Docstoc

Metamorfik2a

Document Sample
Metamorfik2a Powered By Docstoc
					                                     BÖLÜM 2
     BAŞKALAŞMIŞ KAYAÇLARIN MİMARİSİ:
           YAPILAR VE DOKULAR
Doku (texture) sözcüğünü, kayaç içinde mikroskobik ölçekte gelişmiş, kayacın her tarafına
gözlenen, yani penetratif olan, kayaç nitelikleri betimlemektedir. Bu karşılık, yapı (structure)
sözcüğü ise, el örneği, yüzeyleme ve bölgesel ölçekte olan daha büyük ölçekli özellikleri
tanımlamaktadır. Seramik ve metallerle uğraşan malzeme-bilimciler doku terimini, sıkı
şekilde tercihi yönelimi betimlemek için kullanmaktalar. Bu nedenle bazı yerbilimciler,
kullanılan terimleri malzeme bilimcilerinin kullanımıyla paralel hale getirmek için, mikroyapı
(microstructure) sözcüğünü doku kelimesi yerine kullanmaktalar. Mimari (fabric) birçok
yerbilimci tarafından doku ile eş-anlamlı bir sözcük olarak kullanılmaktadır. Ancak burada,
bu bölüm içinde, mineral tanelerinin uzaydaki yönelimlerini ve tertiplenmelerini tarif etmek
için kullanılacaktır.

       Bu bölüm, başkalaşmış kayaçların yapı ve dokularını hem el örneği hem de incekesit
ölçeğinde ele almaktadır. Jeoloji fractal olup, bölgesel ölçekte gözlenen yapılar yüzleklerde,
el örneklerinde ve ince kesitlerde gözlenenlere benzerlik sunmaktadır. Bu gözlemlerden elde
edilen yapısal veriler petrografik verilerle deneştirilerek, arazinin jeolojik geçmişi hakkında
önemli bilgiler elde edilebilir.

2.1. Metamorfik Kristallenme

Bölüm I’de mükerrer defalarca belirtildiği gibi, başkalaşım baskın olarak akışkan fazın
katılımıyla veya katılımı olmadan katı halde gerçekleşmektedir. Bu yönüyle metamorfik
mineral kristallenmesi magmatik kayaçlardakinden önemli bir farklılık göstermektedir. Bu
nedenle metamorfizmayla mineral oluşumunu blast oluşumu veya blastajenez olarak
adlandırılmaktadır. Başkalaşmış kayaçların mimarileri katı halde gerçekleşen mineral
büyümesi, deformasyon veya bu iki sürecin bileşkesi tarafından biçimlendirilmektedir.
Metamorfik olarak büyümüş ve kristallenme sonrası şekil değişikliğine uğramamış mineral
taneleri blast olarak adlandırılmaktadırlar. –blast ya da -blastik son takısı metamorfik kökene
işaret etmektedir. Böylece porfiroblastik sıfatı metamorfik kökenli, porfirik benzeri (iri
minerallerin dahilince taneli matriks içinde bulunduğu) bir doku anlamına gelmektedir. Eğer
bir blast kendisini çevreleyen öteki mineral türlerine göre, barizce daha büyük ise,
porfiroblast adını almaktadır (Şekil 2.1). Eğer porfiroblastlar çok sayıda mineral kapanımları
içeriyorsa, poikiloblast olarak isimlendirilmektedir. Başkalaşım sırasında kristallenen
mineraller, kendilerine özgü dış-kristal şekillerini geliştirme derecelerine bağlı olarak
idiyoblastik, hipidiyoblastik ve ksenoblastik gibi sıfatlarla betimlenmektedirler (Şekil 2.1). Bu
kullanılan sıfatlar magmatik mineralleri betimlerken kullanılan idiyomorf, hipidiyomorf ve
ksenomorf gibilerinden farklı olarak onların arkalarına gelen -morf takısı yerine -blast takısına
sahiptirler. Metamorfik mineralleri betimlerken kullanılan sıfatların sonuna blast
getirilmesinin nedeni, katı halde kristallenmeyi vurgulamada yatmaktadır. Granoblastik doku,
gelişigüzel yönelimli eşit boyutlu öz şekilsiz minerallerin oluşturduğu bir mozayik dokuya
verilen addır (Şekil 2.2a). Mineraller granoblastik dokuda genelde aralarında 120 derecelik
üçlü dokanaklar teşkil ederler. Lepidoblastik doku ise, kuvvetli düzlemsel yönelimli, plakamsı
minerallerin bolluğu ile nitelenen doku türüdür. Buna karşılık, nematoblastik terimi, kuvvetli
bir çizgisel yönelimli, ışınsal ya da sütunsu minerallerin bolluğunu belirten doku türüdür.
Gültekin Topuz                                            2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi




Şekil 2.1. Bir düşük sıcaklık eklojitindekiidioblastik granat porfiroblastları. Granat
porfiroblastları daha ince taneli olan yeşilimsi renkteki omfasitik bir matriks içinde
bulunmaktadırlar. Kaliforniya




Şekil 2.2. a) Çokgensel granoblastik doku: Burada kordiyeritçe zengin granulit fasiyesli bir
kayaç görünmektedir. Dokusal dengeye geniş ölçüde ulaşılmıştır. Örnek düzgün kenarlı,
öteki tanelerle olan dokanaklarında 120 derecelik üçlü eklemler oluşturan çokgensel
kordiyerit tanelrinden oluşmaktadır. Alt sağ tarafta çok ince biyotit plakacığ görünmektedir.
Bu biyotit plakacığı kordiyerit taneliriyle dik açıyla buluşmaktadır. Çapraz nikoller arasındaki
görüntü, resmin uzunluğu gerçekte 3.5 mm ye karşılık gelmektedir. Sapfirin-kordiyerit gnays,
Namaqualand, Güney Afrika b) Hemen hemen bütünüyle muskovitten oluşan bir örnekte
dokusal dengeye ulaşımın iyi bir örneği görünmektedir. Muskovit iyi gelişmiş bazal {001}
yüzlü tablasal kristaller oluşturmaktadır. Doku granoblastik olmayıp, gelişigüzel yönelimli
pullardan oluşan decussate dokudur. Düşük girişim renkleri bazal yüzeyleri ince kesit
üzlemine paralel olan muskovitler tarafından gösterilmektedir. Çapraz nikoller, görüntü
uzunluğu gerçekte 1.5 mm uzunluğa karşılık gelmektedir. Muskovit kayası, Lewisian Gnays
Karmaşası, Stoer, KB İskoçya.



                                              36
Gültekin Topuz                                             2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi

Epitaksiyal üst büyüme, benzer atomik yapılı bir mineralin başka bir mineralin üzerinde
büyümesine verilen addır. Buna en güzel örneği, uralitleşme adı verilen piroksen üzerine
amfibol oluşumu oluşturmaktadır. Dekussate doku, gelişigüzel yönelimli, iç içe girmiş (girift)
plakamsı veya kolonumsu mineral topluluğunun nitelendirmiş olduğu bir doku türüdür (Şekil
2.2b). Kayaç izotropik ya da hafifçe anizotropik olabilir. Korona veya tepkime halkası,
Kısmen soğrulmuş taneyi bir kılıf şeklinde çevreleyen doku türüdür. Bu kılıf çevrelenen
mineral ile komşu fazların arasında tamamlanmamış bir tepkimenin ürünleridir. Yani korona
dokusu bir tepkime dokusudur. Simplektit: İki mineralin kurtcuk biçimli (vermikular) iç içe
büyümüş olduğu doku türüdür. Bu iç içe büyüyen iki mineralde eş zamanlı olarak
çekirdeklenip ve büyümüşlerdir. Tıpkı korona dokularında olduğu gibi simplektik dokuda
tamamlanmamış bir tepkime ürünüdür. Komşu birden fazla tanenin veya daha önceki durağan
olmayan bir fazın parçalanması sonucu oluşmaktadır. Çoğunlukla bir tane etrafında korona
biçimli kabuk veya halka şeklinde gözlenmektedir. Eğer iç içe büyüme gösteren fazlar mikro-
dan kriptokristaline varan lifi tanelerden oluşuyorsa o zaman kelfitik doku söz konusu
olmaktadır.




Şekil 2.3. Merkezi bir Fe-Mg-Al spinelin etrafını saran sillimanit koronası. Merkezdeki spinel
ile matriksteki kuvarsın dolaysız dokanat oluşturmadığına dikkat ediniz.


        Bazı metamorfik mineraller diğerlerine nazaran daha fazla öz şekiller geliştirme
eğilimindedirler. Kor kayaçlarda olduğu gibi, bu kayaçtaki minerallerin daha erken
büyümesinin bir işlevi değildir: Kor kayaçlarda mineraller ergiyik fazından, magmadan,
kristallendiklerinden erken kristallenen mineraller daha öz şekilli daha sonra kristallemnenler
ise, daha önceden kristaller arasında boş bulunan alanları doldurmaktalar. Bu nedenle kor
kayaçlarda erken kristallenen mineraller daha öz şekilli ve daha sonra kristallenen mineraller
ise özşekilsizdirler. Buna karşılık başakalşmış kayaçlardaki kristallenme öteki fazların
varlığında gerçekleşmektedir. Bu nedenle bazı minerallerin ötekilerinin varlığına rağmen
özşekiller geliştirme eğilimi mineralin iç yapısına ait bir özellik olmalıdır. Sözgelimi granat,
stavrolit tipik olarak özşekilli iken, kuvars ve de karbonatlar özşekilsiz (ksenoblastik)
kristaller oluşturmaktadır. İyi kristal yüzeyi geliştiren kristaller, anizotropik yüzey enerjisine
sahip olup, bu anizotropik yüzey enerjisi, bazı yüzeyler için yüksek ve diğerleri için düşüktür.
Geliştiğinde düşük yüzey enerjileri mineralin toplam serbest enerjisini düşürmektedir. Becke
ilk olarak 1909 da mineral türlerinin idiyoblatik kristal yüzeyleri geliştirme derecelerini
dikkate alarak bir kristalloblastik dizi hazırlamıştır (Çizelge 1.1).


                                               37
Gültekin Topuz                                                 2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi

Çizelge 1.1. Becke (1909) kristolloblastik serisi: Özşekillilik çizelgede yukarıdan aşağıya
doğru azalmaktadır.


                               Sifen, rutil, pirit

                               Granat, sillimanit, stavrolit

                               Epidot, magnetit, ilmenit

                               Andalusite, piroksen, amfibol

                               Mika, klorit, kiyanit

                               Kalsit/dolomit, idokraz, skapolit

                               Plagiyoklas, kuvars, kordiyerit




       Başkalaşım katı halde gerçekleştiğinden, bazı durumlarda, özellikle düşük dereceli
başkalaşımda ve diferansiyel basınçların yokluğunda, ilksel kayaca ait dokular
korunabilmektedir. Bu ilksel kayaca ait dokular kalıntı (relik, palimset) doku olarak
adlandırılmaktadır (Şekil 2.4). Bu dokular yardımıyla ilksel kayacın niteliği kolayca
saptanabilir. Blasto- öntakısı buna karşılık dokunun metamorfik olmadığını, ilsel kayaçtan
miras edinildiğini belirtmektedir. Yani blasto- öntakısı ile başkalşmış kayaçlardaki kalıntı
dokuları betimlemekteyiz. Sözgelimi, blastoporfirik doku ilksel kayaca ait porfirik dokunun
başkalşmış kayaç içinde halen tanınabildiği durumlarda kullanılmaktadır. Bu şekilde birçok
doku adı türetilebilir. Sözgelimi, blastoofitik vs gibi.

Başkalaşmış kayaçların dokuları, kristal çekirdeklenmesi, kristal büyümesi ve madde
diffuzyonu gibi birçok sürecin ürünüdürler. Bu süreçler katı halde gerçekleşen başkalaşım
sistemlerinde nispeten karmaşıktır. Sözgelimi, yeni bir metamorfik mineralin gelişimi
durağanlığını yitiren minerallerin tepkimesini gerektirmektedir. Çokşekilli dönüşümler
dışında, bu tür mineral büyümesi,

   a)   tepkiyen minerallerin yüzeylerinden iyonların uzaklaştırılması
   b)   malzemenin yeni mineral büyümesinin olduğu alanlara devinimi
   c)   yeni minerallerin çekirdeklenmesi
   d)   yeni minerallerin büyümesini gerektirmektedir.

Bu basamaklardan en yavaş olanı hız belirleyici adımı oluşturmaktadır. Deformasyon kayaçta
fayaların yüzeye yakın kesimlerinde gerçekleşiyorsa, kataklastik mimari, orta ve alt kıta
kabukta fay zonları boyunca sünek akmadan dolayı, milonitik mimarinin gelişimine neden
olmaktadır. Katı hal kristal büyümesi ise, komşu iki kristalin yüzeyleri arasında 120’şer
derecelik açılı taneler oluşturarak daha iri kristallere vücut vermek süretiyle yüzey enerjisini
azaltırlar. Bunun sonucunda kristalloblastik doku gelişmektedir.




                                                38
Gültekin Topuz                                             2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi




Şekil 2.4. a) Kalıntı magmatik doku: Yeşilşist fasiyesli bir metagabroya ait bir incekesit
görünümü. Kayaçın baskın olarak başkalaşım minerallerinden oluşmasına rağmen,
başlangıçtaki gabronun dokusu hala tanınabilir niteliktedir. Plagiyoklas çubukları şimdi
albitik bileşimdedir. Magmatik piroksenler soluk, kirli yeşil renkteki aktinolit ve klorit
kümelenmelerine dönüşmüştür. Çift nikolde ise (b), aktinolit sarı-portakal girişim renkleri
göstermektedir. Tane uçları dişli ya da lifi bitişlere iyedir. Klorit ise hemen hemen bütünüyle
izotropiktir. Resmin uzun kenarı gerçekte 2.5 mm lik bir uzunluğa karşılık gelmektedir.
Yeşilşist fasiyesli metagabro, c) Kalıntı tortul doku: Bu örnek İskoç Dalradian ından biyotit
zonuna ait bir gritty metatortuldur. Kuvars ve ikizli feldispatların dış hatları henüz tanınabilir
niteliktedir. Buna karşılık killi matriks ince taneli metamorfik mikalara yeniden
kristallenmiştir. Çapraz nikoller, Resimin uzun kenarı 2.5 mm ye karşılık gelmektedir.

        Metamorfik kristallenmede heterojen kristal çekirdeği oluşumu önemli rol
oynamaktadır. Bu da nispeten yüksek serbest enerjili alanlarda, sözgelimi tane sınırları
boyunca ve kristaldeki kusurlu alanlarda, gerçekleşmektedir: Çekirdek oluşumu, takib eden
kristallenme ve yeniden kristallenmeyle böyle alanlarda sistem serbest enerjisini
azaltmaktadır. Kristallerde noktasal, çizgisel ve de düzlemsel kusurlar ayırt edilmektedir.
Çizgisel kusurlar kristal kafesindeki öteleme olaylarına dayanmakta olup, dislokasyon olarak
isimlendirilmektedirler. Kenar dislokasyonları burgu dislokasyonlarından ayırt edilmektedir.
Kayaç makaslama gerilimlerie maruz kaldığında, dislokasyonlar kristal içinden dışına doğru
göç edebilirler. Dislokasyonlarda kaydedilen elastik enerji serbest hale gelmekte söz konusu
mineral tanesi böylece daha düşük serbest enerji durumuna ulaşmaktadır. Bu süreçte alt
taneler oluşmaktadır.


                                               39
Gültekin Topuz                                            2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi


2.2. Deformasyon Süreçleri, İyileşme & Yeniden Kristallenme

Kristalin katıların deformasyonu bir dizi süreci kapsamaktadır. Belirli bir zamandaki baskın
süreçler, hem kayaçın niteliğinden kaynaklanan (mineraloji, tane boyutu, mineral yönelimi,
taneler arası serbest akışkanların varlığı, hareketi ve bileşimi) hem de kayaca uygulanan dış
etmenlere (basınç, sıcaklık, yönlü basınç, akışkan basıncı ve deformasyon hızı) bağlıdır.
Aşağıda sıralanan deformasyon mekanizmaları artan sıcaklık ve/veya azalan deformasyon hızı
sırasında dizilmişlerdir:

a) Kataklastik akma: Bir kayacın mekanik parçalanmasını ve parçaların kayma ve dönmesini
içermektedir. Bunun ürünleri fay breşleri, pastaları ya da kataklazitlerdir.

b) Basıçla çözülme: Bir akışkan fazının varlığını gerektirmektedir. Kısalma yönüne büyük açı
yapan tane sınırları yüksek derecede gerilmekte ve bunun sonucu olarak yüksek enerji ile
yüklenmektedirler. Bu dokanaklarda bulunan malzeme, yüksek enerji nedeniyle daha kolayca
çözülmekte ve daha düşük etkinlikli alanlara göç ederek çökelmektedir (Şekil 2.5).




Şekil 2.5. a) Düşey yönde azami basınç geriliminden etkilenen ve etrafı akışkanla çevrili
tanelerde basınçla çözülme b) Tane sınırlarına, daha az gerilmeli alanlar taranmıştır. Böyle
alanlar çözünmüş malzemenin çökelmesi için ideal alanları oluşturmaktadır. Yüksek gerilimli
alanlar çözülmekte ve düşük gerilimli komşu alanlarda çökelmektedir. c) Bir kuvarsitle bir
kuvars kristalinin basınçla çözülmesi. Buradada azami basınç düşey yönde olup, yüksek
gerilimli alanlar (ufak oklar) az miktarda girintili çıkıntılı olup, düşük gerilimli alanlarda
çökelmiştir. Kuvars tanesi içinde mikro hematit kapanımları eski tane sınırını belirtmektedir
(Winter 2002).

c) Kristal-içi deformasyon (intracrystalline deformation): Kayaçtaki tutuculuk yok olmadan
gerçekleşmektedir. Çoğunlukla eşzamanlı birkaç süreç kristal içi deformasyon gerçekleşirken
birlikte işlemektedir. Kristallerdeki bağların bükülmesi ve yalınca torquinggi elastik tabiatta
olup, kolayca iyileşebilir. Sürekli deformasyon atom veya iyonların konumlarında, kimyasal
bağların koparılması gibi daha önemli değişimleri gerektirmektedir. Kristal içi deformasyon
yapı (kafes) kusurlarının göçüyle kolayca gerçekleşmektedir (Şekil 2.6 & 2.7). Kristallerdeki
kusur göçü kristallografik olarak denetlenmekte ve belirli kayma (slip) yön ve düzlemleri
boyunca gerçekleşmektedir. Kayma yön ve düzlemlerinin birleşkesi kayma sistemi (slip
system) olarak adlandırılmaktadır. Bir kayma sistemi boyunca dislokasyonların göçüne
dislokasyon kayması (dislocation glide) adı verilmektedir. Plastik ve sünek olarak deforme
edilebilir kristaller, değişik yönelimli potensiyal kayma sistemlerine iyedirler. Bu da, böyle
kristallerin deformasyonu barındırma yeteneklerini arttırmaktadır.


                                              40
Gültekin Topuz                                          2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi




Şekil 2.6. a) Bir yaygın oyunda boşluğun göçü, b) Bir kristalin boşluk göçüyle plastik olarak
yatay yönde kısalması (Passchier & Trouw 1996).




Şekil 2.7. Sağ yönlü makaslamaya maruz kalan bir kristal kafesinde kenar dislokasyonu
göçüyle gerçekleşen plastik deformasyon (Winter 2002).


                                             41
Gültekin Topuz                                            2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi

        Dislokasyonların oluşumuna ve göçüne bağlı olarak, kristal kafesi yeniden yönelime
uğramaktadır. Dalgalı sönme bunun kolayca gözlenebilir sonucudur (Şekil 2.8a). Petrografik
mikroskopta kristallerin sönme yönleri, yönelimlerine bağlıdır. Deformasyon ikizlenmesi de
belirli kristallografik yönlerde sınırlı miktarda deformasyonu barındırabilir. Deformasyon
ikizlenmesi yaygın olarak plajiyoklas ve kalsitte ortaya çıkmaktadır. Bazı kayma ve ikiz
yönleri diğerlerine nazaran daha etkin olduğundan, deformasyon kristallerin uygulanan
deformasyonun etkilerini daha kolayca barındırabilmesi için kristaller kendilerini yeniden
yönlendirirler. Bunun sonucu olarak deformasyona uğramış kayaçlarda birçok kristal kafes
tercihi yönelimi (lattice preferred orientation) gösterir.




Şekil 2.8. a) Kuvarstaki dalgalı sönme b) Dalgalı sönme gösteren kuvarsta iyi gelişmiş
deformasyon bantları c) Bir granitte alttane oluşumu gösteren bir kuvars tanesi d) Kalsitin
gösterdiği deformasyon ikizlenmesi (http://jaeger.earthsci.unimelb.edu.au/Images/Minera-
logical/Textures/main.html)

d) İyileşme (recovery): Kristallerdeki kalıcı deformasyon sıkı şekilde yapısal kusurlar
tarafından denetlenmektedir. Eğer biraz iyileşme olmamışsa, gerilimin büyüklüğü
kristallerdeki kusurların yoğunluğuyla doğru orantılıdır. Kristal kafesinde depolanan enerji
kristalin durağanlığını azaltmaktadır. Depolanan enerjinin miktarı kusurların göçü ile
azaltılabilir. Bu da şu şekillerde gerçekleşebilir:

      Boşlukların dislokasyon karmakarışıklığına doğru göçü.
      Bükümlenmeye uğramış dislokasyonlar göçle düzgün hale gelebilirler.
      Dislokasyonlar göç edebilir ve kendilerinini bir takım ağlara kendilerini uydurabilir.



                                              42
Gültekin Topuz                                           2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi


      Zıt yönlü dislokasyonlar göç ederek birbirlerine ulaştıklarında birbirlerini yok
       edebilirler.

Bütün bu süreçler deformasyona uğramış kristallerde iyileşmeyi doğurmaktadır. Deformasyon
sırasında, kusurların oluşumu ve düzensiz göçü, iyileşme süreçleri ile rekabet içinde
bulunmaktadır. Bunun sonucu olarak depolanmış enerji deformasyon hızına, sıcaklığa vb
etmenlere bağlı olarak sabit bir değere ulaşmaktadır. Deformasyon tedricen zayıflayıp, etkisi
ortadan kalktığında, iyileşme süreci baskın durumda bulunmakta ve dislokasyon yoğunluğu
ve gerilim enerjisi geniş ölçüde azaltılmaktadır. Şekil 2.9 dağınık olarak bulunan yapısal
kusurların düzlemsel düzeneklere ya da dislokasyon duvarlarına göçünü göstermektedir. Bu
durum sonuçta gerilmiş bir kristalden gerilmemiş birden fazla kristaller, alttaneler,
oluşumlarına sebebiyet vermektedir. Alt-tanelerin kristal kafesleri birbirlerinkinden ufak
açılarla ayrılan farklı yönelimler göstermektedir. Eğer alt taneler bağımsız olarak dikkate
alınırlarsa, dislokasyon miktarı oldukça azdır. Alt taneler aynı şekilde dalgalı sönme
oluşturmalarına karşılık, sönme alanlarının sınırları oldukça keskin olup, bu da dislokasyon
duvarlarına karşılık gelmektedir (Şekil 2.8c & 2.9).




Şekil 2.9. Dislokasyonların yeni bir alt tane sınırı oluşturmak için göç etmiş oldukları
iyileşme süreci (Winter 2002).

e) Yeniden kristallenme (recrystallization): Depolanmış enerjiyi azaltmanın başka bir yoludur.
Yeniden kristallenme tane sınırı göçünü (grain boundary migration) veya yeni sınırlarının
gelişimini gerektirmektedir. Bu iki süreçte komşularından yüksek açılı yönelim farklarına
sahip tane düzeneğini oluşturmaktadır. Yeniden kristallenme, tane sınırı göçü (grain
boundary migration) veya alttane dönmesiyle (subgrain rotation) gerçekleşmektedir (Şekil
2.10). Tane sınırı göçünde, yüksek enerjili atomlar diffuzyonla hareket etmekte ve daha düşük
enerjili komşu tanelere eklenmektedir. Bu olay aynı şekilde pırtlama (bulging, dışarı çıkıntı
yapma) olarak bilinmektedir (Şekil 2.10). Daha az yaygın olarak, yalıtılmış yeni bir tane
deforme olmuş tanenin içinde kristallenebilir. Alttane dönmesi, dislokasyonların bir alt


                                             43
Gültekin Topuz                                             2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi

tanenin kafes düzleminden komşu alttaneninkine doğru yavaş yavaş kayması ve
eklenebildikleri durumda gerçekleşmektedir. Eklenen dislokasyonlar (çıkıklar) alıcı alttane
kristal kafesinin komşu alttane kristal kafesinden farklı oluncaya kadar dönmesine neden
olmaktadır. Bu yeniden kristallenmenin iki türü deformasyon sırasında ve deformasyon
ortadan kalktıktan sonra gerçekleşebilir. Deformasyon ve yeniden kristallenmenin bileşimi
dinamik yeniden kristallenme (dynamic recrystallization) olarak adlandırılmaktadır (Şekil
2.11). Bu çoğunlukla uzamış taneler ve iyi gelişmiş yapraklanma oluşturmaktadır.
Deformasyon sonrası yeniden kristallenme tavlama (veya annealing) olarak
adlandırılmaktadır.




Şekil 2.10. a) Tane sınırı göçüyle oluşan yeniden kristallenme b) Alttane dönmesi ile yeniden
kristallenme (Passchier & Trouw 1996).

        Yüksek sıcaklıklarda, kristaller yalnızca boşlukların kristal kafesindeki göçü yoluyla
deforme olabilirler. Bu süreç katı-hal diffuzyonal yavaş akması (solid state diffusion creep)
olarak isimledirilmektedir. Kristalloplastik deformasyon (crystalloplastic deformation)
dislokasyon ve diffuzyon yavaş akmasını belirtmek için kullanılan geniş bir kavramdır. İnce
taneli mineral kümelerinde, kristaller tane sınırları kaymasıyla (grain boundary sliding)
birbirlerinin ötesine doğru kayabilirler. Birbirlerine göre kayan kristaller arasında boşlukların
ortaya çıkması katı-hal diffuzyon yavaş akması ve akışkanlı çözelme ve çökelme olaylarıyla
önlenmektedir.


                                               44
Gültekin Topuz                                               2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi




Şekil 2.11. Dalgalı sönmeli ve alt taneli kuvars kristallerinin tane sınırı göçü ile oluşmuş
girintili – çıkıntılı tane sınırları. (Winter 2002)

        Başka bir yeniden kristallenme süreci ise, tane sınır alanı azatlımıdır (grain boundary
area reduction). Tane sınırları kafeslerin sona ermiş oldukları ve bağların doyurulmamış
oldukları alanlardır. Taneler irileştiklerinde ve/veya tane sınırları düzgünleştiğinde tane sınır
enerjileri azalmaktadır. Tane irileşmesi ve tane sınırı düzgünleşmesi, tane sınır alanı
indirgenmesine neden olmaktadırlar. Bu da kayacın toplam enerjisini azaltmaktadır. Ostwald
olgunlaşması (Ostwald ripening) tane sınırlarının bükümlü alanlara göçü yoluyla, tane sınır
alanını indirgenmesinin bir şeklidir. Ostwald olgunlaşması bu şekilde, ufat taneleri ortadan
kaldırmakta ve tane sınırları düzgünleştiğinde ötekilerini irileştirmektedir. Tane sınır
alanlarının azaltılması yoluyla bir kayaç sisteminin serbest enerjisinin azaltılması öteki
iyileşme ve yeniden kristallenme süreçlerine göre daha düşüktür. Tane sınır alanı
indirgenmesi deformasyonla rekabet edecek büyüklükte değildir. Tane sınır alanı
indirgemesinin etkileri deformasyon yazıfladıktan veya bütünüyle oratadan kalktıktan sonra,
özellikle yüksek sıcaklıklarda önemli hale gelmektedir.

        İyileşme ve yeniden kristallenme sıcaklığa önemli bir bağımlılık gösteren süreçlerdir.
Düşük sıcaklıklarda yavaş, mineral türüne bağımlılık gösteren eşik sıcaklığından itibaren
oldukça hızlı bir şekilde artmaktadır. Bunun sonucu olarak belirli bir gerilim koşulunda bazı
mineraller kırılgan davranış sunarken, diğerleri sünek, yani deformasyona plastik şekilde
yanıt verebilirler. Sözgelimi, sığ derinliklerde deformasyona uğrayan bir granitte kuvars
feldispatlara nazaran daha güçlüdür. Ancak, her ikiside kırılgandır ve kırılarak deformasyona
yanıt vereceklerdir. Biraz daha büyük derinliklerde, yani sıcaklıkların 200-300 ºC ye vardığı
koşullarda, kuvars sünek davranış, feldispat ise kırılgan olarak kalmaktadır. Dayanıklı
feldispatlar daha sünek davranış sunan kuvars içerisinde gözler oluşuracaktır. Daha yüksek
sıcaklıklarda hem kuvars hemde feldispat daha kırılgan bir şekilde davranacaklardır.

        Deformasyon ile iyileşme-yeniden kristallenme arasında önemli bir ilişki vardır.
Deformasyon kristalleri enerji ile yüklemektedir. Bu da paralelinde iyileşme ve yeniden
kristallenme süreçlerini tetiklemektedir. İyileşme yeniden kristallenmeye nazaran daha düşük
eşik enerjisine sahiptir. Bu nedenle iyileşme daha kolayca gerçekleşmektedir. İyileşme yaygın
olarak düzensiz ve iç içe girift tane sınırları oluşturmaktadır. Bu iç içe girift tane sınırları sık
olarak suturlu tane sınırları olarak bilinmektedir. Bu da tane sınırı göçü ve alt tane dönmesi
ile ortaya çıkmaktadır. Daha ileri yeniden kristallenme, tane sınırlarındaki girinti ve çıkıntıları
(suturlanmayı) tane sınır alanını azaltmak süretiyle yok etme eğilimindedir. Bazı durumlarda


                                                45
Gültekin Topuz                                           2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi

deformasyon ile iyileşme süreci birlikte gerçekleşebilirler. Bazılarında ise yeniden
kristallenme deformasyon sona erdikten sonra işlemeye devam edebilir veya başlayabilir.
Kuru ve düşük sıcaklık koşullarında, yeniden kristallenme engellenmektedir. Ancak yüksek
sıcaklıklarda özellikle su varlığında durağan yeniden kristallenme (static recrystallization)
baskın hale geçmektedir. Durağan yeniden kristallenme iyileşme, yeniden kristallenme ve
tane sınır alanı indirgemesini kapsamaktadır. Dokanak başkalaşım halelerinde sıcaklığın
yüksek ve yönlü basınçların yokluğu nedeniyle, iyileşme ve yeniden kristallenme etkin
süreçlerden bir tanesini oluşturmaktadır.

       Deformasyon aynı şekilde tepkimelerin gerçekleşmesi, yani enerji engellerinin
(bariyerlerinin) aşılması için ilave enerji sağlamaktadır. Birçok metamorfik arazide,
makaslama zonlarında mineralojik dönüşümler daha hızlı gerçekleşmekte ve gerilmesiz
alanlarda ise yüksek sıcaklık mineraloji geniş ölçüde korunmasına karşılık, makaslama
zonlarında gerileme koşullarını kaydeden mineral birlikteliklerine rastlanmaktadır (Şekil
2.12).




Şekil 2.12. Gnaysik anortozitik amfibolit (sağ taraftakı ak renkli kesim), sol yönlü makaslama
zonu boyunca eklojite dönüşmüştür. Makaslama gnayyzozite yapraklanmasını transpoze
etmekte ve dönüşümü kolaylaştırmaktadır (Winter 2002).



2.3. Tektonitler: Yapraklanma & Çizgisellik

Tektonit, yönlü mineral dizilimi geliştirerek, deformasyonu kaydeden, deforme oluş kayaçlara
verilen genel addır. Bir tektonitin mimarisi, dokusal ve yapısal unsurlar tarafından
tanımlanmaktadır: Yapraklanma (foliasyon) ve çizgisellik (lineayon), sırasıyla kayaçtaki
herhangi düzlemsel ve çizgisel yapı unsurlarını betimleyen genel terimlerdir. Gerek
yapraklanma gerekse çizgisellik, birincil, yani deformasyon öncesine ait ve ikincil, yani
deformasyonla eş yaşlı olabilirler. Tektonitlerdeki mineraller hem boyutsal tercihi yönelimli
(dimensional preffered orientation) hem de kafes-yeğlenmiş yönelimli (lattice-preffered



                                             46
Gültekin Topuz                                             2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi

orientation) olabilirler (Şekil 2.13). Yapraklanma ve çizgiselliğin burada ayrı ayrı ele
alınmalarına karşılık, doğada bunlar arasında salt yapraklanmalı (S-tektonitleri) olanlardan,
hem yapraklanma hem de çizgisellik sunanlara (SL-tektonitleri) ve bundan da salt çizgisel
olan tektonitlere (L-tektonitleri) tam geçişler söz konusudur.




Şekil 2.13. a) Boyutsal tercihi yönelim: Resmin ortasındaki alan bütünüyle kalsitten
oluşmaktadır. Bu alandaki mimarisi BKB-DGD yöneliminde olup, bu da kalsit tanelerinin
uzanımıyla tanımlanmaktadır. Çapraz Nikoller, resmin uzun kenarı gerçekte 2.5 mm ye
karşılık gelmektedir. Zanskar Himalaya b) Bu örnek mika pulcuklarının kuvvetli
yöneliminden ileri gelen sistozite göstermektedir. Mika pulcuklarının yapıları iyi gelişmiş
{001} kristal formu tarafından denetlendiğinden, pulcukların boyutsal tercihi yönelimin
yanısıra, kafessel tercihi yönelimin bir örneğini oluşturmaktadır. Çapraz kutuplar, resmin
uzun kenarı gerçekte 2.5 mm ye karşılık gelmektedir. Avusturya Doğu Alpleri



2.3.1. Yapraklanma (foliasyon) ve türleri

Yukarıda belirtildiği gibi yapraklanma, kayaçlardaki pervasiv (içine işlemiş) düzlemsel doku
unsurlarını tanımlamaktadır. Kayaçlardaki ikincil yapraklanma, çoğunlukla yaprak silikat
minerallerinin hemen hemen paralel yönelimi ve/veya kayaçtaki bileşim bantlaşmadan ileri
gelmektedir (Şekil 2.14). Şekil 2.15 kayaçlarda yapraklanmanın ortaya çıkmasına neden olan
başlıca etmenleri resmetmektedir. Tortul kayaçlardaki ritmitik, magmatik kayaçlardaki modal
katmanlaşma ve benzeri düzlemsel yapılar buradaki yapraklanma teriminin dışında
tutulmaktadır. Ancak bunlar birincil yapraklanmaya örnek olarak gösterilebilir. Kayaçlardaki
yapraklanma kil mineralleri, kloritler ve milkalar gibi yaprak silikatların yeğlenmiş
yöneliminden ileri gelmektedir.
        Başkalaşmış kayaçların bir çoğu yönlü gerilim alanının tesiri altında oluşmaktadır.
Yapraksilikatların tercihi yönelimleri hidrostatik-olmayan, kayaç kütlesine tesir eden
diferansiyel (deviyatorik, yönlü) basınçlar sonucunda ortaya çıkmaktadır. Yönlü basınç etkisi
olmadığında, kayaç içindeki mineral taneleri gelişi-güzel, gayrimuntazam yönelime iye
olacaklar ve bunun sonucu olarak masif (som) yapı geliştireceklerdir. Yönlü gerilmeler
altında yaprak-silikatlar (bazal dilinime sahip yassı mineraller: mika, klorit ve kil mineralleri)


                                               47
Gültekin Topuz                                            2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi


azami gerilmeni yönüne dik olarak, yani 1 e dik, 3 veya 2 boyunca, büyüyeceklerdir. Bu
sırada, mevcut yuvarlak mineral taneleri, aynı şekilde azami sıkıştırma yönüne dik olarak
yassılaşabilirler (Şekil 2.15). Diferansiyel gerilimler altında büyüyen ya da kristallenen
mineraller tercihi yönelim geliştirmekteler ve bunun sonucunda yaprak silikatlar yapraklanma
(foliasyon: Latincede folium yaprak manasına gelmektedir) diye adlandırılan bir düzlemsel
yapı oluşturmaktalar.




Şekil 2.14. Yapraklanmayı tanımlayan değişik mimari türleri: a) Bileşim bantlaşması b)
Plakamsı minerallerin tercihi yönelimi c) Deforme olmuş tanelerin biçimi d) Tane boyutu
değişimi e) Tercihi yönelim olmadan plakamsı minerallerin yassı yönelimleri. Burada dikkat
edilmesi gereken husus çizgisel mineraller bir düzlemde gelişigüzel dizilimle de yapraklanma
oluşturabilirler. f) Merceğimsi mineral agregatlarının tercihi yönelimleri g) Kırıkların tercihi
yönelimleri h) Buraya kadar sıralanan özelliklerin bileşimi (Winter 2002).



                                              48
Gültekin Topuz                                           2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi




Şekil 2.15. Diferansiyel gerilmeler altında yapraklanmanın gelişimi için önerilen süreçler: a)
Mekanik dönme; b) Sıkışmaya dik yönde mineral büyümesi, c) Doğası nedeniyle yönelimli
mineraller büyümekte ve kötü yönelimli mineraller ise çözülmektedir. d) Sünek
deformasyonla mineraller yassılaşmaktadırlar, e) Basınçla çözülme, f) a ve e’ seçeneklerinde
belirtilen süreçlerin bileşkesi, g) Plakamsı mineraller arasında sınırlandırılmış mineral
büyümesi, h) Önceki yapraklanma düzleminde minerallerin taklitçi büyümesi (Passchier &
Trouw 1996).




Şekil 2.16. Salt makaslama (pure shear) ya da basit makaslama (simple shear) ile
yapraklanma gelişimi a) Gelişigüzel yönelimli düzlemsel ya da çizgisel unsurların olduğu
başlangıç kayacı, b) Eşit-boyutlu kristallerden oluşan başlangıç kayacı, c) Yapraklanmalı bir
başlangıç kayacından yola çıkıldığında, gerek salt makaslama gerekse basit makaslama
diferansiyel gerilimleri altında yaptraklanma gelişimi. Taranmış küreler başlangıçtaki küreyi
ve deformasyon sonucunda oluşan deformasyon elipsoyidini göstermektedir (Passchier &
Trouw 1996).


                                             49
Gültekin Topuz                                            2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi

        Başkalaşmış kayaçlarda yapraklanma, gelişmiş olduğu kayaçın tane büyüklüğü
dikkate alınarak üç alt öbeğe ayrılmaktadır: Kayrak dilimlenebilirliği (klivaj, cleavage: ince
penetrativ yapraklanma), şistozite (daha iri taneli penetratif yapraklanma), gnayzozite (kötüce
gelişmiş iri yapraklanma ya da segrege olmuş seviyeler içermekte). Şimdi bunları teker teker
ele alalım:

2.3.1.1. Kayrak dilimlenebilirliği (klivaj, cleavage)

Kayrak ve fillit gibi oldukça ince taneli kayaçlarda, plakamsı minerallerin (klorit,
illit/muskovit gibi) azami basınç yönüne dik olarak büyümesiyle oluşan pervasiv bir
yapraklanmadır. Düşük-dereceli başkalaşımın ilk aşamalarında basınç üzerleyen kayacların
ağırlığından ileri gelir. Bu nedenle kil mineralleri başkalaşıma uğrayan tortul kayacın
katmanlanma düzlemine paralel olmaya eğilim gösterirler. Tortul kiltaşı kıvrımlandığında, kil
mineralleri halen katmanlanma yüzeylerine paralel olarak uzanırlar. Bu noktada kayaç hala
tortuldur. Daha derinlere gömülmede ise sıkışmanın etkisiyle, başkalaşım başlar ve tortul kil
mineralleri klorit ve muskovite dönüşürler. Bu minerallerde tıpkı killerde olduğu gibi
plakamsı düzgün yüzeylere sahiptirler. Ancak bir gerilim alanında büyüyen mineral artık
tabakalanma yüzeyine paralel olarak büyümez, aksine azami basınç yününe dik olarak
büyürler (Şekil 2.17). Bu yeni basınç yönüne dik olarak büyüyen mineraller ise kayaç içinde
kayrak dilimlenebilirliğinin oluşmasına neden olur. Kayrak dilimlenebilirliği (S1)
katmanlanma (S0) ile çoğunlukla belli bir açı oluşturmaktadır (Şekil 2.17 & 2.18). Kayraklar
ve fillitler bu yapraklanma sonucu kolayca düzgün yüzeylerle plakalara ayrılabilmekte ve bu
nedenle bazı yörelerde çatı kaplama malzemesi, “kiremit” olarak kullanılmaktadır.




Şekil 2.17. Değişik mineralojik kapsamlı katmanlardan oluşan bir tortul istif. Bu tortul
istifteki katmanlaşma yüzeyleri S0’a karşılık gösterilmektedir. Diferansiyel gerilmeler altında,
azami basınç yönüne dik yaprak silikatların büyümesinden ötürü kayrak dilimlenebilirliği (S1)
gelişmektedir.



                                               50
Gültekin Topuz                                           2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi




Şekil 2.18. Birbirleriyle ardalanma oluşturan kumtaşı ve şeyl istifi. Farklı kayaç türleri
arasındaki sınır katmalaşma yüzeyine (S0) karşılık gelmektedir. Bu da üst sağ köşeden sol alt
köşeye doğru uzanmaktadır. Kayrak dilimlenebilirliği (S1) ise katmanlaşma yüzeyini (S0) ufak
bir açıyla kesmektedir.

2.3.1.1. Şistozite

Mineraller artan başkalaşım derecesine paralel olarak irileşme eğilimindedir. İrileşme kayaçta
kayrak dilimlenebilirliğine nazaran daha düzensiz olan bir yapraklanmanın gelişimine neden
olmaktadır (Şekil 2.19). Bu yapraklanma, mineral tanelerinin çıplak gözle tanınabilir olması
(muskovit, biyotit, kuvars vs) ve yapraklanma düzlemine göre dilimlenebilir plakaların
kalınlıklarının mm ile cm arasında olması ile kayrak dilimlenebilirliğinden ayrılır. Bu
yapraklanma, şistozite olarak adlandırılmaktadır. Şistozite sözcüğü Latince schistos “kolayca
dilimlenebilen” sözcüğünden türetilmiştir.




Şekil 2.19. Azami basınç (1) yönüne dik olarak gelişen şistozite. Şisti kayaçlar mikroskop
altında incelendiğinde yaprak-silikatlarca zengin kesimlerle, kuvarsofeldispatlarca zengin
kesimlerin ardalanması gözlenebilmektedir.


                                             51
Gültekin Topuz                                            2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi



2.3.1.2. Mineral bantlaşması /Gnayzozite / Gnaysik Yapı

Gnaysik yapıyı içinde levhamsı (plakamsı) minerallerin saçılmış olduğu, kötü derecede
gelişmiş şistozite veya ikincil bir metamorfik katmanlaşma olarak tanımlamak mümkündür
(Şekil 2.20). Gnaysik yapı güçlüce düzlemselden güçlüce çizgisele kadar değişebilir. Mimari
unsurları, bağımsız merceğimsi hemen hemen sürekli sürekli seviyeleri olabilir. Bazı
başkalaşmış kayaçlar milimetreden cm ölçeğine varan seviyeler ya da mercekler içermektedir.
Bileşim katmanlaşması birincil ya da ikincil olabilecek yaygın bir yapraklanma türüdür:
Birincil katmanlaşma ilksel kayaçtan miras olarak alınmış tabakalanma, kumulat
katmanlaşması, ya da magmatik akma özellikleri olabilir. Düşük dereceli başkalaşmış
kayaçlardaki bileşim bantlaşması çoğunlukla ilksel kayaçtan miras edinilmiştir. Bunun
nedeni, ikincil ayrımlaşmanın difuzyon gerektirmesi ve diffuzyonun düşük sıcaklıklarda
nispeten yavaş olmasıdır. Bazı şistlerde buna karşılık, bu bantlar çoğunlukla kalsit veya
kuvarsın yerel olarak türemiş damarları olabilir. Makaslama damarları transpose ederek
yapraklanmayla hemen hemen paralel konuma getirebilir (Şekil . Yüksek dereceli başkalaşmış
kayaçlarda, seviyeler başlangıçta homojen olan bir kayaçta gelişiyor gibi gözükmektedir. Bu
olayda kötüce tanımlanan metamorfik farklılaşmaya atfedilmektedir.




Şekil 2.20. Yönlü gerilimler altında, açık renkli ve koyu renkli mineral ardalanmasından
oluşan gnayzozite gelişimi

Aşağıda bantlaşmayı doğuran etmenler ayrıntılı olarak ele alınacaktır:

Metamorfik Farklılaşma (Metamorphic Differentiation): Yukarıda tartışıldığı gibi, gnayslar ve
bir dereceye kadar şistler bileşim bantlaşması ve katmanlaşması sunmaktadırlar. Bu bantlaşma
(katmanlaşma) koyu renkli minerallerce zengin seviyelerle, açık renkli, kuvars ve feldispatça
zengin seviyelerin ardalanmasından oluşmaktadır. Başlangıçta homojen olar bir kayaçta
yüksek sıcaklıkta böyle bileşim bantlaşmasının gelişimi sık olarak metamorfik farklılaşmaya
bağlanmaktadır. Saçılmış bileşenlerden segregasyonla daha tekdüze bileşimli seviyeler
oluşumuna neden olduğundan, metamorfik farklılaşma artan sıcaklıkla artan entropi
kavramının aksine gelişmektedir. Metamorfik farklılaşmayı açıklamak için bir dizi süreç
önerilmiştir: Akışkan faz tarafından çözülme ve yeniden çökeltme, yerel ergiyik
ayrımlaşması, difuzyon-denetimli mineral gelişimi ve makaslama ya da gerilim
farklılıklarından ötürü ayrımlaşma. Mikalar (001) dilinim düzlemleri boyunca kolayca kayma


                                              52
Gültekin Topuz                                           2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi

özelliğine iyedirler. Bundan dolayı, yüksek gerilimli alanlara doğru ayrımlaşmaktadır. Kuvars
ve feldispatça zengin alanlar ise, bu yüksek-gerilim alanların arasıdır. Ardalanmalı olarak
bulunan muskovit-kuvars (M-Q) eşit olmayan diferansiyel basınç (1-3) dağılımına neden
olacaktır. Basınç gradyanları yüksek gerilimli (M-ce zengin) alanlardan düşük gerilimli (Q-ca
zengin) alanlara basınçla çözülme ve malzeme taşınmasına sebep olacaktır. Genel olarak
SiO2 Al2O3 de göre daha hareketli olup, kuvars-muskovit ayrımlaşması zamanla
güçlenmektedir. Bu süreç başlangıçtaki bir takım homojensizlikler tarafından başlatılabilir.

İlksel bileşim bantlaşmasının korunması: Bazı kayaçlarda bileşimsel bantlaşma, metamorfik
farklılaşmanın ürünü değilde, başlangıçtaki tortul katmanlaşmanın başkalaşım sırasında biraz
işlenmiş hali olabilir. Sözgelimi, başkalaşımın ilk aşamalarında, birbirleriyle ardalanmalı
olarak bulunan kumtaşı ve şeylin deformasyonu sırasında azami kuvvet yönü başlangıçtaki
tabakalanmayla bir açı yapmış olsa bile bileşimsel katmanlaşma korunabilir (Şekil 2.21).
Böyle bir durumda şeyl seviyelerinde kil ve öteki yaprak silikat minerallerinin yeniden
kristallenmesi ve mekanik döndürülmesi sonucu bir yapraklanma gelişebilir. Yapraklanmanın
yönü azami gerilim yönü tarafından denetlenecektir (Şekil 2.21). Yapraklanma kuvarsit
seviyelerini keseceğinden, sözkonusu bantlaşmanın başlangıctaki bir bileşimsel
bantlaşmasından ileri geldiğini saptamak kolay olacaktır. Hem kıvrımlanma hem de
makaslanmaya maruz kalmış yüksek derecede başkalşmış ve deforme olmuş arazilerinde,
bileşimsel bantlaşmanın başlangıçtaki tabakalanmayı temsil edip etmediğini belirlemek çok
daha çetindir (Şekil 2.22). Makaslamalar katmanları kıvrımlanmaya uğratıp, bireysel
kıvrılmanmış katmanların birbirlerinden kıvrım kanatlarındaki incelmeye bağlı olarak neden
olabilir. Artan deformasyonla, bu bantlar yapraklanmaya paralel konuma (transpose)
getirilebilir (Şekil 2.22 & 2.23). Ancak bu yapraklanma düzleminde yerel olarak kopmuş,
ekse düzlemi yapraklanma düzleminde bulunan dipsiz (köksüz) kıvrımlar bazen tanınabilir.

Eğer kayaç dizisi başkalaşım öncesi, sil veya daykların girmesine maruz kalırsa, zıt bileşimli
bantlar düşük dereceli deformasyona uğramış alanlarda ilksel katmanlanmaya paralel
olmayabilirler. Böyle magmatik damar kayaçlarıda artan deformasyon şiddetine bağlı olarak
yapraklanmayla paralel konuma getirilebilirler.




Şekil 2.21. Kumtaşı ve şeyl ardalanmasından oluşan bir tortul istif. Başkalaşım sırasında,
azami gerilim yönüne dik yapraklanmanın gelişimi. Yapraklanma düzlemi katmanlaşma
düzlemini kesmektedir. Bu nedenle bu şekildeki bileşimsel bantların başlangıçtaki kayaçtan
miras alınmış olduğu kolayca çıkarsanabilir.




                                             53
Gültekin Topuz                                            2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi




Şekil 2.22. Makaslama gerilimi altında başlangıçta ardalanmalı bir istifte kıvrımların gelişimi
ve ilerleyen deformasyon şiddetinde ilksel katmanlaşmanın yapraklanmaya paralel konuma
getirilmesi




Şekil 2.23. İlksel bileşim katmanlaşmasının artan deformasyon şiddetine bağlı olarak
yapraklanmayla paralel konuma getirilmesi

Çözülme ve Yeniden Kristallenme: İnce taneli başkalaşmış kayaçlarda küçük ölçekli
kıvrımlar kink bandı olarak adlandırılmakta ve sık olarak kayaca uygulanan sıkıştırma
gerilimleri sonucunda gelişmektedir. Kıvrımların eksenel düzlemleri boyunca yeni bir
yapraklanma gelişmeye başlamaktadır. Kuvars ve feldispat basınçla çözülme sonucunda
çözülebilir ve gerilmenin az olduğu kıvrım eksenlerinde çökelebilirler. Yeni yapraklanma
azami gerilme kuvvetine dik olarak yönlendirirken, sonuçta ardalanan açık (kuvars veya
feldispat) ile koyu renkli bantlar (mika ve öteki yaprak silikatlar) oluşacaktır (Şekil 2.24).

Tercihi çekirdeklenme: Başkalaşım sırasında kayak içinde mevcut akışkanlar mineralleri
çözme ve bir yerden başka yere aktarma ve orada çökeltme yeteneğine sahiptirler. Böylece
felsik malzeme kayacın bir yerinden çözülüp, başka bir yerinde çökelmesiyle ardışımlı olarak
mafik ve felsik bileşimli süreksiz seviyeler oluşabilir.




                                              54
Gültekin Topuz                                            2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi




Şekil 2.24. Ufak ölçekli kıvrımlanma kıvrım kanatlarında sıkışırma etkisinin birikmesine ve
buralardaki kuvars ve feldispat gibi minerallerin çözülmesine neden olabilir. Kıvrım
eksenlerinde göreceli olarak gerilme etkisi kanatlardakine göre daha az olacaktır. Buralarda
kuvars ve feldispat yeniden çökelebilir. Sonuçta kuvars ve feldispatlardan oluşan bantlarla
mikalardan oluşan bantların ardışımı ortaya çıkacaktır.

Migmatitleşme: Daha önceden bahsedildiği gibi, migmatitler ufak kuvarsofeldispatik mercek
ya da damarcıklar içeren, yüksek dereceli metamorfik alanlarda bulunan karışık gnayslardır.
Bu damarcıklar veya mercekler ergimiş malzeyi temsil edebilir. Bu kısmi ergimeyle oluşmuş
malzemenin stromatik olarak segrege olması yüksek dereceli alanlarda gözlenen süreksiz
bantlaşmayı oluşturmaktadır (Şekil 2.25). Deformasyon bu bantların gerilmesine, kıvrılmasına
ve kopmasına neden olabilir. Bu durumda kayaçlar daha migmatit olarak tanınmayabilir.




Şekil 2.25. Kısmi ergiyiklerin paralel damarlara veya seviyelere ayrılıp kayaca bantlı
görünüm kazandırması

        Yapraklanmayı nitelemenin birinci adımı, yapraklanmanın sürekli (continuous) ya da
aralıklı (spaced) olduğuna karar vermektedir (Şekil 2.26). Sürekli yapraklanmada, yönelmiş
mineraller bütün incekesit yüzeyinde tekdüze dağılmış olduğu bir yapraklanmayı
tanımlamaktadır. Aralıklı yapraklanmada ise, kayacın mimarisi yapraklanmalı alanlarla,
yapraklanmasız mikrolitonlara ayrılmıştır. Elbette bu idealleştirilmiş uç-üyeler arasında akıcı
geçişler vardır. Kayrakların gösterdiği yapraklanma sürekli yapraklanmaya tipik bir örnek
oluşturmaktadır. Fillitler biraz daha iri taneli sürekli yapraklanmaya iyedirler. Eğer bireysel
kristaller çıplak gözle görülebilecek boyuta ulaşırlarsa, bu durumda yapraklanma şistozite
olarak adlandırılmaktadır. Aralıklı yapraklanmalar aralığa, yapraklanmalı alanın biçimine,
buruşmanın varlığına, alanlar arasındaki ilişkilere bağlı olarak alt bölümlere ayrılmaktadır
(Şekil 2.26).

       Buruşma yapraklanması aslında iki yapraklanmadan oluşmaktadır (Şekil 2.26 & 2.27).
İlk yapraklanma düzlemi daha sonra mikro ölçekte kıvrımlanmış olduğu kayrak
dilimlenebilirliği ya da şistozitedir. Kıvrım eksen düzlemleri ikinci sıkıştırma fazının 1’ine


                                              55
Gültekin Topuz                                         2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi

yüksek açılı olarak oluşurlar. Kıvrımlar simetrik ya da asimetrik olabilirler (Şekil 2.27).
Kuvars taneleri yaygın olarak kıvrım kanatlarından basınçla çözülmekte ya kıvrım
eksenlerinde çökelmekte veya daha uzaklara nakledilmektedir. Eğer başkalaşım sıcaklığı
yeterince yüksek ise, ikinci deformasyon fazı sırasında 1’e dik olarak yeni mikalar
büyüyebilirler. Basınçla çözülme ve yeni mineral büyümesi ikinci yapraklanmayı
güçlendirmekte birinciyi ise zayıflatmakta veya silmektedir (Şekil 2.28 & 2.29). Bu
durumlarda birinci yapraklanma en bariz olarak iki yapraklanma arasındaki mikrolitonlarda
barizdir.




Şekil 2.26. Yapraklanmaların incekesit ölçeğinde morfolojik sınıflandırılması (Winter 2002
ve atıfta bulunduğu kaynaklar)



                                            56
Gültekin Topuz                                         2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi




Şekil 2.27. Hem asimetrik (üsette a – c) hem de simetrik (d – f) durumlar için buruşma
yapraklanmasının ilerleyici gelişme aşamaları (Spry 1969)




Şekil 2.28. Buruşma yapraklanması a) Bir amfibol-kuvarsça zengin şistte simetrik buruşma
yapraklanması. Kıvrım eksen bölgelerinde kuvarsın derişimine dikkat ediniz. b) Mika-kuvars
şistte asimetrik buruşma yapraklanması. Yatay bileşim bantlaşması, muhtemelen
başlangıçtaki katmanlaşma kalıntısına karşılık gelmektedir (Winter 2002 ve atıfta bulunduğu
kaynaklar).



                                            57
Gültekin Topuz                                            2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi




Şekil 2.29. Sıcaklık ve artan deformasyon şiddetinin işlevi olarak buruşma yapraklanmasının
gelişme aşamaları (Passchier & Trouw 1996).


2.3.2. Çizgisellik (lineasyon) ve türleri

Çizgisellik (lineasyon, L), bir kayaç içinde penetrativ olarak bulunan bütün çizgisel unsurları
tanımlamaktadır. Yapraklanmalar genelde, 1 > 2  3 olduğunda, çizgisellik ise 1  2 >
3 olduğunda veya makaslamayla bir nesne çekiliğinde oluşmaktadır. Bu çizgisel unsurlar
değişik nedenlere bağlı olabilir. Şekil 2.30 değişik yollarla oluşan çizgisellikleri şekilsel
olarak açıklamaktadır. Çizgisellik çoğunlukla minerallerin veya mineral kümelerinin belirli
bir yönde uzanmalarından kaynaklanmaktadır. Bu tür çizgisellik çekilme çizgiselliği
(stretching lineation) olarak bilinmektedir. Sözgelimi deforma olmuş konglomera
çakıllarınının tanımlamış olduğu çizgisellik. Çizgisellik aynı şekilde çubuğumsu minerallerin
paralel büyümesinden, kıvrm eksenleri ya da düzlemsel yapı unsurlarının (klivaj ve


                                              58
Gültekin Topuz                                            2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi

katmanlaşma veya iki yapraklanmanın) ara kesimleri tarafından tanımlanabilir. Çizgisellik
genelde kayaçlarda tektonik taşınmanın yönünü bulmak için kullanılmaktadır. Böyle
çizgiselliklerin gelişim derecesi çoğunlukla deformasyon şiddetinin bir belirteci olarak ele
alınmaktadır.




Şekil 2.30. Değişik çizgisellik türleri: a) Uzamış mineral agregatlarının tercihi yönelimi b)
Çubuğumsu minerallerin tercihi uzanımı c) Plakamsı minerallerin tanımladığı çizgisellik d)
Kıvrım eksenlerinin tanımladığı çizgisellik (özellikle buruşmada) e) Düzlemsel unsurların
arakesimi (Turner & Weiss 1963).


2.4. Makaslama Yönü Belirteçleri (Shear Sense Indicators)
Bir fay zonunda karşılıklı blokların hareket yönünü bilmek, orojenik olaylara katılan blokların
göreceli hareketleri hakkında bizi bilgi vermektedir. Bir makaslama zonundaki hareketin
yönü, fay çiziklerine ya da mineral çizgiselliğine paralel olduğu kabul edilmektedir. Ancak
hareket doğrultusu boyunca, hareketin yönünün belirlenmesi genelde daha zordur. Bunun için,
ötelemeyi üç boyutta kavramak gereklidir. Çünkü iki boyutlu bir yüzeyde ötelemenin yönü
bazen yanlışa sevk edici olabilir. Yönlü örneklerin alımı bu nedenle son derece önemlidir.


                                              59
Gültekin Topuz                                           2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi

Makaslama yönlerini bazen iki-boyutlu düzlemlerde belirlemek mümkündür. Ancak, bunun
için yönlü olarak alınmış örneklerden yapraklanmaya dik, makaslama sırasında gelişmiş
çizgiselliğe paralel ince kesitler hazırlanması ve bunları mikroskopta incelenmesi gereklidir.
        Bir düzlemsel ya da çizgisel yapı makaslama düzlemi tarafından kesilirse, öteleme
veya çekme-bükümlülüğü gibi nitelikleri kullanarak ötelemenin yönü kolayca saptanabilir
(Şekil 2.31). Ancak birçok makaslama zonları en azından yüzlek ya da ince kesit ölçeğinde
içlerine doğru bükümlenen yapraklanma göstermemektedirler. Eğer öteleme veya bükümlü
işaretleyiciler mevcut değilse, makaslama yönünü belirlemek için dikkatli dokusal araştırma
ve yorumlar gereklidir.
        Şekil 2.31’de şematik kuvars tanelerinde gelişen verev yapraklanma makaslama
ötelemesiyle gelişmiş S-yapraklanmasını kesmektedir. İki yapraklanma kümesini anlamak
için, bir oyun kağıdı destesini düşünelim. Eğer bu kağıt destesi makaslamaya uğratılırsa
(bireysel kartların arasındaki kayma), makaslanan hacimdeki herhangi bir malzeme
(sözgelimi kağıt demetinin kenarına çizilmiş bir çizgi veya daire) uzayacak ve yapraklanmayı
tanımlamak için dönecektir. Kartlar arasındaki makaslama düzlemleri başka bir yapraklanma
tanımlayacaktır. İlerleyici makaslama ile, iki yapraklanma birbirlerine yaklaşmakta, ancak
gerçek anlamda hiçbir zaman birbirlerine paralel olmayacaktır. Şekil 2.31’de S ile belirtilen
yapraklanma düzlemi kartlar arasındaki makaslama yapraklanması olup, verev yapraklanma
ise gerilme yani malzeme elemanlarının gerilerek uzamış uzun eksene karşılık gelmektedir. S-
yapraklanması ve verev yapraklanma arasındaki dar açı ortayının karşılık geldiği kadran ise
makaslama doğrultusunu göstermektedir.




Şekil 2.31. Makaslama yönünü belirlemeye yarayan bazı nitelikler. Bütün örnekler sağ yönlü
bir makaslama içermektedirler. S1 gösterildiği şekilde yönelmiştir. a) Edilmen işaretleyici
birim ve makaslama zonuna verevine giden yapraklanma b) S-C yapraklanmaları c) S-C’
yapraklanmaları (Passchier & Trouw 1996).




                                             60
Gültekin Topuz                                             2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi

        Makaslama bantları (C ile gösterilmekte) iyi gelişmiş eş-zamanlı mineral
yapraklanmasını küçük bir açı ile kesen aralıklı klivajdır. Ortaya çıkan doku makaslama bandı
klivajı ya da S-C dokusu olarak adlandırılmaktadır. Bu S-C yapısını gösteren milonitler S-C
milonitleri olarak adlandırılmaktadır. C-türü yüzeyler ana makaslama zonu ötelemesine
paraleldirler. Makaslamanın yönü S ve C yapıları arasındaki dar açı tarafından
belirlenmektedir. C’-türü klivaj bazı durumlarda çoğunlukla S- ve C- yapılarından sonra
oluşabilir (Şekil 2.31c). C’ klivaj C-türü klivaja göre çekilmiş yönelimlidir. Yani 1 onlar
arasındaki dar açı ortayına karşılık gelmektedir. Bu nedenle C’ yapraklanma makaslama zonu
sınırlarına verev olarak ilerlemektedir. C’ yapraklanması C-türü yapraklanmalardan ço-
ğunlukla daha zayıfça gelişmiş, kısa ve çoğunlukla daha dalgalıdır.

        Milonitlerdeki porfiroklastlar çoğunlukla, ince taneli malzemeli bir noktaya doğru
sivrileşen kenarlar geliştiriler. Eğer bu sivrileşen kuyruklar porfiroklast ile aynı cins iseler,
porfiroklastın mekanik ufalanması yoluyla oluşmuş oldukları varsayılır. Bu tür porfiroklastlar
“mantolu porfironklast” adıyla bilinmektedirler. Mantolu porfirıoklastlar, makaslanmış bir
granitte kuvars, mika ve feldispat matriksi içinde çoğunlukla daha dirençli feldispatlardan
(Şekil 2.32), makaslanmış kalsit ve dolomitten oluşan mermer içinde dolomittten
oluşmaktadır. Mantolar sünek deformasyonla matriksteki akma sonucu porfiroklastların
kenarlarında dislokasyon karışıklıklarının depolanmasıyla oluşmaktadır. Kenar daha sonra
manto oluşturmak için yeniden kristallenmetedir. Milonitlerdeki iri gözlü yapı (gözlü gnays)
bu tür mantolu porfiroklastlardır. Manto porfiroklat merkezine göre ince taneli olup,
makaslama ile milonitik yapraklanmanın iki yönde tanenin ötesine uzanabilen, kuyruklar
oluşturabilir.




Şekil 2.32. Gözlü gnays, makaslanmış granitik matriks içerisinde göz biçimli K-feldispat
porfiroklastları (Winter 2002).
        Bazı mantolu porfiroklastalarda kuyrukların biçimi makalasma yönünü bulmak için
kullanılabilir. Mantolu porfiroklastlar beş alt türe ayrılmaktadır (Şekil 2.33):  türü
porfiroklastların kuyrukları yoktur.  türü porfiroklastların her iki tarafında bakışımlı
(simetrik) kuyrukları vardır. Ne  ne de  türü porfiroklastlar makaslama yönünü bulmak için
kullanılamazlar.  türü porfiroklastlar asimetrik kuyruklar içermektedir. Dış tarafı hemen
hemen düzgün olan kalın kuyruklara iyedirler. Bu kuyrukların iç tarafı daima porfiroklastı iki
bölen çizgiye göre iç bükeydir. Bu  türü mantolu porfiroklastın biçimi çoğunlukla merdiven


                                               61
Gültekin Topuz                                           2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi

basamağı olarak yorumlanmaktadır. Çünkü kuyruğun iki tarafı karşılıklı yönlerde birbirlerine
göre porfiroklast merkezindeki bir eksene 180 derecelik döndürme simetrisi ile bağlıdırlar. Bu
koyrukların porfiroklastlardan itibaren gidiş yönü makaslama neden olan kuvvet çiftinin
birisinin yönünü göstermekte olup, buna bağlı olarak makalamanın yönü saptanabilir.  türü
mantolu porfiroklastlarda, porfiroklastın her iki tarafındaki kuyruklar bükümlü olup, körfez
oluşumu kuyrukların iç tarafında gerçekleşmektedir.  türü porfiroklastların oluşumlarına
ilksel olarak  türü porfiroklast olarak başladıklarına inanılmaktadır. Bükümlülük makaslama
sırasında porfiroklastın daha da dönmesiyle ortaya çıkmaktadır. Makaslama yönü Şekil
2.33’de gösterildiği tarzda bulunabilir. Karmaşık nesne mantolu porfiroklastlar türü
porfiroklastların birza daha dönmesinden oluşmaktadırlar. Şekil 2.33’de gösterildiği şekilde
karmaşık nesneli mantolu porfiroklastlarda makaslama yönü saptanabilir.
        Mika-balıkları bireysel mika kristalleri olup,  türü mantolu porfiroklastlarda olduğu
gibi makaslanmışlardır. Mika balıkları mika-kuvars milonitlerde ve ultramilonitlerde
yaygındır. Tıpkı  porfiroklastlarında olduğu gibi, mika balıklarının uzun eksenleri çekilme
yönüne karşılık gelmektedir. Bu merdiven basamağı biçimini aynı şekilde mika-balıklarını
kullanarak makaslama yönünü saptamayı sağlamaktadır.




Şekil 2.33. Mantolu porfiroklastların ve mika-balıklarının makaslama yönü göstergeci olarak
kullanılmaları (Passchier & Simpson 1986).

       Bunun yanıda bir dizi makaslama yönü göstergeçleri vardır (Şekil 2.34): Bunlar
çeyrek veya dörtte bir yapılarıdır. Çeyrek veya dörtte bir yapıları, mantosuz porfiroklastlar
üzerinde oluşmaktadır. Bu yapıların çeyrek yapısı olarak adlandırılmasının sebebi, yapıların
yapraklanma ve normaliyle dört simetrik olmayan çemberin dörtte bir kadranını
anımsatmasıdır. Şekil 2.34’de KB ve GD kadranları kısalmaya maruz kalırken, KD ve GB
kadranları uzamaya (çekilmeye) maruz kalmaktadırlar. Çeyrek kıvrımlarında, makaslama
genişlemesi porfiroklastlar etrafındaki yapraklanmada küçük kıvrımlar oluşturmaktadır.


                                             62
Gültekin Topuz                                             2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi

Çeyrek atlıklar (hasır veya paspaslar) ise mika derişimleri tarafından temsil edilmektedirler.
Bu derşimler kısalmış çeyrek alanlarda kuvarsın çözülmesi ve genişleyen çeyrek alanlarda ile
çökelmesiyle oluşmaktadır. Asimetrik (bakışımsız) kıvrımların verjansı iyi bir makaslama
yönü göstergeçidir. Benzer şekilde, gerilme öncesinde mevcut olan dayk çiftleri makaslama
yönünü belirlemek için kullanılabilirler.




Şekil 2.34. Makaslama yönünü belirlemenin öteki yöntemleri (Winter 2002).


2.5. Deformasyon ile Blast Oluşumu Arasındaki İlgi

Tektonitler, kendi içerisinde gösterdikleri yapı unsurlarına bağlı olarak S-tektonitleri (iyi
gelişmiş yapraklanma sunanlar, S: şistozite), L tektonitleri (L: lineasyon, çizgisellik sunanlar)
ve SL tektonitleri (hem yapraklanma hemde çizgisellik gösterenler) olarak alt öbeklere
ayrılmaktadır. Eğer tektonit iki veya daha fazla yapraklanma veya çizgisellik içeriyorsa,
sözkonusu yapraklanma ve çizgiselliğin kısaltmaları altına göreceli yaşlarını belirtmek için alt
sayılar yerleştirilir: S0 ve L0 birincil, ilksel kayaçtan ödünç alınan yapılar için
kullanılmaktadır. Şözgelimi tortul katmanlaşma, mağmatik modal katmanlaşma, vs. S1, S2 ve
S3 ise mevcut ise, daha sonra sırasıyla gelişen yapraklanmaları belirtmektedir. Benzer şekilde
L1, L2, L3 daha sonra sırasıyla gelişen çizgisellikleri göstermektedir. Bu tür kısaltmaları
kullanarak, tektonitlerde yapı elemanlarının peş-peşe gelişimini betimleyebiliriz. D1, D2, D3
ve M1, M2 ve M3 ise bu mimari unsurlarına karşılık gelen sırasıyla deformasyon fazlarını ve
metamorfik olayları belirtmektedir.



                                               63
Gültekin Topuz                                           2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi

        Bir kayacın deformasyon ve metamorfik geçmişinin bütün ayrıntısı çoğunlukla ortaya
koyak mümkün değildir. Çünkü, bunun için oldukça özel yapıların gelişmiş olması gerekli
olup, son olaylar daima önceki olayların ilerini silmektedir. Buna rağmen, dikkatli
incelemeler bir dizi önemli dokusal ipuçlarını ortaya çıkartmaktadır. Burada akılda tutulması
gereken nokta, yalnızca olayların göreceli dizisinin kaydedilmiş olduğu, bu olayların mutlak
yaşları itinalı radyometrik yaş-tayinlerini gerektirmektedir.
        Bir örnek olarak ince laminalı bir pelitik kayaçtan (kiltaşından) yola çıkalım (Şekil
2.35). Lamilanma kumca ve kilce zengin seviyelerin ardalanmasından meydana gelmiş olsun.
Lamilanma (katmanlanma) yüzeyini S0 ile isimlendireceğiz. Bu tortulun daha sonraki bir
dönemde gömülüp, başkalaşıma uğradığını (M1) varsayalım. Bu başkalaşım olayı sırasında
deformasyon (D1) mükemmel sürekli bir yapraklanma (S1) oluştursun. S1 genel olarak S0’a
göre yarı parallel olacaktır. Çünkü üzerleyen katmanların ağırlığı önemli bir düşey basınç
bileşeni uygulayacaktır.




Şekil 2.35. Üç tane S-yüzeyi içeren bir pelitik şist. S0 tortul katmanlaşma izi olup, kuvarsça
zengin (sol yarımda) ile mikaca zengin seviyeleri ayıran sınır tarafından temsil edilmektedir.
S1 (yarı-düşey) sürekli bir kayrak dilimlenebilirliğine karşılık gelmektedir. S2 (yarı-yatay)
daha sonraki buruşma dilimlenebilirliğidir. Alan genişliği ~4 mm (Passchier & Trouw 1996).

        Bir başkalaşmış kayacın, başkalaşımı ile deformasyonu arasındaki ilginin
kurulabilmesi, metamorfik minral büyümesi ile deformasyon fazları arasındaki ilişkinin
saptanmasını gerektirmektedir. Blast oluşumu ile deformasyon arasındaki ilişkiye göre,
porfiroblastlar prekinematik (predeformatif, pretektonik), sinkinematik (sindeformatif,
sintektonik), postkinematif (postdeformatif, posttektonik) öbeklere ayırt edilmektedir. Birçok
araştırmacı kinematik terimi yerine tektonik terimini (pre-, sin- ve post-tektonik) kullanmayı
yeğlemektedir. Fakat tektonik sözcüğünün geniş jenetik implikasyonları olduğundan, burada
biz de kinematik kelimesini kullanacağız. Bu öbeklere ek olarak bir dördüncüsü
interkinematik olanı önerilebilir. Bu kavram mineral büyümesinin bir deformasyon fazına
göre post-kinematik, ancak diğerine göre ise prekinematik olduğu durumlarda
kullanılmaktadır. Deformasyon olayları sık olarak yeniden kristallenme ile bağlantılı
olduğundan, mineralleri bu dört öbekten birine bağlamak her zaman mümkün olmamaktadır.
Sözgelimi, yapraklanmayı tanımlayan minerallerin büyümesi, yapraklanmayı oluşuturan
olayla sinkinematik, eş-yaşlı olabilir ve yapraklanmayı tanımlayan minerallerin büyümesi
deformasyon duraksadıktan sonrada devam etmiş olabilir.



                                             64
Gültekin Topuz                                            2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi



        Porfiblastlar deformasyonla kristallenme arasındaki ilişkiyi belirlerken kullandığımız
en faydalı gereçlerden bir tanesini oluşturmaktadırlar. Bunun birinci sebebi, porfiroblastların
onları çevreleyen matriks minerallerine göre daha büyük olması ve deformasyona karşı daha
direnç göstermeleridir. Makaslanmış kayaçlarda porfiroblastlar mekanik ufalanma sonucunda
porfiroklast haline dönüşmektedirler. Bundan dolayı makaslama yönünü saptamada
kullanılabilmektedirler. Ayrıca, bazı porfiroblastlar büyüme sırasında, matrikste pasif olarak
bulunan veya porfiroblast oluşturan tepkime veya tepkimelere katılan mineralleri içlerine
alarak poikoblastlar oluşturmaktadırlar (Şekil 2.36). Bu kapanım mineralleri kullanılarak,
aynı şekilde porfiroblastın büyüme koşulları sınırlandırılabilir. Sözgelimi, poikoblastın
içindeki kapanımlar matriksin dokusal niteliklerini miras olarak içlerinde barındırabilirler.
Sonraki bir deformasyon sırasında matriksteki dokusal nitelikleri yok olursa, poikoblastın
mekanik direnci dolayısıyla, içindeki kapanım nakışı önceki tektonik geçmişin tek kanıtı
olarak kalmaktadır. Bundan ötürü, porfiroblastların içindeki mineral kapanımlarının
tanımlamış oldukları iç-yapraklanma (internal foliation, schistosity, Si), kayacın geçmişinde
oluşan ilk yapılarının tek kaydını oluşturmaktadır (Şekil 2.36). Bir poikoblast iç
yapraklanması, gelişigüzel yönelimli kapanımlı poikoblastları deformasyona uğratarak
oluşturulamaz. Bu nedenle, iç yapraklanma porfiroblast büyümesinden önce gerçekleşmiş
olmalıdırlar. Eğer bir yapraklanma daha sonraki şiddetli bir deformasyonla bütünüyle ya da
kısmen silinirse, bu durumda porfiroblastlar içindeki iç yapraklanma daha önceki
deformasyonun tek kanıtısı olarak kalabilir.




Şekil 2.36. Bir granat poikoblastı. Bu poikoblast oluşumu sırasında kuvarsa göre daha fazla
muskovit tüketmekte ve bunun sonucu olarak daha fazla kuvars ve opak fazı kapanım olarak
içermektedir. Kuvars kapanımlarının tabiatı direk olarak bireysel katman yapılarınkiyle
bağdaştırılabilir. Kuvars tanelerinin yuvarlaklaşmış olması poikoblast oluşturan tepkimeye
kuvarsın iştirak etmiş olduğuna işaret etmektedir (Pashier & Throw 1996).



                                              65
Gültekin Topuz                                            2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi

        Bir porfiroblast, daha sonraki bir tepkimedeye katılan ve bunun sonucunda matrikste
tüketilen bir minerali kapanım olarak içerebilir. Bu durumda porfiroblast içindeki kapanım,
sözkonusu mineralin daha önceki geçmişinin tek kalıntısı olarak kalabilir. Böyle korunmuş
kapanımlara, zırhlanmış kalıntılar (armored relics) adı verilmektedir. Eğer porfiroblastın
içerdiği kapanım veya kapanımlar kümesi başkalaşım derecesinin önemli bir belirteci ise, bu
durumda kapanımlar kayaç geçmişinin yorumlanmasında son derece önemli olabilirler.
Dikkatli bir kayaç bilimci bir kayacın geçmişine ilişkin ipuçlarını toplamada son derece
dikkatli olmalıdır. Bunu yaparken porfiroblast (veya poikoblastlar) içindeki kapanımların
türlerini ve bunların yönelimleri matriktekilerle karşılaştırmalılar. Matrikste gözlenen
yapraklanma dış yapraklanma (Se: external foliation) olarak bilinmektedir. Eğer iç
yapraklanma kayacın matriksindeki dış yapraklanma ile karşılaştırılırsa, kayaçın matriksinde
gözlenen yapraklanmanın S2, S3 ve Sn olduğu dikkate alınmadan Se foliasyon terimi
kullanılmaktadır.

        Porfiroblastlar matriksteki öteki minerallere nazaran daha büyük boyutlara
ulaşmaktadırlar. Bunun nedeni çekirdeklenme hızının (nucleation rate) büyüme hızına göre
daha yavaş oluşudur. Bir cam veya ergiyikten itibaren çekirdeklenmenin homojen olmasına
karşılık, başkalaşmış kayaçlardaki çekirdeklenme ise baskın olarak heteojendir. Heterojen
olmasının nedeni, başkalaşmış kayaçlarda yeni bir mineralin üzerinde çekirdeklenebileceği bir
dizi eski kristal yüzeylerinin varlığıdır. Değişik yönelimdeki kristal kafesleri, farklı mineral
çifti tane sınırları, yarık veya çatlak yüzeyleri, akışkanlar, kirleticiler (impurities),
düzensizlikler ve deforme olmuş alanlar kayaçlarda çok değişik mümkün çekirdeklenme
alanlarını oluşturmaktadır. Bazı çalışmacılar bu gerekçeleri kullanarak çekirdeklenmenin
kolay olması gerektiği yönünde fakir belirtmektedirler. Bu durumda porfiroblast büyümesi
hızlı büyümeden kaynaklanmaktadır. Başka araştırmacıların düşüncesine göre ise,
çekirdeklenebilme alanlarının bolluğu her mineralin eşit derecede kolay çekirdekleneceğini
garanti etmemektedir. Porfiroblastların gelişimi başlangıçtaki tanelerin büyük olmasını veya
büyük çekirdek kümelenmesinin durağan olmasını veya çekirdeklenme için özel yerlerin
varlığını gerektirmektedir. Bunların hangisinin olduğunu kestirmek çetindir: Porfiroblastlar
bir kayaçta öteki tanelere nazaran az çekirdek üzerinde tez büyümenin sonucu olarak ortaya
çıkmaktadır. Yaygın porfiroblast oluşturan mineraller granat, stavrolit, andaluzit, disten,
kordiyerit, albittir. Öteki mineraller özel koşullar altında porfiroblastlar oluşturabilirler.
Yukarıda belirttildiği gibi, her zaman muğlak olmadan deformasyonla metamorfik mineral
büyümesi arasındaki ilişkiyi belirlemek mümkün değildir. Aşağıda bunu yapabilmede sık
olarak kullanılan ölçütler özetlenmektedir:

2.5.1. Pre-kinematik (deformasyon öncesi) mineraller

Pre-kinematik mineral taneleri, deformasyon sırasında kırılmakta, plastik olarak şekil
değişikliğine uğratılmakta ya da döndürülmektedir. Bunun sonucu olarak dalgalı sönme,
kırılmış ya da parçalanmış kristaller, deformasyon bantları, deformasyon ikizleri, kink
bantları, basınç gölgeleri ve saçakları, mortar dokulu porfiroklastlar ya da makaslanmış
mantolu porfiroklastlar oluşmaktadır (Şekil 2.37 & 2.38). Uygun kesitlerde (yapraklanmaya
dik, çizgiselliğe paralel) makaslama yönünün belirlenebileceği bir yığın mikro-kinematik
belirteçler, pretektonik kristaller etrafında mevcuttur. Porfiroklastların etrafında asimetrik
basınç gölgeleri oluşabilir. Mika porfiroklastları sık olarak sigma biçimli mika-balıklarını
oluşturmaktadırlar. Basınç gölgeleri (pressure schadows, Druckschatten) eğer basınçla
çözünme ile yüksek gerilimli alanlardan (çoğunlukla 1 yönünde) çözülen malzemenin
porfiroblastların yanındaki, porfiroblastların etkisiyle oluşan düşük gerilimli alanlarda



                                              66
Gültekin Topuz                                             2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi




Şekil 2.37. Pre-kinematik minerallerin tipik nitelikleri: a) Dalgalı sönmeli bükülmüş kristaller,
b) Porfiroblast etrafını saran yapraklanma, c) Basınç gölge ve saçağı, d) Kink bant ve
kıvrımları, e) Parçalanmış ve makaslanmış kristaller (mikro-sucuklanma), f) Deformasyon
ikizleri (Spry 1969’dan).




Şekil 2.38. Prekinematik stavrolit porfiroblastı: Resmin merkezindeki sarı stavrolit kristali
merceğimsi bir alanı işgal etmektedir. Bu alanın etrafını matriks yapraklanması
çevrelemektedir. Stavrolitin iç yapaklanması keskin olarak matriksteki yapraklanmayla
uyumsuzdur. Porfiroblast matriks yapraklanmasını oluşturan deformasyondan daha önce
büyümüştür.Bunun sonucu olarak daha önceki yapraklanma yönünü kalıntı olarak
içermektedir. Tek nikol görüntüsü, Resim alanı 2.5 mm uzunluğundadır. Granat-stavrolit şist,
Betic Cordillera, Güney İspanya.


                                               67
Gültekin Topuz                                             2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi

çökelmesiyle oluşmaktadırlar. Buna ilaveten dış yapraklanma bir pre-kinematik mineral
etrafında sarılabilir veya matriksteki yassılaşma sonucu onun üzerine bastırılabilir.

2.5.2. Post-kinematik (deformasyon-sonrası) mineraller

Postkinematik metamorfik mineraller, kristallenmenin deformasyondan daha uzun sürdüğü ya
da daha sonraki bir ısısal ya da dokanak olayı sırasında gerçekleştiği anlamına gelmektedir.
Postkinematik mineraller eski yapı üzerine onları değiştirmeden büyümektedirler (Şekil 2.39
& 2.40): Birçok durumda postkinematik mineral büyümesi gerilmemiş mineral büyümesine
neden olmaktadır. Çoğunlukla kristaller gelişigüzel yönlenmeli olup, barizce önceki
yapraklanmaları (foliasyonları) keserler. Ancak taklit edici büyüme sonucu postkinematik
mineraller zaman zaman önceki yapraklanma düzlemine paralel büyüyebilirler (Şekil 2.39).
Bir mineralin daha sonra gelişigüzel yönelimli baska bir mineral türü veya mineral topluluğu
tarafından ornatılması, postkinematik kristallenme kanıtı olarak kullanılmaktadır (Şekil
2.39f). Bükülmüş kristaller daha sonraki statik (durağan) kristal büyümesi sırasında daha
küçük gerilmemiş (deformasyonsuz) kristallerin oluşumuna neden olabilir. Buna en güzel
örnekleri çokgensel yaylar (kemerler) teşkil etmektedir (Şekil 2.39c). Bu çokgensel yaylarda
kıvrımlanmış önceki mineraller birkaç daha küçük boyutlu, düzgün kristallerin oluşumuna
neden olabilir. Eğer post-kinematik mineral büyümesi baskın olursa, sonuçta granoblastik, ya
da decussate doku gelişir. Bu durumda önceki yapraklanma düzleminin sezilmesi zor veya
imkansız olabilir. Eğer bir porfiroblast içinde, yapraklanma düzlemi kapanımlar tarafından
tanımlanıyorsa, porfiroblast içi yapraklanma önceki matriksteki yapraklanmanın tanınmasında
yardımcı olabilir. Sözgelimi, porfiroblastlar içindeki helisitik kıvrımlar iç yapraklanmanın (Si)
nin kıvrımlanmış olduğu anlamına gelmektedir. Çünkü düzgün bir iç yapraklanmalı
porfiroblast deforme edilerek, iç yapraklanmaya kıvrım kazandırılamaz. Bu nedenle helisitik
kıvrımların, porfiroblastın hem S1 hem de S2 (kıvrım eksen yüzeyi) yapraklanmalarından
sonra oluştuğuna işaret etmektedir. Dolayısıyla helisitik kıvrımlı porfiroblastlar deformasyon
sonrası porfiroblast büyümesinin bir belirtecidir (Şekil 2.39.a). Düzgün iç yapraklanmalı bir
porfiroblast, bu iç yapraklanma dış yapraklanma ile bir süreklilik teşkil ediyorsa, bu durumda
porfiroblast büyümesi muhtemelen post-kinematiktir. Bu durum durağan koşullar altında bir
porfiroblastın mevcut yapraklanma üzerine kolayca kristallenmiş olduğuna işaret etmektedir.
Daha sonraki bir deformasyon, daha önceden oluşmuş porfiroblastın dönmesine neden olabilir
ve önceki yapraklanmayı daha sonra gelişen yapraklanma ile aynı konuma getirebilir. Eğer Si
Se ile devamlılık oluşturmuyorsa, porfiroblast D2 deformasyonuna göre ya prekinematik ya da
sinkinematiktir. D2 deformasyonu porfiroblastının büyümesinden daha uzun sürmüştür.
Helisitik kapanımlar tarafından tanımlanan iç doku dış dokuyla devamlılık sunmaktadır (Şekil
2.39a). Porfiroklastlar deformasyondan sonra alt tane oluşumu ve yeniden kristallenme ile
çözülebilirler. Bu şekilde eski kıvrım yapıları taklit edilebilir. Böyle bir davranışa sık olarak
deforme olmuş yaprak-silikat porfiroklastlarında rastlanmaktadır. Bu şekilde oluşan
neoblastlar çok değişik yönelimlidirler.

2.5.3. Sin-tektonik (deformasyonla eşyaşlı) mineraller

Sintektonik mineral büyümesi muhtemelen orojenik başkalaşımda en yaygın olan mineral
büyümesidir. Çünkü yaygın olarak deformasyonun başkalaşımla birlikte işlediğine
inanılmaktadır. Bunu kuşku götürmez şekilde belgelemek çetindir. Şekil 2.45’de gösterilen
sürekli bir yapraklanma muhtemelen dinamik eş-kinematik yeniden kristallenme ile
üretilmiştir. Dalgalı sönmeli ve düzgün yeniden kristallenmeli bükülmüş tanelerin
karışımından meydana gelen taneler bu sonucu desteklemektedir. Sinkinematik kristallenme
yapraklanmanın gelişimi sırasında gerçekleşmektedir. Şekil 2.41 mikro-sucuklanma ve buna


                                               68
Gültekin Topuz                                             2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi




Şekil 2.39. Post-kinematik kristallerin tipik dokuları: a) Si helisitik kıvrımları, b) Gelişigüzel
yönlenmeli uzun kristaller c) Bir kıvrımda düzgün kristal segmanlarının poligonal arkı d) Se
ile uyumlu olan merkezi Si’li bir kiyastolit e) Bir poikoblast üzerine büyümüş kapanımsız geç
granat halkası f) Başka bir kristalin yerini, yalancı şekilli olarak alan ikincil mineral kümesi
(Spry, 1969’dan kısmen değiştirilerek alınmıştır).




Şekil 2.40. Gelişigüzel yönelimli        biyotitler. Postkinematik          olarak   gelişmişler.
(http://www.geolab.unc.edu/Petunia/IgMetAtlas/mainmenu.html)




                                               69
Gültekin Topuz                                            2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi

eşlik eden sinkinematik büyümenin kıstaslarını göştermektedir. Kristallerin budinleşmesi
birçok yöreden tarif edilmesine rağmen, mikro-sucuklanma genelde pre-kinematik kristallerin
büyümelerinden sonra gerilmiş olduklarının bir belirteci olarak gösterilmektedir. Misch
(1969) tarafından betimlenen kristaller buna karşılık bariz şekilde bileşim zonlanması
göstermektedirler. Eş-merkezli bileşim zonlanması birbirinden ayrılmış olan tanelerin ayrılma
sonrası büyümeye devam ettiklerini göstermektedir.




Şekil 2.41. Kristallenme ile eş-yaşlı mikro-sucuklanma. Sinkinemaik kristal büyümesi renk
zonlanması ve birbirinden ayrılmış taneler arasında boşlukta gözlenen ve gittikçe büyüyen
renk zonlanması ile kendini karakterize etmektedir (Misch 1969).

        Aynı şekilde sin-kinematik porfiroblastlar öteki porfiroblastlara göre daha
yaygındırlar. Bu durum deformasyonun çekirdeklenme ve diffuzyon hızlarına olan katalizatör
etkisinden kaynaklanmaktadır. Ancak sinkinematik büyümenin kanıtları enderdir:
Porfiroblastlardaki Si kapanımlarının nakışı deformasyonla eş-yaşlı porfiroblast büyümesinin
en bariz kanıtını oluşturmaktadır. Şekil 2.42’de gösterilen üç porfibolast kapanınım dizisi
tarafından tanımlanan bir iç yapraklanmaya (Si: internal schistosity) iyedir. Merkezi şekil
merkezden kenara doğru Si nakışındaki aralıktaki sistematik değişimi göstermektedir.
Porfiroblast merkezindeki Si’nin daha geniş aralığı porfiroblastın başlangıçta daha az
yassılaşmış bir yapraklanma (S1) üzerinde büyümüş olduğuna delalet etmektedir. Porfiroblast
büyümeye devam ettiği sırada kayaçta daha dar aralıklı yapraklanmaya geçiş gözlenmilştir.
Bu şeklin sağındaki ve solundaki şekiller bu kristalin sırasıyla prekinematik ya da post-
kinematik olması durumunda S1’in benzer yassılaşmasından ortaya çıkacak nakışları
göstermektedir. En alt sıra şekilleri ise, S1’in gittikçe artan derecede kıvrımlanmış olduğu ve
büyüyen porfiroblast tarafından içine alınmış olduğu durumu göstermektedir.
        Şekil 2.42b’deki en üst sıradaki porfiroblast içinde bulunan kapanım dizisinin
tanımlamış olduğu Si sarmal nakışı, matrikste gözlenmemektedir. Bu sarmal nakışın
geleneksel yorumu, porfiroblastın büyüme sırasında dönmüş olması ve gittikçe matriks
yapraklanmasını bir kartopu biçiminde yuvarlanarak kendi içerine almış olmasıdır (Şekil
2.43). Si sarmal dokusu özellikle granatlarda yaygındır. Bazı araştırmacılar sarmal dokuyu
dönmüş (rotated), ya da dönmenin aşırı olduğu durumlarda da kartopu granatı (snowball
garnet) olarak adlandırmaktadırlar (Şekil 2.44-2.45). Bu sarmal yapı bir kıvrım yapısı


                                              70
Gültekin Topuz                                          2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi




Şekil 2.42. Zwart (1962) tarafından önerildiği gibi bariz olarak pre-, sin- ve post-kinematik
kristallerin iç yapraklanma özellikleri: a) Merkezden kenara doğru gittikçe yassılaşmış iç
yapraklanma (Si) b) Merkezden kenara doğru daha yoğun yapraklanma c) Büyüme sırasında
matriks ya da porfiroblastın dönmesi dolayısıyla sarmallaşmış Si (Zwart 1962’ye göre).




Şekil 2.43. Bir porfiroblastın büyümesi sırasında makaslama ile dönmüş olduğu sarmal
biçimli kapanım dizisinin (katarının, Si) geleneksel yorumu (Spry 1969).




                                             71
Gültekin Topuz                                          2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi




Şekil 2.44. Son derece dönmüş sarmal Si’li kartopu granatı (snowball garnet), Porfiroblast 5
mm çapındadır. (Yardley et al. 1990).




Şekil 2.45. Dönmeli porfiroblast (sin-kinematik): Bu granat grafit ve kuvars kapanımlarına
iyedir. Bu kapanım dizisi granatın büyüme sırasında saat ibresinin dönüm yönünde dış
yapraklanmaya göre 225 derece dönmüş olduğunu göstermektedir. Dış ve iç yapraklanmaların
birbirlerinin devamı olduğuna dikkat ediniz. Basınç saçağında bulunan mineralleri granat
sarmalında körfezimsi ve kapanım olarak kuvarslar kapsamaktadır. Düzlem polarize ışık,
görüntü alanı 2.5 mm uzunluğundadır. Granat-mika şist, Hunza Karakoram.




                                            72
Gültekin Topuz                                             2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi

oluşturmakta ve bu da dönmeli bir bakışıma (simetriye) iyedir. Bu sarmal yapıyı post-
kinematik olan helisitik yapıdan ayırmak son derece önemlidir. Sinkinematik olarak büyümüş
mineraller sıkça çeşitli dokusal nitelikler sunmaktadırlar: Bunlar arasında en önemli
olanlardan biri kartopu-granatlarıdır. Kartopu granatlarında büyüme sırasında dönmeye
uğramış, helisitik kapanımlı poikoblastik granatlar sözkonusudur. Kartopu granatlarının
biçimleri dönme eksenine göre dönme miktarına ve kesit yönüne bağlıdır. Çiftli sarmal
(spiral, helezonik) biçimli tertiplenmiş granatlar daha önce porfiroblastın başınç gölgesinde
bulunan mineralleri içermektedir.

2.6. Birden Fazla Deformasyona ve Başkalaşıma Uğramış Kayaçlarda
Deformasyon Analizi

Şimdi şu ana değin öğrendiğimiz hususları, bazı başkalaşmış kayaç dokuların analizine
uygulayacağız. Bir örneğe ait birçok ince kesitin incelenmesinden sonra, yorumlarımızı grafik
olarak ana mineraller büyümesini zamana bağlı gösterilmesinde fayda vardır. Bunun maksadı
aynı zaman cetveli üzerinde başkalaşım olayları ile deformasyon arasındaki ilişkinin ortaya
koymaktır. Elbette, bir kayacın tam başkalaşım ve deformasyon geçmişini tam olarak
belirlenmesi çoğunlukla mümkün değildir. En son olay, eğer deformasyon şiddetli ise ve
başkalaşım yüksek dereceli ise, daha önceki olayların izlerini silebilir. Yaygın olarak, dikkatli
incelemeler daha önceki deformasyon olaylarının belli başlı ipuçlarını sunacaktır. Burada
birden çok kez deformasyona uğramış kayaçların incelenmesinde kullanılan bazı terimleri
tekrar açıklamak faydalı olacaktır:

      Deformasyon olayları: En yaşlıdan başlayarak en gençe doğru D1, D2 ve D3 … gibi
       kısaltmalarla adlandırılmaktadır.
      Başkalaşım olayları: M1, M2, M3 …
      Yapraklanmalar (şistoziteler): So, S1, S2, S3 …: S0 tortul katmanlaşma düzlemini
       belirtmektedir. S1, S2, S3 gibi yapraklanmalar sırasıyla D1, D2 ve D3 deformasyonları
       sırasında ortaya çıkan yapraklanma düzlemlerini belirtmektedir.
      Çizgişellikler: L0, L1, L2, L3 …
      Kıvrımlar: F1, F2, F3…
      Her bir mineralin kristallenmesinin başkalaşım-deformasyon-zaman diyagramında
       gösterimi

Bu yaklaşımı açıklamak için, Şekil 2.46’daki dokuyu dikkatlice inceleyiniz. Bu kayacın
dokusu üç adet ikincil yapraklanma düzlemi içermektedir. Bu yapraklanmalar üç deformasyon
fazına (D1, D2, D3) ait olduğu çıkarsanabilir. D1 deformasyonu çok iyi derecede gelişmiş
sürekli bir yapraklanma üretmiştir. S1 burada yarı yatay konumdadır. Bu yapraklanma
penetratif olup, ince kesit düzleminde bütün kayaç hacmini etkilemiş olduğu görünmektedir.
Buradan biz D1’in D2 ve D3 deformasyonlarından daha şiddetli geçmiş olduğunu
çıkarsamasını yapabiliriz. D2 ve D3 deformasyonları aralıklı (spaced) yapraklanmaların ortaya
çıkmasına neden olmuştur. S1 düzleminde mikalar iyi derecede dizilmişlerdir. Aynı şekilde
kuvarslar da S1 yapraklanma düzleminde uzanmaktalar. Minerallerin bu derecede iyi
dizilmeleri nedeniyle M1 başkalşımının D1 deformasyonna eşlik ettiğini varsaymaktayız.
İkinci bir deformasyon olayı (D2), resimde hemen hemen dik konumlu olan buruşma
yapraklanmasını (S2) oluşturmuştur. Asimetrik kıvrımların dik kanatlarında kuvars
bulunmamaktadır. Bu durum kuvarsın çözüldüğü ve yenden kristallenmenin buna iştirak
etmiş olduğuna işaret etmektedir. Kıvrım bükümlülüğünde mikaların bükülmeye uğrayıp
uğramadığını ya da çokgensel yay (kavis, kemer) oluşturup oluşturmadıkları görmek için
kıvrım eksenlerine daha dikkatlice bakalım. Mikaların birçoğunun düzgün, ancak birkaçının


                                               73
Gültekin Topuz                                         2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi




Şekil 2.46. Asimetrik buruşma yapraklanması, S2, daha önceki S1 yapraklanması üzerine
gelişmiştir. S2’nin daha sonraki bir deformasyon döneminde kıvrımlanmış olduğu, mikaca
zengin koyu renkli, yarı düşey S2 bantlarında görülmektedir. Resim genişliği 2 mm’dir. Yan
tarafta ise bu dokuların dizilim olarak gelişimini göstermektedir (Pashier & Trouw 1996).




Şekil 2.47. Şekil 2.46’da gösterilen kayaçtaki mineral büyümesi, doku, başkalaşım (M) ve
deformasyon arasındaki ilişkinin grafiksel gösterimi (Winter 2001).

bükümlü olduğunu farzedelim. Bu durum D2 deformasyonuna mika kristallenmesinin eşlik
ettiğine işaret etmektedir. Ancak D2 deformasyonu az çok yeniden kristallenmeden daha uzun
sürmüştür. Böylece biraz bükümlülük arda kalmıştır. Son olarak D3 deformasyonu S2’yi
kıvrımlamaya uğratmıştır. D3 deformasyonu bütün mikaları bükmüştür. Yeniden kristallenme
miktarı son derece az veya hiç bariz değildir. Bu durumun grafik gösterimi Şekil 2.47’deki


                                           74
Gültekin Topuz                                            2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi

gibidir. Deformasyon kamburları (tümsekleri, humps) bizim yorumumuza göre deformasyon
şiddetini belirtmektedir. Yatay çizgiler her bir mineralin metamorfik kristallenmesini
göstermektedir. Böyle bir diyagramda zamanlama son derece görecelidir. Çünkü deformasyon
ve başkalaşım olaylarının uzunlukları zamansal olarak bilinmemektedir.

        İkinci bir örnek olarak da Şekil 2.48’deki durumu ele alalım. Kuvars ve mikaca zengin
seviyeler eski bir tortul bileşim katmanlanmasının kalıntısı (S0) veya başkalaşım sırasında
gelişmiş segregasyonları (S1) temsil edebilir. Mikaların mükemmel tercihi yönelimi S1’i
tanımlamaktadır. S1’in mükemmel derecede bileşim katmanlaşmasına paralel oluşu ve
başkalaşım derecesinin granat zonu olması dolayısıyla bu katmanlaşmanın kökeninin daha
çok metamorfik farklılaşma olduğuna işaret etmektedir. Bu örneğin en numunesine bakılarak
bu bileşim bantlaşmasının sürekli mi yoksa mercek biçimli olduğu saptanmalıdır. Mercek
biçimli bileşim bantlaşmasının metamorfik farklılaşmadan türevlenmesi daha olasıdır.
Buradaki granatlar kuvars ve opak kapanımlar tarafından tanımlanan iyi sarmal iç
yapraklanmaya sahiptirler. Sarmallık 170°’lik bir dönmeye işaret etmektedir. Yalnızca bu
şekile bakarak, matriksin mi saat ibresi yönünde (sağ yönlü) yoksa granatın mı 170° saat
ibresinin dönümünün tersi yönde mı (sol yönde) dönmüş olduğuna karar vermek zordur.
Üstteki kuvarsça zengin seviyede gözlenen hafif asimetriklik, sola doğru basamaklılık,
müphem olarak, sol yönlü dönmeye işaret etmektedir. Ancak kayacın başka yerinde
makaslama yönünü belirtmek için başka belirteçlerin bulunması gereklidir. Aynı şekilde
granat yakınlarında kuvarsça zengin seviyelerin kalınlıklarının fazla olduğuna dikkat ediniz.
Bu etkinin en yalın açıklaması, dönmeden sorumlu deformasyon olayının granatlar etrafındaki
bileşim katmanlaşmasını sıkıştırmış olmasıdır. Burada aynı şekilde dikkat edilmesi gereken
noktalardan biri kuvarsın kuvars-ça zengin seviyelerde granoblastik çokgensel bir dokuya iye
olduğu, ancak mikalarca zengin seviyelerde ise, ince uzun kristaller oluşturmasıdır. İyi decede
gelişmiş granoblastik çokgensel doku, yeniden kristallenmenin deformasyondan daha uzun
sürmüş olduğuna işaret etmektedir. Bu durum aynı şekilde dümdüz mikalar ve granatların iç
yapraklanması ile matrik yapraklanması arasındaki süreklilikte yansıtılmaktadır. Mikaca
zengin seviylerdeki kuvarsların ince uzamışlığı muhtemelen mikalar tarafından
denetlenmektedir. Granatlar içindeki kuvars kapanımları aynı şekilde ince uzun kristaller
oluşturmaktadır. Bu kapanımlar ilksel kuvarça zengin seviyleri temsil edebilirler. Bu da
muhtemelen granatın büyümesi sırasında hem kuvarsça hem de mikaca zengin seviyelerdeki
kuvarsın ince uzun olduğuna işaret etmektedir. Kuvarsça zengin seviyelerdeki granoblastik
doku daha sonra gelişti. Başka bir olasılıkta granatın metamorfik farklılaşma olmadan önce
büyümeye başlamış olması ve kuvars ince uzunluğunu denetleyen mikaları bütünüle tüketmiş
olmasıdır. Metamorfik farklılaşma daha sonraki bir nokta da Q-zengin ve M-zengin seviyeleri
birbirlerinden ayırmıştır. Olasılıkla başkalaşım doruğunda veya daha sonraki ileri derecedeki
makaslama hareketiyle. Son bir soruda, bu kayaçın biçimlenmesinde etkisi olan deformasyon
fazlarının sayısıdır: Granatın büyümesinden önce kayaç içinde bir S1 yapraklanması vardı.
Granatın büyümesi ve dönmenin en yalın açıklanması, granatın S1 sırasında daha sonra,
gecikmiş olarak büyümesidir. Aynı deformasyon granatın sarmallaşmasına ve bileşim
bantlaşmasının sıkıştırılmasına neden olmuş olmalıdır. Bu durum granatın kuvarsın yeniden
kristallenmesinden ve “muskovit + biyotit” büyümesinden daha yüksek başkalaşım
koşullarında oluştuğu inanışıyla uyuşmaktadır. Grafiksel yorum Şekil 2.49’da
gösterilmektedir. Eğer Si Se ile süreksizlik oluşturmuş olsaydı, deformasyon eğrisi
kristallenmeyi temsil eden çizgilerin ötesine kadar uzaltılması gerekecekti. İkinci önemsiz bir
deformasyon olasılık dışı bırakılamazken, tek bir olay daha yalın bir açıklamadır.




                                              75
Gültekin Topuz                                          2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi




Şekil 2.48. Pikikiruna Şistindeki yaygın dokuların karma bir çizimi. Granat yarıçapı takriben
1.5 mm dir. Shelley (1993’den).




Şekil 2.49. Şekil 2.29’da gösterilen kayaç örneğinde deformasyon, başkalaşım, mineral
büyümesi ve dokular arasındaki ilişkinin grafiksel irdelenmesi (Winter 2002).

       Üçüncü bir olay olarak da, Şekil 2.50’deki durumu irdeleyelim. Burada S1
yapraklanması muskovit tarafından tanımlanmakta ve bu yapraklanma daha sonra ikinci bir
deformasyon olayı sırasında kıvrımlanmıştır. S2 bu kıvrımın eksen düzlemiyle
tanımlanmaktadır. Daha sonra gelişigüzel yönelimli büyük andaluzit kristali yapraklanma
üzerinde kristallenmiştir. Bu andaluzitin büyümesi daha sonraki dokanak başkalaşımı etkisine
bağlanmıştır. Si nakışı hemen hemen sarmal olabilir, ancak dış kıvrımlarda Si=Se olması
kapanım dokusunun helisitik olması gerektiğine işaret etmektedir. İyi gelişmiş çokgensel
kavisler (kemerler) muskovit kristalleşmesinin D2 deformasyonundan daha uzun sürdüğü
anlamına gelmektedir. Dokanak başkalaşımı sonucu gelişen muskovitler daha önce kıvrılmış
muskovit seviyelerini taklit etmişlerdir. Şekil 2.51 bu dokunun grafik yorumlanmasını
göstermektedir.


                                             76
Gültekin Topuz                                             2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi




Şekil 2.50. a) Bir andaluzit porfiroblastlı mikaşistteki doku (Bard 1986)




Şekil 2.51. Şekil 2.50’de gösterilen mikroçizimdeki deformasyon, başkalaşım, mineral
büyümesi ve dokular arasındaki ilişkinin grafiksel irdelenmesi (Winter 2002).

        Burada yukarıda yapılan analizlerin, bir arazinin yapısal sentezine önemli önemli
katkılar sağlayacağını anımsatmakta fayda vardır. Bu tür analizler daima iyi yapısal arazi
çalışmasıyla bütünleştirilmelidir. Düzgün bir S1 bir ince kesitte görülemeyecek kadar büyük
olan kıvrımların eksen düzlemine paralel olabilir. Ayrıca birden çok kez deforme olmuş ve
başkalaşıma uğramış (polideformatik ve polimetamorfik) kayaçların nispeten yaygın olduğu
akıldan çıkartılmamalıdır. Kristallenmenin böyle kayaçlarda pre-, sin- ve post-kinematik
türlere ayırtlanması daima aşırı derecede itinayı gerektirmektedir. Böyle kayaçlarda
sözkonusu kristallerin hangi olayın (deformasyın) hangi aşamasına ait olduğu dikatli
irdelemelerle saptanmalıdır.

        Polimetamorfik kayaçların daha karmaşık olayı olarak Şekil 2.52’de gösterilmektedir.
Buradaki mikroçizimlerde son dokunun yorumlanması üç aşamayı göstermektedir. Matriks
mineralleri kuvars ve muskovit olup, porfirblastlar ise granat (G) ve albittir (Ab) tir. Yukarıda
özeltlenen ölçütleri kullanarak kendi yorumunuzu belirten diyagramı çiziniz.




                                               77
Gültekin Topuz                                            2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi




Şekil 2.52. Bir polimetamorfik kayacın dizisel gelişiminin yorumu (Spry 1969).



        Bir orojenik kuşakta deformasyon ve metamorfizma araındaki ilişkiyi irdelemek için
Şekil 2.53’ü ele alalım. Bu şekil bir orojenin gelişimin hipotetik bir sanaryosunu sunmaktadır.
Bu senaryoya göre kıta kenarından uzakta deniz içinde bir ada yayı gelişmektedir. Birinci
aşamada, yay önü yitim karmaşasında (A) ve bununla ada yayında D1 deformasyonu
gerçekleşmektedir. Ayrıntıda bu deformasyon volkanik yaydan uzağa, dalım zonuna doğru
göç etmektedir. D1 deformasyonu A yöresinde bütün noktalarda eş-zamanlı değildir. B ve C
noktalarında hemen hemen hiç gözlenmemektedir. İkinci aşamada A yöresinde yarı-yatay
kıvrımlanma ve geri itililme tarzında D2, D1 deformasyonunun üzerine gelmektedir. Bu ön-
ark kayaçlarının sağındaki daha dirençli magmatik arka doğru itilmesiyle gerçekleşmektedir.
D1 A yöresinde hala eş-zamanlı olarak oluşmaktadır. C noktasında yitim ikinci aşamada
başlamaktadır. D1 deformasyonu burada daha yeni başlamakta ve sola, yitim zonuna doğru
göç etmektedir. C yöresinin arka tarafında yitimle bağlantılı arkın olgunlaşmasına bağlı olarak
magmatik etkinlik başlamaktadır. Tıpkı A yöresinde olduğu gibi, C yöresinde D2
deformasyonu kıtasal kabuğa doğru gerçekleşebilir. Üçüncü aşamada kıtanın uzağında şelf
üzerinde bulunan ada yayı kıtaya eklenmekte, böylece bir eklem (sutur) zonu oluşmakta ve C
noktasında eklenme sona ermektedir. Çarpışmanın şiddetinden ötürü yerel D1 deformasyonu
daha dayanıklı yayın ve kıtanın sialik kabuğuna etki edebilir. B yöresinde D1-S1


                                              78
Gültekin Topuz                                          2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi

yapraklanmaları III. aşama sırasında S2 kıvrımları, belkide tek bir olayın parçaları halinde
daha önce yapı üzerine yerleşmektedir. Tekrarlanan D2 itkisi C yöresinde takozun dış
bölümlerindeki en dış yapraklanmayı kesmektedir. D2 formasyonu orojenezin daha sonraki
çökmesi fazıyla bağlantılı olabilir.




Şekil 2.53. Bir volkanik ada yayının muhtemel eklenmesi ve gelişimini içeren bir orojenik
kuşağın farazi gelişimi (Pashier & Trouw 1996).


       Yukarıda betimlenen senaryo farazi olup, bir dağ kuşağının gelişimi sırasında
gerçekleştiğine inalılan süreçlerle uyum içindedir. Burada dikkat edilecek nokta
deformasyonun kuşak boyunca ne aynı stilde ne de eş-zamanlı oluşudur.




                                            79
Gültekin Topuz                                            2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi


2.7. Kristallografik Olarak Denetlenen Kapanımlar

Kapanımların oluşturdukları bütün nakışlar, matrik içindeki daha önceki dokuların ve
minerallerin edilgen zarflanmasını temsil etmemektedirler. Bazı nakışlar kristal kafesinden ya
da porfiroblastın büyüme yüzeyleri tarafından belirlenmektedir. Sözgelimi kapanımlar
tercihan bazı yüzeylere ya da öz-şekilli bir kristalin bazı kısımlarına soğrulabilirler. Buna en
yaygın örneği bazı andaluzit kristallerinde gelişen kuş-tüyü biçimli kiyastolit haçları
oluşturmaktadır (Şekil 2.54). Kiyastolitlerin oluşumunu açıklamak için bir dizi öneriler
yapılmıştır. Bu önerilen kuramlar Spry (1969) tarafından özetlenmektedir. En ikna edici
öneriyi Frondel (1934) yapmış olup, buna göre andaluzitteki haç kirliklerin, özellikle grafitin
andaluzitin hızlı büyüyen kenarlarına seçici eklenmesiyle oluşmaktadır. Kirletici unsurların
miktarı köşelerin büyümesini geçiktirmekte ve öteki kısım porfiroblast büyümesiyle bu
kirletici unsurlar sürekli köşelerinden kristal içine hapsedilmektedirler. Büyüme-geçiktirme-
büyüme senaryosunun yinelenmesi andaluzitte dört ışınsal kollu, kuş-tüyü biçimli hacın
oluşmasına sebep olmaktadır. Benzer nakışlar başka minerallerde gözlenmiş olmasına karşılık
bunlar nispeten enderdir. Öteki kristallografik olarak denetlenen kapanım nakışı ise sektör
zonlanmasıdır (Şekil 2.55). Sektör zonlanmasında, kapanımlar büyüyen kristal yüzeylerinin
bazılarına, özellikle hızlı büyüyenlerine dahil edilmekteler. Eğer bu bir yüzey çiftinde
gerçekleşirse, kumsaati nakışı ortaya çıkmaktadır. Kumsaati nakışı başlıca stavrolit ve
kloritoyit minerallerinde gözlenmektedir. Yönelimli kapanım nakışları kusma lamellerinden
ayırt edilmelidir. Kusma lamellerinde bir mineral ev sahibi mineral içinde kristallografik
yönelimli lameller oluşturabilir.




Şekil 2.54. a) Andaluzitteki kiyastolit haçı , Hunan, Çin b) Bir kiyastolit haçının ince kesit
görüntüsü


2.8. Tepkime Dokuları (Reaction textures)
Tepkime dokuları, mineral tepkimelerinin tamamlanmadıkları, yani dengenin yerel
gerçekleştiği durumlarda ortaya çıkmaktadırlar. Tepkime dokuları gerek ilerleyici başkalaşım
(artan sıcaklık ve basınç altında) gerekse gerileyici başkalaşım koşullarında (düşen sıcaklık ve
basınç altında) ortaya çıkabilir. Tepkime dokuları, çoğunlukla sürekli tepkimeler sonucu
ortaya çıkmaktadır. Tepkime dokusunu okumak süretiyle tepkime belirlenip, bu tepkimenin


                                              80
Gültekin Topuz                                            2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi




Şekil 2.55. Kumsaati zonlanması ve ritmik katmancık zonlanması gösteren özşekilli kloritoyit
porfiroblastları. Bunların her ikiside değişen kapanım derşiminden ileri gelmektedir.
Kumsaati zonlanması kristallografik olarak denetlenmiş olup, seviye zonlanması ise,
büyümenin değişen koşulları ile bağlantılıdır. Alanın genişliği 8mm dir. (Passchier & Trouw,
1996).


yeri basınç sıcaklık diyagramında termodinamik hesaplarla belirlenebilir. Bu nedenle, tepkime
dokuları tepkimelerin tabiatını, yönünü ve ilerleme derecesini belirtiklerinden son derece
önemlidirler. Katı çözelti oluşturan minerallerden yavaş soğuma sırasında karışma boşluğuna
rastlanması nedeniyle, ikinci bir katı faz kusulabilir. Kusulmuş katı fazın biçimi çok değişik
olabilir. K-feldispatlarda veya piroksenlerde kusulmuş kısım lamel biçimlidir. Piroksenlerden
granat-, feldispat- ya da spinel kusmalarında ancak iğ-biçimli veya yuvarlak kusma lamelleri
ortaya çıkabilmektedir. Sahte tepkime halkası olarak bilinen tepkime dokusu kusulmuş
maddenin yapıdan kısmen tane sınırına göç etmesi sonucunda oluşmaktadır.

        Eğer bir ornatma dokusu tamamlanırsa, ürünlerin başlangıçtaki tepkiyen mineralin dış
şeklini korumuş olduğu yalancı şekilli (psoydomorf) bir ürün ortaya çıkmaktadır (Şekil 2.56
& 2.57). Bu yalancı şekilli ornatmalar gerileyici başkalaşım sırasında yaygınca gelişmektedir.
Yalancı şekilli ornatım bir çins veya birden fazla cins mineralden oluşabilir. Bazı tür
ornatmalar bazı mineral türleri için karakteristiktir. Mesela, peridotitler hidratlaştıklarında
olivinler su alarak kırıklar boyunca ağ tarzında serpantine dönüşürler. Bu ağların
merkezlerinde kalıntı olarak olivin adacıkları bulunur. Bu olivin adacıkları eski bir olivin
tanesinin kalıntısı oldukları, sönme durumuna getirildiklerinde hep birden sönmeleriyle
anlaşılabilir. Ortopiroksenler peridotitlerde olivinler gibi serpantinleşmektedirler. Ancak eski
dış yapısını muhafaza etmektedirler. Bununla, bastit adı verilen uniform bir tane
oluşturmaktadırlar (Şekil 2.56b).




                                              81
Gültekin Topuz                                         2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi




Şekil 2.56. a) Bazı çatlaklar boyunca olıivinin sepantin tarafından yalancı şekilli olarak
ornatılması. Sağlam olivin adacıklar halinde kısmen muhafaza edilmiştir. Ornatımın
ilerlemesidurumunda ağ dokulu serpantin oluşmaktadır. b) Ortopirokseni yalancı şekilli
olarak ornatan serpentin (bastit, resmin sol üst köşesinde bulunmaktadır). Resmin sağ alt
köşesinde olivinin yerini almış ağ dokulu serpantin. Resim alanı 0.1 mm dir (Winter 2002).




Şekil 2.57. Granat göre yalancı şekilli biyotit oluşumu: Resmin ortasında kahverengi yama
granatın düzenli dış şekline iyedir. Bu yamamsı kesim aşağı yukarı gelişigüzel yönelimli
biyotit kümelenmesinden oluşmaktadır. Aynı ince kesitin başka alanlarında böyle alanların
ortalarında kalıntı olarak granat parçacıklarına rastlanmaktadır. Bu doku polimetamorfizma
sonucunda oluşmuştur. Bölgesel başkalaşıma uğramış bir örnek üzerine termal başkalaşım izi
oturmuş. Resmin uzunluğu 2.5 mm ye karşılık gelmektedir. Polimetamorfik mikaşist, Doğu
Alpler.




                                           82
Gültekin Topuz                                            2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi

          Tepkime halkaları (reaction rims) bir sınır boyunca birbirlerine komşu olan tanelerin
biri veya ikisinin kısmi ornatılmasıyla, tane sınırları boyunca gerçekleşen tepkimelerin
ürünleridir. Eğer tepkime halkası bir mineralin etrafını kılıf gibi bütünüyle sararsa, o zaman
tepkime halkası korona adını almaktadır (Şekil 2.58 & 2.59). Koronalar ya tek cins
mineralden ya da birden fazla cins mineralden oluşabilirler. Ufak ince-uzun, kurtcuk biçimli
mineral tanelerinin polimineralik iç-içe büyümeleri simplektitik korona olarak
adlandırılmaktadır (Şekil 2.58 & 2.60). Koronalar tek ya da birçok eşmerkezli seviyeden
oluşabilir. Tepkime halkaları tepkimelerin tamamlanmadığı durumlarda ortaya çıkmaktadır.
Bu nedenle, tepkime halkaları başkalaşım koşullarındaki değişimin neden olmuş olduğu
tepkimelerin donmuş kayıtlarıdır. Korona, simplektitik ve kelfitik dokular yüksek dereceli
kuru kayaçlarda son derece yaygın olarak karşımıza çıkmaktadır. Bu tür kayaçlarda, yavaş
soğuma sırasında tepkimelerin gerçekleşmesini mümkün kılmakta ve akışkan (su) yokluğu ise
tepkimenin tamamlanmasını engellemektedir.




Şekil 2.58. Tepkime halkaları ve koronalar (Passchier & Trouw 1996)




                                              83
Gültekin Topuz                                             2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi




Şekil 2.59. a) Bir pelitik granulitte spinel ile kuvars arasında gelişmiş kordiyerit koronası: Bu
korona dokusu, spinel ve kuvarsın kayacın geçmişinde bir zamanlar dengede olduğuna ve
değişen P-T koşulları sonucu dengelerini yitirerek, tepkiyerek kordiyerit koronasının
oluşturduklarına işaret etmektedir. b) Bir aşırı yüksek sıcaklık granulitinde sapfirin minerali
matriksteki kuvarstan sırasıyla sillimanit ve ortopiroksenden oluşan katmerli korona
tarafından ayrılmaktadır.




Şekil 2.60. Granat ile klinopiroksen arasında gelişen ortopiroksen ve plajiyoklastan
simplektitik korona.



                                               84
Gültekin Topuz                                            2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi

        Şekil 2.58 de A ve B gibi iki minerali göstermektedir. Bu iki mineral tepkiyerek C
veya C + D minerallerini oluşturmaktadır. Eğer diffuzyon sınırlı ve/veya tepkime süresi kısa
ise, tepkime ürünleri A-B tane dokanağıyla sınırlı olabilir. Eğer tepkiyen minerallerden biri
bol miktarda bulunuyorsa, ürünler daha az oranda bulunan tepkiyen mineral tanesi etrafında
korona oluşturacaktır. Tek cins mineralden oluşan koronalar bazı araştırmacılar (yazıcılar)
tarafından moat (hisar hendeği) olarak adlandırılmaktadır. Tepkiyen mineraller arasında
sürekli bir halka veya kılıf oluştuğunda, tepkiyen minerallerin birbirleriyle olan fiziksel
dokunmaları sona ermektedir. Ancak tepkime bu korona kılıfı arasından, elementlerin
diffuzyonuyla devam edebilir. Korona kılıfları kalınlaştıklarında, diffuzyonla elementlerin
katetmesi gereken mesafe artmaktadır. Bu da soğuyan bir kayaçta tepkimenin sonuçlanmasına
neden olur. Koronalar tek bir halkadan veya katmerli eş-merkezli halkalardan oluşabilir. Çiftli
veya daha fazla eş-merkezli seviyelerden oluşan koronalarda korona halkalarının oluşumu,
halkaların çekirdeği mineral ile en dış zondaki mineralin birbiriyle tepkimesi sonucu değil,
aynı şekilde korona halakları içinde bulunan minerallerin çekirdekteki fazla tepkimesi
sonucunda oluşabilirler (Şekil 2.59 & 2.61). Böylece iki seviye arasındaki öteki bir halkayı
oluşturabilir. Buna seçenek olarakta, diffuzyona uğrayan bileşenlerin gradyanı katmerli
halkaların oluşumuna neden olabilir. Katmerli koronmaların en güzel örneklerini derin
kökenli gabro ve anortoitlerdeki plajiyoklas ile olivin taneleri arasında gözlemekteyiz (Şekil
2.61).




Şekil 2.61. Katmerli koronitin bir parçası. Bu doku başlangıçta dokanakta olan olivine ile
plajiyoklas arasında olan tepkimeye/ tepkimelere bağlı olarak gelişmiştir. Anortozit, Üst Jotun
Napı, Kuzey Norveç, (Griffen, 1971; Winter 2001’den alınmıştır).

             Granat, ender olarak da spinel ya da olivin etrafındaki keçemsi ve lifi
minerallerden oluşan tepkime halkaları bulunmaktadır (Şekil 2.62). Bu özel korona dokusuna
kelfit adı verilmektedir. Kelfitler de tek tek seviye veya birden çok seviyeden oluşabilirler.
Kelfit halkalarının mineralojik ve kimyasal bileşimleri çok değişken olabilir. Bazik ve
ultrabazik kayaçlardaki granat sık olarak plajiyoklas ve hornblendden ya da piroksen veya
spinelden oluşan bir kelfite parçalanmaktadırlar. Kelfitler çoğunlukla o kadar ince tanelidirler
ki onların tam yapıları ancak SIM ya da elektron mikroprob altında çözümlenebilir. Dışa
doğru kelfitler simplektitlerle dişli olarak geçiş sunabilirler. Bu tür tepkime dokularının
yanında bir de atoll (ada) tepkime dokusu vardır. Bu doku bir tür korona dokusu olup, sık



                                              85
Gültekin Topuz                                            2. Başkalaşmış Kayaçların Mimarisi

olarak granatlarda gözlenmektedir. Normalde bir yönlenme göstermeyen bir veya birden çok
mineral tanesini çevreleyen bir mineral halkasından oluşmaktadır.
            Tepkime dokuları (korona, kelfitik, simplektitik ve atol), çoğunlukla sürekli
tepkimelerin ürünleri olup, kayaçların geçirmiş oldukları P-T değişimleri yansıtmaktadırlar.
Tepkime dokusu yardımıyla biraz da müşkül olmasına rağmen, tepkime yaklaşık olarak
çıkarsanabilir. Bu tepkimenin yeri P-T uzayında hesapladığında, başkalaşım sırasında zamana
bağlı olarak P-T değişiminin yönü saptanabilir. Yani başka bir söylemle kayacın P-T çığırının
bir kısmı sınırlandırılabilir.




Şekil 2.62. Granatlar ile matriksteki klinopiroksenler arasında hornblend ve plajiyoklastan
oluşan kelfitik büyümesinden oluşan bir kılıf tarafından çevrelenmektedirler (granat peridotit,
Alpe Arami, Isviçre Alpleri, NW`Bellinzona). Bu doku granat + klinopiroksen = hornblend
+ plajiyoklas tepkimesine atfedilebilir.




Şekil 2.63. Atol (ada) granatı; TN, Resmin uzun kenarı 1,5 mm’ye karşılık gelmektedir.
Meall Druidhe, Kinloch Rannoch, İskoçya (Yardley vd. 1992).



                                              86

				
DOCUMENT INFO
Shared By:
Categories:
Tags:
Stats:
views:350
posted:2/29/2012
language:Turkish
pages:52