Ciomadul

Koordinatlar: 46°08′N 25°53′E / 46.13°K 25.88°D / 46.13; 25.88
Vikipedi, özgür ansiklopedi
Ciomadul
Ciomadu
Csomád (hu)
Güneyden Ciomadul'un merkezi blümünün 3D modeli
Harita
En yüksek noktası
Yükseklik1.289 m (4.229 ft) [1]
Koordinatlar46°08′N 25°53′E / 46.13°K 25.88°D / 46.13; 25.88 
Coğrafya
SıradağKarpatlar
Jeoloji
Kayaç yaşıPleistosen
Dağ türüDasit yanardağ
Volkanik yay/kemerCălimani–Gurghiu–Harghita volkanik kemeri

Ciomadul, Romanya'da yer alan bir yanardağdır. Macarca Csomád olarak bilinir.[2] Karpatlar'da yer alır. Băile Tușnad ve Bixad kasabalarına yakın bir konumdadır. Călimani (Kelemen) - Gurghiu (Görgényi) - Harghita (Hargita) dağları olarak bilinen volkanik zincirin bir parçasıdır ve bu zincirin güneydoğu ucunda yer alır. Ciomadul, Mohos ve St. Ana olarak bilinen iki gömülü patlama kraterine sahip birkaç lav kubbesinden oluşur ve bu kraterlerden birisi bir krater gölü olan Sfanta Ana Gölü'ne ev sahipliği yapar. Ciomadul'daki baskın volkanik kayaç potasyum açısından zengin bir dasittir.

Ciomadul'daki volkanik aktivite, yaklaşık bir milyon yıl önce etkili aktiviteyle başladı. Yanardağın çoğu 650.000 - 500.000 yıl önce ortaya çıktı.

Ciomadul'da 56.000 ila 32.000 yıl önce patlamalı volkanik aktivite meydana geldi. Hem çeşitli patlamaların hem de St. Ana ve Mohos kraterlerinin oluşumunun kesin tarihleri belirsizdir, çünkü kısmen potasyum-argon tarihlemesi ve diğer tarihleme teknikleriyle elde edilen tarihler birbirinden farklıdır. Bazı patlamalar, Karadeniz'e kadar volkanik kül püskürtecek Plin altı kuvvetine ulaşmış olabilir.

Son patlama 32.600 ila 27.500 yıl önce gerçekleşti. Tarihi de aynı şekilde belirsizdir. Devam eden sismik ve jeotermal aktivite ve volkanik gazın ekshalasyonları ve günümüzde varlığını sürdüren bir magma odasının kanıtı, Ciomadul'un potansiyel olarak aktif bir yanardağ olduğunu göstermektedir.

Coğrafya ve jeoloji[değiştir | kaynağı değiştir]

Bölgesel konum[değiştir | kaynağı değiştir]

Yunanistan ve İtalya haricinde, Kıta Avrupasında tarihsel volkanizma etkinliklerin gözlenmemiştir. En son volkanik aktivite 40.000 ila 6.500 yıl önce Garrotxa, Massif Central ve Vulkaneifel'de meydana geldi.[3]

Carpathia ve Pannonia bölgesindeki volkanik aktivite 20 milyon yıldan beri devam etmektedir ancak volkanik aktiviteler Kuvaterner döneminde azalmıştır. Holosen'de hiçbir patlama meydana gelmedi.[4] Ciomadul'da son volkanik aktivite, son buzul çağında meydana geldi.[2] Alanda seyrek bazaltik volkanik aktiviteler de oluşmuş ve bu aktiviteler monojenetik volkanik alanlar oluşturmuştur.[5]

700 kilometre (430 mi) uzunluğundaki volkanik yay Karpatlar boyunca uzanmaktadır. Călimani (Kelemen) - Gurghiu (Görgényi) - Harghita (Hargita) zinciri olarak da bilinen güney kesiminde,[6][7][8] volkanizma 9 ile 0.22 milyon yıl önce güneye hareket ederek y. 100 kilometre (62 mi) uzunluğunda bir volkanik zincir oluşturdu.[9] Her ne kadar Ciomadul'daki tarihleme ve hacim tahmininin daha doğru bir çalışması, zaman içinde patlamaların sayısında bir artış bulsa da[10] magma üretimi zamanla kademeli olarak azaldı, erken yanardağlar bazen kaldera oluşturan patlamalara sahip büyük stratovolkanlardı, daha yeni aktivite monogenetik yanardağları içeriyordu.[11][12]

Bu volkanizma, Avrasya levhası ile Tisza-Dacia mikrolevhası arasındaki çarpışmanın meydana geldiği,[13][14] öncesinde dar bir okyanusu içeren bir yitim zonu aşamasıyla meydana gelen bir ortamda meydana geldi. [15] Bu, Afrika levhası ile Avrasya Plakası arasındaki çarpışmanın bir parçasıydı; Karpatlar bölgesindeki batma süreci günümüzde de devam etmekte olabilir.[16] Ciomadul'dan 50 kilometre (31 mil) uzaklıktaki Vrancea bölgesinde deprem aktiviteleri devam etmektedir; bu derin depremler, Vrancea bölgesinin altında bir levha kalıntısının bulunduğunu göstermektedir.[17] Bu tektonik ortam, Ciomadul'un 40 kilometre (25 mi) güneyinde,[18] daha eski Ciomadul aktivitesi ile eşzamanlı olarak aktif olan[19] Ciomadul ve Persan volkanik alanındaki volkanizmadan da sorumlu olabilir.[20] Ciomadul'un volkanik aktivitesi hakkındaki diğer teoriler, litosferin delaminasyonunu veya batma bölgesinin geri geri çekilmesini işaret etmektedir.[21]

Bu zincirdeki volkanizma kalk-alkalindir ve andezit, dasit[9] ve riyolit ile sonuçlanmıştır.[7] Üç milyon yıl önce, kayalardaki potasyum içeriğinin artmasıyla volkanizmanın kimyasında bir değişiklik meydana geldi. Bileşim içindeki bu değişiklik coğrafi olarak Trotus hattı olarak bilinen bir çizgiyi geçen volkanik aktivite ile çakıştı.[9][21][8]

Yanardağ[değiştir | kaynağı değiştir]

Yanardağın 3 boyutlu modeli

Ciomadul güneydoğu Karpatlar'ın güneydoğusunda[4] Călimani (Kelemen) - Gurghiu (Görgényi) - Harghita (Hargita) volkanik zincirinin sonunda yer alır[9] ve Ciomadu olarak da bilinir.[22] Oltu Nehri'nin kanyonu Ciomadul'u Harghita Dağları'ndan ayırır.[23] Băile Tușnad ve Bixad kasabaları yanardağa yakındır [24] ve bir yol güneydoğudan yanardağa çıkar ve Mohos bataklığını geçerek St. Ana gölüne gider.[25][26] Yanardağın tabanı, Kretase dönemine tarihlenen fliş[13][14] ve daha eski volkaniklerden oluşur; bazı yerlerde volkanik kayaçlar akarsu birikintilerinin üzerini örter.[27]

Ciomadul'un hala aktif bir yanardağ olabileceği fikri ilk olarak 1780'de genç görünümü ve gaz salınımı temelinde önerildi. 1964 tarihli bir yayında Ciomadul tüflerinin Pliyosen volkanitlerinin yeniden işlendiği varsayılırken, geç Pleistosen tarihlendirilmesi kısa süre sonra yayımlandı.[28]

Ciomadul, Aşağı Ciuk Havzasını çevreleyen 700 metre (2.300 ft) yüksekliğin üzerinde yükselen Güney eğimli bir sırt oluşturan lav kubbeleri ve diğer volkanik malzemelerden oluşan bir kompleksten oluşur. Tek tek lav kubbeleri koni şeklinde tepeler oluşturur[23] ve bu tepeler 300-400 metre (980-1,310 ft) yüksekliğe ve 1-2 kilometre (0.62–1.24 mil) genişliğe ulaşabilir. Bu kubbeler arasında Haramul Ierbos (Macarca Fű-Haram), Haramul Mare (Nagy-Haram), Haramul Mic (Kis-Haram), Vf. Cetăţii (Vár-tető), Vf. Comloş (Komlós-tető), Vf. Surduc (Szurdok-tető)[29] ve ana kompleksin güneydoğusunda yer alan Dealul Mare bulunur.[30] Merkezi kubbe kümesi eliptiktir[13] ve tektonik faylar büyümelerini etkilemiştir.[31] Kompleksin en yüksek noktası 1.301 metre (4.268 ft) yüksekliğe sahip Ciomadul Mare'dir (Nagy-Csomád).[23] Bazı kubbeler daha sonra erozyon, patlayıcı aktivite[32] veya fümerolik değişiklikten etkilendi.[14] Tüm volkanik kompleks 80 kilometrekarelik (31 mil kare) bir yüzey alanını kaplamaktadır[13] ve volkanik döküntülerden oluşan dairesel / yarım daire biçimli bir düzlükle çevrilidir.[33]

St. Ana krateri ve göl

Lav kubbe kompleksi, Mohos ve St. Ana adlı iki krater içerir. Kraterlerin batı kenarını oluşturan daha önce var olan lav kubbelerinde[9][34] oluşmuşken, doğuda patlamalı püskürmelerin ürünleri ortaya çıktı.[19] St. Ana Krateri, Meksika'daki El Chichón yanardağının krateri ile karşılaştırılabilir, tepenin altında 1.600 metre (5.200 ft) genişliğinde ve y. 200 metre (660 ft) derinliğindedir.[29] Bu kraterde bir yarık yoktur ve nispeten erozyondan etkilenmemiştir.[35] Bir zamanlar 12 metreden (39 ft) daha derin olduğu düşünülen 6 metre (20 ft) derinliğinde bir krater gölü içerir.[9] y. 1.899 kilometrekare (733 sq mi) alana sahip olan bu büyük göl Sfânta Ana Gölü olarak bilinir, 46°07′35″K 25°53′17″D / 46.12639°K 25.88806°D / 46.12639; 25.88806 koordinatlarında yer alır ve 946 metre (3.104 ft) yükseklikte yer alır.[33][36]

Mohos Krateri 1.050 metre (3.440 ft) yükseklikte yer almaktadır.[37] 1.9 kilometre (1.2 mil) çapındadır ve çok derin olmayan St. Ana'dan daha büyüktür.[38] 80 hektar (800.000 m2) büyüklüğünde ve 10 metre (33 ft) kalınlığında Sphagnum turba bataklığı ile kaplanmıştır ve çevresi St. Ana krateri tarafından kesilmiştir.[29][39]

Mohos kraterinde turba bataklığı

St. Ana'nın aksine, Mohos krateri erozyon sonucu oluştu ve bir çıkış vadisi oluşmasına neden oldu.[40] Her iki krater de patlamalı püskürmelerle oluşmuştur ve ikisinin birikintilerini ayırt etmek zordur.[9] Çapı 2-25 kilometre (1,2-15,5 mi) civarındadır[41] ve hem St. Ana hem de Mohos'u kapsamaktadır.[42]

Ciomadul tarafından oluşturulan piroklastik akıntı (tefra) yatakları, kuzeydoğu, güney ve batı yamaçlarında bulunmuştur.[29] Yanardağdan 25 kilometre (16 mil) kadar bir mesafeye kadar dağılmıştır.[9] Tusnad yolunda, akıntılardan birinin kalınlığı y. 10 metre (33 ft) civarına ulaşmaktadır.[43] Yanardağda tefra taban düşüşü,[9] lapilli,[43] ve taşma yatakları da bulunur ve akış birikintileri süngertaşı blokları içerir.[9] Ciomadul'dan bir lapilli katmanı 20-23 santimetre (7,9-9,1 in) kalınlığındadır ve yanardağın 40 kilometre (25 mi) doğusunda yer alır.[44] Piroklastik oluşumun tamamı, "Erken Phreatomagmatik + Plinian Aktivitesi", "Orta Plinian Aktivitesi" ve "En Son St. Ana Freatomagmatik Aktivite" olarak bilinen üç sınıfa ayrılmıştır. Her biri birkaç ayrı tefra katmanını içerir.[45]

Ciomadul'daki diğer yer şekilleri arasında lav domları ve lav akıntıları bulunur.[13] Kompleksin toplam hacmi yaklaşık 8-15 kilometreküp (1,9-3,6 cu mi) yoğun kaya eşdeğeridir.[17] Sondajlarda 575 metre (1,886 ft) derinlikte bir intrüzyon varlığı tespit edilmiştir.[13] Son olarak, volkanik erozyon ürünleri ve tefra, volkanik kompleksin her yerinde[46] 350 kilometre (220 mil) doğusunda meydana gelir.[47]

Daha eski volkanik merkezler Ciomadul'un kuzeybatısına uzanır. Artan mesafe ile bunlar, 2.5-1.5 milyon yıllık Pilisca merkezi, 2.8-2.2 milyon yıllık Cucu merkezi ve 4.3-3.6 milyon yıllık Luci-Lazu ve Sumuleu-Ciuc volkanik merkezleridir. Ciomadul'un güneyinde Murgul şoşonitleri 2.3-1.5 milyon yıl önce patladı;[48][49] bunlar kriptokubbeleri temsil etmektedir.[17] Pilisca'dan andezit lav akıntıları bazı yerlerde Ciomadul yataklarının altında uzanır.[50]

Kompozisyon[değiştir | kaynağı değiştir]

Ana kaya potasyum açısından zengin dasittir.[51] Kayalar porfirik bir görünüme sahiptir ve az sayıda vezikül içerir. Ayrıca, kristaller açısından çok zengindirler,[52][12][53] baskın fenokristal oluşturan mineraller biyotit, hornblend ve plajiyoklazdır. Daha az önemli olan alanit, apatit, klinopiroksen, olivin, ortopiroksen, kuvars, sfen ve zirkondur.[12][23] Ana kütle plajiyoklaz, piroksen, silikon dioksit ve demir ve titanyum oksitleri içerir.[53] Ciomadul'un kayalarının bileşimi, evrimi boyunca[34] şimdiki zamandan 1 milyon ve 650.000 yıl önce iki hareketine rağmen sabit kalmıştır[54] ve bileşenlerinin bu çeşitliliği, Ciomadul magmalarının oluşumunun felsik ve mafik magma arasında karışmayı içerdiğini göstermektedir.[24]

Bileşimsel olarak, Ciomadul tefraları biri Tuşnad tipi ve diğeri Bixad tipi olmak üzere iki gruba ayrılmıştır.[55] Kayaçlardaki kristallerin büyük bir kısmı, kayaların radyometrik tarihlemesini zorlaştıran antekristler ve ksenokristlerden oluşur. Bunlar amfibol, biyotit, feldispat ve zirkonu içerir.[9]

Kaynakça[değiştir | kaynağı değiştir]

  1. ^ a b "South Harghita Mountains". Global Volcanism Program. Smithsonian Institution. 
  2. ^ a b Karátson et al. 2013, s. 43.
  3. ^ Harangi et al. 2015, ss. 66–67.
  4. ^ a b Harangi et al. 2010, s. 1498.
  5. ^ Harangi et al. 2013, s. 44.
  6. ^ Kis et al. 2017.
  7. ^ a b Karátson et al. 2013, s. 44.
  8. ^ a b Molnár et al. 2018, s. 3.
  9. ^ a b c d e f g h i j k Harangi et al. 2010, s. 1500.
  10. ^ Karátson et al. 2019, s. 12.
  11. ^ Szakács et al. 2015.
  12. ^ a b c Karátson et al. 2016, s. 30.
  13. ^ a b c d e f Szakács et al. 2015, s. 3.
  14. ^ a b c Kis et al. 2017, s. 121.
  15. ^ Karátson et al. 2019, s. 2.
  16. ^ Mitrofan & 20000, s. 1447.
  17. ^ a b c Harangi et al. 2015, s. 67.
  18. ^ Harangi et al. 2013, s. 48.
  19. ^ a b Molnár et al. 2019, s. 135.
  20. ^ Harangi et al. 2015, s. 69.
  21. ^ a b Kiss et al. 2014, s. 2.
  22. ^ Diaconu et al. 2019, s. 2.
  23. ^ a b c d Karátson et al. 2013, s. 45.
  24. ^ a b Harangi et al. 2015, s. 85.
  25. ^ Harangi et al. 2010, s. 1499.
  26. ^ Diaconu et al. 2019, s. 3.
  27. ^ Karátson et al. 2019, s. 3.
  28. ^ Karátson et al. 2016, s. 32.
  29. ^ a b c d Karátson et al. 2013, s. 46.
  30. ^ Karátson et al. 2019, s. 4.
  31. ^ Lahitte et al. 2019, s. 11.
  32. ^ Szakács et al. 2015, s. 5.
  33. ^ a b Magyari et al. 2014, s. 281.
  34. ^ a b Harangi et al. 2015, s. 83.
  35. ^ Karátson et al. 1999, s. 178.
  36. ^ Karátson et al. 2013, s. 50.
  37. ^ Tantau et al. 2003, s. 113.
  38. ^ Szakács et al. 2015, s. 6.
  39. ^ Tantau et al. 2003, ss. 113–114.
  40. ^ Karátson et al. 1999, s. 181.
  41. ^ Karátson et al. 2013, s. 53.
  42. ^ Karátson et al. 2013, s. 54.
  43. ^ a b Harangi et al. 2010, s. 1501.
  44. ^ Szakács et al. 2015, s. 8.
  45. ^ Karátson et al. 2016, s. 44.
  46. ^ Karátson et al. 2019, s. 6.
  47. ^ Lahitte et al. 2019, s. 2.
  48. ^ Harangi et al. 2015, s. 84.
  49. ^ Harangi et al. 2015, s. 68.
  50. ^ Szakács et al. 2015, s. 7.
  51. ^ Kis et al. 2017, s. 120.
  52. ^ Molnár et al. 2018, s. 4.
  53. ^ a b Kiss et al. 2014, s. 4.
  54. ^ Molnár et al. 2018, s. 14.
  55. ^ Harangi et al. 2020, s. 233.

Bibliyografya[değiştir | kaynağı değiştir]

Dış bağlantılar[değiştir | kaynağı değiştir]

"https://tr.wikipedia.org/w/index.php?title=Ciomadul&oldid=32503943" sayfasından alınmıştır