close

Enter

Log in using OpenID

2.Bölüm Toprağın Oluşumu

embedDownload
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
Author
Document
Category
Uncategorized
Views
0
File Size
555 KB
Tags
1/--pages
Report inappropriate content