Yakınlaşan levha sınırları

Yakınsak bir sınır Dünya üzerinde iki veya daha fazla litosfer plakasının çarpıştığı bir alandır. Bir plaka sonunda diğerinin altına kayar ve batma olarak bilinen bir işleme neden olur. Batırma bölgesi, Wadati – Benioff bölgesi adı verilen birçok depremin meydana geldiği bir düzlemle tanımlanabilir.[1] Bu çarpışmalar milyonlarca ila on milyonlarca yıl arasında gerçekleşir ve volkanizmaya, depremlere, orojeneze, litosferin yok edilmesine ve deformasyona yol açabilir. Yakınsama sınırları okyanus-okyanus litosferi, okyanus-kıta litosferi ve kıta-kıta litosferi arasında meydana gelir. Yakınsak sınırlarla ilgili jeolojik özellikler kabuk türlerine bağlı olarak değişir.

Plaka tektoniğinin temel prensibi, litosferin sıvı benzeri (visko-elastik katı) astenosfer üzerinde yüzen ayrı ve farklı tektonik plakalar olarak var olmasıdır. Astenosferin göreceli akışkanlığı, tektonik plakaların farklı yönlerde hareket etmesine izin verir. Not: Hint ve Avustralya plakasının ayrılmadığını; birlikte Hint-Avustralya plakasını oluşturuyorlar.
Yakınsak sınırın basitleştirilmiş diyagramı.
Okyanus-kıta yıkıcı plaka sınırı.

Plaka tektoniği, mantodaki konveksiyon hücreleri tarafından tahrik edilir. Konveksiyon hücreleri, yüzeye kaçan mantodaki elementlerin radyoaktif bozunması ve soğuk malzemelerin yüzeyden mantoya dönüşü ile üretilen ısının sonucudur.[2] Bu konveksiyon hücreleri, yeni kabuk oluşturan serpme merkezleri boyunca sıcak manto malzemesini yüzeye getirir. Bu yeni kabuk, yeni kabuğun oluşumu ile yayılma merkezinden uzaklaştıkça soğur, incelir ve yoğunlaşır. Bu yoğun kabuk daha az yoğun kabukla birleştiğinde batma başlar. Yerçekimi kuvveti, alt tabakayı mantoya sürmeye yardımcı olur. Kanıtlar, yerçekimi kuvvetinin plaka hızını artıracağını desteklemektedir.[3] Nispeten serin alt tabaka slab, mantonun derinliklerine gömüldükçe, sulu minerallerin dehidrasyonuna neden olacak şekilde ısıtılır. Bu, suyu daha sıcak astenosfer içine salar, bu da astenosfer ve volkanizmanın kısmen erimesine yol açar. Hem dehidrasyon hem de kısmi erime 1000 °C izotermi boyunca, genellikle 65 ila 130 km (40 ila 81 mi) derinliklerinde gerçekleşir.[4][5]

Kıta-kıta yapıcı plaka sınırı.
Kıta-kıta muhafazakâr plaka sınır zıt yönlerde.

Bazı litosfer plakaları hem kıtasal hem de okyanus litosferinden oluşur. Bazı durumlarda, başka bir plaka ile ilk yakınlaşma okyanus litosferini tahrip ederek iki kıtasal plakanın yakınlaşmasına yol açar. Hiçbir kıta plakası çökmez. Plakanın kıtasal ve okyanus kabuğunun sınırı boyunca kırılması muhtemeldir. Sismik tomografide yakınsama sırasında parçalanan litosfer parçaları ortaya çıkıyor

Okyanus-okyanus yapıcı plaka sınırı.
Plaka sınır diyagramı varlık paketi.

Dalma bölgeleriDüzenle

Subdüksiyon bölgeleri, litofrasik bir plakanın litosfer yoğunluk farklılıkları nedeniyle yakınsak bir sınırda diğerinin altına kaydığı bölgelerdir. Bu plakalar ortalama 45 ° daldırılır, ancak değişebilir. Batma bölgeleri genellikle çok sayıda deprem, plakanın iç deformasyonunun sonucu, karşıt plaka ile yakınsama ve okyanus açmasında eğilme ile işaretlenir. Depremler 670 km (416 mi) derinliğe kadar tespit edilmiştir. Nispeten soğuk ve yoğun alttan çıkarma plakaları manto içine çekilir ve manto konveksiyonunu sağlar.[6]

Okyanus - okyanus yakınsamasıDüzenle

İki okyanus plakası arasındaki çarpışmalarda, daha serin, daha yoğun okyanus litosferi daha sıcak, daha az yoğun okyanus litosferinin altına düşer. Döşeme, mantonun derinliklerine gömüldükçe, okyanus kabuğundaki sulu minerallerin susuz kalmasından suyu serbest bırakır. Bu su, astenosferdeki kayaların erime sıcaklığını azaltır ve kısmi erime neden olur. Kısmi eriyik astenosferden geçecek, sonunda yüzeye ulaşacak ve volkanik ada yayları oluşturacaktır.

Kıta - okyanus yakınsamasıDüzenle

Okyanus litosferi ve kıtasal litosfer çarpıştığında, yoğun okyanus litosferi daha az yoğun kıtasal litosferin altına düşer. Derin deniz çökeltileri ve okyanus kabuğu, okyanus plakasından kazınarak kıta kabuğunda bir kama oluşur. Volkanik yaylar, kıvrım kütlesinin sulu minerallerinin dehidrasyonu nedeniyle kısmi erimenin bir sonucu olarak kıtasal litosfer üzerinde oluşur.

Kıta - kıtasal yakınsamaDüzenle

Ayrıca bakınız : Kıta çarpışması

Bazı litosfer plakaları hem kıtasal hem de okyanus kabuğundan oluşur. Subuksiyon, kıtasal kabuğun altında okyanus litosferinin kaymasıyla başlar. Okyanus litosferi daha büyük derinliklere indiğinde, bağlı kıtasal kabuk daralma bölgesine daha yakın çekilir. Kıtasal litosfer batırma bölgesine ulaştığında, kıtasal litosfer daha canlı olduğundan ve diğer kıtasal litosferin altındaki batmaya direnç gösterdiği için batma işlemleri değişir. Kıtasal kabuğun küçük bir kısmı, levha kırılana kadar, okyanus litosferinin yıpranmaya devam etmesine, sıcak astenosferin boşluğunu yükseltmesi ve doldurmasına ve kıtasal litosferin geri tepmesine izin verene kadar bastırılabilir.[7] Bu kıta ribaundunun kanıtı, yüzeye maruz kalan 90 ila 125 km (56 ila 78 mi) derinliklerde oluşan ultra yüksek basınçlı metamorfik kayaları içerir.[8]

Volkanizma ve volkanik yaylarDüzenle

Ayrıca bakınız :Volcanic arc

Okyanus kabuğu amfibol grubu gibi hidratlı mineraller içerir. Subdüksiyon sırasında, okyanus litosferi ısıtılır ve bazaltlar içinde bulunan bu sulu minerallerin dehidrasyonuna neden olarak astenofüre su salar. Suyun astenosfere salınması kısmi erimeye yol açar. Kısmi erime, daha fazla yüzdürücü, sıcak malzemenin yükselmesine izin verir ve yüzeyde volkanizmaya ve yeraltı yüzeyindeki plütonların yerleşmesine neden olabilir. Magma üreten bu süreçler tam olarak anlaşılamamıştır.

Bu magmalar yüzeye ulaştıklarında volkanik yaylar oluştururlar. Volkanik yaylar ada ark zincirleri veya kıtasal kabukta yaylar olarak oluşabilir. Üç volkanik kayaç serisi genellikle yaylar, toleitik (düşük demir bazaltlar), kals-alkalin (potasyum ve uyumsuz elementlerde orta derecede zenginleştirilmiştir) ve alkali (potasyumda oldukça zenginleştirilmiştir) ve çok nadirdir.

Arka yay havzalarıDüzenle

Ayrıca bakınız :Arka yay bölgesi

Arka yay havzaları volkanik bir arkın arkasında oluşur ve genellikle deniz tabanı yayılma merkezlerine ev sahipliği yapan genişlemeli tektonik ve yüksek ısı akışı ile ilişkilidir. Bu yayılma merkezleri orta okyanus sırtlarına benzer, ancak arka yay havzalarının magma bileşimi genellikle daha çeşitlidir ve orta okyanus sırt magmalarından daha yüksek bir su içeriği içerir.[9] Arka ark havzaları genellikle ince, sıcak litosfer ile karakterizedir. Arka ark havzalarının açılması hâlen araştırılmaktadır, ancak sıcak astenosferin litosfere hareketinin uzamasına neden olması mümkündür.[10]

Okyanus siperleriDüzenle

Ayrıca bakınız: Okyanus Açması

Okyanus hendekleri yakınsak sınırları veya batma bölgelerini işaretleyen dar topoğrafik alçaklardır. Okyanus hendekleri ortalama 50 ila 100 km (31 ila 62 mil) genişliğinde ve birkaç bin kilometre uzunluğunda olabilir. Okyanus siperlerinde çökme levhasının bükülmesi sonucu oluşur. Okyanus siperlerinin derinliği, bastırılan okyanus litosferinin yaşı ile kontrol ediliyor gibi görünmektedir. Okyanus hendeklerindeki tortu dolgusu değişir ve genellikle çevre bölgelerden tortu girdisinin bolluğuna bağlıdır. Bir okyanus açması, Mariana Çukuru, yaklaşık 11.000 m (36.100 ft) derinlikte okyanusun en derin noktasıdır.

DepremlerDüzenle

Depremler yakınsak sınırlar boyunca yaygındır. Yüksek deprem aktivitesi olan bir bölge olan Wadati-Benioff bölgesi genellikle 45 ° derine iner ve alçalma plakasını işaretler. Wadati-Benioff marjı boyunca 670 km (416 mil) derinlikte depremler meydana gelecektir. Hem sıkıştırma hem de yayılma kuvvetleri yakınsak sınırlar boyunca hareket eder. Siperlerin iç duvarlarında, iki plakanın göreli hareketi nedeniyle sıkıştırma faylanma veya ters faylanma meydana gelir. Ters faylanma, okyanus tortularını sıyırır ve biriktirici bir kama oluşumuna yol açar. Ters faylanma, 2004'teki 9.1 Sumatra depremi gibi büyük depremlere yol açabilir. Açılışta döşeme levhasının bükülmesi nedeniyle açmanın dış duvarında boyutsal veya normal faylanma meydana gelir.[11]

Topaklı kamalarDüzenle

Çökelti, çöküntü litosferden kazınır ve baskın olan litosfere karşı yerleştirilir. Bu çökeltiler arasında magmatik kabuk, türbidit çökeltiler ve pelajik çökeltiler bulunur. Bazal bir dekolman yüzeyi boyunca filizlenen umbricate itme kuvveti, yeni eklenen çökeltileri sıkıştırmaya ve bozmaya devam ettikçe topaklı kamalarda meydana gelir. Toplama kamalarının devam eden faylanması, kamanın genel olarak kalınlaşmasına yol açar.[12] Deniz tabanı topoğrafyası toplanmada, özellikle magmatik kabuk yerleşimlerinde bir rol oynar.[13]

Yakınsak sınırlar ve doğal afetlerDüzenle

En ölümcül doğal afetlerden bazıları yakınsak sınır süreçleri nedeniyle meydana gelmiştir. 2004 Hint Okyanusu depremi ve tsunami, Hint plakası ve Burma mikroplakasının yakınsak sınırı boyunca bir depremle tetiklendi ve 200.000'den fazla insanı öldürdü. Japonya kıyılarındaki 16.000 ölüme neden olan ve 360 milyar dolar hasar veren 2011 tsunami, Avrasya plakası ve Pasifik Plakası'nın yakınsama sınırı boyunca 9 büyüklüğünde bir depremden kaynaklandı.

ÖrneklerDüzenle

  • Avrasya Plakası ile Himalayaları Oluşturan Hint Plakası arasındaki çarpışma.
  • Avustralya Plakası ile Yeni Zelanda'da Güney Alpleri'ni oluşturan Pasifik Plakası arasındaki çarpışma
  • Pasifik Plakası'nın kuzey kesiminin ve Aleutian Adaları'nı oluşturan Kuzeybatı Kuzey Amerika Plakasının batması.
  • And Dağları'nı oluşturmak için Güney Amerika Plakası'nın altındaki Nazca Plakasının batması.
  • Pasifik Plakanın Avustralya Plakası ve Tonga Plakasının altına düşmesi, Yeni Zelanda kompleksini Yeni Gine batırma / dönüştürme sınırlarına dönüştürüyor.
  • Avrasya Plakası ile Afrika Plakasının çarpışması Türkiye'de Pontik Dağları oluşturdu.

Ayrıca bakınızDüzenle

KaynaklarDüzenle

  1. ^ 1946–, Wicander, Reed (2013). Geol. Monroe, James S. (James Stewart), 1938– (2nd ed.). Belmont, CA: Cengage Wadsworth
  2. ^ Tackley, Paul J. (2000-06-16).). "Mantle Convection and Plate Tectonics: Toward an Integrated Physical and Chemical Theory". Science. 288 (5473): 2002–2007.
  3. ^ Conrad, Clinton P.; Lithgow‐Bertelloni, Carolina (2004-10-01). "The temporal evolution of plate driving forces: Importance of "slab suction" versus "slab pull" during the Cenozoic". Journal of Geophysical Research: Solid Earth. 109 (B10): B10407.
  4. ^ Bourdon, Bernard; Turner, Simon; Dosseto, Anthony (2003-06-01).
  5. ^ P .,Kearey (2009).). Global tectonics. Klepeis, Keith A., Vine, F. J. (3rd ed.). Oxford: Wiley-Blackwell.
  6. ^ Widiyantoro, Sri; Hilst, Rob D. Van Der; Grand, Stephen P. (1997-12-01).
  7. ^ Condie, Kent C. (2016-01-01). "Crustal and Mantle Evolution". Earth as an Evolving Planetary System. Academic Press. pp. 147–199.
  8. ^ Ernst, W. G.; Maruyama, S.; Wallis, S. (1997-09-02).
  9. ^ Taylor, Brian; Martinez, Fernando (March 2002). "Mantle wedge control on back-arc crustal accretion". Nature. 416 (6879): 417–420.
  10. ^ Tatsumi, Yoshiyuki; Otofuji, Yo-Ichiro; Matsuda, Takaaki; Nohda, Susumu (1989-09-10). "Opening of the Sea of Japan back-arc basin by asthenospheric injection".Tectonophysics. 166 (4): 317–329
  11. ^ Oliver, J.; Sykes, L.; Isacks, B. (1969-06-01). "Seismology and the new global tectonics". Tectonophysics. 7 (5–6): 527–541.
  12. ^ Konstantinovskaia, Elena; Malavieille, Jacques (2005-02-01). "Erosion and exhumation in accretionary orogens: Experimental and geological approaches". Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 6 (2): Q02006
  13. ^ Sharman, George F.; Karig, Daniel E. (1975-03-01). "Subduction and Accretion in Trenches". GSA Bulletin. 86 (3): 377–389.