Slayt 1

YERKÜRENİN YAPISI
20. yy’ın ikinci yarısında gelişen bilimsel
çalışmalarla insanoğlu uzayın derinliklerini
inceleme aşamasına girmiştir. Fakat yerkürenin
yapısı ise hala aydınlatılamamıştır. Katı
yerkürenin araştırmaları için biz hala yüzeyde
yapılan gözlemlere bağlıyız. Gelişen jeofizik bilim
dalı ile yerkürenin iç yapısı ve yüzeyde oluşan
olayları aydınlatma konularında son yıllarda
devrim yaratacak bulgular ortaya konmuştur.
Uzay incelemelerinin sonuçları iç küre hakkında
bilgilerimizi arttıracaktır.
Jeofizikteki gelişmeleri sıralayacak olursak;
paleomanyetik çalışmalar kıtaların kayması kuramını
sağlam bir temele oturtmuştur. Okyanus dibi
çalışmaları daha önceleri bilinmeyen deniz dibi
yükselimleri –okyanus sırtları- ortaya koymuştur.
Sismolojide gelişen yeni teknikler ve kurulan dünya
çapındaki sismik istasyon ağları ile yerkürenin üst
1000 km’si ve hatta altı bile açıklanmaya
başlanmıştır. Gelişen jeoelektrik ve ısı akımı
ölçümleri de yeryuvarının yüzeyinde oluşan tektonik
olayları açıklayıcı fiziksel özellikler taşır.
YERKÜRENİN ŞEKLİ, KÜTLESİ VE DÖNME
MOMENTİ
Fizikte birinci ve ikinci Newton yasaları olarak
bilinen kütle ile kuvvet kavramları kullanılarak
yerçekimi olgusuna açıklık getirilebilinir. Birinci
Newton çekim yasasına göre m1 ve m2 gibi iki
kütlenin arasındaki kuvvet, kütlelerin çarpımı ile
doğru ve uzaklığın (r) karesi ile ters orantılıdır.
F = G(m1xm2/r2)
Burada G = 6.67x10-11 m3kg-1s-2 (MKS) veya
G = 6.67x10-8 CGS’dir.
ve evrensel çekim katsayısı olarak bilinir.
F = m.a dan yararlanarak;
EĞER YERKÜRENİN KÜTLESİNİ My OLARAK İFADE
EDERSEK VE YERKÜRE YARIÇAPINI ry YAZARSAK:
g = G My/ ry
YERÇEKİMİ İVMESİDİR,
BİRİMİ
m/s2 (MKS)
cm/s2 (CGS )
GALİLEO’YA İZAFATEN BU BİRİM gal OLARAK
BELİRLENMİŞTİR. BU BİRİM ÇOK BÜYÜK
OLDUĞUNDAN JEOFİZİKTE BUNUN 10-3 DEĞERİ
KULLANILINIR (mGal).
YERKÜRE İÇİNDE YOĞUNLUK VE GRAVİTE DEĞİŞİMİ
Yerkürenin kütlesi gravite ölçümlerinden
bulunur. Ortalama kütlesi ise hesaplanabilir:
YERKÜRENİN KÜTLESİ = 5.977 x1027 gr
ORTALAMA YOĞUNLUĞU = 5.517 gr/cm3
Sıkışmayla (artan basınç) ile birlikte merkeze
indikçe yoğunluk artar. Yoğunluklar:
- MOHO SÜREKSİZLİĞİNDE: 3.3 gr/cm3
- ÇEKİRDEK-MANTO SINIRINDA: 10.37 gr/cm3
- MERKEZDE: 17.3 gr/cm3
YERKÜRENİN ÇEKİRDEĞİ DEMİR-NİKEL
BİLEŞİMİNDEN VE MANTO İSE ULTRABAZİK
KAYAÇLARDAN OLUŞUR. YERKÜRENİN
KÜTLESİNİN %99’UNU MANTO VE ÇEKİRDEK
OLUŞTURUR.
YERKÜRENİN ŞEKLİ
NEWTON, YERKÜRENİN DÖNMESİ NEDENİYLE
ELİPSOİD ŞEKLİNDE KUTUPLARDA BASIK
OLDUĞUNU SÖYLEMİŞTİR. YAPILAN
ÇALIŞMALARLA EKVATOR VE KUTBA YAKIN
YERLERDEKİ EĞRİLİKLER SAPTANARAK,
EKVATORDA DAHA ŞİŞKİN KUTUPLARDA BASIK
OLDUĞU ORTAYA KONMUŞTUR. YERKÜRENİN
ŞEKLİNİ TANIMLAYAN KURAMLARI İKİ BÖLÜMDE
İNCELEYEBİLİRİZ.
1- ELİPSOİD: DENİZ SEVİYESİNE GÖRE EN UYGUN
YÜZEYİN GEÇİRİLMESİDİR. BÖYLE BİR ŞEKİLDE
OLAN BASIKLIK:
f = (a-c)/a
f = BASIKLIK DERECESİ
a = ORTALAMA EKVATORYAL YARIÇAP
c = KUTUPSAL YARIÇAP
NEWTON BU BASIKLIK ORANINI 1/230 (SABİT
TEKDÜZE YOĞUNLUK) OLABİLECEĞİNİ
HESAPLAMIŞTIR. BU BASIKLIK ORANI ÖNCELERİ
JEODETİK OLARAK YAPILAN ÖŞÇÜMLERİNDEN
ÇIKARILMIŞ FAKAT ZAMANLA ENLEMLE
YERKÜRENİN GRAVİTE ALANIN DEĞİŞİMİ YÖNTEMİ
KULLANILMAYA BAŞLANMIŞTIR.
BASIKLIK ORANI
ELİPSOİD DÖNME YÜZEYİ OLUP, DÜŞEY (ŞAKÜL
DOĞRULTUSU) DOĞRULTU BU YÜZEYE DİKTİR.
ENLEMLE DENİZ SEVİYESİNDEKİ GRAVİTE
DEĞİŞİMİNİ VEREN DENKLEM (JEFFREYS, 1959):
gφ = ge(1 + αSin2φ + βSin2φ)
ge = 978.03185 Gal
α = 0.0053024
β = -0.0000059
BURADAN BULUNAN BASIKLIK ORANI 1/279.3’TÜR.
UYDU YÖRÜNGELERİNDEN HESAPLAN ORAN İSE
1/298.25’TİR. ORTALAMA EKVATORYAL YARIÇAP =
6378.16 KM VE KUTUP YARIÇAPI = 6356.775 KM.
2- GEOİD: DENİZ SEVİYESİ YÜZEYİ İLE ELİPSOİD
ARASINDA FARK VARDIR. YERYÜZÜ BİLİNDİĞİ
ÜZERE OKYANUSLAR VE YÜKSEK DAĞLARLA
KAPLIDIR. GEOİD YÜZEYİ OKYANUSLARDA
AŞAĞIYA, DAĞLIK BÖLGELERDE İSE YUKARI
DOĞRU KALKAR VE ELİPSOİD YÜZEYİNDEN
AYRILIRLAR. BU BİLGİLER IŞIĞINDA YERKÜRENİN
KENDİNE HAS ŞEKLİ OLUP BUNA “GEOİD”
DİYORUZ. YERKÜRENİN KABUK KALINLIKLARI
KTALARDA 20-70 KM VE OKYANUSLARDA 5-15 KM
OLMAKTADIR. YERKÜRENİN KABUK KALINLIĞI
MANTO ÜZERİNDE DENGELENMEKTEDİR. BİZ
BUNA “İZOSTASİ” DİYORUZ. MANTO OKYANUSAL
KABUKTA YÜZEYE DAHA YAKINDIR.
İZOSTASİ KAVRAMI
KITA VE OKYANUSLARIN İSTATİSİĞİ
TÜM YERYÜZÜ
TÜM KITALAR
TÜM OKYANUSLAR
AVRASYA
AFRİKA
AMERİKA
ANTARTİKA
AVUSTRALYA
ALAN (X106 Km2) %
ORTALAMADERİNLİK
(KM)
510
----
7.8
PASİFİK OKYANUSU
ATLANTİK OKYANUSU
HİNT OKYANUSU
ARKTİK OKYANUSU
100
148
362
54.8
30.6
39.9
15.9
1.5
29.2
70.8
10.8
30.6
7.8
3.1
181.3
94.3
74.1
12.3
35.4
18.4
14.5
2.4
-0.875
3.729
--------------------------3.940
3.575
3.840
1.117
AKTİF LEVHA KENARLARI
http://www.geop.itu.edu.tr/Icerik
.aspx?sid=6871
http://www.doganaydal.com/Je
olojikAnimasyonlar.aspx
Levha sınırlarında 3 çeşit temel hareket vardır:
1. Birbirine yaklaşan levhalar (Güney Ege Denizi, Kafkasya, Şili, Hindistan gibi
sıkışma bölgelerinde görülür).
2. Birbirinden uzaklaşan levhalar (Okyanus ortalarında görülür).
3. Yanal hareket eden levhalar (Kuzey Anadolu Fayı, Kaliforniya'daki San Andreas Fayı
gibi levha sınırlarında görülür).
Uzaklaşan levha sınırları boyunca kırık zonundan (rift bölgelerinden)
yukarı çıkan ve üst mantodan türeyen bazik bileşimli malzeme “okyanus ortası
sırtları = OOS” oluşturarak yer kabuğuna eklenmekte ve okyanus tabanına
yayılmaktadır. OOS’ lardan itibaren uzaklaşan, ancak malzeme eklenmesi ile
yenilenen levheların bu yanal hareketlerine “deniz tabanı yayılması” denir.
Örneğin, Atlantik Okyanusunda yaklaşık K-G yönünde uzanan OOS’ tan itibaren D
ve B yönünde gelişen hareketler 2 cm/yıl hıza sahiptir. Buna göre, bu hareketler
sonucunda oluşan volkanik kayaçlar OOS’ tan uzaklaştıkça yaşlanır.
Diğer taraftan, deniz tabanı yayılması ile açığa çıkan yeni malzeme,
yaklaşan levha sınırları ile dengelenir. Uzaklaşan levhalar, yer kabuğunun diğer
kesimlerinde yaklaşan levha sınırlarının gelişmesine yol açar. Bu yolla levhaların
çarpışması ve dolayısıyla da okyanusların kapanması ve/veya sıradağ
kuşaklarının gelişmesi gerçekleşir. İnce ve yoğunluğu daha yüksek olan okyanusal
levha, kıtasal levhanın altına dalarak üst mantoya ulaşır ve kısmi erğimeye
uğrayarak manto malzemesi ile karışır. Bu durum “dalma/batma” olarak
tanımlanır (Örneğin, Pasifik çevresindeki yaklaşan levha sınırları). Bu dalma
batma olayı sırasında levha sınırları arasında derin çukurlar gelişir, “hendek”
olarak tanımlanan bu çukurlarda derin deniz sedimanları gelişir. Dalan levhanın
üst yüzeyinin astenosfere girdiği bölgeden türeyen ve kabukta yükselen magma
hendeğe parelel konumda “ada yaylarının” oluşumuna neden olmaktadır. Ada
yayları; dışa kavisli kısmı, dalan levha tarafında bulunan yay şekilli ve andezitik
bileşimli volkanların sıralandığı yükseltilerdir.
OKYANUS ORTASI SIRTLAR
Levhaların birbirlerinden uzaklaştığı sınırlarda mağmadan
çıkan malzeme sınırın her iki yanındaki levhaları yana doğru
iter. Bu olay genellikle okyanus ortası sıradağlarda
oluşur. Levhaların birbirlerine göre yer değiştirme değerleri
yılda birkaç santimetreden onlarca santimetreye kadar
olabilirler.
Kıtasal levhaların iç bölgelerinde, çok derinlere ulaşan kırık sistemleri (rift
zonları gelişir. Örneğin Afrika Levhası’ nda gelişen Doğu Afrika Rift Sistemi,
Kızıldeniz’ den Türkiye’ ye kadar uzanmaktadır.
Levhaların yapısal konumlarına ve hareketlerine bağlı olarak ortaya çıkan
magmatik faaliyetlerin gelişme ortamlarını 4 grup altında toplamak mümkündür.
1. Bir birinden uzaklaşan levhaların sınırlarında (OOS, yay ardı bölgeler) gelişen
magmatizma
2. Okyanusal levhaların iç bölgelerinde gelişen magmatizma
3. Yaklaşan levha sınırlarında (aktif kıta kenarları ve ada yayları) gelişen
magmatizma
4. Kıtasal levhaların iç bölgelerinde gelişen magmatizma (kıtasal örtü bazaltı
bölgelerini, kıtasal rift bölgelerini, rift bölgeleri ile ilişkili olmayan alkali
magmatizmayı kapsamaktadır).