Fiziksel jeoloji Okyanuslar Fiziksel jeoloji II Ders Notları, Denizler ve Okyanuslar, Kadir Dirik, 2006 1 BÖLÜM 17 DEN İZLER ve OKYANUSLAR 17.1. G İR İŞ Dünyada be ş büyük okyanus vardır: Atlantik, Pasifik, Hind, Arktik ve Antarktik okyanusları. Denizler, okyanuslarla irtibatlı ve daha küçük boyutlardadırlar. Bu bölümde, okyanuslar ve bunlara ba ğlı yapılar ele alınacaktır. 17.2. OKYANUS KIYILARI: DALGALAR VE GELG İTLER Karalarla denizlerin kar şıla ştı ğı yerler olan kıyılarda dalgalar ve gelgitler karaları şekillendirirler. Bu, akıntılarla kıyıdaki kayaları a şındırma ve bu a şınan parçaları ta şıyarak plajlara veya kıyıya yakın sı ğ sularda çökeltme şeklinde olur. Dalga hareketleri Sakin havalarda hafif dalgalar, sert rüzgarlı havalarda daha kuvvetli ve yüksek dalgalara dönü şür. Böylece, 5 ila 25 km/saat esen bir rüzgar, santimetreden az dalga yüksekli ği yaratırken, 30 km/saat esen bir rüzgarla ise kuvvetli ve yüksek dalgalar olu şur. Dalga yüksekli ği a) rüzgar hızının artı şı, b) rüzgarın esme müddetinin artı şı ve c) esen rüzgarın, olu şturdu ğu dalga ile geldi ği yer arasındaki mesafenin artı şı ile artar. Dalga "sörf" zonu Kıyılara yakla şan dalgalar, yükselir ve sırtları keskinle şir ( Şekil 17.1). Bu keskin sırtlı dalga bir süre sonra kendini tutamaz hale gelince kırılır, ve köpüklü ve kabarcıklı bir kesim olu şturur. Bu kesime sörf zonu (Surf zone) denir. Kıyıya ula şan dalga tekrar kırılır, varsa plaj üzerinde, kum ve çakılları karaya do ğru ta şıyarak yayılır (yayılma, swash), ve tekrar denize do ğru döner (geriye yayılma, backwash) ( Şekil 17.2). Böylece kum taneleri tekrar denize do ğru ta şınırlar. Bu olaylar, yani plaja gelen suyun yayılması ve tekrar denize dönmesi ile, zig-zag şekillerde kıyı boyunca kum çökelmesine yol açarlar (Longshore drift). Şekil 17.1 Şekil 17.2 Dalga kırılması (Wave refraction) Sahile do ğru belirli bir açı ile yakla şan dalgalar, sı ğ kesimde sahile paralel bir şekilde do ğrultu de ği şikli ğine u ğrarlar. Buna dalga kırılması denir. Bu olay ile, sahile paralel akıntı (Longshore current) ve a şınma-ta şınma olayları geli şir ( Şekil 17.2, 17.3). Fiziksel jeoloji II Ders Notları, Denizler ve Okyanuslar, Kadir Dirik, 2006 2 Şekil 17.3. Dalga kırılması Gelgitler (Tides) Ay ve güne şin okyanus suları üzerindeki çekim etkisi sonucu, günde iki kez suların yükselip alçalması ile gelgitler ( Şekil 17.4) olu şur. Dünyanın çe şitli yerlerinde gelgitlerle olu şan su yüksekli ği farkı, zamanla ve yere göre de de ği şir. Gelgitlerin a şındırıcı etkisi dalgalarla da birle şerek önemli olabilir. Gelgitle kıyıya yakla şan sular saatte kilometrelerce hıza ulaşan gelgit seli (Flood tide) olu ştururlar. Gelgit azalmaya ba şlayınca da sular çekilirler. Bu tür gelgit akıntıları ile, menderesli ve akarsu kanallarını kesen, çamurlu veya kumlu gelgit düzlükleri (Tidal flat) geli şir. Şekil 17.4. (a) Ay’ın çekme kuvvetine ba ğlı olarak geli şen gelgit, (b), (c) Ay’ın pozisyonuna göre olu şan gelgitler Fiziksel jeoloji II Ders Notları, Denizler ve Okyanuslar, Kadir Dirik, 2006 3 17.3. KIYI KES İMLER İ Plajlar Plaj, kum ve çakıldan yapılmı ş bir kıyı kesimidir ( Şekil 17.5). Plajlar, dalgalar ve etkinse gelgitlerle, şekil de ği şikliklerine u ğrarlar. Plaj geni şleyebilir, veya içerdi ği kumun ba şka yerlere ta şınması ile boyutları azalabilir. Şekil 17.5 Plajların yapısı Şekil 17.5’de, plajlara ait genelle ştirilmi ş bir blok diyagramı verilmi ştir. Denizden sörf kesimine kadar olan yere kıyı ötesi (Offshore); sörf kesimi ve gelgit düzlü ğüne kıyı önü (Foreshore); dalgalarla yıkanan kesimden kumullara kadar olan kesime de kıyı arkası (Backshore) denir. Bir plajın kum bilançosu Plaja, karadan ta şınan ve çökeltilen çakıl ve kumlar, dalga ve gelgit etkisi ile şekil de ği ştirir, ve/veya derin deniz kesimine do ğru ta şınırlar ( Şekil 17.6). Plajın malzeme kazanması: kıyı arkasından a şınmayla gelen malzeme; kıyı boyunca ve kıyıya paralel akıntılarla çökelme; denize dökülen akarsuların getirdi ği malzeme. Kaybetmesi: rüzgar tortulları kıyı arkasına ta şırlar; kıyı boyunca çökelme ve paralel akıntılarla ve fırtınalar sırasında kıyı dip akıntıları ile plaj çökellerinin derin deniz kesimlerine ta şınması ile olur. Malzeme girdi ve çıktısı e şitlendi ğinde plaj dengededir ve genel şeklini korur. Denge bozulunca plaj ya büyür ya da küçülür. Dalga a şındırmasının olu şturdu ğu yüzey şekilleri Dalga kırılması (wave refraction) nedeniyle dalga enerjisi yarımadanın ucunda yo ğunla şarak burada adacıkların olu şmasına, a şınan malzeme de kıyıda depolanarak plajların geni şlemesine neden olur ( Şekil 17.6, 17.8). Dalganın kıyıdaki a şındırmasına bir di ğer örnekte dalga a şınımı ile olu şan platform (wave-cut platform), deniz yarı (sea cliff) ve yar dibindeki oyuklardır (notch) ( Şekil 17.7, 17.9). A şınan malzeme derinlere ta şınarak birikim platformunu (wave-built platform) olu şturur. Fiziksel jeoloji II Ders Notları, Denizler ve Okyanuslar, Kadir Dirik, 2006 4 Şekil 17.6 Şekil 17. 6. Dalga a şındırmasının olu şturdu ğu adacıklar (sea stacks). Şekil 17.7. Dalga a şındırmasının kıyıda olu şturdu ğu yüzey şekilleri. Fiziksel jeoloji II Ders Notları, Denizler ve Okyanuslar, Kadir Dirik, 2006 5 Şekil 17.8. Sea Stacks Şekil 17.9. Dalga a şınımı platformu ve yarlar. Dalga çökelimiyle olu şan yüzey şekilleri Plaj ( Şekil 17.2, 17.5), de ği şik tür spitler ( Şekil 17.10) ve tombolo ( şekil 17.11) bu grup içinde yer alır. Şekil 17.10. Spitlerin olu şumu Şekil 17.11. Bir spitin görünümü Şekil 17.12. Tombolonun olu şumu. Fiziksel jeoloji II Ders Notları, Denizler ve Okyanuslar, Kadir Dirik, 2006 6 17.4. OKYANUS TABANLARI VE KITA KENARLARI Binlerce metre deniz suyu ile örtülü olan okyanus (veya deniz) tabanları, jeofizik yöntemlerle dolaylı olarak, veya insanlı denizaltılarla (örne ğin kaptan Kusto ve ekibi) do ğrudan incelenmektedir. Uzun çalı şmaları sonucunda okyanus tabanlarının fizyografik haritaları hazırlanmı ştır ( Şekil 17.13). Şekil 17 13. Atlantik Okyanusu (solda) ve Pasifik Okyanusun (sa ğda) tabanlarının fizyografik haritaları. Atlantik taban kesiti Kuzey Amerika, New England’dan Cebel-i Tarık bo ğazına do ğru hareket eden bir denizaltıda, görülebilecek ana taban şekilleri şunlardır ( Şekil 17.14A). a) kıta sahanlı ğı (Continental shelf): kıyıdan itibaren denize do ğru, yakla şık 200 metre derinli ğe kadar uzanır. Düz ve kıtaya ait olan sahanlıkta, kum ve çamur örtüsü bulunur. b) Çok az e ğimli kıta sahanlı ğının sınırında 4° e ğimli kıta yamacı (Continental slope) bulunur. Düzensiz bir şekli olan yamacı denizaltı kanyonları karakterize ederler. Şekil 17.14A. Atlantik okyanusu batı kesiminin tabanı. c) Yamacın alt kesimlerinde ve 2000 ila 3000 metre derinlikler arasında, yamaç daha az e ğimli “kıta yükselimine” (Continental rise) geçer. Yüzlerce kilometre eninde olabilir, ve okyanus derinliklerine ta şınan çamurlu ve kumlu çökellerin geçti ği bir alandır. d) Kıta yükseliminden sonra, ortalama derinlikleri 4000 ila 6000 metre arasında olan ve geni ş alanlar kaplayan derin deniz ovaları (Abyssal plain) yeralırlar. Bu düzlüklerde bazen, ço ğu sönmü ş volkanlardan olu şan denizaltı da ğlarına (Seamount) rastlanır. Azor adalarında oldu ğu gibi, az sayıda denizaltı da ğı deniz yüzeyine kadar çıkabilir. Fiziksel jeoloji II Ders Notları, Denizler ve Okyanuslar, Kadir Dirik, 2006 7 e) Derin ovalardan okyanusun ortasına do ğru giderken, e ğimli bir kesimle kar şıla şılır. Bu kesimin örtüsünü olu şturan ince malzemeli çökellerin yerini, okyanus ortasında bazaltlar alır. Bu okyanus içi da ğlık alanın derinli ği 3000 metre kadardır ( Şekil 17.14B). Da ğın sırtında, veya okyanus ortası s ırtında (Mid-oceanic ridge), 1 kilometre kadar eninde, aktif volkanizmanın ve tektonizmanın yeraldı ğı bir alan, batıdaki Kuzey Amerika plakasını do ğudaki Avrasya plakasından ayırır. Bu sırt boyunca okyanusun iki tabanı biribirlerinden ayrılarak bu iki kıtayı uzakla ştırırlar, ve Atlantik okyanusunun eni artar (yılda yakla şık 1.5 santimetre hızla). Şekil 17.14B. Atlantik okyanusu do ğu kesiminin tabanı. f) Bu sırtı geçerek do ğuya do ğru gidildi ğinde, tekrar derin okyanus düzlüklerine geçilir. Daha sonra kıta yükselimi ve yamacı, sonunda da Avrupa kıta sahanlı ğına varılır. Görüldü ğü gibi, okyanus ortası sırtı, simetrik bir yapının hemen hemen ortasında uzanır. Pasifik taban kesiti Pasifik okyanusunun tabanı, Atlantik’te görülmeyen bazı özellikler içerir. Peru’dan hareketle, Avustralya’ya do ğru bir denizaltı yolculu ğu sırasında, deniz tabanı şekilleri açısından şu özellikler göze çarpar: Peru veya Güney Amerika plakası batısında, 100 metreden derin ve birkaç on kilometre eninde bir kıta sahanlı ğından sonra, Atlantik örne ğine nazaran daha dik bir kıta yamacı 8000 metre derinli ğe kadar uzanır, ve burada Peru- Şili hende ğine (Trench) inilir. Burası, Do ğu Pasifikte, batıdaki küçük Nazka plakasının do ğudaki Güney Amerika plakası altına daldı ğı (Subduction) kesimdir ( Şekil 17. 15A). Hende ği geçip te Nazka plakası üzerinde sürdürülen yolculukta, Do ğu Pasifik Yükselimine (East Pacific Rise) varılır. Burası, Atlantik ortası sırtında görülen özellikleri ta şır fakat Atlantik örne ğine göre daha sı ğdır. Pasifik tabanının derin deniz düzlükleri, yer yer denizaltı da ğları ile kesilmi ştir. Daha batıda, tüm okyanusal hendeklerin en derini (derinlik yer yer 11 000 metredir) olan Tonga hende ğine ula şılır. Burada, ve Pasifik okyanusunun orta kesimlerinde, do ğudaki Pasifik plakası, batıdaki Hind-Avustralya plakası altına do ğru dalmaktadır. Hende ğin batısında bazaltik ve andezitik kayaçlardan olu şmu ş bir ada yayı derin deniz tabanından yüzeye kadar çıkar (Tonga adaları, Yeni Zelanda kuzey-do ğusu). Buradan Avustralya’ya do ğru, tekrar kıtasal yükselim, yamaç ve sahanlık zonlarından geçilir ( Şekil 17. 15B). Aktif ve pasif kıta kenarı deyimleri, kıta-okyanus arasında bir dalma-batma zonu (Subduction zone) olması (Pasifik tipi) veya olmaması (Atlantik tipi) ile belirlenir. Şekil 17. 15A. Pasifik okyanusunun do ğu kesiminin tabanı. Fiziksel jeoloji II Ders Notları, Denizler ve Okyanuslar, Kadir Dirik, 2006 8 Şekil 17. 15B. Pasifik okyanusunun batı kesiminin tabanı. Şekil 17.16. Tipik bir Atlantik tipi / pasif kıta kenarı (solda) ve Pasifik tipi / aktif kıta kenarı (sa ğda) Kıta sahanlı ğı Balık avlama ve petrol çıkarma (örne ğin Louisiana ve Teksas, ABD) açısından bu kesim okyanusun en verimli kısmıdır. Bu yüzden, 1982’de çıkarılan Deniz Yasası antla şması ile ulusların toprak ve ekonomik hakları koruma altına alınmaya çalı şılmı ştır (ABD bu antla şmayı imzalamamı ştır). Sahanlıklar, pasif kıta kenarlarında geni ş ve nispeten düz, aktif kıta kenarlarında ise dar ve düzensizdirler ( Şekil 17.17). Sı ğ derinliklerde yeralmaları nedeni ile, bu kesimler deniz suyu seviyesinin de ği şmesi ile yakından etkilenirler. Pleyistosen (1.8 milyon – 10 000 yıl arası) zamanındaki buzul devrinde, bugün 100 metreye kadar olan sahanlık kesimleri su üstünde yeralmakta idi, ve o sıralarda şekillendi. Kuzey enlemlerinde sahanlıklar buzul i şlevlerine maruz kalırken daha sıcak güney enlemleri, akarsu vadileri ile şekil aldılar. Şekil 17. 17. Kıtasal kıta kenarı Fiziksel jeoloji II Ders Notları, Denizler ve Okyanuslar, Kadir Dirik, 2006 9 Kıtasal yamaç ve yükselim: denizaltı heyelanları ve akıntıları (TURBIDITY CURRENTS) Derin kesimlerde ( Şekil 17.8), dalga ve gelgit etkilerinden bahis edilemez. Buna kar şın, bu kesimlerde kıtadan ta şınarak çökelen kum ve daha ince malzemeyle olu şan topografyada, vadiler ve di ğer ba şka a şınma şekilleri gözlemlenir. Bunun nedeni, çamur ta şıması nedeni ile etrafındaki temiz sulardan daha yo ğun olan çamurlu suların ( Şekil 17.9) temiz sular içine do ğru akmasıdır (Turbidity). Bu şekilde denizaltı vadi ve kanyonları geli şirler. Bu çamurlu akıntılar (turbidites), aynı zamanda buralarda çökelmi ş olan malzemeyi a şındırabilir ve daha derin kesimlere do ğru ta şıyabilirler. Şekil 17. 18. Kıta yamacında geli şen Şekil 17.19. Türbidit akıntıları. denizaltı kanyonu ve önündeki denizaltı yelpazesi Bu çamurlu akıntılar, bazen depremlerle de tetiklenen denizaltı heyelanlarına yol açarlar. Böylece, kıta sahanlı ğının kenarına yı ğılmı ş olan tortular, hızla, derin deniz düzlüklerine do ğru hareket ederler. Heyelanın hızının azaldı ğı düzlüklerde, ta şınan malzeme çökelir ve ço ğu zaman bir denizaltı yelpazesi (Submarine fan) olu şur. Genelde, çamurlu akıntılar ta şıdıkları kum, silt ve çamuru (ince kil), kıta yükseliminin eteklerinde ve derin deniz düzlüklerinin kenarlarında, derecelenmi ş ve iyi tabakalanmı ş tortullar şeklinde çökeltirler. Bu formasyonlara “türbidit” adı verilir. 17.6. OKYANUSLARDA F İZ İKSEL VE K İMYASAL ÇÖKELME Okyanusta çökelen malzemenin ba şlıca kökeni karalardan ta şınan kum ve çamurlar, veya suda ya şıyan canlıların kavkılarının birikmesidir. Ayrıca, dalma-batma zonlarının yakınlarındaki volkanik adalardan (örne ğin Tonga adaları) püsküren kaya ve küllerin de okyanusa katılması, ve buharla şmanın yo ğun oldu ğu sıcak tropikal kesimlerde de çökelen buharla şma sonu malzemelerin (Evaporite) olu şması da çökelmeye katkı yapan olgulardır. Kıta kenarlarında çökelme Plajları da olu şturan dalga ve gelgitler, kıta sahanlı ğında etkin bir ta şıma rolü üstlenirler. Bunun sonucu kum ve çamur kıta yamacına do ğru ta şınır. Bu çökellere kıtasal (terrigenous) malzemeden olu şmu ş denir. Kıta sahanlı ğında biyokimyasal çökelme, canlıların kalsiyum karbonatlı kavkılarının birikmesi ile olur. Bu canlılar çamurlu sularda ya şamayamadıkları için, bu tür çökelme ancak kıtasal malzeme ta şınmasının az oldu ğu veya hiç olmadı ğı kesimlerde geli şebilir. Fiziksel jeoloji II Ders Notları, Denizler ve Okyanuslar, Kadir Dirik, 2006 10 Derin denizlerde çökelme Kıta kenarlarından uzaktaki kesimlerde, ince kıtasal ve biyokimyasal malzemeler yava ş bir şekilde - Stokes yasasını anımsayın - yüzeyden derine do ğru çökelirler. Bu gri-kahve rengi açık deniz çökellerine pelajik tortul denir. Çökelme hızları 1000 senede birkaç milimetredir. Çok az bir bölümünü - yakla şık %10’u - kıtalardan, çöllerden veya volkanlardan denize do ğru rüzgarlarla ta şınan malzeme olu şturabilir. Pelajik çökeller içinde en sık bulunan biyokimyasal malzemeyi deniz yüzeyinde yüzen, tek hücreli, kalsiyum karbonat kavkılı foraminiferler olu ştururlar. Bu kavkı içindeki canlının hayatının son bulması ile kavkı çökelir, ve bu kavkıların birikmesi ile, kumlu, siltli ve kavkılı, “foraminiferli ooz” (Foraminiferal oozes) çökelleri olu şurlar. Ba şka canlıların karbonat kavkılarından olu şan oozlara ise “kokolit” (Coccolith) ismi verilir. Foraminiferli ve di ğer karbonatlı oozlara, denizlerde 4 000 metreye kadar rastlanır, ve daha derin kesimlerde bu çökeller olu şmazlar ( Şekil 17.20). Bunun nedeni olarak, karbonat çökelme derinli ği ( Carbonate compensation depth, CCD) olgusu gösterilmi ştir. Bu derinli ğin altında kavkılar suda erimekte ve çökelmemektedirler. Bu derinliklerde etkin olan okyanus su akıntıları, daha sı ğ kesimlerdeki akıntılardan şu özelliklerle ayrılırlar: Şekil 17.20. Karbonat çökelme derinli ği. a) derin su akıntıları daha so ğuktur: so ğuk ve yo ğun olan kutup bölgesi suları ekvatora do ğru hareket ederlerken okyanusal derinlikleri kullanırlar; b) bu derin sular daha fazla karbon dioksit içerirler: uzun mesafeler katederlerken bu akıntılara katılan organik maddelerin okside olması nedeni ile, sıcak sulara nazaran daha fazla CO2 içeriklidirler; c) üstlerindeki kalın su sütunu dolayısı ile daha yüksek basınçlar altındadırlar. Bu üç unsur, kalsiyum karbonatın derin sularda sı ğ sulara göre daha fazla erimesine yol açar. CCD derinli ğinin altına dü şen kalsiyum karbonatlı bir kavkı, karbonatça doymamı ş bu zonda eriyecektir. Bu derinliklerde çökelebilen bir malzemeye (silikatlı ooz) katkı sa ğlayan maddeler, tek hücreli ve silikat kavkılı canlılar olan diyatom ve radiolaryadır. Silikatlı oozlar çört adı verilen silikatlı ta şları olu ştururlar. Deniz suyu ile pelajik çökellerin kimyasal tepkimeleri sonucunda olu şan bir di ğer formasyon da siyah renkli, milimetre ile santimetre boyutlarında olabilen manganez yumrularıdır. Bunlar okyanus tabanında geni ş yer kaplayan (Pasifik tabanının % 20 ila 50 ‘sini), nikel ve di ğer metallerce zengin, ve uygun madencilik yöntemini bekleyen bir denizaltı zenginli ğini meydana getirirler.