Bu maddede bulunmasına karşın yetersizliği nedeniyle bazı bilgilerin hangi kaynaktan alındığı belirsizdir.Mayıs 2020) () ( |
Bu madde, uygun değildir.Mayıs 2020) ( |
Derin okyanus çukurları, binlerce km uzunluğunda dar alanlardır ve okyanusların en derin kesimlerini oluştururlar. Bunlara denizaltı vadileri de denir. Hendeklerin çoğu Pasifik Okyanusu’nda yer alır ve bazılarının derinliği 10.000 m’yi geçer. Örneğin Mariana Hendeği’ndeki Challenger Çukuru’nun derinliği 11.022 m olarak ölçülmüştür. Challenger Çukuru, dünya okyanuslarında yer alan en derin çukur olarak bilinmektedir. Derin okyanus hendekleri, okyanus tabanlarının küçük bir bölümünü oluşturmasına karşılık çok önemli jeolojik yapılardır. Hendekler litosferik levhaların daldığı ve manto ya gömüldüğü levha yaklaşım alanlarıdır.Levhalardan biri diğerinin altına dalarken depremlerin yanı sıra volkanik aktivite de gelişir. Bu nedenle hendekler, volkanik ada yayı olarak bilinen yay şekilli aktif volkan kümelerine paralellik gösterir. Ayrıca And ve Cascade (Çağlayan) dağ sıralarının bir bölümünü oluşturan kıtasal volkanik yaylar da hendekler ile paralel bir gidiş gösterir. Pasifik Okyanusu kenarı boyunca gözlenen çok sayıda hendek ve ilişkili volkanik aktivite nedeniyle bu bölge ateş çemberi olarak adlandırılmıştır. Okyanus hendekleri genellikle okyanus tabanı seviyesinin 3-4 km altına kadar ulaşır.
Coğrafi Dağılım
Çoğunlukla Pasifik Okyanusu (ateş çemberi) etrafında dağılım göstermişlerdir. Atlantik Okyanusu'nda yalnızca iki hendek bulunmaktadır. Bunlar Küçük Antil yayının kenarındaki Porto Riko Çukuru ile, Güney Sandviç Çukuru'dur. İki okyanusal kıtanın birbirine yaklaştığı yerlerde oluşur. Okyanus hendekleri kıta kabuğunun ve okyanus kabuğunun arasında dalma batma ile oluşabilir. Pasifik Okyanusu'nda bulunan Guam Adası yakınlarındaki Mariana Hendeği'nde yer alan Challenger Çukuru Dünya'nın en derin noktasıdır. Çoğunlukla Pasifik Okyanusu çevresinde yaklaşık 50.000 km (31.000 mi) yakınsak plaka marjı vardır - “Pasifik tipi” marjın nedeni - ancak doğu Hint Okyanusu'nda da nispeten kısa yakınsak marj segmentleri bulunur. Atlantik Okyanusu ve Akdeniz'de. Küresel olarak, 1.9 milyon km²'lik bir alanı veya okyanusların yaklaşık% 0.5'ini kaplayan 50'den fazla büyük okyanus çukuru vardır. Kısmen doldurulmuş siperler "oluklar" olarak bilinir ve bazen tamamen gömülürler ve batimetrik ifadeden yoksundurlar, ancak bunların temsil ettiği temel plaka tektonik yapıları, büyük ismin burada da uygulanması gerektiği anlamına gelir. Bu Cascadia, Makran, güney Küçük Antiller ve Calabrian siperleri için geçerlidir. Volkanik yaylar ve volkanik arkın altına 700 km (430 mi) kadar derinleşen deprem bölgeleri ile birlikte, yakınsak plaka sınırlarının ve daha derin tezahürlerinin, batma bölgelerinin teşhisi vardır. Siperler, kıtasal kabuğun bir batma bölgesine girdiği kıtasal çarpışma bölgeleriyle (Hindistan ve Asya'yı Himalaya'yı oluşturanlar gibi) ayırırlar. Yüzen kıtasal kabuk bir hendeğe girdiğinde, çökme sonunda durur ve alan kıtasal bir çarpışma bölgesi haline gelir. Siperlere benzer özellikler, Ganj Nehri ve Dicle-Fırat nehirlerinin aktığı gibi tortu dolu ön ayaklar da dahil olmak üzere çarpışma bölgeleri ile ilişkilidir.
''Hendek'' Teriminin Tarihçesi
Hendekler 1940'ların ve 1950'lerin sonlarına kadar açıkça tanımlanamadı. Okyanusların batimetrisi, kıtalar arasındaki deniz tabanındaki transatlantik telgraf kablolarının ilk döşendiği 19. yüzyılın sonlarına ve 20. yüzyılın başlarına kadar çok az ilgi çekti. Hendeğin uzatılmış batimetrik ifadesi, 20. yüzyıla kadar iyi tanınmamıştır. “Hendek” terimi Murray ve Hjort'un (1912) klasik oşinografi kitabında bulunmamaktadır. Bunun yerine Challenger Çukuru gibi okyanusun en derin kısımları için “derin” terimini uyguladılar. I. Dünya Savaşı savaş alanlarından gelen deneyimler, hendek kavramını önemli bir sınırı tanımlayan uzun bir depresyon olarak kuşatmıştır ve belki de 1920'lerin başlarında doğal özellikleri tanımlamak için kullanılan “hendek” teriminin kullanılmasına yol açmıştır. Savaş bittikten iki yıl sonra Scofield'ın Rocky Dağları'ndaki yapısal kontrollü bir depresyonu tanımlamak için jeolojik bir bağlamdır. Johnstone, 1923 ders kitabında Bir Oşinografiye Giriş, bu terimi ilk olarak modern anlamda deniz tabanının belirgin, uzun süreli depresyonu için kullandı.
1920'ler ve 1930'larda Felix Andries Vening Meinesz, bir denizaltıdaki yer çekimini ölçebilen benzersiz bir gravimetre geliştirdi ve hendekler üzerindeki yerçekimini ölçmek için kullandı. Onun ölçümleri, hendeklerin Dünya'daki katı yaşam alanları olduğunu ortaya çıkardı. Siperlerde downwelling kavramı, Griggs tarafından 1939'da bir çift dönen davul kullanarak bir analog model geliştirdiği tectojen hipotezi olarak karakterize edildi. Pasifik'teki II. Dünya Savaşı, özellikle batı Pasifik'te batimetri üzerinde büyük gelişmeler sağladı ve bu derinliklerin doğrusal doğası netleşti. Derin deniz araştırma çabalarının hızlı büyümesi, özellikle 1950'lerde ve 1960'larda yankıların yaygın kullanımı, terimin morfolojik faydasını doğruladı. Önemli hendekler tespit edildi, örneklendi ve en büyük derinlikleri sonik olarak düştü. Hendek arama çalışmalarının ilk aşaması, Challenger Deep'in dibine dalarak rakipsiz bir dünya rekoru kıran Bathyscaphe Trieste'nin 1960 yılında sona erdi. Robert S. Dietz 've Harry Hess'in 1960'ların başlarında deniz tabanına yayılan hipotezi ve 1960'ların sonlarında levha tektonik devrimini dile getirmesinin ardından “hendek” terimi, levha tektonik ve batimetrik çağrışımlarla yeniden tanımlanmıştır.
Morfolojik Tanım
Okyanus hendekleri, uzaklaşan levha sınırlarının önemli bir parçalarıdır. Çukurlar arasındaki geçişler, nispeten yumuşak dış eğimler ve daha dik iç eğimler ile asimetrik bir yapı oluştururlar. Siperler, yakınsak plaka kenar boşluğunun ayırt edici fizyografisinin merkez parçalarıdır. Siperler arasındaki geçişler, nispeten yumuşak (~ 5 °) dış (denize doğru) eğimler ve daha dik (~ 10-16 °) iç (karaya doğru) eğimler ile asimetrik profiller verir. Bu asimetri, dış eğimin aşağı iniş plakasının üstü tarafından tanımlanması gerçeğinden kaynaklanır, ki bu inişe başlarken bükülmelidir. Litosferin büyük kalınlığı, bu bükülmenin yumuşak olmasını gerektirir. Çıkarma plakası hendeğe yaklaştıkça, ilk önce dış hendek şişmesini oluşturmak için yukarı doğru bükülür, daha sonra dış hendek eğimini oluşturmak için iner. Dış hendek eğimi tipik olarak deniz tabanını hendekte aşağı 'merdivenleyen' bir dizi alt paralel normal fay tarafından bozulur. Plaka sınırı, hendek ekseninin kendisi tarafından tanımlanır. İç hendek duvarının altında iki plaka, deniz tabanı kesişimi hendek konumunu tanımlayan batma dekolmanı boyunca birbirinden geçmektedir. Geçersiz kılınan plaka tipik olarak bir volkanik ark ve önkol bölgesi içerir. Volkanik ark, derinlemesine bastırılmış plaka ile baskın plaka ile ilişkili astenosferik manto arasındaki fiziksel ve kimyasal etkileşimlerden kaynaklanır. Önkol, hendek ve volkanik ark arasında yer alır. Küresel olarak, önkollar iç dünyadan en düşük ısı akışına sahiptir, çünkü önkol litosfer ile soğuk alçaltıcı plaka arasında asthenosfer (konveksiyon manto) yoktur.İç açma duvarı, geçersiz kılınan plakanın kenarını ve en dıştaki önkolu işaretler. Önkol, magmatik ve metamorfik kabuktan oluşur ve bu kabuk, büyüyen bir kamaya (çukurlaşma plakasının üstünden kazınmış tortulardan oluşan) destek olarak kullanılabilir. Sediman akısı yüksekse, malzeme alt plakadan geçersiz kılınan plakaya aktarılır. Bu durumda, bir toplanma prizması büyür ve açmanın yeri, yakınsak marjın ömrü boyunca volkanik arktan aşamalı olarak uzaklaşır. Büyümek artan prizmalar ile yakınsama marjlarına toplanma marjları denir ve tüm yakınsak marjların neredeyse yarısını oluşturur. Gelen tortu akısı düşükse, malzeme erozyon erozyonu adı verilen bir işlemde alçalma plakası tarafından alçaltıcı plakadan kazınır. Bu malzeme daha sonra batma bölgesine taşınır. Bu durumda, açmanın konumu, yakınsak marjın ömrü boyunca magmatik arka doğru hareket eder. Subdüksiyon erozyonu yaşayan yakınsama marjlarına biriktirici olmayan veya eroziv marjlar denir ve yakınsak plaka sınırlarının yarısından fazlasını içerir. Bu aşırı basitleştirmedir, çünkü aynı marj bölümü aktif zaman aralığında hem tortu birikmesi hem de çökme erozyonu yaşayabilir.Bir hendek boyunca asimetrik profil, malzeme ve tektonik evrimdeki temel farklılıkları yansıtır. Dış hendek duvarı ve dış kabarma, yitim ile ilgili deformasyonun, baskın olan plakanın altına batmaya başladığı yerden birkaç milyon yıl süren deniz tabanından oluşur. Aksine, iç hendek duvarı, yakınsak marjın tüm ömrü boyunca plaka etkileşimleri ile deforme olur. Önkol, sürekli olarak çökme ile ilgili deformasyona ve depremlere maruz kalmaktadır. Bu uzun süreli deformasyon ve çalkalama, iç hendek eğiminin, içerdiği her hangi bir malzemenin durma açısı ile kontrol edilmesini sağlar. Topaklanmayan siperlerin iç eğimi deforme olmuş çökeltiler yerine magmatik ve metamorfik kayaçlardan oluştuğu için, bu siperlerde biriken siperlerden daha dik iç duvarlar vardır.
Dolu Hendekler
İç hendek eğiminin bileşimi ve hendek morfolojisinin birincil faktörü tortu beslemesi ile belirlenir. Aktif ek prizmalar, nehirlerin ve buzulların hendeklere büyük miktarda tortu beslediği kıtanın yakındaki hendeklerde sıklıkla bulunur. Bu gömülü çukurluklar, hendeklerin denizaltı topoğrafyasının temsilinden yoksun olabilir. Kuzeybatı Amerika Birleşik Devletleri'ndeki Cascadia marjı, Batı Amerika Birleşik Devletleri ve Kanada'daki nehirler sedimantasyon sonucu gömülü hendeklerdir.
Küçük Antiller yakınsak marjı, hendek morfolojisi için tortu kaynaklarına yakınlığın önemini göstermektedir. Güneyde, Orinoco Nehri'nin ağzının yakınında, morfolojik hendek yoktur ve önkol (biriktirici prizma dahil) neredeyse 500 km'dir. (310 mi) Büyük toplanma prizması, Barbados ve Trinidad adalarını oluşturmak için deniz seviyesinin üzerine ulaşır. Kuzey, önkol daralır, toplanma prizması kaybolur ve ~ 17°N'nin kuzeyinde, bir hendek morfolojisi hakimdir. Porto Riko Çukuru, başlıca sedimanter kaynakların daha kuzeyinde, 8.600 m'den (28.200 feet) daha derindir ve aktif bir prizyoner prizması yoktur.
Alaska-Aleutiyen yakınsak marjı boyunca doğudan batıya nehirlere yakınlık, önkol genişliği ve hendek morfolojisi arasında benzer bir ilişki gözlemlenebilir. Alaska kıyısındaki yakınsak plaka sınırı, doğuda (Alaska'nın kıyı nehirlerinin yakınında) geniş bir yay ile gömülü bir çukurdan, batıda (Aleutian Adalarında) dar bir yay ile derin bir çukura dönüşür. Diğer bir örnek, Pakistan ve İran'ın dışındaki Dicle-Fırat ve İndus sedimanları tarafından doldurulmuş bir hendek olan Makran yakınsak marjıdır. Bir hendek boyunca kalın türbidit birikimleri, Valparaíso'nun güneyindeki Peru-Şili Açması'nda olduğu gibi, 1.000–2.000 km (620–1.240 mi) açmasına giren çökeltilerin aşağı eksenli taşınmasıyla sağlanabilir.
Yakınsama oranı, hendek derinliğini kontrol etmek için de önemli olabilir - özellikle kıtalara yakın siperler için- çünkü yavaş yakınsama, marj kapasitesinden fazla tortuyu bertaraf etmek için yetersizdir. Okyanuslar yakınlaştıkça ve kıtalar birleştikçe, hendek morfolojisinde de bir değişim beklenir. Okyanus genişken, hendek kıtasal tortu kaynaklarından uzak olabilir ve bu nedenle derin olabilir. Kıtalar birbirine yaklaştıkça, hendek kıtasal çökellerle doldurabilir ve daha sığ hale gelebilir. Çökme-çarpışma geçişinin ne zaman meydana geldiğini tahmin etmenin basit bir yolu, daha önce hendekle işaretlenen plaka sınırının deniz seviyesinin üzerine çıkacak kadar yeterince doldurulmasıdır.
Toplama Prizmaları ve Tortu Taşınması
Toplanma prizmaları iki şekilde büyür: Tortuların plakadan sıyrıldığı ön toplanma ile, hendek yakınında ve batırma dekoltörünün sığ kısımları boyunca alt tabakalar ile buldozer gibi kazınarak. Yakınsak marjın ömrü boyunca önden birikme, prizyoner prizmanın en dış kısmını tanımlayan daha genç tortular ve en iç kısmı tanımlayan en eski tortular ile sonuçlanır. Toplanma prizmasının daha eski (iç) kısımları daha küçüktür ve daha genç (dış) kısımlara göre daha dik yapılara sahiptir. Modern alt bölme bölgelerinde alt tabakanın tespit edilmesi zordur, ancak California Fransisken Grubu gibi eski toplanma prizmalarında tektonik mélanjlar ve dubleks yapılar şeklinde kaydedilebilir.
Farklı toplanma biçimleri, genellikle üç morfolojik farklılığı gösterir. Bu durum çukurun iç eğiminin morfolojisine yansır. Alt eğim, çıkıntılar oluşturan daldırma itme dilimleri içerir. Orta eğim bir sıra veya teras içerebilir. Üst eğim daha yumuşaktır, ancak denizaltı kanyonları tarafından kesilebilir. Yakınsak marjlar, yüksek bir rahatlamaya sahip olduğu, sürekli olarak deforme olduğu ve tortudaki büyük miktarda akışa karşılık geldiği için aktif bir dağılım ve çökelme yaşarlar. Tortu taşınması, denizaltı heyelanları, enkaz akışları, bulanıklık akımları ve konturitler tarafından kontrol edilir. Denizaltı kanyonları, plajlardan ve nehirlerden tortuyu üst yamaçtan aşağı taşır. Bu kanyonlar kanalize türbiditlerden oluşur ve genellikle derinlemesine tanımı kaybeder, çünkü sürekli faylanma denizaltı kanallarını bozar. Sedimanlar kanallar ve bir dizi fay kontrollü havza yoluyla iç hendek duvarından aşağı doğru hareket eder. Hendeğin kendisi bir tortu taşıma ekseni olarak işlev görür. Çukurda yeterli tortu hareket ederse, bulanıklık akımlarının hendeğin çok ötesine taşınabilmesi ve hatta Alaska'nın doğu Körfezi'nde olduğu gibi dış şişmeyi aşabilmesi için tamamen doldurulabilir. Kuzey Amerika nehirlerinden çökeltiler, dolu Cascadia açmasının üzerine dökülür ve geçerek batıya birkaç yüz kilometre yayılan sırtlara ulaşır.
Bir biriktirici yakınsak marjın iç hendek eğimi, biriktirici prizmanın kalınlığını ve genişliğini yansıtır. Prizma, sedimanların özellikleri tarafından belirlenen eğim ile uygun olarak kurulan bir 'kritik konikliği' korur. Çöktürücü litosfer plakasından sıyrılmış bir sediman paketi ve çökeltiler tarafından desteklenen maksimum eğime ulaşmak için ilave edilen eklemsel prizma kama şeklinde deforme olur. Bu kritik koniklik elde edildiğinde, bazalt dekolte boyunca stabil olarak kayar. Gerinim hızı ve hidrolojik özellikler ayrıca, prizyoner prizmanın gücünü ve kritik konikliğin açısını da etkiler. Sıvı gözenek basınçları kaya gücünü değiştirir. Düşük geçirgenlik ve hızlı yakınsama, litostatik basıncı aşan gözenek basınçlarına ve dolayısıyla sığ konik bir geometriye sahip nispeten zayıf bir prizma ile sonuçlanırken, yüksek geçirgenlik ve yavaş yakınsama, daha düşük gözenek basıncı, daha güçlü prizmalar ve daha dik geometri ile sonuçlanır.
Helenik ark sisteminin Helen Açması olağandışıdır, çünkü bu yakınsak marj evaporitleri bastırır. Akdeniz Sırtı'nın güney eğiminin (ek prizmasıyla) yüzey eğimi yaklaşık 1 ° 'de düşüktür, bu da kama şeklindeki oluşumla beraber çok düşük kesme gerilimi gösterir. Evaporitler, ilave kompleksin sığ konikliğini kontrol eder, çünkü mekanik özellikleri üzerindeki etkileri nedeniyle silisik tortulardan farklıdır ve sıvı akışı ve sıvı basıncı oluşur. 1970'lerde, Girit'in güneyindeki Helen açmasının doğrusal derinliklerinin diğer yitim bölgelerindeki çukurluklarla benzer olduğu düşünülüyordu. Fakat, Akdeniz Sırtı'nın bir yığılma kompleksi olduğunun farkına varıldığında, Helen hendeğinin aslında aç bir ön havza olduğu ve plaka sınırının Akdeniz Sırtı'nın güneyinde olduğu ortaya çıktı.
Boş Hendekler ve Çökme Erozyonu
Kıtasal sediman akışından uzak siperler, bir prizma prizmasından yoksundur ve bu tür siperlerin iç eğimi genellikle magmatik veya metamorfik kayalardan oluşur. Topaklayıcı olmayan yakınsak marjlar ilkel ark sistemlerinin karakteristiğidir (ancak bunlarla sınırlı değildir). İlkel ark sistemleri, Izu-Bonin-Mariana, Tonga-Kermadec ve Scotia (Güney Sandviç) ark sistemleri gibi okyanus litosferi üzerine inşa edilmiş sistemlerdir. Bu yakınsak marjların iç hendek eğimi, bazalt, gabro ve serpantinleştirilmiş manto peridotit de dahil olmak üzere önkol kabuğunu ortaya çıkarır. Bu pozlamalar, alt okyanus kabuğunu ve üst mantoyu yerinde incelemek için kolay erişim sağlar ve batma bölgelerinin başlatılmasıyla ilişkili magmatik ürünleri incelemek için eşsiz bir fırsat sağlar. Çoğu ofiyolit muhtemelen batmanın başlaması sırasında ön kol ortamında ortaya çıkar ve bu ortam kalınlaşmış kabuk bloklarıyla çarpışma sırasında ofiyolit yerleşimini destekler. Birikimli olmayan yakınsak marjlar ilkel yaylarla ilişkili değildir. Peru-Şili Açması'nın orta kısmı gibi nehirler tarafından taşınan çok az tortu akıntısının olduğu kıtalara bitişik hendekler, ayrıca bir prizma prizmasından yoksun olabilir.
İhtiyari olmayan bir ön kolun magmatik temeli, batma erozyonu ile sürekli olarak açığa çıkabilir. Bu, materyali ön koldan çıkarma plakasına aktarır ve ön erozyon veya bazal erozyon ile gerçekleştirilebilir. Frontal erozyon en fazla ön kolun altına dikiş yerlerinden sonra aktiftir. Büyük yapıların (seamount tünelleme) dökülmesi, ön kolu aşırı hızlandırır ve bu da enkazı siperlere doğru ve nihayetinde enkaz taşıyan kitle arızalarına neden olur. Bu döküntü, indirme plakasının grabeninde biriktirilebilir ve onunla birlikte kesilebilir. Aksine, ön kol tabanının çökme erozyonundan kaynaklanan yapıların sismik yansıma profillerinden tanınması zordur, bu nedenle bazal erozyon olasılığını doğrulamak zordur. Hendek erozyonu, çukurdaki tortu akısı azalırsa, bir zamanlar sağlam bir toplanma prizmasını da azaltabilir.
Gereksiz ön kollar aynı zamanda serpantin çamur volkanlarının bölgesi de olabilir. Çöktürme plakasından salınan akışkanların yukarı doğru perfore ettiği ve ön kolun soğuk manto litosferi ile etkileşime girdiği bu form. Manto peridotit, peridotitten çok daha az yoğun olan ve mümkün olduğunda diapirik olarak yükselen serpantinite hidratlanır. Bazı zorunlu olmayan ön kollar, örneğin Marianas gibi güçlü genişleme streslerine maruz kalır ve bu, kaldırma serpantinitinin serpantinit çamur volkanları oluşturdukları deniz tabanına yükselmesine izin verir. Kemosentetik topluluklar ayrıca, Marianas gibi, serpantinit çamur volkanları ile ilişkili havalandırma deliklerinde geliştikleri gibi birikmeyen marjlarda da bulunurlar.
Hendek geri alma
Hendekler ne kadar kararlı yapılar olarak görülse de zamanla iki okyanus plakasının birleştiği yerde dalma batma zonları ile yitime uğrayabilir. Bu olay hendek geri alma olarak adlandırılır. Ayrıca yay gerisi havzaların varlığı için de bir açıklamadır. Siperler zamanla konumsal olarak stabil görünmektedir, ancak bilim adamları bazı siperlerin - özellikle de iki okyanus plakasının birleştiği yerdeki çökme bölgeleriyle ilişkili olanlar - çökme plakasına geri hareket ettiğine inanmaktadır. Buna hendek dönüşü veya menteşe geri çekilmesi (ayrıca menteşe geri dönüşü ) denir ve arka ark havzalarının varlığı için bir açıklamadır.
Döşemenin geri dönüşü, iki tektonik plakanın kesilmesi sırasında meydana gelir ve açmanın denize doğru hareketi ile sonuçlanır. Derinliğe levhaya dik olan kuvvetler (döşeme levhasının manto içindeki kısmı), döşemenin mantoda dikleşmesinden ve nihayetinde menteşe ve açmanın yüzeydeki hareketinden sorumludur. Geri dönüş için itici güç, levhanın geometrisi tarafından değiştirilen alttaki mantoya göre levhanın negatif yüzdürmesidir. Arka-ark havzaları genellikle, plakanın derinlikteki yer değiştirmesinden sonraki alt yatay manto akışına bir yanıt olarak, geçersiz kılınan plakadaki uzama nedeniyle levha geri dönüşü ile ilişkilidir.
İlgili Süreçler
Döşeme geri alma sürecine çeşitli güçler katılır. İki alttan çıkarma plakasının ara yüzünde birbirine karşı etki eden iki kuvvet birbirine karşı kuvvet uygular. Alttan çıkarma plakası, alttan çıkarma sırasında basınç sağlayan bir bükme kuvveti (FPB) uygularken, geçersiz kılma plakası alttan çıkarma plakasına (FTS) karşı bir kuvvet uygular. Döşeme çekme kuvveti (FSP), plakayı daha büyük derinliklere yönlendiren plakanın negatif yüzdürmesinden kaynaklanır. Çevredeki mantodan gelen direnç kuvveti, levha çekme kuvvetlerine karşıdır. 660 km süreksizliği ile etkileşimler, faz geçişindeki yüzdürme nedeniyle bir sapmaya neden olur (F660). Bu kuvvetlerin eşsiz etkileşimi, levha geri dönüşünü sağlayan şeydir. Derin levha bölümü sığ levha bölümünün aşağı doğru hareketini engellediğinde levha geri dönüşü meydana gelir. Yavaşlatma levhası, hendek menteşesinin yüzey boyunca geriye doğru gitmesine neden olan negatif kaldırma kuvvetleri nedeniyle geriye doğru batırılır. Döşemenin etrafındaki mantonun yükselmesi, arka ark havzasının oluşumu için elverişli koşullar yaratabilir.
Sismik tomografi, slab geri dönüşü için kanıt sağlar. Sonuçlar, mantoda yüksek sıcaklık anomalilerini göstermektedir, bu da mantoda azaltılmış materyalin bulunduğunu düşündürmektedir. Ofiyolitler, yüksek basınç ve sıcaklık kayaları, ofiyolitlerin mezardan çıkması için alan sağlayan slab geri alma işlemleriyle hızla yüzeye getirildiği gibi mekanizmalar için kanıt olarak görülmektedir.
Döşemenin geri dönüşü her zaman epizodik bir yapıya işaret eden sürekli bir süreç değildir. Geri dönüşün epizodik doğası, yüzdürme litosferin (bir kıta, ark, sırt veya plato) gelişi, batma dinamiklerinde bir değişiklik veya plaka kinematiği. Çıkarma plakalarının yaşının, levha geri alımı üzerinde herhangi bir etkisi yoktur. Yakındaki kıta çarpışmalarının slab geri alımı üzerinde etkisi vardır. Kıta çarpışmaları, manto akışını ve manto malzemesinin ekstrüzyonunu indükler, bu da gerilmeye ve yay açmasında geri dönüşe neden olur. Güneydoğu Pasifik bölgesinde, çok sayıda arka-ark havzasının oluşumuna neden olan birkaç geri alma olayı olmuştur.
Manto Etkileşimleri
Manto süreksizlikleriyle etkileşim, levha geri alımında önemli bir rol oynar. 660 km'lik süreksizlikteki durgunluk, yüzeye etkiyen emme kuvveti nedeniyle levhanın retrograd hareketine neden olur. Levhanın geri sarılması, mantoda bir dönüş akışını başlatır, bu da tercih edilen plakanın tabanındaki kayma gerilmesinden uzamaya neden olur. Levha geri alma hızı arttıkça, dairesel manto akış hızı da artarak uzama oranını arttırır. Levha 410 km ve 660 km derinlikte manto içindeki süreksizlikler ile etkileşime girdiğinde uzatma oranları değiştirilir. Levhalar doğrudan alt mantoya nüfuz edebilir veya 660 km derinliğinde faz geçişi nedeniyle yüzdürme farkını yaratarak geciktirilebilir. Retrograd çukurların hareketindeki artış (levha geri alma) (2–4 cm / yıl), levha alt mantoya nüfuz etmediğinde, 660 km'lik bir süreksizlikte döşeme düzleşmesinin sonucudur. Japonya, Java ve Izu-Bonin hendekleri için durum bu şekildedir. Bu düzleştirilmiş levhalar geçiş bölgesinde sadece geçici olarak durur. Doğrudan alt mantoya nüfuz eden levhalar, levhanın gerilme kuvvetleri veya termal difüzyon nedeniyle levha ısınması ve yayılması ile dengesizleşmeden kaynaklanır. Doğrudan alt mantoya nüfuz eden levhalar Mariana yayları, Tonga yayları (1–3 cm / yıl) için levha geri alma oranlarını yavaşlatır.
Mariana Çukuru
Mariana Çukuru (Challenger[kaynak belirtilmeli] Çukuru), Dünya üzerinde bilinen en derin noktadır. Büyük Okyanus'ta, Guam Adası'nın güney batısında, Japonya ve Endonezya arasında, iki ülkeye de aşağı yukarı eşit uzaklıkta yer alır. Yapılan son ölçümlere göre en derin noktası yaklaşık 11.033 metredir. Uzunluğu 2.542 kilometre, genişliği ise 69 kilometredir. Okyanusal nitelikte iki plakanın çarpıştığı sınırda derin çukurlar oluşabilir. Mariana Çukuru da, Pasifik Plaka ile Mariana Plakası'nın çarpışması sonucu oluşmuş bir çukurdur ve iki plaka sınırındadır. Suyun içine atılan 1 kilogram kütleli metalin tabana ulaşması, yaklaşık olarak 1 saat sürer. Ancak, suyun yoğunluğu ve metalin özkütlesi de hesaba katıldığında, tabana ulaşma süresi artıp azalabilir. Dip noktasındaki basınç ise yeryüzündeki basınca göre yaklaşık 1000 kat daha fazladır. Mariana Çukuru'nda hayat belirtileri vardır. Yapılan araştırmalar, aşırı basınçlı ve soğuk ortamda yaşayabilen birçok mikroorganizma, balık ve yengeç türünü ortaya çıkarmıştır. Buradaki yaşamın temel dayanağı, 300 dereceye ulaşan volkanik püskürmeler ve buradan çıkan sülfürü metabolize edebilen bakterilerdir. Bu kadar derinde yaşayan balık türlerinin hayatları yüzlerce yılı bulabilmektedir. Buradaki canlıların, çok eski prehistorik dönemlerden bu yana aynı kaldığı düşünülmektedir. 23 Ocak 1960'ta, İsviçreli bilim adamı Jacques Piccard ile ABD Donanması'ndan Teğmen Donald Walsh, Trieste Batiskapı içinde Mariana Çukuru'na inebilmeyi başaran ilk insanlar olmuşlardır. İlk anda 11.521 metre (37,799 feet)'lik bir derinliğe inildiği hesaplanmış, ancak 1995 yılında yapılan ölçümlerde doğru derinliğin 10.916 metre (35,814 feet) olduğu anlaşılmıştır. Derin noktaya iniş yaklaşık 3 saat 15 dakika sürmüş, burada 20 dakikalık bir sürenin ardından tekrar yüzeye çıkılmasıyla toplamda 5 saatlik bir sürede dalış ve yüzeye çıkış tamamlanmıştır. 25 Mart 2012'de, Kanadalı yönetmen James Cameron “Dikey Torpil (Deepsea Challenger.)” adlı özel denizaltısıyla Mariana Çukuru’na tek başına inmeyi başardı. 156 dakikada dünyanın tabanına inen, 3 saat incelemelerde bulunan Cameron, beklenenden daha kısa sürede, 70 dakikada yüzeye çıktı. Cameron tarafından bizzat tasarlanıp Avustralyalı mühendislerce inşa edilen denizaltı, Çukur’da bulunan metrekare başına 7.250 tonun üzerindeki basınca dayanıklıdır.
Su ve Biyosfer
İçeriden ve önkoldan kaçan su miktarı nedeniyle, dünya üzerindeki en dinamik ve karmaşık etkileşim, sıvı ile kaya arasında gerçekleşir. Bu suyun çoğu, litosferin üzerindeki çöküntü plakasının tortusu ve gözeneklerinde tutulur. Ortalama önkol, 400 m (1.300 ft) kalınlığındaki katı tortu hacminin altındadır. Bu tortu sipere %50-60 gözeneklilik ile girer. Bu çökeltiler, batırıldıkça kademeli olarak sıkılır, boşluk boşluğunu azaltır ve akışkanları yırtılma boyunca ve bir ön prizmaya sahip olabilen veya olmayabilen üst kolun önkoluna doğru zorlar. Önkoldaki birikinti başka bir sıvı kaynağıdır. Su ayrıca sulu minerallerde, özellikle kil ve opalde bulunur. Çıkarılan malzemenin yaşadığı artan basınç ve sıcaklık, sulu minerali, yapısal olarak daha az su bağlı olacak şekilde yoğun bir faza dönüştürür. Faz geçişiyle ilişkili dehidrasyonla serbest bırakılan su, öncelik plakasının tabanına sokulan bir başka sıvı kaynağıdır. Bu sıvılar, tortu içindeki birbirine bağlı gözenek boşlukları yoluyla katkı prizması boyunca yayılabilir ve yer değiştirebilir ya da fay boyunca tek tek kanalları takip edebilir. Havalandırma bölgeleri çamur volkanları ve çamur şeklinde olabilir ve genellikle kemosentetik topluluklarla ilişkilidir. Batırma bölgesinin en sığ kısmından sızan sıvı da plaka sınırları boyunca sızabilir, ancak hendek ekseni boyunca drenaj nadiren görülür. Bu sıvıların hepsine su hakimdir, fakat aynı zamanda çözünmüş iyonlar ve organik moleküller, özellikle metan içerir. Metan genellikle önkolda buz benzeri bir formda (metan klatrat veya gaz hidrat olarak da adlandırılır) dizilir. Bunlar potansiyel enerji kaynaklarıdır ve hızla ayrışabilirler. Gaz hidratların dengesizleşmesi şimdiye kadar küresel ısınmanın nedenlerinden biri olmuştur ve gelecekte olması muhtemeldir.
Soğuk sıvının önkoldan geçtiği yerde, kemosentez topluluğu gelişir. Soğuk deniz akıntısı batı pasifikteki 7000 metre derinliğindeki iç yamaçlarda keşfedilmiştir. Özellikle japonya çevresinde, kuzeydoğudaki pasifikte, güney amerika kıyılarında aleut adalarındaki peru ve şili oyuklarında, barbados prizmasında, akdenizde ve makran ve sunda kenarlarındaki hint okyanusuna kadar uzanır. Bu topluluklar hidrotermal menfezlerle ilişkili kemosentetik topluluklardan çok daha az ilgi görmektedir. Kemosentetik topluluklar farklı jeolojik ortamlardadır: sıvıların çamur volkanlarından veya sırtlarından tahliye edildiği toplanma prizmalarının prizma birikintileri üzerinde ve (Barbados, Nankai, Cascadia) arızalı erozyonun aktif kenarı boyunca; enkaz akışlarının neden olduğu uçurumlar boyunca (Japan Trench, Peru Margin) bulunur. Yüzeye nüfuz etme, büyük miktarlarda hidrat birikintilerine ve dengesizleşmeye (Cascadia margin gibi) bağlanabilir. Deniz tabanından kaçan sıvılardaki yüksek metan ve sülfür konsantrasyonları kimyasal sentez için ana enerji kaynaklarıdır.
Hendek Derinliklerini Etkileyen Faktörler
Hendeğin derinliğini kontrol eden çeşitli faktörler vardır. En önemli faktör, açmayı dolduran ve deniz tabanı topoğrafisini temsil etmeyen tortuları beslemektir. Bu nedenle, en derin olukların (8.000 m'den (26.000 ft) daha derin) katkı maddesi olmaması şaşırtıcı değildir. Buna karşılık, artan prizmalara sahip tüm oluklar 8.000 m'den (26.000 ft) daha sığdır. Hendek derinliği üzerinde ikinci faktör, batma anında litosferin yaşıdır. Çünkü okyanus litosferi soğur ve kalınlaşır. Deniz tabanı yaşlandıkça, deniz tabanının inmeye başladığı minimum derinliği derinleştirir ve belirler. Bu görünür korelasyon, göreceli derinlik, bölgesel deniz yatağı derinliği ve maksimum hendek derinliği farklarına bakılarak ortadan kaldırılabilir. Göreceli derinlik, hendekteki litosferin yaşı, yakınsama oranı ve ara derinliklerde bastırılmış levhanın eğimi ile kontrol edilebilir. Son olarak dar levhalar, altta yatan astenosferle batan plakanın kenarlarından kolayca akabileceğinden geniş plakalardan daha hızlı batabilir ve geri dönebilir. Bu levhalar, Challenger Çukuru gibi alışılmadık derecede derin oluklar ile ilişkili olabilen nispeten sığ derinliklerde dik çukurlara sahip olabilir.
Porto Riko Çukuru
Porto Riko Çukuru, Porto Riko'nun kuzey açıklarında, Milwaukee Derinliği'nde 8648 metre derinliğe ulaşan Atlas Okyanusu'nun en derin çukurluğu.
Büyük okyanus hendekleri
Çukur | Okyanus | Derinlik |
---|---|---|
Mariana Çukuru | Büyük Okyanus | 11.033 m (36.198 ft) |
Büyük Okyanus | 10.882 m (35.702 ft) | |
Büyük Okyanus | 10.540 m (34.580 ft) | |
Büyük Okyanus | 10.500 m (34.400 ft) | |
Büyük Okyanus | 10.047 m (32.963 ft) | |
Izu-Bonin Çukuru (Izu-Ogasawara Çukuru) | Büyük Okyanus | 9.780 m (32.090 ft) |
Büyük Okyanus | 9.000 m (30.000 ft) | |
Atlantik Okyanusu | 8.800 m (28.900 ft) | |
Peru-Şili Çukuru or | Büyük Okyanus | 8.065 m (26.460 ft) |
Göze çarpan okyanus çukurları
Çukurlar | Yer |
---|---|
Doğu Alaska | |
Güney | |
Batı | |
(inactive) | pasifik coast of Baja California |
Doğu Yeni Zelanda | |
Izu-Ogasawara Çukuru | Near and islands |
Kuzeydoğu Japon | |
* | Kuzeydoğu Yeni Zelanda |
* | Near |
West of Luzon, Filipinler | |
Mariana Çukuru * | Western Büyük Okyanus; east of Mariana Adaları |
Doğu Pasifik Okyanusu; off coast of Guatemala, El Salvador, Nicaragua, Kosta Rika | |
West of Vanuatu (New Hebrides Islands). | |
Peru-Şili Çukuru | Doğu Pasifik Okyanusu; off coast of Peru & Şili |
* | East of the Filipinler |
Porto Riko Çukuru | Boundary of and |
Southwest of Yeni Zelanda | |
Eastern edge of Japan's | |
Sunda Arc and | |
* | Near Tonga |
Western Pacific ocean; between and Mariana Trench |
(*) The 5 deepest trenches in the world
Eski okyanus çukurları
Çukur | Yer |
---|---|
Western North America; between and North America | |
Western North America; between and Intermontane Islands | |
Western North America | |
South of Türkiye, İran, Tibet and |
Kaynakça
- ^ Harris, P.T., MacMillan-Lawler, M., Rupp, J., Baker, E.K., 2014. "Geomorphology of the oceans". Marine Geology 352, 4–24
- ^ Cita, M.B. (2006). "Exhumation of Messinian evaporites in the deep-sea and creation of deep anoxic brine-filled collapsed basins". Sedimentary Geology. 188-189: 357–378.
- ^ Dvorkin, Jack; Nur, Amos; Mavko, Gary; Ben-Avraham, Zvi (1993). "Narrow subducting slabs and the origin of backarc basins". Tectonophysics. 227 (1–4): 63–79. Bibcode:1993Tectp.227...63D. doi:10.1016/0040-1951(93)90087-Z.
- ^ Garfunkel, Z; Anderson, C. A.; Schubert, G (10 June 1986). "Mantle circulation and the lateral migration of subducted slabs". Journal of Geophysical Research: Solid Earth. 91 (B7): 7205–7223. Bibcode:1986JGR....91.7205G. doi:10.1029/JB091iB07p07205.
- ^ Schellart, WP; Moresi, L (2013). "A New Driving Mechanism for Backarc Extension and Backarc Shortening Through Slab Sinking Induced Toroidal and Poloidal Mantle Flow: Results from dynamic subduction models with an overriding plate". Journal of Geophysical Research. 118 (6): 3221–3248. Bibcode:2013JGRB..118.3221S. doi:10.1002/jgrb.50173.
- ^ a b Schellart, WP; Lister, GS; Toy, VG (2006). "A Late Cretaceous and Cenozoic Reconstruction of the Southwest Pacific Region: Tectonics Controlled by Subduction and Slab Rollback Processes". Earth-Science Reviews. 76 (3–4): 191–233. Bibcode:2006ESRv...76..191S. doi:10.1016/j.earscirev.2006.01.002.
- ^ a b Schellart, WP; Lister, GS; Toy, VG (2006). "A Late Cretaceous and Cenozoic Reconstruction of the Southwest Pacific Region: Tectonics Controlled by Subduction and Slab Rollback Processes". Earth-Science Reviews. 76 (3–4): 191–233. Bibcode:2006ESRv...76..191S. doi:10.1016/j.earscirev.2006.01.002
- ^ a b c Flower, MFJ; Dilek, Y (2003). "Arc–trench Rollback and Forearc Accretion: 1. A Collision–Induced Mantle Flow Model for Tethyan Ophiolites". Pub. Geol. Soc. Lond. 218 (1): 21–41. Bibcode:2003GSLSP.218...21F. doi:10.1144/gsl.sp.2003.218.01.03.
- ^ a b c Nakakuki, T; Mura, E (2013). "Döşeme Gerilimi ve Uyarılmış Arka-Ark Havzası Oluşumu Dinamikleri". Dünya ve Gezegensel Bilim Mektupları . 361 (B11): 287-297. Bibcode : 2013E ve PSL.361..287N . doi : 10.1016 / j.epsl.2012.10.031 .
- ^ Hall, R; Spakman, W (2002). "Subducted Slabs Beneath the Eastern Indonesia–Tonga Region: Insights from Tomography". Earth and Planetary Science Letters. 201 (2): 321–336. Bibcode:2002E&PSL.201..321H. CiteSeerX 10.1.1.511.9094. doi:10.1016/s0012-821x(02)00705-7.
- ^ a b c Christensen, UR (1996). "The Influence of Trench Migration on Slab Penetration into the Lower Mantle". Earth and Planetary Science Letters. 140 (1–4): 27–39.
- Stern, R. J. (2002). "Subduction Zones". Reviews of Geophysics. 40 (4). ss. 1012-1049. Bibcode:2002RvGeo..40.1012S. doi:10.1029/2001RG000108.
- A.B. Watts, 2001. Isostasy and Flexure of the Lithosphere. Cambridge University Press. 458p.
- Wright, D. J.; Bloomer, S. H.; MacLeod, C. J.; Taylor, B.; Goodlife, A. M. (2000). "Bathymetry of the Tonga Trench and Forearc: a map series". Marine Geophysical Researches. 21 (489–511). s. 2000.
- Sibuet, M.; Olu, K. (1998). "Biogeography, biodiversity and fluid dependence of deep-sea cold-seep communities at active and passive margins". Deep-Sea Research. II (45). ss. 517-567.
- Smith, W. H. F.; Sandwell, D. T. (1997). "Global sea floor topography from satellite altimetry and ship depth soundings". Science. 277 (5334). ss. 1956-1962. doi:10.1126/science.277.5334.1956.
- "Deep-sea trench". , 8th edition, 1997.
- Scholl, D. W.; Scholl, D (1993). "The return of sialic material to the mantle indicated by terrigeneous material subducted at convergent margins". Tectonophysics. Cilt 219. ss. 163-175. Bibcode:1993Tectp.219..163V. doi:10.1016/0040-1951(93)90294-T.
- J.W. Ladd, T. L. Holcombe, G. K. Westbrook, N. T. Edgar, 1990. "Caribbean Marine Geology: Active margins of the plate boundary", in Dengo, G., and Case, J. (eds.) The Geology of North America, Vol. H, The Caribbean Region, Geological Society of America, p. 261–290.
- W. B. Hamilton 1988. "Plate tectonics and island arcs". Geological Society of America Bulletin: Vol. 100, No. 10, pp. 1503–1527.
- Jarrard, R. D. (1986). "Relations among subduction parameters". Reviews of Geophysics. 24 (2). ss. 217-284. Bibcode:1986RvGeo..24..217J. doi:10.1029/RG024i002p00217.
- Hawkins, J. W.; Bloomer, S. H.; Evans, C. A.; Melchior, J. T. (1984). "Evolution of Intra-Oceanic Arc-Trench Systems". Tectonophysics. Cilt 102. ss. 175-205. Bibcode:1984Tectp.102..175H. doi:10.1016/0040-1951(84)90013-1.
- R. L. Fisher and H. H. Hess, 1963. "Trenches" in M. N. Hill (ed.) The Sea v. 3 The Earth Beneath the Sea. New York: Wiley-Interscience, p. 411–436.
wikipedia, wiki, viki, vikipedia, oku, kitap, kütüphane, kütübhane, ara, ara bul, bul, herşey, ne arasanız burada,hikayeler, makale, kitaplar, öğren, wiki, bilgi, tarih, yukle, izle, telefon için, turk, türk, türkçe, turkce, nasıl yapılır, ne demek, nasıl, yapmak, yapılır, indir, ücretsiz, ücretsiz indir, bedava, bedava indir, mp3, video, mp4, 3gp, jpg, jpeg, gif, png, resim, müzik, şarkı, film, film, oyun, oyunlar, mobil, cep telefonu, telefon, android, ios, apple, samsung, iphone, xiomi, xiaomi, redmi, honor, oppo, nokia, sonya, mi, pc, web, computer, bilgisayar
Bu maddede kaynak listesi bulunmasina karsin metin ici kaynaklarin yetersizligi nedeniyle bazi bilgilerin hangi kaynaktan alindigi belirsizdir Lutfen kaynaklari uygun bicimde metin icine yerlestirerek maddenin gelistirilmesine yardimci olun Mayis 2020 Bu sablonun nasil ve ne zaman kaldirilmasi gerektigini ogrenin Bu madde Vikipedi bicem el kitabina uygun degildir Maddeyi Vikipedi standartlarina uygun bicimde duzenleyerek Vikipedi ye katkida bulunabilirsiniz Gerekli duzenleme yapilmadan bu sablon kaldirilmamalidir Mayis 2020 Derin okyanus cukurlari binlerce km uzunlugunda dar alanlardir ve okyanuslarin en derin kesimlerini olustururlar Bunlara denizalti vadileri de denir Hendeklerin cogu Pasifik Okyanusu nda yer alir ve bazilarinin derinligi 10 000 m yi gecer Ornegin Mariana Hendegi ndeki Challenger Cukuru nun derinligi 11 022 m olarak olculmustur Challenger Cukuru dunya okyanuslarinda yer alan en derin cukur olarak bilinmektedir Derin okyanus hendekleri okyanus tabanlarinin kucuk bir bolumunu olusturmasina karsilik cok onemli jeolojik yapilardir Hendekler litosferik levhalarin daldigi ve manto ya gomuldugu levha yaklasim alanlaridir Levhalardan biri digerinin altina dalarken depremlerin yani sira volkanik aktivite de gelisir Bu nedenle hendekler volkanik ada yayi olarak bilinen yay sekilli aktif volkan kumelerine paralellik gosterir Ayrica And ve Cascade Caglayan dag siralarinin bir bolumunu olusturan kitasal volkanik yaylar da hendekler ile paralel bir gidis gosterir Pasifik Okyanusu kenari boyunca gozlenen cok sayida hendek ve iliskili volkanik aktivite nedeniyle bu bolge ates cemberi olarak adlandirilmistir Okyanus hendekleri genellikle okyanus tabani seviyesinin 3 4 km altina kadar ulasir Okyanusal kabuk bir okyanus sirtinda olusurken litosfer hendeklerde astenosfere dogru geri cekilir Okyanusal kabuk olusumlari litosfer siperlerine ise astenosferin geri dalmasi Cografi DagilimCogunlukla Pasifik Okyanusu ates cemberi etrafinda dagilim gostermislerdir Atlantik Okyanusu nda yalnizca iki hendek bulunmaktadir Bunlar Kucuk Antil yayinin kenarindaki Porto Riko Cukuru ile Guney Sandvic Cukuru dur Iki okyanusal kitanin birbirine yaklastigi yerlerde olusur Okyanus hendekleri kita kabugunun ve okyanus kabugunun arasinda dalma batma ile olusabilir Pasifik Okyanusu nda bulunan Guam Adasi yakinlarindaki Mariana Hendegi nde yer alan Challenger Cukuru Dunya nin en derin noktasidir Cogunlukla Pasifik Okyanusu cevresinde yaklasik 50 000 km 31 000 mi yakinsak plaka marji vardir Pasifik tipi marjin nedeni ancak dogu Hint Okyanusu nda da nispeten kisa yakinsak marj segmentleri bulunur Atlantik Okyanusu ve Akdeniz de Kuresel olarak 1 9 milyon km lik bir alani veya okyanuslarin yaklasik 0 5 ini kaplayan 50 den fazla buyuk okyanus cukuru vardir Kismen doldurulmus siperler oluklar olarak bilinir ve bazen tamamen gomulurler ve batimetrik ifadeden yoksundurlar ancak bunlarin temsil ettigi temel plaka tektonik yapilari buyuk ismin burada da uygulanmasi gerektigi anlamina gelir Bu Cascadia Makran guney Kucuk Antiller ve Calabrian siperleri icin gecerlidir Volkanik yaylar ve volkanik arkin altina 700 km 430 mi kadar derinlesen deprem bolgeleri ile birlikte yakinsak plaka sinirlarinin ve daha derin tezahurlerinin batma bolgelerinin teshisi vardir Siperler kitasal kabugun bir batma bolgesine girdigi kitasal carpisma bolgeleriyle Hindistan ve Asya yi Himalaya yi olusturanlar gibi ayirirlar Yuzen kitasal kabuk bir hendege girdiginde cokme sonunda durur ve alan kitasal bir carpisma bolgesi haline gelir Siperlere benzer ozellikler Ganj Nehri ve Dicle Firat nehirlerinin aktigi gibi tortu dolu on ayaklar da dahil olmak uzere carpisma bolgeleri ile iliskilidir Onemli Pasifik Cukurlari 1 10 ve kirik zonlar 11 20 1 Kermadec 2 Tonga 3 Bougainville 4 Mariana 5 Izu Ogasawara 6 Japon 7 Kuril Kamcatka 8 Aleutian 9 Orta Amerika 10 Peru Sili 11 Mendocino 12 Murray 13 Molokai 14 Clarion 15 Clipperton 16 Challenger 17 Eltanin 18 Udintsev 19 East Pacific Rise S shaped 20 Nazca Ridge Hendek Teriminin TarihcesiHendekler 1940 larin ve 1950 lerin sonlarina kadar acikca tanimlanamadi Okyanuslarin batimetrisi kitalar arasindaki deniz tabanindaki transatlantik telgraf kablolarinin ilk dosendigi 19 yuzyilin sonlarina ve 20 yuzyilin baslarina kadar cok az ilgi cekti Hendegin uzatilmis batimetrik ifadesi 20 yuzyila kadar iyi taninmamistir Hendek terimi Murray ve Hjort un 1912 klasik osinografi kitabinda bulunmamaktadir Bunun yerine Challenger Cukuru gibi okyanusun en derin kisimlari icin derin terimini uyguladilar I Dunya Savasi savas alanlarindan gelen deneyimler hendek kavramini onemli bir siniri tanimlayan uzun bir depresyon olarak kusatmistir ve belki de 1920 lerin baslarinda dogal ozellikleri tanimlamak icin kullanilan hendek teriminin kullanilmasina yol acmistir Savas bittikten iki yil sonra Scofield in Rocky Daglari ndaki yapisal kontrollu bir depresyonu tanimlamak icin jeolojik bir baglamdir Johnstone 1923 ders kitabinda Bir Osinografiye Giris bu terimi ilk olarak modern anlamda deniz tabaninin belirgin uzun sureli depresyonu icin kullandi 1920 ler ve 1930 larda Felix Andries Vening Meinesz bir denizaltidaki yer cekimini olcebilen benzersiz bir gravimetre gelistirdi ve hendekler uzerindeki yercekimini olcmek icin kullandi Onun olcumleri hendeklerin Dunya daki kati yasam alanlari oldugunu ortaya cikardi Siperlerde downwelling kavrami Griggs tarafindan 1939 da bir cift donen davul kullanarak bir analog model gelistirdigi tectojen hipotezi olarak karakterize edildi Pasifik teki II Dunya Savasi ozellikle bati Pasifik te batimetri uzerinde buyuk gelismeler sagladi ve bu derinliklerin dogrusal dogasi netlesti Derin deniz arastirma cabalarinin hizli buyumesi ozellikle 1950 lerde ve 1960 larda yankilarin yaygin kullanimi terimin morfolojik faydasini dogruladi Onemli hendekler tespit edildi orneklendi ve en buyuk derinlikleri sonik olarak dustu Hendek arama calismalarinin ilk asamasi Challenger Deep in dibine dalarak rakipsiz bir dunya rekoru kiran Bathyscaphe Trieste nin 1960 yilinda sona erdi Robert S Dietz ve Harry Hess in 1960 larin baslarinda deniz tabanina yayilan hipotezi ve 1960 larin sonlarinda levha tektonik devrimini dile getirmesinin ardindan hendek terimi levha tektonik ve batimetrik cagrisimlarla yeniden tanimlanmistir Morfolojik TanimKitasal ve okyanusal kabuklarin carpisarak okyanus kabugunun kivrilmasi Okyanus hendekleri uzaklasan levha sinirlarinin onemli bir parcalaridir Cukurlar arasindaki gecisler nispeten yumusak dis egimler ve daha dik ic egimler ile asimetrik bir yapi olustururlar Siperler yakinsak plaka kenar boslugunun ayirt edici fizyografisinin merkez parcalaridir Siperler arasindaki gecisler nispeten yumusak 5 dis denize dogru egimler ve daha dik 10 16 ic karaya dogru egimler ile asimetrik profiller verir Bu asimetri dis egimin asagi inis plakasinin ustu tarafindan tanimlanmasi gerceginden kaynaklanir ki bu inise baslarken bukulmelidir Litosferin buyuk kalinligi bu bukulmenin yumusak olmasini gerektirir Cikarma plakasi hendege yaklastikca ilk once dis hendek sismesini olusturmak icin yukari dogru bukulur daha sonra dis hendek egimini olusturmak icin iner Dis hendek egimi tipik olarak deniz tabanini hendekte asagi merdivenleyen bir dizi alt paralel normal fay tarafindan bozulur Plaka siniri hendek ekseninin kendisi tarafindan tanimlanir Ic hendek duvarinin altinda iki plaka deniz tabani kesisimi hendek konumunu tanimlayan batma dekolmani boyunca birbirinden gecmektedir Gecersiz kilinan plaka tipik olarak bir volkanik ark ve onkol bolgesi icerir Volkanik ark derinlemesine bastirilmis plaka ile baskin plaka ile iliskili astenosferik manto arasindaki fiziksel ve kimyasal etkilesimlerden kaynaklanir Onkol hendek ve volkanik ark arasinda yer alir Kuresel olarak onkollar ic dunyadan en dusuk isi akisina sahiptir cunku onkol litosfer ile soguk alcaltici plaka arasinda asthenosfer konveksiyon manto yoktur Ic acma duvari gecersiz kilinan plakanin kenarini ve en distaki onkolu isaretler Onkol magmatik ve metamorfik kabuktan olusur ve bu kabuk buyuyen bir kamaya cukurlasma plakasinin ustunden kazinmis tortulardan olusan destek olarak kullanilabilir Sediman akisi yuksekse malzeme alt plakadan gecersiz kilinan plakaya aktarilir Bu durumda bir toplanma prizmasi buyur ve acmanin yeri yakinsak marjin omru boyunca volkanik arktan asamali olarak uzaklasir Buyumek artan prizmalar ile yakinsama marjlarina toplanma marjlari denir ve tum yakinsak marjlarin neredeyse yarisini olusturur Gelen tortu akisi dusukse malzeme erozyon erozyonu adi verilen bir islemde alcalma plakasi tarafindan alcaltici plakadan kazinir Bu malzeme daha sonra batma bolgesine tasinir Bu durumda acmanin konumu yakinsak marjin omru boyunca magmatik arka dogru hareket eder Subduksiyon erozyonu yasayan yakinsama marjlarina biriktirici olmayan veya eroziv marjlar denir ve yakinsak plaka sinirlarinin yarisindan fazlasini icerir Bu asiri basitlestirmedir cunku ayni marj bolumu aktif zaman araliginda hem tortu birikmesi hem de cokme erozyonu yasayabilir Bir hendek boyunca asimetrik profil malzeme ve tektonik evrimdeki temel farkliliklari yansitir Dis hendek duvari ve dis kabarma yitim ile ilgili deformasyonun baskin olan plakanin altina batmaya basladigi yerden birkac milyon yil suren deniz tabanindan olusur Aksine ic hendek duvari yakinsak marjin tum omru boyunca plaka etkilesimleri ile deforme olur Onkol surekli olarak cokme ile ilgili deformasyona ve depremlere maruz kalmaktadir Bu uzun sureli deformasyon ve calkalama ic hendek egiminin icerdigi her hangi bir malzemenin durma acisi ile kontrol edilmesini saglar Topaklanmayan siperlerin ic egimi deforme olmus cokeltiler yerine magmatik ve metamorfik kayaclardan olustugu icin bu siperlerde biriken siperlerden daha dik ic duvarlar vardir Peru Sili Hendegi mavi derin okyanus solda ve acik mavi kita sahanligi arasindaki keskin cizginin hemen solunda Guney Amerika nin bati kiyisinda yer almaktadir Okyanus Nazca Plakasinin Guney Amerika Kita Plakasinin altina girdigi okyanus kita siniri boyunca uzanir Dolu Hendekler Ic hendek egiminin bilesimi ve hendek morfolojisinin birincil faktoru tortu beslemesi ile belirlenir Aktif ek prizmalar nehirlerin ve buzullarin hendeklere buyuk miktarda tortu besledigi kitanin yakindaki hendeklerde siklikla bulunur Bu gomulu cukurluklar hendeklerin denizalti topografyasinin temsilinden yoksun olabilir Kuzeybati Amerika Birlesik Devletleri ndeki Cascadia marji Bati Amerika Birlesik Devletleri ve Kanada daki nehirler sedimantasyon sonucu gomulu hendeklerdir Kucuk Antiller yakinsak marji hendek morfolojisi icin tortu kaynaklarina yakinligin onemini gostermektedir Guneyde Orinoco Nehri nin agzinin yakininda morfolojik hendek yoktur ve onkol biriktirici prizma dahil neredeyse 500 km dir 310 mi Buyuk toplanma prizmasi Barbados ve Trinidad adalarini olusturmak icin deniz seviyesinin uzerine ulasir Kuzey onkol daralir toplanma prizmasi kaybolur ve 17 N nin kuzeyinde bir hendek morfolojisi hakimdir Porto Riko Cukuru baslica sedimanter kaynaklarin daha kuzeyinde 8 600 m den 28 200 feet daha derindir ve aktif bir prizyoner prizmasi yoktur Alaska Aleutiyen yakinsak marji boyunca dogudan batiya nehirlere yakinlik onkol genisligi ve hendek morfolojisi arasinda benzer bir iliski gozlemlenebilir Alaska kiyisindaki yakinsak plaka siniri doguda Alaska nin kiyi nehirlerinin yakininda genis bir yay ile gomulu bir cukurdan batida Aleutian Adalarinda dar bir yay ile derin bir cukura donusur Diger bir ornek Pakistan ve Iran in disindaki Dicle Firat ve Indus sedimanlari tarafindan doldurulmus bir hendek olan Makran yakinsak marjidir Bir hendek boyunca kalin turbidit birikimleri Valparaiso nun guneyindeki Peru Sili Acmasi nda oldugu gibi 1 000 2 000 km 620 1 240 mi acmasina giren cokeltilerin asagi eksenli tasinmasiyla saglanabilir Yakinsama orani hendek derinligini kontrol etmek icin de onemli olabilir ozellikle kitalara yakin siperler icin cunku yavas yakinsama marj kapasitesinden fazla tortuyu bertaraf etmek icin yetersizdir Okyanuslar yakinlastikca ve kitalar birlestikce hendek morfolojisinde de bir degisim beklenir Okyanus genisken hendek kitasal tortu kaynaklarindan uzak olabilir ve bu nedenle derin olabilir Kitalar birbirine yaklastikca hendek kitasal cokellerle doldurabilir ve daha sig hale gelebilir Cokme carpisma gecisinin ne zaman meydana geldigini tahmin etmenin basit bir yolu daha once hendekle isaretlenen plaka sinirinin deniz seviyesinin uzerine cikacak kadar yeterince doldurulmasidir Toplama Prizmalari ve Tortu Tasinmasi Toplanma prizmalari iki sekilde buyur Tortularin plakadan siyrildigi on toplanma ile hendek yakininda ve batirma dekoltorunun sig kisimlari boyunca alt tabakalar ile buldozer gibi kazinarak Yakinsak marjin omru boyunca onden birikme prizyoner prizmanin en dis kismini tanimlayan daha genc tortular ve en ic kismi tanimlayan en eski tortular ile sonuclanir Toplanma prizmasinin daha eski ic kisimlari daha kucuktur ve daha genc dis kisimlara gore daha dik yapilara sahiptir Modern alt bolme bolgelerinde alt tabakanin tespit edilmesi zordur ancak California Fransisken Grubu gibi eski toplanma prizmalarinda tektonik melanjlar ve dubleks yapilar seklinde kaydedilebilir Farkli toplanma bicimleri genellikle uc morfolojik farkliligi gosterir Bu durum cukurun ic egiminin morfolojisine yansir Alt egim cikintilar olusturan daldirma itme dilimleri icerir Orta egim bir sira veya teras icerebilir Ust egim daha yumusaktir ancak denizalti kanyonlari tarafindan kesilebilir Yakinsak marjlar yuksek bir rahatlamaya sahip oldugu surekli olarak deforme oldugu ve tortudaki buyuk miktarda akisa karsilik geldigi icin aktif bir dagilim ve cokelme yasarlar Tortu tasinmasi denizalti heyelanlari enkaz akislari bulaniklik akimlari ve konturitler tarafindan kontrol edilir Denizalti kanyonlari plajlardan ve nehirlerden tortuyu ust yamactan asagi tasir Bu kanyonlar kanalize turbiditlerden olusur ve genellikle derinlemesine tanimi kaybeder cunku surekli faylanma denizalti kanallarini bozar Sedimanlar kanallar ve bir dizi fay kontrollu havza yoluyla ic hendek duvarindan asagi dogru hareket eder Hendegin kendisi bir tortu tasima ekseni olarak islev gorur Cukurda yeterli tortu hareket ederse bulaniklik akimlarinin hendegin cok otesine tasinabilmesi ve hatta Alaska nin dogu Korfezi nde oldugu gibi dis sismeyi asabilmesi icin tamamen doldurulabilir Kuzey Amerika nehirlerinden cokeltiler dolu Cascadia acmasinin uzerine dokulur ve gecerek batiya birkac yuz kilometre yayilan sirtlara ulasir Okyanus kitasinin yakinsak siniri boyunca olusan okyanus hendekleri Bir biriktirici yakinsak marjin ic hendek egimi biriktirici prizmanin kalinligini ve genisligini yansitir Prizma sedimanlarin ozellikleri tarafindan belirlenen egim ile uygun olarak kurulan bir kritik konikligi korur Cokturucu litosfer plakasindan siyrilmis bir sediman paketi ve cokeltiler tarafindan desteklenen maksimum egime ulasmak icin ilave edilen eklemsel prizma kama seklinde deforme olur Bu kritik koniklik elde edildiginde bazalt dekolte boyunca stabil olarak kayar Gerinim hizi ve hidrolojik ozellikler ayrica prizyoner prizmanin gucunu ve kritik konikligin acisini da etkiler Sivi gozenek basinclari kaya gucunu degistirir Dusuk gecirgenlik ve hizli yakinsama litostatik basinci asan gozenek basinclarina ve dolayisiyla sig konik bir geometriye sahip nispeten zayif bir prizma ile sonuclanirken yuksek gecirgenlik ve yavas yakinsama daha dusuk gozenek basinci daha guclu prizmalar ve daha dik geometri ile sonuclanir Helenik ark sisteminin Helen Acmasi olagandisidir cunku bu yakinsak marj evaporitleri bastirir Akdeniz Sirti nin guney egiminin ek prizmasiyla yuzey egimi yaklasik 1 de dusuktur bu da kama seklindeki olusumla beraber cok dusuk kesme gerilimi gosterir Evaporitler ilave kompleksin sig konikligini kontrol eder cunku mekanik ozellikleri uzerindeki etkileri nedeniyle silisik tortulardan farklidir ve sivi akisi ve sivi basinci olusur 1970 lerde Girit in guneyindeki Helen acmasinin dogrusal derinliklerinin diger yitim bolgelerindeki cukurluklarla benzer oldugu dusunuluyordu Fakat Akdeniz Sirti nin bir yigilma kompleksi oldugunun farkina varildiginda Helen hendeginin aslinda ac bir on havza oldugu ve plaka sinirinin Akdeniz Sirti nin guneyinde oldugu ortaya cikti Bos Hendekler ve Cokme Erozyonu Kitasal sediman akisindan uzak siperler bir prizma prizmasindan yoksundur ve bu tur siperlerin ic egimi genellikle magmatik veya metamorfik kayalardan olusur Topaklayici olmayan yakinsak marjlar ilkel ark sistemlerinin karakteristigidir ancak bunlarla sinirli degildir Ilkel ark sistemleri Izu Bonin Mariana Tonga Kermadec ve Scotia Guney Sandvic ark sistemleri gibi okyanus litosferi uzerine insa edilmis sistemlerdir Bu yakinsak marjlarin ic hendek egimi bazalt gabro ve serpantinlestirilmis manto peridotit de dahil olmak uzere onkol kabugunu ortaya cikarir Bu pozlamalar alt okyanus kabugunu ve ust mantoyu yerinde incelemek icin kolay erisim saglar ve batma bolgelerinin baslatilmasiyla iliskili magmatik urunleri incelemek icin essiz bir firsat saglar Cogu ofiyolit muhtemelen batmanin baslamasi sirasinda on kol ortaminda ortaya cikar ve bu ortam kalinlasmis kabuk bloklariyla carpisma sirasinda ofiyolit yerlesimini destekler Birikimli olmayan yakinsak marjlar ilkel yaylarla iliskili degildir Peru Sili Acmasi nin orta kismi gibi nehirler tarafindan tasinan cok az tortu akintisinin oldugu kitalara bitisik hendekler ayrica bir prizma prizmasindan yoksun olabilir Mariana Cukurui dunya okyanuslarinin en derin kismini icerir ve okyanus okyanusal yakinsak siniri boyunca uzanir Bu okyanus Mariana plakasinin altina batirilan okyanus Pasifik plakasinin sonucudur Ihtiyari olmayan bir on kolun magmatik temeli batma erozyonu ile surekli olarak aciga cikabilir Bu materyali on koldan cikarma plakasina aktarir ve on erozyon veya bazal erozyon ile gerceklestirilebilir Frontal erozyon en fazla on kolun altina dikis yerlerinden sonra aktiftir Buyuk yapilarin seamount tunelleme dokulmesi on kolu asiri hizlandirir ve bu da enkazi siperlere dogru ve nihayetinde enkaz tasiyan kitle arizalarina neden olur Bu dokuntu indirme plakasinin grabeninde biriktirilebilir ve onunla birlikte kesilebilir Aksine on kol tabaninin cokme erozyonundan kaynaklanan yapilarin sismik yansima profillerinden taninmasi zordur bu nedenle bazal erozyon olasiligini dogrulamak zordur Hendek erozyonu cukurdaki tortu akisi azalirsa bir zamanlar saglam bir toplanma prizmasini da azaltabilir Gereksiz on kollar ayni zamanda serpantin camur volkanlarinin bolgesi de olabilir Cokturme plakasindan salinan akiskanlarin yukari dogru perfore ettigi ve on kolun soguk manto litosferi ile etkilesime girdigi bu form Manto peridotit peridotitten cok daha az yogun olan ve mumkun oldugunda diapirik olarak yukselen serpantinite hidratlanir Bazi zorunlu olmayan on kollar ornegin Marianas gibi guclu genisleme streslerine maruz kalir ve bu kaldirma serpantinitinin serpantinit camur volkanlari olusturduklari deniz tabanina yukselmesine izin verir Kemosentetik topluluklar ayrica Marianas gibi serpantinit camur volkanlari ile iliskili havalandirma deliklerinde gelistikleri gibi birikmeyen marjlarda da bulunurlar Hendek geri almaHendekler ne kadar kararli yapilar olarak gorulse de zamanla iki okyanus plakasinin birlestigi yerde dalma batma zonlari ile yitime ugrayabilir Bu olay hendek geri alma olarak adlandirilir Ayrica yay gerisi havzalarin varligi icin de bir aciklamadir Siperler zamanla konumsal olarak stabil gorunmektedir ancak bilim adamlari bazi siperlerin ozellikle de iki okyanus plakasinin birlestigi yerdeki cokme bolgeleriyle iliskili olanlar cokme plakasina geri hareket ettigine inanmaktadir Buna hendek donusu veya mentese geri cekilmesi ayrica mentese geri donusu denir ve arka ark havzalarinin varligi icin bir aciklamadir Dosemenin geri donusu iki tektonik plakanin kesilmesi sirasinda meydana gelir ve acmanin denize dogru hareketi ile sonuclanir Derinlige levhaya dik olan kuvvetler doseme levhasinin manto icindeki kismi dosemenin mantoda diklesmesinden ve nihayetinde mentese ve acmanin yuzeydeki hareketinden sorumludur Geri donus icin itici guc levhanin geometrisi tarafindan degistirilen alttaki mantoya gore levhanin negatif yuzdurmesidir Arka ark havzalari genellikle plakanin derinlikteki yer degistirmesinden sonraki alt yatay manto akisina bir yanit olarak gecersiz kilinan plakadaki uzama nedeniyle levha geri donusu ile iliskilidir Ilgili Surecler Doseme geri alma surecine cesitli gucler katilir Iki alttan cikarma plakasinin ara yuzunde birbirine karsi etki eden iki kuvvet birbirine karsi kuvvet uygular Alttan cikarma plakasi alttan cikarma sirasinda basinc saglayan bir bukme kuvveti FPB uygularken gecersiz kilma plakasi alttan cikarma plakasina FTS karsi bir kuvvet uygular Doseme cekme kuvveti FSP plakayi daha buyuk derinliklere yonlendiren plakanin negatif yuzdurmesinden kaynaklanir Cevredeki mantodan gelen direnc kuvveti levha cekme kuvvetlerine karsidir 660 km sureksizligi ile etkilesimler faz gecisindeki yuzdurme nedeniyle bir sapmaya neden olur F660 Bu kuvvetlerin essiz etkilesimi levha geri donusunu saglayan seydir Derin levha bolumu sig levha bolumunun asagi dogru hareketini engellediginde levha geri donusu meydana gelir Yavaslatma levhasi hendek mentesesinin yuzey boyunca geriye dogru gitmesine neden olan negatif kaldirma kuvvetleri nedeniyle geriye dogru batirilir Dosemenin etrafindaki mantonun yukselmesi arka ark havzasinin olusumu icin elverisli kosullar yaratabilir Sismik tomografi slab geri donusu icin kanit saglar Sonuclar mantoda yuksek sicaklik anomalilerini gostermektedir bu da mantoda azaltilmis materyalin bulundugunu dusundurmektedir Ofiyolitler yuksek basinc ve sicaklik kayalari ofiyolitlerin mezardan cikmasi icin alan saglayan slab geri alma islemleriyle hizla yuzeye getirildigi gibi mekanizmalar icin kanit olarak gorulmektedir Dosemenin geri donusu her zaman epizodik bir yapiya isaret eden surekli bir surec degildir Geri donusun epizodik dogasi yuzdurme litosferin bir kita ark sirt veya plato gelisi batma dinamiklerinde bir degisiklik veya plaka kinematigi Cikarma plakalarinin yasinin levha geri alimi uzerinde herhangi bir etkisi yoktur Yakindaki kita carpismalarinin slab geri alimi uzerinde etkisi vardir Kita carpismalari manto akisini ve manto malzemesinin ekstruzyonunu indukler bu da gerilmeye ve yay acmasinda geri donuse neden olur Guneydogu Pasifik bolgesinde cok sayida arka ark havzasinin olusumuna neden olan birkac geri alma olayi olmustur Manto Etkilesimleri Manto sureksizlikleriyle etkilesim levha geri aliminda onemli bir rol oynar 660 km lik sureksizlikteki durgunluk yuzeye etkiyen emme kuvveti nedeniyle levhanin retrograd hareketine neden olur Levhanin geri sarilmasi mantoda bir donus akisini baslatir bu da tercih edilen plakanin tabanindaki kayma gerilmesinden uzamaya neden olur Levha geri alma hizi arttikca dairesel manto akis hizi da artarak uzama oranini arttirir Levha 410 km ve 660 km derinlikte manto icindeki sureksizlikler ile etkilesime girdiginde uzatma oranlari degistirilir Levhalar dogrudan alt mantoya nufuz edebilir veya 660 km derinliginde faz gecisi nedeniyle yuzdurme farkini yaratarak geciktirilebilir Retrograd cukurlarin hareketindeki artis levha geri alma 2 4 cm yil levha alt mantoya nufuz etmediginde 660 km lik bir sureksizlikte doseme duzlesmesinin sonucudur Japonya Java ve Izu Bonin hendekleri icin durum bu sekildedir Bu duzlestirilmis levhalar gecis bolgesinde sadece gecici olarak durur Dogrudan alt mantoya nufuz eden levhalar levhanin gerilme kuvvetleri veya termal difuzyon nedeniyle levha isinmasi ve yayilmasi ile dengesizlesmeden kaynaklanir Dogrudan alt mantoya nufuz eden levhalar Mariana yaylari Tonga yaylari 1 3 cm yil icin levha geri alma oranlarini yavaslatir Mariana CukuruMariana Cukuru Mariana Cukuru Challenger kaynak belirtilmeli Cukuru Dunya uzerinde bilinen en derin noktadir Buyuk Okyanus ta Guam Adasi nin guney batisinda Japonya ve Endonezya arasinda iki ulkeye de asagi yukari esit uzaklikta yer alir Yapilan son olcumlere gore en derin noktasi yaklasik 11 033 metredir Uzunlugu 2 542 kilometre genisligi ise 69 kilometredir Okyanusal nitelikte iki plakanin carpistigi sinirda derin cukurlar olusabilir Mariana Cukuru da Pasifik Plaka ile Mariana Plakasi nin carpismasi sonucu olusmus bir cukurdur ve iki plaka sinirindadir Suyun icine atilan 1 kilogram kutleli metalin tabana ulasmasi yaklasik olarak 1 saat surer Ancak suyun yogunlugu ve metalin ozkutlesi de hesaba katildiginda tabana ulasma suresi artip azalabilir Dip noktasindaki basinc ise yeryuzundeki basinca gore yaklasik 1000 kat daha fazladir Mariana Cukuru nda hayat belirtileri vardir Yapilan arastirmalar asiri basincli ve soguk ortamda yasayabilen bircok mikroorganizma balik ve yengec turunu ortaya cikarmistir Buradaki yasamin temel dayanagi 300 dereceye ulasan volkanik puskurmeler ve buradan cikan sulfuru metabolize edebilen bakterilerdir Bu kadar derinde yasayan balik turlerinin hayatlari yuzlerce yili bulabilmektedir Buradaki canlilarin cok eski prehistorik donemlerden bu yana ayni kaldigi dusunulmektedir 23 Ocak 1960 ta Isvicreli bilim adami Jacques Piccard ile ABD Donanmasi ndan Tegmen Donald Walsh Trieste Batiskapi icinde Mariana Cukuru na inebilmeyi basaran ilk insanlar olmuslardir Ilk anda 11 521 metre 37 799 feet lik bir derinlige inildigi hesaplanmis ancak 1995 yilinda yapilan olcumlerde dogru derinligin 10 916 metre 35 814 feet oldugu anlasilmistir Derin noktaya inis yaklasik 3 saat 15 dakika surmus burada 20 dakikalik bir surenin ardindan tekrar yuzeye cikilmasiyla toplamda 5 saatlik bir surede dalis ve yuzeye cikis tamamlanmistir 25 Mart 2012 de Kanadali yonetmen James Cameron Dikey Torpil Deepsea Challenger adli ozel denizaltisiyla Mariana Cukuru na tek basina inmeyi basardi 156 dakikada dunyanin tabanina inen 3 saat incelemelerde bulunan Cameron beklenenden daha kisa surede 70 dakikada yuzeye cikti Cameron tarafindan bizzat tasarlanip Avustralyali muhendislerce insa edilen denizalti Cukur da bulunan metrekare basina 7 250 tonun uzerindeki basinca dayaniklidir Su ve BiyosferIceriden ve onkoldan kacan su miktari nedeniyle dunya uzerindeki en dinamik ve karmasik etkilesim sivi ile kaya arasinda gerceklesir Bu suyun cogu litosferin uzerindeki cokuntu plakasinin tortusu ve gozeneklerinde tutulur Ortalama onkol 400 m 1 300 ft kalinligindaki kati tortu hacminin altindadir Bu tortu sipere 50 60 gozeneklilik ile girer Bu cokeltiler batirildikca kademeli olarak sikilir bosluk boslugunu azaltir ve akiskanlari yirtilma boyunca ve bir on prizmaya sahip olabilen veya olmayabilen ust kolun onkoluna dogru zorlar Onkoldaki birikinti baska bir sivi kaynagidir Su ayrica sulu minerallerde ozellikle kil ve opalde bulunur Cikarilan malzemenin yasadigi artan basinc ve sicaklik sulu minerali yapisal olarak daha az su bagli olacak sekilde yogun bir faza donusturur Faz gecisiyle iliskili dehidrasyonla serbest birakilan su oncelik plakasinin tabanina sokulan bir baska sivi kaynagidir Bu sivilar tortu icindeki birbirine bagli gozenek bosluklari yoluyla katki prizmasi boyunca yayilabilir ve yer degistirebilir ya da fay boyunca tek tek kanallari takip edebilir Havalandirma bolgeleri camur volkanlari ve camur seklinde olabilir ve genellikle kemosentetik topluluklarla iliskilidir Batirma bolgesinin en sig kismindan sizan sivi da plaka sinirlari boyunca sizabilir ancak hendek ekseni boyunca drenaj nadiren gorulur Bu sivilarin hepsine su hakimdir fakat ayni zamanda cozunmus iyonlar ve organik molekuller ozellikle metan icerir Metan genellikle onkolda buz benzeri bir formda metan klatrat veya gaz hidrat olarak da adlandirilir dizilir Bunlar potansiyel enerji kaynaklaridir ve hizla ayrisabilirler Gaz hidratlarin dengesizlesmesi simdiye kadar kuresel isinmanin nedenlerinden biri olmustur ve gelecekte olmasi muhtemeldir Soguk sivinin onkoldan gectigi yerde kemosentez toplulugu gelisir Soguk deniz akintisi bati pasifikteki 7000 metre derinligindeki ic yamaclarda kesfedilmistir Ozellikle japonya cevresinde kuzeydogudaki pasifikte guney amerika kiyilarinda aleut adalarindaki peru ve sili oyuklarinda barbados prizmasinda akdenizde ve makran ve sunda kenarlarindaki hint okyanusuna kadar uzanir Bu topluluklar hidrotermal menfezlerle iliskili kemosentetik topluluklardan cok daha az ilgi gormektedir Kemosentetik topluluklar farkli jeolojik ortamlardadir sivilarin camur volkanlarindan veya sirtlarindan tahliye edildigi toplanma prizmalarinin prizma birikintileri uzerinde ve Barbados Nankai Cascadia arizali erozyonun aktif kenari boyunca enkaz akislarinin neden oldugu ucurumlar boyunca Japan Trench Peru Margin bulunur Yuzeye nufuz etme buyuk miktarlarda hidrat birikintilerine ve dengesizlesmeye Cascadia margin gibi baglanabilir Deniz tabanindan kacan sivilardaki yuksek metan ve sulfur konsantrasyonlari kimyasal sentez icin ana enerji kaynaklaridir Hendek Derinliklerini Etkileyen FaktorlerHendegin derinligini kontrol eden cesitli faktorler vardir En onemli faktor acmayi dolduran ve deniz tabani topografisini temsil etmeyen tortulari beslemektir Bu nedenle en derin oluklarin 8 000 m den 26 000 ft daha derin katki maddesi olmamasi sasirtici degildir Buna karsilik artan prizmalara sahip tum oluklar 8 000 m den 26 000 ft daha sigdir Hendek derinligi uzerinde ikinci faktor batma aninda litosferin yasidir Cunku okyanus litosferi sogur ve kalinlasir Deniz tabani yaslandikca deniz tabaninin inmeye basladigi minimum derinligi derinlestirir ve belirler Bu gorunur korelasyon goreceli derinlik bolgesel deniz yatagi derinligi ve maksimum hendek derinligi farklarina bakilarak ortadan kaldirilabilir Goreceli derinlik hendekteki litosferin yasi yakinsama orani ve ara derinliklerde bastirilmis levhanin egimi ile kontrol edilebilir Son olarak dar levhalar altta yatan astenosferle batan plakanin kenarlarindan kolayca akabileceginden genis plakalardan daha hizli batabilir ve geri donebilir Bu levhalar Challenger Cukuru gibi alisilmadik derecede derin oluklar ile iliskili olabilen nispeten sig derinliklerde dik cukurlara sahip olabilir Porto Riko CukuruPorto Riko cukurunun 3 boyutlu goruntusu Mor renkle gorunen Atlas Okyanusu nun ve Karayip Denizi nin en derin yeri Porto Riko cukurudur Porto Riko Cukuru Porto Riko nun kuzey aciklarinda Milwaukee Derinligi nde 8648 metre derinlige ulasan Atlas Okyanusu nun en derin cukurlugu Buyuk okyanus hendekleriCukur Okyanus DerinlikMariana Cukuru Buyuk Okyanus 11 033 m 36 198 ft Buyuk Okyanus 10 882 m 35 702 ft Buyuk Okyanus 10 540 m 34 580 ft Buyuk Okyanus 10 500 m 34 400 ft Buyuk Okyanus 10 047 m 32 963 ft Izu Bonin Cukuru Izu Ogasawara Cukuru Buyuk Okyanus 9 780 m 32 090 ft Buyuk Okyanus 9 000 m 30 000 ft Atlantik Okyanusu 8 800 m 28 900 ft Peru Sili Cukuru or Buyuk Okyanus 8 065 m 26 460 ft Goze carpan okyanus cukurlariCukurlar YerDogu AlaskaGuneyBati inactive pasifik coast of Baja CaliforniaDogu Yeni ZelandaIzu Ogasawara Cukuru Near and islandsKuzeydogu Japon Kuzeydogu Yeni Zelanda NearWest of Luzon FilipinlerMariana Cukuru Western Buyuk Okyanus east of Mariana AdalariDogu Pasifik Okyanusu off coast of Guatemala El Salvador Nicaragua Kosta RikaWest of Vanuatu New Hebrides Islands Peru Sili Cukuru Dogu Pasifik Okyanusu off coast of Peru amp Sili East of the FilipinlerPorto Riko Cukuru Boundary of andSouthwest of Yeni ZelandaEastern edge of Japan sSunda Arc and Near TongaWestern Pacific ocean between and Mariana Trench The 5 deepest trenches in the worldEski okyanus cukurlariCukur YerWestern North America between and North AmericaWestern North America between and Intermontane IslandsWestern North AmericaSouth of Turkiye Iran Tibet andKaynakca Harris P T MacMillan Lawler M Rupp J Baker E K 2014 Geomorphology of the oceans Marine Geology 352 4 24 Cita M B 2006 Exhumation of Messinian evaporites in the deep sea and creation of deep anoxic brine filled collapsed basins Sedimentary Geology 188 189 357 378 Dvorkin Jack Nur Amos Mavko Gary Ben Avraham Zvi 1993 Narrow subducting slabs and the origin of backarc basins Tectonophysics 227 1 4 63 79 Bibcode 1993Tectp 227 63D doi 10 1016 0040 1951 93 90087 Z Garfunkel Z Anderson C A Schubert G 10 June 1986 Mantle circulation and the lateral migration of subducted slabs Journal of Geophysical Research Solid Earth 91 B7 7205 7223 Bibcode 1986JGR 91 7205G doi 10 1029 JB091iB07p07205 Schellart WP Moresi L 2013 A New Driving Mechanism for Backarc Extension and Backarc Shortening Through Slab Sinking Induced Toroidal and Poloidal Mantle Flow Results from dynamic subduction models with an overriding plate Journal of Geophysical Research 118 6 3221 3248 Bibcode 2013JGRB 118 3221S doi 10 1002 jgrb 50173 a b Schellart WP Lister GS Toy VG 2006 A Late Cretaceous and Cenozoic Reconstruction of the Southwest Pacific Region Tectonics Controlled by Subduction and Slab Rollback Processes Earth Science Reviews 76 3 4 191 233 Bibcode 2006ESRv 76 191S doi 10 1016 j earscirev 2006 01 002 a b Schellart WP Lister GS Toy VG 2006 A Late Cretaceous and Cenozoic Reconstruction of the Southwest Pacific Region Tectonics Controlled by Subduction and Slab Rollback Processes Earth Science Reviews 76 3 4 191 233 Bibcode 2006ESRv 76 191S doi 10 1016 j earscirev 2006 01 002 a b c Flower MFJ Dilek Y 2003 Arc trench Rollback and Forearc Accretion 1 A Collision Induced Mantle Flow Model for Tethyan Ophiolites Pub Geol Soc Lond 218 1 21 41 Bibcode 2003GSLSP 218 21F doi 10 1144 gsl sp 2003 218 01 03 a b c Nakakuki T Mura E 2013 Doseme Gerilimi ve Uyarilmis Arka Ark Havzasi Olusumu Dinamikleri Dunya ve Gezegensel Bilim Mektuplari 361 B11 287 297 Bibcode 2013E ve PSL 361 287N doi 10 1016 j epsl 2012 10 031 Hall R Spakman W 2002 Subducted Slabs Beneath the Eastern Indonesia Tonga Region Insights from Tomography Earth and Planetary Science Letters 201 2 321 336 Bibcode 2002E amp PSL 201 321H CiteSeerX 10 1 1 511 9094 doi 10 1016 s0012 821x 02 00705 7 a b c Christensen UR 1996 The Influence of Trench Migration on Slab Penetration into the Lower Mantle Earth and Planetary Science Letters 140 1 4 27 39 Stern R J 2002 Subduction Zones Reviews of Geophysics 40 4 ss 1012 1049 Bibcode 2002RvGeo 40 1012S doi 10 1029 2001RG000108 A B Watts 2001 Isostasy and Flexure of the Lithosphere Cambridge University Press 458p Wright D J Bloomer S H MacLeod C J Taylor B Goodlife A M 2000 Bathymetry of the Tonga Trench and Forearc a map series Marine Geophysical Researches 21 489 511 s 2000 Sibuet M Olu K 1998 Biogeography biodiversity and fluid dependence of deep sea cold seep communities at active and passive margins Deep Sea Research II 45 ss 517 567 Smith W H F Sandwell D T 1997 Global sea floor topography from satellite altimetry and ship depth soundings Science 277 5334 ss 1956 1962 doi 10 1126 science 277 5334 1956 Deep sea trench 8th edition 1997 Scholl D W Scholl D 1993 The return of sialic material to the mantle indicated by terrigeneous material subducted at convergent margins Tectonophysics Cilt 219 ss 163 175 Bibcode 1993Tectp 219 163V doi 10 1016 0040 1951 93 90294 T J W Ladd T L Holcombe G K Westbrook N T Edgar 1990 Caribbean Marine Geology Active margins of the plate boundary in Dengo G and Case J eds The Geology of North America Vol H The Caribbean Region Geological Society of America p 261 290 W B Hamilton 1988 Plate tectonics and island arcs Geological Society of America Bulletin Vol 100 No 10 pp 1503 1527 Jarrard R D 1986 Relations among subduction parameters Reviews of Geophysics 24 2 ss 217 284 Bibcode 1986RvGeo 24 217J doi 10 1029 RG024i002p00217 Hawkins J W Bloomer S H Evans C A Melchior J T 1984 Evolution of Intra Oceanic Arc Trench Systems Tectonophysics Cilt 102 ss 175 205 Bibcode 1984Tectp 102 175H doi 10 1016 0040 1951 84 90013 1 R L Fisher and H H Hess 1963 Trenches in M N Hill ed The Sea v 3 The Earth Beneath the Sea New York Wiley Interscience p 411 436