Okyanus çukurlukları

Vikipedi, özgür ansiklopedi
Gezinti kısmına atla Arama kısmına atla
Okyanusal kabuk bir okyanus sırtında oluşurken, litosfer hendeklerde astenosfere doğru geri çekilir.
Okyanusal kabuk oluşumları okyanus sırtı, litosfer siperlerine ise astenosferin geri dalması.

Derin okyanus çukurları, binlerce km uzunluğunda dar alanlardır ve okyanusların en derin kesimlerini oluştururlar. Bunlara denizaltı vadileri de denir. Hendeklerin çoğu Pasifik Okyanusu’nda yer alır ve bazılarının derinliği 10.000 m’yi geçer. Örneğin Mariana Hendeği’ndeki Challenger Çukuru’nun derinliği 11.022 m olarak ölçülmüştür. Challenger Çukuru, dünya okyanuslarında yer alan en derin çukur olarak bilinmektedir. Derin okyanus hendekleri, okyanus tabanlarının küçük bir bölümünü oluşturmasına karşılık çok önemli jeolojik yapılardır. Hendekler litosferik levhaların daldığı ve manto ya gömüldüğü levha yaklaşım alanlarıdır.Levhalardan biri diğerinin altına dalarken depremlerin yanı sıra volkanik aktivite de gelişir. Bu nedenle hendekler, volkanik ada yayı olarak bilinen yay şekilli aktif volkan kümelerine paralellik gösterir. Ayrıca And ve Cascade (Çağlayan) dağ sıralarının bir bölümünü oluşturan kıtasal volkanik yaylar da hendekler ile paralel bir gidiş gösterir. Pasifik Okyanusu kenarı boyunca gözlenen çok sayıda hendek ve ilişkili volkanik aktivite nedeniyle bu bölge ateş çemberi olarak adlandırılmıştır. Okyanus hendekleri genellikle okyanus tabanı seviyesinin 3-4 km altına kadar ulaşır.

Coğrafi Dağılım[değiştir | kaynağı değiştir]

Çoğunlukla Pasifik Okyanusu (ateş çemberi) etrafında dağılım göstermişlerdir. Atlantik Okyanusu'nda yalnızca iki hendek bulunmaktadır. Bunlar Küçük Antil yayının kenarındaki Porto Riko Çukuru ile, Güney Sandviç Çukuru'dur. İki okyanusal kıtanın birbirine yaklaştığı yerlerde oluşur. Okyanus hendekleri kıta kabuğunun ve okyanus kabuğunun arasında dalma batma ile oluşabilir. Pasifik Okyanusu'nda bulunan Guam Adası yakınlarındaki Mariana Hendeği'nde yer alan Challenger Çukuru Dünya'nın en derin noktasıdır.Çoğunlukla Pasifik Okyanusu çevresinde yaklaşık 50.000 km (31.000 mi) yakınsak plaka marjı vardır - “Pasifik tipi” marjın nedeni - ancak doğu Hint Okyanusu'nda da nispeten kısa yakınsak marj segmentleri bulunur. Atlantik Okyanusu ve Akdeniz'de. Küresel olarak, 1.9 milyon km²'lik bir alanı veya okyanusların yaklaşık% 0.5'ini kaplayan 50'den fazla büyük okyanus çukuru vardır.[1] Kısmen doldurulmuş siperler "oluklar" olarak bilinir ve bazen tamamen gömülürler ve batimetrik ifadeden yoksundurlar, ancak bunların temsil ettiği temel plaka tektonik yapıları, büyük ismin burada da uygulanması gerektiği anlamına gelir. Bu Cascadia, Makran, güney Küçük Antiller ve Calabrian siperleri için geçerlidir. Volkanik yaylar ve volkanik arkın altına 700 km (430 mi) kadar derinleşen deprem bölgeleri ile birlikte, yakınsak plaka sınırlarının ve daha derin tezahürlerinin, batma bölgelerinin teşhisi vardır. Siperler, kıtasal kabuğun bir batma bölgesine girdiği kıtasal çarpışma bölgeleriyle (Hindistan ve Asya'yı Himalaya'yı oluşturanlar gibi) ayırırlar. Yüzen kıtasal kabuk bir hendeğe girdiğinde, çökme sonunda durur ve alan kıtasal bir çarpışma bölgesi haline gelir. Siperlere benzer özellikler, Ganj Nehri ve Dicle-Fırat nehirlerinin aktığı gibi tortu dolu ön ayaklar da dahil olmak üzere çarpışma bölgeleri ile ilişkilidir.

Önemli Pasifik Çukurları (1-10) ve kırık zonlar (11-20): 1. Kermadec 2. Tonga 3. Bougainville 4. Mariana 5. Izu-Ogasawara 6. Japon 7. Kuril–Kamçatka 8. Aleutian 9. Orta Amerika 10. Peru-Şili 11. Mendocino 12. Murray 13. Molokai 14. Clarion 15. Clipperton 16. Challenger 17. Eltanin 18. Udintsev 19. East Pacific Rise (S-shaped) 20. Nazca Ridge

''Hendek'' Teriminin Tarihçesi[değiştir | kaynağı değiştir]

Hendekler 1940'ların ve 1950'lerin sonlarına kadar açıkça tanımlanamadı. Okyanusların batimetrisi, kıtalar arasındaki deniz tabanındaki transatlantik telgraf kablolarının ilk döşendiği 19. yüzyılın sonlarına ve 20. yüzyılın başlarına kadar çok az ilgi çekti. Hendeğin uzatılmış batimetrik ifadesi, 20. yüzyıla kadar iyi tanınmamıştır. “Hendek” terimi Murray ve Hjort'un (1912) klasik oşinografi kitabında bulunmamaktadır. Bunun yerine Challenger Çukuru gibi okyanusun en derin kısımları için “derin” terimini uyguladılar. I. Dünya Savaşı savaş alanlarından gelen deneyimler, hendek kavramını önemli bir sınırı tanımlayan uzun bir depresyon olarak kuşatmıştır ve belki de 1920'lerin başlarında doğal özellikleri tanımlamak için kullanılan “hendek” teriminin kullanılmasına yol açmıştır. Savaş bittikten iki yıl sonra Scofield'ın Rocky Dağları'ndaki yapısal kontrollü bir depresyonu tanımlamak için jeolojik bir bağlamdır. Johnstone, 1923 ders kitabında Bir Oşinografiye Giriş, bu terimi ilk olarak modern anlamda deniz tabanının belirgin, uzun süreli depresyonu için kullandı.

1920'ler ve 1930'larda Felix Andries Vening Meinesz, bir denizaltıdaki yer çekimini ölçebilen benzersiz bir gravimetre geliştirdi ve hendekler üzerindeki yerçekimini ölçmek için kullandı. Onun ölçümleri, hendeklerin Dünya'daki katı yaşam alanları olduğunu ortaya çıkardı. Siperlerde downwelling kavramı, Griggs tarafından 1939'da bir çift dönen davul kullanarak bir analog model geliştirdiği tectojen hipotezi olarak karakterize edildi. Pasifik'teki II. Dünya Savaşı, özellikle batı Pasifik'te batimetri üzerinde büyük gelişmeler sağladı ve bu derinliklerin doğrusal doğası netleşti. Derin deniz araştırma çabalarının hızlı büyümesi, özellikle 1950'lerde ve 1960'larda yankıların yaygın kullanımı, terimin morfolojik faydasını doğruladı. Önemli hendekler tespit edildi, örneklendi ve en büyük derinlikleri sonik olarak düştü. Hendek arama çalışmalarının ilk aşaması, Challenger Deep'in dibine dalarak rakipsiz bir dünya rekoru kıran Bathyscaphe Trieste'nin 1960 yılında sona erdi. Robert S. Dietz 've Harry Hess'in 1960'ların başlarında deniz tabanına yayılan hipotezi ve 1960'ların sonlarında levha tektonik devrimini dile getirmesinin ardından “hendek” terimi, levha tektonik ve batimetrik çağrışımlarla yeniden tanımlanmıştır.

Morfolojik Tanım[değiştir | kaynağı değiştir]

Kıtasal ve okyanusal kabukların çarpışarak okyanus kabuğunun kıvrılması

Okyanus hendekleri, uzaklaşan levha sınırlarının önemli bir parçalarıdır. Çukurlar arasındaki geçişler, nispeten yumuşak dış eğimler ve daha dik iç eğimler ile asimetrik bir yapı oluştururlar.Siperler, yakınsak plaka kenar boşluğunun ayırt edici fizyografisinin merkez parçalarıdır. Siperler arasındaki geçişler, nispeten yumuşak (~ 5 °) dış (denize doğru) eğimler ve daha dik (~ 10-16 °) iç (karaya doğru) eğimler ile asimetrik profiller verir. Bu asimetri, dış eğimin aşağı iniş plakasının üstü tarafından tanımlanması gerçeğinden kaynaklanır, ki bu inişe başlarken bükülmelidir. Litosferin büyük kalınlığı, bu bükülmenin yumuşak olmasını gerektirir. Çıkarma plakası hendeğe yaklaştıkça, ilk önce dış hendek şişmesini oluşturmak için yukarı doğru bükülür, daha sonra dış hendek eğimini oluşturmak için iner. Dış hendek eğimi tipik olarak deniz tabanını hendekte aşağı 'merdivenleyen' bir dizi alt paralel normal fay tarafından bozulur. Plaka sınırı, hendek ekseninin kendisi tarafından tanımlanır. İç hendek duvarının altında iki plaka, deniz tabanı kesişimi hendek konumunu tanımlayan batma dekolmanı boyunca birbirinden geçmektedir. Geçersiz kılınan plaka tipik olarak bir volkanik ark ve önkol bölgesi içerir. Volkanik ark, derinlemesine bastırılmış plaka ile baskın plaka ile ilişkili astenosferik manto arasındaki fiziksel ve kimyasal etkileşimlerden kaynaklanır. Önkol, hendek ve volkanik ark arasında yer alır. Küresel olarak, önkollar iç dünyadan en düşük ısı akışına sahiptir, çünkü önkol litosfer ile soğuk alçaltıcı plaka arasında asthenosfer (konveksiyon manto) yoktur.İç açma duvarı, geçersiz kılınan plakanın kenarını ve en dıştaki önkolu işaretler. Önkol, magmatik ve metamorfik kabuktan oluşur ve bu kabuk, büyüyen bir kamaya (çukurlaşma plakasının üstünden kazınmış tortulardan oluşan) destek olarak kullanılabilir. Sediman akısı yüksekse, malzeme alt plakadan geçersiz kılınan plakaya aktarılır. Bu durumda, bir toplanma prizması büyür ve açmanın yeri, yakınsak marjın ömrü boyunca volkanik arktan aşamalı olarak uzaklaşır. Büyümek artan prizmalar ile yakınsama marjlarına toplanma marjları denir ve tüm yakınsak marjların neredeyse yarısını oluşturur. Gelen tortu akısı düşükse, malzeme erozyon erozyonu adı verilen bir işlemde alçalma plakası tarafından alçaltıcı plakadan kazınır. Bu malzeme daha sonra batma bölgesine taşınır. Bu durumda, açmanın konumu, yakınsak marjın ömrü boyunca magmatik arka doğru hareket eder. Subdüksiyon erozyonu yaşayan yakınsama marjlarına biriktirici olmayan veya eroziv marjlar denir ve yakınsak plaka sınırlarının yarısından fazlasını içerir. Bu aşırı basitleştirmedir, çünkü aynı marj bölümü aktif zaman aralığında hem tortu birikmesi hem de çökme erozyonu yaşayabilir.Bir hendek boyunca asimetrik profil, malzeme ve tektonik evrimdeki temel farklılıkları yansıtır. Dış hendek duvarı ve dış kabarma, yitim ile ilgili deformasyonun, baskın olan plakanın altına batmaya başladığı yerden birkaç milyon yıl süren deniz tabanından oluşur. Aksine, iç hendek duvarı, yakınsak marjın tüm ömrü boyunca plaka etkileşimleri ile deforme olur. Önkol, sürekli olarak çökme ile ilgili deformasyona ve depremlere maruz kalmaktadır. Bu uzun süreli deformasyon ve çalkalama, iç hendek eğiminin, içerdiği her hangi bir malzemenin durma açısı ile kontrol edilmesini sağlar. Topaklanmayan siperlerin iç eğimi deforme olmuş çökeltiler yerine magmatik ve metamorfik kayaçlardan oluştuğu için, bu siperlerde biriken siperlerden daha dik iç duvarlar vardır.

Peru-Şili Hendeği, mavi derin okyanus (solda) ve açık mavi kıta sahanlığı arasındaki keskin çizginin hemen solunda, Güney Amerika'nın batı kıyısında yer almaktadır. Okyanus Nazca Plakasının Güney Amerika Kıta Plakasının altına girdiği okyanus-kıta sınırı boyunca uzanır.

Dolu Hendekler[değiştir | kaynağı değiştir]

İç hendek eğiminin bileşimi ve hendek morfolojisinin birincil faktörü tortu beslemesi ile belirlenir.Aktif ek prizmalar, nehirlerin ve buzulların hendeklere büyük miktarda tortu beslediği kıtanın yakındaki hendeklerde sıklıkla bulunur.Bu gömülü çukurluklar, hendeklerin denizaltı topoğrafyasının temsilinden yoksun olabilir. Kuzeybatı Amerika Birleşik Devletleri'ndeki Cascadia marjı, Batı Amerika Birleşik Devletleri ve Kanada'daki nehirler sedimantasyon sonucu gömülü hendeklerdir.

Küçük Antiller yakınsak marjı, hendek morfolojisi için tortu kaynaklarına yakınlığın önemini göstermektedir. Güneyde, Orinoco Nehri'nin ağzının yakınında, morfolojik hendek yoktur ve önkol (biriktirici prizma dahil) neredeyse 500 km'dir. (310 mi) Büyük toplanma prizması, Barbados ve Trinidad adalarını oluşturmak için deniz seviyesinin üzerine ulaşır. Kuzey, önkol daralır, toplanma prizması kaybolur ve ~ 17°N'nin kuzeyinde, bir hendek morfolojisi hakimdir. Porto Riko Çukuru, başlıca sedimanter kaynakların daha kuzeyinde, 8.600 m'den (28.200 feet) daha derindir ve aktif bir prizyoner prizması yoktur.

Alaska-Aleutiyen yakınsak marjı boyunca doğudan batıya nehirlere yakınlık, önkol genişliği ve hendek morfolojisi arasında benzer bir ilişki gözlemlenebilir. Alaska kıyısındaki yakınsak plaka sınırı, doğuda (Alaska'nın kıyı nehirlerinin yakınında) geniş bir yay ile gömülü bir çukurdan, batıda (Aleutian Adalarında) dar bir yay ile derin bir çukura dönüşür. Diğer bir örnek, Pakistan ve İran'ın dışındaki Dicle-Fırat ve İndus sedimanları tarafından doldurulmuş bir hendek olan Makran yakınsak marjıdır. Bir hendek boyunca kalın türbidit birikimleri, Valparaíso'nun güneyindeki Peru-Şili Açması'nda olduğu gibi, 1.000–2.000 km (620–1.240 mi) açmasına giren çökeltilerin aşağı eksenli taşınmasıyla sağlanabilir.

Yakınsama oranı, hendek derinliğini kontrol etmek için de önemli olabilir - özellikle kıtalara yakın siperler için- çünkü yavaş yakınsama, marj kapasitesinden fazla tortuyu bertaraf etmek için yetersizdir. Okyanuslar yakınlaştıkça ve kıtalar birleştikçe, hendek morfolojisinde de bir değişim beklenir. Okyanus genişken, hendek kıtasal tortu kaynaklarından uzak olabilir ve bu nedenle derin olabilir. Kıtalar birbirine yaklaştıkça, hendek kıtasal çökellerle doldurabilir ve daha sığ hale gelebilir. Çökme-çarpışma geçişinin ne zaman meydana geldiğini tahmin etmenin basit bir yolu, daha önce hendekle işaretlenen plaka sınırının deniz seviyesinin üzerine çıkacak kadar yeterince doldurulmasıdır.

Toplama Prizmaları ve Tortu Taşınması[değiştir | kaynağı değiştir]

Toplanma prizmaları iki şekilde büyür: Tortuların plakadan sıyrıldığı ön toplanma ile, hendek yakınında ve batırma dekoltörünün sığ kısımları boyunca alt tabakalar ile buldozer gibi kazınarak. Yakınsak marjın ömrü boyunca önden birikme, prizyoner prizmanın en dış kısmını tanımlayan daha genç tortular ve en iç kısmı tanımlayan en eski tortular ile sonuçlanır. Toplanma prizmasının daha eski (iç) kısımları daha küçüktür ve daha genç (dış) kısımlara göre daha dik yapılara sahiptir. Modern alt bölme bölgelerinde alt tabakanın tespit edilmesi zordur, ancak California Fransisken Grubu gibi eski toplanma prizmalarında tektonik mélanjlar ve dubleks yapılar şeklinde kaydedilebilir.

Farklı toplanma biçimleri, genellikle üç morfolojik farklılığı gösterir. Bu durum çukurun iç eğiminin morfolojisine yansır. Alt eğim, çıkıntılar oluşturan daldırma itme dilimleri içerir. Orta eğim bir sıra veya teras içerebilir. Üst eğim daha yumuşaktır, ancak denizaltı kanyonları tarafından kesilebilir. Yakınsak marjlar, yüksek bir rahatlamaya sahip olduğu, sürekli olarak deforme olduğu ve tortudaki büyük miktarda akışa karşılık geldiği için aktif bir dağılım ve çökelme yaşarlar. Tortu taşınması, denizaltı heyelanları, enkaz akışları, bulanıklık akımları ve konturitler tarafından kontrol edilir. Denizaltı kanyonları, plajlardan ve nehirlerden tortuyu üst yamaçtan aşağı taşır. Bu kanyonlar kanalize türbiditlerden oluşur ve genellikle derinlemesine tanımı kaybeder, çünkü sürekli faylanma denizaltı kanallarını bozar. Sedimanlar kanallar ve bir dizi fay kontrollü havza yoluyla iç hendek duvarından aşağı doğru hareket eder. Hendeğin kendisi bir tortu taşıma ekseni olarak işlev görür. Çukurda yeterli tortu hareket ederse, bulanıklık akımlarının hendeğin çok ötesine taşınabilmesi ve hatta Alaska'nın doğu Körfezi'nde olduğu gibi dış şişmeyi aşabilmesi için tamamen doldurulabilir. Kuzey Amerika nehirlerinden çökeltiler, dolu Cascadia açmasının üzerine dökülür ve Juan de Fuca levhasını geçerek batıya birkaç yüz kilometre yayılan sırtlara ulaşır.

Okyanus kıtasının yakınsak sınırı boyunca oluşan okyanus hendekleri

Bir biriktirici yakınsak marjın iç hendek eğimi, biriktirici prizmanın kalınlığını ve genişliğini yansıtır. Prizma, sedimanların özellikleri tarafından belirlenen eğim ile Mohr-Coulomb teorisine uygun olarak kurulan bir 'kritik konikliği' korur. Çöktürücü litosfer plakasından sıyrılmış bir sediman paketi ve çökeltiler tarafından desteklenen maksimum eğime ulaşmak için ilave edilen eklemsel prizma kama şeklinde deforme olur. Bu kritik koniklik elde edildiğinde, bazalt dekolte boyunca stabil olarak kayar. Gerinim hızı ve hidrolojik özellikler ayrıca, prizyoner prizmanın gücünü ve kritik konikliğin açısını da etkiler. Sıvı gözenek basınçları kaya gücünü değiştirir. Düşük geçirgenlik ve hızlı yakınsama, litostatik basıncı aşan gözenek basınçlarına ve dolayısıyla sığ konik bir geometriye sahip nispeten zayıf bir prizma ile sonuçlanırken, yüksek geçirgenlik ve yavaş yakınsama, daha düşük gözenek basıncı, daha güçlü prizmalar ve daha dik geometri ile sonuçlanır.

Helenik ark sisteminin Helen Açması olağandışıdır, çünkü bu yakınsak marj evaporitleri bastırır. Akdeniz Sırtı'nın güney eğiminin (ek prizmasıyla) yüzey eğimi yaklaşık 1 ° 'de düşüktür, bu da kama şeklindeki oluşumla beraber çok düşük kesme gerilimi gösterir. Evaporitler, ilave kompleksin sığ konikliğini kontrol eder, çünkü mekanik özellikleri üzerindeki etkileri nedeniyle silisik tortulardan farklıdır ve sıvı akışı ve sıvı basıncı oluşur. 1970'lerde, Girit'in güneyindeki Helen açmasının doğrusal derinliklerinin diğer yitim bölgelerindeki çukurluklarla benzer olduğu düşünülüyordu. Fakat, Akdeniz Sırtı'nın bir yığılma kompleksi olduğunun farkına varıldığında, Helen hendeğinin aslında aç bir ön havza olduğu ve plaka sınırının Akdeniz Sırtı'nın güneyinde olduğu ortaya çıktı.[2]

Boş Hendekler ve Çökme Erozyonu[değiştir | kaynağı değiştir]

Kıtasal sediman akışından uzak siperler, bir prizma prizmasından yoksundur ve bu tür siperlerin iç eğimi genellikle magmatik veya metamorfik kayalardan oluşur. Topaklayıcı olmayan yakınsak marjlar ilkel ark sistemlerinin karakteristiğidir (ancak bunlarla sınırlı değildir). İlkel ark sistemleri, Izu-Bonin-Mariana, Tonga-Kermadec ve Scotia (Güney Sandviç) ark sistemleri gibi okyanus litosferi üzerine inşa edilmiş sistemlerdir. Bu yakınsak marjların iç hendek eğimi, bazalt, gabro ve serpantinleştirilmiş manto peridotit de dahil olmak üzere önkol kabuğunu ortaya çıkarır. Bu pozlamalar, alt okyanus kabuğunu ve üst mantoyu yerinde incelemek için kolay erişim sağlar ve batma bölgelerinin başlatılmasıyla ilişkili magmatik ürünleri incelemek için eşsiz bir fırsat sağlar. Çoğu ofiyolit muhtemelen batmanın başlaması sırasında ön kol ortamında ortaya çıkar ve bu ortam kalınlaşmış kabuk bloklarıyla çarpışma sırasında ofiyolit yerleşimini destekler. Birikimli olmayan yakınsak marjlar ilkel yaylarla ilişkili değildir. Peru-Şili Açması'nın orta kısmı gibi nehirler tarafından taşınan çok az tortu akıntısının olduğu kıtalara bitişik hendekler, ayrıca bir prizma prizmasından yoksun olabilir.

Mariana Çukuruı, dünya okyanuslarının en derin kısmını içerir ve okyanus-okyanusal yakınsak sınırı boyunca uzanır. Bu, okyanus Mariana plakasının altına batırılan okyanus Pasifik plakasının sonucudur.

İhtiyari olmayan bir ön kolun magmatik temeli, batma erozyonu ile sürekli olarak açığa çıkabilir. Bu, materyali ön koldan çıkarma plakasına aktarır ve ön erozyon veya bazal erozyon ile gerçekleştirilebilir. Frontal erozyon en fazla ön kolun altına dikiş yerlerinden sonra aktiftir. Büyük yapıların (seamount tünelleme) dökülmesi, ön kolu aşırı hızlandırır ve bu da enkazı siperlere doğru ve nihayetinde enkaz taşıyan kitle arızalarına neden olur. Bu döküntü, indirme plakasının grabeninde biriktirilebilir ve onunla birlikte kesilebilir. Aksine, ön kol tabanının çökme erozyonundan kaynaklanan yapıların sismik yansıma profillerinden tanınması zordur, bu nedenle bazal erozyon olasılığını doğrulamak zordur. Hendek erozyonu, çukurdaki tortu akısı azalırsa, bir zamanlar sağlam bir toplanma prizmasını da azaltabilir.

Gereksiz ön kollar aynı zamanda serpantin çamur volkanlarının bölgesi de olabilir. Çöktürme plakasından salınan akışkanların yukarı doğru perfore ettiği ve ön kolun soğuk manto litosferi ile etkileşime girdiği bu form. Manto peridotit, peridotitten çok daha az yoğun olan ve mümkün olduğunda diapirik olarak yükselen serpantinite hidratlanır. Bazı zorunlu olmayan ön kollar, örneğin Marianas gibi güçlü genişleme streslerine maruz kalır ve bu, kaldırma serpantinitinin serpantinit çamur volkanları oluşturdukları deniz tabanına yükselmesine izin verir. Kemosentetik topluluklar ayrıca, Marianas gibi, serpantinit çamur volkanları ile ilişkili havalandırma deliklerinde geliştikleri gibi birikmeyen marjlarda da bulunurlar.


Hendek geri alma[değiştir | kaynağı değiştir]

Hendekler ne kadar kararlı yapılar olarak görülse de zamanla iki okyanus plakasının birleştiği yerde dalma batma zonları ile yitime uğrayabilir. Bu olay hendek geri alma olarak adlandırılır. Ayrıca yay gerisi havzaların varlığı için de bir açıklamadır.Siperler zamanla konumsal olarak stabil görünmektedir, ancak bilim adamları bazı siperlerin - özellikle de iki okyanus plakasının birleştiği yerdeki çökme bölgeleriyle ilişkili olanlar - çökme plakasına geri hareket ettiğine inanmaktadır.[3] [4] Buna hendek dönüşü veya menteşe geri çekilmesi (ayrıca menteşe geri dönüşü ) denir ve arka ark havzalarının varlığı için bir açıklamadır .

Döşemenin geri dönüşü , iki tektonik plakanın kesilmesi sırasında meydana gelir ve açmanın denize doğru hareketi ile sonuçlanır. Derinliğe levhaya dik olan kuvvetler (döşeme levhasının manto içindeki kısmı), döşemenin mantoda dikleşmesinden ve nihayetinde menteşe ve açmanın yüzeydeki hareketinden sorumludur.[5] Geri dönüş için itici güç, levhanın geometrisi tarafından değiştirilen alttaki mantoya[6]  göre levhanın negatif yüzdürmesidir .[7]  Arka-ark havzaları genellikle, plakanın derinlikteki yer değiştirmesinden sonraki alt yatay manto akışına bir yanıt olarak, geçersiz kılınan plakadaki uzama nedeniyle levha geri dönüşü ile ilişkilidir.[8]

İlgili Süreçler[değiştir | kaynağı değiştir]

Döşeme geri alma sürecine çeşitli güçler katılır. İki alttan çıkarma plakasının ara yüzünde birbirine karşı etki eden iki kuvvet birbirine karşı kuvvet uygular. Alttan çıkarma plakası, alttan çıkarma sırasında basınç sağlayan bir bükme kuvveti (FPB) uygularken, geçersiz kılma plakası alttan çıkarma plakasına (FTS) karşı bir kuvvet uygular. Döşeme çekme kuvveti (FSP), plakayı daha büyük derinliklere yönlendiren plakanın negatif yüzdürmesinden kaynaklanır. Çevredeki mantodan gelen direnç kuvveti, levha çekme kuvvetlerine karşıdır. 660 km süreksizliği ile etkileşimler, faz geçişindeki yüzdürme nedeniyle bir sapmaya neden olur (F660).[9] Bu kuvvetlerin eşsiz etkileşimi, levha geri dönüşünü sağlayan şeydir. Derin levha bölümü sığ levha bölümünün aşağı doğru hareketini engellediğinde levha geri dönüşü meydana gelir. Yavaşlatma levhası, hendek menteşesinin yüzey boyunca geriye doğru gitmesine neden olan negatif kaldırma kuvvetleri nedeniyle geriye doğru batırılır. Döşemenin etrafındaki mantonun yükselmesi, arka ark havzasının oluşumu için elverişli koşullar yaratabilir.[8]

Sismik tomografi, slab geri dönüşü için kanıt sağlar. Sonuçlar, mantoda yüksek sıcaklık anomalilerini göstermektedir, bu da mantoda azaltılmış materyalin bulunduğunu düşündürmektedir.[10] Ofiyolitler, yüksek basınç ve sıcaklık kayaları, ofiyolitlerin mezardan çıkması için alan sağlayan slab geri alma işlemleriyle hızla yüzeye getirildiği gibi mekanizmalar için kanıt olarak görülmektedir.

Döşemenin geri dönüşü her zaman epizodik bir yapıya işaret eden sürekli bir süreç değildir.[11] Geri dönüşün epizodik doğası, yüzdürme litosferin (bir kıta, ark, sırt veya plato) gelişi, batma dinamiklerinde bir değişiklik veya plaka kinematiği. Çıkarma plakalarının yaşının, levha geri alımı üzerinde herhangi bir etkisi yoktur.[9] Yakındaki kıta çarpışmalarının slab geri alımı üzerinde etkisi vardır. Kıta çarpışmaları, manto akışını ve manto malzemesinin ekstrüzyonunu indükler, bu da gerilmeye ve yay açmasında geri dönüşe neden olur.[8] Güneydoğu Pasifik bölgesinde, çok sayıda arka-ark havzasının oluşumuna neden olan birkaç geri alma olayı olmuştur.[6]

Manto Etkileşimleri[değiştir | kaynağı değiştir]

Manto süreksizlikleriyle etkileşim, levha geri alımında önemli bir rol oynar. 660 km'lik süreksizlikteki durgunluk, yüzeye etkiyen emme kuvveti nedeniyle levhanın retrograd hareketine neden olur.[9] Levhanın geri sarılması, mantoda bir dönüş akışını başlatır, bu da tercih edilen plakanın tabanındaki kayma gerilmesinden uzamaya neden olur. Levha geri alma hızı arttıkça, dairesel manto akış hızı da artarak uzama oranını arttırır.[7] Levha 410 km ve 660 km derinlikte manto içindeki süreksizlikler ile etkileşime girdiğinde uzatma oranları değiştirilir. Levhalar doğrudan alt mantoya nüfuz edebilir veya 660 km derinliğinde faz geçişi nedeniyle yüzdürme farkını yaratarak geciktirilebilir. Retrograd çukurların hareketindeki artış (levha geri alma) (2–4 cm / yıl), levha alt mantoya nüfuz etmediğinde, 660 km'lik bir süreksizlikte döşeme düzleşmesinin sonucudur.[11] Japonya, Java ve Izu-Bonin hendekleri için durum bu şekildedir. Bu düzleştirilmiş levhalar geçiş bölgesinde sadece geçici olarak durur. Doğrudan alt mantoya nüfuz eden levhalar, levhanın gerilme kuvvetleri veya termal difüzyon nedeniyle levha ısınması ve yayılması ile dengesizleşmeden kaynaklanır. Doğrudan alt mantoya nüfuz eden levhalar Mariana yayları, Tonga yayları (1–3 cm / yıl) için levha geri alma oranlarını yavaşlatır.[11]

Mariana Çukuru[değiştir | kaynağı değiştir]

Mariana Çukuru

Mariana Çukuru (Challenger[kaynak belirtilmeli] Çukuru), Dünya üzerinde bilinen en derin noktadır. Büyük Okyanus'ta, Guam Adası'nın güney batısında, Japonya ve Endonezya arasında, iki ülkeye de aşağı yukarı eşit uzaklıkta yer alır. Yapılan son ölçümlere göre en derin noktası yaklaşık 11.033 metredir. Uzunluğu 2.542 kilometre, genişliği ise 69 kilometredir. Okyanusal nitelikte iki plakanın çarpıştığı sınırda derin çukurlar oluşabilir. Mariana Çukuru da, Pasifik Plaka ile Mariana Plakası'nın çarpışması sonucu oluşmuş bir çukurdur ve iki plaka sınırındadır. Suyun içine atılan 1 kilogram kütleli metalin tabana ulaşması, yaklaşık olarak 1 saat sürer. Ancak, suyun yoğunluğu ve metalin özkütlesi de hesaba katıldığında, tabana ulaşma süresi artıp azalabilir. Dip noktasındaki basınç ise yeryüzündeki basınca göre yaklaşık 1000 kat daha fazladır. Mariana Çukuru'nda hayat belirtileri vardır. Yapılan araştırmalar, aşırı basınçlı ve soğuk ortamda yaşayabilen birçok mikroorganizma, balık ve yengeç türünü ortaya çıkarmıştır. Buradaki yaşamın temel dayanağı, 300 dereceye ulaşan volkanik püskürmeler ve buradan çıkan sülfürü metabolize edebilen bakterilerdir. Bu kadar derinde yaşayan balık türlerinin hayatları yüzlerce yılı bulabilmektedir. Buradaki canlıların, çok eski prehistorik dönemlerden bu yana aynı kaldığı düşünülmektedir. 23 Ocak 1960'ta, İsviçreli bilim adamı Jacques Piccard ile ABD Donanması'ndan Teğmen Donald Walsh, Trieste Batiskapı içinde Mariana Çukuru'na inebilmeyi başaran ilk insanlar olmuşlardır. İlk anda 11.521 metre (37,799 feet)'lik bir derinliğe inildiği hesaplanmış, ancak 1995 yılında yapılan ölçümlerde doğru derinliğin 10.916 metre (35,814 feet) olduğu anlaşılmıştır. Derin noktaya iniş yaklaşık 3 saat 15 dakika sürmüş, burada 20 dakikalık bir sürenin ardından tekrar yüzeye çıkılmasıyla toplamda 5 saatlik bir sürede dalış ve yüzeye çıkış tamamlanmıştır. 25 Mart 2012'de, Kanadalı yönetmen James Cameron “Dikey Torpil (Deepsea Challenger.)” adlı özel denizaltısıyla Mariana Çukuru’na tek başına inmeyi başardı. 156 dakikada dünyanın tabanına inen, 3 saat incelemelerde bulunan Cameron, beklenenden daha kısa sürede, 70 dakikada yüzeye çıktı. Cameron tarafından bizzat tasarlanıp Avustralyalı mühendislerce inşa edilen denizaltı, Çukur’da bulunan metrekare başına 7.250 tonun üzerindeki basınca dayanıklıdır.

Su ve Biyosfer[değiştir | kaynağı değiştir]

İçeriden ve önkoldan kaçan su miktarı nedeniyle, dünya üzerindeki en dinamik ve karmaşık etkileşim, sıvı ile kaya arasında gerçekleşir. Bu suyun çoğu, litosferin üzerindeki çöküntü plakasının tortusu ve gözeneklerinde tutulur. Ortalama önkol, 400 m (1.300 ft) kalınlığındaki katı tortu hacminin altındadır. Bu tortu sipere %50-60 gözeneklilik ile girer. Bu çökeltiler, batırıldıkça kademeli olarak sıkılır, boşluk boşluğunu azaltır ve akışkanları yırtılma boyunca ve bir ön prizmaya sahip olabilen veya olmayabilen üst kolun önkoluna doğru zorlar. Önkoldaki birikinti başka bir sıvı kaynağıdır. Su ayrıca sulu minerallerde, özellikle kil ve opalde bulunur. Çıkarılan malzemenin yaşadığı artan basınç ve sıcaklık, sulu minerali, yapısal olarak daha az su bağlı olacak şekilde yoğun bir faza dönüştürür. Faz geçişiyle ilişkili dehidrasyonla serbest bırakılan su, öncelik plakasının tabanına sokulan bir başka sıvı kaynağıdır. Bu sıvılar, tortu içindeki birbirine bağlı gözenek boşlukları yoluyla katkı prizması boyunca yayılabilir ve yer değiştirebilir ya da fay boyunca tek tek kanalları takip edebilir. Havalandırma bölgeleri çamur volkanları ve çamur şeklinde olabilir ve genellikle kemosentetik topluluklarla ilişkilidir. Batırma bölgesinin en sığ kısmından sızan sıvı da plaka sınırları boyunca sızabilir, ancak hendek ekseni boyunca drenaj nadiren görülür. Bu sıvıların hepsine su hakimdir, fakat aynı zamanda çözünmüş iyonlar ve organik moleküller, özellikle metan içerir. Metan genellikle önkolda buz benzeri bir formda (metan klatrat veya gaz hidrat olarak da adlandırılır) dizilir. Bunlar potansiyel enerji kaynaklarıdır ve hızla ayrışabilirler. Gaz hidratların dengesizleşmesi şimdiye kadar küresel ısınmanın nedenlerinden biri olmuştur ve gelecekte olması muhtemeldir.

Soğuk sıvının önkoldan geçtiği yerde, kemosentez topluluğu gelişir. Soğuk deniz akıntısı batı pasifikteki 7000 metre derinliğindeki iç yamaçlarda keşfedilmiştir. Özellikle japonya çevresinde, kuzeydoğudaki pasifikte, güney amerika kıyılarında aleut adalarındaki peru ve şili oyuklarında, barbados prizmasında, akdenizde ve makran ve sunda kenarlarındaki hint okyanusuna kadar uzanır. Bu topluluklar hidrotermal menfezlerle ilişkili kemosentetik topluluklardan çok daha az ilgi görmektedir. Kemosentetik topluluklar farklı jeolojik ortamlardadır: sıvıların çamur volkanlarından veya sırtlarından tahliye edildiği toplanma prizmalarının prizma birikintileri üzerinde ve (Barbados, Nankai, Cascadia) arızalı erozyonun aktif kenarı boyunca; enkaz akışlarının neden olduğu uçurumlar boyunca (Japan Trench, Peru Margin) bulunur. Yüzeye nüfuz etme, büyük miktarlarda hidrat birikintilerine ve dengesizleşmeye (Cascadia margin gibi) bağlanabilir. Deniz tabanından kaçan sıvılardaki yüksek metan ve sülfür konsantrasyonları kimyasal sentez için ana enerji kaynaklarıdır.

Hendek Derinliklerini Etkileyen Faktörler[değiştir | kaynağı değiştir]

Hendeğin derinliğini kontrol eden çeşitli faktörler vardır. En önemli faktör, açmayı dolduran ve deniz tabanı topoğrafisini temsil etmeyen tortuları beslemektir. Bu nedenle, en derin olukların (8.000 m'den (26.000 ft) daha derin) katkı maddesi olmaması şaşırtıcı değildir. Buna karşılık, artan prizmalara sahip tüm oluklar 8.000 m'den (26.000 ft) daha sığdır. Hendek derinliği üzerinde ikinci faktör, batma anında litosferin yaşıdır. Çünkü okyanus litosferi soğur ve kalınlaşır. Deniz tabanı yaşlandıkça, deniz tabanının inmeye başladığı minimum derinliği derinleştirir ve belirler. Bu görünür korelasyon, göreceli derinlik, bölgesel deniz yatağı derinliği ve maksimum hendek derinliği farklarına bakılarak ortadan kaldırılabilir. Göreceli derinlik, hendekteki litosferin yaşı, yakınsama oranı ve ara derinliklerde bastırılmış levhanın eğimi ile kontrol edilebilir. Son olarak dar levhalar, altta yatan astenosferle batan plakanın kenarlarından kolayca akabileceğinden geniş plakalardan daha hızlı batabilir ve geri dönebilir. Bu levhalar, Challenger Çukuru gibi alışılmadık derecede derin oluklar ile ilişkili olabilen nispeten sığ derinliklerde dik çukurlara sahip olabilir.

Porto Riko Çukuru[değiştir | kaynağı değiştir]

Porto Riko çukurunun 3 boyutlu görüntüsü. Mor renkle görünen Atlas Okyanusu'nun ve Karayip Denizi'nin en derin yeri, Porto Riko çukurudur.

Porto Riko Çukuru, Porto Riko'nun kuzey açıklarında, Milwaukee Derinliği'nde 8648 metre derinliğe ulaşan Atlas Okyanusu'nun en derin çukurluğu.

Büyük okyanus hendekleri[değiştir | kaynağı değiştir]

Çukur Okyanus Derinlik
Mariana Çukuru Büyük Okyanus 11.033 m (36.198 ft)
Tonga Çukuru Büyük Okyanus 10.882 m (35.702 ft)
Filipinler Çukuru Büyük Okyanus 10.540 m (34.580 ft)
Kuril–Kamçatka Çukuru Büyük Okyanus 10.500 m (34.400 ft)
Kermadek Çukuru Büyük Okyanus 10.047 m (32.963 ft)
Izu-Bonin Çukuru (Izu-Ogasawara Çukuru) Büyük Okyanus 9.780 m (32.090 ft)
Japon Çukuru Büyük Okyanus 9.000 m (30.000 ft)
Porto riko Çukuru Atlantik Okyanusu 8.800 m (28.900 ft)
Peru-Şili Çukuru or Atakama Çukuru Büyük Okyanus 8.065 m (26.460 ft)

Göze çarpan okyanus çukurları[değiştir | kaynağı değiştir]

Çukurlar Yer
Aleutian Çukuru Doğu Alaska
Bougainville Çukuru Güney New Guinea
Cayman Çukuru Batı Caribbean Denizi
Cedros Çukuru (inactive) pasifik coast of Baja California
Hikurangi Trench Doğu Yeni Zelanda
Izu-Ogasawara Çukuru Near Izu and Bonin islands
Japon Çukuru Kuzeydoğu Japon
Kermadec Çukuru * Kuzeydoğu Yeni Zelanda
Kuril-Kamchatka Çukuru * Near Kuril islands
Manila Çukuru West of Luzon, Filipinler
Mariana Çukuru * Western Büyük Okyanus; east of Mariana Adaları
Orta Amerika Çukuru Doğu Pasifik Okyanusu; off coast of Guatemala, El Salvador, Nicaragua, Kosta Rika
Yeni Hebridler Çukuru West of Vanuatu (New Hebrides Islands).
Peru-Şili Çukuru Doğu Pasifik Okyanusu; off coast of Peru & Şili
Filipinler Çukuru * East of the Filipinler
Porto Riko Çukuru Boundary of Caribbean Sea and Atlantic ocean
Puysegur Çukuru Southwest of Yeni Zelanda
Ryukyu Çukuru Eastern edge of Japan's Ryukyu Islands
Güney Sandviç Çukuru
Sunda Arc and Java Çukuru
Tonga Çukuru * Near Tonga
Yap Çukuru Western Pacific ocean; between Palau Islands and Mariana Trench

(*) The 5 deepest trenches in the world

Eski okyanus çukurları[değiştir | kaynağı değiştir]

Çukur Yer
Dağaarsı Çukurları Western North America; between Intermontane Islands and North America
Dar Çukurluklar Western North America; between Insular Islands and Intermontane Islands
Farallon Çukuru Western North America
Tetis Çukuru South of Türkiye, İran, Tibet and Southeast Asia

Kaynakça[değiştir | kaynağı değiştir]

  1. ^ Harris, P.T., MacMillan-Lawler, M., Rupp, J., Baker, E.K., 2014. "Geomorphology of the oceans". Marine Geology 352, 4–24
  2. ^ Cita, M.B. (2006). "Exhumation of Messinian evaporites in the deep-sea and creation of deep anoxic brine-filled collapsed basins". Sedimentary Geology. 188-189: 357–378.
  3. ^ Dvorkin, Jack; Nur, Amos; Mavko, Gary; Ben-Avraham, Zvi (1993). "Narrow subducting slabs and the origin of backarc basins". Tectonophysics. 227 (1–4): 63–79. Bibcode:1993Tectp.227...63D. doi:10.1016/0040-1951(93)90087-Z.
  4. ^ Garfunkel, Z; Anderson, C. A.; Schubert, G (10 June 1986). "Mantle circulation and the lateral migration of subducted slabs". Journal of Geophysical Research: Solid Earth. 91 (B7): 7205–7223. Bibcode:1986JGR....91.7205G. doi:10.1029/JB091iB07p07205.
  5. ^ Schellart, WP; Moresi, L (2013). "A New Driving Mechanism for Backarc Extension and Backarc Shortening Through Slab Sinking Induced Toroidal and Poloidal Mantle Flow: Results from dynamic subduction models with an overriding plate". Journal of Geophysical Research. 118 (6): 3221–3248. Bibcode:2013JGRB..118.3221S. doi:10.1002/jgrb.50173.
  6. ^ a b Schellart, WP; Lister, GS; Toy, VG (2006). "A Late Cretaceous and Cenozoic Reconstruction of the Southwest Pacific Region: Tectonics Controlled by Subduction and Slab Rollback Processes". Earth-Science Reviews. 76 (3–4): 191–233. Bibcode:2006ESRv...76..191S. doi:10.1016/j.earscirev.2006.01.002.
  7. ^ a b Schellart, WP; Lister, GS; Toy, VG (2006). "A Late Cretaceous and Cenozoic Reconstruction of the Southwest Pacific Region: Tectonics Controlled by Subduction and Slab Rollback Processes". Earth-Science Reviews. 76 (3–4): 191–233. Bibcode:2006ESRv...76..191S. doi:10.1016/j.earscirev.2006.01.002
  8. ^ a b c Flower, MFJ; Dilek, Y (2003). "Arc–trench Rollback and Forearc Accretion: 1. A Collision–Induced Mantle Flow Model for Tethyan Ophiolites". Pub. Geol. Soc. Lond. 218 (1): 21–41. Bibcode:2003GSLSP.218...21F. doi:10.1144/gsl.sp.2003.218.01.03.
  9. ^ a b c Nakakuki, T; Mura, E (2013). "Döşeme Gerilimi ve Uyarılmış Arka-Ark Havzası Oluşumu Dinamikleri". Dünya ve Gezegensel Bilim Mektupları . 361 (B11): 287-297. Bibcode : 2013E ve PSL.361..287N . doi : 10.1016 / j.epsl.2012.10.031 .
  10. ^ Hall, R; Spakman, W (2002). "Subducted Slabs Beneath the Eastern Indonesia–Tonga Region: Insights from Tomography". Earth and Planetary Science Letters. 201 (2): 321–336. Bibcode:2002E&PSL.201..321H. CiteSeerX 10.1.1.511.9094. doi:10.1016/s0012-821x(02)00705-7.
  11. ^ a b c Christensen, UR (1996). "The Influence of Trench Migration on Slab Penetration into the Lower Mantle". Earth and Planetary Science Letters. 140 (1–4): 27–39.
  • Stern, R. J. (2002). "Subduction Zones". Reviews of Geophysics. 40 (4). ss. 1012–1049. Bibcode:2002RvGeo..40.1012S. doi:10.1029/2001RG000108. 
  • A.B. Watts, 2001. Isostasy and Flexure of the Lithosphere. Cambridge University Press. 458p.
  • Wright, D. J.; Bloomer, S. H.; MacLeod, C. J.; Taylor, B.; Goodlife, A. M. (2000). "Bathymetry of the Tonga Trench and Forearc: a map series". Marine Geophysical Researches. 21 (489–511). s. 2000. 
  • Sibuet, M.; Olu, K. (1998). "Biogeography, biodiversity and fluid dependence of deep-sea cold-seep communities at active and passive margins". Deep-Sea Research. II (45). ss. 517–567. 
  • Smith, W. H. F.; Sandwell, D. T. (1997). "Global sea floor topography from satellite altimetry and ship depth soundings". Science. 277 (5334). ss. 1956–1962. doi:10.1126/science.277.5334.1956. 
  • "Deep-sea trench". McGraw-Hill Encyclopedia of Science & Technology, 8th edition, 1997.
  • Scholl, D. W.; Scholl, D (1993). "The return of sialic material to the mantle indicated by terrigeneous material subducted at convergent margins". Tectonophysics. Cilt 219. ss. 163–175. Bibcode:1993Tectp.219..163V. doi:10.1016/0040-1951(93)90294-T. 
  • J.W. Ladd, T. L. Holcombe, G. K. Westbrook, N. T. Edgar, 1990. "Caribbean Marine Geology: Active margins of the plate boundary", in Dengo, G., and Case, J. (eds.) The Geology of North America, Vol. H, The Caribbean Region, Geological Society of America, p. 261–290.
  • W. B. Hamilton 1988. "Plate tectonics and island arcs". Geological Society of America Bulletin: Vol. 100, No. 10, pp. 1503–1527.
  • Jarrard, R. D. (1986). "Relations among subduction parameters". Reviews of Geophysics. 24 (2). ss. 217–284. Bibcode:1986RvGeo..24..217J. doi:10.1029/RG024i002p00217. 
  • Hawkins, J. W.; Bloomer, S. H.; Evans, C. A.; Melchior, J. T. (1984). "Evolution of Intra-Oceanic Arc-Trench Systems". Tectonophysics. Cilt 102. ss. 175–205. Bibcode:1984Tectp.102..175H. doi:10.1016/0040-1951(84)90013-1. 
  • R. L. Fisher and H. H. Hess, 1963. "Trenches" in M. N. Hill (ed.) The Sea v. 3 The Earth Beneath the Sea. New York: Wiley-Interscience, p. 411–436.