• PETROGRAFİ


  •   
  • FileName: petrolab.pdf [read-online]
    • Abstract: PETROGRAFİLaboratuvar Notları 1(MAGMATİK PETROGRAFİ)DOKUZ EYLÜL ÜNİVERSİTESİMÜHENDİSLİK FAKÜLTESİJEOLOJİ MÜHENDİSLİĞİ BÖLÜMÜAraş.Gör. Yalçın ERSOYProf. Dr. Cahit HELVACI 1. Bölüm

Download the ebook

PETROGRAFİ
Laboratuvar Notları 1
(MAGMATİK PETROGRAFİ)
DOKUZ EYLÜL ÜNİVERSİTESİ
MÜHENDİSLİK FAKÜLTESİ
JEOLOJİ MÜHENDİSLİĞİ BÖLÜMÜ
Araş.Gör. Yalçın ERSOY
Prof. Dr. Cahit HELVACI
1. Bölüm
Levha Tektoniği Kuramına Göre Magmatik Kayaçların Yerleşimleri
1.1. Levha Tektoniğinin Ana Hatları.................................................................................................1
1.2. Yerkürenin İç Yapısı......................................................................................................................1
1.2.1. Kabuk: ..............................................................................................................................2
Kıtasal Kabuk: ................................................................................................................2
Okyanusal Kabuk: ..........................................................................................................2
1.2.2. Manto: ..............................................................................................................................3
1.2.3. Çekirdek: .........................................................................................................................4
1.3. Levha Hareketleri ve Magmatik Aktivite.................................................................................4
1.3.1. Uzaklaşan Levha Sınırları ve Magmatik Aktivite......................................................4
1.3.2. Yaklaşan Levha Sınırları ve Magmatik Aktivite........................................................6
2. Bölüm
Kayaç Yapıcı Mineraller
2.1. Magmatik Kayaçları Oluşturan Önemli Minerallerin Genel Özellikleri..........................8
2.1.1 Giriş...................................................................................................................................8
A. Birincil (primer) mineraller:..................................................................................8
B. İkincil Mineraller:....................................................................................................8
C. Yabancı kökenli mineraller: :.......................................................................8
2.1.2. Kayaç Yapıcı Ana Mineral Grupları...........................................................................8
1. Silis Grubu...............................................................................................................8
2. Feldispat Grubu.......................................................................................................9
A. Alkali Feldispatlar......................................................................................9
B. Na-Ca Feldispatlar (Plajioklaslar) .........................................................12
3. Feldispatoid Grubu...............................................................................................14
4. Piroksen Grubu.....................................................................................................15
5. Amfibol Grubu......................................................................................................17
6. Mika Grubu ...........................................................................................................18
7. Olivin Grubu.........................................................................................................19
3. Bölüm
Magmatik Kayaçların Sınıflandırılması
3.1. Kimyasal Sınıflandırma.............................................................................................................23
3.2. Mineralojik Sınıflama................................................................................................................24
3.2.1. Üçgen Diyagramların Kullanılması.........................................................................25
3.2.2. Üçgen Diyagramın Seçimi.........................................................................................27
3.1.3. Magmatik Kayaçların Mineralojik Bileşimlerinin Saptanması ve Yüze
Tamamlama İşlemleri ile Üçgen Diyagramın Kullanılması......................................................28
3.1.4. Magmatik Kayaçların Sınıflandırılmasında Kullanılan Ayrıntılı Üçgen
Diyagramlar.........................................................................................................................................31
1. Q–A–P Diyagramı (Asidik, Nötr, Alkali Bileşimli Derinlik ve Yüzey
Kayaçları) ............................................................................................................................................31
2. Ol – Opx – Kpx (+P) Diyagramı..........................................................................31
3. Ol – Opx – Kpx Diyagramı...................................................................................33
4. Bölüm
Magmatik Kayaçlarda Gözlenen Doku Tipleri
4.1. Kristallenme Derecelerine Göre Dokular...............................................................................35
4.1.1. Holokristalen (Tümü Kristalli) Doku......................................................................35
4.1.2. Hipokristalen Doku (Yarı Kristalli Doku) .............................................................35
4.1.3. Holohyalin (Kristalsiz/Camsı Doku) ......................................................................36
4.2. Kristallerin Büyüklüklerine Göre Doku Tipleri...................................................................36
4.2.1. Faneritik Magmatik Kayaçlar ...................................................................................36
4.2.2. Afanitik Magmatik Kayaçlar.....................................................................................37
4.2.3. Kriptokristalin Magmatik Kayaçlar.........................................................................37
4.3. Kristallerin Şekillerine Göre Doku Tipleri............................................................................37
4.4. Derinlik Kayaçlarında Gözlenen Dokular.............................................................................38
4.4.1. Alt Dokular: .................................................................................................................38
4.4.1.1. Holokristalen Panidiyomorf Doku: ..........................................................38
4.4.1.2. Holokristalen Allotrimorf Doku: ..............................................................38
4.4.1.3. Holokristalen Hipidiyamorf Doku: ..........................................................39
4.4.2. Özgül Dokular: ............................................................................................................39
4.4.2.1. Grafik Doku ..................................................................................................39
4.4.2.2. Mirmekitik Doku ..........................................................................................39
4.4.2.3. Pertit ...............................................................................................................40
4.4.2.4. Antipertit .......................................................................................................40
4.4.2.5. Poiklitik Doku................................................................................................41
4.4.2.6. Kelifitik Doku................................................................................................41
4.5. Yarı Derinlik (Damar) Kayaçlarında Gözlenen Doku Tipleri............................................41
4.5.1. Ofitik Doku: .................................................................................................................41
4.5.2. Poligonal Doku (Aplitik Doku) ...............................................................................42
4.6. Yüzey (Volkanik) Kayaçlarında Gözlenen Doku Türleri...................................................42
4.6.1. Hipokristalen Dokular................................................................................................42
A- Hipokristalen Mikrolitik Doku...........................................................................42
1. Pilotaksitik Doku.......................................................................................42
2. Trakitik Doku.............................................................................................43
3. Hyalopilitik Doku: ...................................................................................43
B- Hipokristalen Felsitik Doku: ...............................................................................43
4.6.2. Camsı Dokular: ............................................................................................................44
4.6.2.1. Perlitik Doku: ................................................................................................44
4.6.2.2. Vitrofirik Doku: ............................................................................................44
4.6.2.3. Sferolitik Doku: .............................................................................................44
4.6.2.4. Gözenekli Doku: ...........................................................................................45
4.6.2.5. Camsı Akışkan Doku: ..................................................................................45
4.6.3. Piroklastik Dokular: ...................................................................................................46
4.6.4. Yüzey Kayaçlarında Gözlenen Özel Doku Tipleri: .............................................46
4.6.4.1. Elek (Sieve) Dokusu......................................................................................46
4.6.4.2. Körfez Yapıları: .............................................................................................46
4.6.4.3. Glomerofirik ve Glomeroporfirik Dokular................................................47
1. Bölüm
LEVHA TEKTONİĞİ KURAMINA GÖRE MAGMATİK KAYAÇLARIN
YERLEŞİMLERİ
1.1. Levha Tektoniğinin Ana Hatları
Özellikle 1915 de Alfred Wegener tarafından geliştirilen, ancak o dönemde kabul
görmeyen levha tektoniği kuramına göre kıtalar yerküre üzerinde birbirlerine göre
hareket etmekte; uzaklaşmakta ya da yakınlaşmaktadır. Son yüzyılda, gelişen
teknoloji yardımı ile (gerek GPS yöntemleri gerekse okyanuslar altında
gerçekleştirilen derin sondajlar sayesinde) katı ve gevrek bir davranış sunan
“litosferin “ (ortalama 100 km) yine katı ancak düktil bir davranış sunan
“astenosfer” üzerinde sürüklendiği bilinmektedir. Ancak yeryüzü alanının sabit
kalması gerektiği düşünüldüğünde levha sınırlarında farklı türde olayların geliştiği
akla gelmektedir.
1.2. Yerkürenin İç Yapısı
Jeofizik ve jeolojinin çeşitli dallarının yaptığı çalışmalar sayesinde yeryuvarının
tekdüze (homojen) bir iç yapı sunmadığı, aksine çeşitli bileşim ve kalınlıklarda farklı
katmanlardan oluştuğunu göstermiştir (Şekil 1.1).
Şekil 1.1. Dünyanın fiziksel ve kiyasal bileşimine göre katmanlı iç yapısı.
Yerküresini oluşturan katmanlar fiziksel ve kimyasal bileşimlerine göre farklı
şekillerde incelenebilir. Fiziksel özelliklerine göre saptanabilen katmanlar litosfer,
astenosfer, mezosfer ve çekirdek; kimyasal bileşimlerine göre ise kabuk, manto ve
çekirdektir. Buna göre üst manto litosferin bir kısmı, astenosfer ve mezosferin bir
kısmını içerir.
1
1.2.1. Kabuk:
Kıtasal Kabuk:
Tüm kıtaları altlayan kıtasal kabuk değişik kalınlıklardadır (10-70 km). Kendi içinde
homojen olmayıp üst kesimlerinde (üst kıtasal kabuk) asidik (granodiyoritik-tonalitik)
bileşimlere sahip iken alt kesimleinde (alt kıtasal kabuk) daha bazik bileşimlerdedir.
Kimyasal açıdan başlıca SiO2 ve Al2O3 den oluşur. Mineralojik açıdan ise en çok
feldispatlar yaygındır. Bolluk derecelerine göre % 12 kuvars, % 39 plajioklaslar, %12
alkali feldispatlar, % 5 mikalar, % 5 amfiboller, % 11 piroksenler ve % 3 olivinden
oluşur.
Alt kabuğun bileşimi için başlıca üç farklı görüş bulunmaktadır: bazaltik (gabroik
bileşim); eklojitik bileşim ve granülitik bileşim. Petrografik, petrolojik ve jeokimyasal
çalışmalar alt kabuğun granülitik bileşime daha uygun düştüğünü göstermektedir.
Okyanusal Kabuk:
Yaklaşık 6-7 km kalınlıktaki okyanısal kabuk başlıca bazaltik bileşimlidir. Gerek
bileşim gerek kalınlık bakımından kıtasal kabuğa göre çok daha homojen bir iç
yapıya sahiptir. Okyanusal kabuğun genelleştirilmiş kolon kesiti şekil 1.2’de
verilmektedir. Kesitten de görüleceği gibi yapısında bazaltik-gabroik bileşimler
ağırlıkta olsa da yer yer granitik kayaçlarda bulunmaktadır. Okyanusal kabuk 6 ayrı
katmandan oluşur ve bu istife ofiyolit serisi adı verilir (Şekil 1.2).
Şekil 1.2: Okyanusal kabuğun ayrıntılı kesiti (eksiksiz ofiyolit serisi).
2
Okyanusal kabukta su kütlesinin hemen altında yeralan ilk katman çört, kil gibi
derin deniz sedimentlerinden oluşur ve ince bir örtü şeklinde okyanusal kabuğu
örter. Daha altta bazaltik yastık lavlar (pillow lavas) bulunur. Yastık lav katmanları
okyanus ortası sırttan uzaklaştıkça incelir. Yastık lavların hemen altında tabakalı
dayk kümesi (sheeted dykes) bulunur ve yine bazaltik bileşimlidir. Daha alt kesimde
izotrop yapıdaki gabrolara ve daha sonra mafik bileşimli kümülatlara geçilir. Ancak
okyanusal kabuğun izotropik gabrolardan daha derin kesimleri sismik verilerle
anlaşılamaz. Okyanusal kabuğun bu derin kesimleri ancak orojenik hareketlerle
kıtalar üzerine ilerlemiş olan ofiyolit serileri üzerinde yapılan çalışmalarla
belirlenebilmektedir. Yaklaşık 6 km derinlikte katmanlı yapıdaki mafik kümülatların
hemen altında sismik süreksizlik zonu (sismik moho) bulunur ve ultramafik
bileşimdeki kümülatlar ile mafik bileşimli kümülatları birbirinden ayırır. Yaklaşık 8
km derinlikten sonra petrolojik bir fark belirir (petrolojik moho sınırı) ve peridodit türü
ultramafik kayaçlara geçilir.
1.2.2. Manto:
Yerkabuğunun kabuktan itibaren çekirdeğe kadar devam eden bölümüdür. Üst ve
alt manto olarak iki kısma ayrılır. Üst manto, Moho süreksizliğinden başlayarak 670
km derine kadar devam eder (Şekil 1.1). Mantonun bu kısmı, litosferin alt kısmını
(litosferik manto) ve astenosferi kapsar.
Mantonun mineralojik ve kimyasal bileşimi, henüz örnek alınmanın mümkün
olmaması nedeniyle dolaylı verilerle spatanmaya çalışılmaktadır. Bu veriler:
- jeofiziksel veriler;
- üst mantonun kısmi ergimesi sonucu oluştuğu düşünülen bazaltik magmanın
incelenmesi;
- meteoritlerin incelenmesi;
- yüksek basınç deneyleri;
- şok-dalga deneyleri;
- yapay pirolit modeldir.
Üst mantonun büyük bir kısmını oluşturan ultramafik kayaçlar piroksen, olivin ve
granat gibi %70’ den daha fazla Fe- ve Mg- zengin minerallerden yapılıdırlar. Mafik
kayaçlar bazaltik bileşimdedir ve plajioklas, piroksen, olivin, amfibol ve granat gibi
minerallerden yapılıdır.
Manto kökenli ultramafik kayaçlar, ya ofiyolitik kompekslerde olduğu gibi,
bulundukları yere tektonik olarak itilmişlerdir, ya da hem kıta içi hem de okyanus içi
ortamlarda gelişen silise doygun olmayan (aşırı fakir) derin manto kökenli alkalin
bazaltlar veya kimberlitler içinde ksenolitler halinde yeryüzüne ulaşmışlardır.
Kimyasal ve yapısal olarak en az değişikliğe uğramış olan en az altere ultramafik
kayaç örnekleri ksenolitlerden elde edilmiştir. İki tür ultramafik kayaç örneği (manto
parçası) bilinmektedir: (1) kimberlitler içinde yüzeye ulaşan granatlı lerzolit
ksenolitleri; ve (2) alkalin bazalt veya nefelinitler içinde yüzeye ulaşan spinel-lerzolit
ksenolitleri.
3
1.2.3. Çekirdek:
Çekirdeğin iç yapısısnın belirlenmesinde yine dolaylı kayanaklar ve meteoritler
kullanılmaktadır. Demirli ve nikelli meteoritlerin varlığından yola çıkılarak yapılan
bütün çalışmaların ortak görüşü, çekirdeğin genel olarak bir demir ve nikel
karışımından oluştuğudur. Zira silikatlar ve daha değişik bileşikler üzerinde
laboratuarda deneysel olarak oluşturulan manto koşullarında (1000 km derinliğe
denk 2100 kb basınç altında) yapılan deneyler sonucunda silikatlar da dahil bütün
bileşiklerin kimyasal yapılarının bozularak yoğun metallere ayrıldıkları
belirlenmiştir.
1.3. Levha Hareketleri ve Magmatik Aktivite
Yerkabuğunda, aynı zamanda litosferin sınırlarına karşılık gelen (şekil 1.3.a)
levhaların birbirlerine göre hareketleri sonucunda üç tipte levha hareketi gelişir.
Levhalar birbirlerine göre (a) uzaklaşırlar, (b) yaklaşırlar veya (c) birbirleri sınırları
boyunca hareket ederler.
Şekil 1.3. (a) Yeryüzündeki başlıca levhaların sınırları ve (b) okyanus ortası yayılma
merkezleri.
Daha önce de değinildiği gibi yeryuvarında litosfer, manto ve iç çekirdek katı;
yalnızca dış çekirdek sıvı fazdadır. Peki yeryüzünde meydana gelen volkanik
aktivitenin kaynağı dış çekirdeğe kadar inebilirmi?
Dış çekirdeğin yeryüzüne olan mesafesi gözönünde tutulduğunda bu yorum
anlamını yitirmektedir. Ayrıca, dış çekirdeğin kimyasal bileşimi ile yeryüzünde
görülen lavların bileşimi arasında hiçbir benzerlik yoktur. Bir başka değişle, lavların
kimyaları laboratuar deneylerine göre, dış çekirdek koşullarında (P, T) duraylı
kalamamaktadır. Yapılan çalışmalar magmatik aktivitelerin kaynağının en fazla üst
mantoya kadar indiğini göstermektedir. Öyleyse magmatik aktiviteyi başlatacak
(başka bir deyişle katı olan kabuk veya üst mantonun ergimesine neden olacak) bazı
işlevlere gereksinim vardır. Bu işlemler doğrudan tektonizma ile yani levhaların
hareketleri ile ilişkilidir.
1.3.1. Uzaklaşan Levha Sınırları ve Magmatik Aktivite
Uzaklaşan levha sınırları levhaların birbirlerinden ters yönde ayrılarak hareket
ettikleri sınırlardır. Bu tür sınırlar okyanus ortası sırtları (okyanusal yayılma
merkezleri) ve kıtasal riftleri içerir. Okyanus ortası sırtlar mantonun konveksiyon
4
akımlarına bağlı olarak yükseldiği alanlardır. Basınç azalmasına bağlı olarak gelişen
ergime (decompression melting) magma meydana getirmekte ve oluşan magma
okyanus sırtlarında yeni okyanusal kabuğu meydana getirecek şekilde püskürmekte
ve sırtın her iki yanına simetrik olarak eklenmektedir.
Okyanus ortası sırtlar okyanus tabanından yaklaşık 3000 m kadar yükseklikte
olabilmektedir. Okyanus tabanlarının haritalanması, bu çok büyük deniz altı
dağlarının, 2000 m den daha derin alanları sınırlayan sırtlara sahip olduğunu
göstermiştir. 1960’lı yılların başlarında okyanus tabanındaki sıcak akıntıların
araştırılması bu akıntıların sırtın doruğunda merkezlendiğini ortaya koymuştur.
Sismik çalışmalar okyanus ortası sırtların çok sayıda depreme maruz kaldığını
göstermektedir. Tüm bu saptamalar okyanus ortası sırtlarda şiddetli bir jeolojik
aktivitenin hakim olduğunu göstermektedir.
Şekil 1.4 : Okyanus ortası sırtlarda magma oluşumu ile okyanusal kabuk üretimini gösteren
blok diyagram.
Okyanus ortası sırtlarda (yayılma merkezleri) gelişen magmatik akivite sonucu
büyük oranda bazaltik magma üretilir. Bunun nedeni direkt üst mantonun
yükselerek ergimesi ve sonuçta başka bir malzeme ile karışmamasıdır. Ayrıca
magmatik evrim açısından ileri derecede değişime uğramazlar. Bu nedenle
bileşimleri üst mantoya yakınlık sunar. Aynı magmatik işlevler sonucunda
oluşturulan okyanusal kabuk kesiti (ofyolit serisi) daha önce gösterilmiştir.
Kıtasal Rift Vadileri yada Açılma zonları (Extensional Zones), kıtasal kabukta açılma
deformasyonunun geliştiği alanlardır. Bu bölgeler yeni bir yayılma merkezi olabilir
ve daha sonra Kızıl Deniz örneğinde olduğu gibi okyanus ortası sırtlara dönüşebilir.
Genellikle mantonun, açılma zonu altından yükselmesi ile oluşmaktadırlar.
Mantonun yükselmesi basınç azalması ile ergimeye ve kabuksal anateksiye neden
olabilir. Kıtasal riftlere en iyi örnek Doğu Afrika Rift Kuşağıdır.
Kıtasal riftlerde gelien magmatik aktivite sonucunda kimberlit, komatit gibi
ultrabazik lavlar, bunun yanında olivin-bazalt, trakit gibi potasik (K içeriği yüksek)
lavlar ortaya çıkar. Ayrıca nadir olarak karbonatitler de gözlenebilir.
Görüldüğü bazalt türü kayaçlar hem okyanusal ortamlarda hem de kıtalarda direkt
olarak açılma tektoniğine bağlı olarak gelişmektedir. Ancak bazalt türü kayaçların
diğer tektonik ortamlarda da meydana geldiği ve yeryüzündeki volkanik kayaçların
çok büyük bir kısmını oluşturduğu unutulmamalıdır.
5
1.3.2. Yaklaşan Levha Sınırları ve Magmatik Aktivite
Yaklaşan levha sınırlarında yaklaşan levhaların tiplerine göre çeşitli mekanizmalar
meydana gelebilmektedir.
İki okyanusal litosferin birbirine yaklaştığı tektonik ortamlarda bir levha diğeri altına
dalar ve ergimeye uğrar. Ergimeye uğrayan malzemenin yükselmesi sonucunda
diğer levha kenarında “ada-yayı” olarak isimlendirilen magmatik bir yay gelişir
(Şekil 1.5 a). Bu tür ortamlara Japon adaları örnek verilebilir. Tektonik açıdan
oldukça aktif olan bu ortamlarda çok yaygın bir volkanik aktivite gelişir. Ada-
yaylarında ilk volkanik aktiviteler sırasında (ada-yayı henüz genç iken) bazaltik
andezit olarak isimlendirilen volkanik kayaçlar baskındır. Andezitler ikincil
miktarlardadır ve daha ileri evrelerde baskın hale gelir.
Okyanusal levha ile kıtasal levhanın yaklaştığı sistemlerde ise “kıtasal yay” olarak
isimlendirilen volkank yaylar gelişir (Şekil 1.5 b). Bunlara örnek olarak And Dağ’ ları
verilebilir. Volkanizma ve magmatizma yine kıtasal levha altına dalan okyanusal
levhanın (çünkü daha yüksek yoğunluğa sahiptir) ergimesi ve ergiyen malzemenin
yükselmesi sonucu gelişir. Bileşim bakımından daha çok andezitler hakimdir.
Bazaltlar ise ikinci plandadır.
Volkanik yayların her iki türünde de volkanizmanın ileri evrelerinde dasit ve riyolit
gibi asidik volkanik kayaçlar meydana gelebilmektedir. Ancak bu kayaçların
magmatik evrimin işlevlerinden (örneğin magmatik ayrımlaşma) oldukça etkilenmiş
oldukları unutulmamalıdır.
Andezitik ve bazaltik ürünler genellikle lav akmalar şeklinde gelişir. Bunlara eşlik
eden ve daha felsik bileşimdeki kayaçlar püskürmeler şeklinde gelişir ve piroklastik
çökeller oluşturur. Yay volkaniklerinin değişik oranlarda lav ve kırıntılı malzemeler
içeren stratovolkanlar oldukları görülür. Volkanizma oldukça şiddetli gelişir ve
dışarı büyük oranda su çıkarılır. Sismik çalışmalar güncel yitim zonlarında magma
haznelerinin 50-100 km derinlerde olduğunu göstermektedir. Püskürmeden önce bir
kaç aylık periyotlarda 200 km’ den derin deprem odaklarının göçü magmaların
günde 1-2 km yükseldiğini göstermektedir.
Yay sistemlerinin çekirdeklerini granitik batolitler oluşturmaktadır. Plütonların
bileşimleri diyorit-granit aralığında olmasına karşın granodiyoritler baskındır.
Granodiyoritlerin baskın plütonik, bazaltik andezit ve andezitlerin ise baskın
volkanik ürünler olmasını sağlayan iki önemli faktör görülmektedir. Bunlardan ilki
magma viskozitesi, diğeri ise bu magmaların katı fazları arasındaki farklılıkdır. Bu
nedenlerden dolayı andezitik magmalar yüeye rahat ulaşırken felsik bileşimli
magmalar derinlerde soğuma eğilimindedirler.
Yaklaşan levha sınırlarına son örnek iki kıtasal levhanın yaklaşmasıdır. Alttaki
mantoya göre daha düşük yoğunlukta olmaları nedeniyle kıtasal levhalar birbiri
altına dalamaz ve yaklaşma sonucunda tam bir kıtasal çarpışma meydana gelir. Bu
tür ortamlarda kabuğun ergimesi (anateksi) sonucu kabuk kökenli ortaç-felsik
bileşimlerde volkanizma ile S-tipi olarak adlandırılan granitoidler gelişir. Dünyadaki
en iyi örneği Himalaya dağ kuşağı oluşturmaktadır.
6
Şekil 1.5: Değişik türde levhaların yaklaşmasına göre gelişen mekanizmalar. (a) Okyanusal levha-okyanusal levha; (b) okyanusal levha-kıtasal
levha; (c) kıtasal levha-kıtasal levha yaklaşması.
Şekil 1.6: Levha tektoniğine göre genelleştirilmiş enine kesit.
7
2. Bölüm
2.1. Magmatik Kayaçları Oluşturan Önemli Minerallerin Genel Özellikleri
2.1.1. Giriş
Magmatik kayaçları oluşturan silikat mineralleri ancak X- ışınları ile saptanabilen iç
yapılarına (structure) göre sınıflandırılırlar. En temel silikat yapısı, merkezde bir Si
atomu ile bunu uzayda çevreleyen dört adet O atomlarından (düzgün dörtyüzlü,
tetraedr) oluşur (SiO4). Silikat türleri de bu tetraedrlerin aralarına değişik atomlar da
alarak dizilmesi ile oluşur.
Magmatik kayaçları oluşturan mineraller ve bu minerallerin yerkabuğunu teşkil
eden tüm kayaçların bileşimindeki miktarları şu şekildedir:
Feldispatlar……………......%60
Kuvars..................................%12
Amfiboller............................% 8
Piroksenler………………...% 8
Mika grubu mineralleri…..% 4
Olivin………………………% 3
Demiroksit mineralleri.......% 3
Diğerleri................................% 2
Kayaç yapıcı mineraller çeşitli özelliklerine göre sınıflandırılabilir. Örneğin kayaç
içindeki önemleri göz önünde tutularak:
A. Birincil (primer) mineraller:
Kayaç oluşumu ile eş yaşlı meydana gelen minerallerdir.
1. Ana Mineraller: Kayaç içerisinde en bol miktarlarda bulunarak kayacın
esas özelliklerini belirlerler. Kayaç yapıcı ana mineraller 7 grupta
toplanır. Her grubun en önemli özelliklerine ve minerallere daha
sonra ayrıntılı olarak değinilecektir.
2. Yan (tali) mineraller: Apatit, sfen, topaz, ve zirkon gibi kayaç içerisinde
çok az miktarlarda bulunan mineralledir.
B. İkincil Mineraller: Ev sahibi kayacın katılaşmasını yada oluşumu takip
eden süreçlerde çeşitli dönüşümler (örneğin alterasyon) sonucu ortaya
çıkan mineraller olup kayacın geçirdiği evreler hakkında bilgi verir.
C. Yabancı kökenli mineraller: Kökensel bakımdan kayaç ile ilişkisi olmayan
minerallerdir. Lavların içerisinde ksenolit olarak adlandırılan yan
kayaçlara ait mineraller bu gruptadır.
2.1.2. Kayaç Yapıcı Ana Mineral Grupları
1. Silis Grubu
Magmatik kayaçlar içerisinde en çok bulunan silis mineralleri kuvars (heksagonal),
tridimit (ortorombik) ve kristobalittir (tetragonal). Asidik bileşimli derinlik ve yüzey
8
kayaçlarında en çok kuvarsa rastlanırken tridimite yüzey kayaçlarında (örneğin bazı
trakitler) rastlanır. Kristobalit ise çok yaygın değildir.
Magmatik petrografi laboratuarı kapsamında incelenecek olan kayaç örneklerinde
yalnızca kuvars görülecektir.
Kuvarsın en belirgin özellikleri:
- El örneklerinde genellikle saydam ve grimsi renklerde olup buz
görünümüne sahiptir.
- Dilinim özelliği olmadığından parlak ve düzgün bir yüzey sunamaz. Bu
özellikleri ile feldispatlardan rahatlıkla ayrılabilir.
- Düşük sıcaklıklarda kristalleşip ilk oluşan mineraller arasındaki boşlukları
doldurduğu için genelde özşekilsizdir (anhedral). El örneklerinde bu özelliği
kullanılarak kendilerine benzerlik sunan feldispatlardan ayırt edilebilir.
- Kayacın çatlak ve gözeneklerinde ikincil mineral olarak büyümüş kalsit
mineralinden sertliği yardımıyla ayrılır.
- İnce kesit örneklerinde genelde özşekilsiz, düzensiz çatlaklı, yüzey
kayaçlarında bazen kenarlarından itibaren kemirilmiş (körfez yapısı) ve
yuvarlatılmış şekillerdedir.
- Gri-sarı tonlarında girişim rengine sahiptir. Tek optik (+) eksenlidir.
- Mikroskop tablası döndürüldüğünde sönmesinin çok ani olduğu görülür.
- Ayrışma sunmadığından paralel nikolde temiz bir yüzey sunması ile
feldispatlardan ayırt edilebilir.
2. Feldispat Grubu
Feldispatlar potasyum, sodyum ve kalsiyum olmak üzere üçlü sistemde incelenirler.
Sodyumlu uç üyeleri Albit (Ab), kalsiyumlu uç üyeleri anortit (An) ve potasyumlu
uç üyeleri ortoklasdır (Or) (yada sanidin, mikroklin). Na ve Ca feldispatlar (Na-Ca
Feldispatlar) plajioklas serisi olarak tanımlanır. Bu durum Na ve Ca’un feldispatların
yapısına her oranda karışarak girebilmelerinden (birbirlerinin yerine
geçebilmelerinden) kaynaklanır. K ise Na ile yüksek sıcaklıklarda yer
değiştirebilirken Ca ‘un yerine ise neredeyse hiç geçemez. Buna göre feldispatlar, uç
bileşenleri K, Na ve Ca olan üçgen bir bileşim diyagramı çizilerek sınıflandırılabilir
(Şekil 2.3). Bundan başka baryumlu feldispatlar (Ba[Al2Si2O8]) “selsiyan” olarak
isimlendirilir. Adularya ise damar kayaçlarında görülen bir türüdür.
A. Alkali Feldispatlar ...................................................................(K, Na)[AlSi3O8]:
Ortoklas: [Monoklinik, Ç.O.E. (-)]
Monoklinik sistemde kristallenir. Daha çok derinlik (plütonik) kayaçlarda görülür.
- El örneklerinde kırmızı, pembe, kahverengi ya da beyaz olabilir. Kırmızı
tonlarındaki rengi karakteristik olmasına karşın beyaz olanları plajioklaslas
ile karıştırılabilir. Bu durumda ışığa tutulur ve ışığı yansıtması yoluyla
karlsbad ikizlerine bakılır.
9
- //N de renksiz görülür. Pleokrizma göstermez. Ayrışma nedeniyle
yüzeyinde gelişen kil mineralleri yüzünden //N de kirli bir görünüm sunar.
Bu özelliği ile kuvarstan ayrılabilir.
- Anhedral ve subhedral (yarı özşekilli) kristal şekillerine sahiptir.
- En önemli özelliği karlsbad ikizi sunmasıdır. İkiz bireyleri arasındaki ikiz
düzlemi plajioklaslardaki gibi düz bir hat değildir.
- Çift kırınım değeri düşük olup gri-beyaz arasında girişim renklerine
sahiptir.
- Rölyefi düşüktür.
Sanidin: [Monoklinik, Ç.O.E. (-)]
Monoklinik sistemde kristallenir. Daha çok volkanik kayaçlarda görülür.
- Ayrışma sunmaması nedeniyle //N’de ortoklasın aksine temiz bir yüzey
sunar. Pleokrizma göstermez.
- Optik eksenleri arasındaki açı daha düşüktür.
- Volkanik kayaçlarda genelde euhedral (özşekilli) fenokristaller halindedir.
- Düşük çift kırınım değerlerine sahip olup gri-beyaz girişim renkleri sunar.
- Rölyefi düşüktür.
Şekil 2.1: Sanidin fenokristaline ait (a) //N ve (b) +N görüntüleri.
Mikroklin: Triklinik sistemde kristalleşen mikroklin alkali feldispatların en düşük
sıcaklık mineralidir. El örneklerinde ayırmak mümkün olmadığından ancak
mikroskop altında kafes ikizlenmesi özelliği ile tanınır. Granitoid, foyitdit ve
siyenitoid türü kayaçlarda ve pegmatitlerde gözlenir.
- Ayrışma nedeniyle //N’ de bulanık bir görünüme sahiptir.
- Anhedral ve subhedral kristaller halinde gözlenir.
- Çift kırınım rengi ve rölyefi diğer feldispatlara benzer.
10
Şekil 2.2: Mikroklin kristaline ait (a) //N ve (b) +N görüntüleri.
Anortoklas: [Triklinik, Ç.O.E. (-)]
Volkanik ve hipabisal (yarı derinlik) kayaçlarında gözlenir.
- Anhedral yada euhedral kristaller halinde olabilir.
- //N’de renksiz olup pleokrizma göstermez.
- Mikroklin benzeri kafes ikizlenmesi sunsa da ikiz lamelleri çok daha incedir.
- Optik eksenleri arasındaki açının 500 olması ile diğer alkali feldispatlardan
ayrt edilebilir.
Şekil 2.3. Feldispatların sınıflama diyagramları: (a) yüksek sıcaklıklarda düzensiz
(disordered) feldispatlar; (b) düşük sıcaklıklarda faz ayrılmalarına bağlı ortaya çıkan ve
mikroskopta teşhis edilebilen düzenli (ordered) feldispatlar. Kesiksiz çizgi katı çözeltinin
gelişebildiği alanı ayırmaktadır.
11
B. Na-Ca Feldispatlar (Plajioklaslar) ........................Na[AlSİ3O8]-Ca[Al2Si2O8]:
Triklinik sistemde kristallenirler. Ç.O.E. (+) veya (-) olabilirler
Na ve Ca uç üyeleri arasında düşük sıcaklıklarda dahi her oranda karışım sunarlar
(Şekil 2.3). Bu nedenle Na ve Ca’un her oranda karışımını içeren bir çok ara terime
sahiptirler (Albit, oligoklas, andezin, labrador, bitovnit ve anortit).
Na’lu uç üyeleri albit (asidik); Ca’lu uç üyeleri anortittir (bazik). Bir kayaç içindeki
plajioklas mineallerinin türleri anortit (yada bazen albit) yüzdesine göre ifade edilir.
Örneğin An40 terimi plajioklasın %40 oranında anortit (yani Ca) ve %60 oranında
albit (yani Na) içerdiğini gösterir. Felsik kayaçlardaki plajioklasların An oranı bazik
kayaçlara göre düşüktür.
Plajioklasların bileşimleri mikroprop yöntemleri ile belirlenir. Bundan başka optik
özelliklerinden (sönme açılarından) yararlanılarak An miktarları saptanabilir. Hem
derinlik hem de yüzey kayaçlarında önemli bir bileşendir.
- El örneklerinde mat beyaz renkleri karakteristiktir.
- Dilinim sunmaları nedeniyle makroskopik örneklerinde ışığı tam yansıtması
ile görülen düzgün yüzeyler boyunca kırılmışlardır. Gri-beyaz renkli
plajioklaslar bu özellikleri ile kuvarstan ayırtedilebilir.
- //N’de pleokrizma göstermezler ve renksizdirler. Ancak ayrışma nedeniyle
toprağımsı bir görünüm kazanabilirler.
- Düşük rölyefe sahiptirler.
- Anhedral, subhedral ve euhedral kristal şekillerine sahip olabilirler.
- Sunmuş oldukları polisentetik ikizlenme sayesinde kolayca tanınabilirler.
- İkiz düzlemleri oldukça düzgündür.
- Düşük rölyeflidirler.
Plajioklasların türleri sönme açılarından yararlanıarak bulunabilmektedir (Şekil 2.5
ve 2.6). Ancak en kesin sonuçlar kimyasal analizler yardımıyla elde edilir. Mikroskop
yardımı ile plajioklasların cinsi saptanırken albit yasasına göre ikizlenmiş
plajioklasların sönme açıları bulunur. Ancak bu işlem için (010) yüzeyine dik
kesitlerin bulunması gerekir. Bu yüzeyler saptanırken dikkat edilmesi gereken
özellikler şunlardır:
- İkiz sınırları kesin olmalı ve bir çizgi halinde olmalıdır.
- Kristalin her iki ikiz lamelindeki sönme ikiz sınırlarına göre simetrik ve aynı
büyüklükte olmalıdır.
- İkiz sınırları haç kıl ile paralel getirildiğinde mineralde ikizlenme izlerinin
kaybolması gerekir. Bu durumda mineral ya tamamen gri yada tamamen
açık gri görülecektir.
Bu özellikleri sağlayan polisentetik ikizli plajioklas kristalinin Şekil 2.5 (C ve D) de
görüldüğü gibi mikroskop tablasının sağa ve sola çevrilmesi yardımıyla a1 ve a2
açıları ölçülür. Bu iki açı arasındaki farkın maksimum ± 50 olması gereklidir. Açılar
farkı 50 den küçük ise aritmetik ortalamaları alınır. Elde edilen değer ikiz sönme
12
açısıdır. Bu açı şekil 2.6 da gösterilen diyagrama düşürülerek An oranı bulunmuş
olur. Diyagramda dikkat edilirse 200 ve daha küçük açıların çizgiyi iki noktada
kestiği görülür. Eğer mineral Ç.O.E (+) ise diyagramın sol tarafı, Ç.O.E (-) ise sağ
tarafı kullanılır.
Şekil 2.5: (A) c ekseni ile kıl haç arasında 450 lik açı yapacak şeklinde normal aydınlanmanın
sağlanması. (B) C ekseni ile kıl haçın paralel duruma getirilerek girişim renklerininn aynı olduğu
durumun saptanması; (C) Mikroskop tablasının sağa ve sola çevrilerek her iki ikiz lamelindeki sönme
açısının saptanması.
Şekil 2.6: Plajioklasların maksimum sönme açılarına göre An içeriğinin sdaptanmasında kullanılan
diyagram.
13
Şekil 2.7. Cam bakımından zengin hamur içinde (a ve b) polisentetik ikizli plajioklas fenokristalleri
(+N, X40).
3. Feldispatoid Grubu
Silisçe fakir, alkali bileşenlerce zengin magmalardan itibaren kristalleşen
feldispatoid grubu mineralleri birincil kuvars ile hiçbir zaman birlikte gözlenmezler.
Nefelin volkanik ve plütonik kayaçlarda, lösit volkanik kayaçlarda gözlenir.
Feldispatoid grubu mineraller mineralojik benzerliklerinden çok petrografik
özellikleri nedeniyle bir grup altında toplanırlar.
Nefelin: [Hegzagonal, T.O.E (-)] ...................................................................KNa3[AlSiO4]4
- Düşük rölyefi, prizmatik görünümlü euhedral kristal şekilleri, //N’de
renksiz oluşları ve koyu gri girişim renkleri ile mikroskopta kolay ayırt
edilebilirler.
- Euhedral kristallerin c eksenine dik kesitleri altıgen, paralel kesitleri kareye
yakın görünümdedir.
- İkizlenme göstermez. Paralel sönme gösterir.
Şekil 2.8: Bazalt içinde görülen nefelin fenokristalleri.
14
Lösit: [Pseudokübik-tetragonal, İzotrop. (+)] ..................................................KAlSi2O6
Lösit kristallerine yalnızca tefrit, fonolit, lösitit gibi volkanik kayaçlarda ve bunların
piroklastiklerinde rastlanır. Damar kayaçlarında ise nadiren görülür. Metamorfik ve
plütonik kayaçlarda gözlenmez.
- Volkanik kayaçların makroskopik örneklerinde soluk sarı-krem renklerinde


Use: 0.0269