Kıtasal çarpışma Dünya'nın yakınsak sınırlarında meydana gelen bir levha tektoniğidir. Kıtasal çarpışma yitim zonu üzerinde olan bir olaydır, bu çarpışma süreci boyunca yitim bölgesi yok edilir ve bu sayede dağlar oluşur, iki kıta bir araya gelir. Kıtasal çarpışma sadece; bu gezegende bilinen farklı kabukların, okyanus ve kıta arasında, nasıl davrandığını gösteren ilginç bir örnektir.

Kıtasal çarpışma anlık bir olay değildir. Çarpışmanın durması onlarca, hatta milyonlarca yıl sürebilir. Hindistan ve Asya arasındaki çarpışma yaklaşık 50 milyon yıldır devam etmektedir ve azaldığına dair hiçbir belirti göstermemiştir. Doğu Afrika orojenizi oluşturmak için doğu ve batı Gondwana arasındaki çarpışma (610 MA) başından (510 MA) sonuna kadar yaklaşık 100 milyon yıl sürmüştür. Pangea oluşturmak için nispeten kısa aralıklarla meydana gelen Gondwana ve Laurasia arasındaki çarpışma 50 milyon yıl kadar uzun sürmüştür.

Yitim zonu: çarpışma noktası[değiştir | kaynağı değiştir]

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.

Kıtasal kabuğun derin yitimi[değiştir | kaynağı değiştir]

Kıtasal kabuğun derin plaka üzerinde çarpışması esnasında kıtasal kabuğun batışı, plaka parçası olarak dalma elde edilir ancak yitim zonu batmaz kabuk olarak tanımlanır. Bilinmeyen oranda dalan kıtasal kabuk ultra-yüksek basınçlı metamorfik koezit ve elmas artı veya eksi olağandışı ihtiva eden silikon zengin lal ve potasyum taşıyan piroksenlerdir. Bu minarellerin varlığı kıta kabuğunun en az 90–140 km derinliğini gösterir. UHP kayaç örneği doğu-orta Çin'in Dabie-Sulu kemer bölgesinde, Batı Alpler, Hindistan ve Himalaya, Kazakistan ve Kockhetav masifi, Avrupa Bohem masifi, Norveç ve Mali gnays bölgesinde olduğu bilinmektedir. En çok UHP kayaçları dilimli bir yaprak veya naplardan ve ince levhalardan oluşur, gerçeği kalın göstermektedir. Kıtasal kabuk yollarında hacimsel ve baskın olarak daha derin dalma görülür.

Fosil çarpışma bölgeleri[değiştir | kaynağı değiştir]

Kıta çarpışmaları Süperkıta döngüsünün önemli bir parçası olan ve geçmişte birçok kez meydana gelen bir olaydır. Arktik bölgeler çarpışma sırasında derin olarak aşınmış, bu aşınma sonucunda bölgede yoğun deformasyon ve metamorfizma etkisi görülür. Bölgede çarpışma öncesinde farklı jeolojik geçmişleri olan kıta kabuklarının görülmesi bunun bir kanıtıdır. Jeologlar tarafından eski çarpışma bölgelerine ise genellikle "Sütür bölgeleri" denir.

Kaynakça[değiştir | kaynağı değiştir]

• Ernst, W.G. (2006). "Preservation/exhumation of ultrahigh-pressure subduction complexes". Lithos. 92 (3–4). ss. 321-335. Bibcode:2006Litho..92..321E. doi:10.1016/j.lithos.2006.03.049. 
• Ernst, W.G.; Maruyama, S. Wallis (1997). "Buoyancy-driven, rapid exhumation of ultrahigh-pressure metamorphosed continental crust". Proceedings of the National Academy of Sciences. 94 (18). ss. 9532-9537. Bibcode:1997PNAS...94.9532E. doi:10.1073/pnas.94.18.9532.  Yazar |ad3= eksik |soyadı3= (yardım)
• O'Brien, P.J. (2001). "Subduction followed by collision; Alpine and Himalayan examples". Physics of the Earth and Planetary Interiors. 127 (1–4). ss. 277-291. Bibcode:2001PEPI..127..277O. doi:10.1016/S0031-9201(01)00232-1. 
• Toussaint, G.; Burov, E.; Avouac, J.-P. (2004). "Tectonic evolution of a continental collision zone: A thermomechanical numerical model". Tectonics. 23 (6). ss. TC6003. Bibcode:2004Tecto..23.6003T. doi:10.1029/2003TC001604. 

Dış bağlantılar[değiştir | kaynağı değiştir]

• Where Continents Collide
• Dynamics of Continental Collision Zones
• The Wilson Cycle21 Nisan 2005 tarihinde Wayback Machine sitesinde arşivlendi.