Yitim zonu - Vikipedi

Jeolojik yitim sürecinin şeması

Yitim zonu (veya dalma-batma zonu[1]), bir plakanın diğerinin altında hareket ettiği ve mantoda yüksek yerçekimi potansiyel enerjisi nedeniyle batmaya zorlandığı tektonik plakaların konverjan sınırlarında gerçekleşen jeolojik bir süreçtir.[2] Bu işlemin gerçekleştiği bölgeler, batma bölgeleri olarak bilinir. Yitim oranları tipik olarak yılda santimetre cinsinden ölçülür, ortalama konverjan oranı çoğu plaka sınırı boyunca yılda yaklaşık iki ila sekiz santimetredir.[3]

Yitim zonu süreci iki kıtanın (farklı kıtasal kabuğun parçaları) okyanus yolu üzerinden ayrılması ile başlar (ve okyanus kabuğu), birbirine yaklaşır, okyanus kabuğu yavaş yavaş bir yitim zonu olarak tüketilir. Yitim zonu, kıtaların bir kenarı boyunca uzanır ve altına doğru dalarken, gerisinde kalan belirli bir alanda da volkanik dağ zincirlerini yükselterek çalışır. Örneğin; bugün Güney Amerika'daki And Dağları gibi.

Yitim, tüm litosfer boyunca etkili olur ve yapısı litosferin yoğunluğu tarafından kontrol edilmektedir. Okyanus kabuğu, ince (6 km kalınlığında) ve yoğun (yaklaşık 3.3 g/cm3) bir bazalt, gabro ve peridotit paketinden oluşur. Sonuç olarak, çoğu okyanus kabuğu okyanusal bir hendekte kolayca yiter. Buna karşılık, kıta kabuğu kalın (~45 km) ve daha yüzücüdür, çoğunlukla granitik bileşimli kayaçlardan oluşur (ortalama yoğunluğu yaklaşık 2,5 g/cm3). Kıtasal kabuk daha zor dalar ancak fakat ultra-yüksek basınç (UHP) metamorfizmasının da kanıtladığı gibi 90–150 km'den daha fazla derinliklere dalabilir. Normal bir dalma okyanus var olduğu sürece devam eder ancak batışı plaka tarafından taşınan kıtanın açmaya girerken yitim sistemi kesintiye uğrar. Bunun nedeni kıtasal litosferin daha kalın ve altındaki astenosferik mantodan daha düşük yoğunluğa sahip olmasından ileri gelir. Üst plaka üzerindeki volkanik yay yavaş yavaş aktivitesini kaybeder. Devam eden levha hareketi, önceki aşamada derin bir okyanusal hendek olan bölgenin yükselerek dağ kuşağı oluşumuna neden olur.

Çarpışma bölgeleri genellikle ofiyolitler olarak bilinen, önceden mevcut okyanusal kabuk ve manto kaya parçaları ile işaretlenmiştir.

Genel Açıklama

[değiştir | kaynağı değiştir]

Batma bölgeleri, Dünya'nın litosferinin yerçekimsel olarak battığı yerlerdir (kabuk artı üst mantonun üst konveksiyon olmayan kısmı).[4] Batma bölgeleri, bir okyanus litosferi plakasının başka bir plaka ile birleştiği konverjan plaka sınırlarında bulunur. İnen plaka, alttan çıkarma plakası, diğer plakanın ön kenarı tarafından geçersiz kılınır. Plaka, Dünya yüzeyine yaklaşık yirmi beş ile kırk beş derece açı yapar. Bu batma, daha soğuk okyanus litosferinin ortalama olarak daha büyük bir yoğunluğa sahip olması nedeniyle, batan okyanus litosferi ve çevresindeki manto astenosfer arasındaki sıcaklık farkı tarafından yönlendirilir. 60 kilometreden daha büyük bir derinlikte, okyanus kabuğunun bazaltı, eclogite adı verilen metamorfik bir kayaya dönüştürülür. Bu noktada, okyanus kabuğunun yoğunluğu artar ve ek negatif yüzdürme sağlar (aşağı doğru kuvvet). Yeryüzü litosferi, okyanus kabuğu ve kıtasal kabuk, tortul tabakalar ve bazı sıkışmış sular derin mantoya geri dönüştürülür.

Dünya, şimdiye dek batmanın meydana geldiği bilinen tek gezegendir. Yitim zonu, plaka tektoniklerinin arkasındaki itici güçtür ve onsuz plaka tektoniği meydana gelemez.

Derinlikle şekillendirilmiş çöktürülmüş levhalarla küresel çökme bölgelerinin haritası

Okyanus alt bölgeleri 55.000 km (34.000 mi) konverjan kenar boşluğunun (Lallemand, 1999) altında, neredeyse 60.000 km (37.000 mi) orta okyanus sırtına eşit olan mantoya dalarlar. Yitim zonları derinlemesine uzanır ancak kusurlu bir şekilde kamufle edilir ve jeofizik ve jeokimya bunları incelemek için kullanılabilir. Şaşırtıcı olmayan bir şekilde, batma bölgelerinin en sığ kısımları en iyi bilinmektedir. Batma bölgeleri, inişlerinin ilk birkaç yüz kilometresi için kuvvetli bir şekilde asimetriktir. Okyanus çukurlarına inmeye başlarlar. Onların inişleri, yanardağların altındaki açmadan uzaklaşan ve 660 kilometrelik süreksizliğe kadar uzanan eğimli deprem bölgeleriyle işaretlenmiştir. Batma bölgeleri, bu ayırt edici yönü ilk kez tanımlayan iki bilim adamından sonra Wadati-Benioff bölgesi olarak bilinen eğimli bir dizi depremle tanımlanır. Batma bölgesi depremleri, dünyanın herhangi bir yerinden (tipik olarak 20 km'den (12 mi) derinlik) daha büyük derinliklerde (600 km'ye (370 mi) kadar) meydana gelir; bu derin depremler derin faz dönüşümleri, termal kaçak veya dehidrasyon gevrekleşmesi ile tahrik edilebilir.[5][6]

Alt bazalt ve tortu normal olarak sulu mineraller ve killer açısından zengindir. Ek olarak, alt döşeme levhası aşağıya doğru büküldükçe oluşan çatlaklara ve kırıklara büyük miktarlarda su aktarılır.[7] Bazalttan eklogite geçiş sırasında, bu sulu malzemeler parçalanır ve bu kadar büyük bir basınç ve sıcaklıkta süperkritik bir akışkan olarak bulunarak bol miktarda su üretir. Sıcak ve çevreleyen kayadan daha canlı olan süperkritik su, manto kayaçındaki basıncı (ve böylece erime sıcaklığını) gerçek erime noktasına kadar düşürdüğü ve magma ürettiği noktaya kadar yükselen mantoya yükselir. Magmalar, sırayla, mantonun kayalarından daha az yoğun oldukları için yükselir (ve diapirs olarak etiketlenir). Manto türevi magmalar (bileşimde bazaltik olan), sonuçta Dünya'nın yüzeyine yükselmeye devam edebilir ve bu da volkanik bir patlamaya neden olur. Patlayan lavın kimyasal bileşimi, mantodan türetilen bazaltın Dünya'nın kabuğuyla (erir) etkileşme derecesine ve / veya fraksiyonel kristalleşmeye maruz kalma derecesine bağlıdır.

Batma bölgelerinin üzerinde, volkanik yaylar denilen uzun zincirlerde volkanlar bulunur. Yaylar boyunca var olan volkanlar, su açısından zengin (levha ve tortulardan) ve aşırı patlayıcı oldukları için tehlikeli patlamalar üretme eğilimindedir. Krakatoa, Nevado del Ruiz ve Vezüv Yanardağı, ark volkanlarına örnektir. Yayların, su tarafından taşındığına ve "cevher" adı verilen kaya içindeki konakçı yanardağlarının içinde ve etrafında yoğunlaştığına inanılan altın, gümüş ve bakır gibi değerli metallerle de ilişkili olduğu bilinmektedir.

Köken Teorisi

[değiştir | kaynağı değiştir]

Başlangıç

[değiştir | kaynağı değiştir]

Her ne kadar bugün gerçekleştiği gibi, yitim süreci oldukça iyi anlaşılmış olsa da, kökeni bir tartışma ve devam eden çalışma konusudur. Eğer yoğun okyanus litosferi çökebilir ve bitişik okyanus veya kıtasal litosferin altına batabilirse, batma başlangıcı kendiliğinden ortaya çıkabilir; alternatif olarak, mevcut plaka hareketleri okyanus litosferini yırtılmaya ve astenosferin içine batmaya zorlayarak yeni yitim bölgelerinin oluşumunu sağlayabilir.[8] Her iki model de, okyanus kabuğunu büyük derinlikte metamorfize ettiğinden ve çevredeki manto kayalarından daha yoğun hale getirdiğinden, kendiliğinden devam eden batma bölgeleri sağlayabilir. Sayısal modellerden elde edilen sonuçlar, çoğu modern batma bölgesi için uyarılmış batma başlangıcını desteklemektedir.[9][10] Jeolojik çalışmalar tarafından da desteklenmektedir.[11][12] Ancak diğer analog modelleme, ikisi arasındaki doğal yoğunluk farklılıklarından kendiliğinden çökme olasılığını göstermektedir.[13][14] Pasif marjlardaki plakalar ve Izu-Bonin-Mariana batırma sisteminden gözlemler spontane batırma çekirdeklenmesi ile uyumludur.[15][16] Ayrıca, A. Yin tarafından yapılan alışılmadık bir öneride göktaşı etkilerinin erken Dünya'da yitim zonunun başlangıcına katkıda bulunmuş olabileceği düşünüldüğü halde, yitimin Dünya tarihinin bir noktasında kendiliğinden başlamış olması muhtemeldir.[17]

Jeofizikçi Don L. Anderson, plaka tektoniklerinin, batma bölgelerinin kenarlarında biyoformlar tarafından ortaya konan kalsiyum karbonat olmadan gerçekleşemeyeceğini varsaydı. Bu tortuların büyük ağırlığı, alttaki kayaları yumuşatarak onları darabilecek kadar esnek hale getirebilir.[18]

Modern Biçimde Yitim Zonu

[değiştir | kaynağı değiştir]

Modern biçimde yitim zonu, düşük jeotermal gradyanlar ve eklogit ve blueschist gibi yüksek basınçlı düşük sıcaklık kayaçlarının oluşumu ile karakterizedir. Benzer şekilde, modern biçimdeki çöküşle ilişkili ofiyolitler adı verilen kaya takımları da bu tür durumları gösterir. Kuzey Çin Craton'da bulunan eklogit ksenolitler, modern biçimdeki çöküşün Paleoproterozoik Dönemde en az 1.8 Ga kadar erken gerçekleştiğine dair kanıt sağlar. Bununla birlikte, eklogitin kendisi, süper kıtaların montajı sırasında yaklaşık 1.9-2.0 Ga'da okyanusun batması ile üretilmiştir.[19][20]

Blueschist günümüzdeki çöküntü ayarları için tipik bir kayadır. Neoproterozoikten daha yaşlı blueschist olmaması, bu dönemde Dünya'nın okyanus kabuğunun magnezyum bakımından zengin bileşimlerini yansıtır. Bu magnezyum zengini kayalar, modern okyanus kabuğunun metamorfozu blueschist  haline getirdiğinde greenschiste dönüştürür. Antik magnezyum açısından zengin kayalar, Dünya'nın mantosunun bir zamanlar daha sıcak olduğu anlamına gelir, ancak batma koşullarının daha sıcak olduğu anlamına gelmez. Önceden, Neoproterozoik blueschist kaya eksikliğinin farklı tipte bir batırmaya işaret ettiği düşünülüyordu. Her iki kanıt çizgisi de Neoproterozoik Dönem 1.0 Ga'da başlatılmış olan modern tarzda yitimin önceki anlayışlarını yalanlamaktadır.[21]

Etkileri

[değiştir | kaynağı değiştir]

Volkanik Aktivite

[değiştir | kaynağı değiştir]
Cascade volkanik yayı

St. Helens Dağı, Etna Dağı ve Fuji Dağı gibi batma bölgelerinin üzerinde meydana gelen volkanlar, kavisli zincirlerdeki açmadan yaklaşık yüz kilometre uzaklıktadır, buna volkanik yay denmektedir. Dünyada genellikle iki tür yay gözlenir: okyanus litosferinde (örneğin Mariana ve Tonga ada yayları) oluşan ada yayları ve kıta kıyıları boyunca oluşan Cascade Volkanik Ark gibi kıta yayları. Ada yayları, okyanus litosferinin başka bir okyanus litosferinin (okyanus-okyanus çökmesi) altına sokulmasıyla üretilirken, okyanus litosferinin kıtasal bir litosferin altına çökmesi sırasında oluşan kıta yayları üretilir.

Ark magmatizması hendekten yüz ila iki yüz kilometre ve alt tabakadan yaklaşık yüz kilometre yukarıda meydana gelir. Ark magma oluşumunun bu derinliği, çıkarma levhasından salınan sulu sıvılar ile su ilavesi ile eriyecek kadar sıcak ark manto kaması arasındaki etkileşimin sonucudur.[22]

Yaylar, her yıl Dünya'da üretilen toplam magma hacminin yaklaşık% 25'ini (yaklaşık otuz ila otuz beş kilometreküp), okyanus ortası sırtlarında üretilen hacimden çok daha az üretir ve yeni kıtasal kabuğun oluşumuna katkıda bulunur.

Depremler ve Tsunamiler

[değiştir | kaynağı değiştir]

Yitim zonu bölgelerinde plaka yakınsamasından kaynaklanan suşlar en az üç tip depreme neden olur. Depremler çoğunlukla soğuk alçaltıcı levhada yayılır. Depremsellik, levhanın üst manto / alt manto sınırına kadar izlenebileceğini göstermektedir.

Son 100 yılın en büyük on depreminden dokuzu, M 9.5'te kaydedilen en büyük deprem olan 1960 Büyük Şili depremini içeren batma bölgesi olaylarıydı ve can kayıpları ne kadar önlem alınırsa alınsın fazla miktarda olmuştur; 2004 Hint Okyanusu depremi ve tsunamisi; 2011 Tōhoku depremi ve tsunamisi. Japonya, depremden korunma olarak can ve mal kaybı olmamıştı ancak tsunami olayıyla fazlaca can ve mal kaybı yaşamışlardır. Soğuk okyanus kabuğunun mantoya dökülmesi, yerel jeotermal gradyanı bastırır ve Dünya'nın daha büyük bir bölümünün, normal bir jeotermal gradyan ayarında olduğundan daha kırılgan bir şekilde deforme olmasına neden olur. Depremler sadece bir kaya kırılgan bir şekilde deforme olduğunda meydana gelebileceğinden, batma bölgeleri büyük depremlere neden olabilir. Böyle bir deprem deniz tabanının hızlı deformasyonuna neden olursa, Hint Okyanusu Plakasının 26 Aralık 2004'te Hint Okyanusu çevresindeki bölgeleri tahrip eden Hint-Avustralya Plakasının altına düşmesinden kaynaklanan deprem gibi tsunamiler için potansiyel vardır. Küçük, hasar vermeyen tsunamiye neden olan küçük titreme de sık görülür.

2016 yılında yayımlanan bir araştırma,[23] bir çökme bölgesinin mega deprem üretme yeteneğini belirlemek için yeni bir parametre önerdi. 2004 Sumatra-Andaman ve 2011 Tōhoku depremi gibi büyük tarihi depremleri baz alarak, yitim bölgesi geometrisini inceleyerek ve yitim plakalarının eğrilik derecesini karşılaştırarak, yitim bölgelerindeki depremlerin büyüklüğünün dereceyle ters orantılı olduğu belirlenmiştir. Arızanın eğriliği, yani "iki plaka arasındaki temas ne kadar düz olursa, mega depremlerin meydana gelme olasılığı o kadar yüksektir." sonucu çıkarılmış olur.[24]

Dış yükselme depremleri, dalma bölgesinin okyanusuna doğru normal faylar, dalma bölgesine büküldükçe plakanın bükülmesi ile aktive edildiğinde meydana gelir.[25]

Anormal derinlikte bu tip olaylar olursa yeryüzündeki şiddeti ve etki alanı arttıracaktır. Depremler genellikle kabuğun sığ, kırılgan kısımlarıyla, genellikle yirmi kilometreden daha az derinliklerle sınırlıdır. Bununla birlikte, batma bölgelerinde, depremler 700 km (430 mil) derinlikte meydana gelir.

Sismik tomografi, deprem olmayan mantonun derinliklerinde çökmüş litosfer, levhaların tespit edilmesine yardımcı oldu. Yaklaşık yüz plaka, derinlik ve zamanlama ve batma yeri açısından tanımlanmıştır.[26] Mantodaki 410 km (250 mil) derinlik ve 670 km (420 mil) büyük sismik süreksizlikler, derin batma bölgelerindeki soğuk levhaların inişiyle bozulur. Bazı yontulmuş levhalar, yaklaşık 670 kilometrelik bir derinlikte üst manto ve alt manto arasındaki sınırı belirleyen büyük süreksizliğe nüfuz etmekte zorlanıyor gibi görünür. Diğer bastırılmış okyanus plakaları 2890 km derinlikte çekirdek manto sınırına kadar batmıştır. Genellikle levhalar, mantoya inişleri sırasında, batma bölgesinde tipik olarak birkaç cm / yıldan (bazı durumlarda yaklaşık 10 cm / yıla kadar) ve alt mantoda en üst mantoda, yaklaşık 1 cm / yıla kadar yavaşlar. Bu, sismik tomografide kalınlaşmış levhalar olarak görülebilen bu derinliklerde levhaların katlanmasına veya istiflenmesine yol açar. Yaklaşık 1700 km'nin altında, yaklaşan mineral faz değişiklikleri yaklaşana ve nihayetinde çekirdek-manto sınırında duruncaya kadar düşük viskoziteye bağlı olarak levhaların sınırlı bir ivmesi olabilir. Burada levhalar ortam ısısı ile ısıtılır ve artık kesilmeden yaklaşık 300 milyon yıl tespit edilmez.

Orojenez (Dağ Oluşumu)

[değiştir | kaynağı değiştir]

Orojenez dağ inşası sürecidir. Söküm plakaları, okyanus adaları, okyanus platoları ve tortuları yakınsak sınırlara getirerek orojene yol açabilir. 1. jeolojik zamanın başlarında oluşmaya başlayan Kaledoniyen orojenezi ve 3. jeolojik zamanın sonlarına doğru Alp ve Himalaya dağlarının oluşması buna örnektir. Malzeme genellikle plakanın geri kalanıyla birlikte çökmez, bunun yerine kıtaya atılır (kazınır), egzotik terranlara neden olur. Bu okyanus malzemesinin çarpışması kabuk kalınlaşmasına ve dağ inşasına neden olur. Toplanan malzemeye genellikle bir kama veya prizma denir. Bu birikme kamaları ofiyolitler (tortular, yastık bazaltları, tabakalanmış dayklar, gabro ve peridotitten oluşan yükseltilmiş okyanus kabuğu) ile tanımlanabilir.[27]

Batırma ayrıca baskın kıta ile çarpışan okyanus materyali getirmeden orojene neden olabilir. Çıkarma plakası bir kıtanın altında sığ bir açıyla ("düz levha çökmesi" olarak adlandırılan bir şey) çöktüğünde, alt plaka, üst plakanın katlanmasına, kırılmasına, kabuk kalınlaşması ve dağ inşasını oluşturur. Düz levha çökmesi, dağ inşasına ve volkanizmanın kıtaya, hendekten uzaklaşmasına neden olur ve Kuzey Amerika'da (yani Laramide orogeny), Güney Amerika ve Doğu Asya'da tanımlanmıştır.[26]

Yitim Zonu Açısı

[değiştir | kaynağı değiştir]

Yitim, tipik olarak yakınsak plaka sınırı noktasının sağında orta derecede dik bir açıda meydana gelir. Bununla birlikte, anormal sığ yitim zonu açılarının, bazılarının oldukça dik olduğu bilinmektedir. Döşeme olarak adlandırılan litosferin alttan kesilmesinde, düz levha alt kesilmesi (30 ° 'den daha az alttan kesme açısı) meydana gelir. Nispeten düz levha yüzlerce kilometre uzayabilir. Yoğun levha tipik olarak doğrudan batma bölgesinde çok daha dik bir açıda battığından bu anormaldir.[28] Yitim zonu bölgesi volkanizmini (minerallerin istikrarsızlaştırılması ve susuzlaştırılması ve sonuçta manto kamasının erime akışı erimesi yoluyla) tahrik etmek için levhaların derinliğe batırılması gerektiğinden, düz levha yitim zonu volkanik boşlukları açıklamak için çağrılabilir. And Dağları'nın bir kısmının altında düz levha çökmesi devam ediyor ve Andean Volkanik Kemerinin dört bölgeye bölünmesine neden oluyor. Peru'nun kuzeyindeki ve Şili'nin Norte Chico bölgesindeki düz levha çöküşünün, sırasıyla iki kaldırma aseismik sırtının, Nazca Ridge ve Juan Fernández Ridge'in çöküşünün sonucu olduğuna inanılıyor. Daha sonra, Kuzey Amerika'nın güneybatı kenarında geniş bir volkanik boşluk ortaya çıktı ve deformasyon iç kısımlarda çok daha fazla meydana geldi;[29] bu süre zarfında Colorado, Utah, Wyoming, Güney Dakota ve New Mexico'nun bodrum özlü dağ sıraları ortaya çıktı. "Mega depremler" olarak adlandırılan en büyük batma bölgesi depremlerinin, yassı döşeme batma bölgelerinde meydana geldiği bulunmuştur.[30]

Dik açılı yitim (70 ° 'den büyük yitim açısı), Dünya'nın okyanus kabuğunun ve litosferin eski ve kalın olduğu ve bu nedenle yüzdürme kaybına sahip olduğu yitim bölgelerinde meydana gelir. En dik daldırma batma bölgesi, Jurassic çağındaki okyanus kabuğunun yeryüzü ofiyolitlerinden muaf olan Mariana Çukuru'nda yer almaktadır. Dik açılı yitim, düz levha yitiminin aksine, volkanik yaylar yapan kıvrık ark[31] kıvrımının uzatılması ve kıtasal kabuk parçalarının jeolojik zamanlar boyunca kıtalardan uzaklaşarak marjinal denizin arkasında kalmasıdır.

Önemi

[değiştir | kaynağı değiştir]
  1. Yitim zonu fiziği: Soğuk ve eski litosfer ile sıcak astenosferik manto kama arasındaki yoğunluğun aksine, okyanus litosferinin (çökeltiler, kabuk, manto) batması, plaka hareketini sürmek için gereken en güçlü kuvvettir (ancak tek değil) ve baskındır manto konveksiyon yöntemi.
  2. Yitim zonu kimyası: Elde edilen çökeltiler ve kabuk, su zengini (sulu) sıvıları, üstteki mantoya boşaltır ve serbest bırakır, bu da manto erimesine ve yüzey ve derin manto rezervuarları arasında elementlerin parçalanmasına neden olarak ada yayları ve kıtasal kabuk oluşturur. Daldırma bölgelerindeki sıcak akışkanlar da batırma sedimanlarının mineral bileşimlerini ve çökeltilerin mikroorganizmalar için yaşanabilirliğini değiştirir.[32]
  3. Batırma bölgeleri, kals-alkalin serisi eriyikler, cevher yatakları ve kıtasal kabuk üretmek için aşırı sürme plakadan sıcak astenosferik manto ile etkileşime giren batık okyanus sedimanlarını, okyanus kabuğunu ve manto litosferini aşağı doğru sürükler.
  4. Yitim bölgeleri yaşamlar, mülkler, ekonomik canlılık, kültürel ve doğal kaynaklar ve yaşam kalitesi için önemli tehdit oluşturmaktadır. Depremlerin veya volkanik patlamaların muazzam büyüklükleri de küresel etkiye sahip vuruntu etkilerine sahip olabilir.[33]

Yitim bölgeleri ayrıca nükleer atık için, yitim eyleminin kendisinin materyali gezegensel mantoya taşıyacağı, insanlık veya yüzey çevresi üzerindeki olası etkilerden güvenli bir şekilde uzaklaşacağı olası imha alanları olarak kabul edilmiştir. Ancak, bu elden çıkarma yöntemi şu anda uluslararası anlaşma ile yasaklanmıştır.[34][35][36][37]

Kaynakça

[değiştir | kaynağı değiştir]
Özel
  1. ^ Meriç, Hakan Tarık (2020), "Deprem Kaynak Mekanizması Parametreleriyle Sayısal Tsunami Simülasyonları: 08 Eylül 2017 Chiapas-Meksika Depremi (Mw 8.2) ve Tsunamisi", Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araştırma Merkezi Bülteni, 41 (1), s. 32, doi:10.17824/yerbilimleri.617852 
  2. ^ Stern, Robert J. (2002), "Subduction zones", Reviews of Geophysics, 40 (4), s. 1012, Bibcode:2002RvGeo..40.1012S, doi:10.1029/2001RG000108 
  3. ^ Defant, M. J. (1998). Voyage of Discovery: From the Big Bang to the Ice Age. Mancorp. p. 325. ISBN 978-0-931541-61-2.
  4. ^ Zheng, YF; Chen, YX (2016). "Continental versus oceanic subduction zones". National Science Review. 3 (4): 495–519. doi:10.1093/nsr/nww049
  5. ^ Frolich, C. (1989). "The Nature of Deep Focus Earthquakes". Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 17: 227–254. Bibcode:1989AREPS..17..227F. doi:10.1146/annurev.ea.17.050189.001303.
  6. ^ Hacker, B.; et al. (2003). "Subduction factory 2. Are intermediate-depth earthquakes in subducting slabs linked to metamorphic dehydration reactions?" (PDF). Journal of Geophysical Research. 108 (B1): 2030. Bibcode:2003JGRB..108.2030H. doi:10.1029/2001JB001129.
  7. ^ Fujie, Gou; et al. (2013). "Systematic changes in the incoming plate structure at the Kuril trench". Geophysical Research Letters. 40 (1): 88–93. Bibcode:2013GeoRL..40...88F. doi:10.1029/2012GL054340.
  8. ^ Stern, R.J. (2004). "Subduction initiation: spontaneous and induced". Earth and Planetary Science Letters. 226 (3–4): 275–292. Bibcode:2004E&PSL.226..275S. doi:10.1016/j.epsl.2004.08.007.
  9. ^ Hall, C.E.; et al. (2003). "Catastrophic initiation of subduction following forced convergence across fracture zones". Earth and Planetary Science Letters. 212 (1–2): 15–30. Bibcode:2003E&PSL.212...15H. doi:10.1016/S0012-821X(03)00242-5.
  10. ^ Gurnis, M.; et al. (2004). "Evolving force balance during incipient subduction". Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 5 (7): Q07001. Bibcode:2004GGG.....5.7001G. doi:10.1029/2003GC000681.
  11. ^ Keenan, Timothy E.; Encarnación, John; Buchwaldt, Robert; Fernandez, Dan; Mattinson, James; Rasoazanamparany, Christine; Luetkemeyer, P. Benjamin (2016). "Rapid conversion of an oceanic spreading center to a subduction zone inferred from high-precision geochronology". PNAS. 113 (47). ss. E7359-E7366. Bibcode:2016PNAS..113E7359K. doi:10.1073/pnas.1609999113. PMC 5127376 $2. PMID 27821756. 
  12. ^ House, M. A.; Gurnis, M.; Kamp, P. J. J.; Sutherland, R. (Eylül 2002). "Uplift in the Fiordland Region, New Zealand: Implications for Incipient Subduction" (PDF). Science. 297 (5589). ss. 2038-2041. Bibcode:2002Sci...297.2038H. doi:10.1126/science.1075328. PMID 12242439. 7 Ağustos 2020 tarihinde kaynağından (PDF) arşivlendi. Erişim tarihi: 11 Mayıs 2020. 
  13. ^ Mart, Y., Aharonov, E., Mulugeta, G., Ryan, W.B.F., Tentler, T., Goren, L. (2005). "Analog modeling of the initiation of subduction". Geophys. J. Int. 160 (3). ss. 1081-1091. Bibcode:2005GeoJI.160.1081M. doi:10.1111/j.1365-246X.2005.02544.x. 
  14. ^ Goren, L.; E. Aharonov; G. Mulugeta; H. A. Koyi; Y. Mart (2008). "Ductile Deformation of Passive Margins: A New Mechanism for Subduction Initiation". J. Geophys. Res. Cilt 113. s. B08411. Bibcode:2008JGRB..11308411G. doi:10.1029/2005JB004179. [ölü/kırık bağlantı]
  15. ^ Stern, R.J.; Bloomer, S.H. (1992). "Subduction zone infancy: examples from the Eocene Izu-Bonin-Mariana and Jurassic California arcs". Geological Society of America Bulletin. 104 (12). ss. 1621-1636. Bibcode:1992GSAB..104.1621S. doi:10.1130/0016-7606(1992)104<1621:SZIEFT>2.3.CO;2. 
  16. ^ Arculus, R.J. (2015). "A record of spontaneous subduction initiation in the Izu–Bonin–Mariana arc" (PDF). Nature Geoscience. 8 (9). ss. 728-733. Bibcode:2015NatGe...8..728A. doi:10.1038/ngeo2515. 8 Ağustos 2020 tarihinde kaynağından (PDF) arşivlendi. Erişim tarihi: 11 Mayıs 2020. 
  17. ^ Yin, A. (2012). "An episodic slab-rollback model for the origin of the Tharsis rise on Mars: Implications for initiation of local plate subduction and final unification of a kinematically linked global plate-tectonic network on Earth". Lithosphere. 4 (6): 553–593. Bibcode:2012Lsphe...4..553Y. doi:10.1130/L195.1.
  18. ^ Harding, Stephan (2006). Animated Earth Science, Intuition and Gaia. Chelsea Green Publishing. p. 114. ISBN 978-1-933392-29-5.
  19. ^ Xu, Cheng; Kynický, Jindřich; Song, Wenlei; Tao, Renbiao; Lü, Zeng; Li, Yunxiu; Yang, Yueheng; Miroslav, Pohanka; Galiova, Michaela V.; Zhang, Lifei; Fei, Yingwei (2018). "Cold deep subduction recorded by remnants of a Paleoproterozoic carbonated slab". Nature Communications. 9 (1): 2790. Bibcode:2018NatCo...9.2790X. doi:10.1038/s41467-018-05140-5. PMC 6050299. PMID 30018373.
  20. ^ Stern, Robert J. (2005). "Evidence from ophiolites, blueschists, and ultrahigh-pressure metamorphic terranes that the modern episode of subduction tectonics began in Neoproterozoic time". Geology. 33 (7): 557–560. Bibcode:2005Geo....33..557S. doi:10.1130/G21365.1.
  21. ^ Palin, Richard M.; White, Richard W. (2016). "Emergence of blueschists on Earth linked to secular changes in oceanic crust composition". Nature Geoscience. 9 (1): 60. Bibcode:2016NatGe...9...60P. doi:10.1038/ngeo2605.
  22. ^ "Volcanic arcs form by deep melting of rock mixtures". 7 Nisan 2017. 15 Nisan 2017 tarihinde kaynağından arşivlendi. Erişim tarihi: 16 Aralık 2020. 
  23. ^ "Bletery, Quentin; Thomas, Amanda M.; Rempel, Alan W.; Karlstrom, Leif; Sladen, Anthony; Barros, Louis De (2016-11-25). "Mega-earthquakes rupture flat megathrusts". Science. 354 (6315): 1027–1031. Bibcode:2016Sci...354.1027B. doi:10.1126/science.aag0482. ISSN 0036-8075. PMID 27885027". 
  24. ^ "Subduction zone geometry: Mega-earthquake risk indicator". 24 Kasım 2016. 25 Kasım 2016 tarihinde kaynağından arşivlendi. Erişim tarihi: 16 Aralık 2020. 
  25. ^ "tonga kermadech subduction". 17 Eylül 2014 tarihinde kaynağından arşivlendi. 
  26. ^ a b "Home". 8 Mayıs 2017 tarihinde kaynağından arşivlendi. Erişim tarihi: 16 Aralık 2020. 
  27. ^ "Matthews, John A., ed. (2014). Encyclopedia of Environmental Change. 1. Los Angeles: SAGE Reference". 
  28. ^ "Zheng, YF; Chen, RX; Xu, Z; Zhang, SB (2016). "The transport of water in subduction zones". Science China Earth Sciences. 59 (4): 651–682. doi:10.1007/s11430-015-5258-4". 
  29. ^ "Cenozoic Tectonics of Western North America Controlled by Evolving Width of Farallon Slab". 2010. 23 Aralık 2019 tarihinde kaynağından arşivlendi. Erişim tarihi: 16 Aralık 2020. 
  30. ^ "Bletery, Quentin; Thomas, Amanda M.; Rempel, Alan W.; Karlstrom, Leif; Sladen, Anthony; De Barros, Louis (2016-11-24). "Fault curvature may control where big quakes occur, Eurekalert 24-NOV-2016". Science. 354 (6315): 1027–1031. Bibcode:2016Sci...354.1027B. doi:10.1126/science.aag0482. PMID 27885027. Retrieved 2018-06-05". 
  31. ^ "Lallemand, Serge; Heuret, Arnauld; Boutelier, David (8 September 2005). "On the relationships between slab dip, back-arc stress, upper plate absolute motion, and crustal nature in subduction zones" (PDF). Geochemistry Geophysics Geosystems. 6 (9): Q09006. Bibcode:2005GGG.....609006L. doi:10.1029/2005GC000917". 
  32. ^ "sang, Man-Yin; Bowden, Stephen A.; Wang, Zhibin; Mohammed, Abdalla; Tonai, Satoshi; Muirhead, David; Yang, Kiho; Yamamoto, Yuzuru; Kamiya, Nana; Okutsu, Natsumi; Hirose, Takehiro (2020-02-01). "Hot fluids, burial metamorphism and thermal histories in the underthrust sediments at IODP 370 site C0023, Nankai Accretionary Complex". Marine and Petroleum Geology. 112: 104080. doi:10.1016/j.marpetgeo.2019.104080. ISSN 0264-8172". 
  33. ^ "USGS publishes a new blueprint that can help make subduction zone areas more resilient". 21 Haziran 2017. 24 Haziran 2017 tarihinde kaynağından arşivlendi. Erişim tarihi: 16 Aralık 2020. 
  34. ^ "afemeister, David W. (2007). Physics of societal issues: calculations on national security, environment, and energy. Berlin: Springer Science & Business Media. p. 187. ISBN 978-0-387-95560-5.". 
  35. ^ "Kingsley, Marvin G.; Rogers, Kenneth H. (2007). Calculated risks: highly radioactive waste and homeland security. Aldershot, Hants, England: Ashgate. pp. 75–76. ISBN 978-0-7546-7133-6". 
  36. ^ ""Dumping and Loss overview". Oceans in the Nuclear Age. Archived from the original on June 5, 2011. Retrieved 18 September 2010". 
  37. ^ "Storage and Disposal of Radioactive Waste". 2020. 19 Temmuz 2011 tarihinde kaynağından arşivlendi. Erişim tarihi: 16 Aralık 2020. 
Genel
  • Lallemand, S (1999). La Subduction Oceanique (in French). Newark, New Jersey: Gordon and Breach.
  • Stern, R.J. (1998). "A Subduction Primer for Instructors of Introductory Geology Courses and Authors of Introductory Geology Textbooks". Journal of Geoscience Education. 46 (3): 221–228. Bibcode:1998JGeEd..46..221S. doi:10.5408/1089-9995-46.3.221.
  • Stern, R.J. (2002). "Subduction zones". Reviews of Geophysics. 40 (4): 1012. Bibcode:2002RvGeo..40.1012S. doi:10.1029/2001RG000108.
  • Tatsumi, Y. (2005). "The Subduction Factory: How it operates on Earth". GSA Today. 15 (7): 4–10. doi:10.1130/1052-5173(2005)015[4:TSFHIO]2.0.CO;2
  • Zheng, YF; Chen, YX (2016). "Continental versus oceanic subduction zones". National Science Review. 3 (4): 495–519. doi:10.1093/nsr/nww049.

Dış bağlantılar

[değiştir | kaynağı değiştir]
Wikimedia Commons'ta Yitim zonu ile ilgili ortam dosyaları bulunmaktadır.
Vikikitap
Vikikitap
Vikikitapta bu konu hakkında daha fazla bilgi var:
Vikisözlük'te yitim zonu ile ilgili tanım bulabilirsiniz.
"https://tr.wikipedia.org/w/index.php?title=Yitim_zonu&oldid=33262567" sayfasından alınmıştır