2. TOPRAĞIN OLUŞUMU Toprağın oluşumu bahsi bu oluşuma sebep olan faktörlerin ve oluşum olaylarını konu edinmektedir. Ancak gerek oluşum faktörleri, gerekse oluşum olayları toprağın oluştuğu anakayayı etkileyerek, onu parçalayıp, ayrıştırıp değiştirerek topraklaştırmaktadırlar. Etkiler ve bu etkilerin sonucunda oluşan toprak anakayanın mineral yapısına göre değişik özellikler kazanmaktadır. Bu nedenle toprağın oluştuğu anakayalar ve onları oluşturan mineraller üzerinde biraz derinlemesine bilgi edinmek gerekmektedir. 2.1. Toprağın Oluştuğu Anakaya ve Anamateryaller Toprak, katı anakayanın fiziksel olarak parçalanması ve kısmen de kimyasal ayrışma sonucunda gevşeyerek anamateryal adını alan malzemenin topraklaşması ile teşekkül etmektedir. Toprağın anakayası ile anamateryali birbirinden farklı özelliklere sahiptir. Bu nedenle katı kayalar anakaya, bu katı kayanın üstündeki gevşemiş kesimi ise anamateryal olarak nitelenir. Aynı şekilde gevşek tortul materyallerin de anakaya değil, anamateryal olarak nitelenmesi gerekir. Toprağın teşekkül ettiği anakaya ve anamateryaller kaynaklarına ve oluşumlarına göre üç büyük grupta toplanır. 1. Erüptif kayalar (silikatlar) 2. Tortul kayalar 3. Başkalaşım kayaları (metamorf kayalar) 2.1.1. Anakayalardaki Elementler ve Mineraller Toprak yapan anakaya ve anamateryaller iki veya daha fazla elementin biraraya gelerek teşkil ettiği kimyasal bileşimler olan minerallerden oluşur. Bir veya birkaç mineral biraraya gelerek kayaları meydana getirir. Tabiatta çok sayıda element ve mineral bulunmakla beraber toprak yapan kayaları oluşturan minerallerin ve bu mineralleri oluşturan elementlerin sayısı pek fazla değildir. Anakaya ve Anamateryaller kendilerini teşkil eden minerallerin boyutlarına ve kimyasal bileşimlerine göre farklı özelliklere sahip olurlar. 2.1.1.1. Mineralleri Oluşturan Elementler Mineraller sıvı mağmanın soğuması sırasında teşekkül ederler. Mağmada çoğunlukla bulunan ve yerkabuğunun (Lithosphére) hemen % 99’unu oluşturan silis, oksijen, aluminyum, demir, kalsiyum, sodyum, potasyum, magnezyum ve hidrojen minerallerin ve dolayısıyla anakayaların da önemli bir bölümünü oluştururlar. Bu elementler “kaya yapan elementler” olarak tanınır (Tablo 1). Tablo 1’in incelenmesinden yerkabuğunun ağırlıkça pek önemli bir bölümünün (% 75) oksijen ve silisyum’dan ibaret olduğu anlaşılmaktadır. 4 2.1.1.2. Oksitler Yerkabuğunun hemen yarısının (% 49.5) oksijenden ibaret oluşu yukarıda anılan toprak yapan elementlerin oksitler halinde bulunuşunu da açıklamaktadır. Yerkabuğundaki oksitlerin en önemli bölümü (%59) silisyumdioksittir. Silisyumdioksit’in bu yüksek oranı yerkabuğundaki silikatların oranını ve önemini de ortaya koymaktadır(Tablo 2). Tablo 1. Yerkabuğundaki (litosfer’deki) elementlerin bulunuş oranları (Ağırlığa göre %) (Clarke ve Washington 1924’e göre Irmak, A.1972’den) Yüzde Oksijen Silisyum Aluminyum Demir Kalsiyum Sodyum Potasyum Magnezyum Hidrojen Titanyum Klor Fosfor Karbon O Si Al Fe Ca Na K Mg H Ti Cl P C Yüzde 49.52 25.75 7.51 4.70 3.39 2.64 2.40 l.94 0.88 0.58 0.18 0.12 0.08 Manganez Kükürt Baryum Krom Azot Fluor Zirkonyum Nikel Stronsiyum Vanadyum Yetriyum Bakır Geri kalanlar Mn S Ba Cr N Fl Zr Ni Sr V Y Cu 0.080 0.048 0.047 0.033 0.030 0.027 0.023 0.018 0.017 0.016 0.014 0.010 0.032 100.000 Tablo 2. Yerkabuğundaki (litosfer’deki) oksitlerin bulunuş oranları (Irmak, A.1972’den) SİLİS SÖSKİOKSİTLER BAZLAR SU SiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO CaO MgO Na2O K2O H2O % 59.12 % 15.34 % 3.08 % 3.80 % 5.08 % 3.49 % 3.84 % 3.13 % 1.15 2.1.3. Mineraller Mineraller çeşitli kimyasal bileşim ve boyutta biraraya gelerek anakayayı oluştururlar. Minerallerin ilksel kaynağı mağmadır. Mağmadan kaynaklanan minerallerin ise hemen tamamı silikatlar halindedir. Tortul kayalar ile başkalaşıma uğramış kayalarda ilksel (primer) minerallerin yanında ikincil(sekunder) mineraller de bulunur (Tablo 3). 5 Tablo 3. İlksel (primer) ve ikincil (sekunder) minerallerin erüptif ve tortul kayalarda ağırlığa göre bulunuş oranları (Clarke göre Irmak, A.1972’den derlenerek) Mineraller İlksel Mineraller Kuvars Feldispatlar Amfibol ve Piroksen’ler Mikalar Kil Limonit İkincil Mineraller Karbonatlar Diğer mineraller Erüptif kayalar % 12.0 59.5 16.8 3.8 Tortul kayalar Kumtaşı % 66.8 11.5 - Metamorf kayalar Kil şisti % 22.3 30.0 - - 6.6 1.8 11.1 25.0 5.6 5.7 7.9 2.2 11.4 Mağmadaki silis asidinin (HAlSi3O8) doyurulma derecesine göre farklı kimyasal bileşimde ve özellikteki silikat mineralleri oluşur. Silikatların bileşimindeki oksitler bu minerallerin bulunduğu anakayaların yapısını ve özelliklerini önemle etkilediği gibi bu kayalardan oluşan toprakların özelliklerini de tayin edebilir. Silikatların bileşimindeki oksitler ve bulunuş oranları tablo 4’te verilmiştir. Tablo 4. Silikat minerallerinin ortalama bileşimi (ağırlığın %’si olarak) (C.Doelter’e göre Scheffer-Schachtschabel 1970’ten) Oksitler SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO CaO MgO K2O Na2O H2O(100ºC) K-ve NaFeldspatlar 65.00 19.00 0.50 0.80 0.18 10.20 4.00 - Plajyoklas (Ca+Na’lu Feldspat) 57.00 26.20 0.90 8.10 0.30 1.10 5.80 - Muskovit 45.70 0.29 33.60 2.50 0.70 0.13 0.43 1.00 9.40 1.30 5.00 Biotit Piroksen 38.20 1.20 17.10 8.00 11.00 0.51 0.90 12.70 7.90 1.10 3.60 47.10 0.60 7.20 5.20 6.50 0.12 19.20 12.60 0.25 1.10 0.37 Amfibol Olivin 43.60 1.30 12.20 5.30 7.70 0.80 12.10 13.00 1.00 1.90 1.00 40.80 0.23 11.80 0.14 0.23 46.30 - 2.1.1.4. Minerallerin İyonik Yapısı Yarıçapı diğerlerine göre çok büyük olan (1.40 Å)1) oksijen atomlarının arasındaki boşluklara kendi yarıçaplarına göre diğer katyonlar yerleşerek silikatların kristal yapısını oluştururlar. Yarıçapı 0.39 Å olan silisyum atomu 4 oksijen atomunun biraraya gelmesi ile oluşan dörtlü grubun ortasına yerleşir ve bir tetrahedron (4 yüzeyli) kristalini meydana getirir (Şekil 1). Yarıçapı 0.57 Å olan alüminyum ise 6 oksijen atomunun ortasındaki boşluğa 1) 1 Å (Angström) = 10-8 cm yani 0.00000001 cm = 1/100 000 000 6 yerleşerek bir oktahedron (8 yüzeyli) kristalini meydana getirir (Şekil 1). Bir katyonun çevresinde toplanabilen oksijen atomlarının sayısı o katyonun koordinasyon sayısı olarak bilinir. Katyonun yarıçapı büyüdükçe oksijen atomlarının da sayısı (koordinasyon sayısı) artar (Tablo5). Tedrahedron Oktahedron Si Al Şekil 1. Silikatların kristal yapısındaki tetrahedron ve oktahedronlar. Tablo 5. Silikatları oluşturan bazı katyonların yarıçapları (Å olarak) ve koordinasyon sayıları (Irmak, A.1972’den) İyon Yarıçap Koordinasyon sayısı B3+ Si4+ Al3+ Fe3+ Mg2+ Na+ Ca2+ K+ Ba2+ 0.20 0.39 0.57 0.60 0.78 0.98 1.06 1.33 1.43 3 veya 4 4 4 veya 6 6 6 8 8 8 veya 12 12 Mağmada katılaşma esnasında oksijen miktarının çokluğu tetrahedronların, azlığı ise oktahedronların teşekkülüne sebep olur. Oktahedronların ve tetrahedronların merkezinde silisyum ve aluminyum bulunuşuna göre, kristalin oksijenlerinde açıkta kalan (doyurulamayan) negatif elektrik yükler diğer katyonlar tarafından doyurularak silikat mineralleri meydana gelir. 2.1.1.5. Minerallerin Sınıflandırılması ve Bazı Özellikleri Kayaları oluşturan minerallerin ilksel (primer) ve ikincil (sekunder) mineraller olarak iki büyük gruba ayrıldıklarına yukarıda değinilmişti. İlksel mineraller mağma kökenli olup bunlar silikatlar olarak tanınır. İkincil mineraller ilksel minerallerin değişimi ile veya sonradan oluşum ile teşekkül etmişlerdir. Minerallerin sertliği, çapı ve bileşimi gibi farklı özellikler oluşturdukları kayaların parçalanma-ayrışma hızını ve dolayısıyla topraklaşma hızını önemle etkiler. Öte yandan toprağın fiziksel ve kimyasal özelliklerinin önemli bir bölümü de anakayayı oluşturan minerallerin özelliklerine bağlı kalmaktadır. Bu nedenle anakaya ve anamateryallerin sınıflamasına geçmeden önce minerallerin sınıflandırılmasını incelemek gerekir. 7 2.1.1.5.1. Silikatlar Silikatların sınıflandırılmasında temel formülleri esas alınır. Temel formüle göre silikatlar şöyle gruplandırılır : 1) Silis grubu 2) Susuz aluminosilikatlar 3) Metasilikatlar Kuvarslar Feldspatlar Piroksenler Amfiboller 4) Ortosilikatlar Olivin grubu 5) Hidroksilli aluminosilikatlar Mikalar SiO2 Si4O8 SiO3 veya Si2O6 Si4O11 veya Si8O22 Si2O4 Si4O10 1) SİLİS GRUBU MİNERALLER Kuvars (SiO2) silis grubunun en yaygın mineralidir. Erüptif kayalarda, tortul kayalarda ve başkalaşıma uğramış kayalarda bulunur. Sert yapısı ve kimyasal ayrışmaya karşı dayanıklılığı nedeni ile değişikliğe uğramadan toprak oluşumu ve gelişimi süreçlerinde de olduğu gibi kalabilir. Toprağın kum bölümünün önemli kısmını kuvars taneleri oluşturur. Kuvarstan başka tridimit ve kristobalit’te silis grubunun ilksel minerallerindendir. Kalsedon ve Opal (SiO2 . n H2O) ise ikincil (sekunder) silis mineralleridir (Tablo 15). 2) FELDSPAT GRUBU (SUSUZ ALÜMİNOSİLİKATLAR) Temel formülü Si4O8 olan feldspatlar kayaların bünyesinde çok önemli yer tutarlar. Temel formülde silisyumlardan birinin veya ikisinin yerine aluminyum girerek oksijenlerden bir kısmının negatif bağlarının açık kalmasını sağlar. Açık negatif bağlara ise katyonlar bağlanarak feldspatları meydana getirir. Başlıca feldspat türleri şunlardır : K Al Si3O8 Na AlSi3O8 Ca Al2Si2O8 Ba Al2Si2O8 (ortoklas, mikrolin, sanidin) (albit) (anortit) (celsian) Bu feldspat türlerinden ortoklas ile albit karışarak sodalı ortoklasları teşkil ederler. Albit ile anortitin karışması ile plajiyoklas meydana gelir. Feldspatlar özellikle karbondioksitli suların2) etkisiyle kimyasal ayrışmaya uğrarlar. Toprağın ince bölümü ve özellikle sekunder bir mineral olan kil mineralleri esas itibariyle feldspatların ayrışmasından oluşmuştur. 2) Toprakta kök solunumu ile O2 alınıp CO2 verilir. CO2 ile zenginleşen toprak havası ile toprak suyunda zayıf karbonik asit (H+ - HCO3) oluşumu sözkonusudur. Karbonik asidin hidrojenlerinden biri feldspatların katyonları ile yer değiştirerek ayrışmaya sebep olur. Benzer olay yağmur sularının havadaki CO 2’i toprağa ulaştırması ile de gerçekleşebilir. 8 POTASYUMLU FELDSPATLAR (Ortoklaslar K Al Si3O8) Ortoklas (dik açı ile yarılan anlamında) camsı, su aldığında beyaz, pembe, gri renkte, iyi teşekkül etmiş ikiz kristalleri olan, birbirine 90º dik iki dilinim yüzeyi gösteren ve sertliği 6 (çakı ile zorlukla çizilebilir), özgül ağırlığı 2.56 olan bir feldspattır. Adi asitlerde çözünmez. Ortoklasın ayrışması ile önce silis asidi ve daha sonra silis kaybı ile (desilisifikasyon) kil mineralleri meydana gelir (Bak.2.1.3.2.2) hidroliz ile kil minerallerinin oluşumu). Ortoklaslar mikrolin ve sanidin olarak aynı formüle sahip fakat üç ayrı türe ayrılırlar. Mikrolin boz, yeşil, beyaz gibi renklerde olup iri taneli asit erüptif (pegmatit gibi) kayalarda bulunur. Sanidin ise ince taneli asit erüptif kayalarda (riyolit, trakit ve bunların porfirleri) bulunur. Sanidin’in dilinim yüzeyi pek belirgin olmayıp, kırık ve sedefimsi yüzeyler meydana getirir. Bu nedenle kuvarsla karıştırılabilir. Ortoklaslar sodyumlu ortoklaslarla birlikte sodalı ortoklasları meydana getirirler. Bazı ortoklaslar ise demir ile boyandığı için pembeden kırmızıya kadar renklerde görünürler. SODYUMLU VE KALSİYUMLU FELDSPATLAR (Plajyoklaslar) Plajyoklaslar (eğri yarılan anlamında) albit (Na AlSi3O8) ile anortit’in (Ca Al2Si2O8) çeşitli oranlarda karışımı ile oluşmuşlardır. Arada daima az miktarda ortoklas da bulunabilir. Albit’in rengi beyaz, anortit’in rengi ise koyudur. Plajyoklaslarda albit oranı arttıkça renk açık, anortit oranı arttıkça renk koyulaşarak boz, mavimsi veya yeşil tonlarda görünür. Plajyoklasların sertliği 6-6.5 olup, dike yakın (87º) bir açı ile dilinirler. Kızdırılınca erimezler. Anortit sıcak ve yoğun hidroklorik asitten etkilenir ve bünyesindeki silis ayrılır. Tablo 6. Plajyoklasların sıralanışı ve bileşimi (Irmak, A.1972’den) Plajyoklaslar Albit Oligoklas Andesin Labradorit Bitownit Anortit Albit ve anortitin bulunuş oranları Ab.100 Ab.90 + An.10 Ab.90 + An.10 Ab.70 + An.30 Ab.70 + An.30 Ab.50 + An.50 Ab.50 + An.50 Ab.30 + An.70 Ab.30 + An.70 Ab.10 + An.90 Ab.10 + An.90 An.100 Plajyoklaslar genellikle soğan gibi bir tabakalaşma gösterirler. Merkez kesimi anortit’çe zengin olduğu halde dış kesim giderek albit’çe zenginleşir. Anortit albit’ten 15 defa daha hızlı ayrışabilir. Bu nedenle plajyoklasların bulunduğu kayaların ayrışması ve topraklaşması ortoklasların bulunduğu kayalardan daha hızlı olur. Plajyoklaslar bünyelerindeki kalsiyumdan dolayı hızlı ayrışırlar. Toprakta kalsiyumun ilksel kaynağı plajyoklaslardır. Plajyoklaslar ayrışma sonucunda kil minerallerine, mikalardan serisit’e, paragonit’e (sodyum bakımından zengin muskovit), kalsiyumca zengin olanları ise kalsit ve zeolit’e dahi dönüşürler. 9 Plajyoklaslardan albit ve oligoklas açık renkli asit erüptif kayalarda (granit, riyolit ve siyenit gibi), andesin genellikle nötr erüptif kayalarda (granodiorit ve andezit gibi), labradorit bitownit ise koyu renkli ve bazik kayalarda (gabro ve bazalt gibi) bulunurlar. 3) METASİLİKATLAR GRUBU (Piroksenler ve Amfiboller) Metasilikatlar piroksenler ve amfibollerle temsil edilirler. Bileşimlerinde daha fazla silisyumun bulunuşundan dolayı ortosilikat bileşimindeki olivin grubundan ayrılırlar (Tablo 4). Piroksenler tek, amfiboller çift tabakalı tetrahedronlara sahip olan kristal yapılarından dolayı birbirinden ayrılırlar. Piroksenlerde temel formül Si2O6 (kısaltılmış olarak SiO3) olup tetrahedronların boşta kalan negatif bağlarına Mg+2 yerleşerek Mg2Si2O6 (veya MgSiO3) magnezyum metasilikatı (Enstatit), Fe+2 yerleşerek Fe2Si2O6 (veya FeSiO3) demir metasilikatı (ferrosilit) meydana getirir. Piroksenlerin en yaygın minerali ojit’tir. Ojit’in esas formülü Ca2Si2O6’dır. Ca yerine Mg veya Fe hatta Al geçebilir. Aynı şekilde tetrahedronlardaki Si+4 yerine Al+3 geçebilir. Böylece ojitin genel formülü Ca(Mg,Fe,Al) (Si, Al)2O6 olarak yazılır. Ojitin sertliği 5.0-6.0, özgül ağırlığı ise 2.53-3.49 arasındadır. Ojit renksizden, siyaha kadar çeşitli renklerde bulunur. Demir miktarının artması rengin koyulaşmasına sebep olur. Bazalt ve diyabaz kayalarında yüksek miktarda ojit bulunur. Ojitin ayrışması ile epidot, klorit, biotit, diopsit ve kalsit ortaya çıkar. Ojit, hornblende’den daha kolay ayrışır. Bazı toprak ve anamateryallerde kaba kum halinde de bulunabilir. Piroksenlerin önemli diğer mineralleri enstatit ve ferrosilit ile bunların arasındaki hipersten (Mg,Fe)2Si2O6 veya (Mg,Fe)SiO3 ile diopsit Ca(Mg,Fe)Si2O3’tür. Bu mineraller de bazik erüptif kayalarda bulunurlar. Amfibollerde temel formül Si8O22 (kısaltılmış Si4O11) olup, iki piroksen zincirinin oksijen köprüleri ile kaynaşması sonucunda meydana gelirler. Amfibollerin önemli bir özelliği de bileşimlerinde hidroksil (OH-) kökünün bulunuşudur. Amfibollerin en yaygın minerali hornblende’dir. Hornblende Ca2(Mg,Fe,Al)5 (Si,Al8O22(OH)2 bileşimindedir. Hornblende ojitten daha fazla Al, buna karşılık daha az Ca ihtiva eder. Hornblende’nin sertliği 5.5-6.5, özgül ağırlığı 3.0-3.5 arasında olup rengi demirin miktarına bağlı olarak hafif yeşilden siyaha kadar değişir. Hornblende (granit, siyenit, diorit ve özellikle andezit gibi asit erüptif ve nötr erüptif kayalarda, diyabaz, gabro ve bazalt gibi bazik erüptif kayalarda ve metamorf kayalardan orto-gnayslarda (granitlerden metamorfoze olmuş), hornblende şistlerinde bulunur. Genellikle amfiboller ile piroksenler birarada bulunurlar. Hornblende ayrıştığında klorit, biotit, epidot, siderit (demirkarbonat), kalsit, kuvars ve kil minerallerine dönüşür. Hornblendenin ayrışma oranı serin ve nemli iklim kuşağında topraklaşmanın ölçüsü ve devamı için gösterge olarak kabul edilir. Amfibollerin önemli diğer iki minerali tremolit Ca2Mg5Si8O22(OH)2 ile aktinolit Ca2(Mg,Fe)5Si8O22(OH)2’dir. Her ikisi de daha çok metamorf kayalarda özellikle kristalin şistlerde bulunurlar. 10 Piroksenler ve amfiboller toprağın ilksel Ca, Mg ve Fe kaynağıdırlar. Ayrışarak kil minerallerine dönüşürler. Bulundukları anakayalardan özellikle bazik erüptif olanlar killi topraklar verir. 4) ORTOSİLİKATLAR GRUBU (Olivin Grubu) Ortosilikatlar Si2O4 temel formülüne sahip olup silisyumca fakir bazik erüptif kayalarda (gabro, bazalt, peridotit ve diyabaz gibi) bulunurlar. Hatta peridotitin bir varyetesi olan dunit tamamen olivinden ibarettir. Ortosilikatların en yaygın minerali olivindir. Olivin [(Mg, Fe)2SiO4] bileşiminde, sertliği 6.5-7, özgül ağırlığı 3.3 olan yeşil renkli, ayrıştığında rengi sarıdan kırmızı ve kahverengine kadar değişen kolay ayrışabilen bir mineraldir. Daha sade bileşimde olan forsterit Mg2SiO4 ile fayalit Fe2SiO4’te ortosilikatlardan olup, genellikle karışık durumda bulunurlar. 5) HİDROKSİLLİ ALÜMİNOSİLİKATLAR GRUBU (Mikalar Grubu) Hidroksilli aluminosilikatlar mikalar olup temel formülleri Si4O10’dur. Hidroksil (OH-) kökü ihtiva ederler. Mikalarda Si yerine Al geçerek temel formülleri AlSi3O10 şekline dönüşür.Boşta kalan negatif yükler ise K, Na, Fe, Mg ve Al tarafından doyurulur. Mikalar diğer silikatlardan üç önemli özellikleri ile ayrılırlar : 1. Bütün mikalarda (diğer silikatların aksine) kalsiyum bulunmaz. 2. Mikaların iyonik yapısı 3 tabakalı kil minerallerinden montmorillonitin yapısına benzer. 3. Mikalar ilksel olarak erüptif kökenli mineraller olmakla birlikte, ikincil olarak diğer minerallerin ayrışma ürünleri ve başkalaşım (metamorfoz) sonucunda da oluşurlar. 6[0] 3[Si] +1[Al] Tedrahedron tabakası 2[0H] + 4[0] Mika Yaprakçığı (Üç Tabakalı) 10 A 4[Al] Oktahedron tabakası 2[0H] + 4[0] 3[Si] +1[Al] 3,5 A 6[0] 2[K] Tedrahedron tabakası Oksijen Hidroksil Mika Yaprakçığı Şekil 2. Mika pulunun iyonik yapısı (Fiedler ve Reissig 1964’ten). Si Al 11 Mikaların iyonik yapısında bir oktahedron tabakasının iki yanında iki tetrahedron tabakası yeralır. Böylece tetrahedron/oktahedron/tetrahedron (yani Si/Al/Si) yapısında 3 tabakalı mika pulu teşekkül etmiş olur (Şekil 2). MUSKOVİT KAl2(Al Si3 O10)(OH)2 : Beyaz mika olarak tanınan muskovit içindeki katık maddelere göre saydam, gümüşî, soluk yeşil, esmerce veya sedefimsi renklerde, pullu yapıda, sertliği 2.5-3.0 arasında, özgül ağırlığı 2.8 olup, asitlerde ayrışmaz ve erimez. Muskovit asit erüptif kayalarda, gnayslarda ve kristalin şistlerde yüksek miktarda bulunur. Sekunder olarak potasyumlu feldspatların ayrışması ile de muskovit oluşur. Sekunder oluşan ince taneli muskovit serisit olarak adlandırılır. Bu muskovitin sertliği 2.2, özgül ağırlığı 2.8’dir. Muskovitin benzeri sodyumlu mika olan paragonit ise NaAl2(AlSi3O10(OH)2 bileşimindedir. BİOTİT K(Fe,Mg)3 (AlSi3O10)(OH)2 : Siyah mika olarak tanınan biotit kristallerinde oktahedron tabakasındaki Al yerine Mg ve Fe girmiştir. Magnezyum ve demirin varlığı biotitin siyah renk kazanmasına sebep olmuştur. Biotitin sertliği 2.5-3.0, özgül ağırlığı 2.9’dur. Biotit asit ve nötr erüptif kayalarda bulunur. Ayrışma hızı yüksektir (derişik sülfürik asitte ayrışır). Biotit ayrışma sırasında, bünyesindeki demirin oksitlenmesi ile sarı pulcuklar halinde bir ara safhadan geçer. Altın rengi olan bu pulcuklar mesela Belgrad Ormanı’ndaki pliosen tortullarında ve bunlardan oluşan topraklarda bol miktarda bulunmaktadırlar. Biotitin benzeri fakat magnezyumca zengin olan flogopit ise KMg3(AlSi3O10)(OH)2 bileşimindedir. Flogopit genellikle biotit ile birlikte bulunan ve aynı zamanda fluor da ihtiva eden bir mikadır. KLORİT Mg3(AlSi3O10)(OH)2 veya Mg2Al(AlSi3O10)(OH)2 : Kloritler hidroksilli magnezyum aluminyum silikatlardır. Pullu yapıları ile mikalara benzerler. Esnek olmayışları ve alkali elementler (K ve Na) ihtiva etmeyişleri ile mikalardan ayrılırlar. Kloritler ikincil yapıda olup kristalin şistlerde özellikle kloritli şistlerde bulunurlar. Renkleri genellikle yeşil, siyahımsı-mavimsi yeşildir. Kloritin sertliği 2.3, özgül ağırlığı 2.63.0 arasındadır. Kloritler mikaların aksine asitlerde ayrışırlar (Fazla bilgi için dört tabakalı killere bak.). Kloritler mikaların, piroksenlerin, amfibollerin, olivin ve benzeri minerallerin sıcaklık etkisi altında ayrışması ve başkalaşımı (tabakalanma) ile oluşurlar. 12 2.1.1.5.2. Diğer Mineraller MAGNETİT Fe3O4 : Hornblende ve biotit gibi fazla demir ihtiva eden minerallerin ayrışması ile de meydana gelebilen siyah renkli ağır bir mineraldir. Mıknatıs tarafından çekilebilen yegâne madendir. Sertliği 6 olup, özgül ağırlığı 5.17’dir. Topraklarda siyah kumlar halinde bulunur. APATİT Ca5(F,Cl)(PO4)3 : Erüptif taşlarda kuvars, feldspat ve demir filizleri ile birlikte bulunur. Çok çeşitli yeşil tonlarda ve diğer renklerde görülür. Mineral kökenli fosforun tek kaynağı apatittir. Apatitin sertliği 5, özgül ağırlığı 3.1-3.4 arasındadır. KALSİT CaCO3 : Kalsit kristalleşmiş kalsiyum karbonattır. Saydam, beyaz, sarı, yeşil ve mavimsi renkte olabilir. Sertliği 3, özgül ağırlığı 2.71’dir. Soğuk ve seyreltik hidroklorik asitte (tuz ruhu) şiddetli bir köpürme ile ayrışır. Çakı ile çizilir. Karbondioksitli sularda çözünerek Ca(HCO3)2 yapar. Nadiren erüptif kayalardan özellikle pegmatitlerde ilksel olarak bulunur. Genellikle ikincil (sekunder) bir mineraldir. Kalsitin aynı bileşime sahip fakat rombik kristal yapısı gösteren diğer bir CaCO3 kristali aragonit olarak tanınır. Aragonit daha az bulunur. DOLOMİT CaMg(CO3)2 ve MgCO3 : Kireç taşlarındaki kalsiyum yerine magnezyumun geçmesi ile oluşmuştur. Dolomit soğuk ve seyreltik hidroklorik asitte reaksiyon vermez. Ancak sıcak ve seyreltik hidroklorik asitte reaksiyon vererek yavaş yavaş çözünür. Sertliği 4 olup, özgül ağırlığı 2.87’dir. İkincil bir mineraldir. Erüptif taşlardaki magnezyumlu minerallerin ayrışması sonucunda oluşur. Tortul kayalar oluşturur. Hem dolomit minerali, hem de dolomit kayaları dolomit olarak adlandırılır (Dolomitik kireçtaşları ve dolomitler). ANHİDRİT CaSO4 ve Jips CaSO4 . 2H2O : Anhidrit susuz, jips (alçı taşı) sulu kalsiyum sülfattır. Gerek anhidrit gerekse jips bir yandan mineral, öte yandan kaya adı olarak kullanılır. Anhidrit ve jips pek kurak iklim şartlarında deniz suyunun buharlaşması ile çökelen tortullardan oluşurlar (Orta Anadolu’da çok yaygındır). Jipsin sertlik derecesi 2, özgül ağırlığı 2.3’tür. Soğuk asitte reaksiyon göstermez. Ancak sıcak asitte erir. Anhidritin sertliği ise 3.0;3.5 ve özgül ağırlığı 2.9’dur. Yukarıda anılan minerallerden başka erüptif, tortul veya başkalaşım kayalarında nadir olarak bulunan ancak bulunuşlarının çeşitli nedenleri olan mineraller de vardır. Bunlar arasında silikatlardan lösit KAlSi2O6, nefelin NaAlSiO4 gibi feldspatoidler özellikle genç erüptif kayalarda bulunurlar. Erüptif kayalarda ilmenit FeTiO3, titanit TiSiO3, pirit FeS2, zirkon ZrSiO4, turmalin B-Al-silikat ve rutil TiO3 anılmağa değer. Başkalaşıma uğrayarak teşekkül etmiş tipik mineraller arasında serisit (ince pullu muskovit), serpantin 13 Mg3(Si2O5)(OH)4, klorit, glaukonit, sillimanit Al2SiO5, epidot ve grafit sayılabilir. Tortul materyaller arasında erüptif ve başkalaşım mineralleri yanında ikincil olarak teşekkül etmiş olan opal (ikincil kuvars), siderit Fe2CO3 ve yukarıda incelenmiş olan kalsit, aragonit, dolomit, anhidrit ile jips sayılabilir. 2.1.2. Toprak Yapan Anakayalar ve Anamateryaller Toprak yapan anakayalar ve anamateryaller ilksel olarak mağma kökenlidirler. Mağmanın katılaşması ile oluşan kayalar mağmatik kayalar, erüptif kayalar veya katılaşım kayaları olarak adlandırılır. Çeşitli etkilerle, parçalanıp, ayrışıp bir yerden bir yere taşınıp yığılmış olan materyallere tortul (sediment) materyaller denir. Tortul materyaller yığıldıkları yerde bir çimento maddesi ile çimentolanıp katılaşırlar (tortul kayalar) veya gevşek materyaller olarak kalırlar. Gerek mağmatik gerekse tortul kayaların basınç veya sıcaklık etkisi (veya her ikisinin birlikte etkisi) ile başkalaşıma uğraması ile başkalaşım (metamorf) kayaları meydana gelir. 2.1.2.1. Erüptif Kayalar Erüptif kayalar mağmanın yerkabuğunun derinliklerinde, yüzeye yakın kesimlerinde ve yüzeyde soğuması ve katılaşması sonucunda oluşurlar. Yerkabuğunun derinliklerinde batolit ve lakolitler halinde yavaş yavaş soğuyan mağma iri kristalli derinlik kayalarını (plutonik kayalar) meydana getirir. Bir volkanizma faaliyeti ile yerkabuğunun arasına damarlar (dayk) halinde nüfuz eden mağma buralarda daha hızlı soğuyarak ince taneli ve genellikle porfirik yapılı volkanik kayaları meydana getirir. Volkanizma faaliyeti ile yerkabuğunun dışına çıkan mağma hızla soğuyarak çok ince taneli kayaları veya camlaşmış kayaları, donmuş lavları veya gevşek volkan küllerini (volkanik tüf) meydana getirir. Erüptif kayalar fiziksel yapılarına ve kimyasal bileşimlerine göre sınıflandırılırlar (Tablo 7). Fiziksel yapıya göre kayaların soğuyup katılaştıkları derinliğe bağlı olarak kristal iriliği gözönüne alınır (Tablo 7 düşey eksen). Kimyasal bileşime göre kayaların SiO2 muhtevası, kayalardaki minerallerin türü ve bunlara bağlı olarak rengin açık veya koyuluğu gözönüne alınır (Tablo 7 yatay eksen). Erüptif kayaların ortalama kimyasal bileşimleri tablo 8'de verilmiştir. Erüptif kayalar, 1) asit erüptif kayalar, 2) nötr erüptif kayalar, 3) bazik erüptif kayalar olarak üç grupta toplanır ve incelenir. 1) ASİT ERÜPTİF KAYALAR GRUBU Silisyum dioksit (SiO2) miktarının % 65’ten fazla olduğu (% 65-80) erüptif kayalar asit erüptif kayalar olarak kabul edilir. Bunlar açık renklidirler. Asit erüptif kayaların başlıca mineralleri potasyumlu feldspatlar (ortoklas ve mikrolin) olup tali olarak biotit, hornblende ve ojit ihtiva ederler. Asit erüptif kayalar kuvars mineralinin bulunuşu veya bulunmayışına göre iki seriye ayrılırlar. Kuvarslı asit erüptif kayalar granit-riyolit serisini, kuvarssız asit erüptif kayalar ise siyenit-trakit serisini teşkil ederler. 14 Tablo 7. Erüptif Kayalar ASİT BAZİK AÇIK RENKLİ MİNERALLER GİTTİKÇE GALİP SiO2 > % 65 Özgül ağırlık 2.6 KOYU RENKLİ MİNERALLER GİTTİKÇE GALİP SiO2 % 65-52 SiO2 < % 52 Özgül ağırlık 3.0 FELDSPATLI TAŞLAR FELDSPATSIZ TAŞLAR OJİT VEYA HORNBLENDE BAŞLICA FELDSPAT PLAJYOKLAS VEYA HER İKİSİ ± BİYOTİT BAŞLICA FELDSPAT ORTOKLAS TANELİLİK (TEKSTÜR) ± Muskovit, ± Biyotit ± Hornblende, ± Ojit Kuvarslı Kuvarssız PLÜTONİK Kaba taneli Granit Siyenit (granitoid) Porfirik (iri kristalVOLKANİK ler çok) Porfirik (iri kristaller az) İnce taneli Camımsı Biyotit veya hornblende Piroksen veya her ikisi (ojit) Kuvarslı Kuvarssız Olivinsiz Olivinli Kuvarslı Diyorit Gabro Olivinli diyorit Gabro Diyorit porfiri Gabro Porfiri Trakit porfiri Kuvarslı diyorit porfiri Dasit porfiri Andezit porfiri Bazalt porfiri Trakit Dasit Andezit Bazalt Granit porfiri Siyenit porfiri Riyolit porfiri Riyolit Masif obsidiyen Andezit obsidiyen Olivinli gabro porfiri Olivinli bazalt porfiri Olivinli bazalt Olivinsiz Piroksenit Olivinli Peridotit Hornblendit Nadir Bazalt obsidiyen Gevşek Volkanik kökenli kül, tüf, breş, anglomera v.s. 14 Lutz ve Chandler, 1974’den değiştirilerek düzenlenmiştir. 15 Tablo 8. Bazı erüptif kayaların kimyasal bileşimi (ağırlığa göre %) (R.A.Daly’ye atfen Scheffer/Schachtschabel 1970’ten) SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 Granit 70.2 0.39 14.5 1.6 1.8 0.12 0.88 2.0 3.5 4.1 0.19 Siyenit 60.2 0.67 16.3 2.7 3.3 0.14 2.5 4.3 4.0 4.5 0.28 Diyorit 56.8 0.84 16.7 3.2 4.4 0.13 4.2 6.7 3.4 2.1 0.25 Gabro 48.2 0.98 17.9 3.2 6.0 0.13 7.5 11.0 2.6 0.89 0.28 Bazalt 49.1 1.4 15.7 5.4 6.4 0.31 6.2 9.0 3.1 1.5 0.45 GRANİT – RİYOLİT SERİSİ : Derinde teşekkül etmiş ve iri kristaller geliştirmiş olanları granit, daha yukarıda teşekkül etmiş ve ince kristal geliştirmiş olanları riyolit olarak adlandırılır. İri ve ince kristallerin karışımı ile oluşan porfirik yapıdaki granit porfiri ile riyolit porfiri arada ve geçit durumundadırlar. Granitin daha iri taneli olanları pegmatit olarak tanımlanır. Granitlerde % 70 kadar feldspat (% 50 potasyumlu feldspat, % 20 plajyoklas) ve % 20 kadar kuvars bulunur. Koyu renkli mineraller (çoğunluğu biotit) % 10 kadardır. Granit-riyolit serisindeki anakayaların topraklaşma hızı, tane iriliğine bağlıdır. İri taneli olan granitler daha hızlı, ince taneli olan riyolitler daha güç ve geç parçalanırlar. Granitriyolit serisinin kuvarslı oluşu bunlardan kumlu türde balçık topraklarının (kumlu balçık, balçıklı kum gibi) meydana gelmesini sağlar3). SİYENİT – TRAKİT SERİSİ : Asit erüptif kayalar grubunun kuvars ihtiva etmeyen (veya ancak % 5 kadar kuvarslı) serisi esas itibariyle potasyumlu feldspatlar (bilhassa ortoklaslar) ve % 20 kadar biotit, hornblende, ojit ve magnetit ihtiva eden siyenit-trakit serisidir. Derinlerde soğuyup katılaşmış olan siyenit iri kristaller geliştirmiştir. Yüzeye yakın yerde soğumuş olan trakit ise ince kristallere sahiptir. Bu ikisi arasında siyenit ve trakit porfirleri geçiş teşkil eder. 3) Türkiye’deki granit ve granodiorit topraklarının özellikleri için bakınız: Irmak, A. – Gülçur, F.1964 Irmak, A. – Mitchell, W.A. – Gülçur, F.1967. Akgül, F. 1975 Kantarcı, M.D.1981. 16 Siyenitler iri kristalli oldukları için trakitlerden daha kolay parçalanır ve topraklaşırlar. Kuvarsın eksikliği siyenit-trakit serisi taşlardan oluşan toprakların daha killi (balçık ve killi balçık) türünde olmalarını sağlar. 2) NÖTR ERÜPTİF KAYALAR GRUBU Silisyum dioksit miktarının % 52-65 arasında bulunduğu kayalar nötr erüptif kayalar olarak adlandırılır. Bu kayalar asit erüptif kayalardan daha koyu renkli, bazik erüptif kayalardan daha açık renklidirler. Özellikle başlıca feldspat olarak plajyoklas ve kısmen de biotit veya hornblende ihtiva etmeleri karakteristiktir. Kuvarslı olanları kuvarslı diorit – dasit serisi, kuvarssız olanları diyorit-andasit serisi olmak üzere iki seriye ayrılırlar. KUVARSLI DİORİT – DASİT SERİSİ : Kuvarslı diorit iri taneli, dasit ince taneli kayalar olup ikisi arasında bunların porfirleri yeralır. Kuvarslı dioritlerin granitlerle arasındaki geçiş kayaları granodiorit olarak isimlendirilir3) . Kuvarsdioritler ve granodioritler bünyelerindeki plajyoklaslardan ve iri taneli oluşlarından dolayı yüksek bir topraklaşma hızı gösterirler. Dasitlerin de plajyoklaslardan dolayı topraklaşma hızı riyolitlerden daha yüksektir. Kuvarsdiorit-dasit serisi kayalardan balçıklı kum-kumlu balçık ve balçık toprakları oluşur. Bu topraklar kalsiyumca daha zengin olduklarından bitki beslenmesi açısından granit-riyolit serisi topraklarından daha iyi olarak kabul edilirler. DİORİT – ANDESİT SERİSİ : Diorit-andesit serisindeki kayalar kuvarssız olup esas itibariyle plajyoklaslar ve bir miktar da koyu renkli minerallerden (biotit, hornblende, ojit gibi) meydana gelirler. Derinlerde katılaşmış iri kristalli olanlar diorit, yüzeye yakın derinliklerde katılaşmış ince kristalli olanlar andesit olarak isimlendirilirler. Diorit ve andesitlerin arasında bunların porfirleri yeralır. Diorit ve andesitler plajyoklaslardan dolayı kolay ayrışırlar, kuvarssız oldukları için killi topraklar verirler. Bu topraklar kalsiyumca zengindir4). 3. BAZİK ERÜPTİF KAYALAR GRUBU Bazik erüptif kayalarda silisyumdioksit oranı % 52’den daha azdır (% 40-52). Bazik erüptif kayaların bileşiminde esas itibariyle plajyoklaslar ve metasilikatlardan piroksenler (özellikle ojit) bulunur. Bu kayaların hepsi anılan minerallerden dolayı koyu renklidir. Olivinsiz (gabro-bazalt serisi) ve olivinli seri (olivinli gabro-olivinli bazalt serisi) olarak ikiye ayrılırlar. Olivinli olanlar zeytin yeşili renkli olivin mineralinin varlığı ile olivinsizlerden ayrılırlar. Derinde katılaşmış olanlar iri kristaller geliştirmiş olan gabro ve olivinli gabrodur. 4) Andezit topraklarının özellikleri için bakınız : Irmak, A. – Mitchell, W.A. – Gülçur, F.1967. Kantarcı, M.D.1979. 17 Yüzeye yakın derinliklerde katılaşmış olanlar ince kristaller geliştirmiş olan bazalt ve olivinli bazalttır. Arada bu taşların porfirleri yeralır (Tablo 7). Yalnız piroksen (ojit) ve olivinden oluşmuş olanları peridotit, hornblendeden oluşmuş olanı hornblendit olarak adlandırılır. Mineralojik bakımdan çok değişken olan bazik-erüptif kayalar ayrıştıklarında kil toprakları verirler. 2.1.2.2. Tortul Kayalar Tortul kayalar (sedimentler) erüptif veya başkalaşmış (metamorf) kayaların parçalanıp ayrışmaları sonucunda meydana gelen materyallerin taşınıp bir yerde birikmesi ile teşekkül ederler. Tortul kayalar değişik yönlerden sınıflandırılırlar. Tortul kayaları; 1. 2. 3. 4. Mekanik tortullar – kimyasal tortullar Katı tortullar – gevşek tortullar Anorganik tortullar – organik tortullar Akarsu tortulları – rüzgâr tortulları – deniz tortulları – buzul tortulları (morenler) olarak sınıflandırmak mümkündür (Tablo 9). Tortul materyaller ve kayalar oluşum faktörleri gözönüne alınarak da sınıflandırılırlar (Tablo 10). Tablo 9. Tortul kayalar ve materyaller GEVŞEK TORTULLAR KATI TORTULLAR KİMYASALve BİYOLOJİK TORTULLAR MEKANİK TORTULLAR (TORTUL MATERYALLER) (TORTUL KAYALAR) ÇAKILLAR Köşeli Çakıllar .... ÇİMENTOLANMA Yuvarlak Çakıllar. ÇİMENTOLANMA BREŞ KONGLOMERA KUMLAR ve MİL Kum ................... Kum+Toz ........... ÇİMENTOLANMA ÇİMENTOLANMA KUMTAŞI (GRE) -ARKOZ GROVAK TOZLAR VE LÖSLER ................... ÇİMENTOLANMA ve BASINÇ TOZ TAŞI (SİLT TAŞI) KİLLER ........................................ BASINÇ KİL ŞİSTİ MARNLAR (KİL+KİREÇTAŞI)......................... BASINÇ MARN TAŞI (MARN ŞİSTİ) KİREÇLİ ÇAMURLAR................................... MAGNEZYUMCA ZENGİN ÇAMURLAR................................... SU KAYBI ve BASINÇ KİREÇ TAŞI (KALKER) SU KAYBI ve BASINÇ DOLOMİT KABUKLU HAYVANLARIN ARTIKLARI (KAVKILAR) + KİREÇ............................................. SU KAYBI ve BASINÇ KAVKILI KİREÇ TAŞLARI ÇİMENTO MADDESİ : KİL – KARBONATLAR (GENELLİKLE KİREÇ) – DEMİR HİDROKSİT VE SİLİS OLABİLİR. M. Doğan Kantarcı TABLO 10. Tortul materyaller ile tortul kayaların oluşum yerleri de gözönüne alınarak sınıflandırılması (D. Schröder 1969’dan değiştirilerek) OLUŞUM FAKTÖRLERİ VE YERLERİ TORTULUN CİNSİ Deniz ve Göl Gevşek MEKANİK TORTULLAR BİYOLOJİK TORTULLAR Katı Gevşek Kum Konglomera Kumtaşı Çakıl Kil Balçık Kil şisti Marn Marn taşı Marn şisti Kireçli çamurlar (çökelekler) Kireçtaşı Alçıtaşı (jips) Ca++ ve Mg++’lu Çamurlar (çökelekler) Dolomitik kireçtaşı ve Dolomit KİMYASAL TORTULLAR Yerinde Parçalanma ve Yamaç Döküntüsü (Kağşak) Akarsu Katı Gevşek Konglomera Kağşak (yamaç İnce çakıl+kum Arkoz döküntüsü) Breş Rüzgar Tortulu Gevşek Morenler (balçık, marn, kum) Gevşek Lös Kum lösü Kumul İnce çakıl+kum Grovak +toz Kum Kum+toz+kil Kumtaşı Toztaşı Traverten Kimyasal ayrışma yok. Kireç tüfü Çeşitli hayvan ve Kavkılı Kireçli sular ve Traverten bitki artıkları + Kireç taşları bitki artıkları tüfleri kireçli çökelekler Kavkılı kumullar Biyolojik çökelme yok. 18 Bitki çökelmeleri Turba Katı Buzul Tortulu 19 1) ÇAKILLAR – BREŞ VE KONGLOMERA Akarsu (yuvarlak), deniz (oval) ve buzul (köşeli ve çizikli) veya yerinde parçalanma (köşeli) etkileri sonunda taşlar ufalanarak çakıllara dönüşürler. Çakıllar çapı 2-20 mm arasında bulunan materyallerdir. Çakılların çimentolanması ile köşeli çakıllardan breş, köşeleri yuvarlanmış çakıllardan konglomera meydana gelir(Tablo 9).Breş ve konglomeraların parçalanıp topraklaşmaları çimento maddesine ve çakılların mineralojik yapısına bağlıdır. 2) KUMLAR, KUM TAŞI, ARKOZ VE GROVAK Tane çapı 2-0.02 mm arasında olan materyallere kum denir. Çeşitli etkenlerle oluşmuş olan kumlar gevşek tortullar halinde yığılmış durumda bulunurlar. Göl tortullarında yatay, akarsu tortullarında çapraz tabakalar teşkil ederek yığılmışlardır. Kil, karbonatlar (genellikle kireç), demirhidroksit Fe(OH)3 veya silis SiO2 ile çimentolanarak kum taneciklerinin yapışması ile kumtaşları meydana gelir. Kaolinleşmiş feldspatlar ile mika pulcuklarının pek bol olduğu kum taşları ARKOZ adını alır. Grovaklar iri ve ince taneli kumlar, kil ve ince çakıllar ile feldspat taneciklerinin vd. minerallerin biraraya gelmesi ve çimentolanması ile teşekkül eder. Grovaklarda kum taneciklerinin bir kısmı kırık ve köşeli parçacıklar halinde bulunur. Kumlar kuvars minerallerinden veya parçalanıp ufalanan katı bir kayanın belirli bir mesafede sürüklenip ince çaplara kadar öğütülmesi ile meydana gelmişlerdir. Bu ufalanma süreci içinde önemli derecede kimyasal ayrışmaya da uğrayabilirler. Uzun bir mesafede sürüklenmiş ve suyun etkisi ile ayrışmış olan kumlar genellikle kuvarstan ibaret kalmışlardır. Mesafenin ve kum oluşumunun süresine bağlı olarak çeşitli kayaların (hatta kireç taşlarının) kumlarına rastlanır. Kum taşlarının topraklaşma hızı ve oluşan toprağın değeri çimento maddesine bağlıdır. Kireç çimentolu kum taşları daha hızlı topraklaşırlar. Kil çimentolu kum taşları daha kuvvetli (besin maddesince) topraklar verirler. Kil ve kireç çimentolu kum taşları hem hızlı ayrışırlar hem de kuvvetli topraklar verirler. Silis çimentolu kum taşları hem güç topraklaşırlar hem de fakir topraklar verirler. Tortul kum ve kumlu materyaller genellikle kum, balçıklı kum, kumlu balçık ve balçık türünde bulundukları gibi toz ve kil ile daha fazla karışıp, kumlu killi balçık ve ağır balçık türünde de bulunabilirler. Bunlardan oluşan topraklar anamateryalin özelliğine bağlı fakat fizyolojik olarak genellikle derin topraklardır5). 3) TOZ – MİL – LÖS Toz tane çapı 0.02-0.002 mm arasındaki parçacıklardan oluşur. Toz mekanik parçalanma ile ufalanmış sonra da genellikle rüzgârla taşınıp yığılmış materyaldir. Tozların içinde feldspat ve kuvars tanecikleri, mika pulları ve bir kısım diğer mineraller bulunur. 5) Kum ve kumlu tortul materyallerden oluşan topraklar için bakınız : Kantarcı, M.D.1980-1 Kantarcı, M.D.1980-2 Eruz, E. 1978. 20 Mil; toz ve ince kumların (bazen de kilin) birarada bulunduğu ve seller tarafından taşınıp yığılmış materyaldir. Mil genel anlamı ile tipik bir devamlı akarsu tortulu değildir. Devamlı akarsu taşıdığı materyalin ince kısmını götürür. Akarsuyun akış gücüne bağlı olarak önce çakıllar ve kumlar ve daha sonra karışık malzeme kaynaktan uzaklığa göre yığılıp kalır. Mil ise daha çok sellerin getirdiği kum, kil ve esas itibariyle tozdan oluşmuş bir malzeme olup sel çekilince taşkın alanındaki toprakların üstünde bir tabaka halinde kalır. Lös; rüzgâr tarafından taşınıp; yığılmış olan tozlu materyaldir. Özellikle yarıkurak ve kurak bölgelerde kayaların sıcaklık farklarından dolayı parçalanıp ufalanması ve rüzgârın taşıdığı parçacıkların çarpışması ile öğütülmesi sonucunda meydana gelen malzeme gene rüzgâr tarafından taşınıp yığılır. Bu malzeme içindeki kumlar ufalanma (oluşum) bölgesinde daha yakın yerlerde, tozlu materyaller de daha uzak yerlerde yığılır. Bu materyaller su etkisi ile bir ayrışmaya veya çözünmeye uğramadıkları için mineralojik bakımdan oluştukları kayanın bileşimine aynen sahiptirler. Bu nedenle lös’ler derin ve besin maddesince kuvvetli topraklar (verimli topraklar) verirler. 4) TOZ TAŞI – MİL TAŞI Tozlu materyallerin (lös dahil) basınç altında sıkışıp veya kireç, kil, demirhidroksit gibi çimentolarla yapışarak taşlaşması sonucunda toz taşı (veya mil taşı – silt taşı) meydana gelir. Toz taşlarında tozun oranı % 70’e kadar varır. Toz taşlarında tozun boyutundaki mineraller genellikle kuvars, feldspatlar ve mikalardan ibaret olmakla birlikte daha az olarak zirkon ve turmalin de başka minerallerde bulunur. Toz taşları genellikle paleozoik’te oluşmuş ve tabakalı bir yapı kazanmışlardır. Toz taşlarının bileşimleri oldukça zengindir. Ayrışma ve topraklaşma hızları orta olup oldukça verimli topraklar verirler6). Toz taşlarının renkleri bileşimlerindeki demirin oksidasyonuna bağlı olarak değişir. Üç değerli demir oksit veya hidroksitlerin bulunuşu ile toz taşları sarımsı, kırmızımsı veya kahvemsi renk alırlar. İki değerli demir oksit ve hidroksitlerin bulunuşu toz taşlarının renginin mavimsi ve yeşilimsi olmasını sağlar (su etkisi). 5) KİL – MARN VE KİL ŞİSTİ – MARN ŞİSTİ Killer tane çapı < 0.002 mm olan taneciklerden oluşurlar. Bu boyutta sekunder minerallerden olan kil minerallerinin yanında mekanik olarak ufalanarak kil boyutuna ulaşmış mika, feldspat ve hatta kuvars parçacıkları da bulunur. Ayrıca klorit, serpantin, kalsit ve demiroksitler ile aluminyumoksitler de kil boyutunda olup kil bölümü içinde bulunurlar. Killer özellikle büyük nehirlerin yayılarak denize ulaştıkları yerlerdeki taşkın alanlarında, göllerin veya denizlerin diplerinde çamur halinde çökelirler. Bu çökelme sırasında killere bir miktar kum ve toz da karışmış olabilir. Çökelen çamur demir bileşikleri ve yerine göre kireç de ihtiva eder. Suların çekilmesi ile kil tortulları, kireçli olanlardan da marn adı verilen kireçli kil tortulları oluşur. Killer, büyük su kütleleri altında çökelmesi ve su kütlesinin basıncına uzun süre maruz kalmaları veya daha sonra kil tabakaları üzerine yığılan başka materyallerin basıncı altında kalmaları sonucunda katılaşıp tabakalı (şisti) bir yapı kazanırlar. Bu taşlaşmış killere yapısına 6) Toz taşından oluşmuş topraklar için bakınız : Kantarcı, M.D.1980-1 Kantarcı, M.D.1980-2 Eruz, E.1978. 21 göre kil taşı veya kil şisti denir. Kireçli killerin taşlarına marn taşı veya marn şisti adı verilir. Kil tortulları ve kil taşları kireçsiz iseler geçirgen olmayan, ağır topraklar verirler7). Kireçli killerden (marnlar) ve bunların taşlarından oluşmuş olan marn taşları ve marn şistlerinden oluşmuş olan topraklar ağır olmakla beraber daha geçirgen olup kireçsiz kil topraklarına nispetle daha iyi fiziksel özelliklere sahiptirler8). 6) FLİŞ Kumlu, tozlu, killi malzemeden meydana gelmiştir. Bu malzemenin bir tabakası taşlaşmış, ikinci tabakası gevşek durumdadır. Taşlaşmış ve gevşek tabakaların üst üste gelmesi ile oluşan yarı şistî tabakalı yapıya sahip materyallere fliş denir. Flişleri oluşturan tabakalar kalın veya ince olabilirler. Flişler genellikle kireç de ihtiva ederler. Kireçsiz olanları veya kireci yıkanmış olanları da vardır. Tabakaların dik veya yatay oluşu flişlerin toprak verme hızını arttırır. Flişler aralarındaki gevşek tabakalardan dolayı ağaçlandırmalarda kök gelişimi için uygun bir toprak yapısı gösterirler8) . 7) MORENLER Buzulların vadilerinde yan ve taban kesimlerinde sebep oldukları oyulma olaylarında meydana gelen materyaller gene buzullar tarafından sürüklenerek ve bu arada kısmen öğütülerek yığılırlar. Bunlara buzul morenleri denir. Devamlı kar altında bulunan yüksek dağlarda da benzer işlem donmuş kar tarafından yapılır. Bunlara da kar morenleri denir. Morenler, iri taşlardan toz çapına kadar çeşitli boyutta ufalanmış malzemeden oluşurlar. Bu malzeme gelişigüzel karışmıştır. Morenlerde kimyasal ayrışma (soğuk nedeni ile) olmamıştır. Zamanla iklimin değişmesi sonucunda buzulun veya karın çekilmesi ile morenler topraklaşmaya başlarlar. Kimyasal ayrışma bu topraklaşma safhasında sözkonusu olur. Türkiye’de yüksek dağlık mıntıkalarda buzul ve kar morenleri vardır (Fazla bilgi için bak.Schiechtl, M. ve ark.1965; Jahn, G. 1970; Atalay, İ.1982). 8) KİREÇ TAŞLARI VE DOLOMİTLER Kimyasal ayrışma sonucunda oluşan kalsiyum bikarbonatın veya magnezyum bikarbonatın çökelmesi9) ile oluşan kireç taşı tüfleri veya travertenler kimyasal olarak meydana gelirler. Sularda (tuzlu veya tatlı) yaşayan çeşitli bitkiler ile hayvancıkların ölümü ve 7) 8) 9) Kil toprakları için bakınız : Irmak, A. – A.Kurter – M.D.Kantarcı 1980. Kantarcı, M.D.1980-a. Kantarcı, M.D.1980-b. Eruz, E.1978. Killi materyaller ve flişlerden oluşan topraklar için bakınız : Irmak, A. – A. Kurter – M.D.Kantarcı 1980. Karbondioksitli suların etkisi ile ilksel minerallerdeki kalsiyum ayrılarak kalsiyum bikarbonat teşekkül eder (1). Bu çökelek suyunu kaybederek kireç taşına dönüşür (2). (1) CaAl2Si2O8 + 2H- HCO3 H2Al2Si2O8 + Ca(HCO3)2 Anortit (2) Ca(HCO3)2 su kaybı CaCO3 + H2O + CO2 22 kabukları ile iskeletlerinin yığılması sonucunda kavkılı (kabuklu) kireç tortulları meydana gelir. Bunlar biyolojik kökenli kireçli tortullardır. Kabuklarla birlikte çökelen kum, toz, kil, demirhidroksit ve diğer maddeler (bitüm gibi) bu tortulların katık maddesidir. Tortulların taşlaşması ile kireç taşları (kalkerler) oluşur. Magnezyumca zengin tortulların taşlaşması ile de dolomitler oluşur. Çok ince taneli olup, katık maddesi olarak bir miktar da kil ihtiva eden tebeşirler de kireç taşlarıdır. Kireç taşları geniş bir yayılış gösterirler. Çatlaklı (karstik) bir yapıya sahiptirler. Kireç taşlarından oluşan topraklar esas itibariyle kireç taşının içindeki katık maddesine bağlı fiziksel ve kimyasal özellikler gösterirler. Genel olarak kireç taşı toprakları kil türünde, sığ veya orta derin, taşlı, aşırı süzek ve bu nedenle kuru topraklardır. Kireç taşı toprakları, üstündeki bitki toplumları ile çevreden kolayca ayırtedilebilirler10). Kireç taşları oluştukları jeolojik devreye göre isimlendirilirler (tebeşirler, miosen kalkerleri, eosen kalkerleri). Kireç taşları ayrıca yapılarına ve özelliklerine göre de isimlendirilirler (Tablo 10). Bunlar arasında başlıcaları aşağıda sıralanmıştır. Mermer ; Başkalaşıma (metamorfoza) uğramış kireç taşlarıdır (Başkalaşmış taşlara bakınız). Kireç taşı; İnce taneli ve yoğun bir taştır. Katık maddelerine göre beyazdan siyaha, sarıdan kırmızıya kadar çeşitli renklerde olur. Killi olanlarına killi kireç taşı, magnezyumlu olanlarına dolomitik kireç taşı, bitümlü olanlarına bitümlü kireç taşı, yuvarlak çökeleklerden oluşanlarına yumrulu kireç taşı (veya yumrulu kalker), bol kabuk ihtiva edenlerine kavkılı kireç taşı (veya kavkılı kalker) adları verilir. Tebeşir; Beyaz renkli, az miktarda killi, büyük bir kısmı mikroskopik parçacıklardan (kabuklar vd.) oluşmuş bir kireç taşıdır. Kireç taşı tüfü; Kireçli ve sıcak (ılık) kaynak sularının yeryüzüne çıkınca hızla soğumaları sonucunda suda erimiş ve kalsiyum bikarbonat bileşimindeki kireç çökelir ve kireç taşı tüfü oluşur. Bu çökelme sırasında CO2 açığa çıktığı için çökelek gözenekli bir yapı kazanır (8.2). Traverten ; Bazı yerde kireçli kaynak sularının, bazı yerde de kireçle doymuş suların içindeki kirecin çökelmesi ve bu arada su ile sürüklenmiş bitki ve hayvan artıklarının da birlikte çökmesi sonucunda travertenler meydana gelir. Travertenler gevşek yapılı, gevrek, çabuk dağılan ve gözenekli-boşluklu bir yapıya sahiptirler. Travertenler genellikle geniş alanlarda düz bir arazi görünümünde bulunurlar (Antalya kuzeyinde Düzlerçamı gibi). Dolomit; Magnezyumkarbonatın çok bulunduğu kireç taşlarıdır. Sıkı, inceden kabaya kadar taneli, çatlaklı bir yapıya sahiptir. Dolomitler soğuk hidroklorik asit (tuz ruhu) ile reaksiyon vermezler. Ancak sıcak hidroklorit asit ile reaksiyona girerler. Marn taşı ve marn şisti; Marn taşı kireçli killerin taşlaşmasından meydana gelir. Kalın tabakalar halinde bulunanlara marn taşı, ince tabakalar halinde bulunanlara da marn şisti denir. 10) Kireç taşından oluşan topraklar için bakınız : Sevim, M. 1952. Irmak, A. – Kurter, A. – Kantarcı, M.D.1980. Kantarcı, M.D.1987. Kantarcı, M.D.1991. 23 9) ALÇI TAŞI (JİPS) Su almış anhidrit (CaSO4) alçı taşı (jips) (CaSO4 . 2H2O) olarak tanınır. Anhidrit küçük CaSO4 kristallerinden oluşmuştur. Alçı taşı geçmişte kuraklık etkisi altında kalmış göl tabanlarında ve sığ deniz kenarlarında ve koyların sonundaki tuzlu bataklıklarda oluşmuştur. Bu nedenle alçı taşları genellikle kil, marn veya kireç taşı tabakalarının arasında bulunur. Alçı taşı hidroklorik asitte erimez. Suda 2.5 g/l lt miktarında erir (Bak.ÇÖZÜNME). Erime hızı kireç taşınınkinden daha fazladır. Bu nedenle alçı taşları özel bir topoğrafyaya sahiptirler. 2.1.2.3. Başkalaşım Kayaları Erüptif kayalar ile tortul kayalar basınç, ısı veya her ikisinin etkisi ile başkalaşıma (metamorfoz) uğrayarak ilksel özelliklerini kaybeder ve yeni bazı özelliklere sahip olurlar. Bu kayalara başkalaşıma (metamorfoza) uğramış kayalar veya başkalaşım kayaları (metamorf kayalar) adı verilir. Başkalaşım kayaları erüptif kayalardan oluşurlarsa ortometamorflar, tortul kayalardan oluşurlarsa parametamorflar olarak tanımlanırlar (Tablo 11). Başkalaşım kayaları tane çaplarının iriliğine ve mineralojik yapılarına göre sınıflandırılırlar (Tablo 11). 1) GNAYSLAR Başkalaşım kayalarından, iri taneli olup mineralojik bileşiminde kuvars, feldspat ve mika minerallerinin çoğunlukta bulunduğu taşlara gnays adı verilir. Gnayslar granit ile aynı mineralojik bileşime sahiptirler. Ancak minerallerinin ezilmiş ve şisti bir yapı kazanmış olmaları ile granitten ayrılırlar. Bu nedenle gnays ile granit arasında geçiş formlarına sık rastlanır. Erüptif kökenli kayalardan (özellikle granit) oluşan gnayslara ortognayslar, tortul kayalardan oluşan gnayslara da paragnayslar denir. Gnaysların mineralojik bileşiminde yeralan feldspatlar genellikle ortoklas ve albittir. Mikalar ise muskovit ve biotittir. Gnayslar mineralojik yapısına göre feldspatça zengin gnayslar, muskovitli gnays, biotitli gnays olarak isimlendirilebilirler. Ancak daha yaygın olarak gnayslar minerallerinin tane iriliğine göre sınıflandırılırlar (Tablo 11). Gnaysların topraklaşma hızı tanelerin iriliğine, mineralojik yapıya bağlı olduğu kadar tabakaların yatay, eğik veya dikey duruşuna da bağlıdır. İri taneli, kuvarsça fakir buna karşılık feldspat ve mikaların bol bulunduğu gnayslar diğerlerinden daha hızlı topraklaşırlar. Tabakaları yeryüzüne dikey veya eğik olan gnayslar da yatay tabakalı olanlara nazaran daha kolay ufalanıp topraklaşırlar. Gnayslar derin, balçıklı kumdan kumlu balçık ve balçığa kadar türde, süzek topraklar verirler11). 11) Gnayslardan oluşan toprakların özellikleri için bakınız : Irmak, A. – Kurter, A. – Kantarcı, M.D.1980. 24 2) MİKAŞİSTLER (KRİSTALİN ŞİSTLER) Mikaşistler esas itibariyle kuvars ve mika minerallerinden oluşurlar. Mikaşistlerde genellikle feldspatlar bulunmaz. Pek az mikaşist de az miktarda feldspatta bulunabilir. Mikaşistler muskovit, biotit veya ikisini birden ihtiva ederler. Ayrıca kloritli ve serisitli veya talklı mikaşistler de vardır. Mikaşistler içerdikleri mika minerallerine göre sınıflandırılırlar (Tablo 11). Mikaşistlerden genellikle killi türde, derin ve geçirgenlikleri pek fazla olmayan, besin maddelerince zengin topraklar oluşur. Ancak kuvarsca zengin olan kuvars-serisit şistlerin toprakları ince kum bakımından zengin, besin maddelerince de fakirdir. Kalkşistler ise kalsiyumca zengin killi topraklar verdikleri için mikaşistler arasında özel bir yere sahiptirler. Mikaşistlerin topraklaşma hızı bir yandan mineralojik yapılarına, öte yandan tabakaların yeryüzüne göre eğimine bağlı olarak değişir12). Tablo 11. Başkalaşım kayaları Kayalar Tane iriliğine göre sınıflandırma İri taneli (gözlü) gnayslar (Örnek:Kırklareli gnaysları) Gnays’lar Orta taneli gnayslar (Örnek: Vize gnaysları) İnce taneli gnayslar (Örnek: Fatmakaya gnayslarıMahya Dağ) Mikaşistler (Kristalin şistler) Fillitler Gnayslardan daha ince fillitlerden daha iri tanelidirler Mikaşistlerden daha ince tanelidirler Kil şistleri Kuvarsitler Mineralojik bileşime göre sınıflandırma Kökene göre sınıflandırma Granitten oluşan gnayslar (ortognays) Kuvars Muskovit Tortullardan oluşan gnayslar (paragnays) Erüptif kayalardan oluşanlar (Ortomikaşistler) Tortul kayalardan oluşanlar (paramikaşistler) Mikalar Biotit Ortoklas Feldspatlar Albit Kuvars ve mikalar Kloritli şistler Talklı şistler Muskovitli şistler Biotitli şistler Serisitli şistler Kuvars-serisit şistler Grafitli şistler Kalkşistler (kireç+mika) Kuvars ve mikalar Killi-mikalı-fillitler Serisitli fillitler Grafitli fillitler Kil şisti Kayağan taşı (arduvaz) Kuvarsit Serisitli kuvarsit Killi, mikalı ve kuvarslı tortul materyallerden Killi tortullardan Kum taşlarından Mermerler Mermer (CaCO3) Kireç taşları Serpantinler Serpantin Bazik erüptif taşlar 3) FİLLİTLER 12) Mikaşistlerden, fillitlerden ve kuvarsitlerden oluşan topraklar için bakınız : Irmak, A. – Kurter, A. – Kantarcı, M.D.1980. Kantarcı, M.D.1979-1,Kantarcı, M.D. 1986, Kantarcı, M.D. 1989-1 ve 2. M. Doğan Kantarcı 25 Mikaşistlerle aynı mineralojik yapıda oldukları halde onlardan daha ince boyutlu minerallerden oluşan kristalin şistler fillit adını alır (Tablo 11). Fillitler daha yüksek basınç altında kalmış olan ve önemli ölçüde kil boyutunda mineral ihtiva eden tortullardan gelişmişlerdir. Mikaşistlerle birçok yönden geçiş formları bulunur. Mika olarak serisit ve klorit çok bulunur. Kökenleri ne olursa olsun fillitlerin tane çaplarının çok ince oluşu nedeni ile bu kayalardan toz ve kil bakımından zengin topraklar oluşur. Fillitlerden oluşan topraklar pek az geçirgen olduklarından havalanmaları da güçtür. Besin maddeleri bakımından da pek zengin sayılmazlar. Bu nedenlerle fillit toprakları ormancılıkta özellikle serbest drenajlı topraklar isteyen ağaç türleri için sorun yaratan topraklar arasında yeralır12) . 4) KUVARSİTLER Kum taşlarının ezilmesi ile başkalaşıma uğrayıp şistî bir yapı kazanmaları sonucunda kuvarsitler meydana gelir. Tanelerin küçüklüğü ve basınç etkisi ile iyice sıkıştırılmış olmalarından dolayı kuvarsitler güç ayrışırlar. Bu nedenle kuvarsitlerin bulunduğu yerler sivri tepelikler veya sarp kayalıklar halinde belli olur. Kuvarsitlerden oluşan topraklar kumca zengin süzek fakat besin maddelerince fakirdir12) . 5) MERMERLER Kireç taşlarının başkalaşıma uğrayıp kristalize olması ve kristallerin ezilmesi ile mermerler oluşur. Mermerler oluştukları kireç taşının katık maddesine göre çeşitli renklerde bulunurlar. Güç topraklaşırlar. İçerdikleri kirecin yıkanıp gitmesi ve toprağın ancak katık maddelerden oluşması nedeni ile mermerlerden oluşan sığ ve kil türündedirler. Mermerlerin çatlaklı yapısından dolayı üst toprak sığ olmakla birlikte topraklaşma ve kökler bu çatlaklı yapı boyunca derinlere ulaşırlar10) . 6) SERPANTİNLER Serpantin kimyasal bakımdan klorit ile aynı bileşimdedir (H4MgSi2O9). Yani magnezyum silikatın su alması ile oluşmuştur. Serpantinler yeşil renkli başkalaşım kayalarının (kloritli fillitler vd.) ve olivinli gabro, peridotit (esas minerali olivin), ofiolit, piroksenit, hornblendit gibi erüptif kayaların kloritleşme ve serpantinleşme sonucunda yeşil renkli kayalara dönüşmesi sonucunda oluşurlar. Serpantinler güç ayrıştıkları için sığ ve taşlı topraklar verirler. Ayrışma sonucunda önemli miktarda magnezyum ihtiva eden serpantin toprakları bitkilerin yetişmesi ve gelişmesi için de pek elverişli değildirler. 2.2. Toprağın Oluşumu Toprak biri anorganik, diğeri organik iki anamateryalin fiziksel, kimyasal ve biyolojik ayrışma ürünlerinden oluşur. Anakaya parçalanıp, ufalanıp, ayrışarak gevşeyip taşlı ve kaba taneli bir yapıdaki anorganik anamateryale dönüşür. Bu anorganik anamateryalin ayrışması, ayrışma ürünlerinden yeni maddelerin özellikle kilin teşekkülü ve ayrışma ürünlerinin yer değiştirmesi ve birbirine karışması ile toprağın anorganik kısmı oluşur. Eğer toprağın oluştuğu anakaya gevşek yapıda tortul bir materyal ise bu materyal toprağın anamateryali olarak isimlendirilir. Organik artıklar ise gevşek yapıda toprak üstünde serili durumda bulundukları için bunlar da toprağın organik anamateryali olarak kabul edilmek gerekir. Organik artıkların çürümesi ve kokuşması, daha sonra da humuslaşması ve giderek toprağın anorganik kısmı ile karışması sonucunda toprak anorganik ve organik maddesi ile birlikte oluşmuş olur (Şekil 3). 26 Toprağın oluşumu; toprak yapan faktörlerin anakaya ve anamateryal üzerinde etkili olmaları ve bir seri ayrışma olayı sonucunda gerçekleşir. 2.2.1. Toprağın Oluşumunda Etkili Olan Faktörler (Toprağın Oluşum Faktörleri) Toprağın oluşumunda etkili olan faktörler toprağın oluşum faktörleri veya toprak yapan faktörler olarak isimlendirilir. Toprak, coğrafyaca belirli bir mevkide yeryüzü şekli, iklim, canlılar faktörlerinin etkisi altında anakayaların ayrışması ile zaman içinde oluşur ve gelişir. Bu tariften toprağın oluşumu üzerinde etkili olan başlıca faktörlerin yeryüzü şekli, iklim, anakaya, canlılar ve zaman olduğu anlaşılmaktadır. Bu beş ana faktör ve yerine göre diğer faktörler toprağın oluşumunda ve toprak oluştuktan sonra da toprağın gelişiminde devamlı ve dinamik etkiler yaparlar (Şekil 3). Toprak, bu toprak yapan faktörlerin bir fonksiyonu olarak ifade edilir (H.Jenny 1941)13). Toprak = f (iklim x anakaya x yeryüzü şekli x canlılar x zaman x ....) YERYÜZÜ ŞEKLİ Cn İKLİM CANLILAR Cn Cv O Ah Cv Cn Cn O Ah Bv B-C Cv Cn M. Doğan Kantarcı Şekil 3. Toprak oluşumunda etkili faktörler. 2.2.2. Toprağın Oluşumu Olayları Toprağın oluşumu olayları; 1) ayrışma olayları, 2) yeniden oluşum olayları, 3) yerdeğiştirme olayları olarak üç bölümde toplanır. Ayrışma olayları fiziksel ayrışma (parçalanma) ve kimyasal ayrışma olayları ile anorganik ve organik materyalin ayrışmasını kapsar. Yeniden oluşum olayları demirin oksitlenmesi, kil mineralinin teşekkülü ve humusun teşekkülünü kapsar. Yerdeğiştirme olayları ise yıkanma-birikme, taşınma-birikme ve karıştırılma olaylarını kapsar (Tablo 12). Tablo 12. Toprağın oluşumu olayları 13) Toprağın oluşumunda etkili olan faktörlerin kapsamlı açıklaması için “Toprağın Gelişimi” bahsine bakınız. 27 (Laatsch, W. 1957’ye göre Irmak, A.1972’den) 1. Ayrışma olayları 1.1. Anorganik materyalin Ayrışması (fiziksel ve kimyasal) 1.2. Organik materyalin Ayrışması (parçalanma ve çürüme) 2. Yeniden oluşum olayları 3. Yerdeğiştirme olayları 2.1. Kil mineralinin oluşumu ile balçıklanma ve demirin oksitlenmesi ile esmerleşme 2.2. Humusun ve diğer kolloid organik maddelerin oluşumu 3.1. Toprağın karıştırılması 3.2. Sızma ile yerdeğiştirme (yıkanma-birikme-taşınmabirikme olayları) Toprağın oluşumu olayları bölümünde ayrışma olaylarından özellikle anorganik materyalin ayrışmasına ait kısım bundan sonraki bahiste ele alınmıştır. Organik materyalin ayrışması ve humusun oluşumu toprağın organik maddesi bahsinde, demir oksitlerin esmerleşme ve gelişim safhalarındaki durumu toprağın oksitleri bahsinde, kil mineralinin oluşumu kil bahsinde, yerdeğiştirme olayları ise toprağın gelişimi (Toprak Genetiği) bahsinde ele alınmıştır. 2.2.3. Ayrışma Olayları Ayrışma olayları fiziksel ve kimyasal olmak üzere iki bölümde incelenmiştir. Biyolojik etkenlerle ayrışma olayları fiziksel veya kimyasal karakterli oldukları için bu iki bölüm içinde paylaştırılmıştır. Fiziksel ve kimyasal ayrışma olayları genellikle birarada gelişen veya birbirini tamamlayan olaylardır. Ancak konunun incelenmesi için ayrı ayrı ele alınmaları zorunlu olmuştur (Tablo 13). Tablo 13. Ayrışmaya sebep olan etkenler ve etkileri (ayrışma olayları) (Kantarcı, M.D.1986-c’den) Ayrışma Olayları Etkenler Fiziksel Olaylar SICAKLIK FARKLARI KAYALARIN PARÇALANMASI RÜZGÂR TAŞIMA Kimyasal Olaylar AŞINDIRMA YIĞMA RÜZGÂR EROZYONU SU CANLILAR YAĞIŞ DAMLALARIN DARBE ETKİSİ(DOLU DAHİL) ÇÖZÜNME SIZINTI SUYU AKARSU ÇÖZÜNME AŞINDIRMA - TAŞIMA - ÖĞÜTME - YIĞMA SU EROZYONU HİDRATLANMA KAR-BUZBUZUL AŞINDIRMA TAŞIMA ÖĞÜTME YIĞMA ÇIĞ EROZYONU DENİZLER AŞINDIRMA ÖĞÜTME YIĞMA KÖKLERİN MEKANİK ETKİSİ KÖK KANALLARI BOYUNCA ATMOSFER ETKİSİ 2.2.3.1. Fiziksel Ayrışma - Parçalanma Olayları HİDROLİZ OKSİTLENME AYRIŞTIRMA (SOLUNUM-KATYON DEĞİŞİMİMAYALAR VE AYRIŞMA ÜRÜNLERİ OLAN ORGANİK ASİTLER) M. Doğan Kantarcı 28 Kayaların dış ve iç etkenlerle parçalanıp dağılması ve bu etkenlerin devamlı etkisi altında giderek ufalanmaları fiziksel ayrışma veya parçalanma olayları adı altında incelenmiştir (Tablo 13). Kayaların fiziksel (mekanik) olarak parçalanmalarının en önemli sebebi oluştukları (mağmanın soğuyup katılaştığı) derinliklerdeki basınç ve sıcaklık ile atmosferik etkilerle karşılaştıklarında maruz kaldıkları sıcaklık (gece-gündüz farkları) ve basınç arasındaki farktır. Atmosfer basıncının daha düşük olması kayaları oluşturan minerallerin genleşmeleri de farklı olduğundan kayanın bünyesinde uyumsuz bir hacım genişlemesi ve çatlamalar meydana gelir. Bu olaya suyun, rüzgârın ve organizmaların da katkısı kayaların fiziksel olarak parçalanmalarını sağlar. 1) SICAKLIK FARKLARI Kayalar kimyasal bileşimleri birbirinden farklı minerallerin biraraya gelmesi ile oluşmuştur. Minerallerin kimyasal bileşimlerine bağlı olarak renkleri de birbirinden farklıdır. Minerallerin renklerinin ve tane çaplarının farkı (gece ile gündüz arasında değişen sıcaklıktan farklı derecede etkilenip) sıcakta farklı genleşmelerine ve soğukta farklı büzülmelerine sebep olur. Ancak bu farklı genleşme ve büzülme olayı kayanın yüzeyindeki mineraller için geçerlidir. Kayanın daha iç kısımlarındaki mineraller ise yüzeydekiler gibi genleşip büzülemezler. Çünkü mineraller ve mineraller dolayısıyla kayalar ısıyı güç iletirler. Sonuçta gece ile gündüz arasındaki sıcaklık farkları nedeni ile kayaların dış yüzeyindeki mineraller kabuklar halinde çatlayıp ayrılırlar. Kayalarda birtakım çatlamalar ve parçalanmalar da meydana gelir. Özellikle çöllerde ve kurak mıntıkalarda, yüksek dağlarda sıcaklık farklarından meydana gelen kaya parçalanmaları yaygın olarak görülür. Kurak mıntıkalarda ve yüksek dağlarda sıcaklık farklarından dolayı parçalanma sonucunda köşeli taşlar, çakıllar ve kumlartozlar meydana gelir. Kurak mıntıkalarda ve yüksek dağlarda günlük sıcaklık farklarının 60º70ºC’ı aşabileceği bildirilmiştir (Irmak, A.1972). Christransen-Weniger 1938 yılında Ankara civarında toprak yüzeyinde günlük sıcaklık farklarının 35ºC’a ulaşabildiğini bildirmiştir (Irmak, A.1972). Sıcaklık yüksekliğe bağlı olarak gündüzleri gölgede düşmekte fakat güneşe açık yerde artmaktadır. Buna karşılık geceleri de gölgede soğuma daha yavaş olmakta, açık yerde daha hızlı olmaktadır. Örneğin 60º kuzey enleminde sıcaklığın yüksekliğe göre gündüz öğle vakti gölgede ve güneşe açık yerdeki değişimi aşağıda verilmiştir (Schimper ve von Faber 1935’e göre M.D.Kantarcı, 1982-a’dan). Yükselti Whitby Pontresina Bernina Diavolezza 1800 m 2330 m 2980 m Sıcaklık ºC Gölgede Güneşte 20 m 32.2º 37.8º 26.5º 44.0º 19.1º 46.4º 6.0º 59.5º Daha güneyde olan ülkemizde yüksek dağlarda orman sınırının üstünde güneşte sıcaklığın daha yüksek, geceleyin de düşük olması gerekir. Bu yönde bir ölçme Çam Kuyusu’nda (Elmalı) 1700 m yükseltide 1988 Şubat ayında tarafımızdan yapılmıştır. Güneye bakan kaya yüzeyinde sıcaklık gece -25ºC’a, gündüz +15ºC’a ulaşmıştır. Aradaki sıcaklık 29 farkından ve eriyen kar suyunun kaya çatlaklarında donup-çözünmesinden kaya “çıtır-çıtır” ses vererek dökülmektedir (kağşamaktadır). İç Trakya’da 150 m yükseklikte Lüleburgaz civarındaki Murat tepe Höyüğü’nün güney yamacında Temmuz 1979’da saat 12.00’de toprak yüzeyindeki sıcaklığı kızılçam gölgesinde 30ºC, güneşte ise 65ºC’a ulaştığını da bizzat ölçtük. Daha ılık ve özellikle nemli mıntıkalarda ise kayaların sıcaklık farkları ile parçalanması köşeli parçalanma ürünleri vermez. Kaya yüzeylerindeki minerallerin kabuklar şeklinde atması sonucunda kaya blokları yuvarlak pamuk çuvallarına benzer bir görünüm kazanır. Özellikle granitlerde (örnek Uludağ’da) ve gnayslarda (iri taneli) (örnek KırklareliKofçağız yolunda) bu oluşum görünür. Kurak mıntıkalarda az da olsa nemli devrede çözünen tuzlar yıkanamayıp kaya çatlaklarında kalırlar. Çok düşük olan yağış çözünen maddeleri ancak kaya çatlaklarına taşıyabilir. Kaya çatlaklarında birikmiş tuzlar (klorürler, sülfatlar ve karbonatlar) su kaybı ile kristalleşirler. Bu tuzlar nemli bir devrede su alarak (hidratasyon) genleşirler ve kayaların mekanik olarak parçalanmalarını sağlarlar. 2) RÜZGÂR Kurak mıntıkalarda sıcaklık farkları ile ufalanmış ve karışık olarak yığılmış malzemenin ince kısmı (kum ve toz) rüzgâr tarafından üfürülerek taşınır ve kuytu bir yerde yığılır. Rüzgârla taşınan ince çaplı malzeme ve bilhassa kumlar çarptıkları kayaları zımparalar gibi aşındırırlar. Yumuşak kısımları aşındırılmış kayalar çizikli yüzeyler ve kendilerine özgü şekiller kazanırlar (Peri bacaları). Rüzgârın taşıdığı malzeme birbirine çarparak kırılır ve ufalanırlar. Rüzgârın kurak mıntıkalardaki faaliyeti sonucunda bir yandan aşınma ve taşınıp yığılma olayları meydana gelir. Yığılan malzeme, içinde toz fazla ise lös, kum fazla ise kum lösü olarak tanımlanır. Rüzgârlar alçak kıyılarda denizin çıkardığı kum ve deniz hayvanlarına ait kabukları (kavkıları) taşıyıp ve taşıma sırasında kavkıları öğütüp eleyerek kıyı kumullarının oluşumunu sağlarlar. Bitki örtüsünün tahrip edildiği yerlerde toprağın ince kısmı rüzgârla taşınır (rüzgâr erozyonu). Eğer bitki örtüsünün tahribedildiği yerlerde anamateryal kumlu ise, anamateryalin ince kısmı taşınınca, kara kumulları (Karapınar ve çevresi) veya karasal kökenli kıyı kumulları (Trakya’nın Karadeniz kıyısında Yalıköy kumulu) oluşur14). 3) SU Bu etki; suyun, yağış, akarsu, kar, buz, buzul, deniz ve göllerdeki durumuna ve hareketine bağlı olarak değişik yerlerde değişik şekillerde görülür. Yağış esnasında damla darbesi ile tüfler gibi yumuşak kayalar oyulmakta ve peri bacasına benzer oluşumlar gelişmektedir. Çıplak toprak da damla darbesi ile oyulup erozyona uğramaktadır. Yağış sularının sellere dönüşmesi sonucunda gevşek materyal ve toprak taşınmakta ve bu taşınma sırasında da gerek erozyon gerekse, çözünme yolu ile bazı fiziksel ayrışma olayları gerçekleşmektedir. 14) Deniz ve kara kökenli kıyı kumulları için bakınız: Kantarcı, N.1972. Kantarcı. M.D. – Eruz, E. – Kantarcı, N. 1973. 30 Akarsular gerek kendi darbe etkileri ile, gerekse taşıdıkları çakıl ve kumların çarpma etkileri ile yataklarını oyup aşındırmaktadırlar. Akarsular, sürükledikleri malzemeyi birbirlerine çarparak taşların, çakıllara, kumlara ve toza kadar ufalanmasını sağlamaktadırlar. Akarsuların taşıdığı malzemenin köşeleri bu çarpışma ve ufalanmadan dolayı yuvarlaklaşır. Akarsular akış hızlarına ve yataklarının da eğimine bağlı olarak taşıdıkları malzemenin çakıl gibi kaba kısmını kaynağa yakın yerlerde, kum gibi ince kısmını daha ileride ve nihayet ince kum-toz ve kil gibi ince kısmı ise iyice sakinleştikleri ağız kesimindeki deltalarda yığarlar. Akarsu tortulları çapraz tabakalıdır. Buna karşılık akarsular tarafından deniz ve göllere ulaştırılarak su içinde yığılmış malzeme ise yatay tabakalar halinde tortullaşır. Akarsuların taşıması sırasında örneğin % 0.2 eğimli bir dere yatağında 20 cm çapında taşın 2 mm çapında kum tanelerine dönüşmesi için gerekli mesafe granitlerde ~ 11 km, gnayslarda ve mikaşistlerde ~ 5-6 km, yumuşak kum taşlarında ise ~ 1.5 km kadardır (Scheffer-Schachtschabel 1970). 6) DON Kayaların çatlaklarında toplanan suyun donması ve hacminin artması sonucunda kayalar parçalanır15). Kayaların gözenekleri, çatlakları, gece-gündüz arasındaki sıcaklık farklarından dolayı kaya yüzeylerinde oluşan kabuklar ve ince çatlaklar suyun girip donarak parçalanmaya sebep olabileceği boşluklardır. Kayalardaki gözenek hacminin granitlerde % 0.2-0.5, kireç taşlarındaki % 0.5-13.5, kum taşlarında ise % 5-28 arasında olabildiği bildirilmiştir (Irmak, A.1972’den). Don etkisi karasal iklim şartlarında ve yüksek dağlarda çok daha belirgin olarak görülür. Don etkisi ile parçalanma ürünleri köşeli çakıllar ve kumlar halindedir. 6) BUZULLAR Buzullar eğime bağlı olarak aşağı doğru yavaş bir hareket (akış) halindedirler. Katı buz tabakası ve buzun içine karışmış kayalar hareket sırasında tabanda ve yanlardaki kayaları da koparır ve birlikte sürükler. Sıcaklık düşük olduğu için kimyasal bir ayrışma veya çözünme olmaz. Buna karşılık kaya parçalarının birbirine sürtünmesi sonucunda toz boyutuna kadar ufalanma gerçekleşir. Ufalanan ve köşeli taş, köşeli çakıl, kum, toz boyutuna inen bütün bu malzeme bir arada sınıflanmadan yığılır. Bu tortullar moren adını alır. Morenler göl ve akarsu tortullarının aksine tabakalanma veya kaynaktan ağıza kadar bir çap sınıflaması göstermezler. Buzulların yayılış alanı ve etkisi günümüzde pekaz bir alanda sözkonusudur. Ancak geçmiş buzul devrelerinde geniş alanlar morenlerle kaplanmıştır. Morenler besin maddelerince zengin topraklar verirler. Bitki yetişmesine uygun iklim şartlarında bu topraklar çok verimlidir. 6) DENİZLER VE GÖLLER Deniz dalgaları yüksek kıyılarda falezlerin oluşumuna, kayaların parçalanıp çakıl ve kum boyutlarına kadar ufalanmalarına sebep olurlar. Bu kum ve çakıllar alçak kıyılarda 15) Su donduğu zaman hacminin 1/11’i kadar genleşir. Suyun donması ile -22ºC’ta 2200 kg/cm²’lik bir basınç meydana gelir. 31 dalgalar tarafından kıyıya çıkarılırlar. Özellikle deniz dalgaları tarafından kıyıya çıkarılan kumlar daha sonra rüzgâr ile içerilere doğru taşınarak kumulları meydana getirirler. Göller de denizler gibi etkili olurlar. Ancak göllerdeki dalgaların açık deniz dalgalarından daha küçük oluşu etki farkına sebep olur. Denizlerin ve göllerin tabanında parçalanan veya taşınan malzeme yatay tabakalar halinde yığılırlar ve tortul materyalleri oluştururlar. 2.2.3.2. Kimyasal Ayrışma Olayları Kimyasal ayrışma, ayrışma şartlarının mümkün olduğu yerlerde, fiziksel parçalanma ile birlikte veya onu takibederek gerçekleşir. Kimyasal ayrışmanın şartları nem ve sıcaklığın birlikte bulunması halidir. Çok soğuk ve kuru olan yüksek dağlarda (Toroslar’da, Kaçkar Dağlarında vb. dağlarda 2000 m’nin üstünde) suyun kar halinde düşmesi kimyasal ayrışmayı çok yavaşlatır hatta sıfıra indirir. Keza çöllerde de kuraklıktan dolayı kimyasal ayrışma olamaz. Kutup bölgelerinde veya daimî kar altındaki yüksek dağlarda da kimyasal ayrışma sözkonusu değildir (çözünme dışında). Buna karşılık nemin ve sıcaklığın arttığı oranda kimyasal ayrışma ve ayrışma ürünlerinin yıkanması da artar. Kimyasal ayrışma fiziksel parçalanmanın ilerlemesi ve kayaların ufalanıp yüzeyin artmasına bağlı olarak artar. Kayaları oluşturan kristallerin veya bileşiklerin kimyasal olarak ayrışmasında su ve hidrojen (H+) ile oksijenin ve karbondioksidin (CO2) etkisi çok önemlidir. Kimyasal ayrışmada hidratlanma, hidroliz ve oksitlenme olayları birbirini izler. Tipik bir kimyasal ayrışma olmayan çözünme olayı da burada ele alınmıştır. 1) ÇÖZÜNME Kayalardaki bileşiklerden bazılarının (özellikle karbonatlar ile sülfatların) suda iyonlarına ayrılması (erimesi) çözünme olayıdır. Kayalardaki tuzların çözünmesi sonucunda, kayanın yapısında boşluklar oluşur. Kireç taşlarında ve dolomitlerde çatlak sisteminin gelişmesi ve genişlemesi çözünme olayının sonuçlarından biridir. Kireç taşlarının içinde mağaraların oluşumu da çözünme olayının diğer bir sonucudur. Çözünme olayında çözünen tuzlar suyun buharlaşması ile yine aynen çökerler. Bu çökelme sonucunda sarkıt ve dikitler de oluşur. Göl ve deniz tabanlarında kireçli çökelekler meydana gelir. Diğer ayrışma olaylarında ise ayrışan bileşiklerin iyonları yeni maddelerin bileşimine girdikleri için, çözücü suyun buharlaşması sonucunda bu yeni oluşan maddeler çöker. Suda erimiş olan CO2’in miktarının artması suyun çözündürme gücünü de arttırmaktadır. Öte yandan sıcaklık azaldıkça karbonatların çözünürlüğü de artmaktadır. Örnek olarak; normal CO2 oranına sahip atmosfer şartlarında 1 lt suda 25ºC’ta 49 mg, 15ºC’ta 60 mg, 0ºC’ta 84 mg CaCO3 çözünebilmektedir. Bu durum kireç taşlarının yaygın olduğu Akdeniz bölgemizin yüksek dağlarında karstlaşmanın daha hızlı olduğunu göstermektedir. 32 2) HİDRATLANMA Hidratlanma kristallerdeki katyonların su dipolleri ile sarılıp kristalden koparılma olayıdır. Su molekülleri bir dipol durumundadırlar (Şekil 4). Su kolekülleri her nekadar elektriksel denge bakımından nötr iseler de bir üçgen şeklinde oldukları ve hidrojen iyonlarının pozitif yükleri oksijen iyonunun negatif yükü ile aynı hizada bulunmadığından bir dipol teşkil ederler. Negatif yüklü ve 2 değerli oksijen ise pozitif yüklü iyonlara (katyon) doğru yönelir ve su dipolleri katyonların çevresini sarar. Böylece katyon hidratlanmış olur. Hidratlanan katyonun çevresi ile elektriksel bağları zayıflar. Çünkü su molekülleri bir yalıtım kuşağı görevi görürler (Şekil 4). Su moleküllerinin katyonlara doğru hareketi ve onları sarma hareketi bir yüzey gerilimi ile suyun tutulma olayıdır (adhezyon ile suyun tutulması). Buna karşılık su moleküllerinin birbirini tutma olayı ise kohezyon ile tutulma olayıdır (Bak.Toprak Suyu bahsi). Adhezyon ile katyonu saran su moleküllerinin çevrelerini diğer su molekülleri kohezyonla sarar ve katyonun kristal kafesinden koparılmasını sağlarlar (Şekil 4). H+ H+ H+ H+ + + H+ H+ H+ H+ + + H H a) b) c) a) Su molekülü b) Katyonun su dipolleri ile sarılışı (Adhezyon ile suyun bağlanışı) c) Su moleküllerinin ikinci sıradaki su molekülleri ile sıralanışı (Kohezyon ile suyun bağlanışı) Şekil 4. Hidratlanmada su dipollerinin (moleküllerinin) etkisi). Hidratlanmanın diğer bir şekli de hidratlanmış bir katyonun hidronyum iyonundaki (hidratlanmış hidrojen iyonu) H+ ile yerdeğiştirmesidir. Normal şartlarda su molekülleri iyonlarına ayrılmazlar. Ancak 1 milyarda (10-9) bir su molekülünün iyonlarına ayrıldığı kabul edilir. Ayrıca bazı bileşiklere zayıf olarak bağlanmış olan H+ iyonları da kolaylıkla ayrılabilecek durumdadır. Böyle bir hidrojen iyonunun çevresi dört su dipolü ile sarılarak hidrojen hidratlanır ve hidronyum iyonu H(H2O)4+ meydana gelir. Bu hidronyum iyonundaki H+ katyonu ise kristallerde bağlı katyonlarla yerdeğiştirebilir ve katyonların kristal kafesinden ayrılmasını sağlarlar. Kristallerin köşelerinde, kenarlarında ve yüzeylerinde bulunan katyonların açıkta kalan yüzeyleri veya serbest kalan bağları farklıdır. Teorik olarak düzenlenmiş olan taslağa göre kristalin köşesinde bulunan bir katyon üç yönden, kenarında bulunan bir katyon 2 yönden, yüzeyde bulunan bir katyon ise bir yönden bağlantısız ve açık durumdadır (Şekil 5). Katyonların bulundukları yere göre su dipolleri tarafından sarılması ve koparılma olanağının değişik olduğu anlaşılmaktadır. Özellikle köşelerde bulunan katyonlar yukarıda açıklandığı 33 şekilde hidratlanıp kolayca kristalden ayrılırlar. Böylece kristal kafesi giderek çöker ve ayrışmaya uğrar. a a b + + a b b c a c b + + a + + a b b c + b + b + ++ c ++ ++ + c + b + ++ + b a c ++ ++ + b a + b c H+ H ++ c a H+ H+ + H H+ H K H H + HİDRONYUM H(H2O)4 + H H + KISMEN HİDRATLANMIŞ KATYON H+ H H+ + H+ + + H+ + H H+ + + H+ + H+ H+ + + + a H + H+ H+ H + H + HİDRATLANMIŞ KATYON H + H + H+ HİDROJENİN KATYON YERİNE GEÇMESİ K(H2O)4 Şekil 5. Bir silikat mineralinde köşe ve kenarlar ile yüzeylerde yeralan katyonların açıkta kalan bağları ve hidratlanma olayı. 3) HİDROLİZ Hidroliz, çözünme ve hidratlanma ile birlikte veya ardarda oluşan kimyasal bir ayrışma olayıdır. Hidroliz olayında H+ katyonunun etkisi sözkonusudur. Topraktaki organik maddelerin ayrışma ürünleri arasında ortaya çıkan humus asitleri, toprak canlılarının (bitki 34 kökleri de dahil) solunumları ile toprak suyunda artan CO2 ile oluşan zayıf karbonik asit (HHCO3) veya daha az da olsa bir miktar su molekülünün hidrolize uğraması ile açığa çıkan H+ iyonu veya benzeri durumlarda değiştirilebilir H+ iyonuna sahip bileşiklerde bağlı H+ iyonları da hidrolize sebep olurlar. Hidrolizin en basit şekli kireç taşlarındaki kalsiyum karbonattan kalsiyumun hidrolizidir. 2CaCO3 + 2H2O Ca(HCO3)2 + Ca(OH)2 Silikat minerallerinin hidrolizinde ise bir yandan bağlı katyonlar hidrolize uğrayıp ayrılırken bir yandan da o silikatların asitleri meydana gelir. Hidrolizin daha ilerlemesi ile silikatlar giderek silis kaybederler ve kristal bünyeleri yıkılarak ayrışıp giderler. Aşağıda ortoklas’ın hidrolizindeki safhalar örnek olarak gösterilmiştir. Ortoklasın Hidrolizi: KAlSi3O8 + H – OH HAlSi3O8 + KOH Ortoklas Ortoklas Asidi Silisin Ayrılması (Desilifikasyon) (1) 2HAlSi3O8 + 5H2O Ortoklas asidi Al2Si2O5(OH)4 + 4H2SiO3 Kaolinit Silis asidi (2) Al2Si2O5(OH)4 + H2O Al2(OH)6 + 2SiO2 Kaolinit Hidrarjillit Silikatların hidrolizinde köşe, kenar ve yüzeylerde bulunan K+, Na+,Ca+2, Mg+2, Fe+2 ve Mn katyonları aluminyum ve silisyumdan önce ve daha kolaylıkla hidroliz olayını hızlandırır. Böylece hidroliz ile ayrışma hidratlanmanın devamı olarak gerçekleşir (Kil mineralinin ayrışması ile ilişki kurunuz). -2 4) OKSİTLENME Minerallerdeki demir, manganez ve kükürt gibi katyonlar 2 değerli durumlarından 3 değerli duruma yükseltgenerek oksitlenirler. Oksitlenme ile bileşime giren oksijen atomları minerallerin kristal yapısının genişlemesine ve çevreye basınç yapmasına sebep olur. Oksitlenen minerallerin genişlemesi sonucunda kayaların özellikle dış yüzeyleri ve çatlaklarında parçalanıp dağılmalar meydana gelir. Demirin oksitlenmesine bağlı olarak, renk kırmızıdan koyu kahverengiye kadar değişir. Renk değişiminin ulaştığı kesim kayadaki minerallerin oksitlenme derinliğini gösterir. Diopsitin ve piritin bileşimindeki demirin hidrolizi ile birlikte oksitlenmesi aşağıda gösterilmiştir. 4CaFeSi2O6 + O2 + 4H2CO3 + 6H2O 4CaCO3 + 4FeOOH + 8H2SiO3 Götit Diopsit 4FeS2 + 1502 + 10H2O 4FeOOH + 8H2SO4 Pirit Götit Silis asidi Silis asidi 35 2.2.3.3. Biyolojik Ayrışma Olayları Biyolojik ayrışma canlıların faaliyeti veya canlı artıklarının ayrışma ürünlerinin etkileri sonucunda meydana gelir. Biyolojik etkilerin sonucunda meydana gelen ayrışmalar fiziksel veya kimyasal karakterlidir. Bitki köklerinin gelişmesi (özellikle çap gelişimi) esnasında yaptıkları basınç çok yüksektir. Örnek olarak; 10 cm çapında 1 m uzunluğunda bir ağaç kökünün çap gelişmesi sırasında 30-50 tonluk bir kayayı kaldırabilecek gücü geliştirebileceği hesaplanmıştır (R.Lang 1923’e göre A.Irmak 1972). Ağaç kökleri kayaların çatlaklarına girerek ve burada gelişerek kayaların çatlaklarının genişlemesine veya parçalanmasına sebep olurlar. Köklerin fiziksel etkileri sonucunda kaya çatlaklarının genişlemesi ve derinlere doğru gelişmesi, köklerin çürümesi ile kalan boşlukların bir kanal sistemi gibi çalışması sonucunda atmosferin etkileri toprağın derinliklerine ve kayaların arasına daha kolay ve daha şiddetli olarak ulaşır. Karstik arazide kaya çatlaklarını genişleten kökler, buraya suyun ve havanın girmesini sağlamaktadırlar. Daha fazla sızıntı suyu kireç taşının CaCO3 bölümünün ayrışıp Ca(HCO3)2 halinde yıkanmasına, katık maddesinin ise topraklaşmasına sebep olmaktadır (Bkz.Karstik arazide topraklaşma-bölüm 6.2.10.). Toprak içindeki canlıların ve köklerin solunumu sonucunda çıkan CO2 toprak suyu ile birleşerek zayıf bir asit olan karbonik asidi (H2CO3) yapar. Köklerin topraktan besin maddesi alımı sırasında katyon değişimi ile H+ iyonu açığa çıkar. Toprak canlılarının faaliyeti sırasındaki salgılar (sitrat, malat, tartarat ve oksalat iyonları) ve organik maddelerin ayrışmasında özellikle çürüntü safhasında meydana gelen küçük moleküllü organik bileşikler demir ve manganez ile organomineral bileşikler yaparak kristal kafesinin çözülüp dağılmasına sebep olurlar. Öte yandan iki değerli demir, manganez ve kükürdün mikrobiel oksitlenme ile üç değerli duruma geçmesi de kristal kafesinin dağılmasına sebep olur (oksitler bahsi). Kök solunumu ile mikrobiel solunum ise özellikle durgun su ve taban suyu topraklarında havasız şartlarda üç değerli oksitlerin iki değerli oksitlere indirgenmesine sebep olurlar (anaerob canlılar). Bu olay durgunsu topraklarında kökler boyunca ağarmış olan şeritlerin genişlemesine sebep olur. Rengin ağarması indirgenmiş demirin sızıntı suları ile yıkanıp ortamdan uzaklaştırıldığını gösterir16). 2.2.3.4. Ayrışma Derecesi Anakayanın fiziksel ve kimyasal ayrışması sonucunda teşekkül eden ufalanma zonu toprağın anamateryali durumundadır. Bu ufalanma zonu ile gevşek tortul anamateryallerde ve toprakta ayrışma derecesinin tayininde yumuşak ve kolay ayrışan minerallerin birbirine oranından faydalanılarak ayrışma derecesi tayin edilir. Oranın yüksekliği ayrışmanın da ileri derecede olduğunu gösterir. Ayrışmış materyaldeki kuvars/feldspat Kuvars/feldspat oranı = Ayrışmamış materyaldeki kuvars/feldspat 16) Köklerin çevresinde yıkanma ile ilgili ağarmalar için bakınız : Irmak, A.1940. Kantarcı, M.D.1980-1. 36
© Copyright 2024 Paperzz
