaret etmektedir. Kristal ve/veya litik içeriği ile bileşimsel homojenlik azaldığında tane çeşitliliğine ve daha değişik kökene (epiklastik köken de dahil olmak üzere) sahip olmaları ihtimali artmaktadır.

OTOBREŞLEŞMİŞ VOLKANİKLASTİK KAYAÇLARIN ADLANMASI Otobreşleşmiş ve ani soğumayla oluşmuş volkaniklastikler herhangi bir kategoriye uymamaktadır. Birçok çalışmacı köşeli volkanik kırıntıların patlamalı yani piroklastik kökene sahip olduğunu düşünmektedir. Ancak, sualtı özellikle derin sualtı çökellerinde bu yığışımlar ani soğuma ve/veya otobreşleşme sonucudur. Ani soğuma ile parçalanma kaba, ince veya köşeli kırıntılar oluşturur ve bu tür breşlere “hyaloklastit” adı verilmektedir. Bu

39

tür kayaçlar tanımlanmasında (özellikle eski volkanik sahalarda) ilk yaklaşım litolojik tanımlama olmalıdır. Tane boyuna göre volkanik breş veya volkanik kumtaşı olarak adlandırılmalıdır. Ani soğuma ile oluştuğu belirlendikten sonra hyaloklatit breş veya hyaloklastit kumtaşı gibi kökensel bir adlama yapılabilir. Magmanın pekleşmemiş tortullara sokulduğu yerde oluşan fluidize hyaloklastit ve tortul karışımı ise “peperit” veya “peperitik hyaloklastit” olarak adlandırılır. Otobreşler için de aynı terminoloji geçerlidir. Öncelikle kökensel olmayan “volkanik breş” terimi kullanılmalıdır. Güvenilir bir şekilde diğer breşlerden ayırt edildikten sonra kökeni ifade eden “otobreş” terimi kullanılabilir. Laminer “coherent” lav akıntılarının ve intrüzyonların kısa ve detaylı bir şekilde tanımlaması aşağıdaki özelliklerine göre yapılabilir (McPhie ve diğ., 1993): ALTERASYON ⇒ DOKU ⇒ LİTOFASİYES TERİMİ ⇒ BİLEŞİMİ

(1) (2) (3) (4) Örneğin; serisitik, kuvars porfiri içeren iri taneli, akma bantlı riyolit. Veya ; vesiküler, az olivin içeren ince taneli, sütunsal çatlaklı bazalt. Bileşim, riyolit, andezit, dasit, bazalt v.b. Litofasiyes; masif, akma bantlı, sütunsal-dairesel- prizmatik çatlaklı v.b. Doku; porfiritik, ince taneli, camsı, vesiküler, vesikülsüz v.b. Alterasyon; mineral bileşimi (klorit, serisit, silika, pirit, karbonat, hematit v.b.) Dissemine, nodüler, yersel v.b. Yukarıdakine benzer bir adlama volkaniklastik kayaçlar için de yapılabilir:

ALTERASYON ⇒ LİTOFASİYES TERİMİ ⇒ BİLEŞENLER ⇒ TANE BOYU (1) (2) (3) (4)

Örneğin; kloritik-piritik, çok kalın tabakalanmalı, volkanik litik breş Veya ; ince ardalanmalı cam parçasınca zengin çamurtaşı ve kristalce zengin kumtaşı Tane boyu; çamur/çamurtaşı, kum/kumtaşı, konglomera veya breş. Bileşenleri; kristal/kristalce zengin, litik/litikçe zengin v.b. (bkz. sf. 13) Litofasiyes; tabakalanma (masif, laminalı,çok ince,ince, kalın,çok kalın tabakalanmalı v.b.) derecelenme (normal, ters, simetrik v.b.) doku (tane destekli veya matriks destekli, kötü/orta/iyi boylanmalı v.b.) eklemlenme (bloklu, prizmatik, sütunsal ve levhamsı) Alterasyon; mineral bileşimi (klorit, serisit, silika, pirit, karbonat, hematit v.b.) Dissemine, nodüler, yersel v.b. Lav/intrüzif için bileşim, volkaniklastik kayaçlar için ise tane boyu sabit olmak üzere tanımlarken en az iki özelliğe göre tanımlaması yapılmalıdır.

ÖRNEK OLARAK Lav ve intrüzifler için, Volkaniklastikler için, (2) + (1) Bloklu çatlaklanmalı riyolit, masif bazalt Kristalce zengin kumtaşı; pümeks taneli breş (3) + (1) İnce taneli dasit (?) Laminalı çamurtaşı; kötü boylanmalı masif breş (4) + (1) Serisit-silika riyolit (?), klorit-epidot andezit Piritli kumtaşı; kloritik breş

40

BÖLÜM. 6 EPİKLASTİK KAYAÇLAR Volkanik püskürmeler, özellikle büyük volkanların oluşum tarihçesi içinde, çok kısa bir zaman aralığında olur. Esas etki temele göre yüksek bir engebe oluşturarak daha sonra aşınma proseslerine maruz kalması ile ortaya çıkar. Yüksek röliyef oluşturan piroklastik ürünlerin daha sonra aşınma, taşınma ve tekrardan çökelme gibi normal epiklastik yüzey proseslerine uğraması doğaldır. Epiklastik proseslerde hem karasal hem de denizel ortamda litosferin üzerinde oluşan kırınıtlı tortulların uğramış olduğu ayrışma, aşınma, taşınma ve çökelme olayları incelenmektedir.

AŞINMA Volkanizmanın pozitif topoğrafya röliyefi bir volkanın aktif olduğu süre içerisinde sahada erozyonun çok az veya hiç etkili olmadığını göstermektedir. Bir volkanizmanın aktif olma süresi oldukça değişkendir. Bazaltik konilerde birkaç hafta ve ay arasında, stratovolkanlar ile riyolitik volkanik merkezlerde ise bir milyon yıl veya daha fazla olabilir. Bazaltik konilerin oluşumu süresince püskürme devam etmektedir ve arada çok kısa bir durgunluk olur veya hiç kesiklik olmaz. Ancak, stratovolkanlarda püskürmeler arasında uzun bir süre kesiklik olur. Bu durgunluk boyunca normal yüzey prosesleri çok aktif bir şekilde işler. Bu tip volkanizmada yüzey proseslerinin geliştiği süre püskürme süresinin çok üzerindedir. Bu tip sahalarda volkanizma aktif iken erozyonun etkili bir proses olmadığı anlamına gelmez. Volkanik aktivite sırasında gelen malzeme çok büyük miktarda olduğu için aşınma da büyük oranlarda olacaktır. Bununla birlikte volkanik aktivitenin durması ile yüksek röliyefe sahip topoğrafyada aşınma jeolojik olarak kısa bir sürede işlemeye başlar.

TAŞINMA Hem volkanik hem de volkanik olmayan sahalarda tortul taşınması tanelerin bağımsız olarak hareket ettikleri “tane akması” veya tortul paketindeki tanelerin aynı anda hareket ettiği “kütle akması” olmak üzere iki temel yolla hareket eder. Tanelerin bağımsız olduğu tortul hareketinde taneler üzerine gelen kuvvete göre tek başına hareket ederler. Kütle hareketinde ise tanelerin büyük ölçüde birlikte hareket etmesi nedeniyle tanelerin birbiri ile etkileşimi ve çarpışma çok fazladır. Tane ve kütle hareketi olarak iki gruba ayrıldığı gibi kendi içlerinde de gruplara ayrılabilir (Tablo. 9).

SUALTI GRANÜLER YIĞIN AKMASI (TÜRBİDİT AKINTILARI) Türbidit akıntıları asılı yük halinde bulunan tanelerin arasındaki akışkan türbulansının büyük ölçüde yukarı hareketi ile desteklenen tane akmasıdır. Asılı yük şeklinde hareket edemeyecek kadaryoğun olan taneler akıntının tabanında sürüklenme ile (taban yükü, sıçrama) taşınırlar. Asılı yük halindeki tortul etrafını saran akışkandan daha yoğundur ve akma gravite ile devam etmektedir. Türbidit akıntılarıyla oluşan tortullara “türbiditler” denir. Tane boyu ve konsantrasyonu türbidit akıntılarının davranışını ve çökelttikleri tortulların özelliklerini büyük ölçüde etkiler ve yüksek yoğunluk/düşük yoğunluklu türbidit akıntıları gibi farklı iki tür akıntının oluşmasına neden olur.

Düşük Yoğunluklu Türbidit Akıntıları Bu akıntılar akışkan türbulansı ile desteklenen kil-orta kum boyu tanelerin baskın olduğu nispeten düşük konsantrasyonlu akıntılardır. Tanımlanan düşük yoğunluklu türbidit akıntıları yavaş hareket etmekte (10-50 cm/sn) ve kalınlığı birkaç metreden 800 m’ye kadar değişir. Çökelme akıntının yavaşlaması ile olur. Kaba ve yoğun taneler asılı yükten ayrılarak masif ve zayıf derecelenmeli düzeyleri oluşturacak şekilde çökelirler. Daha sonra

41

Tablo 9. Tortul taşınma proseslerinin sınıflaması

Epiklastik En Yakın Volkanik Eşleniği 1. Ara maddeden bağımsız tortul taşınması

Tane Hareketi (a) tane serbest düşmesi Kül döküntüsü (air-fall) (b) tane sürüklenmesi Kütle Hareketi (c) Kaya düşmesi (d) Kaymalar (e) Çığ “nuees ardente”, blok ve kül

akması (block and ash flows) (f) Tane akması 2. Buzullarla tortul taşınması

Tane Hareketi (a) Buz kayması (b) Buzullar Kütle hareketi (c) Buzullar (d) sürüklenme 3. Suyla tortul taşınması

Tane Hareketi (a) Sıçrama (b) Asılı yük (c) Çözelti olarak Kütle akması (d) akarsu sel akması, (e) sualtı granüler yığın akması (örneğin, türbidit akıntıları)

(f) çamur akmaları, “debris flows” Laharlar (g) düşme (h) toprak sürüklenmesi

4. Hava ile tortul taşınması Tane Hareketi (a) Sıçrama Türbulans çökelleri (b) Asılı yük Püskürme sütunları Kütle hareketi (c) Hava ile hareket eden kaya çığı Pümeks, blok ve kül akmaları

kalan ince taneler sürüklenme ve asılı yük etkisi ile çapraz katmanlanmalı ve laminalı düzeyleri oluştururlar (Şekil. 15). Tüm tortullaşma birimleri akma hızının azalmasına bağlı çökelim proseslerinin dereceli değişimini gösterir (Bouma serisi). Tek bir seri birkaç santimetre ile birkaç desimetre arasında değişir. Türbidit akıntılarının ardalanması çok hızlı gelişebilir ve bu nedenle kesitin üst kesiminde ince taneli çamur seviyesinin olmadığı bir seri oluşabilir. Birimin uzak kesimlerinde çökelim birimlerinde alt, masif, kaba taneli düzey bulunmayabilir ve ince taneli üst kesimler baskındır. Düşük yoğunluklu türbidit akıntıları denize akan akarsular yoluyla veya sualtı “debris” akıntılarından oluşabilir. Totulların sığ sulardan derin su ortamına taşınıp tekrardan çökeldiğini ifade etmesi açısından önemlidir.

42

Şekil 15. Türbiditler. (A) Bouma bölümleri sunan (a-e arası) düşük yoğunluklu (klasik) türbidit, (B) yüksek yoğunluk (S1-3) ve düşük yoğunluk (Tt-e) aşamalarından oluşan çökeller sunan kumlu yüksek yoğunluklu türbidit akıntıları. Lowe (1982) ve Stow (1986)’dan değiştirilerek.

Yüksek Yoğunluklu Türbidit Akıntıları “Yüksek yoğunluklu türbidit akıntıları daha büyük tane konsantrasyonuna sahiptir ve düşük yoğunluklu türbidit akıntılarından daha kaba kırıntıları taşıyabilir. Yüksek yoğunluklu türbidit akıntılarının genişliğinin ve uzunluğunun onlarca kilometre, kalınlığının yüzlerce metre olabileceği hesaplanmıştır. Yüksek yoğunluklu türbidit akıntılarında tane desteklenme ve çökelim prosesleri düşük yoğunluklu türbidit akıntılarındakinden çok daha karmaşıktır ve büyük ölçüde tane boyu ve konsantrasyonuna bağlıdır. Kumlu yüksek yoğunluklu türbidit akıntılarında az miktarda çakılcık olup kum boyu taneler baskındır. Taneler esas olarak türbulans ve engellerde yerleşimle desteklenir. Çakıllı yüksek yoğunluklu türbidit akıntıları kil ve kaba kum ile birlikte %15’e kadar çakılcık boyu tane taşıyabilir. Kumlu yüksek yoğunluklu türbidit akıntılarıyla çökelim ilerlemeli olarak tabandan üste doğru akma düzensizliğini yansıtan yapılar içerecek şekilde olur (Şekil. 15). Sürüklenme yapıları, akıntı ve çökelen tortul arasındaki etkileşim ile olur.

Volkaniklastik Türbiditler Volkaniklastik türbidit akıntıları, daha önceden sığ su, delta ortamlarında geçici olarak yerleşen değişik boylardaki pekleşmemiş ilksel volkaniklastik ve volkanojenik sedimenter çökellerin tekrardan çökelmesine neden olur. Bu durumda volkaniklastik türbiditler pekleşmemiş tortulun deprem, hızlı yüklenme ve gözenekteki akışkan basıncının artması ile başlatılan hareketi sonucu oluşur. Ayrıca volkaniklastik türbiditler püskürmeyle aynı zamanda gelişen sualtı patlamaları, kıyı çizgisinin ilerlemesi olayları ile taşınan piroklastik akıntıların, volkanik çığ akmalarının ve laharların yerleşimi sırasında da oluşur. Bazı durumlarda, bu tip püskürme ile eş yaşlı çökeller ince tabakalı, yukarıya doğru incelen volkaniklastik türbidit akıntıları ile örtülür.

43

Volkaniklastik türbidit akıntılarından oluşan çökeller volkanik olmayan eşleniklerine ait birçok dokusal ve yapısal özellikler gösterirler. Esas farklılıklar pümeksce zengin akıntıların katıldığı durumlarda olur. Düşük yoğunluklu pümeks kırıntıları kristal parçaları gibi vesiküler olmayan ince taneler ile birlikte çökelmekte ve bu da çökelde zayıf boylanmayı sonuçlamaktadır. “Megatürbidit” terimi bazen büyük hacime sahip volkaniklastik türbidit akıntıları için kullanılmaktadır. Volkaniklastik megatürbidit tortul birimleri 100 m kalınlığa ulaşır, ayrıca kaba ve yoğun tane bileşenlerine sahiptir. Türbiditler, sualtı ortamı ve dalga tabanının altındaki çökelimi yansıtmaktadır ve eski volkanik serilerin yorumlanması açısından çok önemli veri sağlamaktadır. Ancak, gölsel ve denizel yerleşimlerin birbirinden ayırt edilmesi mümkün değildir ve tek başına suyun derinliğinin belirlenmesinde kullanılamaz. Volkaniklastik türbiditlere ait bileşenler bileşim ve kaynak volkanik sahanın özellikleri hakkında bilgi verir. Püskürme ile eş yaşlı volkaniklastik türbiditlerdeki klast şekilleri çok belirgin bir biçimde ilksel parçalanma proseslerini yansıtmaktadır. Püskürme sonrası çökellerde ise tane şekli karasal ve sığ su ortamında geçici yerleşimi sırasındaki taşınma ve işlenme tarihçesini göstermektedir.

LAHAR Lahar terimi, hem debris-su karışımının akmasını ve bu şekilde oluşan çökelleri ifade eder. Jeolojik literatürde volkanik "debris" akıntısı (akan volkanik "debris" yığınının suyla karışması) ile aynı anlamdadır. Laharların çoğu oldukça fazla hacime sahip stratovolkanlarla birlikte bulunmaktadır. Stratovolkanların çoğu andezitik dasitik bileşimlidir. Küçük boyutlardaki laharlar, değişik kimyasal bileşimli birçok "phreatomagmatic" (gaz ve su çıkışının olduğu magmatik patlama) püskürme ile oluşur. Güncel, Holosen veya Pleyistosen laharlarının çoğunun yayılımı sınırlıdır ve volkanları çevreleyen düzlük alanlarda, alüvyon önlerinde veya vadi içlerinde oluşurlar. Ancak jeolojik çalışmalarda çok büyük volkanik yapıların olmadığı yerlerde büyük lahar yayılımları görülmektedır. Laharlar birkaç milyon yılda binlerce kilometre kare alanı kaplayabilirler. Birçok lahar oluşumu volkanik püskürme ile birlikte başlar. Diğerleri de volkanik olmayan yığın akmaları şeklinde oluşur. Yığın akıntıları üzerinde yapılacak çalışmalar laharların akışkan özelliklerinin anlaşılmasına yardımcı olmaktadır. Yığın akması ıslak betona benzer şekilde plastik bir malzeme gibi davranır. Laharlar yüksek hacim yoğunluğuna sahiptir ve çökellerin dokusal ve yapısal özelliklerini büyük ölçüde etkileyen gerilim parametreleri sunarlar. Beverage ve Culbertson (1964), % 40-80 ağırlıkta katı içerikli aşırı konsantre akarsuları; ve % 80 ağırlıkta veya daha fazla (hacim olarak yaklaşık % 60) katı içerikli çamur akıntılarını incelemişlerdir. Çökelim mekanizması ve akma davranışlarına bakıldığında, çamur akıntıları sel şeklinde akan aşırı konsantre akarsulardan farklıdır. Ancak davranışı tayin eden konsantrasyonlar aynı zamanda tane boyu ve dağılımına da bağlıdır. Aşırı konsantre olanları dahil olmak üzere akarsu akıntılarında, küçük ve büyük kırıntılar çalkantılı bir ortamda su ile taşınmaktadır. Hızı düştüğünde küçük parçalar su dışında kalacaktır. Başka bir deyişle, çamur akıntıları, laminar hareketle akan su ve katı karışımlardan oluşmaktadır. Hız azaldıkça, tüm akıntı birdenbire kesilir ve su süzülme veya buharlaşma ile tanelerin arasından ayrılır. Eğimli yamaçlarda hız, tüm kütleyi hareketli tutacak kadar fazla olabilir. Ancak yamaç eğilimi azaldığında iç makaslama gerilimi, kritik yenilme geriliminin altına düşer ve böylece kütle, akıntının tabanında

44

yüksek makaslama gerilimini yenecek kadar kalın olduğunda hareketsiz kalır. Bu durumda, akıntının alt kesimi laminar düzende akmaya devam edecektir ve üzerindeki katı dolguyu taşıyacaktır. Eğim azaldığında, akıntı duruncaya ve çökelme tamamlanıncaya kadar hızları azalır ve akıntı seviyesi düşer (Johnson, 1970).

Çamur akıntılarının teorik ve pratik ifadesi için kullanışlı olan kavram, iki fazda oluştuklarının dikkate alınmasıdır: (1) < 2 mm. kırıntılar ile suyun karışımından oluşan devamlı faz (matriks veya akıcı faz), (2) > 2 mm. kırıntılardan oluşan karışık faz (Fisher, 1971). Böylece, tane boyunda kilden bloğa kadar bir devamlılık olsada tek kırıntının davranışı ve özelliklerine bakmaksızın yüksek konsantrasyon karışımlarının viskozite, yoğunluk, dayanım vb. özelliklerini dikkate almak mümkündür: Devamlı faz, büyük parçaları taşıyan bır sıvıdır. Bundan başka, devamlı fazın karışık fazdan ayrı değerlendirilmesi, farklı çamur akma çökellerini karşılaştırmak ve karakterize etmek için değişik yazarlar tarafından kullanılan tane boyu sınırlamasını standart hale getirmek için yararlı olabilir.

Yayılım ve Kalınlık Laharlar önceden oluşmuş vadileri izlerler ve aynı kaynak sahadan türeyen lav akıntıları, değişik kökenli piroklastik akıntılar alüvyonlarda ara düzey şeklinde olabilir. Eğimli yamaçlarda ve vadilerin ana kollarında ince çökeller bırakabi1irler. Laharlar vadi tabanlarında kalınlaşır ve birleşen yelpazeler oluştururlar, veya piroklastik akma çökellerine biraz benzer şekilde düşük kotlu, az eğimli yerlerde ayrı ayrı yığınlar oluştururlar. Vadi tabanında laharların hareketi genellikle akıntının tepesinde veya dalga kenarlarında olur. Vadiden aşağı akışları sırasında, vadinin daralması bir an için tabandan onlarca metre yükseklikte bir çamur akıntısının vadi kenarlarını yıkamasına neden olur. Bu kesimde laharlar "yüksek su" izleri (Veneer) bırakmaya meyillidir. Vadi tabanından 150 m.'yi aşkın yükseklikte "yüksek su" (Veneer) izleri Crandell (1971) tarafından belirtilmiştir. Lahar yüzeyleri geniş alanlar boyunca düz olmaya eğilimlidir. Ancak ayrıntıda, alt kesimlerde sıkılaşma farklılığının neden olduğu sanılan çöküntüler ve yersel kabarıklıklar içermektedir. Biçim, şekil ve boyutlar, akıntıların viskoz özelliklerine ve katlı yığınların sayısına bağlıdır.

Laharların Taban Dokanağı Laharlar ve diğer çamur akıntılarının çok kalın olması ve büyük bloklar taşımasına karşın, çok eğimli yamaçlar olmadıkça aktıkları yüzeyi genelde aşındırmazlar. Curry (1966)'ya göre, 35°-41o eğimli yamaçlarda, moloz ile bloklu debris akıntısı birleşiktir, ancak hızın düşük olduğu 7-10° eğimli yamaçlarda, büyük blokların baskın olmasına karşın akıntı, otlara çok az zarar vermiştir. 1941'de Califonia Wrightwood’da debris akıntıları az eğimli yamaçlarda çam yaprakları örtüsü üzerinde yayılmıştır (Sharp ve Nobles, 1953). Crandell (1957, 1971), 7.5°‘ye kadar eğimli yamaçlarda, debris akma çökellerinin ince kum tabakalarını, yumuşak toprağı ve volkanik külleri uyumlu olarak üstlediğini belirtmiştir. Laharlar, düzensiz kanallar boyunca akıntıda türbulansın olduğu yerlerde veya yüksek eğimli yamaçlarda bulunan gevşek malzemeyi içine alabilir. Puget Sound sahasının güneyindeki bazı Pleyistosen laharlar, aktıkları yüzeyden belirgin miktarda malzeme toplamadan 60-80 km. mesafe kat etmişlerdir (Crandell, 1963). Laharların bileşenleri kökenlerine bağlı olarak laharlar monolitolojik veya heterolitolojik olabilir. Monolitolojik olanlar muhtemelen doğrudan püskürme sırasında oluşmaktadır. Krater duvarlarının çökmesi veya fazla eğimli volkanik yamaçlardan yağmurla yıkanarak akması

45

heterolitolojik tiplere neden olmaktadır. Sıcak ve kuru piroklastik akıntılardan kaynaklanan pümeksçe zengin çökellere benzeyen (Mullineaux ve Crandell, 1962) pümeksçe zengin laharlar Bond ve Sparks (1976), Wright (1978) tarafından tanımlanmıştır. Birbirlerinden ancak manyetizmaya bağlı termal analiz ile ayırt edilebi1irler (Aramaki ve Akimoto, 1957). Laharlar karakteristik olarak, litik kırıntılar ve kül boyu minerallerin bulunduğu yoğun, köşeli, yarı köşeli ve andezit dasit bileşimli kayaçlar içermektedir. Birçok lahar çökelleri, öncelikle sıcak piroklastik akıntı şeklinde davrandıklarını ve taşınma boyunca soğudukları hakkında bir veri olan kömürleşmiş odun içermektedir (Crandell ve Waldron, 1956; Crandell, 1971). Odun kömürü içeren bir lahardaki parçaların analizi kuzeye doğru belirgin bir yönlenme göstermektedir. Bu durum, çökelim sırasında çökellerin bir kısmının Curie noktasından yukarıda sıcaklığın olduğunu işaret eder (Mullineaux ve Crandell, 1962).

Tane Boyu Dağılımı Laharlarla taşınan taneler kil blok boyu arasındadır. Ancak tane boyu yüzdesi tek bir çökel içinde veya çökeller arasında büyük ölçüde değişmektedir. Birçok istisna olmasıyla birlikte, genelde laharlar piroklastik akma çökellerinden daha kötü ve kaba boylanmalıdır. Örneğin 1902 Mt. Pele püskürmesinden türeyen blok-ve-kül akıntıları, volkanın yüksek eğimli yamaçlarından gelen gevşek küllerden oluşan laharlardan daha kaba tanelidir. Birçok yazar tarafından belirtilen tane boyu parametreleri, laharların ve volkanik olmayan debris akıntılarının kaba taneli ve kötü boylanmalı olduğunu, ayrıca geniş tane boyu aralığına sahip olduklarını göstermektedir. Fakat örnekleme yöntemleri, laboratuvar teknikleri ve yazarlar tarafından alınan toplam örnek sayısındaki farklılıklar nedeniyle veriler doğrudan karşılaştırılamamaktadır. Ayrıca lahar çökelleri baskın kaba taneli kırıntılar içermeye eğilimli oldukları için, ince taneli laharların veya kaba taneli matriksin granülometrik olarak analiz edilmesi daha uygundur. Yüzlekte, lahar çökellerinin granülometrik analizde belirlenen tane boyuna göre daha kaba taneli olduğu görülmektedir. Genelde 1 m.'den daha büyük çaplı blokların varlığı, laharların en karakteristik özelliklerinden biridir (Crandell ve Waldron, 1956; Crandell, 1971; Curtis, 1954; Schmincke, 1967). Sharp ve Nobles (1953) tarafından 1941 Wrightwood debris akıntısı üzerinde yapılan çalışma, blokların tane boyunda yanal olarak değişim olduğunu göstermiştir. İnce bileşenlerin (matriks) benzer değişim göstermemesiyle birlikte, büyük taneler kaynaktan uzaklaştıkça sayıca ve boyca azalmaktadır.

Vesiküller Vesikül olarak adlandırdığımız hava boşlukları laharlarda, taban türbulans ve diğer hidroklastik çökellerde bulunmaktadır. Vesiküller volkanik olmayan debris akıntılarında da vardır. İnce taneli çökellerde hava boşlukları küresel olmaya eğilimlidir, Halbuki kaba taneli çökellerde düzensiz biçimdedir ve önemsiz miktarda bulunabi1ir. Vesikül çapları milimetreden santimetreye kadar değişir. Büyük kırıntılara veya geçirimsiz kırıntılı zonlara bitişik olarak sık veya dağınık olabilirler. Laharlardaki vesiküllerin, laharın yerleşiminden sonra suyun uzaklaşması sonucu oluştuğu fikrinden çok, kapanlanan hava kabarcıkları (Crandell ve Waldron, 1956; Crandell, 1971) oldukları düşünülmektedir. Hava kabarcığı kökenine ilişkin iyi veri, küresel boşlukların bulunmasıdır. "Phreatomagmatic" püskürmeyle oluşmuş tüflerdekine benzer şekilde, buhar

46

boşlukları bazı sıcak laharlarda da oluşabilir. Ancak hemen hemen tümü düzensiz biçimdedir ve çökellerin çamurlu kısımlarında nadiren küresel şekilli boşluklar bulunmuştur.

Derecelenme Birçok lahar çökelinde -düzenli akma fazında bir kural olmamasına karşın- kaba taneli karışık fazda, belli belirsiz derecelenme görülür. Lahar taban üzerindeki bir çökelim biriminde genelde büyük parçaların düzensiz fakat biraz daha yoğun dizilimi vardır. Bu yüzeyler ters derecelenmelidir. Lahardaki büyük parçalar nadiren çökelim yüzeyi boyunca uzanırlar. Bununla birlikte, çökelin üst kesimlerine doğru ilerlemeli olarak kaba tane arttığında ters derecelenme düşük yoğunluklu pümeks baskın olmadıkça çok nadirdir. Bir kaç santimetre kalınlıktaki nispeten ince taneli tabana ait düzey, piroklastik akıntılarda olduğu gibi laharların ve aynı şekilde volkanik olmayan debris akıntılarının da en yaygın özelliğidir. Derecelenmenin oluşumunun anlaşılmasında hareket eden debris akıntılarında yapılan gözlemlerden ve laboratuar deneylerinden yararlanılmıştır. Akan debris yüzeyindeki blokların hareketi sıkça belirtilmektedir. Ancak büyük parçaların akıntının üzerinde yüzmesi, içinde dönmesi, yavaşça sıçraması veya yüzeye hareket etmesi büyük ölçüde sıvının plastisitesi ve yoğunluğuna göre büyük parçaların hareket hızına bağlıdır. Bazı araştırıcılar türbulansla asılı kaldıklarını ifade etmiştir. Ancak Johnson (1970), debris akıntılarının laminar düzende hareket ettiklerini, bundan dolayı büyük blokların ancak matriksin yüksek mukavemeti ve yüksek yoğunluğunun (yüzdürme kuvveti) birlikte etkisiyle asılı kalabileceklerini göstermiştir. Johnson'un sonucu kısmen kaolen-su karışımı kullandığı labaratuvar deneylerine ve kısmen de sahada hareketli debris akıntıları üzerinde yapılan gözlemlere dayanmaktadır. Kaolen-su karışımından amaç, kil içeriği 7.10 ağırlıktan fazla olduğu durumda laminer akmayı sağlamaktır. Saha gözlemleri esas olarak, düzgün akma yüzeyinin laminer akıntının belirteci olduğunu göstermiştir. Debrisin yavaş hareket ettiğini gösteren veriler ise çökeller içindeki odun parçaları, büyük kırılgan şeyl bloklarıdır. Ancak en belirgin özelliği yapboz oyunu gibi biraraya gelecek kadar az kırılmış ve yer değiştirmiş blokların yüzeylerinin ayrışmamış olmasıdır. Derecelenmedeki (yokluğu, zayıf veya kuvvetli geliştiği, ters veya normal) farklılıkların, sıvı ve katının göreceli yoğunluğuyla ilişkili olduğu görülmektedir. Katılarda düşük konsantrasyon normal derecelenmeye yol açmaktadır. Çünkü hızın değişmesiyle sıvının viskozitesi ve yoğunluğunun büyük yoğun taneleri desteklemesi daha zor olmaktadır. Yoğunluk ve viskozite değerlerinin fazla olduğu yerlerde, özellikle tanelerin yoğunluğu nispeten az ise olasılıkla normal derecelenme gelişecektir. Farklı akıntılarda çok geniş bir konsantrasyon aralığı olabilir. Beverage ve Culbertson (1964)’a göre farklı tipler arasında tüm derecelenmelerin olması beklenebilir.

Doku Laharların ve tabiiki çoğu debris akıntılarına ait dokuların izotrop olduğu kabul edilmektedir. Ancak bazı laharlarda çökelin orta kesimlerinde az yoğun disk şekilli çakıllar, kömürleşmemiş ince dallar ve ağaç gövdeleri, tabana yarı paralel dizilmiştir (Schmincke, 1967b). Debris akıntılarında kırıntılı doku gelişimi, hareket ve çökelim mekanizmasına bağlıdır. Çalışmalara göre debris akıntılarındaki matriks dayanımının, yenilme noktasının altında makaslama gerilmesi olduğu yerde bir engel oluşacaktır (Johnson, 1970). Bu engel yenilme noktasının üzerinde makaslama gerilmesinin olduğu yerde laminar akma ile hareket edecektir. Laminar akmanın kesilmesiyle akıntının tabanında yayılan engel akmayı durdurur. Böylece tabana yakın kesimde doku debris akıntısındaki tane yönlenmelerini koruyacaktır.

47

Laharların Diğer Kaba Taneli Çökellerle Karşılaştırılması Laharlara benzer özelliklere sahip diğer kaba taneli çökelleri ayırt etmek, eğer kaynak volkanik ve til, tillit, sel çökelleri ile piroklastik akma çökellerini içeriyorlarsa, oldukça zordur, Bu tür çökellerin ayırt edici tek özelliği yoktur. Ancak bir kaç özelliğin birarada değerlendirilmesi ayırt etmeye yardım edebilir (Tablo 10). Laharlar, volkaniklastik flüvyal çökellerden aşırı derecede büyük blok içermesi ve kil boyu tanelerin fazlaca bulunması ile ayırt edilebilir. Ayrıca laharların çok kötü boylanması, kendi içinde tabakalanmasız olması, fazla kalınlığı, aşınmamış taban dokanağı ve kömürleşmemiş odun parçaları içermesi en önemli özellikleridir. Tillitler de büyük bloklar içermekte ve kötü boylanmalıdır; ancak, kömürleşmiş odun içermemekte ve çizilmiş, kazılmış bir temel üzerinde oturmaktadır. Kaba taneli çökellerde üzeri çizikli kırıntıların varlığı buzul kökeni için bir veri olabilir. Ancak geçmişte birçok kez ifade edildiği gibi bu çizikler laharlarda da olabilir. Altlayan düzeydeki oyuklar bazı laharların altında görülmesine karşın, genelde buzul çökellerinde bulunmaktadır. Kaynaşmamış piroklastik akma çökellerinde yaygın pümeks bulunması, laharlardan ayırt edici olabilir. Ancak sıcak piroklastik akıntıların akarsuyla karışmasından oluşan laharları tanımlamak zor olabilir. Magnetizmaya bağlı dağınık yönlenmeye sahip kırıntılar içeren, kaba taneli kötü boylanmalı çökeller olasılıkla lahardır. Tercihli yönlenmeye sahip kırıntılar içeren çökellerin piroklastık akıntılar olduğu düşünülebilir. (Aramaki ve Akimoto, 1957; Crandell, 1971; Crandell ve Mullineaux, 1973; Hoplitt ve Kellogg,1979). Sıcak piroklastik akıntıların üst kesimleri sıcak gazların etkisiyle soluk kırmızı renkli oksidasyona uğrayabilir. Suyla karışım ve sıcak debris taşıyan sıcak piroklastik akıntılardan türeyen bazı laharların detaylı haritası yapılmadan önce kökenlerinin tayini yanlış olur. Sualtı yığın akmaları sırasında laharlar ve türbidit akıntıları zaman içerisinde birlikte veya farklı zamanlarda gelişebilir ve farklı mekanizmalar ile yığın akmasının türü belirlenir (Şekil 16a, b). Bunlar tane içi akışkan türbulansı, tane-tane çarpışması ve sıvılaşma etkisi ile kontrol edilir.

Köken Macdonald (1972), laharların oluşabileceği 12 değişik yol belirlemiştir. Bunları üç büyük grupta toplamıştır:

• Laharlar, püskürmenin doğrudan veya yakın sonucudur: göle, buzula veya buza akan volkanik ürünler, püskürmelerden sonra veya sırasındaki sağnak yağış.

• Laharlar, dolaylı olarak püskürmeyle ilişkilidir veya püskürmeden kısa bir süre sonra oluşur: Altere kayacın veya gevşek debrisin veya göllerin hızlı boşalmasına neden olan volkan yayılımı veya depremle laharın zincirleme oluşumu.

Laharlar hiçbir şekilde volkanik aktiviteyle aynı zamanda oluşmamıştır: sağnak yağış veya erimiş suyun gevşek "tephra"yı harekete geçirmesi; duraysız yamaçların çökmesi (özellikle diyajenetik ve hidrotermal olarak altere olmuş kilce zengin ve suyla ıslanmış kayaçlar); aşırı yüklemeye bağlı olarak engellerin yıkılması; kaynaktaki buzun çözülmesi sırasında

48

donmuş zeminin aniden çökmesi; aktif ayrışma ve aşınmaya uğramış yüksek eğimli yamaca sahip volkanlardan oluşan laharlar. Laharların belkide en yaygın tipi, püskürmenin durması aşamasında, yamaçdaki büyük miktarda gevşek piroklastik döküntü veya akıntının sağnak yağmurla ıslanması sonucu oluşur. Bir çok çalışmacı yaptıkları haritalarda, püskürme merkezinden uzaklaştıkça, “nuee ardente” çökellerinin (volkanın yamaçlarında) laharlarla yanal olarak ortalandığını belirlemiştir. Bazı laharlardaki su, volkanın geçirimli kısımlarındaki ve kraterdeki kar ile buzdan gelmektedir. Yağmur, tümüyle püskürme ile ilişkili olmayabilir. Diğer su kaynakları volkanın yamacındaki erimiş su veya buz, veya krater gölleridir. Depremler püskürme esnasında veya sonrasında laharları harekete geçirebilir. Tablo 10. Kaba Taneli Çökellerin Laharlarla Karşılaştırılması

LAHARLAR Tillit (su ile işlenmiş olanlar hariç)

Kaynaksız ignimbrit Flüvyal çökeller

Büyük kırıntılar (>2mm)

Büyük bloklar tonlarca ağırlıkta olabilir.

Büyük bloklar tonlarca ağırlıkta olabilir.

Aşırı derecede büyük bloklar yoktur.

Aşırı derecede büyük bloklar nadirdir.

Boylanma Zayıf, baskın kil boyu malzeme içerebilir.

Zayıf. Bol miktarda kil boyu malzeme içerebilir.

Zayıf. Kil boyu malzeme yok veya azdır.

Zayıftan iyiye. Kil boyu malzeme seyrektir.

Derecelenme Genelde ters normal olabilir veya hiç olmayabilir.

Genelde yoktur Genelde yoktur. Fakat varsa, normal veya ters.

Genelde normal

Tabakalanma ve kalınlık

Genelde çok kalın ve belli belirsiz tabakalanmalıdır.

Çok kalın, tabakalanma zayıf veya yoktur.

Genelde çok kalın ve belli belirsiz tabakalanmalıdır.

İnce. Kanallarda tabakalanma yuvarlak çakıllar

Bileşim Genelde % 100 volkanik. Piroklastık veya epiklastiklerle karışık malzeme olabilir. Ekmek kabuğu şeklinde bomba içerebilir.

Birçok kaynaktan gelen karışımlarla genelde heterolitolojiktir. Plütonik, metamorfik sedimanter kırıntılar genelde piroklastiklerden daha baskındır.

Piroklastik. Yaygın ekmek kabuğu bombalar içerebilir.

Aktif volkanizmanın olduğu sahalar dışında genelde % 100 epiklastiktir.

Büyük kırıntıların yuvarlaklığı

Genelde yarı köşeliden köşeliye

Genelde yarı köşeli yarı yuvarlak yüzeyleri çizgili veya çarpışma izli olabilir.

Genelde yarı köşeli Genelde yarı yuvarlak veya yuvarlak.

Karbonlu malzeme

Kömürleşmemiş–Kömürleşmiş

Kömürleşmemiş Kömürleşmiş Varsa kömürleşme- miş

Pümeks Bazı laharlarda yaygın

Aktif volkanların çevresi dışında bulunmaz.

Yaygın

Aktif volkanların bulunmadığı arazide yoktur.

Yayılım Hafif ondüleli yüzeylerde, vadilerde

Ova ve vadilerde tüm yüzeyleri örtebilirler. Eğimli yamaçlarda morenler.

Vadilerin aşağı kesimlerinde ve düz yüzeylerde.

Vadilerde sınırlıdır.

Alt yüzeyler Genelde aşınmasız Aşınmalı, genelde çizilmiş ana kaya üzerinde bulunur.

Genelde aşınmasız Aşınmalı

49

Şekil 16. (a) Sualtı yığın akmalarındaki farklı tane destekleme mekanizmaları ve ilişkili akma tipleri (Middleton ve Southard, 1978’den değiştirilerek), (b) Sualtı yığın akmalarının oluşum şekilleri, ilerlemesi ve çökellerin genel özellikleri (R.G Walker, 1978’den değiştirilerek). Yuvarlak içindeki numaralar (a)’da gösterilen esas tane destek mekanizmasına karşılık gelmektedir.

50

BÖLÜM. 7 LAVLAR VE LAVLARDAN TÜREYEN VOLKANİKLASTİK KAYAÇLAR

GİRİŞ Püskürme öncesinde magma, sığ kesimlere yerleşimi ile birlikte sıkışmaya veya susuz fazların kristalleşmesine bağlı olarak uçucu miktarınca doygun olabilir. Magmanın uçucu içeriği az ise veya magmadan uçucu elemanların uzaklaşabildği bir sistem varsa efüzif (patlamalı olmayan) bir volkanizma olur ve lav akmaları ile domları oluşturur. Magmadan uçucu malzemenin uzaklaştığı bir kaç yol vardır:

(1) Küçük çaplı patlamalı püskürmeler ile magmatik gazın dışarı atılması, (2) Bazı durumlarda sığ yerleşimli hidrotermal sistemlerin eşlik ettiği düzenli gaz çıkışı

ve kırıklı, geçirimli yan kaya boyunca gazın yoğunlaşması, (3) Akma sırasında veya püskürme öncesinde gaz boşluğu (vesikül) oluşumu, (4) Bacada magma yerleşimi, pasif yükselimi ve gaz çıkışı.

Şiddetli fakat kısa süreli volkanik aktivite (1) ile geçirimli baca duvarları boyunca gaz çıkışı (2) çok yaygın olup karasal nötr ve silisik lav çıkışları buna eşlik etmektedir (Newhall ve Melson, 1983; Taylor ve diğ., 1983; Eichelberger ve diğ., 1986; Heiken ve Wohletz, 1985). Yüksek viskoziteli silisik lav akıntıları, domlar ve düşük viskoziteli bazaltik lavların dokuları ile H2O içeriği üzerine yapılan çalışmalar gazın çok hızlı bir şekilde fakat patlamalı olmayan vesiküllü lav akıntısıyla dışarı atıldığını göstermektedir (3). Son yol ise esas olarak düşük viskoziteli magmalarda (çoğunlukla bazaltik) gelişmekte ve genelde sakin lav püskürmeleri ile akışkan magmanın sprey şeklinde çıkışı görülmektedir. Magmanın fiziksel özellikleri (bileşim, sıcaklık, viskozite, uçucu malzeme ve fenokristal içeriği) lavların ve volkanizma ile birlikte bulunan intrüzyonların fasiyes geometrisini ile iç yapısını doğrudan belirlemektedir. Bir çok durumda hem lavlar hem de volkanizma ile birlikte bulunan intrüzyonlar değişik miktarda düzenli laminar akıntılar veya otoklastik yani yerinde (in-situ) fazla taşınmadan parçalanmış breş fasiyesi sunarlar. Laminar düzenli fasiyes katılaşmış lav veya magmadan yapılıdır ve ince taneli porfiritik, camsı kriptokristalin veya afanitik hamura sahiptir. Patlamalı volkanizma haricinde otoklastik proseslerle oluşan otobreşleşme ve ani soğuma parçalanması -yerleşim ve bileşime bağlı olmaksızın- büyük hacime sahip parçalanmış lavlar oluşturur. Aynı oluşum şekli ıslak tortulların içine yerleşen intrüzyonların da breşlenmesine neden olur. Otoklastik fasiyes, lavlarda otobreş ve/veya hyaloklastit, volkanizma ile birlikte bulunan intrüzyonlarda ise intrüzif otobreş, intrüzif hyaloklastit veya peperit olarak görülür. Peperit, magmanın veya laminar lav akıntısının ıslak tortullar ile karışımı sonucu gelişir. Volkanizma ile birlikte bulunan intrüzyonlar ve intrüzif kompleksler sualtı tortul havzalarındaki magmatizmanın önemli ürünleridir. Tüm bileşime sahip magmalar volkanizma ile birlikte bulunan intrüzyon olarak yerleşebilirler. Bu kayaçlar vesiküllü, vesikülsüz, kısmen pümeks içerikli, afanitik, kriptokristalin ve kısmen camsı hamur içerisinde, kaba porfiritik veya afanitik (ince taneli) olarak bulunabilir. Denizel volkanik patlamaların doğası; magmanın fiziksel özellikleri, püskürme miktarı, baca geometrisi ve magmatik parçalanma gibi faktörlere bağlı olarak gelişen (1) püskürmenin olduğu su derinliği (basınç), (2) gaz içeriği ve viskozite ile ilişkili magmanın bileşimi ve (3) lav ve su girişimi dinamiği tarafından kontrol edilmektedir. Günümüzde

51

denizel piroklastik kayaçlar üç farklı şekilde oluşmaktadır: (1) okyanus ortası sırtlarda, (2) okyanus levha içi volkanlar çevresinde, (3) dalma-batma zonunun üzerinde veya yay gerisi havzalar. Gaza bağlı parçalanma derinliği olarak bilinen (volatile fragmentation depth) derinlik, esas olarak çözünmüş gazın tipine, miktarına ve bununla birlikte magma bileşimine bağlıdır. Genelde 500 m`den daha sığ bir ortamdır. Aktif olarak oluşan denizaltı volkanları su yüzeyine yaklaştıkça, piroklastik püskürmeler ağırlık kazanır. Bu aşamada, volkaniklastik apronların oluşumunu, volkanın yamaçlarından aşağı ve çevreleyen tortul havzalara doğru inen gevşek, duraysız volkanik debrisin taşınması izler. Üçüncü olarak, denize dökülen lav ve piroklastik akıntılar büyük hacimli volkanik debrise katılırlar. Bunlara daha sonra artan miktarda aşınan epiklastik volkanik malzeme eklenir. Derin su ortamında püskürme gözlenmemiştir. Gaza bağlı parçalanma seviyesi altında oluşan volkaniklastiklere ait tüm veriler, klastiklerin incelenmesi, yükselmiş okyanusal kabuk üzerindeki çalışmalar, Glomar Challenger ile yapılan temel sondajları ve sualtı çalışmaları ile elde edilmiştir.Derin denizde oluşmuş volkaniklasik kayaçların göreceli yüzdeleri, yastık lavlara ve geniş yayılımlı lavlara oranla azdır. Fakat katılaşmamış klastik kayaçların lavlardan daha düşük karot verimine sahip olması nedeniyle, genç okyanus tabanı üzerine yapılan sondajlarda belirlenenden daha fazladır.

Yastık Lavlar Güncel okyanus ortasında yapılan gözlemler denizaltı ortam ve bazaltik yastık lav yerleşimi arasında doğrudan ilişki olduğunu göstermektedir. Kabaca eliptik, yastık lavların iki boyuttaki görünümleri olan yastık şekilleri gerçekte birbirlerine bağlı tüp ve lav lobları benzeri yapılardır. Yastık lavlar soğuyan kabuğun gerildiği ve çatladığı yerlerden çıkarak yayılırlar. Yastık lavların sadece çok az bir kesimi diğer loblardan bağımsız ve tek başınadır. Yastık lav yayılım mekanizmasının lav viskozitesinden etkilendiği düşünülmektedir. Nispeten düşük viskoziteli lavda, yastık lavlar genelde kırılmadan gerilme ile yayılırlar ve kırılmamış yüzeylere sahiptirler. Daha yüksek viskoziteli lavlarda düşük viskoziteli olanların aksine kırılma, parçalanma ve pütürlü yüzeyler sunarlar. Soğuma çatlakları boyunca su girişimi aynı anda iç kesimlerin de soğumasına neden olur. Loba devamlı olarak erimiş lav beslenmesi katlı kabuk oluşumuna neden olmaktadır (Şekil 17). Yastık lavlar halat yapısı, kıvrım ve çatlak gibi değişik yüzey yapılarına sahiptirler. Dokuda dairesel ve ışınsal yapılar, yastık lavların iç yapısında belirgin olarak görülmektedir. Bazı yastık lav akıntılarında loblar çok iyi paketlenmiş ve bazı loblar diğer lobların arasını doldurarak boşlukların yerini almıştır. Yapı ve şekildeki bu tip bir asimetri gençleşme yönünü işaret eden güvenilir verilerden biridir. Paketlenmenin daha gevşek olduğu durumlarda, yastık lavların boşlukları diğer tortullardan ve camsı çeperden yapılı hyaloklastit ile doldurulur. Yastık lav çapında yukarı doğru düzenli bir azalma ise yerleşim sırasında lav çıkışının azaldığını göstermektedir (Dimroth ve diğ., 1978; Staudigel ve Schmincke, 1984).

52

Şekil 17. yastık lav loblarının yüzeylerinin yapısal özellikleri ve yastık lav büyüme modeli. Katlı kabuk bir çok kez akışkan lavın gelmesi ile yastık lavın uç kesiminde gelişir. İki farklı yastık lav lobu simetrik boyuna yayılma çatlağı sayesinde tek bir lobdan ayrılmakta ve her bir lob enine yayılma çatlakları boyunca ilerlemektedir. Açık ve kapalı oklar sırasıyla yayılma ve akma yönlerini göstermektedir (Yamagishi, 1985’den değiştirilerek). Yastık lavlar bazaltik bileşimli lavların sualtı ortamda yerleştiğini gösteren en önemli veridir. Bununla birlikte, yerleşme şekli püskürme şekli ile aynı olmak zorunda değildir. Örneğin, bazaltik “phoehoe” lav akıntıları genelde kaynaktan onlarca kilometre uzağa, sahil çizgisine kadar ulaşırlar. Sulu bir ortama giren karasal lav akıntıları ilerleyerek hyaloklastit ve uzun yastık şekilli loblar geniş yayılımlı lav deltaları nı oluşturmaktadır. Yastık lavlar aynı zamanda içinde oluştukları suyun derinliği hakkında da göreceli olarak bilgi vermektedir. Örneğin, yastık lavlarda vesiküllerin büyüklüğü ve miktarı yerleşim derinliğinin yorumlanmasında kullanılabilir. Sığ sularda nispeten homojen bir kimyaya sahip yastık lav serilerinde daha büyük ve daha fazla miktarda vesikülün olması beklenmektedir. Eski denizaltı volkanik serilerinde yapılan çalışmalar intrüzyonların suya doygun hyaloklastit veya tortulların içine yerleşmesi ile de yastık lav lobları oluşturabileceğini göstermiştir (Şekil 18). İntrüzif kayaçlar bazalttan asit bileşime kadar geniş bir kimyasal bileşime sahiptirler. Yastık lav şeklindeki intrüzyonların ekstrüzif olanlarından ayrılması için yastık lav arasındaki ve tabanındaki tortulların yapısal özellikleri hakkında detaylı inceleme yapmak gerekmektedir. Peperit yastık şeklindeki intrüzyonların üst kesimlerinde bazen oluşur, ancak lavların tabanında oluşmaz. Ayrıca, intrüzyonun kenarlarındaki tortullarda tabakalanma bozulmuş veya parçalanmıştır. Farklı olarak, yastık lav akıntısının üstündeki tortullar su sütunundan çökelmeleri veya akıntılarla yıkanmasına bağlı olarak genelde tabakalanmıştır.

53

Şekil 18. Islak ve pekleşmemiş tortullar içerisine sokulan yastık lav şekilli bazaltik andezit silinin üst (A), taban (B) ve uç (C) kesimini gösteren detay kesit. Josoji Formation, Miyoseni Japonya. Kano (1991)’den değiştirilerek.

Yastık Lav Breşleri (Pillow Breccia) Derin denizlerdeki en yaygın kırıntılı volkanik kayaçlar, lapilli-blok boyu malzemeden yapılı değişik tipteki kaba breşlerdir. Breş bileşenlerinin uç noktası, birbirlerine dokunan yastık lav parçaları içeren kırılmış yastık lavlardır. Parçalar arasındaki eklemler ya soğuma sırasında gelişmiş (Şekil 19), ya da parçalanma ortam sıcaklığına kadar soğuduktan sonra olmuştur. Bu breşler az matriksli veya matriksiz monolitolojik karakterdedirler. Bunlar yerinde oluşmuş (in-situ) breşlerdir. Örneğin, tüp lavlar (tube lavas) yamacın dik olduğu yerlerde duraysızlaşır ve yastık volkanların büyümesi sırasında çökerler. Kökenleri, yavaş akan viskoz lavın parçalanması ile oluşan otoklastik karasal lav akıntılarına benzemektedir. Bazaltik bileşimli kısmen breşleşmiş tabakalı lav akıntıları, Troodos ofiyolitlerindeki (Kıbrıs) gibi bazı derin deniz istiflerinde görülür. Bununla birlikte sondaj karotlarındaki ve daha eski lav istiflerindeki otobreşleşmiş lavları tanımlayan kriterler henüz geliştirilmemiştir.

Mekanik “unrimming” olayı, su altında püsküren lavda görülen özel bir parçalanma mekanizması olduğu uzun zamandır bilinmektedir. Bu şekilde oluşumuş kayaçlar Rittman (1958) tarafından hyaloklastit “hyaloclastite” olarak adlandırılmıştır. Tüp veya tabakalı lav akıntılarının gevrek camsı kabuğu arasındaki mekanik dayanım farklılığı, özellikle bir çok kez ardalanmalı gelişen ve bu nedenle katlı lav kabuğu oluşan tüplerin yayılımı sırasında ufalanmaları sonuçlar. Bu tip camsı lav kabuğunun eğik yüzeylere sahip parçaları, özellikle yastık lavların iyi paketlenmediği üst kesimlerde oldukça yaygındır. Yastık lav volkanları ile ilişkili en yaygın kaba breşlerin çok az veya hiç matriksi yoktur. Ancak bazıları zayıf bir yuvarlanma gösteren birden fazla klast çeşitine sahip (heterolitolojik) olabilir. Dilim şekilli yastık lav parçaları ve ince taneli-camsı kavisli kenarlar bu breşlerin özelliğidir. Ancak boylanma ve tabakalanma yapıları geniş bir dağılım sunar. Çoğu 5-20 m kalınlığında düzlemsel birimler oluşturur. Birbirlerine uyan

54

parçalara sahip kısmen kırılmış yastık lavlar, yastık lavlar ile yastık lav breşleri arasında geçiş birimidir. Yastık lav parçalarından oluşan breşler iki grupta toplanabilirler. Birincisi, yastık lav oluşturan volkanların eğimli yamaçları ve daha büyük denizaltı dağlarında oluşanlar, ikincisi ise okyanus ortası sırtlarda yaygın olarak bulunan denizaltı faylarının çökmüş bloğu üzerine dolmuş talus breşlerdir (Şekil 19). Sondaj karotlarında yastık lav oluşturan volkanların yamacı boyunca oluşmuş breşlerden ayırt edilmeleri oldukça zordur. Bazı yastık lav parçaları içeren breşler (pillow-fragment breccia), kırıntılarda ters derecelenme, lapilli-tüf matriks varlığı ve zayıf yuvarlaklaşma ile ayırt edilen debris flow şeklinde yerleşmişlerdir. Bazı birimler yanal veya düşey olarak içerisine daha büyük yastık parçaları dağılmış kül-lapilli boyu kırıntılar içeren kötü boylanmış tüf breşlere derecelenirler. Denizaltı dağlarının yamacındaki bu alanlar, bu tip breşlerle temsil edilirler. Diğer bir tip breş ise düzensiz yastık lavlar, lav parçaları ve birkaç milimetre veya desimetre çapındaki küçük yastık lavlardan yapılıdır. Bu breşler tüf matriks ve kırılmış yastık lav parçaları içerebilirler. Küresel, elips ve damla şekline sahip olması ve yastık lav istifinin üst kesiminde baskın olarak görülmesi, daha büyük yastık lavlardan sızmayı (Moore, 1975) veya denizaltı lav fışkırması (Carlisle, 1963; Schmincke ve diğ., 1983) gibi oluşumları ortaya koymaktadır.

Hyaloklastitler Hyaloklastitler soğuma ile lavların (ve intüzyonların) parçalanması ve patlamalı olmayan bir volkanizma ile oluşmuş klastik parçalardır. Bazalttan riyolite kadar geniş bir bileşim aralığına sahip magmalardan oluşabilir. Parçalanma termal gerilime tepki olarak lavların veya intrüzyonların kenarlarında oluşan ani soğuma ile gelişir. Ani soğuma parçalanması (quench fragmentation) karadan suya akan lavlarda, buzulaltında yayılan lavlarda ve pekleşmemiş, ıslak tortullara sokulan magma üzerinde etkilidir. Ani soğuma parçalanması öncelikle sokulan daykların üst kesimlerinde, lav ve intrüzyonların ise kenarlarında olur. Parçalanmış kırıntıların boyutları birkaç milimetreden birkaç desimetreye kadar değişebilir. Breşler yerinde parçalanmayı ifade eden yap-boz oyununa benzer dokuya sahiptir. Tekrardan işlenmiş hyaloklastitler için tabakalanma göstermesi, akıntının değişik kesimlerindeki breşlerin karışması ve yap-boz oyununa benzer dokuların yokluğu belli başlı verilerdir (McPhie ve diğ., 1993). “In-situ” hyaloklastitlerde taneler lavın devamlı hareketi ile biraz fazla yer değiştirebilir. Yap-boz dokuları, klastların dönmesi ve birbirlerinden ayrılması ile değişir. Tane akması ile hyaloklastitlerin tekrardan işlenmesi tabakalı bir örnek terkardan çökelmiş hyaloklastit breşlerini oluşturur. Tabakalar derecelenmeli (normal veya ters) veya derecelenmesiz olabilir. Yap-boz oyunu dokusunun kaybolmasına karşın tekrardan çökelmiş hyaloklastitlerdeki klastlar ani soğuma dokularını korurlar. Karmaşık derecelenme ilişkileri tekrardan çökelmiş hyaloklastitlerde, “in-situ” hyaloklastitler ve lav/dayklar arasında görülebilir (Şekil 20). Hyaloklastitler, lavın su ortamına yerleştiğini ve/veya magma sokulumunun ıslak tortullara sokulduğunu göstermesi açısından önemli belirteçlerdir. Bununla birlikte, hyaloklastitler harhangi bir su derinliğinde, tatlı suda veya denizde çökelebilirler. Sığ su hyaloklastitlerine tekrardan çökelmiş veya ilksel piroklastik kayaçlar eşlik edebilir. Derin su hyaloklastitleri ise tipik olarak masif veya yastık lavlarla, sığ yerleşimli intrüzyonlarla birlikte bulunurlar. Çevredeki sedimenter fasiyesin özellikleri eski hyaloklastit serisinin yerleşiminin anlaşılmasında kritik bir rol oynar.

55

Şekil 19. Denizaltı dağı yamaçlarının ve yastık lav breşlerinin diyagram gösterimi. Dik yamaçlar uçları kırılmış yastık lavlardan ve tabanda ise yastık lav parçalarından yapılıdır. (Fornari ve diğ., 1979`dan değiştirilerek)

Şekil 20. “In-situ” ve tekrardan çökelmiş hyaloklastit ve besleyen (feeder) dayk. (A)Besleyen dayktan çıkan lav parçalanmadan çok kısa bir mesafe kat eder. (B) büyüyen hyaloklastit istifine besleyen dayk sokulmaktadır. Duraysız “in-situ” hyaloklastit yamaç aşağı tekrardan çökelir. Yamagishi (1987)’den değiştirilerek.

56

“In-situ” hyaloklastit, tekrardan çökelmiş hyaloklastit ve lavlar önemli miktarda kalınlık ve hacime sahiptirler. Bazaltik hyaloklastit eski ve yeni denizaltı serilerinde esas bileşendir ve yersel olarak okyanusal kabuk üzerinde onlarca metre kalınlığa ulaşır. Su veya buzul altına yerleşen silisik lav istifleri genelde az, nadiren baskın oranda hyaloklastit içerir.

İnce Taneli Hyaloklastitler Hyaloklastit terimi son birkaç yıldır çoğunlukla sideromelan parçalarının ince taneli çökelleri için kullanılmıştır. Özelliği, eğik yüzeyli veya bloklu, vesikülsüz sideromelan parçaları olmasıdır. Bunlar parçalanmış camsı veya önceden oluşmuş yastık lav parçaları ile birlikte bulunabilirler ve tümüyle veya baskın olarak camdan yapılı birkaç metre kalınlığında çökeller oluşturabilirler. Cam parçalarının esas olarak büyüyen yastık lavların yayılımı veya lavın soğurken büzülmesi sırasında, yastık lavların camsı kabuğunun parçalanması ile oluştuğu görülmektedir (Schmincke ve diğ., 1978; Schmincke, 1983). Bazı yazarlar bu cam parçalarının su altına dalan lav veya lav kürelerinin kırılması ve tanelenmesi ile oluştuğunu önermektedir (Fuller, 1931; Carlisle, 1963; Dick ve diğ., 1978).

Otobreş Otobreşleşme akan lavın patlamalı olmayan bir volkanizma ile parçalanmasıdır. Bu oluşum genelde lav akıntılarının yüzeyini (alt, üst ve kenarlar) etkilemektedir ve sert bloklar ile levha şeklinde yapılar oluşturmaktadır. Bloklar birlikte kaynaşabilir ve devam eden akıntının hareketi ile birbirlerinden ayrılabilirler. Bu prosesler daha sonra iç kısmı laminar akıntılardan yapılı dışı otobreşleşmiş bir lav akıntısını meydana getirir. Breşleşmiş yüzeyler bazı durumlarda laminar (coherent) lav akıntılarının içine doğru ilerler ve düzensiz otobreşleşmiş lav cepleri şeklinde korunurlar. Otobreşleşme, karasal lav akıntılarında yaygındır. Aynı zamanda bazalt ve riyolit bileşim aralığına sahip denizel lavlarda da tanımlanmıştır. Sualtına yerleşen volkanizmada soğuma parçalanması (yani hyaloklastit oluşumları) akma ve otobreşleşmeye eşlik etmektedir. Ayrıca, intrüzyonlar da kısmen otobreşleşmiş olabilir. Otobreşler blok, dilim ve düzensiz şekilli lav klastlarından yapılıdır. Akma bantları veya pümeks parçaları silisik otobreşlerin tipik bileşenleridir. Kırıntılar, monolitolojik, tane destekli, matriksçe fakir , kötü boylanmalı, yap-boz oyunundakine benzer (jig-saw fit yapısı) lav breşlerine ve laminar (coherent) lav akıntılarına derecelenme gösterir. Laminar (coherent) lav fasiyesindeki akma bantları otoklastik fasiyese kadar devam edebilir. Otobreş ve hyaloklastit arasındaki dokusal farklılıklar zor ayırt edilmektedir. Otobreş tipik olarak çok az miktarda ince taneli kırıntılar içerirken hyaloklastitlerde blokların çeperleri camsıdır ve ani soğuma çatlakları içermektedir.

Peperit Peperit, laminar (coherent) lav akıntıları veya magmanın pekleşmemiş ıslak tortullar ile karışımı sonucu oluşan bir kayaçtır. Peperitler, intrüzyonlar ile ıslak tortulların dokanağında ve pekleşmemiş tortulları sürükleyen lav akıntılarının tabanı boyunca yer alır. Peperit oluşumuna katılan magma bazalt ve riyolit bileşim aralığında, ince taneli veya çok iri taneli porfiritik olabilir. Peperitlerin oluşturan tortullar da çok değişik tane boyu, bileşim ve dokusal özelliklere sahip olabilir. Gözenek suyu varlığı ve tortulun pekleşmemiş doğası, magma ve tortul dokanağında peperitlerin oluşumuna neden olan en önemli etmenlerdir. Aşırı derecede ısınmış gözenek akışkanı tortul tanelerin dokanaktan uzaklaşarak çevredeki tortulların da fluidizasyonuna neden olur. Gözenek akışkanı buhara dönüştüğünde ise yayılma patlamalı olur. Her iki proses de tortulların dokanağa yakın kesimlerinde

57

düzensizlik göstermesine neden olur. Tortul tabakalar genelde tahrip olmuş, kırılmış ve kıvrımlanmıştır. Peperit oluşumunun mekanizmaları ayrıca dış basınç (external confining pressure) ile de kontrol edilmektedir. Lav akıntısının tabanı boyunca dış basınç akıntının kalınlığı ve sualtı yerleşimler için su sütunu kalınlığına bağlıdır. Siller için dış basınç tortul kalınlığına bağlı olup sualtı ortamda ise su sütunu kalınlığı da etkilemektedir. Peperit, özellikle sualtı ortamlarında karışık tortul-volkanik serilerin esas bileşenidir. Burada yükselen magma çok kalın pekleşmemiş tortulla karşılaşır ve genelde peperitli kenarlara sahip sill veya düzensiz dayklar oluşturur. Peperitle birlikte bulunan intrüzyonlar temel olarak tortullaşma veya volkanizma ile eş yaşlıdır ve katı yan kayaca yerleşen intrüzyonlardan ayırt edilmelidir. Peperitlerin tanınması iyi bir litofasiyes çalışması, doku ve tane şekillerinin detaylı incelenmesine bağlıdır. Peperitler, laminar akmalı lav fasiyesi ve sığ yerleşimli intrüzyonlar ile birlikte bulunur, tane veya ara madde destekli olabilir. Kumtaşı veya daha ince taneli bir tortul kayaca bir intrüzyon yerleştiğinde kolaylıkla ayırt edilmesine karşın çok bileşenli ince taneli bir volkaniklastik seriye sokulum olduğunda ayırt etmek oldukça güçleşmektedir. Peperitin tortul bileşenleri genelde masif olmakla birlikte tabakalanma gösterenleri oldukça kıvrımlıdır. Ayrıca, yakınındaki deforme olmamış tortul serilerle keskin bir dokanağı veya derecelenmesi olabilir. Lav veya magmadan türeyen klastlar fluidal, kıvrımlı veya blok şeklinde olabilir ve camsı kenar yüzeyleri ile ani soğumaya bağlı “quench” olmuş çatlaklar içerebilir. Peperitic breş ise tabakalanmasız, derecelenmesiz ve genelde kötü boylanmalıdır. Magma, su ve ıslak tortul girişimine eşlik eden prosesler, ani soğumaya bağlı “quenching”, otobreşleşme, buhar patlamalarıdır ve bu proseslerin tümü birlikte gelişebilir. Detaylı yorumlamanın mümkün olmadığı bu gibi durumlarda “hidroklastik” terimi daha kullanışlıdır. Bu terim klastik çökellerin patlamalı/püskürmeli intrüzif ve ekstrüzif yerleşimler sırasında magma-su girişi ile geliştiğini ifade etmektedir.

SUALTI BAZALTİK LAV AKINTILARI Sualtı bazaltik lav akmalarından en detaylı incelenenler yastık lavlardır. Ancak, güncel okyanusal ortamda da masif düzlemsel akmalar, ince “sheet” akmaları, blok lavları, karasal “pahoehoe” ya benzer yüzey yapıları gösteren değişik morfolojide bazaltik lav akmaları gelişmektedir. Karasal bazaltik lav akmaları ile denizel olanlar benzer yapısal özellikler sunarlar. Sualtı bazaltik lav serileri büyük miktarlarda, gravite çökmesi veya soğumaya bağlı parçalanma (quenching) yoluyla, lavlardan türemiş kırıntılar içerirler. Yastık lavların arasındaki boşluklar kabuk kesimlerinin parçalanmasına bağlı olarak genelde ince taneli ve camsı hyaloklastit ile doldurulur. Hem genç hem de eski denizaltı bazaltik serilerdeki bazı çökeller, karasal lav fıskiyesi ile oluşan kırıntılara benzer (bomba ve serpinti çökelleri) bükülmüş, fluidal kırıntılar içerebilirler. Bu tür yapılar göreceli olarak daha sığ bir ortamda oluştuklarını veya derinde çok kısa aralıklarla çok şiddetli olarak püskürdüklerini göstermektedir.

58

SUALTI SİLİSİK LAV AKINTILARI, DOMLAR VE VOLKANİZMA İLE BİRLİKTE GELİŞEN İNTRÜZYONLAR Sualtı ortamlarda magmalar lav akıntıları veya domlar şeklinde yüzeye çıkabilir veya sill, dayk ve kriptodom gibi intrüzif yerleşim gösterebilirler. Sualtı volkanik yerleşimlerde su veya ıslak tortul ile ani soğumaya bağlı parçalanmanın oluşturduğu hyaloklastitlerin gelişimi de önemlidir. Laminar (coherent) lav, peperit, hyaloklastit ve yeniden işlenmiş hyaloklastit çökellerinin yayılımı ve dokanak ilişkileri yerleşim biçiminin belirlenmesinde esas olarak değerlendirilen verilerdir. Taban dokanakları karasal ve sualtı ortamda benzer özellikler gösterdikleri için üst dokanak ilişkileri daha detaylı incelenmelidir. Sualtı silisik lav akmaları ve lav domları benzer dokusal özellikler sunarlar. Ancak, domlar tipik olarak daykların kalıntılarını içerirler ve yanal olarak yaygın değildirler (Şekil 21). Lav akıntıları ve lav domları porfiritik veya ince taneli (afanitik) dokuya sahip olup masif veya akma bantlıdır. Lav akıntıları içindeki akma bantları genellikle alt ve üst dokanaklar boyunca verev olarak uzanırlar. Lav domlarının masif çekirdeği in-situ hyaloklastitler ile örtülebilir. Çok merkezli dom komplekslerinde değişik bileşimli lav ve hyaloklastit ardalanması veya derecelenmesi karakteristiktir. In-situ hyaloklastitlerin yığın akması şeklindeki çökelleri akma kenarlarında ve domun yamaç ve üst kesimleri boyunca tabakalı yeniden işlenmiş hyaloklastit çökellerini oluşturur. Bir çok durumda ıslak tortullarla dom veya lavların dokanak yaptığı yerde karmaşık lav-tortul breşleri (peperit) oluşmaktadır. Bu durum lav akıntılarının tabanında, domların alt ve kenar kesimlerinde, ayrıca lav akıntılarının kazarak ilerlediği yerde dokanak boyunca yaygındır. Tortullardaki ilksel tabakalanma lavla karıştığı yerde sıcak gözenek akışkanının hareketinin yayılmasına bağlı olarak parçalanmıştır. Özellikle silisik bileşimli lav akıntıları ve domlar, volkanik ve tortul serilerle eş yaşlı geometri ve fasiyesi etkileyen bir topoğrafya oluşturur. Genelde silisik lav akıntıları ve domlar kaynaktan çok kısıtlı bir mesafeye yayılırlar (lav akıntıları için bir kaç km, domlar için bir kaç yüz metre mesafe) ve bu nedenle bacaya olan yakınlığın belirlenmesi açısından önem taşımaktadır. Eski volkanik serilerde silisik lav ve domların sualtında yerleştiğini tayin edebilmek için laminar lav akması, in-situ hyaloklastit ve tekrardan işlenmiş hyaloklastit serisinin gözlenmesi en belirgin veridir. Bir çok durumda birlikte bulundukları tortul fasiyeslerin özellikleri ortamın tayini için en önemli özelliklerdir.

KARASAL SİLİSİK LAV AKINTILARI VE DOMLAR Karasal silisik lavlar genelde kalın (birkaç on metre ile yüz metreden fazla kalınlıkta), dar yayılımlı (bir kaç kilometre) ve küçük hacimli (bir kaç kilometre küp) lavlar ve domlar şeklinde bulunurlar. Viskozite, soğuma miktarı ve püskürme hacmi silisik lav akıntılarının şeklini ve boyutlarını belirleyen esas faktörlerdir. Lav akıntıları içindeki akma bantları, gerilmiş vesiküller, kıvrım eksenleri ve yönlenmiş fenokristaller gibi bir çok yapısal ve dokusal özellik yüksek viskoziteyi yansıtmakta, akma ile ilişkili iç yapısal özellikler soğuma çatlakları ile örtülmektedir. Karasal silisik lav akıntıları ve domların enine kesitlerine bakıldığında düz veya düze yakın üst yüzeylere, ancak çok eğimli kenarlara ve akma önüne sahip oldukları görülmektedir (Şekil. 22). Dom ve lav akıntılarının üst kesimleri yüksek eğimli akma foliasyonları ve rampa yapıları sunarlar. Tabana yakın kesimlerde ise foliasyonlar düşük eğimlidir.

59

Şekil 21. Denizel lav akıntıları (üstte) ve domlar (altta) ile ilişkili olarak gelişen volkanik fasiyeslerin dağılımı ve özellikleri. Her bir fasiyes diyagramında (1), (2) ve (3) ortada yer alan kesitlerin geçtiği noktaları göstermektedir. Her kesitteki çökeller kökensel olarak aynı fasiyese ait olmalarına karşın farklı dokusal özellikler ve iç yapıya sahiptirler.

LAV DOMU

60

Şekil 22. (A) Karasal silisik lav akıntısının şematik kesiti. Sol taraf vesiküllenme, devitrifikasyon ve akma parçalanmasından kaynaklanan dokusal değişimleri göstermektedir. Sağ taraf ise akma foliasyonlarının yönelimi ve akma kenarındaki breşlere ait belirsiz tabakalanmayı göstermektedir. (B) A’da gösterilen kesit izi boyunca akıntının düşey kesiti. Belli başlı dokusal zonlanmayı göstermektedir. Fink ve Manley (1987) ile Duffield ve Dalrymple (1990)’dan değiştirilerek. Akma foliasyonundaki değişimin yanısıra, karasal silisik lavlar ve domların vesikül boyu ve miktarı, devitrifikasyon-kristalleşme-hidrasyon etkileri gibi özellikler değişik dokuların oluşumuna neden olur (Şekil. 22). Bu dokuların gelişimi püskürme öncesi koşullardaki değişiklikleri (uçucu ve fenokristal miktarı), püskürme sırasındaki prosesleri ve yerleşimden sonraki değişimleri (kristalleşme, devitrifikasyon, hidrasyon ve eklemli çatlak gelişimi) yansıtır. Laminar ve otoklastik fasiyes dağılımı silisik lav akıntılarında büyük ölçüde lavın akma özellikleri ile kontrol edilmektedir. Riyolitik lavların akma özellikleri gerilme oranına, sıcaklık ve uçucu içeriğine bağlıdır. Buna göre, lavın sıcak olan iç kesimi kırılmaktan çok deforme olmakta, sert deforme olamayan alt ve üst kesimlerin arasında kıvrımlanmaktadır. Vesikül içeriği ve miktarındaki değişim riyolitik lavlarda büyük farklılıklar göstermektedir. Bazı kesimlerde riyolitlerin stratigrafisi püskürme öncesi ve sonrasında da olduğu gibi magma kaynağındaki uçucu içeriğini de yansıtmaktadır (özellikle kristalleşme, uçucu eksolüsyonu, uçucu dağılımı ve vesikül büyümesi). Akma sırasında gerilmeyle birlikte sıcaklık artışı, silisik lavların daha vesiküllü olmasını sağlayan diğer bir proses olabilir. Ayrıca, farklı dokusal tipler farklı yoğunluk ve akma özelliklerine bağlı olarak oluşur. Örneğin, iri vesiküllü pümeks obsidyenden daha düşük viskoziteye ve yoğunluğa sahiptir. Devitrifikasyon ve hidrasyon sonucu silisik lavlar ve domlar dokusal heterojenlik kazanır. Özellikle dış kesimleri olmak üzere lav akıntılarının büyük bir kısmı ani soğumaya maruz kalırlar. Lavların iç kesimlerinin daha yavaş soğuması sferülitik, granofirik ve

61

mikropoikilitik kristalize riyolitin çevresinde sferülitik obsidiyen zonu veya zonlarının oluşumunu sonuçlar. Yüksek sıcaklık devitrifikasyonu ise akma tamamlanmadan önce gelişir. Yukarıda güncel silisik lav ve domların doku ve yapısal özellikleri özetlenmektedir. Ancak, eski otobreşler ve yüzey yapılarının korunmasının zor olması ve camın ise ince taneli kuvars, feldispat, zeolit ve fillosilikatlar tarafından ornatılması olasıdır. Sonuç olarak, eski silisik lavlar genelde laminer, az vesiküllü veya vesikülsüz, sferülitik, mikropoikilitik ve granofirik dokuya sahiptirler.

KARASAL BAZALTİK LAV AKINTILARI Karasal bazaltik lavlar genelde “a’a” ve “phoehoe” olmak üzere iki akma şekli gösterirler. İki farklı akma tipine ait yüzey ve dokusal özelliklerindeki farklılıklar, lavın viskozitesi ve hacimsel püskürme oranına (püsküren hacim / püskürme süresi oranı) bağlıdır. Aa formasyonu yüksek hacimsel akma oranı ve nispeten yüksek viskoziteye karşılık gelmektedir. Aa lav akıntıları “clinker” olarak bilinen curuf şeklindeki lav ile örtülü masif bir iç yapıya sahiptir (Şekil 23). Ortalama olarak, aa lav akıntıları phoehoe lav akıntılarından daha kalındır ve akma sırasında iri vesiküller deforme olmuştur. Phoehoe lavları düşük hacimsel akma oranına ve lav tüplerinde akma sırasında ısı kaybının az olması nedeniyle nispeten düşük viskoziteye sahiptir. Phoehoe lavları kaynaktan uzaklaştıkça soğumaya bağlı olarak aa lavlarına dönüşebilir. Phoehoe tipi lavlarda yumuşak, yuvarlak yüzeyler ve halat şeklinde yapılar ayırt edici özellikleridir. Tek bir akma birimi çok ince olabilir. Genelde camsı bir kabuğa sahiptirler ve daha önceden gazla dolmuş vesiküller içerirler. Bazıları ise yoğun ve vesikülce fakirdir. Soğumanın yavaşlaması nedeniyle phoehoe lavları tüneller boyunca çok uzak mesafelere kadar akabilirler. Silisik lavlarla karşılaştırıldığında, karasal bazaltik lavlar daha düşük viskozitelidir ve geniş yayılımlı (bir kaç on kilometre uzunluğunda), ince seviyeler (bir kaç on metreden daha ince) oluştururlar.

Şekil 23. İki tip karasal bazaltik lav akıntısının boyuna kesitleri. (Lockwood ve Lipman, 1980)

62

BÖLÜM. 8 TÜRKİYE’DEKİ GENÇ VOLKANİZMA

DOĞU ANADOLU’DA KUVATERNER VOLKANİZMASI VE JEOLOJİSİ (Yılmaz ve diğ. 1998) GİRİŞ Bitlis-Zagros süturu boyunca çarpışma ile sonuçlanan Arap Platformu ile Avrasya arasındaki kuzey-güney yönlü yaklaşma hareketi bugün halen devam etmektedir. Bunun sonucu olarak kıtasal kabuk kısalıp kalınlaşmış ve Türk-İran yaylası yüksek plato oluşturacak şekilde yükselmiştir. Plato üzerindeki volkanik aktivite Neojen’de başlamış, geç Miyosen-Pliyosen’de şiddetini artırmış ve tarihsel zamanlara kadar devam etmiştir. Geniş yayılım sunan ve Türk-İran yaylası üzerinde önemli topografik yükseltiler oluşturan volkanik merkezler Kuvaterner’de gelişmiştir. Kuvaterner yaşlı büyük volkanik merkezler arasında Ağrı Dağı, Tendürek, Süphan ve Nemrut yer almaktadır. Büyük Ağrı ve Küçük Ağrı’dan oluşan Ağrı Dağı bileşik bir stratovolkandır. Anadolu’nun yüksekliği bu volkan sayesinde 5000 m üzerine ulaşmaktadır. Tendürek çift tepeli bir kalkan volkanıdır ve yaygın olarak “pahoehoe” ve “aa” lav akıntıları şeklinde çok miktarda bazaltik ürün vermiştir. Tendürek volkanı kötü gelişmiş bir yarım kalderadır. Süphan volkanı bir stratovolkan olup silisik bir dom tarafından kapatılmıştır. Bu volkan 4000 m’yi aşan yüksekliği ile Anadolu’da ikinci büyük topoğrafik yükseltidir. Volkan çevresinde küçük çaplı domlar ve yan konilerin oluşturduğu bir küme bulunmaktadır. K-G doğrultusunda yer alan volkan grubunun bir üyesi de Nemrut volkanıdır. Bu volkan iyi gelişmiş bir kaldera çöküntüsüne ve kaldera gölüne sahiptir. Çeşitli volkanik aktiviteler son bir iki milyon yıl içerisinde gelişmiştir. Kuvaterner yaşlı volkanik merkezler her ne kadar zamansal ve konumsal olarak yakın bir topluluk oluştursa da bazaltan riyolite kadar değişen bileşimdeki lavların geniş yayılımı yer almaktadır. Bu volkanlar değişik bileşimsel gidişlere sahiptir. Ağrı Dağı farklı olarak subalkalin, Süphan ve Nemrut düşük dereceli subalkalin ve Tendürek yüksek derecede kalkalkalin niteliklidir. İzotop oranları ile birlikte ana ve iz element içerikleri magmaların heterojen bir manto kaynağından oluştuğunu göstermektedir. Doğu Anadolu, yarıdan fazlasının 1.5 km’lik yüksekliğe sahip olduğu yüksek topoğrafyalı bir bölgedir ve Türk-İran yaylasına ait bir platodur. Doğu Anadolu platosu üzerindeki genç volkanlar çok yüksek tepeleri oluşturmaktadır. Ağrı Dağı gibi bazı volkanik merkezler dünya bilim adamlarınca tanınmakla birlikte volkanik merkezlerin jeolojik özellikleri detaylı verilerin olmaması nedeniyle az bilinmektedir. Önceki çalışmalar, genel özellikleri ile volkanları tanımlayıcı jeolojik veriler sağlamaktadır. Ancak bu çalışmalar genel olarak jeokimyasal özellikler yardımıyla magma kökeninin belirlenmesi üzerinde yoğunlaşmıştır. Detaylı jeolojik haritalama, volkanik stratigrafi, volkanik olayların özeti ve volkanik merkezlerin yerlerinin belirlenmesi üzerine yapılan çalışmalar çok az sayıdadır (Özpeker, 1973; Güner ve Şaroğlu, 1987). Genç yapısal elemanların dağılımı ve volkanik merkezler Şekil. 24’de gösterilmektedir. Şekil.1 de gösterildiği gibi volkanik aktivite tarihsel zamanlara değin aralıksız sürmüştür ve olasılıkla volkanizmada geç Miyosen-Pliyosen (6-3 milyon yıl) en aktif dönemdir (Innocenti ve diğ.,1976, 1980; Yılmaz ve diğ., 1987, Pearce ve diğ., 1990). Volkanizma Kuvaterner de az miktardaki merkezlerle sınırlı olarak gözlenir ve genellikle K-G kısalma deformasyonu altında oluşmuş K-G tansiyonal açılmayı izlemiştir.

63

Şekil 24. Doğu Anadolu’daki ana volkanik merkezler ve ana faylar. Güneydeki bindirme fayı Bitlis-Zagros sütur zonu boyunca uzanan ana bindirme fayıdır. NAF ve EAF sırasıyla Kuzey Anadolu ve Doğu Anadolu transform faylarıdır. Küçük resim ise çalışma alanını göstermektedir (Yılmaz ve diğ., 1998’den değiştirilerek). Bu bölümde Doğu Anadolu’da Kuvaternerde aktif olan Nemrut, Süphan, Tendürek ve Ağrı Dağı volkanik merkezlerinin jeolojik özellikleri ve volkanizma tipleri ile volkanik olayların özeti sunulmaktadır.

NEMRUT Geniş bir kaldera çöküntüsü ve kaldera gölü sunan Nemrut, Doğu Anadolunun görülmeye değer volkanizmalarından biridir. Nemrut dağı, Van gölü doğusunda bulunan kısmen yaşıt volkan guruplarının içinde en genişidir. Bunlar arasında Nemrut, Kirkor, Mazik büyük volkanlardır. Bu volkanlar K-G yönünde tahminen 50 km’ye erişmektedir.Volkanların bu dizilimi D-B gidişli nehir yataklarına bir engel oluşturmuştur ve Van Gölü’nün gelişmesinde önemli bir rol oynamıştır (Güner, 1984 ve bölümdeki diğer kaynaklar). Nemrut volkanik merkezi, Van Gölü’nün batı kenarı yakınında yer almaktadır. Tatvan kasabasından 10 km uzaktadır (Şekil. 25a). Volkan, platodan (1700 metre) yaklaşık 2935 metreye yükselmektedir ve geniş bir elips şekline sahiptir. Elipsin uzun ekseni K/KB-G/GD yönünde uzanmaktadır ve yaklaşık 27 km uzunluktadır.Kısa eksen yaklaşık 18 km dir. Volkan yaklaşık 486 km2 bir alanı işgal etmektedir. Volkanik merkez yaklaşık 337.5 km3’lük volkanik malzemeden yapılıdır (Şekil. 25a).

64

Şekil 25a. (a) Nemrut volkanik merkezinin jeoloji haritası. 1- Yamaç molozu, 2- Alüvyon, 3- trakiandezit, 4- bazalt, 5- piroklastik kayaçlar, 6- bazalt, 7- trakit, 8- trakitik obsidyen, 9- pümeks döküntü ve akma çökelleri, 10- hyalotrakit, 11- lahar breşleri, 12- trakit, 13- bazalt, 14- vesiküler bazalt ve curufu, 15- trakit, 16- obsidyen, 17- bazalt, 18- bazaltik curuf konisi, 19- trakit, 20- lahar breşleri ve akma breşleri, 21- trakit, 22- aglomera, 23- obsidyen, 24- trakitik tüf, 25- obsidyen, 26- pirkolastik döküntü ve akma çökelleri, 27- pümeks tüf, 28- trakit, 29- çoğunlukla metamorfik olan ayrılmamış temel kayaları, 30- açılma çatlakları, 31- normal fay, 32- fay, atımı bilinmiyor, 33- püskürme merkezi, 34- krater, 35- lav “shrink”, 36- yelpaze çökelleri, 37- lav akma yönü, 38- teras çökelleri, 39- kaldera duvarı, 40- küçük dom (Yılmaz ve diğ. 1998).

Nemrut Gölü

VAN GÖLÜ

65

Şekil 25b. Nemrut volkanik merkezinin genelleştirilmiş stratigrafik kesiti, tablonun sağ tarafındaki sütun (a) volkanitler tarafından örtülen alanı, (b) çıkan volkanik malzeme hacminin yaklaşık miktarını göstermektedir (Yılmaz ve diğ. 1998’den Türkçeleştirilerek). Nemrut büyük bir kaldera çöküşü olayına maruz kalmış olup çok kökenli (polygenetic) bir stratovolkan özelliği sunmaktadır. Kaldera duvarı yaklaşık 688 metre yüksekliktedir. Çöküntü alanının çapı tahminen 8.3 × 7 km olarak ölçülmektedir. Kaldera içinde bir büyük kaldera gölü ve dört adet küçük göl bulunmaktadır (Şekil 25a). Bu dört gölcük mevsimsel iken kaldera gölü süreklidir. Sürekli bulunan göl 4.9 × 2.1 km alanında yerleşerek kalderanın batısını işgal etmektedir. Göl tatlı su ile dolu olup su derinliği ortalama 100 metredir (en derin kesim 155 metre) (Özpeker 1973). Bir takım belirgin olmayan sıcak buhar çıkışları ve gaz boşlukları bulunmaktadır. Az miktarda gaz çıkışı kaldera tabanında aktiftir. Sıcak su çıkışı olan yerlerde gaz kabarcıkları örneklenmiştir ve Nagao ve diğ (1989) tarafından bulunan oranlara benzer şekilde 3He/4He oranı 1.06 olarak bulunmuştur. Juvenil gaz çıkışı günümüzde halen devam etmektedir ve toplam He gazının % 95'i mantodan türemiştir.

66

Şekil. 25a’da gösterilen Nemrut'un detaylı jeolojik haritası ve Şekil 25b’de gösterilen stratigrafik kesit, hava fotoğrafları ve arazi çalışmaları yardımıyla hazırlanmıştır. Nemrut Dağı’nın jeolojik haritası ve aşağıda verilen özeti, Nemrut volkanik merkezinin gelişimi sırasındaki bazı önemli volkanik olayları göstermektedir. Koni öncesi faz Bu bölgedeki volkanların yaklaşık K-G yönlü gidişi, volkanik aktivitenin bacadan 5-10 km uzaktaki çatlaklardan püskürmesiyle (“fissure eruption”) başladığını ortaya koymaktadır. Başlangıçta volkanik aktivite patlamalı olarak başlamıştır ve baskın olarak trakit bileşimli (28’den 26’ya) kalın (50 metre) bir piroklastik dizi oluşturan "Pliniyen" püskürmesi gerçekleşmiştir (burada ve daha sonraki parantezlerdeki numaralar litoloji numaraları olup jeolojik haritalarda ve genelleştirilmiş stratigrafik kesitlerde açıklanmıştır). İlk piroklastik ürünler yaklaşık volkanik merkez çevresinde çok geniş (500 km2) bir düzlüğü örtmüştür (27, 26). Piroklastik tabakalar, püskürme ile oluşan toz bulutundan (püskürme sütunu) döküldüğünü gösteren iyi boylanmış pümeks kırıntılarından yapılıdır ve bu çökeller kalın (30 metre) piroklastik akma çökelleri ile ardalanmalıdır. Daha sonra Bitlis Masifi’nin temelini oluşturan metamorfik temel kayaları ve aynı zamanda gölsel fasiyesin Miyosen kıtasal çökellerini üstleyen ignimbirit platosu oluşmuştur. İnce ve kaba piroklastik tabakaların belirgin düzeyleri beyaz, sarı ve soluk kahve renktedir. Her bir patlamalı faz birbirinden farklı genellikle 1 metreden kalın tabakalar oluşturmuştur. Volkanik dizideki piroklastik kayaçlar ve ilk oluşmuş lavların göreceli miktarları güneyden kuzeye ölçüldüğünde volkanizmanın kuzeye doğru göç ettiği anlaşılmaktadır. Çünkü lav/piroklastik ardalanması üzerinde kısmen yayılım sunan lav tabakaları kuzeye doğru daha baskındır. Yığın akıntısına bağlı olarak oluşan çökeller taban üzerinde 15 dereceden fazla olmayan hafif bir eğimle volkanik merkezden uzağa yayılmış belirgin tabakalar ile ayırt edilmektedir. Eğimlenmiş tabakalar kıvrımsızdır ve ilksel yüksekliklerini korumaktadırlar. Bu durum, püskürmenin volkanik merkezin geliştiği noktada sınırlı kaldığını göstermektedir. Bu görüş aynı zamanda benzer dönemde oluşmuş riyolit ve trakit, curuf konilerinin bir kısmının yay şeklinde yayılım sunması nedeniyle desteklenmektedir. Bu volkanik ürünler tanjansiyel ve radyal çatlaklar boyunca yerleşmişlerdir (27’den 24’e). Kaynaklı ve kaynaksız tüf tabakaları, trakitik lavlar ve piroklastik kayalar üzerinde yaklaşık 250 km2’lik bir alanı örtmektedir. Piroklastik akıntılar (24) volkanın doğusundan ve az miktarda da batısından aşağı doğru akmıştır.

Koni oluşum fazı Koni oluşumu fazında volkanik aktivite, siyah trakit ve yüksek akıcılığı olan bazaltik lav akmaları (23’den 20’ye) oluşturmuştur. Bunlar kaldera duvarını oluşturan seri içinde netçe gözlenmektedir. Koniyi oluşturan püskürme piroklastik akıntılarla ardalanmalı ince lav tabakalarını (>5m) çökeltmiştir. Volkanik aktivitenin bu bölümünde akıcı lav başlıca güney yönde ve 40 km’den daha uzak mesafelere yayılmıştır. Lav akması Bitlis boğazı yönünde ilerlemiştir. Vadi boyunca akan bazaltik lavlar genellikle 200 metreden geniş ve 5 ile 30 metre yüksekliğindedir. Bazalt püskürmesinden sonra trakit ve riyolit çıkışları meydana gelmiştir. Koyu renkli piroklastik kayaçlar trakit ve riyolit püskürük ile birlikte çökelmiştir (18-16). Kirkor domu güneyde kısmen bu olayla aynı dönemli oluşmaya başlamıştır (19’dan 17’ye). Volkanik aktivite, bazalt ve trakit lavları ile piroklastiklerinin püskürmesini izleyerek (17 ve 16) şiddetini arttırmıştır. Beş büyük patlamalı fazın ayırtlandığı yerdeki kaldera duvarı serisindeki tefra dizisinde piroklastik türbulans,

67

döküntü ve akma üçlüsü ayırt edilmiştir. Aşınma yüzeyi (marked erosional surface) ile ifade edildiği gibi trakit (15), bazaltik lavlar ve ignimbriti kapsayan piroklastik akmalar (16) volkanik aktivitenin olmadığı dönemi takiben püskürmüştür ve volkanizma ürünleri merkezden ışınsal olarak dağılmıştır. Her püskürme fazının sonunda ince ve soluk yeşil akma foliasyonu sunan hyalotrakit lav tabakası, yer yer akma izleri içeren obsidiyen akıntıları ile ardalanmalıdır. Sonuç olarak geniş bir volkanik koni gelişmiştir. Özpeker (1973), bu fazda oluşmuş olan tabakaların ortalama 40o eğimli olduğunu kabul ederek volkanik koninin kaldera çökmesinden önce 4400 metreye eriştiğini ileri sürmüştür.

“Climatic” faz Volkan konisinin tepesi durgun bir dönem ve kısmen dirilen domlaşma sonrası çökmüştür. Tahminen 24.4 km3 hacimli bir malzemenin volkan içerisine göçtüğü kabul edilmiştir.

Kaldera sonrası faz Çökme sonrasında kalderanın kenarında kalın, viskoz trakitik ve riyolitik lav ile piroklastik akma (12’den 8’e) ürünlerinin ortaya çıktığı bir püskürme meydana gelmiştir. Pümeks blokları ve ince külden oluşan felsik bileşimli piroklastik akma ürünleri (9), şiddetli buhar püskürmesine uygun olarak kalderanın dış yamacından aşağıya hareket ederek kaldera duvarının doğusundaki açığa doğru ilerlemiştir. Püskürmenin bu bölümdeki olaylar yüksek kaldera merkezinde şu an mevcut olarak bulunan 10 dan fazla dom ve tüf konilerini oluşturan piroklastik olayların geniş bir bölümü ile karekterize edilir. Bu aktivitenin sonucu olarak tekrarlanan piroklastik akıntılar, masif akma bandı sunan iri camsı siyah obsidyen eşliğinde ignimbirit (9) havuzunun oluştuğu kaldera tabanında toplanmıştır (10’dan 8’e). Nadir olarak kaldera tabanında camsı obsidyenden pümeks akıntısına doğru geçiş gözlenmiştir. Bu bölüm esnasında yoğun perlitik hyalotrakit akmalar meydana gelmiştir. Bununla beraber Göltepe (10) olarak bilinen merkeze yerleşmiş tali koni oluşmuştur. Göltepe'nin yaklaşık 1.5 km kuzeyinde yerleşmiş diğer bir tali koni daha sonra oluşmuştur. Bu olayı bir grup sinder konisi, patlamalı kraterlerin bir dizisi ve domlar (7) takip etmiştir. Bunlar K-G doğrultusu boyunca uzanan açılma çatlaklarına yerleşmiştir. Daha sonraki dönemde volkanın kuzey kanadında bazaltik - trakitik lavlar ve ardalanmalı olarak piroklastik püskürüklerden oluşan sinder konileri ile domlardan yapılı karmaşık bir alan haline gelmiştir. Bu püskürmeler silisik piroklastik malzemenin yerleşmesi ile temsil edilir.

Geç faz Daha sonraki dönemde volkanik aktivite büyük oranda kaldera içinde ve kaldera duvarından kuzeye doğru gelişmiş kuzey-güney doğrultudaki kırıklar boyunca çatlak püskürmesi ile sınırlanmıştır. Kaldera tabanında yarıklar boyunca çıkan yirmi üç adet tali koni ve dom belirlenmiştir. Bu konilerden trakit lav ve montisellit içerikli olivin bazalt lavları püskürmüştür. Küçük konilerin çapu 10 ile 100 metre arasında değişmektedir. Tansiyonel kırıklar kaldera dışında sonradan devam eden volkanik aktivite (5-3) nedeniyle muhtemelen kuzeye doğru yayılmıştır. Volkanın en genç ürününü sunan trakitik/bazaltik lav Nemrut kuzeyinde yerleşmiş olan yarıkları doldurmaktadır (3). Nemrut, 1441 yılında (Oswalt, 1912) meydana gelen patlamalı püskürmesiyle Anadolu'nun tarihsel olarak kaydedilmiş tek volkanıdır. Bu püskürme esnasında bölge halkı tarafından kantaşı (bloodstone) olarak bilinen koyu renkli kırmızı lekeli trakitik lavlar oluşmuştur. O günden beri volkan kaldera tabanından yayılan küçük gaz çıkışları dışında aktivitesini yitirmiştir. Değişik bölgelerden alınmış kaya örnekleri üzerinde izotopik yaş tayini yapılmış ve 2.5 milyon yıldan tarihsel zamanlara kadar değişen sürelerde yaşlar bulunmuştur.

68

SÜPHAN Süphan volkanı 26 × 24 km genişliğinde birleşik bir stratovolkan olup Anadolu’da 4158 metreye varan yüksekliği ile ikinci büyük yükseltiyi sunmaktadır. Volkan tepesi sürekli buzullarla kaplıdır. Volkanik merkez yüzeyde yaklaşık 491 km2 lik bir alanı örtmektedir ve tahminen 590 km3 volkanik malzemeden yapılıdır. Van gölü kuzeyine yerleşmiş olan (Şekil. 24) Süphan volkanı bölgedeki üç büyük yerleşim yeri arasında yeralmaktadır. Bunlar doğuda Erciş, batıda Ahlat ve kuzeyde Malazgirt’dir. Volkanik merkez KKD-GGB ve BKB-DGD yönlü iki büyük fay zonunun kesiştiği noktada bulunmaktadır. Volkan tepesinde yaklaşık 250 m yüksekliğinde ve tahminen 2.5 × 2 km genişliğinde bir dom bulunmaktadır. Bu volkanik dom, riyolitik ve dasitik lav yığınlarından oluşup baca üzerinde bulunmaktadır. Bu dom 6 × 5 km’lik, başlıca kaya heyelanlarından (“volcanic debris”) ve lav yığınlarından oluşan (10) kayalık bir arazi ile çevrelenmiştir. Volkanın yamaçlarında çok derin olmayan vadiler, dağları keserek büyük buzullara rağmen volkanik serinin ayrıntılarını göstermektedir. Süphan volkanının genelleştirilmiş stratigrafik kesiti, arazi verileri ve hava fotoğrafları yardımıyla oluşturulmuştur. Aşağıda sıralanan volkanik fazlarla oluşmuş olan volkanın gelişimini gösteren jeolojik harita ve volkanik stratigrafi Şekil. 26a ve b’de sunulmaktadır. Koni öncesi faz İlk volkanik aktivite, araziyi baştan başa kesen büyük açılma fay zonları boyunca gelişmiştir. “Pliniyen-subpliniyen” püskürmeler felsik piroklastik döküntü ve akma çökellerini (19) oluşturmuştur. Süphan pümeksi bu fazda 300 km2’lik bir alanı örterek Pliyosen-Pleyistosen yaşlı genç gölsel sedimentlerle (21) ardalanmalı olan alt Miyosen denizel kireçtaşları üzerine çökelmiştir. Pliyosen-Pleyistosen yaşlı genç gölsel sedimentler volkanik aktivite başladığında tüm bölgenin sığ bir gölle kaplı olduğunu göstermektedir. Koni oluşum fazı Volkanik koniyi oluşturan ilk püskürmeler bazaltik ve andezitik lavların kalın (100 metre) tabakaları ile ardalanmalı olan piroklastik döküntü ve akma çökellerini (18) oluşturmuştur. İlk volkanik çökeller volkanik merkezden 20o ile 30o arasında değişen hafif bir eğimle ışınsal olarak uzaklaşmıştır. Bundan sonra merkez kraterden hiyalodasit ve andezitik lavlar akmış ve güneybatı yamacını takip etmişlerdir (16, 17). Bu ürünleri sırasıyla batı yamacı boyunca hareket etmiş olan latit ve dasitik lavlar izlemiştir. Volkan, patlamalı aktivite boyunca çeşitli zamanlarda piroklastik akma ve döküntü çökelleri, çamur akmaları ve lahar breşlerinden (lav akmalarıyla ardalanmalı olarak) oluşan piroklastik malzemeler çıkarmıştır. Dasitik ve andezitik lav/piroklast ardalanması 20 km den daha geniş bir alan örten 500 metre kalınlıktaki volkanik diziyi oluşturmuştur (18’den 14’e). Andezit ve akıcı hipersten bazaltların (13) büyük bir bölümü (>250 metre) daha sonra akmışlardır (13). Andezit ve hipersten bazaltlar ana kraterden tüm yönlerde akmış ve volkan çevresinde geniş bir alan örtmüştür. Bu evrede lavlar kuzeydoğuda bulunan alanda 300 km2’den daha geniş bir alanı kaplamıştır. Bu fazın sonunda volkan üzerinde merkez dom (11, 12) oluşmaya başlamıştır. Domun gelişiminin çeşitli bölümlerinde tahminen 250 metre yükseklikte ve 2 km genişlikte dasit ve riyolit lavları oluşmuştur. Dom gelişiminin son bölümlerinde baca üzerinde yüksek silika lavları yığılmıştır ve ana krater lav sütunun sokulumu ile tıkanmıştır.

69

Şeki

l 26a

. Süp

han

volk

anik

mer

kezi

nin

jeol

oji

harit

ası,

1- A

lüvy

on,

2- M

oren

, 3-

Das

itik

curu

f ko

nisi

ve

piro

klas

tik

kaya

çlar

, 4-

Püm

eks

ve k

ül d

ökün

tü

çöke

lleri,

5-

Baz

alt,

6- R

iyol

it do

mla

rı,

7- V

olka

nik

breş

, 8-

Riy

olit

dom

ları

ve

bera

berin

deki

lav

akı

ntıla

rı, 9

- R

iyol

it do

mla

rı ve

ber

aber

inde

ki l

av a

kıntıla

rı,

10-

Das

it ve

riy

olit

lavl

arı

ve

bera

berin

deki

piro

klas

tik k

ayaç

lar,

11-

Hya

loan

dezi

t lavı,

12-

And

eziti

k kü

çük

koni

ler

ve b

erab

erin

deki

lav

-piro

klas

tik

kaya

çlar

, 13

- H

iper

sten

ba

zalt,

14

- C

uruf

kon

ileri

ve p

irokl

astik

akı

ntıla

r, 15

- La

tit v

e da

sit l

avla

rı, 1

6- O

bsid

yen

akın

tıları,

17-

Hya

loda

sit,

18-

Püm

eks

tüf,

19-

Püm

eks

kül

dökü

nti

ve a

kma

çöke

lleri

ile

göls

el

çöke

llerin

ar

dala

nması,

20-

Lav

mor

eni

ve

aglo

mer

a, 2

1- K

illi

kire

çtaşı,

kiltaşı

ve

kong

lom

era

(Pliy

osen

), 22

- K

ireçt

aşı

(alt

Miy

osen

), 23

- A

yırtl

anm

amış

tem

el

(bas

kın

olar

ak m

etam

orfik

), 24

- C

uruf

ko

nisi

, 25

- K

rate

r, 26

- M

aar,

27-

Vol

kani

k do

m,

28-

Tıka

ç (p

lug)

, 29

- K

esin

ve

yoru

mla

nmış

fay

, 30

- B

uzul

, 31

- Ter

as, 3

2- B

atak

lık, 3

3- A

kma

yönü

(Yılm

az v

e diğ.

199

8).

70

Şekil 26b. Süphan volkanik merkezinin genelleştirilmiş stratigrafik kesiti (Yılmaz ve diğ. 1998’den Türkçeleştirilerek). Yamaç püskürme fazı Yan püskürmeler dom gelişimi sırasında başlamıştır. Bu dönemde magma yeryüzüne değişik yollardan çıkmış ve volkan kenarlarından püskürmüştür. Doğu kenarındaki çatlaklardan patlamalı püskürmeler meydana gelmiştir. Bu olayda piroklastik malzemelerin püskürmesinden sonra yüksek silisik dasit ve riyolit lavlar çıkmıştır. Piroklastik malzemeler küçük konilerle hemen hemen birleşmiş konumdadır (12, 11, 9). Volkan kenarında 200 metreden kalın kül ve pümeks döküntüleri çökelmiştir. Piroklastik döküntü tabakalarının eğimindeki belirgin değişim merkez kraterin yaklaşık 150 metre yüksekliğinde olduğunu önermektedir. Batıdaki yamaçta sinder konilerinin oluşturduğu

71

karmaşık bir alan meydana gelmiştir (10) ve bu alan 10-100 m çapında dasit ve andezit karmaşasından yapılıdır. Domlar ve koniler aynı zamanda kuzeydoğu yönlü açılma kırıkları boyunca gelişmiştir. Püsküren yüksek viskoziteli lavlar baca kenarında katılaşmışlardır. Daha sonra kuzey ve güney yamaçlarında küçük çaplı koniler, domlar ve akmalar gelişmiştir. Yamaçlardaki püskürmelerin daha geç aşamalarında ana bacanın kuzeybatı tarafında tali koniler oluşmuştur (5). Lav akıntıları vadiler üzerinden hareket ederek kuzeybatı yönünde uzun mesafeler katetmiştir. Bu lavlar 200 km2 den daha geniş bir alanı örtmektedir. Süphan merkezinden yaklaşık 25-30 km uzakta lavlar Malazgirt havzası ve Adilcevaz havzası genç sedimentlerini örtmüştür (Güner ve Şaroğlu, 1987). Volkanın güney kanadında gelişmiş olan Aygırgölü Maarı’nın (Şekil. 26a) yamaç püskürmesinin geç bölümlerinde “phreatic” püskürmelerle oluştuğu kabul edilmiştir. Aygırgölü maarı düz tabanlı, düşük röliyefli patlamalı kraterdir. Bunlar tabaka kenarlarının altında çok köşeli kırıntılar sunmaktadır. Maar’ın yapısal bölümlerini oluşturan piroklastik çökeller düz tabakalanmalıdır ve inceden kabaya değişen taneli tefra içermektedir. Maar yaklaşık 1.5 km çapındadır. Kenarları yaklaşık 50 m yükseklikte ve denizden yüksekliği 2000 metreye erişmektedir. Krater su ile dolu olup dairesel bir göl oluşturmaktadır. Değişik püskürme fazlarında oluşmuş kaya örneklerinden yapılan radyometrik yaş tayinleri volkanın 2.0 - 0.1 milyon yıl önce muhtemelen Kuvaterner ve Pleyistosen’de oluşmuş olduğunu göstermektedir (Tablo. 11).

TENDÜREK Tendürek volkanı düşük rölyefli, 3500 metre yükseklikte ve yaklaşık 650 km2 alan örten bir volkanik merkezdir. Yaklaşık 300 km3 volkanik malzemeden oluşmuştur. Volkan, Çaldıran ve Doğubeyazıt kasabaları arasında, İran sınırı yakınında ve Ağrı Dağından 50 km güneyde yeralmaktadır (Şekil 27a). Tendüreğin tamamı sağ doğrultu atımlı olan Balık Gölü fay zonunda gelişmiş polijenik bir kalkan volkanıdır. Fay, 30 km yi aşan uzunluğu ile İran’dan Diyadin alanına uzanmaktadır. Tendürek volkanik merkezi eliptik bir şekile sahiptir (30 × 20 km). Elipsin uzun ekseni kuzey-güney yönünde uzanmakta ve açılma kırıklarına paralel durumdadır. Bu tansiyonal kırıklar Balık Gölü fay zonu ile birlikte oluşmuştur. Tendürek volkanik merkezi tepesinde iyi gelişmiş iki volkanik koniye sahiptir. Batıda yeralan tepe doğudakine göre daha geniş ve uzundur. Geniş olan tepe yaklaşık 1km çapında ve 250 metre yüksekliğinde, daha küçük olanı ise yaklaşık 800 metre çapında ve 100 metre yüksekliktedir. Batıda yeralan tepe daha küçük olmakla birlikte morfolojik olarak çok ilginç özelliklere sahiptir. Batı krateri dar ve huni şekilli bir açıklığa sahiptir. Kraterin batı sırtında uzun ve silindirik şekilli trakitik bir iğne (spine) uzanmaktadır. Doğu krateri düz olup bir krater gölüyle doludur. Buzulla örtülü olan doruğu iki koni ile çevrelenmektedir ve kısmen parçalanmıştır. Güney yarısı yarıdairesel, konsantrik faylar ve kırıkların (29) varlığından dolayı daha iyi gelişmiştir. Bu durum kuzey yarısında yoktur (Şekil. 27a).

Tendürek volkanı aşağıda özetlenen esas püskürme fazları sonucunda oluşmuştur.

72

Koni öncesi faz Volkanik aktivite açılma fayları ile ilişkili çatlak püskürmesi şeklinde başlamıştır. Bu yanlızca derin vadiler boyunca yüzlek veren piroklastik döküntü ve akma çökellerinin oluşumu dahilinde trakitik sıvının çıkışını sonuçlamıştır. Piroklastik kayaçlar temelde volkanik olmayan kayaçlar üzerine oturmuştur. Bunlar Şengör ve Yılmaz (1981)’ın tanımladığı Doğu Anadolu yığışım kompleksi litolojisindedirler (5). Kuzeyde Eosen filişleri yayılım sunarken (7) güneyde daha çok metamorfik kayaçlar yer almaktadır (1’den 4’e). Her patlamalı püskürmeyi viskoz trakitik lavlar izlemiştir. Koni öncesi volkanik aktivite ayrıca kuzey-güney yönlü çatlaklar boyunca uzanan küçük domlar oluşturmuştur (14). Bunların etrafında sinder ve serpinti konilerinden yapılı bir malzeme oluşmuştur (14). Volkanik aktivitenin bu bölümünden sonra kuzey-güney yönelimli çatlaklardan yüksek akışkanlığa sahip bazaltik lavlar (12’den 14’e) püskürmüştür. Bu dönemde lavlar kuzeye ve güneye yayılarak geniş bir bölgeyi (>1000km2) kaplamıştır. Bu havzaların genç alüvyal ve flüvyal çökelleri bazalt lavlarının altında bulunmaktadır. Koni oluşum fazı Volkanik aktivite daha sonra doğudaki kraterden akan trakitik lavların (14’den 16’ya) püskürmesi ile başlayarak koninin bugün bulunduğu yerde devam etmiştir. Bu bölümde lavlar koniden ışınsal yayılmışlardır. Bu olayı hafif eğimli tabakalar şeklinde (18) geniş yayılımlı birçok bazaltik lav akmaları izlemiştir. Kalın ve viskoz trakitik lav ve beraberinde bulunan piroklastik kayaçların tabaka serileri, doğudaki kraterden çıkan bazaltik lavların püskürmesini izlemiştir (15’den 17’ye). Bu dönemin sonunda ardalanmalı olarak trakit ve bazaltlar akmıştır. Dışarı çıkan trakitik lavlar volkanik merkezden 20o ile 40o arasında değişen açı ile uzaklaşmıştır. Doğu kraterinden daha sonraki evrede, doğudaki dere ve vadileri takip ederek aşağıya inen akışkan bazalt lavları püskürmüştür (13). Son evrede ise yeni bir trakitik püskürme başlamıştır. Viskoz trakitik lav çıkışının azalması sırasında bacaya yeni lavlar enjekte olmuş ve krateri kapatacak şekilde katılaşmıştır. Daha sonra volkan sakin bir döneme girmiştir. Batıdaki krater ise volkanik aktivitenin daha geç dönemlerinde yeniden etkin olması ile oluşmuştur.

“Climatic” faz Volkanik aktivitenin en yoğun olduğu dönem batı kraterinden çıkan akışkan bazaltik lav akıntılarına (20) (>250m kalınlıkta) karşılık gelmektedir. Volkanın bugünde gözlenen kalkan profili bu olaylarla gelişmiştir. Lav nehri düz alana daha önce oluşmuş vadileri izleyerek akmıştır. Bazaltlar Tendürek çevresinde geniş bir alanı (>500km2) örtmektedir. Bu olayın ürünü olan lavlar iyi korunmuş “aa” ve “pahoehoe” lav yüzeyleri sunmaktadır. Pahoehoe lavları, yakın bir zamanda bazı lav tüplerinin keşfedildiği yerde Malazgirt ovasının kuzey kısmı boyunca akmıştır. Yer yer blokludur ve lav parçalarından yapılıdır. Büyük hacimdeki bazalt çıkışından sonra viskoz trakitik lav püskürmeleri gelişmiştir (16). Bu fazda doğu krateri içine ince bir magma tıkacı sokulmuş ve baca tıkanmıştır. Sonuçta doruktaki püskürme azalmıştır. Muhtemelen koni içindeki iç basıncın ilerleyen artışından dolayı zirve çevresinde bir takım içbükey faylar gelişmiştir. Faylar merkez bacadan türemiş olan daha genç volkanik kayaçları kesmektedir. Yarım dairesel olan alan muhtemelen ayrı zamanlardaki çökmelere bağlı olarak oluşmuş konsantrik faylarla sınırlandırılmıştır. Belli belirsiz güney kaldera duvarı içinde doruktaki en son püskürme ile

73

Şekil 27a. Tendürek volkanik merkezinin jeoloji haritası. 1- Kuvarsit, 2- Mika şist, 3- Mermer, 4- Permiyen rekristalize kireçtaşı, 5- Ofiyolitik karmaşık (üst Kretase), 6- Paleosen kireçtaşı, 7- Eosen kireçtaşı, 8- Eosen filiş, 9- Alt Miyosen kumtaşı, konglomera ve kireçtaşı, 10- Aladağ volkanik merkezinin volkanik kayaçları, 11- Doğubeyazıt ovası alüvyonu, 12- Bazalt, 13- Trakit, 14- Trakibazalt, 15- Obsidyen, 16- (a) Trakitik lav, (b) beraberindeki akma breşleri ve aglomera, 17- Trakitik lav ve piroklastik kayaçlar, 18- (a) Bazalt lavı ve (b) beraberindeki curuf çökelleri, 19- Çaldıran ovası alüvyonu, 20- Bazalt, 21- Pümeks döküntü ve akma çökelleri, 22- Kül döküntüsü çökelleri, 23- Trakit, 24- Yelpaze çökelleri (volkanik ve volkanik olmayan), 25- Volkanik koni, 26- Krater, 27- Gaz çıkışı, 28- doğrultu atımlı fay, 29- dairesel fay, 30- Gerilme çatlağı, 31- Akma yönü (Yılmaz ve diğ. 1998’den değiştirilerek).

74

Şekil 27b. Tendürek volkanik merkezinin genelleştirilmiş stratigrafik kesiti (Yılmaz ve diğ. 1998’den Türkçeleştirilerek)

yerleşmiş merkeze yakın bir baca içeren dik kenarlı bir koni bulunmaktadır. Işınsal çatlak ve kırıklar muhtemelen içbükey faylarla aynı zamanlı olarak oluşmuştur. Bunlar ışınsal, sırt şeklinde, ince (<1m) ve küçük dayklar oluşturan yeni magma ile doldurulmuştur. Batı kraterinin yüksek olan kuzey yüzü krater alanına muhtemelen magmanın şiddetli sokulmasından dolayı kabartılar sunmaktadır. Bu olay, 400 metreden geniş ve 250 metreden derin parçalanmış bir krater oluşturan batı yükseltisinin tepesinin püskürme ve heyelanla yok olduğu bu dönemde gelişmiş olabilir. Batı krateri günümüzde kırıntılı malzeme ile doludur. Doğu krateri ise 90 metre çapında basit oval bir çukura dönüşmüştür.

75

Yamaç püskürme fazı Bu püskürme faaliyeti sırasında, magma yüzeye çıkmak için çok değişik yollar bulmuş ve birçok çatlak püskürmesi gerçekleştirmiştir. Bu dönemde volkanın doğu sırtlarına yakın kesimde kuzey-güney yönlü çatlaklar gelişmiştir. Çatlaklar boyunca ilk olarak trakitik lavlar püskürmüş ve çevresinde katılaşmıştır. Bunlar geniş ve küçük domlar, koniler ve kısa lav iğneleri oluşturmuştur (18). Çatlak püskürmesi daha sonra çıkış alanından 5-10 km uzağa akan ve viskoz trakitik lavlarla ardalanmalı olan geniş hacimli akışkan bazalt lav akıntılarını meydana getirmiştir (18). İlk olarak büyük hacimde pahoehoe lavları akmıştır. Bunlar bir takım geniş (>3m) lav tüpleri sunmaktadır. Parçalanmış lavlar kıvrımlı bir akma gidişi sunmaktadır. Lav sokulumlarının çökmesi Çaldıran ovasındaki kalkan benzeri lav alanlarını beslemiştir. Devam eden püskürmeler küçük konilerden güneye doğru kalın “aa” lav akmaları meydana getirmiştir. Bunlar püskürme merkezinden en az 10 km uzağa akmıştır. Lav akmaları genellikle 200-250 metre genişlik ve 2-4 metre yükseklikte olup yaklaşık 10-30 m genişlikteki merkez bacadan beslenmiştir. Çatlaklardan oluşan yamaç püskürmesinin son dönemlerinde trakitik lav ve tefra meydana gelmiştir (21). Bu viskoz trakitik magmanın çıkışı sinder ve serpinti konileri oluşturmuştur (21). Volkanik merkezin kuzeydoğu köşesine yakın olan küçük koni grupları arasındaki büyük koni Balık Gölü fay zonuna yerleşmiştir (21). Bu koni 200 metre yüksekliğinde olup taban çapı yaklaşık 700 metredir.

Geç faz Olasılıkla sakin bir dönemi volkanik merkezin kuzeydoğu ve güneydoğu köşelerinde yerleşmiş olan geniş (1 km) yan konilerden çıkan iki büyük bazalt püskürmesi takip etmiştir (18). Bu bölümün lavları kuzeye doğru akarak Doğubeyazıt ovasındaki Ağrı volkanının lavları ile birleşmiştir. Volkanın yavaşlayan döneminde dorukta çok az miktarda püskürmeler meydana gelmiştir. Batı kraterine yakında küçük domlar gelişmiş ve baca içine büyük bir iğne (23) yerleşmiştir. Tendürek volkanının yaşı 2500 yıl olarak saptanan (Ercan ve diğ., 1990) güneydoğu konisinde gelişen bazaltik lav çıkışı sonrasında volkanizma durmuştur. Bununla birlikte doğu kraterinde buzla kaplı alanlarda küçük buhar çıkışları bulunmaktadır. Çaldıran ovasının kuzey kısmında gaz çıkışları gözlenmektedir. Nagao ve diğ. (1989) tarafından ölçülen 3He/4He oranları 5.3-5.6 × 10-6 olarak bulunmuştur. Çeşitli volkanik kayaçlardan yapılan izotopik tayinlerle 0.7 milyon yıldan tarihsel çağlara kadar değişen yaşlar elde edilmiştir (Tablo. 11).

AĞRI DAĞI Ağrı Dağı Anadolu’nun en tanınmış volkanıdır. Bu dağ, volkanın üzerinde bir yere yerleşmiş olan Nuh’un gemisi ile kutsal kitaplarda yer almaktadır. Ağrı Dağı Türkiye, İran ve Ermenistan ortak sınırına yakın bir yerde bulunmaktadır. 1518 km2 genişliğinde kapladığı alan ile bölgenin en büyük volkanı olup kuzeybatı-güneydoğu yönünde uzanan uzun ekseni 45 km den daha fazladır. Kısa eksen yaklaşık 30 km uzunluktadır. Volkan bölgede tahminen 1100 km2 alan üzerindeki 1150 km3 volkanik malzemeden oluşmuştur. Bu miktar diğer üç volkanik merkezin ürünlerine neredeyse eşittir. Ağrı Dağı deniz seviyesinden 5130 metre, platodan itibaren 3000 metre yüksekliktedir. Dağın zirvesi net olarak yanlızca yaz aylarında görülebilmektedir.

76

Ağrı Dağı karmaşık bir sol atımlı genişleme alanı olan bir havzada gelişmiştir (Dewey ve Diğ., 1986). Volkan havza içinde sol yönlü doğrultu atımlı fay sistemlerinin iki “en-echelon” fay parçası arasında yaratılmış bir tansiyon zonu boyunca gelişmiştir. Doğubeyazıt-Gürbulat ve Iğdır fayları büyük iki faydır (Şekil 24 ve 28a). Bu volkan, Doğubeyazıt havzasından Iğdır havzasına yayılan düz arazide topografik bir engel oluşturmaktadır. İki havzanın Miyosen-Pliyosen devrinde Ağrı’nın gelişiminden önce devam eden tek bir yapısal deformasyona ait olduğu bilinmektedir (Güner ve Şaroğlu, 1987). Ağrı Dağı polijenik, birleşik bir stratovolkan olup iyi gelişmiş iki koniye sahiptir. Büyük Ağrı olarak bilinen batı konisi, Küçük Ağrı olarak bilinen doğu konisinden daha yüksek ve daha geniştir. Volkanik merkezin yukarısında gelişen ilk koni dik kenarlıdır ve 2 km’yi aşan bir yüksekliği vardır. Tabanındaki genişlik 24 km kadardır. Diğer ikinci baca 3896 metre yüksekliğinde ve yaklaşık 15 km çapındadır. İki koni birbirinden 13 km uzaklıkta yer almaktadır. İki koni arasında tansiyonel bir fayın yüzey ifadesi olarak kuzey-güney yönlü geniş bir kırık vardır. İki krater volkanik ürünlerinin sunduğu jeolojik veriler ışığında hemen hemen eş zamanlı oluşmuşlardır ve iki volkan gelişerek bugünkü birleşik volkanı oluşturmuşlardır. Koni oluşum fazı Dönemin başlangıcında andezit ve dasit bileşimli piroklastik akmalar ve lav tabakaları Büyük Ağrının bugünkü mevkii yakınındaki büyük bir bacadan kuzeye ve güneye hafif dereceli olarak (10’dan 20’ye) akmıştır. Lavların konumları volkanın alçak bir koni profili ile oluşmaya başladığını göstermektedir. Ortaç bileşimli malzemenin çıkışından sonra kuzey-güney yönlü çatlaklar boyunca oluşmaya başlamış merkez bacadan ışınsal olarak bazaltik lav akmaları yayılmıştır (23). Volkanik aktivite Büyük Ağrı’nın çekirdeğini oluşturmaya yönelik bir biçimde yerleşmiştir. Lavlar kuzey ve güney yamaçlarından aşağı akarak volkanik merkezden 15 km’den daha uzağa yayılmıştır (20’den 17’ye). Muhtemelen uzun bir aradan sonra yeni bir patlamalı püskürme başlamıştır. Bu dönemde Büyük Ağrı’nın merkezinden andezitik ve dasitik piroklastik akma ve döküntü çıkmış ve bunları çeşitli zamanlardaki kalın lav akıntıları (150 metre) takip etmiştir (16-15). “Climatic” faz Volkanik aktivitenin ilerleyen dönemlerinde olasılıkla iki kraterden ardalanmalı olarak andezitik ve bazaltik lavlar çıkmıştır (14, 11, 9). Lav miktarının artmasının sonucu olarak volkanik yığın öncesinde Büyük Ağrı’nın bugünkü krateri büyümeye başlamıştır. Lavlar başlangıçta krater kenarının üzerine akmıştır ve koniden uzağa ışınsal olarak yayılmıştır. Lavlar daha sonra kraterde gelişmiş kırıklar boyunca püskürmüştür. Muhtemelen Küçük Ağrı bu olayla aynı yaşta gelişmeye başlamıştır. Püskürmenin olduğu iki merkezin ürünleri arakatmanlı ve arakatkılı olarak gelişmiştir. Merkez bacadan volkanik püskürmeler bu dönemin sonunda azalmaya başlamıştır ve yamaç boyunca püskürmeler artmıştır.

77

Ağrı

Türk

iye-İr

an-E

rmen

ista

n or

tak

sını

rına

yakı

n.

5000

m y

i aşa

n yü

ksek

liği i

le

Doğ

u A

nado

lu’d

a en

büy

ük

yüks

elti.

Büy

ük Ağrı v

e K

üçük

Ağrı’d

an o

luşa

n bi

leşi

k st

rato

volk

an.

Çek

-kop

ar h

avza

sı iç

inde

şi

ddet

li pl

iniy

en p

üskü

rmes

i.

Büy

ük Ağrı’d

an şi

ddet

li pa

tlam

alı p

üskü

rme

ile

stra

tovo

lkan

oluşm

uştu

r ve

bu

piro

klas

tik ç

ökel

lerle

ar

dala

nmalı a

ndez

it-da

sit-l

atit

lavl

arı i

çerir

.

İyi g

eliş

miş

ola

n B

üyük

ve

Küç

ük Ağrı k

onile

ri bi

rleşm

iştir

.

Kon

iler ç

evre

sind

e başlıc

a K

-G

doğ

rultu

lu ta

nsiy

onel

ça

tlakl

ar b

oyun

ca b

ir gr

up

küçü

k ko

ni g

eliş

miş

tir.

1000

0 yı

lı aş

an y

aşta

lavl

ar

belir

lenm

iştir

. Sıc

ak v

e soğu

k su

çıkış

ları

kana

tlard

a gö

zlen

mek

tedi

r.

Ten

düre

k

İran

sını

rına

yakı

n.

Polij

enik

, iki

tepe

li bi

r ka

lkan

vol

kanı

ve

parç

alan

mış

yarım

ka

lder

a.

K-G

fay

zonu

boy

unca

pl

iniy

en p

üskü

rmes

i.

Ana

kon

iden

yayıla

n ve

tra

kitin

eşl

ik e

ttiği

baz

alt

lav

akm

aları.

Yarım

ve

zayı

f gel

işm

iş

bir k

alde

ra o

luşm

uş v

e ta

li bi

r kon

i gel

işm

iştir

.

İkin

cil b

ir ko

ni o

luşa

rak

yüks

ek h

acim

de b

azal

t la

vları çık

armış

tır.

Kal

dera

ve

kana

tlard

a bu

har v

e ga

z çı

kışl

arı

gözl

enm

ekte

dir.

Son

olar

ak 2

500

yıl ö

nce

baza

lt la

vları çık

mış

tır.

Süph

an

Van

Göl

ü k

uzey

i.

Birl

eşik

bir

stra

tovo

lkan

ve

tepe

sind

e bi

r dom

.

K-G

ve

KB

-GD

doğ

rultu

lu

fayl

arda

n p

liniy

en v

e su

bplin

iyen

çat

lak

püsk

ürm

esi.

Mer

kez

baca

dan ışın

sal o

lara

k an

dezi

t-das

it la

v ak

mal

arı i

le

birli

kte

bulu

nan

ve p

irokl

astik

ta

baka

larla

ard

alan

malı b

azal

t la

vları y

ayılmış

tır.

Kon

i tep

esin

e bü

yük

bir d

om

yerleşm

iştir

.

Rad

yal v

e ko

nsan

trik

kırık

lard

a ge

lişen

yam

aç

püsk

ürm

eler

i bir

grup

cur

uf

koni

si v

e as

idik

dom

ol

uştu

rmuş

tur.

Gün

ey

yam

acın

da g

eniş

bir

maa

r ol

uşm

uştu

r.

Son

olar

ak b

ir ba

zalt

çıkışı

10

000

yıl o

lara

k yaşl

andı

rılmış

tır.

Nem

rut

Van

Göl

ü doğu

su.

İyi g

eliş

miş

bir

stra

tovo

lkan

, kal

dera

çö

künt

üsü

ve g

eniş

bir

kald

era

gölü

.

K-G

yön

lü kırı

klar

dan şi

ddet

li pl

iniy

en ç

atla

k pü

skür

mes

i.

Baş

lıca

traki

tik v

e riy

oliti

k la

vlar

la

piro

klas

tik a

rdal

anm

ası s

unan

pa

tlam

alı p

üskü

rmel

er.

6x8

km g

eniş

liğin

de b

üyük

bir

kald

era

çökü

ntüs

ü ol

uşm

uştu

r.

Kal

dera

için

de g

eliş

en kırı

klar

bo

yunc

a ça

tlak

püsk

ürm

eler

i olm

uş

ve b

ir gr

up c

uruf

kon

ileri

ve d

omla

r ge

lişm

iştir

.

Son

patla

manın

145

0 yı

lında

old

uğu

bilin

mek

tedi

r. K

alde

rada

sıca

k ve

soğu

k su

çıkış

ları

ile b

uhar

ve

gaz

çıkışl

arı g

özle

nmek

tedi

r.

Vol

kan

Yer

leşi

m

Tip

ve

özel

lik

Ana

Faz

lar

Kon

i önc

esi f

az

Kon

i oluşu

m

“Clim

atic

” Fa

z

Son

Dön

em

Son

Akt

ivite

ve

Bug

ünkü

D

urum

Tab

lo 1

1. D

oğu

Ana

dolu

vol

kanl

arın

a ai

t vol

kani

k ak

tivite

nin

ana

fazl

arını g

öste

ren

özet

tabl

o (Yılm

az v

e diğ.

199

8’de

n Tü

rkçe

leşt

irere

k).

78

Şekil 28a. Ağrı Dağı volkanik merkezinin jeoloji haritası. 1- Alüvyon ve alüvyal yelpaze, 2- Moren, 3- Tendürek volkanı lavları, 4- Hyaloandezit, 5- Hyaloandezit, 6- Andezit, 7- Hipersten bazalt, 8- Bazalt, 9- Bazalt, 10- Moren ve buzul çökelleri yelpazesi, 11- Hyalobazalt, 12- Hipersten bazalt, 13- Hipersten andezit, 14- Hipersten andezit, 15- Hipersten andezit, 16- Hipersten andezit, 17- Bazalt, 18- Bazalt, 19- Hyalobazalt, 20-Bazalt, 21- M: Moren, FGY: Akarsu ve buzul yelpazeleri, 22- Doğubeyazıt ovasının alüvyonu, 23- Bazalt, 24- Andezit, 25- Andezit ve beraberindeki piroklastik kayaçlar, 26- Zondağ volkanik topluluğu, 27- Iğdır-Aralık çöküntüsü arasal çökelleri, 28- Ayırtlanmamış temel kayaçları, 29- Gerilme çatlakları, 30- Kaldera duvarı, 31- Püskürme merkezi, 32- Krater, 33- Akma yönü, 34- Yamaç molozu, 35- Alüvyal koni, 36- Kalıcı buz şapka, 37- Buzul çökelleri, 38- Bataklık, 39- Doğrultu atımlı fay, 40- Fay ve yorumsal fay (Yılmaz ve diğ. 1998).

79

Şekil 28b. Ağrı Dağı volkanik merkezinin genelleştirilmiş stratigrafik kesiti (Yılmaz ve diğ. 1998’den Türkçeleştirilerek). Yamaç püskürme fazı Büyük Ağrı ve KüçükAğrı arasında yer alan ikincil kırık ve çatlaklar ile birlikte kuzey-güney doğrultulu büyük bir fay gelişmiştir (Şekil. 28a). Bu fay iki volkanik merkezi birbirinden ayırmış ve kalan magmanın yüzeye ulaşmasını sağlamıştır. Kısmen aynı yaşlı birçok yamaç püskürmesi bu sistem içinde gelişmiştir (8, 6, 5, 4). Sonuç olarak ana koni çevresinde ve büyük bir fay boyunca çok sayıda dom ve küçük koni gelişmiştir. Yamaç püskürmesinin diğer büyük sonucu çamur akmasıdır. Volkanik merkezin kuzey ve güney yamaçlarından aşağı çığ ve çamur akmaları yayılmıştır (10, 20, 21). “Hummocky debris-avalanche” (sıcak olarak yerleşen yığın çökelleri) çökellerinden oluşan tepe Büyük Ağrı’nın kuzeyinde 150 km2 den daha geniş bir alan örtmektedir. Bu akıntılar volkanik kül ve küçük kaya parçalarının karışımından oluşmaktadır.

80

Yamaç püskürmesi evresinin başında Büyük Ağrı çevresinde batı kanadı boyunca bir grup curuf konisi ve dom oluşmuştur. Bunlar birbiri üzerinde gelişmiş dasit ve riyolit lavlarından meydana gelmiştir. Yüksek silika içeren lavlar domların üzerinde yer almaktadır. Küçük Ağrı kraterinin batı kenarı boyunca çok belirgin 10-100 metre genişliğinde küçük koniler oluşmuştur. Bu koniler başlıca bazaltik ürünler vermiştir (7-8). Merkez krater çevresinde küçük koni ve domların gelişiminden sonra düşük topoğrafik yüksekliklerde geniş küçük koniler oluşmaya başlamıştır. Örneğin Doğubeyazıt ovasının güneyinde 250 metre çapında bir koni gelişmiştir. Bu tali konideki püskürmelerden sonra yaklaşık 40 metre genişliğinde bir krater oluşmuştur. Lav öncelikle kraterin çevresine taşmıştır. Daha sonra bir patlama ile bir çığ krater ağzının güneyindeki dik yamacı yırtarak at nalı şeklindeki krateri oluşmuştur. Kraterdeki bu yarıktan Doğubeyazıt ovasına doğru yüksek hacimde bazalt ve andezit lavları akmıştır. Lavlar havzanın kuzey sırtı boyunca ilerlemiş ve ovaya ulaştıklarında pahoehoe ve aa lavları olarak batıya ışınsal olarak yayılmıştır. İlerleyen lavlar 2-3 metre kalınlıkta olup güneye doğru akan Sarısu ırmağının genç alüvyonları üzerine yerleşmiştir. Lav yatakları, akmalar boyunca lav odaları iyi korunmuştur. Lav odalarından biri birkaç yüz metre uzunluğunda ve 5 metre kalınlığında olup Doğubeyazıt ovasının yakınlarında doğal bir anıt olarak görülmektedir. Ağrı lavlarından alınan farklı örnekler ile yapılmış yaş tayinleri 1.5 milyon yıl ile 20.000 yılları arasında yaş vermektedir (Tablo. 11). Volkan özellikle Kuvaternerde gelişmiştir. Doğubeyazıt ovasında Tendürek lavları Ağrı lavları üzerine yerleşmiştir (3). Bu durum Ağrı volkanının durgun bir döneme girdiğinde Tendürek volkanının hala aktif olduğunu gösterir.

DOĞU ANADOLU VOLKANLARININ GELİŞİMİ - ÖZET Doğu Anadolu’daki dört büyük volkanın başlıca özellikleri Tablo 11’de liste halinde verilmektedir. Bu volkanlar kısmen ortak ve farklı özelliklere sahiptirler ve Doğu Anadolu’daki büyük açılma fayları boyunca gelişen çatlak püskürmeleri ile oluşmaya başlamışlardır. Faylar kuzey-güney yönünde devam eden sıkışma rejimi altında oluşmuş doğrultu atımlı fay sisteminin bir parçasıdır. Daha sonraki fazlarda volkanik aktivite iki fay sisteminin kesiştiği noktalarda devam etmiştir. Volkanizmanın şiddetinin artmasıyla volkanlar koni ve kraterler meydana getirmişlerdir. Bu fazın sonuna doğru merkez baca tıkanmıştır. Bu tıkanma yamaç püskürmesinin başlamasını sağlamıştır. Sonuç olarak volkanın yamaçları boyunca dairesel ve ışınsal kırıklar üzerinde yerleşmiş olan bir takım koni, dom ve kraterler oluşmuştur. Volkanik aktivite bu olaydan sonra dereceli olarak azalmıştır. Volkanlar genellikle Kuvaterner süresince oluşmuştur. Çeşitli araştırmacılar tarafından rastgele toplanmış kaya örnekleri üzerinde yapılan yaş tayinleri genellikle 1 ve 0.1 milyon yıl arasında değişen sonuçlar vermiştir. Volkanların hiçbiri bugün aktif durumda değildir. Bununla birlikte Nemrut ve Tendürek sırasıyla 560 ve 2500 yıl önce faaliyetlerde bulunmuşlardır. Bu dört volkandan elde edilen izotopik yaş verileri Tablo. 12’de listelenmiştir. Önceki çalışmacıların rastgele topladıkları örneklerden yapmış oldukları yaş tayinleri nedeniyle ana volkanik fazlar ve yaşlar arasında eşleştirme yapmak zordur.

81

Tablo 12. Doğu Anadolu volkanlarından belirlenen yaş tayinleri (Yılmaz ve diğ. 1998).

Fazlar Nemrut Süphan Tendürek Ağrı Dağı Bilinen en eski yaş ve koni öncesi faz

Tüf Pliyosen (6), Bitlis geçitinden Trakibazalt: 2.5 (5), Bitlis geçitinden bazalt: 0.790,

Tüf Pliyosen (6), Andezit: 2.00 ± 0.1 (2) Mujaerit: 2.00 ± 0.1 (2)

Bazalt: 1.51 ± 0.19, Bazalt: 1.5 (4), Andezit: 1.5 (4), Bazalt: 1.09 ± 0.12 (1), Riyolit: 1.0(4)

Koni Oluşturan Faz

Trakit: 0.567

Andezit: 0.80, Andezit: 0.70 ± 0.14 (2)

Trakibazalt: 0.70 ± 0.16 (5), Trakit: 0.70 (5), Bazalt: 0.56 ± 0.16 (5)

Bazalt: 0.68 ± 0.24 (1), Andezit: 0.5 (4)

“Climatic” Faz

Riyolit: 0.5±0.01,(2) Riyolit: 0.49 ± 0.01 (2)

Riyolit: 0.5 ± 1 (2)

Andezit: 0.490 (5), Andezit: 0.450 (5)

Yamaç Püskürme Fazı

Trakit: 0.384, 0.33, Kirkor domundan trakit: 0.31, Obsidyen: 0.30 (5), Trakit: (0.2) (4), Bazalt: 0.1 (4), Trakibazalt: 0.1 (4) Trakit: 0.1 (4), Bazalt: 1.18±0.23(4), Trakibazalt: 0.10 ± 0.05(3), Bazalt: 0.08 ± 0.02 (3), Riyolit: 0.02 ± 0.01 (3),

Riyolit: 0.49 ± 0.1 (2), Riyolit: 0.40 ± 0.1 Trakit: 0.36 ± 0.15 (4), Riyolit: 0.3 (4), Bazalt: 0.4 ± 0.14 (1), Andezit: 0.28 (5), Trakit: 0.23 ± 0.19 (4), Trakit: 0.2 (4)

Trakit: 0.30 (5), Trakibazalt: 0.4 ± 0.02 (3), Trakibazalt: 0.1 (4), Trakiandezit: 0.07 < (5), Bazalt: < 0.03 (5)

Bazalt: 0.30 ± 0.33 (1), Andezit: 0.1 (4), Andezit: 0.270 (5), Andezit: 0.02 ± 0.03 (3), Andezit: < 0.049 (5)

Bilinen en yeni yaş

Riyolit: < 0.01 (3), Riyolit: < 0.03 (5), Milattan sonra 1441 (Oswalt, 1912)

Andezit: 0.10 ± 0.02 (3)

Trakiandezit: 0.013 ± 0.002 (3)

Andezit: < 0.10 (3), Andezit: < 0.02 (3)

Fumarol + + ±

Veri Kaynağı: 1: Sanver, 1968; 2: Innocenti ve diğ.1976; 3: Nagao ve diğ. 1989; 4: Pearce ve diğ. 1990; 5: Ercan ve diğ. 1990; 6: Notsu ve diğ. 1995; 7: Stratigrafik veri. Yaş tayini yöntemi K-Ar toplam kaya yaş tayinidir.

Not: Parantez içindeki rakamlar aşağıdaki referansları göstermektedir.

82

EK- I

VOLKANİKLASTİK KAYAÇLARIN TANE BOYU VE DOKUSAL SINIFLAMALARI

OLASI KÖKENLERİ VE BELİRGİN ÖZELLİKLERİ Tane boyu-Doku

sınıflaması Köken Temel Özellikleri Korunma Potansiyeli

Tanınma derecesi

1

Epiklastik yeniden işlenme (flüvyal, kıyı çizgisi)

Heterojen tane bileşimi; çekme (traction) yapıları; tortul serilerle birlikte

Çok iyi Çok iyi

2 Epiklastik yığın akması (mass flow) “redeposition” (sualtı)

Heterojen tane bileşimi; düzensizden dereceli-tabakalanmış fasiyese doğru; diğer yığın akmaları ile birlikte

Çok iyi Çok iyi

3 İgnimbritlerdeki pümeks ve bazaltik curuf (scoria) konsantrasyon zonları ve bazaltik curuf akmaları

Homojen bileşimli, Tane destekli (taneler pümeks veya bazaltik curuf); tabakalı veya merceksi yapıda, az miktarda ince taneler, magma porfiritik ise kristalce zengin, diğer ayırt edilebilir ignimbrit fasiyesleri ardalanmalı; genelde akma birimlerinin üstünde kalınlık < 2 m

Kaynaklı ignimbritlerde iyi

Orta

A. Konglomera- Tane destekli (yuvarlaklaşmış klastlar baskın)

4 İgnimbritler (ince tane az)

Homojen bileşimli, magma porfiritik ise kristalce zengin matriks; masif veya nadiren tabakalanmalı; kalınlık- birkaç metreden > 10 m’ye; volkanik breş ile ardalanmalı (ignimbritin taban düzeyi litikçe zengin)

Düşük Zayıf

5 Epiklastik yeniden işlenme ve yığın akması (taneli matrikse sahip)

1 ve 2 ‘ye benzer Çok iyi Çok iyi

6 Kohesif, çakıllı çamur akmaları ve laharlar

Dokusal olarak çakıllı çamurtaşları; klastlar homojen veya heterojen; iç yapısı masif; birkaç on metre kalınlıkta; sıcak yerleşime ait verilerin eksikliği (sıcak bloklar, sıcaklığa bağlı renk alterasyonu, termal kalıntı magmetizasyon), gaz tahliye yapılarının yokluğu

İyi Zayıf

B. Konglomera- Hamur destekli (yuvarlaklaşmış klastlar baskın)

7 Kaynaksız ignimbrit (ezilmemiş pümeks) ve bazaltik curuf “scoria” akma çökelleri

Bileşimsel olarak homojen (breşin bulunduğu düzeylerde yer alan litik malzemenin bileşimi ve içeriğine bağlı); masif; birkaç on metre kalınlıkta; gaz tahliye yapıları ve tane destekli yapı sunan çanak yapıları ve yuvarlaklaşmış (accretionary) lapilli içerebilir. 4 veya 17’ye doğru dereceli geçişler gösterebilir.

Genelde çok zayıf

Zayıf

83

C. Breş Tane destekli (köşeli klastlar)

8 Epiklastik tekrardan çökelim ve yığın çökmesi ( gravite etkisi ve kaldera kenarı çökmesi ile oluşan breşleri içermektedir)

Bileşimsel olarak homojen-heterojen; tekrar işlenenlerde düzensiz-dereceli tabakalanma sunan fasiyes; yığın akması ile oluşanlarda masif-gelişigüzel tabakalanmalı (yamaç molozu, çığlar); yersel yelpaze şekilli, daha büyük ölçekli çökmelerin olduğu durumda daha yaygın; yüzlerce metre kalınlıkta; epiklastik fasiyesle birlikte olanlarda çekme yapıları

Orta Orta

9 Aa lavları Bileşimsel olarak homojen (bazaltik); çok düzensiz örgü biçimli morfoloji; vesikül içeriği değişken; yabancı klastlar temelden türemiş; kenarlar breşik ve iç yapısı masif; genelde 10 m den daha az kalınlıkta

Örgü biçimli üst kesim için zayıf

Orta

10 Blok lavları ve otobreşleşmiş lavlar

Klastların köşeli bloklar olması dışında 9’daki gibidir; ortaç silisik bileşimli; kalınlık 100 m veya daha fazla

İyi İyi

11 Lav domu/akıntı önü breş “talus” çökelleri

10’daki gibi; yamaç molozu çökellerinde dağınık tabakalanma; dome lavları ile beraber

İyi İyi

12 “agglutinates” Homojen bileşimli (bazaltik, nadiren peralkalin); yuvarlak, fluidal klast şekilleri; baca civarında dairesel geometri; onlarca metre kalınlıkta; ardalanmalı masif lavlar (klastojenik lavlar)

Orta Çok iyi

13 Aglomera Tek ayırt edici özelliği bombalar veya sıcak ekmek kabuğu veya tekrardan taşınmamış eklemli blokların varlığı

Zayıf Çok zor

14 “quench-fragmented” lavlar, kriptodomlar, sığ yerleşimli sokulumlar (hyaloklastitler)

Bileşimsel olarak homojen, çok köşeli-kıymık şeklinde klastlar; kaba bloklar ve ince taneli camsı agregatlar şeklinde; porfiritik ise kristalce zengin olabilir. Yap-boz oyunu şeklinde taneler (türbulans ile karışım sonucu tanelerin yer değiştirmediğini gösterir); parçalanmamış lava (masif, yastık şekilli veya eklemli) dereceli olarak geçer veya ardalanmalıdır. Eski kayaçlarda ileri derece altere olabilir.

İyi İyi

Çok iyi Çok iyi

15 Hidrotermal patlama breşleri

Değişik tane şekli ve cinsi, taneler altere, hidrotermal yolla altere olmuş kilden oluşan matriks, büyümüş “accretionary” lapilli olabilir; türbulans (surge) çökelleri ile birlikte bulunabilir.

Zayıf Zayıf

84

(DEVAMI) C. Breş Tane destekli (köşeli klastlar)

16 Hidrolik kırıklanma ile oluşan breşler

Bileşimsel olarak homojen, kısmen heterojen; klastlar değişen oranlarda altere, köşeli-iğne şekilli kırıntılar; az taşınmanın olduğu yerlerde taneler yap-boz oyunundaki gibi; cm ve m ölçeğinde enine kesen zonlarla sınırlanmıştır.

Çok iyi Çok iyi

17 Pümeks döküntü (fall) çökelleri (pliniyen, subpliniyen, ultrapliniyen)

homojen klast bileşimi (değişik oranda aksesuar litik); pümeks klast ve matriksinde tipik kristal şekilleri; masif veya belirsiz tabakalanmalı; çapraz tabakalanma yoktur. Kalınlık 25 m’ye ulaşabilir fakat genelde < 10 m; cam ve killerin bozulması nedeniyle ayrışma ve alterasyona duyarlı; Tektonik deformasyona ve tabaka incelmesine karşı duyarlı; baca çevresinde yersel yayılımlı olmak üzere kaynaklı ve “eutaxitic” doku

Püskürme ile oluşan kaynaklı ignimbritlerle örtülmedikçe zayıf, kaynaklandı- ğında mükemmel

Zayıf; Genel durumu ile tanınır; kaynaklı çökeller için iyi.

18 Bazaltik curuf “-(scoria) döküntü çökelleri

16’daki gibi fakat ayrışma ve alterasyona karşı daha hassas

Çok zayıf Çok zayıf

19 Litik konsantrasyon zonları ve ignimbritlerin taban seviyesi

Homojen-heterojen litik klast bileşimi; matrik destekli ve litikçe fakir breşe doğru derecelenmeli; diğer ignimbrit fasiyesi kayaçları ile ardalanmalı; kalınlık genelde < 1 m.

Litik konsantrasyon zonları için iyi

Korundu-ğunda iyi

20 “co-ignimbrit” breşleri (“lag”-breccia ve taban breşleri)

19 gibi fakat çökeller daha kalın ve klastlar daha kabadır; kalınlık 20 m veya daha fazla (?); üst dokanağı keskin ve matriks destekli “co-ignimbrit” breş ve diğer ignimbrit fasiyesine derecelenmeli

Kaynaklı ignimbrit ile örtülmüşse iyi

Korundu-ğunda iyi

21 Az ince tane içeren ignimbrit

4 gibi fakat pümeks klastları köşeli Zayıf Zayıf

D. Breş Matriks destekli (köşeli klastlar)

22 Buzul til ve morenleri (diyamiktitler)

Heterojen tane bileşimi; tane şekli köşeli ve yuvarlak arasında değişir; matrik büyük oranda ince kaya tozu içermekte; belirgin cam veya pümeks parçaları içermesi olası değil; masif ve kalın tabakalanmalı; çizilmiş çakıllar ve bloklar, flüviyal-buzul fasiyesi; değişken kalınlıkta

Orta Orta-iyi

23 Buzul tanetaşı çökelleri (glacial dropstone)

22 gibi fakat daha ince taneli ve matriks daha kaba taneli; gölsel veya denizel fasiyesle birlikte bulunur; tanetaşları çarpma izleri gösterebilir; tekrardan işlenmiş olabilir.

İyi Çok iyi (genel özellikleri ile piroklastik bomba izlerinden ayırt edilebilen yapılar)

85

24 Taneli matrikse sahip epiklastik tekrardan işlenme ve/veya yığın akma çökelleri

5’teki gibidir fakat taneler köşeli-yarı yuvarlaklaşmış

Çok iyi Orta (DEVAMI) D. Breş Matriks destekli (köşeli klastlar)

25 Kohesif “debris” akma çökelleri ve laharlar

6 gibi fakat klastlar köşeli- yarı yuvarlaklaşmış arasında

Çok iyi Orta

26 İgnimbrit ve diğer piroklastik akma çökelleri (blok ve kül akmaları, bazaltik curuf akmaları)

Homojen klast bileşimi (fakat değişen miktarda aksesuar ve tesadüfi litik parçalar) kristal şekilleri matrikste ve pümeks tanelerinde aynı; masif çökelim birimleri; kalınlık değişken, < 5 m’den yüzlerce metreye kadar); daha yoğun klast akma çökelleri birkaç on metre kalınlığa kadar; sıcak halde yerleşme verileri; kaynaklı ignimbritlerde “eutaxitic” dokunun gelişimi ve sütunsal çatlaklanma; gaz tahliye bacaları ve çukurları; diğer ignimbrit fasiyesleri, döküntü ve akma çökelleri ile birlikte

Kaynaklı ignimbritler için mükemmel, aksi takdirde zayıf

Kaynaklı ignimbritler için mükemmel, aksi takdirde zayıf

27 “co-ignimbrite” breşler ve kaynağa yakın “proksimal” ignimbritler

18 ve 20 gibi fakat matriks destekli, metre boyunda gaz tahliye bacaları

Kaynaklı ignimbritle örtülmüşse iyi

Korundu-ğunda iyi

28 Baca kenarı taban türbulans çökelleri (base-surge)

Bileşim olarak homojen-heterojen; değişen miktarda vesiküle sahip juvenil taneler; düşme ve çarpma izleri; masif, tabakalı ve çapraz tabakalı iç yapı; birkaç taban türbulans paketinin kalınlığı (tüf halkası) onlarca metre kalınlıkta olabilir

Zayıf Korundu-ğunda iyi

29 Taban veya kül bulutu türbulans (surge) çökelleri

Bileşimsel olarak homojen-heterojen mikrobreşler (komşu piroklastik akıntılara ve litik içeriğine bağlı; tabakalı, çapraz tabakalanmalı tabaka altında ve üzerinde piroklastik akma fasiyesi; kalınlık genelde < 2 m

Kaynaklı ignimbrit fasiyesi ile örtüldüğünde veya arasında iyi

Tektonik olarak deforme olmuş birimler dışında iyi

30 Büyük pümeks yatakları

Bir örnek bileşimde pümeks klastları; matrik tortulları tabakalı; gölsel (veya denizel) yerleşim; bazı klastlarda dairesel çatlaklar; bazı klastların kenarlarında soğumuş camsı yüzeyler; klastlar birkaç metre çapta

Kalın kaldera gölü serilerinde orta

Deforme olmamış birimlerde çok iyi

E. Kumtaşları (kum boyu çatı, taneler baskın)

31 Epiklastik yeniden işlenme

Yaygın “traction” yapıları, çapraz tabakalanmalar ya yüksek açılı ya da kama şekilli çapraz tabakalanması; iz fosiller

Çok iyi Çok iyi

32 Epiklastik yığın akması-tekrar çökelimi

Kütle akması fasiyesi özellikleri, bütün veya iz fosiller

Çok iyi Çok iyi

86

33 Ayrışmış ve/veya devitrifiye lav ve dayklar

Genelde taneli doku; kristalize ise fenokristal dağılımı; kalın, masif özelliğe sahip; kalıntı akma bantları; sferulitik; feldispat ve kuvarstan oluşan ışınsal lifsi-granofirik matriks

Çok iyi Bazı durumlarda lav olarak tanınmaları zordur

(DEVAMI) E. Kumtaşları (kum boyu çatı, taneler baskın) 34 İnce taneli ignimbrit Kaba taneli doku; kalın ve masif;

ince kesitte nadir cam parçası; ilksel olarak kaynaklı ise “eutaxitic” cam dokusu olabilir; diğer ignimbrit fasiyeslerine (litik konsantrasyon zonları, gaz tahliye yapıları) derecelenmeli

Kaynaşmadık-ça zayıf

Kökeninin tayini zor olabilir

35 Kül döküntüleri (air-fall ash) ve tüfler

Homojen bileşimli; nadiren cam parçaları korunur; belirsiz laminalanma; kalınlık genelde < 1m; büyümeli (accretionary) lapilli

Kaynaklı ignimbrit, gölsel ve derin denizel serilerde iyi

Orta; sualtı külleri için tekrardan çökelip çökelmedi-ğinin ayırt edilmesi sorunu

36 Temel türbulans (base surge) çökelleri

Daha ince taneli, kül döküntüleri ve lapilli ile yakın birliktelik

zayıf Korundu-ğunda iyi

37 Taban ve kül bulutu türbulans çökelleri

29 gibi fakat daha ince taneli Bkz.29 Bkz.29

38 Epiklastik 31 ve 32’de olduğu gibi Çok iyi Çok iyi F. Çamurtaşları Çamur boyu tane baskın

39 İnce taneli ignimbrit 34’de olduğu gibi Kaynaşmadık-ça zayıf

Tanınması zor olabilir

40 Kül döküntüleri (air-fall ash) ve tüfler

Bkz. 35 Bkz. 35 Bkz. 35

41 Türbulans çökelleri 36 ve 37’de olduğu gibi Bkz. 36 ve 37

87

EK- II

VOLKANİK TERİMLERİN KISA TANIMLAMALARI

Sözlük anlamı Açıklama “Aa” - Yüzeyi kaba ve köşeli parçalara ayrılan lav akıntısını tanımlamak için

kullanılan Hawaii dilinde bir kelime. Accessory Aksesuar Kayacın sınıflamasını etkilemeyecek derecede az bulunan mineral Accidental Tesadüfi Volkanik olmayan veya püsküren volkan ile ilişkili olmayan

kırıntılardan yapılı piroklastik kayaçlar veya kaya parçaları Active volcano Aktif volkan Püsküren volkan. Aynı zamanda günümüzde püskürmeyen fakat tarihi

dönemlerde püskürmüş ve gelecekte de püskürme ihtimali olan volkan Agglutinate - Plastik püskürme ürünlerinin bir araya gelerek birikip katılaşması

sonucu meydana gelen yığışımlardan yapılı piroklastik kayaç Ash Kül Püskürme bacasından çıkan pudra şeklindeki ince taneler. Ash-fall Kül döküntüsü Püskürme bulutundan çıkan ve hava yoluyla taşınarak dökülen volkanik

kül. Bu şekilde oluşan tabakalar genelde iyi boylanmalı ve tabakalanmalıdır.

Ash flow Kül akması Volkan kırığından veya kraterden şiddetli bir şekilde çıkarak kaya parçaları (baskın olarak kül boyu) ve gazın türbulanslı karışımı.

Avalanche Çığ Gravite etkisi ile kayan ve düşen büyük malzeme kütlesi veya malzeme karışımı. İçeriklerine göre kar, buz, toprak veya kaya çığı olarak sınıflandırılırlar. Bu malzemelerin karışımı “debris avalanche”dır.

Block blok Püskürme ile dışarı çıkan köşeli katı iri kaya parçası Bomb Bomba Püskürme sırasında dışarı atılan erimiş veya yarı erimiş kaya parçası.

Plastik özelliklerinden dolayı uçma veya çarpma sırasında şekil değiştirirler.

Caldera Kaldera Havza şeklindeki volkanik çöküntü alanı; ispanyolca “cauldron”dan gelen bir terim. Tanımda en az 1 mil çapındadır.

Central vent Merkez baca Yeryüzünde silindirik veya boru şekilli volkanik boyunun yüzlek vermiş kısmı

Central volcano Tek merkezli volkan Kütle ve lav akıntılarının bir merkezden çıkarak yayıldığı ve hemen hemen simetrik şekildeki volkana verilen ad.

Cinder cone Sinder konisi Tümüyle gevşek kırıntılı malzemeden (piroklastik) yapılı volkan konisi Composite volcano Kompozit volkan Hem lav hem de piroklastik püskürmelerle oluşan yüksek yamaç eğimli

volkanik koni. Compound volcano Birleşik volkan İki veya daha fazla bacadan oluşan veya çevresinde volkanik domla

birlikte bulunan volkan. Conduit - Volkanda magmanın çıkmasını sağlayan bölüm (karşılaştırınız vent,

plug ve pipe) Crater Krater Volkanik bacadaki çökme veya patlama ile oluşmuş dik yamaçlı

dairesel çöküntü alanı. Debris avalanche - Boylanmasız kaya kütleleri ve diğer malzemenin akması veya ani

kayması. Debris flow Yığın akması Gravite kuvveti etkisi ile suya doygun kaya yığınının yamaç aşağı

akması (aynı zamanda lahar ve çamur akması olarak da tanımlanır). Dome Dom Üstü iğne şekilli, yuvarlak veya düz, kenarları yüksek eğimli olan ve

volkanik bacadan çıkan viskoz lav kütlesi. Dormant volcano Uyuyan volkan Tam anlamıyla “uyuyan” volkan. Aktif olmayan ancak tekrar püskürme

ihtimali bulunan volkanları tanımlamak için kullanılan terim. Ejecta - Lav, bomba ve piroklastik malzeme dahil olmak üzere volkandan dışarı

atılan tüm malzeme. Eruption Püskürme Katı, sıvı ve gaz içerikli malzemelerin volkanik aktivite ile atmosfere

çıkması ve yeryüzüne yerleşmesi prosesi. Püskürme terimi çok sakin akmalar ile piroklastiklerin çok şiddetli dışarı atılmasını içine alır.

88

Eruption cloud Püskürme bulutu Bir kraterden veya bacadan yükselen gaz sütunu, kül ve daha kaba kaya parçaları topluluğu.

Eruptive vent Püskürme bacası Volkanik malzemenin dışarı çıktığı açıklık. Extinct volcano Sönmüş volkan Günümüzde püskürmeyen ve gelecekte çok uzun bir süre

püskürmeyecek olan volkan Extrusion Püskürme Magmatik malzemenin yer yüzüne çıkması. Ayrıca bu prosesle oluşan

yapılar (lav akıntısı, volkanik dom v.b.) Flank eruption Kanat püskürmesi Volkanın kenarında olan püskürme. Fumarole Fümarol

(gaz tahliye bacaları) Buhar, hidrojen sülfit ve diğer gazların çıktığı baca veya açıklık. Birçok uyuyan volkanın kraterleri aktif fumaroller içermektedir.

Hot spot Sıcak nokta 100-200 km uzanan ve en az birkaç on milyon yıldır aktif olan volkanik merkez. Sıcak noktaların oluşumu ada yayları ve okyanus ortası sırtları oluşumu ile ilişkili değildir.

Hot-spot volcanoes Sıcak nokta volkanları Mantodaki daimi ısı kaynağı ile ilişkili volkanlar. Hyaloclastite Hyaloklastit Su, buz veya suya doygun tortula sokulan lav veya magmanın akması

ile oluşan çökeller ve küçük köşeli parçalara ayrılma olayı. Ignimbrite İgnimbrit Kül akıntılarının ve “Nuee Ardente”nin geniş alanlara yayılımı ve

çökelmesi ile oluşan kaya. Bu terim genelde kaynaklı olanlara uygulanmakla birlikte son zamanlarda kaynaksız olanlara da uygulanmaktadır.

Intrusion Sokulma, sokulum Önceden oluşan kayaca magmanın yerleşmesi olayı. Terim aynı zamanda çevreleyen kayaç içine yerleşmiş magmatik kaya kütlesine de karşılık gelmektedir.

Juvenile İlksel Doğrudan yüzeye ulaşan magmadan türeyen piroklastik malzeme. Lahar Lahar Gravite etkisi ile volkanın yamaçlarından akan suya doygun volkanik

kütlenin sel şeklinde akması olayı. Lapilli Lapilli “Küçük taşlar” anlamında. Yuvarlak ve köşeli, 1/10 ve 2,5 inch

arasında tane boyuna sahip. Katı veya eriyik halinde püskürmüş. Lava Lav Volkanik püskürme ile yüzeye ulaşan magma. Terim yaygın olarak,

krater veya çatlak boyunca akan sıvı kayaçlara uygulanır. Aynı zamanda soğumuş ve katı kayaçlara da uygulanır.

Lava dome Lav domu Dom şekilli istif oluşturan lav kütlesi. Lava flow Lav akıntısı Baca veya çatlaktan yüzeye lavın çıkması. Lava fountain Lav çeşmesi Ritmik fıskiye şeklinde lavın püskürmesi Lava lake (pond) Lav gölü Genelde bazaltik erimiş lavın oluşturduğu volkanik krater veya

çöküntüdeki göl. Lava shields Lav kalkanı Bazaltik lavdan yapılı kalkan volkanı. Lava tube Lav tüneli Lav akıntısının yüzeyi soğuyup katılaşmış iken içeride halen akışkan

olan lavın akması ile oluşan boşluk. Maar Maar Düşük röliyefli arazide patlama ile oluşan volkanik krater. Genelde

hemen hemen daireseldir. Sıkça göl veya bataklık içerir. Magma chamber Magma odası Volkanı besleyen gazca zengin akışkan magma içeren yer. Monogenetic Tek kökenli Tek bir püskürme ile oluşan volkan Mud flow Çamur akması Hareket sırasında yüksek derecede fluidize suya doygun kil-çamur

içerikli malzemenin akması. Nuees ardentes - Patlama kuvveti ile hareket eden ve fırtına hızında volkan

yamaçlarından inen gaz içerikli ısınmış kütleye verilen Fransızca bir tanımdır.

Pahoehoe - Pürüzsüz ve halat şekilli lav için Hawaii dilinde verilen bir addır. Phreatic explosion - Suyun ve sıcak volkanik kayaçların şiddetli buhar ve parçalanmış

kayaları püskürtecek şekilde bir araya gelmesi ile oluşan patlamalı volkanik püskürmedir. Magmanın doğrudan su ile girişimi yoktur.

Phreatomagmatic - Yüzey ve yeraltı suyu ile magmanın girişim yapması sonucu oluşan patlamalı volkanik püskürme.

Pillow lava Yastık lav Sualtında birbirleri üzerine paketlenmiş çuval şekilli lav kütleleri Pipe Baca Volkanın altında yerkabuğu boyunca magmaya uzanan düşey açık

sütun. Genelde volkanik breş ve eski kayaçların kırıntıları ile doludur.

89

Plinian eruption - Kırıntılı magma ve magmatik gazların türbulansla yüksek hızda bacadan çıkarak yayıldığı patlamalı püskürme. Çok büyük hacime sahip tefra ve yüksek püskürme sütunları karakteristiktir.

Plug Tıkaç Volkan bacasını dolduran katılaşmış lav. Koniyi çevreleyen malzemeye oranla aşınmaya daha dayanıklıdır ve ilksel yapı aşındıktan sonra sivri bir tepe şeklinde kalabilir.

Plug dome Tıkaç domu Kratere gelen lavın çok viskoz olması sonucu akamayarak soğuması ile oluşturduğu yüksek eğimli, yuvarlaklaşmış tepe.

Pumice Pümeks Açık renkli köpüksü volkanik kayaç. Genelde dasit-riyolit bileşimli. Püsküren lavdaki gazın yayılması sonucu oluşur.

Pyroclastic Piroklastik Volkanik patlama ile çıkan kırıntılı (klastik) kayalara ait. Pyroclastic flow Piroklastik akma Yüksek hızda hareket edebilen (saatte 50-100 mil) boylanmasız

piroklastik malzeme (volkanik kırıntılar, kristaller, kül, pümeks ve cam parçaları) ve sıcak gaz karışımının yanal olarak akması.

Scoria Bazaltik curuf Genelde çok vesiküllü ve düzensiz şekilli bomba boyu (> 64 mm) piroklast. Genelde pümeksten daha ağır, koyu renkli ve kristalindir.

Seamount - Denizaltı volkanı Shield volcano Kalkan volkanı Düzleşmiş dom şeklinde, az yamaç eğimine sahip volkan. Hemen

hemen tümüyle lav akıntılarından yapılıdır. Solfatara - Karakterisitik olarak sülfürlü gazların çıktığı bir çeşit fumarol. Spatter cone Serpinti konisi Genelde çatlak veya baca üzerinde oluşan alçak fakat yüksek eğimli

koni. Genelde bazaltik malzemeden yapılıdır. Stratovolcano Stratovolkan Lav akıntıları ve piroklastik malzemeden yapılı volkan. Strombolian eruption

- Merkezi kraterden çıkan akışkan bazalt lavın fışkırması ile karakterize edilen bir tür volkanik püskürme.

Surge Türbulans Volkanik püskürme ve krater oluşumuna katılan düşey püskürme sütununun tabanından, yüksek hızda yoğunluk akması olarak dışarıya dairesel olarak hareket eden halka şekilli gaz ve toz bulutu.

Tephra Tefra Krater veya volkanik bacadan püsküren ve havadan taşınarak çökelen tüm tip ve boyuttaki malzeme.

Tephrochronology Tefrakronoloji Tefranın örneklenmesi, hazırlanması, petrografik tayini ve yaklaşık yaş tayini.

Tuff Tüf Piroklastik malzemeden yapılı kayaç. Tuff cone Tüf konisi Bazaltik magma ve su girişimiyle oluşan bir tür volkanik koni. Tüf

halkasından daha küçük olup daha dik yamaçlara sahiptir. Tuff ring Tüf halkası Göl, sahil bölgesi, bataklık ve yüksek oranda yeraltı su seviyesine sahip

bölgelere yerleşmiş volkanik baca çevresinde oluşan geniş yayılımlı ve iyi tabakalanmış hyaloklastit debris birikimi

Vent Baca Volkanik malzemenin yeryüzüne çıktığı noktadaki açık alan. Vesicle Vesikül Katılaşma sırasında volkanik kayaçta oluşan gaz boşluğu. Viscosity Viskozite Akışkanın akmaya karşı olan direnç ölçüsü. Volcanic arc Volkanik yay

Volkanik ve plütonik kayaçların oluştuğu, ayrıca dalma-batma zonu üzerinde genelde eğrisel gidişli olan volkanlar kuşağı.

Volcanic complex Volkanik karmaşık Karmaşık volkanik oluşumların bulunduğu volkanik baca topluluğu. Volcanic neck Volkanik iğne

veya boyun Volkanik konide, erozyona piroklastik kayaçlar ve lavlardan daha dayanımlı masif kaya sütunu

Vulcanian - Yeni gelen viskoz lava ait genelde blok boyundaki kırıntıların patlamalarla çıktığı bir tür püskürmedir.

90

KAYNAKÇA Aramaki, S., Akimoto, S., 1957. Temperature estimation of pyroclastic deposits by natural remanent

magnetism, Amer.J.Sci. 255, 619-627. Beverage, J., P., Culbertson, J.K., 1964. Hyperconcentrations of suspended sediments. J. Hydraulics Div.

Amer. Soc. Civ. Eng. Proc. 90, no. HY6, 117-128. Bond, A., Sparks, R.S.J., 1976. The Minoan eruption of Santorini, Greece. J. Geol. Soc. London, 132, 1-16. Carlisle, D., 1963, Pillow breccias and their aquagene tuffs. Quadra Island, British Columbia. J. Geol. 71, 48-

71. Cas, R. A. F. ve Wright, J. V., 1987. Volcanic successions: modern and ancient, Chapman & Hall, UK. Crandell, D. R., 1957. Some features of mudflow deposits (Abst.), Geol. Soc. Amer. Bull. 68, pt. 2, 1821. Crandell, D. R., ve Mullineaux, 1973. Pine creek volcanic assemblage at Mount St. Helens, Washington.

U.S. Geol.Survey. Bull. 1383-A, A1-A23. Crandell, D. R., ve Waldron, H.,H.,1956. A recent volcanic mudflow of exceptional dimensions from Mount

Rainier, Washington. Amer. J.Sci. 254, 349-362. Crandell, D. R., 1963. Surficial geology and geomorphology of the Lake Tapps quadrangle, Washington.

U.S. Geol.Survey. Prof. Paper, 388-A, A1-A84. Crandell, D. R., 1971. Postglacial lahars from Mount Rainier volcano, Washington. U.S. Geol.Survey.

Prof.Paper, 667, 1-75. Crowe, B.M., Linn, G.W., Heiken, G. and Bevier, M.L., 1978. Stratigraphy of Bandelier Tuff in the Pajarito

Plateau; Applications to waste management. Los Alamo Sci. Lab., New Mexico, Informal Rpt., LA-7225, 1-57.

Curry, R., 1966. Observation of alpine mudflows in the Ten-mile Range, central Colorado. Geol. Soc. Amer. Bull. 77, 771-776.

Curtis, G.H., 1954. Mode of origin of pyroclastic debris in the Mehrten Formation of the Sierra Nevada. Univ. Calif. Publ. Geol. Sci. 29. 453-502.

Dana, J.D., 1890, Characteristics of volcanoes. Dodd, Mead and Co., New York, 1-399. Dewey, J.F., Hempton, M.R., Kidd, W.S.F., Şaroğlu, F., Şengör, A.M.C., 1986. Shortening of continental

lithosphere: the neo-tectonics of Eastern Anatolia—a young collision zone. in: Coward, M.P., Riea, A.C. (Eds.), Collision Tectonics. Geol. Soc. London, Spec. Publ. 19, pp. 3-36.

Dick, H.J.B., Honnorez, J. ve Kirst, P.W., 1978. Origin of the abyssal basaltic sand, sandstone, ve gravel from DSDP Hole 396B, Leg 46. In Dimitriev, L., Heirtzler, J., et al., eds., Init. Rpts. Deep Sea Drilling Proj. 46, 331-339.

Ercan, T., Fujitani, T., Matsuda, J.-I., Notsu, K., Tokel, S., Ui, T., 1990. Doğu ve Güneydoğu Anadolu Neojen-Kuvatemer volkaniklerine ilişkin yeni jeokimyasal, radyometrik ve izotopik verilerin yorumu. MTA Dergisi 110, 143-164.

Ewart, A., 1963. Petrology and petrogenesis of the Quaternary pumice ash in the Taupo area, New Zealand, J. Petrol. 4, 392-431.

Fisher, R.V., 1958. Definition of volcanic breccia. Geol. Soc. Amer. Bull. 69, 1071-1073. Fisher, R.V., 1960. Criteria for recognition of laharic breccias, southern Cascade mountains, Washington,

Geol. Soc. Amer. Bull. 71, 127-132. Fisher, R. V., 1961. Proposed classification of volcaniclastic sediments and rocks. Geol. Soc. Amer. Bull. 72,

1409-1414. Fisher, R. V., 1963. Bubble wall texture and its significance. J. Sed. Petrol. 33, 224-227. Fisher, R. V., 1966. Textural comparison of John Day volcanic siltstone with loess and volcanic ash. J. Sed.

Petrol. 36, 706-718. Fisher, R. V., 1971. Features of coarse grained, high concentration fluids and their deposits. J. Sed. Petrol.

41, 916-927. Fisher, R.V. and Schmincke, H.U., 1984. Pyroclastic Rocks: Springer-Verlag, New York, 409 p. Fiske, R., S., 1969. Recognition and significance of pumice in marine pyroclastic rocks. Geol. Soc. Amer.

Bull. 80, 1-8. Fornari, D.J., Malahoff, A. and Heezen, B.C., 1979, Visual observations of the volcanic micromorphology of

Tortuga, Lorraine and Tutu seamounts; and petrology and chemistry of ridge and seamount features in and around the Panama basin. Mar. Geol. 31, 1-30.

Freundt, A., 1982. Statigraphie des Brohltaltrass und seine Entstehung aus pyroklastischen Strömen des Laacher See Vulkans. Ruhr Univ. Bochum, Unpubl. Dipl. Thesis, 1-319.

Fuller, E., 1931. The aqueous chilling of basaltic lava on the Columbia River Plateau. Amer. J. Sci. 21, 281-300.

91

Gillespie, M.R., ve Styles, M.T., 1997. Classification of igneous rocks. British Geol. Survey Research Report RR 97-2, Nottingham, UK, 1-63.

Gorshkov, G.S., 1959. Gigantic eruption of the volcano Bezymianny. Bull. Volcanol. 20, 77-109. Güner, Y., 1984. Nemrut Yanardağının jeolojisi, jeomorfolojisi ve volkanizmanin evrimi. Jeomorfoloji

Dergisi 12, 23-65. Güner, Y., Şaroğlu, F., 1987. Doğu Anadolu'da Kuvatemer volkanizması ve jeotermal enerji açısından

önemi. Türkiye 7. Petrol Kongresi Bildiriler Kitabı, pp. 371-383. Hay, R.L. 1959. Formation of the crystal-rich glowing avalanche deposits of St. Vincent, B. W. I. J. Geol. 67,

540-562. Heiken, G.H., 1972. Morphology and petrography of volcanic ashes. Geol. Soc. Amer. Bull. 83, 1961-1988. Heiken, G.H., 1974. An atlas of volcanic ash. Smithsonian Contr. Earth Sciences, 12, 1-101. Heiken, G., McKay, D.S. ve Brown, R.W., 1974. Lunar deposits of possible pyroclastic origin. Geochim.

Cosmochim. Acta 38, 1703-1718. Heiken, G., ve Wohletz, K.H., 1984. Volcanic ash. Univ. Calif. Press, Berkeley. Hoplitt, R.P. ve Kellogg, K.S., 1979. Emplacement temperatures of unsorted and unstratified deposits of

volcanic debris as determined by paleomagnetic techniques. Geol. Soc. Amer. Bull. Part I, 90, 633-642. Houghton, B.F. ve Wilson, 1989. A vesicularity index for pyroclastic deposits. Bull. Volcanol., 451-462. Huang T.C., Warner, J.R. ve Wilson, L., 1980. Micropitson volcanic glass shards: Laboratory simulation and

possible origin. J. Volcanol. Geotherm. Res. 8, 59-68. Huang, T.C. ve Watkins, M.D., 1976. Volcanic dust in deep-sea sediments: relationship of microfeatures to

explosivity estimates. Science 193, 576-579. Innocenti, F., Mazzuoli, R., Pasquare, G., Radicati di Brozolo, F., Villari, L., 1976. Evolution of volcanism in

the area of interaction between the Arabian, Anatolian and Iranian plates (Lake Van, Eastem Turkey). J. Volcanol. Geotherrn. Res. l, 103-112.

Izett, G.A., 1981. Volcanic ash beds: recorders of Upper Cenozoic silicic pyroclastic volcanism in western United States. J. Geophys. Res.86, 10200-10222.

Johnson, A.M., 1970. Physical processes in geology. Freeman Cooper and Co., San Francisco, 1-577. Krinsley, D. ve Margolis, S. V., 1969. A study of quartz sand grain surface textures with scanning electron

microscope. Trans. New York Acad. Sci., Series II 31, 457-477. Kuenzi, W.D., Horst, O.H. ve McGehee, R.V., 1979. Effect of volcanic activity on fluvial deltaic

sedimentation on a modern arc-trench gap, southwestern Guatemala. Geol. Soc. Amer. Bull. Pt.1, 90, 827-838.

Kuno, H., 1941. Characteristics of deposits formed by pumice flows and those by ejected pumiceç Bull. Earthq. Res. Inst. Univ. Tokyo 19, 144-8.

Lambert, R.S.J., Holland, J.G., Owen, P.P., 1974. Chemical Petrology of a suite of calc-alkaline lavas from Mt. Ararat, Turkey. J. Geol. 82, 419-438.

Lowe, D.R, 1982. Sediment gravity flows: II. Depositional models with special reference to the deposits of high density turbidity currents. J. Sediment. Petrol., 52, 279-297.

Stow, D.A.W., 1986. Deep clastic seas. In reading HG (ed) Sedimentary Environments and Facies. 2nd ed, Blackwell Scientific Publications, Oxford, 399-444.

Macdonald, G.A., 1972. Volcanoes. Prentice-Hall, Inc., Englewood Cliffs, NJ., 1-510. McPhie, J., Doyle, M. ve Allen, R., 1993. Volcanic textures: a guide to the interpretation of textures in

volcanic rocks. CODES Key Centre, Tasmania, Australia. Meyer, J.D., 1972. Glass crust on intratelluric phenocrysts in volcanic rocks as a measure of eruption

violence, Bull. Volcanol., 35, 358-368. Middleton, G.V., 1967. Experiments on turbidy currents, III.Can.J.Earth Sci., 4, 475-505. Middleton and Southard, 1978, Mechanics of Sediment Transport, SEPM Short Course, No: 3. Moore, J.G., 1975. Mechanism of formation of pillows. Amer.Scientist, 63, 269-277. Mullineaux, D.R. ve Crandell, D.R., 1962. Recent lahars from Mount St.Helens, Washington. Geol. Soc.

Amer. Bull. 73, 855-869. Murai, I., 1960. On the mudflows of the 1926 eruption of Tokachidake, central Hokkaido, Japan. Tokyo

Univ. Earthq. Res. Inst. Bull. 38, 55-70. Murase, T. ve McBirney, A.R., 1973. Properties of some common igneous rocks and their melts at high

temperature. Geol.Soc.Amer.Bull. 84, 3563-3592. Mysen, B.O., Virgo, D., Seiferd, F., 1982. The structure of silicate melts: Implications for chemical and

physical properties of natural magma. Rev. Geophys. Space Phys., 20, 353-383. Nagao, K., Matsuda, J.L, Kita, I., Ercan, T., 1989. Noble gas and carbon isotopic composition in Quaternary

volcanic area in Turkey. Jeomorfoloji Dergisi 17, 101-110. Notsu, K., Pujitani, T., Ui, T., Matsuda, J., Ercan, T., 1995. Geochemical features of collision-related

volcanic rocks in central and eastern Anatolia. J. Volcanol. Geotherm. Res. 64, 171-192.

92

Oswalt, F., 1912. Armenian. Handbuch der regionalen Geologie. H. 10. Heidelberg. Özpeker, I., 1973. Nemrut Yanardağının petrojenezi. İTÜ Maden Fak. Ofset Baskı Atölyesi, Y-No. 3.14, p.

70. Pearce, J.A., Bender, J.F., De Long, S.E., Kidd, W.S.F., Low, P.J., Güner, Y., Şaroğlu, P., Yılmaz, Y.,

Moorbath, S., Mitcheli, J.J., 1990. Genesis of collision volcanism in eastern Anatolia Turkey. J. Volcanol, Geotherm. Res. 44, 189-229.

Perlaki, E., 1966. Pumice and Scoria: their nature, criteria, structure and genesis. Acta. Geol. Hung. 10, 13-29.

Pettijohn, F.J., Potter, P.E. ve Siever, R., 1972. Sand and sandstone. Springer-Verlag Berlin, Heidelberg, New York, 1-618.

Pirsson, L.V., 1915. The microscopical characters of volcanic tuffs-a study for students. Amer. J. Sci. 40, 181-211.

Riehle, J.R., 1973. Calculated compaction profiles of rhyolitic ash-flow tuffs. Geol. Soc. Amer. Bull. 84, 2193-2216.

Rittman, A., 1958. Il meccanismo di formazione delle lave a pillows e dei cosidetti tufi palagonitici. Atti Acc. Gioenia. 4, 310-317.

Ross, C.S., Miser, H.D. ve Stephenson, L.W., 1928. Water-laid volcanic rocks of early upper Cretaceous age in the southwestern Oklahoma, and northeastern Texas. U.S. Geol. Survey Prof. Paper 154-F, 175-202.

Ross C.S. ve Smith, R.L., 1961. Ash-flow tuffs: their origin, geologic relations and identification. U.S. Geol. Survey Prof. Paper, 366, 1-77.

Ryerson, F. J. ve Hess, P.C., 1980. The role of P2O5 in silicate melts. Geochim. Cosmochim. Acta, 44, 611-624.

Sanver, M., 1968. A palaeomagnetic study of Quaternary volcanic rocks from Turkey. Phys. Earth Planet, inter. l, 403-421.

Schmincke, H.-U., 1967. Graded lahars in the type section of the Ellensburg Formation, south-central Washington, J.Sed. Petrol. 37, 438-448.

Schmid, R., 1981. Descriptive nomenclature and classification of pyroclastic deposits and fragments: recommendations of the IUGS Subcommision on the Systematics of Igneous rocks, Geology, 9, 41-3.

Schmincke, H.-U., 1974, volcanological aspects of peralkaline silicic welded ash-flow tuffs. Bull. Volcanol., 38, 594-636.

Schmincke, H.-U. Robinson, P.T., Ohnmacht, W., and Flower, M.F.J., 1978. Basaltic hyaloclastites from DSDP Hole 396B, Leg 46. In Dimitriev, L., Heirtzler, J., et al., eds., Init. Rpts. Deep Sea Drilling Proj. 46, 341-355.

Schmincke, H.-U., Rauthenschlein, M., Robinson, P.T. ve Mehegan, J.M., 1983. The Troodos Extrusive Series of Cyprus: a comparison with oceanic crust. Geology 11, 410-412.

Schmincke, H.-U., 1983. Rhyolitic and basaltic ashes from Galapagos Mounds Area, Leg 70. In Cann et al., eds., Init. Rpts. Deep Sea Drilling Proj. 69, 451-457.

Schmincke, H.-U., 1973. Magmatic evolution of tectonic regime in Canary, Madeira and Azores Island Groups, Geol.Soc. Amer.Bull. 84, 633-648.

Self, S., 1972. The Lajes ignimbrite. Ilha Terceira, Azores. Comunicoes Servs. Geol.Port. LV, 165-180. Self, S., 1976. The recent volcanology of Terceira, Azores, J.Geol. Soc. London, 132, 645-666. Selley, R.C.,1978. Ancient sedimentary environments.2nd Ed., Cornell Univ. Press, New York, 1-287. Sharp, R.P. ve Nobles, L.H., 1953. Mudflows of 1941 at Wrightwood, southern California. Geol. Soc. Amer.

Bull. 64, 547-560. Sheridan, M.F. ve Marshall, J.R., 1983. Interpretation of pyroclast surface features using SEM images.

J.Geotherm. Res. 16, 153-159. Sheridan M.F. ve Ragan, D.M., 1977. Compaction of ash-flow tuffs. In Chilingarian, G.V. and Wolf,K.H.,

eds., Compaction of coarse-grained sediments, II; Developments in Sedimentology 18B. Elsevier Amsterdam, 677-713.

Smith, R.L., 1960, Zones and Zonal variations in welded ash flows. U.S. Geol. Survey Prof. Paper, 354-f, 149-159.

Sparks R.S.J.,1976. Grain size variations in ignimbrites and implications for the transport of pyroclastic flows. Sedimentology, 23, 147-188.

Sparks R.S.J., Self, S. ve Walker, G.P.L., 1973. Products of ignimbrite eruption. Geology 1, 115-118. Sparks, R.S.J., Wilson, L. ve Hulme, G., 1978. Theoretical modeling of the generation, movement and

emplacement of pyroclastic flows by column collapse. J.Geophys.Res. 83, 1727-1739. Sparks R.S.J. ve Walker, G.P.L., 1977. The significance of vitric-enriched air-fall ashes associated with

crystal-enriched ignimbrites. J.volcanol.Geotherm. Res. 2, 329-341. Stow, D. A., 1986. Deep clastic seas. In reading HG (ed) Sedimentary Environments and Facies. 2nd ed,

Blackwell Scientific Publications, Oxford: 399-444.

93

Streckeisen, A., 1979. Classification and nomenclature of volcanic rocks, lamprophyres, carbonatites and melilitic rocks: recommendations and suggestions of the IUGS Subcommision on the systematics of Igneous Rocks, Geology, 7, 331-335.

Swineford, A. ve Frye, J.C., 1946. Petrographic comparison of Pliocene and Pleistocene volcanic ash of western Kansas, Kans. Geol. Survey Bull. 64, Pt. 1, 1-32.

Şengör, A.M.C., Yılmaz, Y., 1981. Tethyan evolution of Turkey: a plate tectonic approach. Tectonophysics 75, 181-241.

Taylor, G.A., 1958. The 1951 eruption of Mount Lamington, Papua. Austr. Bur. Min.Resour. Geol. Geophys. Bull. 38, 1-117.

Thorarinsson, S., 1954. The eruption of Hekla 1947-48, part. 2, Ch. 3. The tephra fall from Hekla on March, 1947. Soc.Sci. Islandica, Reykjavik, 1-68.

Vessel, R.K., ve Davies, D.K., 1981; Nonmarine sedimentation in an active fore arc basin. Soc. Econ. Paleont. Mineral. Publ. 31, 31-45.

Voight, B., Glicken, H., Janda, R.J. ve Douglass, P.M., 1981. Catastrophic rockslide avalanche of May 18. In Lipman, P.W., and Mullineaux, D.R., eds., The 1980 eruptions of Mount St. Helens. U.S. Geol. Survey Prof. Paper 1250, 347-377.

Waldron, H., H., 1967. Debris flow and erosion control problems caused by the ash eruptions of Irazu Volcamo, Costa Rica, U.S. Geol. Survey Bull. 1241-I, 1-35.

Walker G.P.L. ve Croasdale, R., 1972. Characteristics of some basaltic pyroclastics. Bull. Volcanol. 35, 303-317.

Walker, G.P.L., 1971. Grain size characteristics of pyroclastic deposits. J. Geol. 79, 696-714. Walker, G.P.L., 1972. Crystal concentrations in ignimbrites. Contr. Mineral. Petrol. 36, 135-146. Walker, R.G., 1978. Deep-water sandstone facies and ancient submarine fans; models for exploration for

stratigraphic traps. Am. Assoc. Petrol. Geol. Bull. 62, 932-966. Waters, A.C. ve Fisher, R.V., 1971. Base surges and their deposits: Capelinos and Taal volcanoes. J.

Geophys. Res. 76, 5596-5614. Wentworth, C.K., 1938. Ash formations of the island of Hawaii. 3rd. Sp. Rpt., Hawaiian Volcano

Observatory, Honolulu, Hawaii, 1-183. Wentworth, C.K. ve Macdonald, G.A., 1953. Structures and forms of basaltic rocks in Hawaii, U.S. Geol.

Survey. Bull. 994, 1-98. Wilson, L., 1976. Explosive volcanic eruptions- III. Plinian Eruption Columns. Geophys. J. Roy. Astron.

Soc. 45, 543-556. Wilson, L., ve Head, J. W., 1981. Ascent and eruption of basaltic magma on earth and moon. J. Geophys.

Res. 86, 2971-3001. Wright, J.V., 1978. Remanent magnetism of poorly sorted deposits from Minoan eruption of Santorini, Bull.

Volcanol. 41, 1-5. Wright, J.V., Self, S., Fisher, R.V., 1980. Towards a facies model for ignimbrite-forming eruptions, In Self

and Sparks, R.S.J., eds., tephra studies. D. Reidel. Publ. Co., Dordrecht, Holland, 433-439. Yamagishi, H., 1987. Studies on the Neogene subaqueous lavas and hyaloclastites in soutwest Hokkaido.

Rep. Geol. Surv. Hokkaido 59: 55-117. Yılmaz, Y., Şaroğlu, P., Güner, Y., 1987. Initiation of the neo-magmatism in East Anatolia. Tectonophysics

134, 177-199. Yılmaz, Y., Güner, Y., Şaroğlu, P., 1998. Geology of the Quaternary volcanic centres of the eastern Anatolia,

J.volcanol.Geotherm. Res. 85, 173-210.