Bu sitede bulunan yazılar memnuniyetsizliğiniz halınde olursa bizimle iletişime geçiniz ve o yazıyı biz siliriz. saygılarımızla

    mantodaki konveksiyonel akımlar yer kabuğunu hareket ettirir mi

    1 ziyaretçi

    mantodaki konveksiyonel akımlar yer kabuğunu hareket ettirir mi bilgi90'dan bulabilirsiniz

    Yap� Denetim ve Deprem M�hendisleri Derne�i | Yap� Denetim Dene�ti �� �lanlar� | DEPREM�N OLU� NEDENLER� VE T�RLER�

    DEPREM�N OLU� NEDENLER� VE TÜRLER�:

    Dünyan�n iç yap�s� konusunda, jeolojik ve jeofizik çal��malar sonucu elde edilen verilerin destekledi�i bir yeryüzü modeli bulunmaktad�r. Bu modele göre, yerkürenin d�� k�sm�nda yakla��k 70-100 km.kal�nl���nda olu�mu� bir ta�küre (Litosfer) vard�r. K�talar ve okyanuslar bu ta�kürede yer al�r.Litosfer ile çekirdek aras�nda kalan ve kal�nl��� 2.900 km olan ku�a�a Manto ad� verilir. Manto�nun alt�ndaki çekirdegin Nikel-Demir kar���m�ndan olu�tu�u kabul edilmektedir.Yerin, yüzeyden derine gidildikçe �s�n�n artt��� bilinmektedir. Enine deprem dalgalar�n�n yerin çekirde�inde yay�lamad��� olgusundan giderek çekirde�in s�v� bir ortam olmas� gerekti�i sonucuna var�lmaktad�r.

    Manto genelde kat� olmakla beraber yüzeyden derine inildikçe içinde yerel s�v� ortamlar� bulundurmaktad�r.

    Ta�küre�nin alt�nda Astenosfer denilen yumu�ak Üst Manto bulunmaktad�r.Burada olu�an kuvvetler, özellikle konveksiyon ak�mlar� nedeni ile, ta� kabuk parçalanmakta ve birçok "Levha"lara bölünmektedir. Üst Manto�da olu�an konveksiyon ak�mlar�, radyoaktivite nedeni ile olu�an yüksek �s�ya ba�lanmaktad�r. Konveksiyon ak�mlar� yukar�lara yükseldikçe ta�yuvarda gerilmelere ve daha sonra da zay�f zonlar�n k�r�lmas�yla levhalar�n olu�mas�na neden olmaktad�r. Halen 10 kadar büyük levha ve çok say�da küçük levhalar vard�r. Bu levhalar üzerinde duran k�talarla birlikte, Astenosfer üzerinde sal gibi yüzmekte olup, birbirlerine göre insanlar�n hissedemeyece�i bir h�zla hareket etmektedirler.

    Konveksiyon ak�mlar�n�n yükseldi�i yerlerde levhalar birbirlerinden uzakla�makta ve buradan ç�kan s�cak magmada okyanus ortas� s�rtlar�n� olu�turmaktad�r. Levhalar�n birbirlerine de�dikleri bölgelerde sürtünmeler ve s�k��malar olmakta, sürtünen levhalardan biri a�a��ya Manto�ya batmakta ve eriyerek yitme zonlar�n� olu�turmaktad�r. Konveksiyon ak�mlar�n�n neden oldu�u bu ard���kl� olay tatkürenin alt�nda devam edip gitmektedir.

    ��te yerkabu�unu olu�turan levhalar�n birbirine sürtündükleri, birbirlerini s�k��t�rd�klar�, birbirlerinin üstüne ç�kt�klar� ya da alt�na girdikleri bu levhalar�n s�n�rlar� dünyada depremlerin olduklar� yerler olarak kar��m�za ç�kmaktad�r. Dünyada olan depremlerin hemen büyük ço�unlu�u bu levhalar�n birbirlerini zorlad�klar� levha s�n�rlar�nda dar ku�aklar üzerinde olusmaktad�r.

    Yukar�da, yerkabu�unu olu�turan "Levha"lar�n, Astenosferdeki konveksiyon ak�mlar� nedeniyle hareket halinde olduklar�n� ve bu nedenle birbirlerini ittiklerini veya birbirlerinden aç�ld�klar�n� ve bu olaylar�n meydana geldi�i zonlar�n da deprem bölgelerini olu�turdu�unu söylemistik.

    Birbirlerini iten ya da di�erinin alt�na giren iki levha aras�nda, harekete engel olan bir sürtünme kuvveti vard�r. Bir levhan�n hareket edebilmesi için bu sürtünme kuvvetinin giderilmesi gerekir.

    �tilmekte olan bir levha ile bir di�er levha aras�nda sürtünme kuvveti a��ld��� zaman bir hareket olu�ur. Bu hareket çok k�sa bir zaman biriminde gerçekle�ir ve �ok niteli�indedir. Sonunda çok uzaklara kadar yay�labilen deprem (sars�nt�) dalgalar� ortaya ç�kar.Bu dalgalar geçti�i ortamlar� sarsarak ve depremin olu� yönünden uzakla�t�kça enerjisi azalarak yay�l�r. Bu s�rada yeryüzünde, bazen gözle görülebilen, kilometrelerce uzanabilen ve FAY ad� verilen arazi k�r�klar� olu�abilir. Bu k�r�klar bazen yeryüzünde gözlenemez, yüzey tabakalar� ile gizlenmi� olabilir. Bazen de eski bir depremden olu�mu� ve yerüzüne kadar ç�km��, ancak zamanla örtülmü� bir fay yeniden oynayabilir.

    Depremlerinin olusumunun bu sekilde ve "Elastik Geri Sekme Kuram�" ad� alt�nda anlat�m� 1911 y�l�nda Amerikal� Reid taraf�ndan yap�lm��t�r ve laboratuvarlarda da denenerek ispatlanm��t�r.

    Bu kurama göre, herhangibir noktada, zamana ba��ml� olarak, yava� yava� olu�an birim deformasyon birikiminin elastik olarak depolad��� enerji, kritik bir de�ere eri�ti�inde, fay düzlemi boyunca var olan sürtünme kuvvetini yenerek, fay çizgisinin her iki taraf�ndaki kayaç bloklar�n�n birbirine göreli hareketlerini olu�turmaktad�r. Bu olay ani yer de�i�tirme hareketidir. Bu ani yer de�i�tirmeler ise bir noktada biriken birim deformasyon enerjisinin aç��a ç�kmas�, bo�almas�, di�er bir deyi�le mekanik enerjiye dönü�mesi ile ve sonuç olarak yer katmanlar�n�n k�r�lma ve y�rt�lma hareketi ile olmaktad�r.

    Asl�nda kayalar�n, önceden bir birim yerde�i�tirme birikimine u�ramadan k�r�lmalar� olanaks�zd�r. Bu birim yer de�i�tirme hareketlerini, hareketsiz görülen yerkabu�unda, üst mantoda olu�an konveksiyon ak�mlar� olu�turmakta, kayalar belirli bir deformasyona kadar dayan�kl�l�k gösterebilmekte ve sonrada k�r�lmaktad�r. ��te bu k�r�lmalar sonucu depremler olu�maktad�r. Bu olaydan sonra da kayalardan uzak zamandan beri birikmi� olan gerilmelerin ve enerjinin bir k�sm� ya da tamam� giderilmi� olmaktad�r.

    Ço�unlukla bu deprem olay� esnas�nda olu�an faylarda, elastik geri sekmeler (at�m), fay�n her iki taraf�nda ve ters yönde olu�maktad�rlar.

    FAYLAR genellikle hareket yönlerine göre isimlendirilirler. Daha çok yatay hareket sonucu meydana gelen faylara "Do�rultu At�ml� Fay"denir. Fay�n olu�turdu�u iki ayr� blokun birbirlerine göreli olarak sa�a veya sola hareketlerinden de bahsedilebilinir ki bunlar sa� veya sol yönlü do�rultulu at�ml� faya bir örnektir.

    Düsey hareketlerle meydana gelen faylara da "Egim At�ml� Fay"denir. Faylar�n ço�unda hem yatay, hem de düsey hareket bulunabilir.

    Yazı kaynağı : www.yapidenetimvedeprem.org.tr

    Levha tektoniği

    Levha tektoniği

    Levha hareketleri veya levha tektoniği, en geniş anlamıyla litosferin yapısını ve bu yapıyı doğuran evrimi araştıran jeoloji dalıdır.[1]

    Tektonik (Yunanca tekton'dan), yapısal jeoloji ile yakından ilgili fakat ondan farklı bir jeoloji disiplinidir. Yapısal jeoloji kayaçların geometrisi ile uğraşır; oysa tektonik, yeryuvarının büyük ölçekli yapıları ve bunları oluşturan kuvvetler ve hareketler üzerinde durur.

    Levha hareketleri[değiştir | kaynağı değiştir]

    Birbirine yaklaşan levhalar bir süre sonra birbiriyle çarpışır. İki levhanın çarpışmasıyla oluşan yeryüzü şekli, levhaların türüne göre değişir. Bu çarpışmalar depremlere ve yanardağların oluşumuna neden olur. Yanardağların çoğu da genellikle erimiş kayaların levhadaki çatlaklardan yararlanarak fışkırdığı levha sınırında yer alır.

    Temel ilkeler[değiştir | kaynağı değiştir]

    Alman bilim adamı Alfred Wegener'in Kıta Kayması Teorisi'nin geliştirilmesi sonucu oluşmuştur. 250 milyon yıl önce Pangea adı verilen tek parça halinde bir kıtaydı. Bu kıtayı çevreleyen okyanus ise Panthallasa olarak adlandırılır. Dünya'nın yüzeyi kesintisiz gibi görünüyorsa da gerçekte dev boyuttaki bir yap-boz gibi birbirine geçen parçalardan oluşmaktadır. Levha adı verilen bu parçalar, çok yavaş olarak sürekli biçimde birbirlerine göre hareket ederler. Bir levha, yalnızca okyanusal ya da kıtasal litosferden oluşabildiği gibi her iki litosfer türünü de içerebilir. Levhalar, levha sınırı ya da levha kenarı ile sonlanır. Depremlerin ve yanardağların çoğu bu bölgelerde görülür. Zaman içerisinde katmanlar hareket ettikçe Pangaea ikiye ayrıldı. Kuzeyde Laurasia ve güneyde Gondwanaland oluştu. Bu iki kıta Tetis (İngilizceTethys) denizi ile ikiye ayrıldı. Katmanların hareketi ile kıtalar iyice ayrılarak bugünkü hâlini aldı.[2]

    Yer yüzeyinin kabuğu, manto üzerinde, izostazi adı verilen, bir ağacın su üzerinde yüzmesi ile karşılaştırılabilecek bir denge halinde dururlar. Mantonun kaldırma gücü, su ve ağaç örneğinde olduğu gibi kabuğun manto içine 'batmış' olan hacmi ile orantılıdır. Bu nedenle yükseltilerin fazla olduğu kıta bölgelerinde, artan kütle ile koşut olarak kabuğun manto derinliklerine uzanan kısmı da daha fazla olmalıdır. Yüksek dağ sıralarının derinlere dalan 'kökleri' yer kabuğunun böyle alanlarda 70 km kadar kalın olmasına yol açar. Öte yandan, karaların yükselmesi, bağıl olarak daha hafif materyelden oluşmaları ile ilişkilidir. Böylece okyanusal kabuk daha ince olmasına karşın daha ağır materyelden oluşmuş ve astenosfer içine doğru kıtalara oranla daha fazla 'batmış' durumdadır. Bu, kıtaların manto içerisine doğru uzanan daha derin kökleri olmasına rağmen, ağırlık merkezlerinin okyanus tabanlarına oranla daha yüksekte yer alması ile sonuçlanır.

    Yüzey şekillerinin jeolojik zaman boyutu içinde evrimi levha hareketleri çerçevesinde gerçekleşir. Yer kabuğu ve hemen altındaki manto katmanının birleşmesinden oluşan taş küre (litosfer), yavaş bir hareketle yer değiştiren 12 ayrı 'levha' halinde, değişken bir yap-boz tablosu oluşturur. Yarı akışkan astenosfer tabakası üzerinde yüzer durumda bulunan bu levhaların hareketi için gereken enerjiyi, astenosfer tabakasındaki konveksiyon akımları sağlar. Levhalar birbirleriyle sürekli temas halinde olduklarından, hareketlerinin yön ve şiddetini, yerin derinliklerinden gelen itici gücün özellikleri olduğu kadar levhaların birbiri ile olan ilişkileri de belirler. Böylece, kısa dönemde belirli bir düzen içinde süren levha hareketlerinin, zaman ölçeği büyütüldüğünde kaotik ve önceden belirlenemez bir biçimde gerçekleştiği gözlenir.

    Levhaların hareketlerinde yer kabuğunun bütün bu özellikleri rol oynar. Levhalar ortalama olarak yılda birkaç santimetre ölçeğinde hareket ederler (Bu kayma en uç örnek olan Pasifik levhası için yılda 15 santimetreye ulaşmaktadır). Hareket halindeki levhaların birbirleri arasında üç tür ilişkisi olabilir.[3]

    Yeryüzünün alanı sabit olduğuna göre yaklaşma sınırlarında bir miktar levha yüzeyinin yok olması, uzaklaşma sınırlarında ise yeni levha yüzeyi yaratılması gerekmektedir. Bu nedenle birinci tür levha sınırlarına 'yıkıcı', ikinci tür sınırlara ise 'yapıcı' sınırlar adı verilir. Üçüncü tür, 'yanal doğrultulu' ya da 'dönüşüm' (İngilizcetransformation) sınırlarıdır.

    Yaklaşan levhaların ikisi de okyanussal levha ise biri diğerinin altına doğru kayar, bu durum 'dalma-batma' olarak adlandırılır. Bir okyanus levhası, bir kıta levhası ile karşılaştığında, daha ağır olduğu için onun altına doğru kayar, yine dalma-batma durumu gerçekleşir. Dalma-batma söz konusu olduğunda manto tabakasının sıcak derinliklerine inen taş küre dilimi ısınarak erir ve akışkan halde yükselir. Bu, yaklaşma sınırlarındaki yanardağ etkinliğinin ve dağ oluşumunun temelidir. İki kıtasal levhanın yaklaşması ise çarpışma ile sonuçlanır, her iki levha da manto içine batamayacak kadar hafif ve kalın olduğundan büyük bir deformasyonla yüksek dağ sıraları ve platolar ortaya çıkar (Himalaya dağları ve Tibet yaylası gibi).

    Uzaklaşan levhalar ise yeni okyanus kabuğunun oluşmasına yol açarlar. Bu olay, iki levha arasında açılan boşluğa üst manto kaynaklı akışkan materyelin dolması ve soğuyarak katılaşması sonucunda gerçekleşir. Bu şekilde oluşan okyanus sırtları yer kabuğunun en genç bölgeleridir. Levhalar ayrıldıkça sırt ortadan büyümeye devam eder, sırtın her iki yanına doğru uzaklaşan genç litosfer soğudukça hacmi azalır, yoğunluğu artar ve hem küçülme hem de batma nedeniyle yükseltisi azalır. Okyanus tabanının okyanus sırtından en uzak kesimleri en yaşlı kısmıdır. Bu alanların eninde sonunda bir başka levha ile karşılaşarak batmaya başlaması kaçınılmaz olduğundan okyanusal kabuğun ömrü sınırlıdır ve bilinen en yaşlı okyanus kabuğu örnekleri 190 milyon yıl yaşındadır. Bu şekilde okyanus kabuğu sürekli yenilenirken, kıta kabuğu dalma-batma mekanizması ile ortadan kaldırılamadığından, yanardağ ve dağ oluşum etkinlikleri ile kıta kütlesine eklenen materyel zaman içinde giderek artar, milyarlarca yıllık süreç içerisinde kıtalar alan ve kalınlık açısından büyümeye devam ederler. Bazen bir kıta, ters yönde etki eden kuvvetlerin sonucunda ikiye ayrılabilir. Böyle bir durumda uzaklaşan parçaların arasını doldurmaya başlayan manto materyeli yine okyanus kabuğu niteliğinde bir yapı oluşturmaya başlar, bu alanın soğuyup alçalması sonucunda yeni bir okyanus doğmuş olur.

    Kıta Kayması Teorisi[değiştir | kaynağı değiştir]

    Kıtaların birbirlerine ve okyanus havzalarına göre girmiş olduğu büyük ölçekli yatay hareketlere denir. Günümüzdeki kıtaların, büyük taşküre (litosfer) levhalarının sürüklenerek yer değiştirmesi sonucunda ortaya çıktığına ilişkin ilk düşünceler daha 18.yüzyılın sonlarında ortaya atıldı. Güney Amerika'nın doğusundaki çıkıntının Afrika'nın batı kıyılarındaki girintiye tam oturduğuna dikkati çeken Alman doğa bilimci Alexander von Humboldt, 1800 yılında Atlas Okyanusunun iki yakasının çok önceleri bitişik olduğu tezini geliştirdi. Bundan 50 yıl kadar sonra Fransız bilim adamı Antonio Snider, Kuzey Amerika ve Avrupa'daki kömür yataklarında belirlenen benzer bitki fosillerinin Humboldt'un bu varsayımını doğruladığını, aksi halde bu benzerliği açıklamanın başka yolu olmadığını ileri sürdü.1908'de Amerikalı Frank B. Taylor, Dünya'daki bazı sıradağların oluşumunu, kıtaların çarpışması düşüncesine dayalı olarak açıklamaya çalıştı.

    Son çeyrek milyonun simülasyonu[değiştir | kaynağı değiştir]

    Bilgisayar Destekli Haritalama Laboratuvarı'nın bir köşesinde alelâde bir kutu içerisinde 14 jeolojik harita var ve 1 kg ağırlığında. Bu kutu, Dünya coğrafyasının son 250 milyon yıllık serüvenini anlatıyor. Serüvenin kahramanı, hâlen çıkarılmakta olan petrole yataklık etmiş ve Tetis adı verilen tropikal bir okyanus. Levhaların kaymasıyla kapanan bu denizden günümüze ulaşan, birer iç deniz olan Akdeniz, Karadeniz ve Hazar Denizi'dir.[4]

    Proje, 1980'li yılların ortasında başladı. Pierre-Merie Curie Üniversitesi'nden Profesör Jean Decourt, Luc Emmanuel Ricou ve Bruno Vrielynck'in öncülüğünde bir grup jeolog, Yerküre tarihinin son 250 milyon yılı üzerine yapılmış Dünya'daki birçok noktalardaki (nokta) araştırma sonuçlarını bir araya getirerek büyük bir sentezi gerçekleştirmeye girişti. 124 araştırmacıyı bugüne kadar denenmemiş bir çalışmanın etrafında bir araya getiren projenin hedefi, Tetis'in fiziki coğrafyasını ortaya çıkarmaktır.

    Tetis Okyanusu[değiştir | kaynağı değiştir]

    Yaklaşık 250 milyon yıl önce, karaların bütünü tek bir kıta şeklindedir: Pangea. Bu kıta, güneyde Gondwana (bugünkü Güney Amerika, Afrika, Madagaskar, Hindistan ve Avustralya), Kuzeyde Laurasia (bugünkü Kuzey Amerika, Avrupa ve Asya)'dan oluşmaktadır. Yeryüzünün geri kalan kısmı ise uçsuz bucaksız dev bir okyanusla kaplıdır: Pantalasa. Pangea kıtasının doğusunda üçgen şeklinde dev bir körfez yer almaktadır. İşte bu okyanus da Tetis Okyanusunu oluşturmaktadır.

    Kaynakça[değiştir | kaynağı değiştir]

    Dış bağlantılar[değiştir | kaynağı değiştir]

    Yazı kaynağı : tr.wikipedia.org

    Manto konveksiyonu

    Manto konveksiyon gezegenin içinden yüzeyine ısı taşıyan konveksiyonu akimlarinin sebep olduğu dünyanın katı silikat örtüsünün çok yavaş sürünen hareketidir.[1][2]

    Dünya'nın yüzey litosferi astenosferin üstüne biniyor ve ikisi üst manto bileşenlerini oluşturuyor. Litosfer, karşıt plaka sınırlarında sürekli olarak yaratılan ve tüketilen bir dizi plakaya ayrılır. Birikimin, deniz tabanının yayılması ile ilişkili bir plakanın büyüyen kenarlarına manto eklenmesi ile oluşur. Bu sıcak eklenen malzeme ısı iletimi ve taşınımı ile soğur. Plakanın tüketim kenarlarında, malzeme yoğunlaşmak için termal olarak büzülmüş ve genellikle bir okyanus açmasında çökme sürecinde kendi ağırlığı altında batmaktadır.[3]

    Bu çıkarılan malzeme Dünya'nın iç kısmına gömülür. Bazı çöktürülmüş materyallerin alt mantoya ulaştığı görülmektedir [4], diğer bölgelerde ise, muhtemelen spinelden silikat perovskite ve magneziowustite, endotermik reaksiyona bir faz geçişinden dolayı bu materyalin daha da batması engellenmektedir.[5]

    Temel mekanizmalar çeşitlilik gösterse de, bastırılmış okyanus kabuğu volkanizmayı tetikler. Volkanizma, kısmen erimiş mantoya kaldırma kuvveti ekleyen ve yoğunluğundaki azalma nedeniyle kısmi eriyiğin yukarı akışına neden olacak işlemler nedeniyle oluşabilir. İkincil konveksiyon, plaka içi ekstansiyonun [6] ve manto tüylerinin bir sonucu olarak yüzey volkanizmasına neden olabilir.[7]

    Manto konveksiyonu tektonik plakaların Dünya yüzeyinde hareket etmesine neden olur.[8] Hadean döneminde çok daha aktif olduğu görülmekte, daha ağır erimiş demir, nikel ve sülfürlerin çekirdeğe ve daha hafif silikat minerallerin kütle çekimine göre sınıflandırılmasıyla sonuçlanmaktadir.

    Tarihçe[değiştir | kaynağı değiştir]

    Manto konveksiyon kavramı, 20. yüzyılın başından bu yana, önce Alpler gibi kıvrımlı dağların jeolojisini açıklamak için , sonra da derin deniz gayzerleri ve bölgesel volkanik fissür sistemleri gibi diğer büyük jeotektonik formlara doğru , katı dünya kabuğunun altındaki magma akışları ve magmatik kütle transferleri fikrinden gelişti .

    Konveksiyon çeşitleri[değiştir | kaynağı değiştir]

    20. yüzyılın sonlarında, jeofizik topluluğu içinde konveksiyonun "katmanlı" veya "bütün" olup olmayacağı konusunda önemli tartışmalar yaşanmıştır.[10][11] Bu tartışmalar hala devam etmektedir. Sismik tomografi , manto konveksiyonunun sayısal simülasyonları ve Dünya'nın yerçekimi alanının incelenmesi en azından şu anda bütün manto konveksiyonunun varlığını ortaya koymaya yetmektedir. Bu modelde soğuk alttan geçen okyanus litosferi sayesinde çekirdek-manto sınırına kadar iner ve sıcak tüyler SPK'dan yüzeye kadar yükselir.[12] Bu resim genellikle manto geçiş bölgesinden geçen levha ve tüy benzeri anomalileri gösteren küresel sismik tomografi[ölü/kırık bağlantı] modellerinin sonuçlarına dayanmaktadır.

    Alt tabakaların manto geçiş bölgesinden geçmesi ve alt mantoya inmesi artık kabul edilmiştir. Manto konveksiyon stili için önemli çıkarımlarla birlikte tüylerin varlığı ve sürekliliği hakkındaki tartışmalar da hâlâ devam etmektedir. Bu tartışmalar tabaka içinde volkanizmanın sığ üst manto veya alt mantonun tüylerden kaynaklanıp kaynaklanmadığı konusundaki tartışmalara bağlıdır.[13] Birçok jeokimya çalışması plaka içi alanlardan çıkan lavların bileşimden sığ türetilmiş orta okyanus sırtından farklı olduğunu ileri sürmektedir. Bazaltlar (MORB) Özellikle tipik olarak yüksek Helyum-3 - Helyum-4 oranlarına sahiptirler. eski bir nüklid olan Helyum-3 yeryüzünde doğal olarak üretilememektedir. Ayrıca patladığında dünya atmosferinden hızla çıkmaktadır.Okyanus Adası Bazaltlar'ının (OIB'ler) yüksek He-3 / He-4 oranı dünyanın daha önce eritilmemiş ve MORB kaynağı ile aynı şekilde yeniden işlenilmiş kısmından kaynak oluşturulması gerekildiği düşünülmektedir. Bununla birlikte diğerleri jeokimyasal farklılıkların yüzeye yakın bir materyalinin küçük bir bileşeninin litosferden de dahil olabileceğini belirtmiştir.

    Planform ve taşınım gücü[değiştir | kaynağı değiştir]

    Isı transferi konveksiyon ve iletim[değiştir | kaynağı değiştir]

    Dünya üzerinde, dünya'nın mantosundaki konveksiyon için Rayleigh sayısının şiddetli konveksiyonun 10 7 civarında olduğu tahmin edilmektedir. Bu değer tüm manto konveksiyonuna karşılık gelir (yani, dünya yüzeyinden çekirdekli sınıra uzanan konveksiyon). Küresel ölçekte bu konveksiyonun yüzey ifadesi tektonik plaka hareketleridir ve bunlar birkaç cm / a hıza sahiptir.[15][16][17]

    Litosferin altındaki düşük viskoziteli bölgelerde meydana gelen küçük ölçekli konveksiyon için hızlar daha yüksek olabilir ve viskozitelerin daha büyük olduğu en alt mantoda daha yavaş olabilir. Tek bir sığ konveksiyon döngüsü 50 milyon yıl sürerken daha derin konveksiyon 200 milyon yıla yakın olabilir.[18]

    Şu anda tüm manto konveksiyonun geniş ölçekli aşağı doğru akım içerdiği düşünülmektedir. Amerika ve Batı Pasifik'in altında her iki bölge de uzun bir düşüş tarihi olan ve Orta Pasifik ve Afrika'nın altında yer alan ve her ikisi de yükselme ile tutarlı dinamik topoğrafyadır.[19]

    Bu geniş ölçekli akış modeli Dünya'nın mantosundaki konveksiyonun yüzey ifadesi olan ve şu anda 2 dereceyi gösteren tektonik plaka hareketleriyle de tutarlıdır.[20] Net tektonik ayrışmanın Afrika ve Pasifik'ten uzaklığı 250 Milyar yıldır. Bu genel manto akış paterninin uzun vadeli stabilitesini gösterir ve diğer çalışmalarla da tutarlıdır.[21][22][23][24] En altta yer alan LLSVP bölgelerinin uzun vadeli istikrarını öneren bu yapıların temelini oluşturan mantodur.

    Mantoda sürünme[değiştir | kaynağı değiştir]

    Alt ve üst manto arasındaki değişken sıcaklıklar ve basınçlar nedeniyle, alt mantoda baskın çıkık sürünmesi ve zaman zaman üst mantoda baskın olarak yayılan sürünme ile çeşitli sürünme süreçleri meydana gelebilir. Bununla birlikte, üst ve alt manto arasındaki sürünme işlemlerinde büyük bir geçiş bölgesi vardır ve hatta her bölüm içinde sürünme özellikleri, konum ve dolayısıyla sıcaklık ve basınç ile güçlü bir şekilde değişebilir. Güç hukuku sünme bölgelerinde, n = 3-4 olan verilere takılan sünme denklemi standarttır.[25]

    Üst manto öncelikle olivin ((Mg, Fe) 2SiO4) 'ten oluştuğundan, üst mantonun reolojik özellikleri büyük ölçüde olivindir. Olivinin gücü sadece erime sıcaklığı ile ölçeklendirmekle kalmaz, aynı zamanda su ve silika içeriğine de çok duyarlıdır. Başta Ca, Al ve Na olmak üzere safsızlıklardan kaynaklanan katılaşma depresyonu ve basınç, sünme davranışını etkiler ve böylece lokasyonlu sünme mekanizmalarının değişmesine katkıda bulunur. Sünme davranışı genellikle strese karşı homolog sıcaklık olarak çizilirken, manto durumunda, stresin basınca bağımlılığına bakmak genellikle daha yararlıdır. Stres alan üzerinde basit bir kuvvet olmasına rağmen, jeolojide alanı tanımlamak zordur. Denklem 1, stresin basınca bağımlılığını gösterir. Mantodaki yüksek basınçları simüle etmek çok zor olduğundan (300–400 km'de 1MPa), düşük basınçlı laboratuvar verileri genellikle metalurjiden sürünme kavramları uygulanarak yüksek basınçlara tahmin edilir.[26]

    Mantonun çoğunun homolog sıcaklıkları 0.65-0.75'tir .Mantodaki gerilmeler, yoğunluk, yerçekimi, termal genleşme katsayıları, konveksiyonu yönlendiren sıcaklık farklarına bağlıdır ve hepsi 3-30MPa'nın bir fraksiyonu etrafında stres veren mesafe konveksiyonu meydana gelir. Büyük tane boyutları nedeniyle (birkaç mm kadar yüksek streslerde), Nabarro-Herring (NH) sürünmesinin gerçekten baskın olması olası değildir. Büyük tane boyutları göz önüne alındığında, çıkık sürünmesi baskın olma eğilimindedir. 14 MPa, difüzyonel sürünmenin baskın olduğu ve üzerinde güç yasası sürüntüsünün 0.5T olivinde baskın olduğu strestir. Bu nedenle, nispeten düşük sıcaklıklar için bile, çalışacağı stres yayılma sünmesi gerçekçi koşullar için çok düşüktür. Güç yasası sürünme oranı, zayıflama, difüzyonun aktivasyon enerjisini azaltma ve böylece NH sürünme hızını arttırma nedeniyle artan su içeriği ile artmasına rağmen, NH genellikle hâkim olacak kadar büyük değildir. Bununla birlikte, yayılma sünmesi üst mantonun çok soğuk veya derin kısımlarında baskın olabilir. Mantodaki ek deformasyon, transforme geliştirilmiş sünekliğe atfedilebilir. 400 km'nin altındaki olivin, sünekliğin artması nedeniyle daha fazla deformasyona neden olabilen basınca bağlı faz dönüşümüne uğrar.[26] Güç yasası sürünmesinin baskınlığına ilişkin daha fazla kanıt, deformasyonun sonucu olarak tercih edilen kafes yönelimlerinden kaynaklanmaktadır. Dislokasyon sürünmesi altında, kristal yapılar düşük stres yönlerine yönelir. Bu, yayılma sürünmesi altında gerçekleşmez, bu nedenle örneklemlerde tercih edilen yönelimlerin gözlemlenmesi, çıkık sürünmesinin baskınlığına güvenir.[27]

    Diğer gök cisimlerinde manto konveksiyonu[değiştir | kaynağı değiştir]

    Benzer bir yavaş konveksiyon işleminin diğer gezegenlerde (örneğin Venüs , Mars ) ve bazı uydularda (örn. Europa , Enceladus ) meydana gelmesi (veya oluşması) muhtemeldir .

    Ek bilgiler[değiştir | kaynağı değiştir]

    Kaynakça[değiştir | kaynağı değiştir]

    Yazı kaynağı : tr.wikipedia.org

    Yorumların yanıtı sitenin aşağı kısmında

    Ali : bilmiyorum, keşke arkadaşlar yorumlarda yanıt versinler.

    Yazının devamını okumak istermisiniz?
    Yorum yap