Mineralojik Özellikler

ÇalıĢma alanında açılan profillerin mineralojik özelliklerini belirlemek için kil fraksiyonu ve tüm toprak gövdesinde çekilen X-ray difraktomları ġekil 4.2., ġekil 4.3. ve kızıl ötesi spektroskopisi grafikleri ġekil 4.4.‗te SEM görüntüleri ise ġekil 4.5.‘de verilmiĢtir. ġekillerden de görüleceği gibi profillerde değiĢik miktar ve kristalizasyon derecelerinde farklı fillo silikatlar oluĢmuĢtur. Ancak özellikle 5-8. profillerde özellikle C horizonlarındaki düĢük kil içeriği nedeniyle 2-15 2θ bölgesinde zayıf ve temiz olmayan sinyaller alınmıĢtır.

Karacadağ‘daki profillerde Mg ile doyurulan örneklerde 1.44-1.59 nm aralığında iyi kristalize olmamıĢ ve plato Ģeklinde görülen doruklar Mg+Gl (gliserol) uygulamasında 1.7 - 2.12 nm‘ye açılmıĢtır. K‘la doyurmada ise bu pikler 1.06-1.455 nm aralığına kapanmıĢtır. Bu uygulamada hem 1.2 hem de 1.4 dolaylarında pik görülmüĢtür. K‘la doyurulan örneklerin ısıtılması ile de 1.07-1.2 nm ye kapanmıĢtır. Özellikle Mg uygulamasında doruklar plato Ģeklindedir ve iyi kristalli değildir. Dolayısıyla söz konusu doruklar simektit ve klorit-simektit ara tabakalı killerin varlığını göstermektedir. Tüm iĢlemlerde 0.999-1.013 nm aralığında görülen doruklar ise illite aittir. Mg, Mg+Gl ve K ile doyurulan örneklerde 0.710-0.720 nm aralığında görülen doruklar 550 o

C‘de ısıtılınca kaybolmuĢtur. Bu durum söz konusu dorukların kaolinite ait olduğunu göstermektedir. Profilde horizonlar arasında killerin dağılımında anlamlı farklar saptanmamıĢtır. Karacadağ profillerinde P4 dıĢındaki profillerde bolluk sırasına göre killerin dağılımı; simektit, kaolinit, illit ve klorit-simektit ara tabakalı Ģeklinde oluĢmuĢtur. P4‘te ise kaolinit, simektit, illit ve klorit-simektit ara tabakalı Ģeklinde dağılım gözlenmiĢtir. Profillerde kaolinit ve illit derinlikle azalırken simektit miktarı artmıĢtır.

Hasandağı‘nda ise çok temiz ve belirgin pikler elde edilememiĢtir. Profillerde Mg ile doyurulan örneklerde 1.45 nm civarında görülen pikler bazı horizonlarda diğer uygulamalarda görülmemiĢtir. Ancak özellikle gliserol uygulamalarında bu piklerin 1.7 nm doğru açılması söz konuısu piklerin simektitlere ait olduğunu göstermektedir. Mg, Mg+Gl ve K uygulamasında 0.720 nm civarında görülen ve K‘la doyurma ve ısıtma iĢleminde kaybolan pikler ise kaolinite aittir. Bu lokasyonda bütün horizonlarda tüm iĢlemlerde 1.0 nm civarında illit dorukları gözlenmiĢtir. Profilde killerin bolluk sırası kaolinit, simektit, illit Ģeklinde bulunmuĢtur. Ġllit ve simektit yüzey altı horizonlarda daha fazla iken kaolinit miktarı azalmıĢtır. Ancak profil 8 de bolluk sırası simektit, kaolinit, illit olarak saptanmıĢtır. Simektit derinlikle azalırken kaolinit ve illit artmıĢtır.

Hasandağı‘nda piklerin bu kadar zayıf olması, özellikle C horizonlarında kil miktarının çok düĢük olmasından kaynaklanmıĢtır.

Tüm toprak gövdesinde birincil mineralleri belirlemek için çekilen difraktomlarda ise Karacadağ profillerinde feldispat (anortit ve albit), amfibol ve piroksen (diyopsit, aktinolit, tremolit, hornblend) apatit, hematit, olivin ve biyotit belirlenmiĢtir. Hasandağı profillerinde de benzer Ģekilde, feldispat (anortit ve albit), amfibol ve piroksen (diyopsit, aktinolit, tremolit, hornblend) hematit, olivin, apatit ve biyotit saptanmıĢtır. Birincil minerallerin hemen tamamını yukarıda bahsedilen mineraller oluĢturmuĢtur.

Örneklerde allofan gibi amorf yapıların varlığının saptanması için bazı horizonlarda kızıl ötesi spektrumları alınmıĢ ve ġekil 4.4‘de belirtilmiĢtir. Spektrumlardan da görüleceği gibi tekli, ikili ve üçlü bağ bölgelerinde pikler görülmüĢtür. Profilde 712-798, 910-1027, 1409-1449, 1631-1643, 3355-3621 cm-1

bölgesinde doruklar elde edilmiĢtir. Ayrıca örneklerdeki allofan ve imogolit varlığını doğrulamak için çekilen SEM görüntüleri ġekil 4.5‘te verilmiĢtir. Toprakların sınıflandırılmasında kullanılan volkanik cam içeriklerini belirlemek için polarize mikroskopta yapılan sayımlara ait görüntüler ise ġekil 4.6‘da sunulmuĢtur.

ġekil 4.6. Ġncelenen Profillerde Bazı Horizonlardaki volkanik cam görüntüleri. Volkanik cam üzerindeki koyu alanlarda ayrıĢma izleri (Tek nikol X 40)

Herhangi bir topraktaki kil fraksiyonu çeĢitli tip minerallerin karıĢımından meydana gelmiĢtir. Bu karıĢımların bir toprak profilindeki horizonlar arasında değiĢim gösterebileceği ve bu olaya, kilin toprak oluĢ faktörleri, özellikle de ana materyalin etkisi altında kalmasının neden olacağı belirtilmiĢtir (Akalan Ve BaĢkaya, 1973). Kil mineralleri iki ana tarzda oluĢmaktadır. Bunlardan birincisi hidrotermal olaylar sonucu değiĢme ürünü olarak, ikinci olarak ise ayrıĢma iĢlemleriyledir. AyrıĢma ile ortaya çıkan kil mineralleri ana kaya, iklim, topografya, bitki örtüsü ve sürenin uzunluğu tarafından belirlenmektedir (Dizdar, 1979). Toprakların kil fraksiyonu içerisinde bir veya birkaç kil minerali bulunabilir. Ancak genellikle bunlardan biri baĢattır ve karakteristikleriyle toprağın özellikleri üzerinde etkili olmaktadır. Kil mineralleri doğrudan ana kayadan oluĢabileceği gibi, toprak içinde de oluĢmuĢ olabilir ve o ortamda bir tipten diğerine dönüĢüm gösterebilmektedirler.

Volkanik materyalden oluĢan topraklarda allofana sık rastlanmaktadır. Uygun iklim koĢullarında volkanik lavlar ve cürufların ayrıĢma ürünleri olarak allofan ve halloysit oluĢmaktadır. Allofan minerali yapısına Si alarak halloysite dönüĢmektedir. Bu iĢlem sırasında ana materyal içindeki feldispatlar da allofan, halloysit ve az miktarlarda kaolinite dönüĢmektedir. Murray ve ark. (1977), volkanik kökenli materyallerde feldispatların öncelikle amorf oksitlere dönüĢeceğini, amorf oksitlerin de allofan ve demir oksitleri oluĢturacağını belirtirken bu ayrıĢma sürecinde ara tabakaları β-allofan, α- allofan, halloysit, kaolinit olarak belirtmiĢlerdir. FitzPatrick (1974), plajiyoklasların ılıman koĢullarda hidromikaya ve allofana ve aynı zamanda oluĢan allofan ve halloysitin de volkanik küllü topraklarda kaolinite dönüĢebileceğini saptamıĢtır. Wilson ve ark. (1971), mineral değiĢim ve oluĢum sırasında granitlerde mikroklin dıĢında tüm feldispatların doğrudan doğruya demir içeriği yönünden fakir bir çeĢit simektite dönüĢtüğünü ve bu oluĢum sırasında herhangi bir mineral ve amorf maddenin bulunmadığını veya oluĢmadığını bildirmektedirler. Buna karĢılık ekstrem ayrıĢma koĢullarında herhangi bir kristal mineral veya ara ürün oluĢmaksızın feldispatlardan doğrudan doğruya kaolinit hatta gibsit oluĢtuğu ileri sürülmektedir. Ayrıca feldispatlardan doğrudan kaolinit oluĢumu için organik asitlerin bulunmasının zorunlu olduğu ve derin ayrıĢan bir volkanik kayaçta birincil minerallerden her bir ikincil mineralin kendine özgü bir mikro çevrede oluĢtuğu ve bu nedenle feldispatlardan ve biyotitten bir noktada kaolinit oluĢurken daha değiĢik bir ortamda halloysit hatta götit oluĢabileceği bildirilmiĢtir (Eswaran ve ark., 1978).

Bölüm 4.5‘te verilen tanımlamalar ıĢığında incelenen topraklarda da yukarıda belirtilen açıklamalardan da çıkartılacağı gibi kil fraksiyonunda Karacadağ‘da simektit- kaolinit -illit, Hasandağ‘ında ise kaolinit- simektit-illit baskın kil tipidir. Karacadağ‘da ayrıca klorit-simektit ara tabakalı tipi killer bulunmuĢtur. Ancak allofan ve imogolit gibi amorf killer ve halloysite rastlanmamıĢtır. Benzer sonuçları Poulenard ve ark. (2003)‘da ve çalıĢtığı 5 andosol profilinde 2:1 ve 2:1:1 tipinde simektit ve klorit gibi kil mineralleri belirlerken allofan veya halloysit tespit etmediğini bildirmiĢtir. Profilde hafif minerallerin çoğunluğunu oluĢturan feldispatların bir kısmı toprak oluĢumundan önce ve doğrudan hidrotermal etkilerle, bir kısmı da günümüze kadar süren hidrotermal etkilerle veya kimyasal ayrıĢma ile kaolinite dönüĢmüĢtür. Profilde kaolinit ve illitin bulunması büyük olasılıkla mineral ayrıĢması nedeniyle feldispatların doğrudan doğruya kaolinit ve illite (hirdomika) dönüĢtüğünü göstermektedir. Derinlikle minerallerin miktarlarında önemli bir değiĢiklik olmamıĢtır. Solumda minerallerin birbirine benzemesi ve miktarlarında çok önemli değiĢikliklerin olmaması, bu toprakların genç olduğunu gösterse de solumda ara tabakalı kil minerallerinin bulunması incelen profillerin ayrıĢma yoğunluğunu göstermektedir. Ancak toplam demir oksite oranla ayrıĢarak serbest hale geçen serbest demir oksit oranı iyi geliĢmiĢ topraklara göre düĢüktür.

Profilde tüm horizonda da rastlanılan illit muhtemelen kimyasal reaksiyonların oluĢtuğu ortamda K içeren minerallerin dönüĢümüyle oluĢmuĢtur. Ġllitin profilde yaklaĢık tekdüze olması bazalt ve andezitlerde yaygın olarak bulunan feldispatlardan ayrıĢarak oluĢtuğunu desteklemektedir. FiztPatrick (1975) ve Millot (1970)‘da feldispatların çalıĢma alanına benzer koĢullarda illit oluĢturacağını belirtmektedir. Bazı profillerde derinlikle birlikte illit miktarı az da olsa artmıĢtır. Bu durum profilde ayrıĢmanın çok yavaĢ olduğunu göstermektedir. Ġllitin üst horizonlarda daha az bulunmasının nedeni, derinlikle ayrıĢmanın azalması ihtimali olması yanında, ayrıca bu profilde muhtemelen illit → -K _{→ simektit dönüĢümü Ģeklinde bir oluĢumla açıklanabilir. Murray ve Leiningen}

(1956) ‘de, montmorillonit kil mineralinin illit ve kloritten oluĢtuğunu belirterek, bu değiĢim mekanizmasını; oksidasyona bağlı olarak illit ve klorit minerallerinin oktahedral tabakalarında bulunan ferro demirin okside olmasının elektriksel yükte değiĢiklik meydana getirmesi sonucu tabakalar arası bağların zayıflamasına ve tabakalar arasına suyun girmesiyle illitte K, kloritte ise Fe ve Mg iyon ve hidroksitlerine ayrılmasıyla açıklamıĢlardır. DeğiĢebilir K‘un derinlikle birlikte azalması illitin fiziksel parçalanmasının derinlikle azalması nedeniyle açığa çıkan K katyonlarının düĢük

miktarlarda kalmasından kaynaklanmaktadır ve bu durum da yavaĢ ayrıĢmayı destekleyen baĢka bir veri olarak dikkat çekmektedir.

Simektit baz doygunluğunun ve özellikle Mg içeriğinin yüksek bulunduğu ortamlarda oluĢur ve burada kalıcı bir mineral olarak bulunur. Birçok araĢtırıcıya göre toprak çözeltisinde Si/Al oranının 2‘den büyük olması halinde, nötr-zayıf pH, yüksek Ca+Mg ve Na deriĢimlerinde simektit oluĢmaktadır. Arid bölgelerde ortamdaki önemli miktardaki kalsiyumun simektit kil mineralinin oluĢumunu artıracağı, kaolinit oluĢumunu ise engelleyeceği birçok araĢtırıcı tarafından ileri sürülmektedir (YeĢilsoy Ve Kapur, 1982). Volkanik topraklarda 2:1 tipi kil minerallerinin oluĢumu ile ilgili çeĢitli tartıĢmalar vardır. Bu konuda 3 hipotez ileri sürülmüĢtür. 1- Tefradaki birincil minerallerden oluĢan kil minerallerinin toprağa katılımı, 2-Atmosferik çökeller veya bunların ayrıĢma ürünlerinden, 3- Toprakta pedojenik oluĢum.

ÇalıĢma alanında 2.1 tipi kil oluĢumu önemli miktara ulaĢmıĢtır. Bunun sebebi piroksen ve amfibollerin ayrıĢmasından ortaya çıkan bazik katyonların pH‘ı yükseltmesi ve düĢük yağıĢ nedeniyle Si ve Ca‘un yeterince yıkanamaması, bunun sonucunda da yüksek Si/Al oranını ve Ca eĢliği ile simektit oluĢumunun teĢvik edilmesidir. Nitekim birincil mineraller arasında görülen ojit ve diyopsit gibi minerallerin varlığı bu savı güçlendirmektedir.

Bütün bu veriler ıĢığında araĢtırılan topraklardaki kil minerallerinin, ana materyalden köken alan, bazalt ve andezitik materyallerde oldukça yoğun olarak saptanan feldispat, piroksen ve amfibol minerallerinin dönüĢüm ve ayrıĢma ürünleri olarak oluĢtukları görülmektedir.

Topraklarda birincil mineral olarak feldispat (anortit ve albit), amfibol ve piroksen (diopsid, aktinolit, tremolit, hornblend) apatit, hematit, olivin ve biyotit belirlenmiĢtir. Yapılan çözümlemelerde feldispatların plajiyoklaslar olduğu saptanmıĢtır. Plajiyoklaslar mafik materyallerde en bol bulunan minerallerdendir. Profillerde hematit gibi demirli mineraller saptanmıĢtır. Wada (1987) ve Bigham ve ark. (2002), hematitin magnetit ve maghemit ile iliĢkili olduğunu, magnetitin orman vejetasyonu altında ve organik madde varlığında maghemitten kolayca oluĢabileceğini, söz konusu mineraller ve gibsitin Hawaii‘de iyi ayrıĢmıĢ volkanik kül topraklarında bulunduğunu bildirmiĢlerdir. Hematit volkanik külden oluĢan topraklarda çok yaygın bir mineraldir ve demirli bileĢiklerin çok sıcak patlama ortamında oksidasyonu sonucu ortaya çıkmaktadır.

Örneklerin IR spektrumlarında 3355-3621 cm-1

aralığında H bağına ait geniĢ bir bant Ģeklinde yapısal OH‘ le ait gerilim dorukları elde edilmiĢtir. 1631-1643 cm-1

civarında H‘ e ait eğilme titreĢimleri elde edilmiĢtir. 712-798 cm-1 de ise Si-C tek bağına ait titreĢimler bulunmuĢtur. Topraklarda allofan gibi minerallere 4 bölgede rastlanır. 2800-3800, 1630-1640, 975-1020 ve 800-400 cm-1 bölgelerinde titreĢimler alınır. ÇalıĢılan bölgelerde söz konusu titreĢimler bulunmamıĢtır. Ancak 790 cm-1

bölgesinde Si-C tekli bağlarının bulunması ve yine 1636 cm-1 amorf silika için karakteristik piklerdir. Elde edilen bulgular örneklerdeki allofan ve imogolit varlığını doğrulamak için çekilen SEM görüntüleri (ġekil 4.5) ile de uyumludur. Elde edilen SEM görüntülerinde allofan veya imogolite ait halka veya küresel sekilde ve değiĢik büyüklükteki tüpler Ģeklinde morfolojiye ait görünümler gözlenmemiĢtir.

Profillerlerde topraklarda kum fraksiyonlarının oldukça yüksek olması, profillerin A-C veya A-kambik B-C horizonlarına sahip olması toprak oluĢumunda mevcut ayrıĢma koĢullarında geçen zamanın az olduğunu ortaya koymakta, profillerde ayrıĢmanın yavaĢ olduğunu ve ana materyalin etkisinin güçlü olduğunu göstermektedir. DüĢük yağıĢ ve kurak yaz periyodunun bulunması topraklarda Si kaybını sınırladığı için allofan ve imogolit oluĢumu meydana gelmemiĢtir. Özellikle profillerin horizonlarında kil fraksiyonlarında kil mineralleri tiplerinin aynı kalarak sadece baĢat kil mineralinin değiĢmesi, profilde horizonlar arasında kil mineral tip ve miktarlarının da çok az değiĢikliliğin bulunması, birincil minerallerin miktar ve çeĢidinin benzer olması pedojenik farklılaĢmanın çok yavaĢ olduğunu göstermektedir.