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 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 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 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 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. ALAN (X106 Km2) %. ORTALAMADERİNLİK KITA VE OKYANUSLARIN İSTATİSİĞİ ALAN (X106 Km2) % ORTALAMADERİNLİK (KM) TÜM YERYÜZÜ 510 100 ---- TÜM KITALAR 148 29.2 -0.875 TÜM OKYANUSLAR 362 70.8 3.729 AVRASYA 54.8 10.8 ------ AFRİKA 30.6 30.6 ------ AMERİKA 39.9 7.8 ------ ANTARTİKA 15.9 3.1 ------ AVUSTRALYA 7.8 1.5 ------- PASİFİK OKYANUSU 181.3 35.4 3.940 ATLANTİK OKYANUSU 94.3 18.4 3.575 HİNT OKYANUSU 74.1 14.5 3.840 ARKTİK OKYANUSU 12.3 2.4 1.117

AKTİF LEVHA KENARLARI

http://www. geop. itu. edu. tr/Icerik. aspx. sid=6871 http://www http://www.geop.itu.edu.tr/Icerik.aspx?sid=6871 http://www.doganaydal.com/JeolojikAnimasyonlar.aspx

Levha sınırlarında 3 çeşit temel hareket vardır: 1 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).