Denüdasyon

Vikipedi, özgür ansiklopedi
Rio de Janeiro, Brezilya eyaletinin felsik alkali zorlayıcı kaya gövdeleri için bölgesel denüdasyonun şematik illüstrasyonu: Cabo Frio Adası ve Itaúna.

Denüdasyon, suyun, buzun, rüzgarın ve dalgaların hareketleriyle dünya yüzeyinin aşınmasına neden olan süreçleri içerir, bu da yükseltilerde azalmaya ve yer şekillerinin, rölyefin şekillenmesine neden olur. Volkanlar, depremler ve plaka tektoniği gibi endojen (içsel) süreçler, kıtasal kabuğu yükseltir ve hava koşulları, erozyon ve kütle hareketi gibi eksojen (dışsal) süreçlere maruz bırakır.

Yerküre’nin biçimlendirilmesi konusunda çok sayıda dış etmen ve süreç birlikte çalışır. Dış etmen ve süreçlerin toplam etkisi, Yerküre’ye ana biçimini veren iç süreçler kadar önemli olabilir. Hiçbir kayaç sonuna kadar ayrışmaya karşı direnemeyeceği gibi, hiçbir jeomorfolojik birim de aşınmadan kurtulamaz. Sonuç olarak, dorukların, yamaçların, vadilerin ve ovaların birleşimini, yerçekiminin, suyun, rüzgârın, dalga ve akıntıların ve buzun ortak çalışması belirler. Genel bir terim olarak denüdasyon, başlıca üç çeşit etkinliğin karşılıklı etkileşimleriyle gerçekleşir. Bunlar, çoğunlukla ayrışma (İng.: weathering), kütle hareketi (İng.: mass wasting) ve erozyon sırasıyla gerçekleşebilir. Tüm ayrışma malzemesinin nihai hedefi, erozyon yoluyla daha uzağa taşınmaktır.[1]

Denüdasyon Süreçleri[değiştir | kaynağı değiştir]

Denüdasyon, erozyon, ayrışma ve kütle aşınımının mekanik, biyolojik ve kimyasal süreçlerini içerir. Denüdasyon hem katı parçacıkların hem de çözünmüş maddelerin çıkarılmasını içerebilir. Bunlar, kriyofraksiyon, güneşe maruz kalma, sönme, tuz ayrışması, biyoturbasyon ve antropojenik etkilerin alt süreçlerini içerir.[2]

Dosya:Denudation Processes.jpg
Denüdasyon Süreçleri; ayrışma, kütle hareketi ve erozyon

Denüdasyonu etkileyen faktörler şunlardır:

Kimyasal ayrışmanın oluşması için öncelikli olarak, su ya da nemin bulunması gerekmektedir. Oluşan çözülmenin derinliği ve hızı, yağışla ve genel olarak da sıcaklık ile orantılı olarak artar. Bu nedenle kimyasal çözülme, sıcak ve nemli bölgelerde maksimum (en yüksek) düzeydedir. Sıcak ve soğuk kurak bölgelerde ise, minimum (en düşük) düzeydedir. Mekanik (fiziksel) çözülmenin yani ufalanmanın şiddetini belirleyen başlıca etmen ise, sıcaklığın fazla değişimi ve özellikle donma noktası çevresinde sık sık değişmesidir. Don etkisi ise, yine suyun varlığına bağlıdır. Buna göre, mekanik çözülmenin en etkili olduğu iklim bölgeleri, nemli subpolar alanlar ile yüksek dağ iklimleridir. Sıcak alanlara gidildikçe donma-erime (gevşeme) yoluyla mekanik çözülme, yani konjelifraksiyon en aza inmektedir.[1]

Kütle hareketlerinin genel sınıflandırılması ve türleri ise; düşme, akma, sürüklenme, heyelan, devrilme ve çökmedir. Kütle hareketlerinin oluşumları ve şiddeti, çeşitli etmenlere bağlıdır. Bunlar; yapı, litoloji, eğim ve iklim (toprak nemi, yağış, sıcaklık, vb) olarak sıralanabilir. Bunlardan yapı ve litoloji, iklime bağlı değildir. Eğim ise, ancak dolaylı bir biçimde ve kısmen iklimle ilgilidir. Buna karşılık, kütle hareketlerini kolaylaştıran başlıca iki etmen olan zeminde suyun varlığı ve sıcaklığın donma noktası çevresinde sık sık değişmesi iklim ile doğrudan ilgilidir. Kütle hareketlerinin oluşumunda, ana kayaca ve ayrışma ürünü kütleye (regolit) karışan su tutarı da önemlidir. Kütle hareketlerini kolaylaştıran ya da tetikleyen bir başka etmen, hareketin gerçekleştiği kütlenin kil içeriğidir.[1]

Vadileri izleyen akarsuların ya da yüzeysel olarak etkili olan yağışların ve sel sularının şekillendirme açısından oynadıkları rol, bölgeden bölgeye değişir. Flüvyal sürecin hızını ve büyüklüğünü belirleyen başlıca etmenler şöyle sıralanabilir; Eğim, Yağış (tutarı, rejimi ve şiddeti), Yağış etkinliği (genel olarak yağış ile sıcaklık ya da evapotranspirasyon (buharlaşma terleme) arasındaki ilişkiye bağlı olan nemlilik derecesi), Bitki örtüsü, Kimyasal ayrışma ve mekanik ufalanma, Geçirimlilik, gözeneklilik vb, Kayaç direnci ve Kütle hareketleri.[1]

Şekillendirici dış kuvvetler arasında belki de en sınırlı en az etkili olanı rüzgârdır. Rüzgârın aşındırdığı, taşıdığı ve biriktirdiği çökeller, eoliyen (eolian) ya da aeolian olarak adlandırılır. Hava; su, buz ve buzul vb. ortamlara göre çok daha az yoğun ve hafif olduğu için, rüzgârın yeryüzü malzemelerini (ayrışma ya da aşınma, gevşek birikme vb. sonucunda) yerinden kaldırma ve hareket ettirme kuvveti ya da yeteneği, su ve buzul gibi diğer taşıyıcı ve sürükleyici etmenlere göre daha küçüktür. Rüzgar erozyonu iki temel süreç ile etkili olur; bunlar deflasyon ve abrazyondur. Deflasyon küçük ve hafif parçacıkların havaya kaldırılarak başka bir yere taşınma sürecidir. Abrazyon ise kayaç yüzeylerinin, rüzgâr deflasyonu ile taşınan küçük parçacıkların kum püskürtmesi ya da kum sürtmesi yoluyla cilalanması ve çizilmesi ya da aşınması sürecidir.[1]

Denüdasyon Oranları[değiştir | kaynağı değiştir]

Modern denüdasyon tahminleri genellikle ölçüm istasyonlarında alınan akış yükü ölçümlerine dayanır. Askıya alınmış yük, yatak yükü ve çözünmüş yük ölçümlere dahil edilmiştir. Yükün ağırlığı hacimsel birimlere dönüştürülür ve yük hacmi, ölçüm istasyonunun üzerindeki havza alanına bölünür. Sonuç, Dünya yüzeyinin 1000 yılda inç veya santimetre cinsinden aşınmasının bir tahminidir.[3] Çoğu durumda, insan etkisi için herhangi bir ayarlama yapılmaz, bu da ölçümlerin yüksek olmasına neden olabilir.[4]

Denüdasyon oranları genellikle yükselme oranlarından çok daha düşüktür. Eşit denüdasyon ve yükselme oranlarının olabileceği tek alanlar, uzun süreli sürekli deformasyona sahip aktif plaka kenarlarıdır.[5]

Bir birim alandan aşınmış tortunun ağırlığı veya hacmi olan tortu verim oranlarının aksine, denüdasyon oranları genellikle zemin yüzeyinin 1000 yıl veya denüdasyon kademesi başına metre cinsinden tekdüze bir düşüş olarak ifade edilir. Son jeolojik yayınlarda verilen denüdasyon oranları genellikle geniş alanlar için olanlardır. 30 mil kareden daha küçük drenaj havzalarında daha yüksek denüdasyon oranları meydana gelir. Geniş alanlarda denüdasyon daha fazla zaman gerektirir ve genel olarak birim alan başına tortu verimi, drenaj-havza alanının yaklaşık olarak 0.15 gücünde azalır. Denüdasyon oranlarının yükselme ile veya bir erozyon döngüsü sırasında değiştiği bilinmektedir.[6]

Yaklaşık 1.500 mil karelik alanlar için denüdasyon oranları 1.000 yılda ortalama 0.25 feet' tir ve 1.000 yılda maksimum 3 feet' e ulaşır. Bu oranlar nispeten hızlıdır ve çoğunlukla yarı kurak bir iklimde tortul kayaçların altında yatan alanları temsil eder. Nemli bölgelerde denüdasyon oranları yaklaşık dört kat daha yavaştır. Denüdasyon oranları, drenaj-havza rölyefinin üstel bir fonksiyonudur ve denüdasyon oranlarının yükselme ile hızla arttığını gösterir. Mevcut orojeni oranları, denüdasyon oranlarını önemli ölçüde aşmaktadır. Ortalama maksimum orojeni oranı 1.000 yılda yaklaşık 25 feet' dir. Orojeni ve denüdasyon oranları arasındaki bu eşitsizliğin bir sonucu olarak, yamaç formunun, yamaç erozyonu ve dere insizyonu oranları arasındaki farkın, yükselme oranlarından daha fazla bir fonksiyonu olduğu sonucuna varılmıştır. Bu fark aynı zamanda yükselme ve denüdasyon oranları arasındaki dengenin zamandan bağımsız yer şekilleri oluşturmasını olası kılmaz. Nispeten daha yavaş denüdasyonun eşlik ettiği ve takip ettiği hızlı orojeni, denüdasyona izostatik uyum nedeniyle tekrarlayan yükselmenin epik döngülerine neden olmalıdır. Tektonizmin kesilmesinden sonra tekrarlayan yükselmenin bu evreleri, eski dağ sıralarıyla ilişkili izostatik anomalilerin yanı sıra çoklu erozyon yüzeylerinin ve terasların varlığını kısmen açıklayabilir.[6]

Nispeten hızlı denüdasyon oranları, jeolojik geçmişte muhtemelen yaygın olan koşullar altında peneplanasyonu çok olası bir olay haline getirmektedir. 5.000 feet arazi plantasyonu belki de 15 ila 110 milyon yıl sürebilir.[6]

Önerilen Döngüler[değiştir | kaynağı değiştir]

İlk çalışmalar, arazi oluşumlarını tanımlamak için denüdasyon döngüsü hipotezlerinin oluşumunu teşvik etmiştir. Günümüzde çoğunlukla önemsenmemiş olsalar da, bu modellerin çoğu sadeliği ve görünüşte açık varsayımları nedeniyle dayanıklıdır. 1890'larda W. M. Davis, sözde 'genç' yer şekillerinin yüksek eğimlere ve yükseltilere sahip olduğu ve orta yaştan yaşlılığa kadar küçülen, alçak topoğrafyaya sahip olduğu bir 'yıpranma' döngüsü önerdi. İngiltere ve Galler'in yer şekillerinin, Kuzey Galler'deki 3,000 fitlik kalıntı zirve platosu gibi bu çoklu peneplanasyon ve gençleştirme döngülerini yansıttığı düşünülüyordu.. Bu modelin oluşumunda, ılıman bölgelerde bir dizi akarsu ve buzul dinamikleri varsayımı yapılmıştır.

Bu tür teoriler, tektonik teori büyük ölçüde anlaşılmadan önce önerildi ve bu nedenle şimdi büyük ölçüde itibarsızlaştı.

Volkanik Yer şekilleri[değiştir | kaynağı değiştir]

Amotoki Denudation 1.jpg

A) Villarrica Yanardağı, Şili, erozyon ve denüdasyon etkisi olmayan bir yanardağ

B) Chachahén Yanardağı, Mendoza Eyaleti, Arjantin, güçlü erozyon etkisi olan ancak denüdasyon olmayan bir yanardağ

C) Cardiel Gölü, Santa Cruz Eyaleti, Arjantin, denüdasyonun güçlü etkisi altında volkanik bir alan, subvolkanik Kaya gövdesini açığa çıkarır.[7]

Denüdasyon, bir zamanlar volkanik aktivitenin meydana geldiği alanın mevcut yüzeyinde derin subvolkanik yapıları ortaya çıkarır. Volkanik çıkıntılar ve setler gibi alt volkanik yapılar denüdasyon ile açığa çıkar.

Galeri[değiştir | kaynağı değiştir]

Kaynakça[değiştir | kaynağı değiştir]

  1. ^ a b c d e "Prof. Dr. Murat Türkeş "Jeomorfojenetik Bölgelerin İlkeleri"" (PDF). Türkeş, M.,. Mayıs 2014. 
  2. ^ Smith, J.M.B. "Fundamentals of the Physical Environment, 4th ed.- by Peter Smithson, Ken Addison and Ken Atkinson". Geographical Research. 47 (1): 93-94. doi:10.1111/j.1745-5871.2008.00569.x. ISSN 1745-5863. 
  3. ^ Ritter, Dale F. "RATES OF DENUDATION". Journal of Geological Education. 15 (4): 154-159. doi:10.5408/0022-1368-xv.4.154. ISSN 0022-1368. 
  4. ^ Judson, S. (28 Haziran 1968). "Erosion Rates Near Rome, Italy". Science. 160 (3835): 1444-1446. doi:10.1126/science.160.3835.1444. ISSN 0036-8075. 
  5. ^ Burbank, Douglas W.; Beck, Richard A. (1991). <1169:rltrod>2.3.co;2 "Rapid, long-term rates of denudation". Geology. 19 (12): 1169. doi:10.1130/0091-7613(1991)019<1169:rltrod>2.3.co;2. ISSN 0091-7613. 
  6. ^ a b c "The Disparity Between Present Rates of Denudation and Orogeny" (PDF). SHORTER CONTRIBUTIONS TO GENERAL GEOLOGY. S. A. SCHUMM. 1963. 3 Şubat 2017 tarihinde kaynağından (PDF) arşivlendi. 
  7. ^ Motoki, Akihisa; Sichel, Susanna. "Avaliação de aspectos texturais e estruturais de corpos vulcânicos e subvulcânicos e sua relação com o ambiente de cristalização, com base em exemplos do Brasil, Argentina e Chile". Rem: Revista Escola de Minas. 59 (1): 13-23. doi:10.1590/s0370-44672006000100003. ISSN 0370-4467.  PDF (in Portuguese).

Media related to Denudation at Wikimedia Commons