Sunum yükleniyor. Lütfen bekleyiniz

Sunum yükleniyor. Lütfen bekleyiniz

HİDROGRAFİ VE OŞİNOGRAFİ DERS 8 Doç.Dr. Hüseyin TUR.

Benzer bir sunumlar


... konulu sunumlar: "HİDROGRAFİ VE OŞİNOGRAFİ DERS 8 Doç.Dr. Hüseyin TUR."— Sunum transkripti:

1 HİDROGRAFİ VE OŞİNOGRAFİ DERS 8 Doç.Dr. Hüseyin TUR

2 DENİZALTI ARAŞTIRMALARINDA KULLANILAN METODLAR VE MALZEMELER Bu bölümde denizaltı araştırmalarında kullanılan sondalama, örnek alma ve jeofizik metodları üzerinde anahtarları ile durulacaktır. Sondalama Metodları Deniz derinliklerinin ölçülmesinde doğrudan ve sesle olmak üzere iki farklı yöntem uygulanmaktadır. 1. Doğrudan Doğruya Yapılan Derinlik Ölçme Metodu: 1920 ye kadar deniz­altı derinliklerinin ölçülmesi, çelik bir telin ucuna takılan ağır bir metalin deniz dibine sallandırılmasıyla yapılmakta idi. Bu usullu derinliğin sıhhatli ölçülmesi için, telin ucundaki ağırlığın deniz tabanına dik olarak ulaşması gereklidir. Bu şekilde ilk derin okyanus sondalaması Sir James Ross tarafından 1840 tarihinde Atlantik’de yapılmış ve 3660 m derinlik tesbit edilmiştir. Bu metodla yapılan iskandillar çok zor olup, çok defa yanlış neticeler vermektedir. 2. Sesle Derinlik Ölçme Metodu (Echo-Sounding) : Hemen hemen bütün derinlik yoklamaları echo-sounding olarak bilinen sesin deniz suyundaki yayılış hızına dayanarak yapılmaktadır. Yani sesin deniz tabanına çarpıp geri dönme süresi, sesin deniz suyundaki yayılma hızı olan 1460 m ile çarpıldıktan sonra ikiye bölünür, böylece derinlik bulunur. Geminin arkasına takılan hava tüfeği (airgun) denilen bir cihazla su içinde patlamalar yapılmaktadır. Patlamalardan çıkan ses dalgaları, denizin tabanına ve deniz tabanındaki çeşitli formasyonlarla çarparak yansıtmaktadır. Yansıyan sesler ise, yine geminin arka kısmında bulunan hidrofon denilen bir cihaz tarafından kaydedilir (Şekil-63). Böylece, yüksek fre­kanslı ses dalgaları deniz dibine çarparak yansımakta, bu yansıyan dalgalar gemi­nin sürati ile orantılı olarak dönen grafik kağıt üzerine otomatik olarak kaydedi­lerek, deniz dibinin özelliklerini yansıtan profiller çizilmektedir. Ancak, bu me­todla yapılan derinlik haritaları her zaman tam doğru neticeler vermemektedir. Çünkü, sesin hızı, deniz suyunun sıcaklığına, tuzluluk ve yüksek dalgalara bağlı olarak değişmektedir; nitekim tuzluluk derecesi yüksek olan zonlarda ses hızı daha fazladır.

3 Akustik-profil sisteminde olduğu gibi, kuvvetli sesdalgalarının deniz tabanındaki formasyonlarda yayılma hızlarına dayanılarak deniz tabanında uzanan değişik formasyonların kalınlık, yoğunluk ve bileşimleri tesbit edilmektedir. Şeklin sağ altındaki profil Maine Körfezi’nin tabanında uzanan formasyonların özelliklerini göstermektedir.

4 Böylece, sesle yapılan metodla denizaltının topoğrafik özellikleri (denizaltı kanyonları, hendekleri, sırtları vs.) açık bir biçimde kartlar üzerine alınmakta ve bu suretle batimetrik haritalar çizilmektedir. Afrika batı sahili açığında Kongo denizaltı kanyonuna ait echo-sounding profili. Burada kanyonun derinliği kıta sahanlığının altında 3000 m kadardır, kanyonun üst genişliği ise 10 km den fazladır. Şekilde kanyonun kenarlarında uzanan yatay tabakalı çökellerin hafif deformasyona uğradığı görülüyor (Emery’e göre, Press ve Siever’den, 1974) Sismik yansıma (refleksiyon) Metodu ile Bengal Körfezi’nin kuzeybatısındaki Andhra Mahadeva ve Krishna kanyonları ile buradaki kıtasal yamaçı gösteren profiller (La Fond’a göre, Fairbridge’den, 1966)

5 Örnek Alma Metodları Deniz tabanındaki çökellerin ve temeli oluşturan kayaçların özelliklerini aydınlatmak bakımından gemilerden indirilen çeşitli aletlerle deniz tabanından örnek alınmaktadır. Ayrıca, deniz tabanında yapılan sondajlardan elde edilen karotlarla da, deniz tabanının jeolojik yapısı incelenmektedir. Aletlerle Örnek Alma İşlemleri Deniz tabanından çökel numunesi almak için demir tabanına çelik tellerle sarkıtılan boru biçiminde örnek alıcıları bulunmaktadır. Boru ve piston şeklinde örnek alıcıları, deniz tabanına çakılarak, buradaki çökellerin piston içine girmesi sağlanır ve bilahare kablolarla borular yukarıya çekilerek piston içindeki örnekler incelenmeğe tabi tutulur. Bu konuda geliştirilmiş bir numune alıcısı Şekil-66’da gösterilmiştir. Deniz tabanına indirilen silindir biçimindeki numune alıcısı, önce deniz tabanına çakılır, sonra numunenin dökülmemesi için kazma ile silindirin ağzı kapatılır ve çelik halatlarla yukarıya doğru çekilir.

6 Deniz tabanından örnek alma cihazı ve çalışma safhaları. Deniz tabanına indirilen silindir şeklindeki kutu önce deniz tabanına çakılır (2), kutu içerisine giren malzemeler kazma vasıtasıyla kapatılır (3) ve sonra numune alan cihaz yukarıya çekilir (4). (Rosfelder ve Marshall’a göre Shepard’dan, 1973)

7 Çeşitli numune alıcılar. (a) “Moore free-corer” numune alıcısı. Ağırlık ve örnek alıcı tüpden ibaret olan bu numune alıcısı gemiden denize indirilir. Tabana indirilen kutu çökelle dolduktan sonra yukarıya çekilir. Deniz tabanından kaya örnekleri alan numune alıcıları (b) ve ( c), zincirle örülmüş kutulardır. Bu numune alıcıları deniz tabanında sürüklenmektedir ve kutuların ağzından giren serbest haldeki iri kaya parçaları veya kırılan kayaların iri parçaları alıkonulmaktadır. Çok zaman denizaltı tarayıcıları ile numune alma işi başarısız olmaktadır (Şekil Wright’den alınmıştır, 1966).

8 Bundan başka, yine deniz tabanından numtıne almak için grab denilen çelik tellerle teçhiz edilmiş mengeneler deniz tabanına indirilir, deniz tabanına varınc~ mengene sıkıştırılarak o yerde bulunan 1 m3 kadar nıateryal gemiye alınır. Ayrı ca, bazı numune alıcıları da vardır ki, bundan katı yağ sürülerek deniz tabanım indinilir, deniz tabınında katı yağa bulaşan maddeler çekilerek ineelenmeğe tab tutulur. Deniz tabanındaki anakaya mostralarından örnek alma için, zincirli kafes biçiminde olan ve tabanda sürüklenen dredge denilen bir alet kullanılmaktadır. Bu denizaltı tarayıcıların tabanda sürüklenmesi ile koparılan kaya parçaları sık ve kuvvetli tellerle örülmüş kafes içinde toplanır. Denizaltı tarayıcıları ile daha ziyade okyanus ortasında uzanan sırtlardan örnek alınmaktadır ve bu­nun için de 14 mm kalınlığında kuvvetli çelik kablolar kullanılmaktadır. Deniz Sondajları Çeşitli deniz ve okyanusların tabanını oluşturan formasyonları ve onları meydana getiren taşların özelliklerini incelemek bakımından, deniz tabanında sondajların yapılması gerekmektedir. Çok sayıda sondaj gemi sistemleri ve şirketleri mevcuttur.

9 Deniz Tabanı Fotoğrafları Denizaltının çeşitli özeliklerini aydınlatmak için, çok geliştirilmiş elektro­nik flaşlar ve otomatik film değiştirme cihazları ile donatılmış kameralarla sayısız denecek kadar çok fotoğraf alınmaktadır. Özellikle kameralarda geniş açılı mer­ceklerin kullanılması, geniş bir sabanın fotoğrafının alınmasını mümkün kılmış­tır. Geniş sahaların fotoğraflarının elde edilmesi için kullanılan diğer elverişli bir metod da, bir kızak üzerine monte edilmiş kameraların deniz tabanı üzerinde çekilmesidir. Bu sayede kızağın geçtiği sahaların fotoğrafları alınmaktadır. Denizaltından örnek alan cihazlara monte edilmiş kameralar, deniz tabanın­dan örnek alınmadan önce sabanın fotoğrafını almaktadır. Bu suretle, örnek alı­nan sahanın çeşitli özellikleri fotoğrafla tesbit edilerek, numunenin determinasyonunun daha sıhhatli olarak değerlendirilmesi sağlanmaktadır. Deniz tabanının binlerce fotoğrafı olmasına rağmen, bunların ancak az bir kısmı basılmıştır (Hersey 1963, Hezeen ve Hollister 1971). Temiz sığ sularda özellikle 35 cm kamera ile fotoğraf çekmek bir sorun olmadığı halde, derinliklere doğru, bilhassa 3 m den sonra, renk değişmesi çabuk­laşmakta olduğundan, renk düzeni bozulmaktadır. Nitekim, kırmızı ötesi ışınlar zayıflamakta ve rengi atmaktadır. Bu bakımdan gerçek rengin verilmesi, için, kuv­vetli ışık kaynağı gereklidir. Temiz sularda 40 m derinliğe kadar tabii ışıkta si­yah-beyaz film çekiminden iyi netice alınmaktadır.

10 Denizaltından alınmış fotoğraflar Hint Okyanusu Carlsberg sırtı yakınından alınan üstteki fotoğrafta kum dalgacıkları (dalga uzunluğu 15 cm). Fotodaki kaba malzemeler (siyah renkli) muhtemelen ayrışmış bazalt çakıllarını saran manganez yumrularıdır (res­mi alınan sahanın ebadı 3x4 m ve derinlik 2410 m dir. Alttaki resim aynı sahada (res­min kapladığı saha ve 3x4 m ve derinlik 2450 m) kireçli kumlar üzerinde gelişmiş kum dalgacıklarını (dalga uzunluğu 15 cm) göstermektedir. (Foto: Laughton’a göre King’den).

11 Deniz Tabanı Gözlemleri Doğrudan doğruya gözlemlere denizaltı morfolojisi ve jeolojisi konusunda yapılan ilk araştırmalar çok yetersizdi. Ancak, denizaltında değişik derinliklere dalan araçların geliştirilmesi, özellikle yer bilimcileri tarafından okyanus ve deniz tabanlarının görülmesine ve buralardan bizzat örneklerin seçilerek alınmasına geniş ölçüde fırsat sağlamıştır. Denizaltında özellikle kıta sahanlığı üzerinde çalışma yapan ve kaya örneği alan Scuba jeoloğu. Alınan örnekler hava ile doldurulmuş çantalar vasıtasıyla yüzeye taşınmaktadır (Foto: Shepard’dan alınmıştır).

12 Deniz Yüzeyinden Yapılan Gözlemler Denizaltı konusunda uğraşan Jeolog ve Jeomorfologların deniz yüzeyinden araştırma yapmaları için, özel gemiler inşa edilmiştir. Bu tipdeki çalışmaların çoğu, jeofiziksel özelliktedir. Yani Jeofizik yöntemlerle yapılan sismolojik çalışmaları, gravite ölçmelerini, ısı rasatlarını ve mağnetik araştırmaları içermektedir. Jeomorfologlar, kara yüzeyindeki şekillerin yanında ayrıntılı sualtı morfolojisi ile de ilgilenmektedirler. Deniz yüzeyinden şekillerin araştırılmasındaki ilerlemeleri, araştırma gemilerinden alınan sığ sualtı yapısı ile ilgili ayrıntılı resimlerde mümkün kılmıştır. Eğik olarak yerleştirilen echo-sounding cihazı, denizaltı reli­efini ayrıntılı olarak ve sığ strüktürü açık bir şekilde ortaya çıkarabilmektedir.

13 Hem deniz yüzeyi, hem de denizaltı araştırmalarında kullanılan, değişik yönlere dönebilen ve farklı eğimlerde sualtına dalış yapan 108 m uzunluğunda ve 600 ton ağırIığındaki FLİP gemisi (Foto King’den)

14 Uzaktan Algılama Metodları Uzaktan algılama metodları (Remote sensing) bugün denizaltı, kıyı ötesi ve kıyı araştırmalarında bu kullanılmaktadır. Uçaklar ve peykler, oseanografik araştırmalarda uzaktan algılama işlemleri için de kullanılmaktadır. Bunların çektiği fotoğraflar üzerinde değerlendirme yapılmaktadır (Şekil-74). öte yandan, radar ve infraruj teknikleri kuvartz, kalsit, kaya ve organik maddeler yanında, sahil kumunun farklı tiplerini tefrik etmek için de kullanılabilmektedir. Bu sayede ekonomik değer taşıyan ağır mineralleri ayırmak mümkün olmaktadır. Bunun yanında, kıyı akıntıları ve üste doğru dönen su akıntılarının tesbit edilmesinde ve sahil sınıflandırması, mercan resifle­rinin yerlerinin bulunmasında da faydalanılmaktadır Nitekim, özellikle fırtınalar ve yağışların kıyı kesimlerinde meydana getirdiği olaylar yanında sağanak yağışlardan sonra nehirler vasıtasiyle denizlere boşalan aşırı derecedeki su ve katı materyal yükünün turbitidy akıntılarını oluşturduğu ve bu akıntıların denizaltı kaynaklarını başlattığı fotoğraflarla tesit edilmiştir. Ayrıca tuzlu suda tatlı suyun yayılışı, infraruj fotoğraflar ile tayin edilebilmektedir. Uçak veya uydulardan farklı dalga boylarına göre çekilen fotoğraflarla, hem açık deniz­de hem de kıyı yakınında başarılı olarak olayların değerlendirilme sağla­maktadır. Nitekim kıyı boyunca meydana gelen çökel nakli, ve çökellerin tipleri il boyutlarının da fotoğraflarda tayin edilmesi mümkündür. Uydularla alınan fotoğraflar, farklı sahalarda, değişik şartlar altında kıyı değişmesinin temposunu da aydınlatmaktadır. Uydular, üç ana okyanus birimi olan kıyı zonu ve havza zonu üze­rindeki farklı şartları aksettiren verileri sağlamaktadır. Sonuç olarak, uydu ve uçaklar vasıtasiyle alınan fotoğraflar üzerinde denizaltı şe0killerinin değerlendirilmesinde önemli ölçüde faydalanılmaktadır.

15 Jeofizik Metodlar Denizaltı araştırmalarında son 15 yıl içinde jeofizik metodlardan geniş ölçüde faydalanılmış, sismik yansıma, sismik kırılma, profillerinin alınması ve gra­vite ile ısı akımı ölçmeleri suretiyle okyanus ve deniz tabanlarının önemli özellikleri tesbit edilmiştir. Sismik Yansıma Metodu Sismik yansıma (refleksiyon) profillerinin alınmasında uygulanan metod, echo- sounding’de uygulanan metoda benzer; fakat echosoundind’de kullanılan yüksek ses frekansı yerine, sismik yansıma profillerinin çıkarılmasında, düşük frekanslı tesiri fazla olan kuvvetli ses kullanılır. Bunun için, doğrudan doğruya elektrik akımı ile veya sıkıştırılan havanın aniden boşaltılmasından oluşan şiddetli patlamalar sağlanır. Bu kuvvetli patlamalardan hasıl olan düşük frekanslı ses dalgaları, deniz tabanına ve deniz tabanındaki çökel katının altında bulunan temele kadar nüfuz eder ve buralardan yansıyan dalgalar geminin yedeğinde bulunan hidrofon tarafından alınarak grafik üzerine geçirilir. Böylece, deniz tabanından gelen sinyallerin özelliklerine göre, hem deniz tabanının topoğrafik özelliği hem de deniz tabanındaki çökel tabakasının kalınlığı, yapısı, kıvrımlar, ve faylar hakkında değerli bilgileri ve çökel tabakasının altındaki temelin derinliğini gösteren kesitler çıkarılır (Şekil-64,65). Öte yandan, düşük frekanslı patlamaların yanında yüksek frekanslı patlamalar da kullanılarak denizaltındaki sığ yapıların ayrıntılı olarak özellikleri ortaya çıkarılmaktadır. Denizaltı topoğrafyasının sıhhatli profillerinin alınması için geminin saatte 12 deniz mili süratle gitmesi de gereklidir. Ayrıca, hidrofon tarafından yansıyan ses sinyallerine göre çizilen grafiğin uzunluğunun değiştirilmesine ve düzeltilme yapılmasına da lüzum yoktur.

16 Sismik Kırılma Metodu Sismik kırılma (refraction) metodu ile gerek okyanusal gerekse kıtasal kabuğu oluşturan tabakaların kalınlığı, yoğunluğu ve muhtemel bileşimi hakkında da bilgiler sağlanmaktadır. Bunun yanında, Moho’nun da derinliği tespit edil­mektedir. Bu metodla kıtasal ve okyanusal kabuğun nispeten açık bir şekilde ke­siti ortaya çıkarılmaktadır. Sismik kırılma analizlerine göre değişik tabakalardan geçen P dalgasının geçiş hızları km/sn olarak şöyledir; Pekişmemiş çökellerde ; pekişmiş çökellerde 4.2 dolayında; üst kabuktaki granitik zonda ve bunun altındaki mafik bileşimdeki alt kabuk zonunda üst mantoda P dalga hızı ise 7.8 ile 8.3 km/sn dir. Öte yandan, okyanuslarda yapılan sismik kırılma çalışmalarına göre, okyanus tabanlarında uzanan tabakaların kalınlığı, yoğunluğu ve bileşimi derli toplu ola­rak Tablo- 16' da verilmiştir. Bundan başka sismik kırılma metodunun kabuk kalınlığını ve mantonun de­rinliğini ortaya çıkarması ile ilgili bir örnek verelim: Avrazya’da yapılan sismik kırılma çalışmasında Rusya’nın kuzey kesimindeki kabuksal tabakanın yeknesak olduğu ve kalınlığının da km arasında bulunduğu açıklanmıştır. Ayrıca, Asya’nın güney kesimindeki yüksek dağ silsileleri ve yüksek platoların bulunduğu kesimde kabuk kalınlığının 65 km olduğu ve en fazla kabuk kalınlığının, 7000 m yükseklikteki Pamir Platosunun altında 75 km ye ulaştığı tespit edilmiştir.

17 Bu metodda kullanılan tekniğe gelince, özellikle okyanus tabanlarının yapısal özelliklerinin aydınlatılmasında geminin arkasına 0.8 km aralıkla takılan cihazlarla donatılmış dört ayrı şamandıra bulunmaktadır. Patlamalardan hasıl olan dalgalar, ilk önce alıcı cihazlara ulaştıktan sonra, en derindeki tabakalara kadar yayılırlar, çeşitli derinliklerde kırılmağa uğrayan dalgalar yansırlar, yansı­yan dalgalar hidrofon tarafından kaydedilir. Patlamalardan hasıl olan P dalgalarının çeşitli formasyonlardan geçiş hızları, tabakanın kalınlığı ve yoğunluğu hak­kında bilgi verir. Nitekim, bilindiği gibi, P dalgaları, yoğunluğu fazla olan bazaltik ve ultrabazik tabakalarda, granitik ve çökel tabakalarına nazaran daha fazla hızla geçmektedir. Öte yandan, sismik kırılma çalışmaları iki ayrı gemi ile de yapılır; bu gemilerden birinde düşük frekanslı şiddetli patlamalar yayılır, öteki gemideki cihazlarla da yansıyan dalgalar kaydedilir. Söz konusu usulle, deniz tabanının derin strüktürü daha sıhhatli bir şekilde değerlendirilir. Sonuç olarak, sismik kırılma (refraction) metodu sayesinde belirli kayala­rın hız iletme özelliklerinden faydalanılarak, denizaltında uzanan çeşitli tabakala­rın yapısını ve özelliklerini, zayıf bir ihtimalle de olsa, ortaya çıkarmak mümkün olmuştur. özellikle P dalga yansımasındaki ani değişmeler, uyumsuz zonları ortaya koymakta ve hatta uyumsuz yüzeylerin dalımı hakkında bazı bilgiler ver­mektedir.

18 Sismik kırılma metoduna göre yapılmış Colombian ve Yucatan Havzalarının ya­pısal kesitleri (Ewing, Antonie ve Ewing’den, 1960).

19 Sismik refraksiyon metodu ile Venezuelan Havza’sının yapısal kesiti.

20

21 Gravite Araştırmaları Gerek kara sathının, gerekse denizaltı ve kıyı açığındaki sahaların yapısal özelliklerini aydınlatmak bakımından, yer çekimi esasına dayanan türlü gravite araştırmaları yapılmaktadır. Bilindiği gibi, yerçekimi, dünyanın değişik bölgelerinde ve farklı yüksekliklerde değişme göstermektedir. Nitekim, ekvatorda deniz se­viyesinde yerçekiminin değeri miligal olarak tayin edilmiştir. Fakat, bu de­ğer yer yuvarlağının elips biçiminde olmasından dolayı, ekvatordan kutuplara doğru gidildikçe, az da olsa, artmaktadır. Kutup noktasında bu değer 983,221 e ulaşmaktadır. Öte yandan, yine bilindiği gibi, yerçekimi deniz seviyesinden yukarı­lara doğru çıkıldıkça tedrici olarak azalmaktadır. Gerçekten yapılan ölçmelere göre; kaba bir değerlendirme ile, 3 m yükseklikte yerçekimi 1 miligal düşmektedir. Deniz seviyesinde cm/sec2 olan yerçekimi değeri 1500 m yükseklikte 977,579; 3000 m de ve 6100 m de ise a düşmektedir. Gravite ölçmeleri, gravimeter denilen hassas bir aletle yapılmaktadır. Gravi­meterde, çelik bir yaya takılı ağırlık bulunmaktadır. Farklı sahalardaki yer çekiminin şiddetine göre, yayın uzunluğu değişmektedir. Yayın uzunluğundaki çok az değişmeler, mekanik, optik ve elektrik! ölçme usullerinin kombinasyonu ile ay­rıntılı olarak tesbit edilmektedir. Bu gravimeter, ölçü alınan temel istasyona göre ayar edilebilir, böylece yay biçimindeki telin uzunluğundaki farklılıklar gra­vite değerleri olarak açıklanabilmektedir

22

23 Bouguer anomalisi olarak isimlendirilen anomalinin sebebi, arz kabuğunda veya mantoda yan yana uzanan büyük kaya kütlelerinin farklı yoğunlukda bulunmasından ileri gelmektedir. Başka kelimelerle, ölçü yapılan istasyonunu altındaki kabuksal veya manto kayasının yoğunluğu ortalama yoğunluktan fazla veya azdır. Bir bütün olarak ele alındığında gravite anomalileri üç değişik şekilde ifade it edilebilir. Bouguer anomali, Free-air anomali ve İsostatik anomali. Bouguer anomali= gobs-g-FAC-BC+TC Eree-air anomali= gobs – g + FAC İzostatik anomali = Bouguer anomali - hesaplanmış anomali kökü. Yukarıdaki ifadelerde gobs belirtilen noktada ölçülmüş gravite değeridir; g, enlemde steroid üzerindeki teorik yerçekimidir; FAC yükseklikle gravite değişi­mini gösteren serbest hava (free-air) tashihi; BC Bouguer tashihidir; TC ise düz bir platformda reliefin sapmasını telafi etmek için bir tashihdir. Yukarıdaki gravite anomalileri miligal olarak ifade edilmektedir. Bir miligal yerçekiminin 1/ bölümünden biridir veya yerçekiminin bir milyonda birine bir miligal denilmektedir. Daha öncede belirtildiği gibi, ekvatordaki yerçeki­minin değeri cm/sn/sn dir veya miligaldir. 0.1 cm/sn/sn gravite hızının artması 100 miligale eşittir. Yüzeyde 1 km kalınlıkta bulunan kaya kütlesi 2.5 x 10 5 gram/cm 2 civarındadır. Bu ise, 105 miligal graviteyi artırır.

24 Bouguer düzeltmesinde bütün kayaların yoğunluğu 2.67 gr/cm 2 olarak kabul edilmekte ve bu değere göre düzeltilme yapılarak, anomali değeri negatif veya po­zitif olarak ifade edilmektedir. Genel bir değerlendirme ile, Bouguer anomalisi kıtalar üzerinde negatif, okyanuslar üzerinde ise pozitiftir. Nitekim, kara kütlelrinin yüksek kesimlerinde negatif Bouguer anomalisi, buradaki kütle yoğunlu­ğunun azalmasından ileri gelmektedir. Buna karşılık, okyanus havzalarında okyanusal tabakanın yoğunluğu, kıtasal kabuğa nazaran çok olduğundan Bouguer anomalisi pozitiftir. İsostatik anomalilere gelince, yoğunlukları farklı olan kütleler, yumuşak olan üst mantoya (astenosfer) Arşimed kanununda olduğu gibi batmaktadır. Yani yoğun olan kütleler, yoğunluğu az olan kütlelere nazaran mantoya daha fazla batmaktadır. Yoğunluğu az olan kıtasal kütlelerin çok kalın olması, yoğunluğu fazla olan okyanusal kütlelerin ince olması dengeyi sağlamaktadır. Başka kelimelerle, yoğun fakat ince olan okyanusal kabuk ile, hafif ve kalın olan kıtasal kütleler, mantonun belirli bir derinliğinde denge halindedir. Farklı kütlelerin belirli derinliklerde eriştikleri denge durumuna “isostatik denge sınırı” denilmektedir. Ancak, kıta kütlelerinin okyanus ve deniz çataklarının çökellerle dolması ve mantodan yükselen konveksiyonel akıntılar, isostatik dengeyi bozmaktadır. Milyonlarca yıl süren aşınma ve birikme olayları sonucunda birikmeğe uğrayan sahalar, ilave edilen tortul kütlenin ağırlığına göre batmakta; aşınan yüksek sa­ balar ise yükselmektedir.

25 İsostatik şartların değerlendirilmesinde batan veya çök­meğe uğrayan sahalar isostatik yönden negatif, yükselen sahalar ise pozitif olarak değerlendirilmektedir. Bir örnekle açıklayacak olursak, Sunda ve Timor hendekleri negatif isostatik şartlar göstermektedir, yani bu hendekler çökmektedir. Aynı zamanda bu hendekler şiddetli negatif anomali gösteren sahalardır. Buna mukabil, civardaki ada yayları ve yüksek sahalar ise yükselmektedir. Bu yükselen sahalar ise pozitif isostatik şartlar göstermektedir. Ancak burada belirtilmesi gereken önemli bir husus, her yerde negatif Bouguer anomalileri ile pozitif isostatik du­rumların birbirine karıştırılmaması ve aynı anlamda değerlendirilmemesidir. Gerçekten, yoğunluğu fazla olan okyanus tabanları pozitif Bouguer anomalisi göstermekte ve bu sahaların bazısı ise batmakta olduğundan negatif isostatik şartlar göstermektedir. Bunun yanında derin deniz hendekleri kütle eksikliği arz etmekte olduğundan negatif anomali göstermekte ve çökmekte olduğundan isostatik şartlar yönünden de negatiftir.

26 Isı Akımı Araştırmaları Isı akımı araştırmaları, okyanusların altında hüküm süren olayların değerlendirilmesi konusunda değerli ip uçları sağlamaktadır. Isı akımı deniz ve okyanus tabanında yumuşak çökeller içerisinde açılan 20 m derinlikteki bir kuyuya yerleştirilen çeşitli termistorlar (thermal sensor) vasıtasıyla ölçülmektedir. Bu arada, çökelin ısı kondüktivitesi de tayin edilmektedir. Isı akımı, bir cm2 lik bir yüzeyde bir saniyede geçen ısı olup, mikrokalori mertebesinde ifade edilmektedir. 0.7 ile 0.8 değerindeki ısı akımı, düşük değer olarak kabul edilmektedir.2.0 nin üzerindeki değerler ise yüksek olarak değer­lendirilmektedir; buna karşılık en yüksek değer ise 8.0 e ulaşmaktadır. Ortalama ısı akımı hem oseanik hem de kontinental sahalarda aynı olup 1.2 mikrokalori/cm2/sn dir. Bununla beraber, oseanik ve kıtasal kabuk dahilin­de önemli farklar vardır. Şöyle ki, okyanus ortası sırtının merkezi ekseninde 160 km civarındaki zonda fevkalade yüksek ısı akımı tesbit edilmiştir. Sırt kenarları boyunca ısı akımı, okyanus tabanı ortalamasından 1.5 ile 2 defa daha yüksektir. Bunun yanında kontinental kalkanlarda düşük değerde ısı akımı bulunmak­tadır.

27 Öte yandan, kıtasal kabukdaki radyoaktif kaya konsantrasyonundan dolayı, kıtaların altındaki ısı akımının fazla olabileceği beklenmektedir. Okyanus tabanı­na ulaşan ısının, kabuğun altından geldiği tespit edilmiştir; fakat bu ısı akımının radyoaktif maddelerin parçalanmasından oluştuğu zannedilmektedir. Diğer ta­raftan, okyanus ve kıta arasında ısı akımının karşılaştırılmasından ortaya çıkan bir sorun da, farklı kayalarda radyoaktif maddelerin parçalanmasından ortaya çıkan ısı değerinin kati olarak tesbit edilememesidir. Genel olarak granitik kaya­ların, bazik kayalardan altı misli daha fazla ısı oluşturduğu ve ayrıca ultrabazik kayalara nazaran da 100 misli fazla ısı hasıl ettiği kabul edilmektedir.

28 Yukarıdaki tablonun incelenmesinden de anlaşılacağı gibi, kıta kütleleri üzerinde ısı akımı en fazla Tersiyer volkanik alanlarında, en düşük ise Pre-kamb­riyen kalkanlarında tesbit edilmiştir. Buna karşılık okyanuslarda en yüksek ısı akımı, okyanus sırtlarında toplanmış durumdadır.

29 Manyetik Çalışmalar Dünyamızın manyetik alanı, halihazırdaki durumuna nazaran, Paleozoyoik’­den günümüze kadar yüzlerce defa değişmiştir. Manyetik alan, dünyanın çekirde­ğindeki elektrik akımlardan oluşan akıntılarla ilgilidir. Denilebilir ki, manyetik alan değişmesinin ana sebebi, sıvı çekirdekde hasıl olan konveksiyonal akıntılarla bağlantılıdır. Dünyanın çekirdeğinde akıntılar olmadığı takdirde, birkaç bin yıl içerisinde dünyanın manyetik alanının bozulacağı ve çekimin sapacağı aşikardır. Dünyanın merkezinde meydana gelen hareketlere, dünyanın dönmesinin yol açtığı kabul edilmektedir. Dünyanın kendi ve güneşin etrafında dönmesi, enerji kaynağının devamını ve dünyanın manyetik alanının korunmasını sağlamaktadır. Dünyamızın manyetik alanında meydana gelen değişmeler, özellikle okyanus ortası sırtlardan yayılan lavlardan tesbit edilmiştir. Bu konu ile ilgili kısa açıkla­malarda bulunacak olursak, okyanus ortasındaki yarıklardan çıkan bazaltik lavlar, “Curie noktası” olarak bilinen kritik sıcaklığa ulaştığında arzın manyetik ­alanına göre mıknatıslıdır. Ancak, ilk önce meydana gelen mıknatıslanma devamlı sürekli değildir. Bu tip manyetizmaya “yumuşak manyetizma” denilmekle olup, yumuşak demirin aldığı mıknatıslaşmağa benzer. Bazaltik lav ileri derecede so­ğuduğu zaman yerin manyetizmasını almaktadır ve böylece bazaltik lav, o zamanki dünyanın manyetik alanına göre mıknatıslanır ve o halini muhafaza eder. Bu şekildeki manyetizmaya da “kalıcı manyetizma” denilmektedir.

30 Paleomanyetizmayı araştırmak için, özellikle okyanus ortası sırtı boyunca bir takım kaya örnekleri alınmaktadır. Bu kaya örneklerinin coğrafi kuzeyi ve za­hiri ufuk durumu dikkatlice tayin edilir. Bundan sonra kaya örneği, kayadaki veya devamlı olan manyetizmanın şiddetini ve yönünü ölçen hassas manyetometre yerleştirilir ve bu surette manyetik alanın dalım ve sapma açısı tayin edilmektedir. Sonuç olarak, paleomanyetizma veya fosilize manyetizma yönü, sapma açısı ta­yin edilir ve şimdiki manyetik alanla ilişkisi kurulur. Bu konuda ilk defa 1906 yı­lında Fransız fizikçisi Bernard Brunhes, lav örnekleri üzerinde yaptığı incelemelere dayanarak, manyetik alanın geçmişte bugünkü durumda olmadığını ve çeşitli değişmelere uğradığını belirtiştir. Ancak, o tarihten itibaren 40 yıl bu görüş be­nimsenmemiş ve taraftar bulamamıştır. Manyetik kutup tersleşmelerinin zaman skalası. Jeomanyetik grafiğindeki sapma salınımları şematikdir (Cox ve diğ. göre, Strahler’ den 1971).

31 Kabuk yayılması esnasında o seanik bazaltlarda manyetik kutbi kuşaklarının simetrik modelinin gelişmesini gösteren şematik diyagram (Cox ve diğ. göre 1964, Strahler’dlen. 1971).

32 Manyetik alan araştırmaları sayesinde, okyanuslarda taban yayılmasının yanında, lavların yaşlarının tayin edilmesi de mümkün olmuştur. özellikle radyo­aktif minerallerin ayrışmasına dayanılarak yaş tayinleri yapılmaktadır. Bu ve­rilerden faydalanılarak okyanus ortasındaki yarıklardan çıkan Iavların hem yaş­ları, hem de dünyanın manyetik alanında vukubulan değişmeler ortaya çıkarılmıştır. Ayrıca gemilere monte edilmiş hassas manyotometer, okya­nus ortası sırtların manyetik profillerini almaktadır Güney Pasifik’te 600 güney enlemi civarında okyanus Ortası Sırtın eni boyunca ölçülmüş manyetik şiddet profili (üstte). ıskalası (altta) gösterilmiştir (Pitman ve Heirtzler’e göre 1966, Strahler’den, 1971). Son zamanlarda pistonlu numune alıcılar ile okyanus tabanından alınan yu­muşak çökel örnekleri üzerinde de, şimdiki manyetik alana göre terselmiş ve normal duruma gelmiş manyetik devreleri ayırt etmek mümkündür.

33 Cox ve Doell (1960), Tersiyer’in büyük bir bölümünde arz manyetizmasının günümüzdeki gibi fazla olduğunu belirtmişler, Tersiyer ve mesozoyoik devrine ait volkanik kayalar üzerindeki bulgular, hem arz manyetizmasının nispeten hızlı değişmelere uğradığını, hem de kıta kütlelerinin geniş ölçüde sürüklendiğini or­taya koymaktadır. Özellikle Karbonifer ve Permiyen’de manyetik alanın halihazırdaki manyetik alandan çok farklı ve sabit olduğunu da ortaya çıkarılmış­tır. Bunun yanında Prekambriyen arazileri ise, şimdiki durumundan farklı ve sabit bir kütle halinde olduğu da açıklanmıştır. Farklı yönde yapılan manyetik araştırmaların halihazırdaki sonuçları, yeni tektonik görüşleri desteklenmektedir. Bu çalışmaların çoğu, paleomanyetik olayların aydınlatılmasına dayanmaktadır. Çünkü, dünyanın çeşitli jeolojik devrelerin­de manyetik terselme modellerinin ortaya çıkarılması fevkalade önemlidir. Son 10 yıl içerisinde manyetik terselmelerle ilgili veriler geniş ölçüde haritalanmış durumdadır.

34 Öte yandan, magnetik terselmeler Pasifik’in ekvator kesiminde derin deniz çökellerindeki radiolarian çamurunda ilk defa Larrison ve Funnel tarafından 1964 de tesbit edilmiştir. Bu konuda yapılan çalışmalara göre, rnanyetik tersel­melerin frekansı 25 milyon sene kadar önce fazlalaşmıştır. Özellikle okyanusların merkezi kesimlerindeki denizaltı sırtlarının kretine yakın olan sahalarda manyetik terselme paterni ortaya konuldu. Buna karşılık, Atlantik’de kıtasal kenarın gerisinde km lik bir mesafe dahilinde manyetik kutupda değişme tesbit edilemedi. Bu durum ise, Permiyen’deki stabil şartları yansıtmaktadır. Son yüz milyon sene içinde terselme modeli iyi bir biçimde tesbit edilmiş bulunmakta­dır. Sonuç olarak günümüzdeki magnetik alana göre, Prekambriyen’den günümü­ze kadar magnetik alan 203 defa terselmiş ve 214 sefer de günümüzdeki duruma gel­miştir. Bu durum, ileride bahsedileceği üzere, dünyamızın şekillenmesinde önemli tesir icra etmiştir.


"HİDROGRAFİ VE OŞİNOGRAFİ DERS 8 Doç.Dr. Hüseyin TUR." indir ppt

Benzer bir sunumlar


Google Reklamları