19

Buzullar ve İklim Değişikliği:Geçmiş, Günümüz ve Gelecek

BÖLÜM I

Attila Çiner1 ve Mehmet Akif Sarıkaya2

1 Prof. Dr., Hacettepe Üniversitesi, Jeoloji Mühendisliği Bölümü, Beytepe, 06800 Ankara, aciner@hacettepe.edu.tr.2 Yrd. Doç. Dr., Fatih Üniversitesi, Coğrafya Bölümü, Büyükçekmece, 34500 İstanbul, mehmetakifsarikaya@gmail.com

20 21

Özet Abstract

Buzullar ve İklim Değişikliği: Geçmiş, Günümüz ve Gelecek

Buzullar, iklim değişikliklerine verdikleri doğrudan ve hızlı tep-ki (ilerleme ve geri çekilme) ve yaygın bulunmaları nedeniyle geçmiş iklim değişikliklerinin anlaşılması açısından en önemli veri kaynağını oluşturmaktadırlar. Bu çalışma kapsamında yerkürenin geçirdiği çeşitli buzul dönemleri ve buna bağlı olarak iklimin değişimi ile gelecekte bizi ne gibi değişikliklerin beklediği konusu ele alınmış, gelecekle ilgili çeşitli önerilerde bulunulmuştur. Gerçekleştirilen buzul sondajları aracılığıyla dünya genelinde iklim değişikliklerinin çok detay bir şekilde ortaya konabildiği 700 bin yıllık dönem gözden geçirilmiş ve Türkiye’nin son 25 bin yılda yaşadığı buzul dönemleri ve iklim değişiklikleri açıklanmıştır. Buzul çökellerinden (moren) kozmojenik yüzey yaş tayini yöntemleri ve buzul modelle-meleri kullanılarak elde edilen nicel verilere göre 20-25 byö gerçekleşen son buzul maksimumu’nda (LGM) ülkemiz, günümüzden 8-11°C daha soğuk bir iklimin etkisi altındadır. Daha sonraki Geç Buzul Dönemi’nde (14-15 byö), Erciyes buzul çökellerinden elde edilen verilere göre, sıcaklıklar günü-müze göre daha düşük (4,5-6,4°C), yağış koşulları ise günü-müzden %50 daha fazladır. Aladağlar’da bulunan Hacer Vadisi’ndeki buzul çökellerinden elde edilen veriler ise, Erken Holosen Dönemi’nde (8-10 byö) yağış miktarının günümüze göre iki misli kadar daha yüksek olduğunu ve sıcaklıkların çok hızlı bir şekilde yükseldiğini (1,44°C/yy) göstermektedir. Bu ısınma hızı, 20. yy’da gerçekleşen ve insanlığın CO2 gibi sera etkisi yapan gazları atmosfere salması sonucu ortaya çıkan yaklaşık 1°C’lik sıcaklık artışının bile üzerinde olup doğal se-beplerin de iklimi ne kadar hızlı değiştirebileceğinin önemli bir kanıtıdır. Erciyes buzulundan elde edilen iklim modelleme sonuçları da Geç Holosen Dönemi’nde (4 byö), 2,4-3°C’lik bir sıcaklık düşüşünü ve hemen hemen günümüz şartlarına yakın bir yağış durumunu ortaya koymaktadır. Günümüzde buzullar çok hızlı bir şekilde alan kaybına uğramaktadır. İklim bilimciler 21. yy’ın sonunda sıcaklık artışının en az 1-4°C arasında olabileceğini öngörmekte ve mevcut durumu de-vam ettirmemiz durumunda çok daha kötümser senaryolara hazır olmamız gerektiği uyarısını yapmaktadırlar. Sera etkisi yapan gazların salınımının hızlı bir şekilde azaltılması ve alter-natif enerjilere yönelen insanlığın da küresel ısınmaya ayak uydurarak varlığını sürdürebilmesi dışında başka bir seçenek bulunmamaktadır.

Glaciers and Climate Change: Past, Present and Future

Glaciers make up the primary source of information about the climate change because of their relatively fast reaction time (advance and retreat). This study reviews glacial periods and related climate changes that earth has undergone since its formation and tries to forecast expected future changes in the climate. The earth’s climatic changes record for the last 700.000 years (700 ka) obtained from glacial drilling programs and Turkey’s last 25 ka glacial and climatic fluctuations is also explained. Cosmogenic surface dating of glacial deposits (moraines) indicate that the Last Glacial Maximum (20-25 ka) climates was 8-11°C colder than today. Following Late Glacial (14-15 ka) climate was colder by 4,5°-6,4°C and 1.5 times wetter as indicated by Erciyes glacial deposits. Early Holocene (8-10 ka) was twice as wet compared to today and temperature rise was very fast (1,44°C/century) as calculated from Hacer Valley glacier retreat rates in Aladağlar. This is even faster than the 20th century global warming rate (approx. 1°C) presumably created by greenhouse gas emissions such as CO2 and indicates that natural causes can create fast climatic changes. Modeling results from Erciyes glacier shows that Early Holocene (4 ka) was 2,4-3°C colder and its precipitation amounts approached to similar conditions as today. As of today most of the glaciers around the world are retreating. Climate scientists expect a global warming rate of at least 1-4°C in the 21st century and warn about the need to reconsider the way we emit greenhouse gases in such unprecedented amounts. It seems that the only way out froma catastrophic scenario is to significantly slow down the greenhouse gas emissions in order to allow humans to cope with this warming trend.

22 23

İklim değişikliklerini belirlemede kullanılabilecek karasal verilerden bir diğeri özellikle buzul göl-lerinde oluşan ve sedimanter çökellerde “varv” olarak bilinen, lamina adı ince tabakalanmadır (Şekil 1). Yaz aylarında nispeten daha açık renk-li ve silt-ince kum boyutundaki malzemeden oluşan varvlar, kış aylarında göllerin donması ve sediman getiriminin azalması sonucu daha koyu renkli ve kil boyutunda olmaktadırlar. Varv çiftlerinin her birinin bir yıllık çökelime işaret etmesi nedeniyle bunların sayımı ve gö-receli kalınlıkları, oluşum zamanları ve geçmiş iklimler hakkında çok detay bilgi vermektedir (Wohlfarth, 1996).

Ülkemizdeki Tuz Gölü gibi kapalı havza-larda oluşmuş göllerin geçmiş kıyı şeridine ait teraslarının ve jeomorfik şekillerinin haritalanması ve çeşitli yöntemlerle yaşlandırılması son birkaç 10 by’a ait iklim salınımları hakkında önemli ipuçları vermek-tedir (Özsayın vd., 2013). Tuz Gölü örneğinde olduğu gibi kurak-yarı kurak göl kıyılarında ve çok kurak karasal ortamlarda oluşabilen çeşitli rüzgar kumulları (Kuzucuoğlu vd., 1998), lösler

ile kalişeler (Küçükuysal vd., 2011) ve eski top-rak kalıntıları (Küçükuysal vd., 2012) da jeolo-jide sık kullanılan iklim belirteçleridir.

Sadece birkaç bin yıllık da olsa geçmiş iklimler hakkında detay veri sağlayan bir başka yön-tem de dendrokronoloji olarak bilinen ağaç halkalarının sayılarına dayanılarak yapılan tarihlendirmedir. Halkaların morfolojik özel-likleri o yıl içindeki sıcaklık ve yağış verilerini yansıtması bakımından önemli bilgiler içer-mektedir. Bunların yanı sıra tarihsel kayıtlar ve bilgisayar yardımı ile yapılan modellemeler de geçmiş iklim hakkında çalışan bilim insanlarının başvurduğu yöntemlerdendir.

Yukarıda belirtilen yöntemlere ek olarak hiç kuşkusuz ki buzullar, iklim değişikliklerine ver-dikleri hızlı yanıt (erime veya buzul ilerlemesi) ve yaygın bulunmaları gibi nedenlerle, geçmiş iklim değişikliklerinin anlaşılması bakımından en önemli veri kaynaklarının başında gelmek-tedirler. Buzulların yayılımının zaman ve mekan içinde artması veya azalması, günümüzde çeşitli bilimsel yöntemlerle ölçülerek sadece geçmiş iklim değişiklikleri hakkında bilgi edinmemizi sağlamakla kalmayıp, gelecekte insanlığı nelerin beklediğine dair senaryoların geliştirilmesine de olanak sağlamaktadır.

Günümüzde, özellikle buzul örtülerinin bulunduğu Antarktika (Vostok Gölü bu-zul sondajı verileri) veya Grönland’da gerçekleştirilmiş olan buzul sondajları aracılığıyla buzun içinde hapsolmuş bulunan hava kabarcıklarının içerdiği gazlar ile duraylı izotop oranlarının, metan yoğunluklarının ve buz tabakalarının içerdiği toz ve polen gibi malzemelerin incelenmesi sayesinde son 800 by’a ait çok önemli ve detay iklim bilgilerine ulaşılabilmiştir (Şekil 2).

1. Giriş

Günümüzde bütün insanlığı doğrudan ilgilen-diren en önemli kavramlardan biri haline gelen küresel iklim değişikliği, özellikle de küresel ısınma/soğuma, aslında yerkürenin milyar-larca yıldır gündeminde olan bir konudur. Gerçekten de dünya 4,6 milyar yıl öncesine uzanan oluşumundan beri çeşitli değişimlere uğrayarak bugünkü durumuna gelmiş ve bu gelişimi sırasında sadece kayaçların ve canlı hayatının değil iklimlerin de değişerek gelişimine ve çeşitliliğine tanıklık etmiştir.

Geçmiş iklim (paleoclimate) ve ortam (environment) değişikliklerini bilim adamları çeşitli yöntemler aracılığıyla tahmin etmeye çalışmaktadırlar. Günümüzde kullanılan teknikler ve yöntemler sayesinde, birkaç bin yıldan (by) milyonlarca yıla (my) kadar uza-nan bir veri tabanı oluşturulmuş durumdadır. Bunun yanı sıra, aletsel ölçümlerin alınmaya başlandığı son birkaç yüzyıldır elimizdeki nicel veriler de önemli ölçüde artmıştır. Günümüzün gelişmiş bilgisayar modelleri sayesinde bu ve-rileri kullanan bilim insanları gelecekteki iklim-lerin nasıl olabileceği üzerine varsayımlarda bulunabilmektedirler.

Bu bölümün amacı geçmişte iklimin doğal nedenlerle nasıl değiştiğininin anlaşılmasına katkıda bulunarak gelecekte insanlığı nelerin bekleyebileceğine ışık tutmaktır. Özellikle 19. yy’ın ortalarından itibaren insanlığın iklime git-tikçe artan olumsuz müdahalesinin doğurduğu sonuçları gözler önüne sermek ve bu gidişatı önlemek veya hiç değilse yavaşlatmak için yapılması gerekenleri dile getirmek de bir diğer amaçtır. Bu kapsamda giriş bölümünün aşağıdaki kısmında, bilim insanlarının geçmiş iklimi anlamakta ve ge-lecek iklimi öngörmekte

kullandıkları yöntemler kısaca anlatılmış ve ik-limi değiştiren nedenler tartışılmıştır. Çalışmanın geri kalan bölümlerinde ise, iklim değişikliklerinin etkilerinin en açık biçimde gözlenebildiği bu-zullardaki değişimler, dünya ve özellikle de Türkiye’den verilen çeşitli örnekler aracılığı ile ele alınmıştır.

1.1. Geçmiş İklimi Belirleme Yöntemleri

Geçmiş iklim değişikliklerine ışık tutan jeolojik ve biyolojik veriler, öncelikle denizlerde yapılan sondajlar sırasında yüzeye çıkarılan sediman-ter kayalardan elde edilmektedir. Bu kayalar-dan alınan karotlar, sadece sedimanter birim-lerin içerdiği litolojiler ve tabaka kalınlıkları değil, bu sedimanların içinde bulunan mikroskopik veya makroskopik (diatom, foraminifera, po-len, mercan gibi) canlıların kavkılarında bulu-nan ve o günün atmosferik koşullarını yansıtan Oksijen (18O) ve Karbon (13C) izotop oranlarının da geçmişteki su kimyası ve sıcaklığı hakkında çok önemli bilgi verdikleri bilinmektedir.

Karalardan toplanan veriler de en az denizle-rinki kadar önemlidir. Özellikle kireçtaşlarında oluşmuş mağaralarda bulunan sarkıt ve dikit kesitlerinin incelenmesi sonucunda, her yıl oluşan katmanların sayısı ve bunların göreceli kalınlıkları Uranyum-serisi yaş tayin yöntem-leri ile tarihlendirilebilmektedirler. Bu yöntem-ler sayesinde yağış (Fleitmann vd., 2004) ve ortalama sıcaklık (Frisia vd., 2003) ile nemli veya kurak geçen dönemler (Spötl vd., 2002) hakkında bilgi edinmek mümkündür. Ayrıca, 18O izotop oranlarını kullanarak mağara ısısı ve yağış, 13C izotop oranlarını kullanarak da bitki örtüsünün türü veya yoğunluğu hakkında veri toplamak olanaklı hale gelmektedir (Dorale vd., 1998).

Şekil 1. Hitchcock Gölü varvları (Connecticut, ABD). S: Yaz ayları çökelimi, W: kış ayları çökelimi. Foto: K. Brickyard.

24 25

2. Dünya’nın Geçirdiği Ana Buzul Dönemleri

Dünya’nın, 4,6 milyar yıl önce oluşumunda çok yüksek olan sıcaklığının 100 milyon yıl (my) gibi jeolojik anlamda nispeten kısa sayılabilecek

bir süre içinde suyu sıvı halde barındırabilecek derecede soğuduğu tahmin edilmektedir. Günümüzde 15°C olan ortalama yeryüzü sıcaklığının 4 milyar yıl önce 25-28°C kadar olduğu hesaplanmaktadır (Saltzman, 2002).

İnsan kaynaklı küresel ısınmanın yarattığı so-runlar tartışılırken göz ardı edilmemesi ge-reken çok önemli bir konu, doğanın ken-di mekanizmalarını kullanarak ve insana ihtiyaç duymadan da iklimleri değiştirebildiği gerçeğidir (Zreda vd., 2011). Yerkürenin geçirdiği eski buzul dönemlerinden örnekler aşağıda ayrıntılı biçimde verilmiştir. Genel olarak günümüze göre daha sıcak koşullara sahip olunan geçmiş çağlarda, en azından beş büyük buzullaşma oluştuğu bilinmektedir. Bu dönemler, sırasıyla, Huronian, Cryogenian, Geç Ordovisyen, Geç Karbonifer ve son olarak da Kuvaterner’de gerçekleşmiştir (Şekil 4).

Kıtaları kaplayan bu büyük buzul örtülerinin yanı sıra daha küçük boyutlu olmalarına rağmen Türkiye de dahil dünyanın çeşitli bölgelerinde gözlemlenebilen ve bu özelliklerinden ötürü yöresel bir veri kaynağı olan vadi buzulları da, son yıllarda gittikçe artan bir şekilde iklim in-dikatörü olarak kullanılmaktadırlar (Sarıkaya vd., 2011). Buzulların, iklim şartlarının gelişimine bağlı olarak erimesi ile üzerinde ve önünde taşıdıkları çeşitli boyuttaki sedimanları depolamasıyla oluşan yerşekillerine “moren” adı verilmektedir. “Bir buzul vadi boyunca ne kadar alçak noktalara inmişse, geçmişteki hava sıcaklıkları da günümüze göre o kadar daha soğuk olur” varsayımından hareketle morenleri oluşturan ve “til” olarak bilinen sedi-manlar üzerinden yapılan kozmojenik (uzay kökenli) yüzey yaş tayinleri sonucu özellikle son buzul dönemi (takriben 100 by) hakkında çok detay verilere ulaşılmıştır (Sarıkaya vd., 2011).

1.2. İklim Değişiliklerinin Nedenleriİklimler kısa ve uzun dönemlerde çeşitli neden-lerle değişirler. Kısa sürede etkili olan nedenle-rin başında güneş lekelerinin sayısının değişimi ve güneş patlamalarının salınımı gelmektedir. Bir başka neden ise, büyük ölçekli volkanik

patlamalar yüzünden atmosferin yoğun bir kül tabakasıyla kaplanması sonucunda görü-len soğumadır. 1883 yılında Endonezya’nın Java adası yakınlarındaki Krakatoa volkanının patlaması sonucunda stratosfere kadar taşınan kül ve gazların rüzgarlar aracılığıyla tüm dünyayı kapladığı, dünyanın ortalama sıcaklığının 1,2°C azaldığı ve normal koşullara dönülmesinin yıllar aldığı bilinmektedir (Self ve Rampino, 1981).

Daha uzun dönemde ise, dünyanın astronomik eksenindeki döngüsel değişiklikler, yeryüzüne ulaşan güneş ışınlarının toplam değerlerini ve ışınların geliş açılarını değiştirerek, iklimlerin değişmesine yol açmaktadır. “Milankovitch döngüleri” (Milankovitch cycles) olarak da adlandırılan ve geçmiş iklim değişimlerini en iyi açıklayan teorilerden birisi olan Astronomik Döngüler Teorisi ilk defa olarak Sırp matema-tikçi Milutun Milankovitch tarafından ortaya atılmıştır (Hays vd., 1976). Bu teoriye göre üç farklı döngü söz konusudur. Bunlar, eksen yalpası (precession), eksen eğikliği (obliquity) ve yörünge dış merkezliği (eccentricity) olarak adlandırılırlar. Bu döngüler, sırasıyla her 19-24 by, 41 by ve 100 by’da bir gerçekleşmekte olup, bileşkeleri dünyamızın yaklaşık her 100 by’da bir soğuyup, tekrar ısınmasına neden olmaktadır (Şekil 3)

Yüz milyonlarca yıllık çok daha uzun va-deli iklim değişiklikleri ise, kıtaların biraraya gelmesi ve okyanusların birleşerek hava ve deniz akıntılarının değişmesi sonucunu doğuran plaka tektoniği (plate tectonics) ile oluşurlar. Geçmişte Gondwana ve Pangea gibi süperkıtaların olduğu dönemlerde kıtaların birleşik olmasından dolayı kıta içlerinin genelde çok kurak, tersine okyanusa yakın yerlerde ise daha da nemli olduğu dönemlerin meydana geldiği bilinmektedir.

Şekil 3. Milankovitch döngüleri (IPCC, 2007).

Şekil 4. Yerkürenin yüzey sıcaklığının jeolojik tarihçe boyunca değişimi. Mavi çizgi güncel referans sıcaklık değeri olup yatay eksen ölçeksiz çizilmiştir (Saltzman, 2002).

2.1. Huronian Buzullaşması (2,2 milyar yıl önce)

Buzul dönemlerinden en eskisi Huronian Buzullaşması olup, takriben 2,2 milyar yıl ön-cesine uzanan Erken Proterozoik Devri’nde meydana gelmiştir. Bu dönem, Kuzey

Amerika’daki Büyük Göller Bölgesi ile Avustralya’nın batı kesimlerinde gözlenen ve tillit olarak bilinen taşlaşmış ve çok kalın buzul çökelleri ile temsil edilmektedirler.

Şekil 2. Sondajlardan elde edilmiş buzul karotu. Foto: Emily Stone.

26 27

Sahra buzullaşması olarak da bilinen Geç Ordovisiyen Buzullaşması nedeniyle okyanus akıntılarının dolaşımında belirgin değişiklikler meydana gelmiş ve önemli miktarda suyun kara buzullarında depolanması sonucu küre-sel deniz seviyesi çok hızlı bir şekilde günü-müzden 160 m kadar aşağılara düşmüştür. Bunun sonucu olarak kıtalar hızlı ve kuvvetli bir aşınım sürecine girmiş ve bu hızlı değişime ayak uyduramayan canlıların önemli bir kısmı yokolarak Ordovisiyen toplu canlı yokoluşları meydana gelmiştir (Marshall vd., 1997).

2.4. Geç Karbonifer Buzullaşması (290-300 myö)

Devoniyen Dönemi ile birlikte gelişimlerini hızlandıran karasal bitkilerin zamanla dünyanın oksijen seviyesini artırıp CO2 seviyesini düşürmesiyle gelişen bu küresel buzullaşma, Güney Afrika’daki Karoo bölgesinde bulunan buzul çökelleri nedeniyle “Karoo Buzullaşması” olarak da adlandırılmaktadır (Şekil 6). 290-300 my kadar önce gerçekleşen bu buzullaşma Karbonifer Dönemi’nin sonuyla Permiyen Dönemi’nin başlarında gerçekleşmiş olup, Güney Amerika, Afrika, Arabistan, Hindistan, Antarktika ve Avustralya’nın bugünkü Güney Kutbu’nun olduğu yerde Gondwana Kıtası olarak birleşmesi sırasında gerçekleşmiştir. Kıtaların önceden birleşik olarak bulunduğunun kanıtlanması, jeoloji biliminde devrim yaratan Levha Tektoniği Teorisi’nin ortaya atılmasına neden olacak kadar önemli olmuştur.

2.5. Mesozoyik ve Tersiyer Dönemleri (250-2,58 myö)

Dördüncü buzullaşmadan sonra Mesozoik Devri’ne giren dünyada, sıcaklıklar artarak iklim daha durağan bir hale gelmiştir. 250 myö

ile 2,58 myö arasındaki bu dönemde, zaman zaman soğuk dönemler görülse de, küresel anlamda büyük bir buzullaşma oluşmamıştır (Ehlers vd., 2011).

Erken Mesozoik’te (Trias Dönemi) tüm kıtaların birleşik halde bulunmasıyla ortaya çıkan süper kıta Pangea’nın iç kısımlarının çok kurak ve çöllerle kaplı olduğu düşünülmektedir. Günü-müze kıyasla ortalama 10°C kadar daha yük-sek olan sıcaklıklara rağmen kıtaların bir arada bulunmasından dolayı küresel deniz seviyesi düşük kalmıştır. Orta Mesozoik’te (Jura Döne-mi) Pangea parçalanmaya başlamış ve bunun sonucu olarak da okyanus ortası sırtlarından kaynaklanan volkanizma nedeniyle bağıl deniz seviyesi yükselmiştir. Bu dönemde artmaya devam eden sıcaklıklara rağmen denizle-rin, kıtaların sığ bölümlerini basması sonucu iklim daha nemli hale gelmiştir. Jura-Kretase geçişinde yaşanan soğumaya rağmen tam bir buzullaşma dönemi oluşmamış, Mesozoik’in sonuna doğru (Kretase Dönemi), CO2’nin günümüze oranla çok daha yüksek sevi-yelere çıkması nedeniyle yüzey sıcaklıkları önemli ölçüde (ortalama 27-28°C) artmaya başlamıştır. “Kretase Termal Optimumu” olarak bilinen bu dönemde deniz seviyesinin ve deniz suyu sıcaklıklarının da önemli ölçüde arttığı görülmektedir (Wilson vd., 2002).

Isınma, Senozoik boyunca devam etmiş ve Eosen başında maksimuma ulaşmıştır (Eosen Op-timumu). Eosen Klimatik Optimum’u sırasında kutuplar da dahil olmak üzere buzul örtüle-rinin bulunmayışı 18O izotop ölçümlerindeki oynamaların doğrudan sıcaklık değişimleri olarak kabul edilmesine olanak sağlamıştır (Şekil 7). Oligosen’de başlayan soğuma eğilimi ise Miyosen boyunca dönemsel olarak devam etmiştir. Miyosen sonunda Güney ve

2.3. Geç Ordovisiyen Buzullaşması (440-460 myö)Prekambriyen’de ortaya çıkan Huronian ve Cryogenian’dan sonraki üç buzullaşma Fanerozoyik’te görülmüştür (Şekil 6). Üçüncü buzullaşma, Afrika’nın merkezde olduğu ve Gondwana olarak bilinen süperkıtada, günü-müzden takriben 440-460 my önce, Geç Or-dovisiyen Dönemi’nde buzullaşmasıdır. Ülke-mizde de özellikle Toros Dağları boyunca çeşitli yerlerde gözlenen tillit ile temsil edilen bu döne-min varlığı, Türkiye’nin Geç Ordovisyen’de Gondwana kıtasının KD kenarında bulun-duğunun bir kanıtı olarak kullanılmaktadır (Monod vd., 2003; Ghienne vd., 2010).

Şekil 5. Kartopu Dünya’nın oluşumu ve yokoluşu (Kaynak: Addison Wesley, Pearson Education).çizilmiştir (Saltzman, 2002).

2.2. Cryogenian Buzullaşması (710-640 myö)İkinci olarak meydana gelen ve yerkürenin geçirdiği en uzun ve en sert buzullaşma dönemi olan Cryogenian Buzullaşması da Prekambriyen’in sonlarına doğru 800 ile 630 my öncesinde oluşmuştur. “Kartopu Dünya” (Snowball Earth) olarak da bili-nen bu dönemde yerkürenin, ekvatorlar da dahil olmak üzere, tamamen buzul örtü-leri ile kaplandığı ve sıcaklıkların ortalama -20oC’lere kadar düştüğü tahmin edilmektedir

(Hoffman vd., 1998). Bu konuda karşıt görüşler olmasına rağmen, eldeki çeşitli veriler, zaman içinde gerçekleşen volkanik patlamaların at-mosfere bıraktığı CO2 (karbondioksit) gazının oluşturduğu sera etkisiyle buzulların eriyerek yeryüzünün günümüz koşullarına benzer iklim-lere geri döndüğünü göstermektedir (Şekil 5). Buzullaşmanın hemen ardından “Kambriyen Patlaması” (Cambrian Explosion) olarak bilinen, canlıların hızla çeşitlenmesi ve evrimleşmesi gerçekleşmiştir.

Şekil 6. Oksijen izotop oranlarının Fanerozoik Devri (son 542 my) boyunca dağılımı (Veizer vd., 1999; 2000). Jeolojik zaman çizelgesi üzerindeki mavi kutular buzul dönemlerini işaret etmektedir.

28 29

Kuzey Amerika’nın birleşerek tek bir kıta hali-ni alması sonucu Atlas Okyanusu ve Büyük Okyanus ayrışmıştır. Bunun sonucu olarak da Gulf Stream deniz akıntısı güçlenmiş ve kuzey yarımküre hızlı bir şekilde soğuyarak bugün Pleistosen Buzul Dönemi’ne geçilmiştir.

2.6. Kuvaterner Buzullaşması (2,58 möy - Günümüz)

Kuvaterner Buzullaşması olarak bilinen, içinde bulunduğumuz son buzul dönemi 2,58 my önce başlamıştır. Günümüz iklimine ışık tutma potansiyelinin yüksek olması nedeniyle bu dönem aşağıda ayrı bir başlık altında detaylı olarak ele alınmıştır.

3. Kuvaterner Buzullaşmaları ve Günümüz İklimine Etkisi

Genel olarak soğumayla karakterize olan yerkürenin bu son 2,58 my’lık döneminde bu-zul devirlerinin etkilerini son 900 by’da giderek arttırdığı görülmektedir. Önceleri 41 by’lık, daha sonraları ise 100 by’lık döngüler şeklinde ken-dini ifade eden buzul dönemlerinin Kuvater-

ner süresince toplam 21 kere tekrarlandığı hesaplanmıştır (Şekil 8). Dünya’nın güneş ve kendi etrafında dönmesi sırasında gerçekleşen ve Milankovitch Döngüleri olarak tanımlanan bu değişimler sırasında buzulların belirli aralıklarla maksimum seviyelerine ulaşması ile buzul dönemleri (glacial), nispeten daha sıcak dönemlerde geri çekilmeleri ile de ara buzul dönemleri (interglacial) oluşmaktadır. Holosen olarak bilinen son 11,7 by’dır bir buzul arası döneminden geçen dünyada hala bir önceki buzul dönemine ait kıta buzullarının kalıntıları (Antarktika ve Grönland) bulunmaktadır. Bazı buzul dönemlerinde kısa süreli (birkaç yüzyıl) ılıman ara dönemler (inter-stadial), buzul arası dönemlerde ise nispeten daha soğuk ara dönemler (stadial) de oluşabilmektedir.

Kuvaterner Buzullaşması, Antarktika ve Grönland’da 3 km’yi bulan kalıcı buzul örtüleri ve Kuzey Avrupa ve Kuzey Amerika’da ben-zer kalınlıklardaki buzul örtüleri ile tipiktir. Bu dönemde, diğer buzul dönemlerine benzer şekilde, suların kara buzullarında toplanmasının sonucu olarak, yaklaşık 21 by önce oluşan Son Buzul Maksimum’unda (LGM: Last Glacial Maximum) deniz seviyesinin küresel ölçekte 120 m kadar düştüğü tahmin edilmektedir. Altı bin yıl kadar önce, buzulların erimesiyle deniz seviyesi çok hızlı bir şekilde bugünkü konumuna yakın bir seviyeye geri dönmüştür. Gözlenen diğer morfolojik değişimler ise -Kanada’da olduğu gibi- çukur alanların göller tarafından doldurulması, nehirlerin akışlarının değişime uğraması ve buzul örtüsünün kalkması ile azalan basınç sonucu karaların yükselmesidir (isostatic rebound).

Son 500 by’ın iklim verileri daha önceki dönem-lerde olmadığı kadar detaylıdır. Bu veriler, An-tarktika Vostok sondajı (2917 m’lik sondajda

420 by’a ulaşan buzul delinmiştir; Petit vd., 1999) ve bundan 560 km uzakta EPICA (European Project for Ice Coring in Antarctica) sondajından gelmektedir (3190 m’lik sondaj-da 720 by’a ulaşan buzul delinmiştir; Augustin vd., 2004) (Şekil 9).

Kuvaterner Buzul Dönemleri oluştukları zaman ve yere göre çeşitli isimler almaktadır. Örneğin, Alp Dağları’nda 200 by ile 130 by arasındaki döneme “Riss” adı verilirken, Amerika kıtasında benzer dönem “İllinoian” olarak bil-inmektedir (Şekil 9). Kabaca 100 by yaşındaki, Alpler’de görülen en son buzul dönemi olan “Würm” buzullaşması ise, Amerika kıtasında “Wisconsin” olarak anılır. Buna karşın, kıtasal buzulların doğaları gereği bir önce-ki buzullaşmanın izlerini önemli ölçüde aşındırarak silmesi ve yeni buzul çökelleri bırakması nedeniyle günümüzde bu tür isimler fazla kullanılmamaktadır. Bunun yerine, deniz tabanında yapılan sondajlardan elde edilen Denizel İzotop Serileri (MIS: Marine Isotope Stage) gerek daha uzun yıllara inebilen eksik-siz kayıtları ve gerekse içerdikleri canlıların kavkılarından kesin yaş verilebilmesi nedeniyle

çok daha yaygın bir şekilde kullanılmaktadır. Bu sistemde buzul arası dönemler tek sayılar, buzul dönemleri ise çift sayılarla belirtilmek-tedir. Günümüz koşullarını, yani Holosen’i 1 (MIS1) olarak kabul eden bu sisteme göre Kuvaterner içinde toplam 104 adet MIS ayırt edilmiştir (Andrews, 2000).

Buzulların maksimuma ulaştığı ve deniz se-viyelerinin düştüğü bu dönemlerde Avrupa kıtası İngiltere ile birleşmiş, Amerika ve Rusya arasındaki Bering Boğazı da kara olarak açığa çıkmıştır. Buzulların 40o enlemlerine kadar in-mesi sonucu Pleistosen sonuna doğru, ma-mut gibi birçok büyük memeli de yeryüzünden silinmiştir. Kuvaterner Buzullaşması Türkiye’de önemli etkiler yaratmıştır. Buzullaşmanın so-nucu olarak, İstanbul Boğazı’nın Karadeniz ile bağlantısı kesilmiş ve Karadeniz bir tatlı su gölü haline gelmiştir. Holosen’de ise iklimin ısınması ile yükselen sular tekrar bu alanları tuzlu deniz suyla kaplamıştır.

Şekil 7. Son 65 my’da iklim değişimi. Veriler bentik foraminiferalarda gözlenen Oksijen izotop (∂18O) ölçümlerine dayanmaktadır (Zachos vd., 2001). Son 12 my için (sağdaki küçük kutu) Lisiecki ve Raymo (2005) tarafından verilen 18O izotop ölçümleri, Petit vd., (1999) tarafından verilen Vostok sondajından elde edilen Antarktika sıcaklık verileriyle karşılaştırılmıştır. Günümüz sıcaklığı 0°C olarak verilmiştir.

Şekil 8. Son 5,5 my’da bentik foraminifer kavkılarından elde edilen 18O izotop değerleri ve eşdeğer sıcaklık verileri. Soğuk dönemler MIS serilerinde çift rakamlarla, ılıman dönemler ise tek rakamlarla ifade edilmektedir (Lisiecki ve Raymo, 2005).

30 31

Şekil 9. Son 450 by’daki iklim değişiklikleri (Augustin vd., 2004; Petit vd., 1999).

Şekil 10. LGM dönemi buzullarının maksimum yayılım alanları. Siyah bölgeler buzul alanlarını göstermektedir (Sarıkaya, 2012).

3.1. Erken-Orta Pleyistosen

Erken Pleyistosen’de (2,58-0,781 myö) top-lam 41 adet soğuk dönem tespit edilmiştir. Bunlardan sadece 14 tanesi buzullaşma çağı oluşturacak derecede önemli olup, bu dönem-lerdeki denizel ∂18O‰ oranları 4,6-5,0’a kadar yükselmiştir (Ehlers vd., 2011). Erken ve Orta Pleyistosen buzul çağlarının periyotları, bu-zul dönemlerini kontrol ettiği kabul edilen 41 by’lık Milankovitch eksen eğikliği döngüleriyle çakışmaktadır. Milankovitch Döngüleri’ne ait 100 by’lık yörünge devinimi hareketleri, an-cak 1,2 my öncesinden sonra etkili olmaya başlamış olup, bu dönem Orta Pleyistosen geçişi olarak bilinmektedir (Tziperman ve Gildor, 2003). Bu dönem içerisindeki 5 adet soğuk devirde, buzullar kutup bölgeleri dışında da geniş alanlar kaplamaya başlamıştır. Orta

Pleyistosen’in başlangıcında, MIS-22’de (1,03 myö) hüküm süren ve Tuna Buzullaşması olarak da adlandırılan büyük bir buzullaşma gerçekleşmiş ve bu dönemde denizel ∂18O‰ oranı 5,5’in üzerine çıkmıştır. Daha sonra, MIS-16, 12, 10, 6 dönemlerindeki Günz ve Mindel adı verilen buzullaşmalarda, bu sınırın da üzerinde değerlere sahip buzul dönemleri hüküm sürmüştür (Şekil 8).

Kuzey yarımküredeki Alaska ve Kuzey Kanada’daki en eski Kuvaterner buzullaşmaları Erken Miyosen-Pleyistosen olarak tarihlendirilmiştir (Haug vd., 2005). Aynı şekilde Grönland, İzlanda ve Norveç gibi kuzey kutbuna yakın bölgelerde, Miyosen’de başlayan ve Erken Pleyistosen’e kadar de-vam eden buzullaşmalar görmek mümkündür. Avrupa’da, Orta Pleyistosen buzullaşmaları

sadece denizel çökellerden ibarettir. O dönemde henüz dağlık bölgelerde ve Kuzey Avrupa düzlüklerinde buzullar gelişmemiştir (Ehlers vd., 2011). Güney yarımkürede ise, buzullaşma kuzeydekinden çok daha önceleri gelişmeye başlamıştır. Doğu Antarktika’da buzullaşmalar Geç Eosen-Erken Oligosen’de başlamış (Miller vd., 1987), bugünkü boyutlarına ancak Erken Pleyistosen’de (2,5 myö) ulaşmışlardır (Ingolfsson, 2004).

Erken-Orta Pleyistosen geçişinde (1,2-0,8 myö) buzullaşmalar şiddetini ve süre-sini arttırarak devam etmiş, Kuvaterner’deki asıl büyük buzul çağları bu devirden sonra gelişmeye başlamışlardır. Bunun nedeni, 100 by’lık Milankovitch Döngüleri’nin etkinliklerini arttırmış olmalarıdır (Ehlers vd., 2011). Bu dönemdeki buzul çağlarından bazıları (MIS-12, 10, 6 gibi) küresel çapta etkili olmaya başlamış ve buzul çökellerinin oluşturduğu yerşekilleri (morenler) çok geniş alanlar kapla-maya başlamıştır. Özellikle Kuzey Avrupa’da 780 by önce başlayan buzullaşma, alçak düz-lükleri örtü gibi kaplayan ve ince taneli; Dağlık Avrupa’da ise Mindel ve Riss adı verilen buzul dönemlerinde vadi tabanları ve dağ önlerinde

gelişen büyük bloklu sedimanlardan oluşmuş morenleri meydana getirmişlerdir (Husen, 2011). Benzer ve eş zamanlı buzullaşmaları Baltık Denizi’nde, Litvanya’da ve Polonya’da görmek mümkündür (Vorren vd., 2011). Alpler ve Güney Almanya’da da Orta Pleyistosen buzullaşmalarının (MIS-22) izleri görülmek-tedir (Giraudi, 2011). Aynı dönemde Tibet, Himalayalar, Güney ve Kuzey Amerika gibi yeryüzünün diğer bölgelerinde de büyük bu-zullar gelişmeye başlamıştır (Ehlers vd., 2011).

3.2. Geç Pleyistosen

Geç Pleyistosen’de (126-11,7 byö) Würm olarak da bilinen iki adet büyük buzul dönemi (MIS-4 ve MIS-2) görülür (Şekil 8 ve 9). MIS-4 yaklaşık 71 byö, MIS-2 ise 24 byö meydana gelmiştir. Würm I ve Würm II buzullaşmaları sırasında, Avrupa ve birçok orta enlem bölgelerinde buzullar çok geniş boyutlara ulaşmışlardır. Kanada’nın doğusunda buzullar kıta yamacına kadar ilerlemiş, “Laurentide” ve “Cordilleran” adı verilen büyük kıta buzulları Kuzey Amerika’nın kuzeyini tamamen kaplamışlardır (Curry vd., 2011) (Şekil 10).

32 33

buzullarını, Alpler’de, Himalaya’larda, Kayalık ve And Dağları’nda görmek mümkündür. Avrupa’da önemli kıtlık ve hastalıkların hüküm sürdüğü bu dönem, iklimin insanlığın gelişimi üzerindeki etkisini göstermesi bakımından çok önemlidir.

4. Türkiye’de Geç Kuvaterner Buzullaşmaları

Türkiye’de bulunan yüksek dağların vadi ve zirvelerinde son buzul dönemine ait (özellikle son 40 by) önemli buzullaşma izlerine rastla-mak mümkündür (Çiner, 2004; Sarıkaya vd., 2011). Bu alanlarda 19. yy’da Avrupalı gezgin-bilim adamları tarafından başlatılan çalışmalar (Örneğin, Ainsworth, 1842; Palgrave, 1872; Maunsell, 1901) daha sonra Türk araştırıcıların da katkısıyla hızlanmıştır (Örneğin, Erinç, 1944; İzbırak, 1951; Erinç, 1951, 1952, Doğu vd., 1993; 1999).

Önceleri, yüzeye çıkmış kayalarda kozmo-jenik yollarla meydana gelen izotopların yaşlandırmalarına dayanan yöntemler, Ku-vaterner yaşlı yüzeylerin tarihlendirilmesinde giderek daha fazla uygulanmaktadır. “Koz-mojenik Yüzey Yaşlandırma” (Cosmogenic Surface Dating) olarak adlandırılan bu yön-temin Türkiye buzul çökellerine uygulanması sayesinde, daha önceleri, sadece, göreceli konumları, aşınma dereceleri ile toprak ve bitki örtüsünün gelişimi gibi nitel özelliklerine göre yaşlandırılan morenler, artık nicel olarak tarihlendirilmeye başlanmıştır (Örneğin, Akçar vd., 2007; 2008; Sarıkaya vd., 2008; 2009; Sarıkaya, 2009; Zahno vd., 2009; 2010; Zreda vd., 2011). Türkiye’de, Sandıras Dağı (Sarıkaya vd., 2008), Erciyes Dağı (Sarıkaya vd., 2009), Aladağlar (Zreda vd., 2011), Kaç-kar Dağları (Akçar vd., 2007, 2008), Dedegöl

Dağları (Zahno vd., 2009) ve Uludağ (Zahno vd., 2010) gibi çeşitli bölgelerdeki Geç Ku-vaterner buzullarına ait kozmojenik yüzey yaşları ile bunların Grönland buz karotlarından (GISP2) elde edilmiş hava sıcaklıkları (Alley, 2000) ile karşılaştırmaları Şekil 12’de verilmiştir.

Türkiye’de, farklı yüksekliklerde konumlanmış 27 buzul alanı tanımlanmıştır (Şekil 13). Bu alanları üç ana bölgede toplamak mümkündür: (1) Toroslar, (2) Doğu Karadeniz kıyısı boyunca uzanan dağlar ve (3) Anadolu Platosu’ndaki yüksek dağlar ve volkanlar (Sarıkaya vd., 2011). Geç Kuvaterner buzullarının muhtemel maksimum yayılım alanları ile günümüz ve LGM daimi kar çizgilerinin karşılaştırılması Şekil 14’de verilmiştir.

Şekil 12. Türkiye’de çeşitli bölgelerdeki Geç Kuvaterner buzullarına ait kozmojenik yüzey yaşlarının Grönland buz karotlarından elde edilmiş hava sıcaklıkları ile karşılaştırılması. M: buzulların maksimum boyutlara ulaştığı zamanlar. Dikey gri kutular muhtemel buzullaşma sürelerini, kırmızı üçgenler LGM, lacivert kareler Geç Buzul Dönemi’ni, yeşil yuvarlaklar Erken Holosen’i, mavi eşkenar dörtgenler Geç Holosen’i temsil etmektedir (Sarıkaya vd., 2011).

Kuzey Avrupa’da ise buzullar en geniş konumlarına MIS-4’de ulaşmışlar ve Geç Kuvaterner’de buzullar Sibirya’nın kuze-yindeki Kara Deniz’ine kadar sokulmuşlardır (Vorren vd., 2011). Avrupa’nın güneyinde ise yüksek dağlarda gelişen dağ ve vadi buzulları bu dönemde yaygın bir şekilde gelişmişlerdir (Şekil 11). İtalya ve Yunanistan’da Orta Pleyistosen’de buzul izleri, Geç Pleyistosen’e göre daha belirgindir (Woodward ve Hughes, 2011). Buna karşın Romanya ve Türkiye gibi diğer Doğu Avrupa bölgelerde Geç Pleyistosen (MIS-2) buzullaşmalarına rastlanılmaktadır (Urdea vd, 2011; Sarıkaya vd., 2011). Bu farklılığın tarihlendirme yöntemlerinden mi yoksa farklı atmosferik koşullardan mı kaynaklandığı tartışmalıdır (Hughes ve Woodwards, 2008). Güney yarımküre için Geç Pleyistosen’de MIS-4’ün mü yoksa MIS-2’nin mi daha geniş alanlar kapladıkları da aynı şekilde tartışmalıdır (Ehlers vd., 2011).

LGM’deki en son buzullaşma, en şiddetli seviyelerine günümüzden 19-23 byö (or-talama olarak 21 byö) ulaşmıştır (Mix vd., 2001). Ülkemizde de izlerini gördüğümüz bu son buzullaşma günümüzden yaklaşık 14 by öncesine kadar devam etmiştir. Sıcaklıkların

günümüz koşullarına yaklaşmaya başladığı bu dönemde, dünya süratle kısa sürecek ve daha çok varlığını Kuzey Avrupa’da hissettirmiş Genç Dryas (Younger Dryas) de-nilen soğuk bir ara döneme (12,9-11,7 byö arası) girmiştir. Genç Dryas döneminde LGM sonrası eriyen buzulların özellikle Kuzey At-lantik Okyanusu’nda okyanus akıntılarını engelleyerek, Ekvatoral bölgelerden ısı trans-ferini önlemeleri sonucu sıcaklıklar günümüze göre ortalama 12°C kadar düşmüş (Alley vd., 1993) ve bu dönemin son bulmasıyla günü-müze yakın iklim koşullarının ortaya çıktığı Ho-losen devri başlamıştır (Carlson, 2010).

3.3. Holosen

11,7 byö Genç Dryas’ın son bulmasıyla başladığı kabul edilen Holosen buzul arası döneminde önemli bir buzullaşma meydana gelmemiş ancak kısa süreli de olsa soğuk ara dönemler oluşmuştur (Gibbard vd., 2010). Grönland Buzulu’ndan elde edilen GRIP ve GISP2 sondajları sayesinde tespit edilen 8 adet soğuk dönemden özellikle 8,2 byö oluşanı, Kuzey Amerika ve Alpler’de çeşitli boyutlarda buzullaşmalar meydana getirmiştir (Ehlers vd., 2011). Holosen’de başlayan bu ısınma nedeniyle insanlık ilk defa olarak yerleşik düzene geçebilmiş, avcı-toplayıcı toplumdan tarım toplumuna evrimleşmiştir.

Geç Holosen içerisinde Küçük Buzul Çağı (Little Ice Age: LIA) olarak adlandırılan kısa süreli bir ara soğuk dönem daha meydana gelmiştir. 1550-1850 yılları arasında 300 yıl kadar de-vam eden bu soğuk dönem içerisinde, kutup bölgelerinde örtü buzulları ilerlemiş, dağlık böl-gelerde ise vadi buzulları daha alçak bölgelere kadar inmişlerdir (Lamb, 1972). Daha çok Kuzey Avrupa ve Amerika’da etkili olan LIA

Şekil 11. İsviçre’nin Alp Dağları’nda geri çekilmekte olan bir dağ buzulu ile önünde gelişmiş ve üzerinde jeologların bulunduğu moren seddi. Foto: A. Çiner.

34 35

4.1. Toros DağlarıTürkiye’nin en büyük güncel buzullarını barındıran GD Toroslar’da Bobek (1940) ve Erinç (1953) tarafından yapılan çalışmalara göre, Hakkari il sınırlarındaki buzullar ile İkiyaka Dağları’ndaki Geç Pleyistosen’e (Würm) ait buzullar 1600 m yüksekliklere kadar inerek 9-10 km genişliğe ulaşmışlardır. Bunlara ait morenleri, Zap Suyu Vadisi’nde ve diğer komşu vadilerde görmek mümkündür (Erinç, 1953; Wright, 1962).

Orta Toroslar’daki Geç Kuvaterner Buzulları’na yönelik çalışmalar genellikle Aladağlar ile Bolkar, Geyik ve Soğanlı Dağları’nda yoğunlaşmıştır.

Özellikle Aladağlar’ın Yedigöller Platosu ve Hacer Vadisi’nde kozmojenik 36C1 izotopu kullanılarak yapılan çalışmalarda, 10,2±0,2 byö ile 8,6±0,3 byö arasında gelişen buzullara ait bazılarının yüksekliği 200 m’yi bulan 7 adet moren seddi gözlenmiştir (Zreda vd., 2011).Orta Toroslar’daki diğer bölgelerden Bolkarlar (Birman, 1968; Messerli 1967), Geyik Dağları (Çiner vd., 1999; Arpat ve Özgül, 1972) ve Soğanlı Dağları’nda da (Ege ve Tonbul, 2005) Kuvaterner Buzulları’na ait jeomorfoloji çalışmaları yapılmış olmakla birlikte, bu bölge-lerde henüz sayısal yaş verisi bulunmamaktadır (Şekil 15 ve 16).

Şekil 15. Bolkar Dağı’nda buzul tarafından taşınmış bir diabaz bloğu. Foto: M.A. Sarıkaya.Şekil 14. Geç Kuvaterner buzullarının muhtemel maksimum yayılım alanları ile günümüz ve LGM daimi kar çizgilerinin karşılaştırılması (Messerli, 1967; Sarıkaya vd., 2011).

Şekil 13. Türkiye’nin Kuvaterner buzul bölgelerinin dağılımı (Sarıkaya vd., 2011).

36 37

Şekil 16. Geyikdağı’ndaki tümseksi morenler. Foto: A. Çiner.

Şekil 17. Sandıras Dağı’nda LGM’de oluşmuş bir moren ve buzulun erimesi ile meydana gelen Kartal Gölü. Foto: M.A. Sarıkaya.

Buna karşın, Batı Toroslar’da, özellikle Sandıras ve Dedegöl Dağları’nda kozmo-jenik yaşlandırma çalışmalarıyla elde edilen verilere göre, LGM’ye ait buzul çökellerinin, Sandıras Dağları’nda 20,4±1,3 byö (Sarıkaya vd., 2008), Dedegöl Dağları’nda ise 24,3±1,8

byö (Zahno vd., 2009) oluştukları tespit edilmiştir. Bu bölgelerde, daha sonraki Geç Buzul Dönemleri’nde de (Sandıras 16,2±0,5 byö, Dedegöl 17,7±1,4 byö ve 13,9±2,3 byö) buzullaşma izlerine rastlamak mümkündür (Şekil 17).

Batı Toroslar’da Sandıras ve Dedegöl Dağları haricinde Akdağ (Onde, 1954; Doğu vd., 1999), Beydağı (Louis, 1944; Messerli, 1967), Honaz (Yalçınlar, 1954; Erinç, 1955; 1957), Barla (Ardos, 1977) ve Davraz (Monod, 1977; Atalay, 1987) Dağları’nda da Geç Kuvaterner buzullaşmaları bulunmaktadır.

4.2. Doğu Karadeniz Dağları

Doğu Karadeniz Dağları’ndaki buzulların yayılımları ve zamanlaması diğer bölgeler ile benzerlikler göstermektedir. Kaçkar ve Verçenik Dağları’nda, 10Be ve 26Al kozmojenik izotopları kullanılarak yapılan yüzey yaşlandırmalarına göre, buzullar Geç Kuvaterner’de maksimum boyutlarına 21,5±1,6 byö ulaşmışlar, 15,6±1,2 byö’ye kadar da etkinliklerini korumuşlardır (Akçar vd., 2007; 2008). Bölgedeki daha genç morenler ise, 11,2±1,1 byö ve 10,0±1,1 byö depolanmışlardır (Zahno vd., 2009). Doğu Karadeniz kıyısındaki diğer bölgelerdeki Soğanlı, Bulut-Altıparmak, Karagöl, Karadağ ve Karaçal Dağları’nda da Geç Kuvaterner’e ait buzullaşma izlerine rastlamak mümkündür (Erinç, 1952; Doğu vd., 1993; Gürgen, 2003).

4.3. Anadolu’nun Yüksek Dağları ve Volkanlar

Geç Kuvaterner buzullaşması, Türkiye’nin Ağrı, Erciyes, Süphan ve Uludağ gibi yük-sek dağlarında da hüküm sürmüştür. Ül-kenin tek güncel takke buzulunu barındıran Ağrı Dağı’nda yapılan gözlemler dağ yamaçlarının çok dik olması, morenleri oluşturacak yeterli sedimanın bulunmaması ve buzullaşma sonrası gelişen volkanik faali-yetler gibi nedenlerle Kuvaterner’e ait moren-lerin korunamadığını ortaya koymaktadır (Blumenthal, 1958; Sarıkaya, 2012).

Buna karşın, Türkiye’de Geç Kuvaterner buzullaşmasının izlerinin en iyi gözlemlendiği yerlerin başında, başka bir volkan olan Er-ciyes Dağı gelir (Şekil 18). Burada son bu-zul dönemine ait buzulların izlerini LGM’den itibaren görmek mümkündür. Sarıkaya vd., (2009)’un Erciyes Vadisi’ndeki iki ana va-dide yaptığı çalışmaya göre, buzullar maksi-mum boyutlarına 21,3±0,9 byö ulaşmışlar, daha sonraları Geç Buzul Dönemi (14,6±1,2 byö), Erken Holosen (9,3±0,5 byö) ve Geç Holosen’de (3,8±0,4 byö) tekrar ak-tif hale gelerek bu dönemlere ait morenlerini depolamışlardır. LGM’den itibaren dört farklı buzullaşmanın izlerini gösteren Erciyes Dağı buzul vadileri (özellikle Aksu Vadisi) Türkiye’nin Geç Kuvaterner buzul kronolojisi için tip loka-lite niteliğindedir.

Türkiye’nin diğer tekil dağlarında da Geç Ku-vaterner buzullarına ait morenler bulunmuş, bunlardan Uludağ’da yapılan kozmojenik yaşlandırma çalışmalarında, LGM buzullarının günümüzden 20,3±1,5 byö, daha sonraki dönemlerdeki buzulların ise 16,1±1,2 byö, 13,3±1,1 byö ve 11,5±1,0 byö geliştikleri belirlenmiştir (Zahno vd., 2010). Son yapılan çalışmalar, özellikle Uludağ ve Akdağ’da LGM öncesi buzullaşmaların da varlığını kanıtlar ni-teliktedir. Akçar (2012) Uludağ’ın KD’sunda bulunan Karagöl Vadisi’nde yaptığı çalışmada 37 byö, Sarıkaya vd., (2013) ise Akdağ’da bu-lunan Kuruova Vadisi’nde 40 byö çökeldikleri düşünülen moren sedleri tespit etmişlerdir. Mercan (Bilgin, 1972; Atalay, 1987; Türkünal, 1990), Esence (Atalay, 1987), Mescid (Yalçınlar, 1951), Süphan (Kesici, 2005) ve Ilgaz Dağları (Louis, 1944) ile Balık Gölü bölgesinde (Birman, 1968) de Geç Kuvaterner buzullarına ait izlere rastlanmış fakat bu bölgelerde henüz nicel yaş verisi elde edilmemiştir.

38 39

Özet olarak, eldeki verilerin, genel olarak, Tür-kiye Geç Kuvaterner buzullarının maksimum boyutlarına LGM Dönemi’nde ulaştıklarını gösterdiği söylenebilir. Türkiye’deki bu yaş verisi, küresel anlamdaki LGM zamanlaması (21 by) ile de çok uyumludur. Buna karşın Türkiye’de LGM öncesi buzullaşmalar, Uludağ (Akçar, 2012) ve Akdağ (Sarıkaya vd., 2013) haricinde bilinmemektedir. Bunun sebebi, yapılan bilimsel çalışmaların azlığı olabileceği gibi, bu dönemlere ait buzul çökellerinin daha sonradan gelen şiddetli buzullar ile aşındırılmış olması veya tamamen ortadan kaldırılması ola-bilir. Türkiye’nin çeşitli dağlarında görülen LGM buzullaşmalarındaki zamansal uyum, Geç Bu-zul Dönemi ve Erken Holosen’de görülmemek-tedir. Orta ve Batı Toroslar’da ise Geç Buzul Dönemi, Doğu Karadeniz Dağları’na göre birkaç bin yıl önce yaşanmıştır. Erken Holosen buzullarının izlerine ise şimdilik sadece Erciyes ve Aladağlar’da rastlanmıştır. Giderek artan

buzul çalışmaları ve kozmojenik yaşlandırma uygulamalarıyla, diğer bölgelerine ait yaş veri-leri elde edildikçe, Türkiye’nin Geç Kuvaterner buzul yayılım alanları ve zamanlamaları ile bun-lardan elde edilen iklim verileri daha belirgin hale gelecektir.

5. Son 25 by’da Türkiye’deki İklim Değişiklikleri

5.1. LGM (20-25 byö)

Doğu Akdeniz havzasından elde edilen çeşitli iklimsel verilere göre, LGM dönemindeki iklim günümüzden daha soğuktur (Robinson vd., 2006). İsrail’de bulunan Soreq Mağarası’ndaki sarkıt ve dikitlerde kaydedilen 18O ve 13C izo-top değerleri, son 25 by’lık dönemde en soğuk dönemin LGM’e denk geldiğini göster-mektedir (Bar-Matthews vd., 1997). Mağara çökellerindeki sıvı kapanımlarından yola

çıkarak, bu dönemdeki hava sıcaklıklarının 8°C ile 12°C arasında olduğu tespit edilmiştir (McGarry vd., 2004). Bu kadarlık bir soğuma, günümüz değerlerinden yaklaşık 6-10°C daha soğuk bir iklime karşılık gelmektedir. Benzer sıcaklıklar, Akdeniz’de yapılan denizel sondajlardan da hesaplanmıştır. Emeis vd., (2000) tarafından Levant Havzası’ndaki de-rin deniz sondajlarından elde edilen alkenone ve 18O izotop değerleri, Akdeniz deniz suyu sıcaklıklarının LGM döneminde 12°C civarında olduğunu belirtmektedir. Öte yandan, Ege Denizi’nde planktonik foraminiferlerden elde edilen sıcaklıklar günümüzden 6-8°C daha soğuk bir iklime karşılık gelmektedir (Hayes vd., 2005). Bunun yanısıra çeşitli iklim veri-leri kullanılarak yapılan bilgisayar modelle-meleri, Güney Avrupa’da sıcaklıkların 8-11°C (Barron vd., 2004), Anadolu’da ise 10-12°C (Robinson vd., 2006) daha soğuk olduğunu göstermektedir.

Uludağ, Sandıras Dağı, Erciyes Dağı, Kaçkar Dağları ve Cilo Dağı’ndaki sıcaklık ve yağış durumaları Şekil 19’da verilmiş olmasına karşın LGM yağış oranları konusunda 2 farklı veri/yorum bulunmaktadır. Yaygın soğuk step bio-kütlesi ve ağaçların bulunmayışı (ender polen verileri) kurak bir iklime işaret ederken, yüksek göl seviyeleri daha nemli bir iklime işaret etmektedir. Bu tezat nedeni ile sadece sıcaklık verileri (8-11°C daha soğuk) LGM nem koşullarını belirlemede kullanılmıştır. Buna göre Sandıras Dağı günümüze göre 2 misli, Kaçkar Dağları çok daha kurak, iç bölgeler ise günü-müze benzer nem seviyeleri göstermektedir (Sarıkaya, 2009). Özetle, LGM döneminde he-saplanan sıcaklık değerleri birbirleri ile genel-likle uyumludur ve bu dönemde Türkiye’deki iklimin günümüzden 8-11°C daha soğuk olduğu söylenebilir.

LGM’de hava sıcaklıklarında görülen bu uyum, aynı dönemdeki yağış koşullarını be-lirten iklimsel kayıtlarda görülmemektedir. Bu dönemde havanın daha kurak olduğunu be-lirtenler olduğu gibi daha yağışlı olduğunu id-dia eden araştırmacılar da bulunmaktadır. Van Zeist vd., (1975)’e göre step tarzı bitki örtüsü ve ağaçların seyrekleği, bu dönemde Akdeniz havzasındaki havanın günümüze göre nispe-ten daha kuru ve soğuk olduğunu göstermek-tedir. Elenga vd., (2000)’in pollen çalışmalarına göre Avrupa’nın güneyi ile kuzey Afrika’da bu dönemde kuru bir iklimin hüküm sürdüğü tespit edilmiştir. Eski Acıgöl (Jones vd., 2006) ve Soreq Mağarası’nda (Bar-Matthews vd., 1997) yapılan izotop çalışmaları da LGM’de havanın daha kurak olduğunu belirtir. Buna karşın, Orta Anadolu’daki bazı göl-lerin (Roberts, 1983; Kuzucuoğlu vd., 1999; Roberts vd., 1999; 2001; Jones vd., 2007) ve Ölüdeniz’in (Neev ve Emery, 1967; Begin vd., 1974) günümüzden daha yük-sek olan su seviyeleri, bu dönemde havanın daha yağışlı olduğunun işaretleridir. Ancak su seviyelerinin yüksek olmasının, yağışın fazlalığından mı yoksa soğuk hava koşulları

Şekil 18. Erciyes Buzulu ve dağın kuzeybatısında bulunan Aksu Vadisi ve buzul çökelleri (Sarıkaya vd., 2008).

Şekil 19. Türkiye dağlarında gözlenen LGM ile Doğu Akdeniz’de gözlenen LGM’nin sıcaklık ve yağış durumlarının karşılaştırılması (Sarıkaya, 2009).

40 41

ile azalan buharlaşma ve artan bulutluluk oranlarından mı kaynaklandığı henüz net olarak belirlenememiştir. Bu arada, LGM dönemin-de göl seviyelerinin 24 byö’ye kadar yüksek kaldığı, ondan sonraki dönemde ise giderek azaldığını belirtmekte fayda vardır (Tzedakis, 2007). Anadolu’daki LGM dönemi buzullarının fiziksel modellemelerinden elde edilen veri-ler ışığında, bu dönemde sıcaklıkların 8-10°C daha düşük, yağış koşullarının ise Anadolu’nun güneyinde, özellikle GB Toroslar’da bulunan dağlarda günümüzden yüksek, kuzeyde bu-lunan dağlarda (Doğu Karadeniz Dağları) ise daha düşük olduğu sonucuna ulaşılmıştır (Sarıkaya, 2009). Sandıras Dağı’ndaki LGM dönemi buzulları, günümüzden iki kat daha fazla yağış koşullarında oluştuğu öngörülmek-tedir (Sarıkaya vd., 2008). Aynı dönemde Doğu Karadeniz Dağları’ndaki buzullar (Akçar vd., 2006) Karadeniz’in soğuması ve buharlaşmanın azalmasıyla gelişen kurak şartlarda gelişmiş olmalıdırlar (Sarıkaya, 2009).

5.2. Geç Buzul Dönemi (14-15 byö)

LGM döneminde hüküm süren soğuk hava şartları, buzulların çok büyük boyutlara ulaşmalarını sağlamıştır ve buna bağlı olarak buzullar dağların yüksek kesimlerine geri çekilmişlerdir. LGM sonrası dönemde, hava sıcaklıklarının yükselmesinde zaman zaman duraksamalar olmuş, bu ara dönemlerde bu-zullar ya bir süre pozisyonlarını korumuş ya da hafifçe ilerlemişlerdir.

Sıcaklıklarının nispeten soğuk ama sakin bir eğilim izlediği LGM’den sonra, genel olarak buzulların eriyerek küçüldüğü bu dönemde, eriyen buzullardan akan sular Akdeniz ve Karadeniz havzalarında kırıntılı sediman girişini arttırmış, buna bağlı olarak takip eden dönem-

lerde organik malzeme miktarı göreceli olarak artmıştır. “Henrick Olayları” olarak adlandırılan ve organik malzemenin bol olduğu denizel çökellere karşılık gelen Geç Buzul Dönemi’nde, Anadolu’nun birçok dağında buzullar za-man zaman duraylı kalarak, geri çekilmelerini sürdürmüşlerdir. Bu dönemde derin deniz sedimanlarında bulunan ve çok dayanıklı bir organik madde olan alkenonlardan elde edilen deniz suyu sıcaklıkları 14,5°C civarındadır. Bu da günümüzden yaklaşık 3-5°C daha soğuk bir iklime karşılık gelmektedir (Gogou vd., 2007).

Kızıldeniz’de kaydedilen deniz suyu sıcaklıkları da benzer değerlere sahiptir (Arz vd., 2003). Eriyen buzul sularının nispeten ılık deniz suyu-na karışması (Cacho vd., 1999) iç denizlerde buharlaşma miktarlarını düşürmüş ve bağıntılı olarak karasal bölgelerde yağışı olumsuz

Şekil 20. Erciyes buzulunun son 25 by’lık dönem içinde fiziksel modellemesi. LGM, Geç Buzul (LG), Erken Holosen (EH) ve Geç Holosen (LH) dönemi buzullarının uzunluklarına göre gerekli olan sıcaklık düşüşleri (yatay eksen) ve yağış çarpanları (düşey eksen) verilmiştir. Kalın siyah çizgilerle sınırlandırılmış koşullar, buzulların oluşması için gereken en uygun iklimsel koşulları yansıtmakta olup sağ üst köşede tam model çıktısı sunulmuştur (Sarıkaya vd., 2009).

etkilemiştir (Kwiecien vd., 2009). Bu dönemde gerçekleşen Doğu Avrupa (Bartov vd., 2003) ve Anadolu’daki (Harrison vd., 1996) alçak göl seviyeleri Henrick-1 dönemindeki kurak koşullar ile açıklanabilir. Buna karşın, Acıgöl sondajlarından (Jones vd., 2006) ve Soreq Mağarası’ndan (Bar-Matthews vd., 1997) elde edilen bulgular, Geç Buzul Dönemi’nde hava koşullarının daha yağışlı olduğunu göstermek-tedir. Özet olarak, Geç Buzul Dönemi’nde hava sıcaklıkları günümüze göre daha düşük, yağış koşulları ise değişiklik arz etmekle birlikte günümüzden %50 daha fazladır. Erciyes bu-zulunun modellemesiyle elde edilen verilere göre, bu dönemde buzulların oluşması için sıcaklıkların 4,5-6,4°C daha düşük olması ge-rekmektedir (Şekil 20).

5.3. Erken Holosen Dönemi (8-10 byö)

Erken Holosen Dönemi, son 25 by’lık dö-nem içinde genellikle en yağışlı dönemi ifade eder. Akdeniz havzasında yapılan çalışmalar sıcaklıkların günümüz koşullarına eriştiğini, ama yağış koşullarının günümüzden daha yüksek olduğunu belirtmektedir (Robinson vd., 2006). Bu bulguları destekleyen pek çok karasal ve denizel veri mevcuttur. Örneğin, Suriye’deki Ghab vadisinde fıstık ve meşe polenlerinin artması (Rossignol-Strick, 1995) ve İsrail kıyılarındaki eski toprak oluşumları (Gvirtzman ve Wieder, 2001) yüksek yağış koşullarıyla açıklamaktadır.

Erken Holosen’deki ılık ve yağışlı koşullar Akdeniz’in daha batı bölgelerinde de mevcut-tur. Örneğin Sicilya Adası’nda sarkıtlar (Frisia vd., 2006) ve gölsel karbonatlardan (Zanchetta vd., 2007) elde edilen, günümüzden 7-8 byö’ye ait yaş değerleri, yağışlı ve soğuk kış koşullarını ifade etmektedir. Bar-Matthews vd.,

(1997)’nin Soreq Mağarası’ndan elde ettiği izotop oranları, Erken Holosen’in (7-10 byö) günümüzden iki kat daha yağışlı ve 3°C ka-dar daha soğuk olduğunu belirtir. Birçok Ak-deniz gölü, Genç Dryas’daki gerilemesinden sonra (Frumkin vd., 1994) Erken Holosen’e gelindiğinde yüksek seviyelerine geri dönmüştür (Harrison vd., 1996). Bunlardan, Zeribar ve Van Gölleri’nde yapılan çalışmalar (Landmann ve Reimer, 1996; Wick vd., 2003), Holosen’in ilk yarısında iklimin günümüzden daha yağışlı olduğunu göstermektedir (Jones ve Roberts, 2008). Eski Acıgöl’den elde edi-len izotop değerleri, Erken Holosen’de (11 byö) yağışın günümüzden %40 daha fazla olduğunu gösterir (Roberts vd., 2008; Jones vd., 2007). Gölhisar Gölü’nden elde edilen duraylı izotop verileri de, Erken Holosen (10,6-8,9 byö) ikliminin daha yağışlı olduğunu belirt-mektedir (Eastwood vd., 2007).

Erken Holosen’de ülkemizde özel-likle Aladağlar’da görülen büyük çapta buzullaşmalar, Türkiye Geç Kuvaterner’i için beklenmedik yeni bir bulgudur. Yapılan buzul modellemeleri 15 km uzunluğu bulan Hacer Vadisi buzulunun erimesinin özellikle son 500 yılında hızlandığı ve 1,44°C/yy’lık bir hıza eriştiği yönündedir (Zreda vd., 2011). Aynı model bu-zulun erimesi sırasında 9°C’yi bulan hızlı bir ısınmanın gerçekleştiğini ortaya koymaktadır. Olasılıkla yerel etmenlerin etkisi ile gerçekleşen bu ısınma değerleri Genç Dryas (Kerschner vd., 2000) ve Erken Holosen (Kerschner vd., 2003; Kelly vd., 2004; Hughes, 2007) için öngörülen <3,5°C’ye göre oldukça fazladır. Buna karşın 20. yy’da gerçekleşen yaklaşık 1°C’lik sıcaklık artışının (IPCC, 2007) bile üze-rinde gerçekleşen bu ısınma, Türkiye için yerel de olsa anılan dönemle ilgili önemli bir veri kaynağı oluşturmaktadır.

42 43

5.4. Geç Holosen (Yeni Buzul Dönemi) (4 byö)

Geç Holosen’de yapılan iklim çalışmalarının büyük bir çoğunluğu sıcaklık ve yağış koşullarının günümüz koşullarına yaklaştığını belirtmektedir. Bu dönemde Doğu Akdeniz’deki göl seviyeleri yüksek olmasına rağmen (Frumkin vd., 1994), İberya, Balkan-lar ve Anadolu’da (Harrison vd., 1996) düşük göl seviyeleri gözlenmektedir. Holosen’in ikinci yarısında (5 byö) Gölhisar Gölü’nden elde edilen 18O ve 13C izotop değerleri kurak iklim koşullarını ifade etmektedir (Eastwood vd., 2007). Jones vd., (2007) ise son 1500 yıllık zaman diliminde Eski Acıgöl’deki yağış koşullarının modern değerlere ulaştığını rapor etmişlerdir. Jones vd., (2007)’ye göre bu dönemde yağış koşulları günümüze göre %12 daha fazla veya %13 daha kurak olmalıdır. Geç Holosen Erciyes buzullarının modellemesi ile elde edilen iklim koşulları ise 2,4-3°C’lik bir sıcaklık düşüşünü ve hemen hemen günümüz şartlarında bir yağışı gerektirmektedir (Şekil 21).

6. Türkiye’nin Güncel Buzulları ve İklimsel DeğişimlerTürkiye’deki buzullar 20. yy’ın başından beri, iklim değişikliğine bağlı nedenlerden dolayı önemli bir gerileme içindedirler (Şekil 22). En hızlı geri çekilme GD Toroslar Bölgesi ve Doğu Karadeniz Dağları’nda bulunan buzullarda gözlenmekte olup, ortalama gerileme hızı bu bölgelerde sırasıyla yılda 27,2 m/yıl ve 11,1 m/yıl’dır (Sarıkaya, 2011). Sözkonusu bölge-lerde belirlenen buzul gerileme hızları, Erciyes (4,2 m/yıl) ve Süphan (7,2 m/yıl) gibi volkanik dağlardakinden daha fazladır. Ağrı Dağı’ndaki takke buzulu da 1976’dan beri toplam bu-zul alanının %30’unu kaybetmiştir (Sarıkaya, 2011).

Olasılıkla Türkiye’nin en uzun süredir gözlenen buzulu olan ve Erciyes Dağı’nın zirvesinin kuze-ye bakan dik yamacında bulunan “Erciyes Bu-zulu”, Sarıkaya vd., (2003, 2009) tarafından yapılan ölçümlere göre, yaklaşık 0,055 km2’lik bir alan kaplamaktadır. Buzul, 3650 m yüksek-likte derin buz yarıkları ile başlamakta ve 260 m uzunluğa erişerek 3450 m’de son bulmaktadır.

Erciyes Buzulu ilk olarak Arnold Penther tara-fından 1902 yılında ziyaret edilmiştir. Penther yaptığı çalışmada buzula ait bazı fotoğraflar yayınlamış ve buzulun uzunluğunu yaklaşık 700 m olarak belirtmiştir (Şekil 23). Penther (1905)’e göre buzul dili yaklaşık 3180 m’de son bulmaktadır. Daha sonraları Bartsch (1935), Erinç (1952), Klaer (1962), Messerli (1964), Güner ve Emre (1983), Sarıkaya vd., (2003; 2009) Erciyes Buzulu’na ait uzunluk ve dil yüksekliklerini ölçmüşlerdir. Buna göre, 1902-2008 yılları arasında Erciyes Buzulu yaklaşık olarak yılda 4,2 m geri çekilmiştir. Bu-zulun son yüzyıldaki geri çekilme miktarından yola çıkılarak yapılan iklimsel modellemelerden elde edilen hava sıcaklık artışı ile (Sarıkaya vd., 2009) son yüzyıldaki küresel ısınma artışı olan yaklaşık 1°C (IPCC, 2007) uyumlu gözükmektedir.

Şekil 21. Son 25 by’lık dönemde Orta Anadolu’da öngörülen iklim değişiklikleri. Siyah kutular Sarıkaya vd., (2009)’un Erciyes buzulu modellemesini, açık gri ve koyu gri kutular ise sırasıyla, Soreq Mağarası (Bar-Matthews vd., 1997) ve Eski Acıgöl (Jones vd., 2007) verilerini göstermektedir. (Kaynak: Sarıkaya vd., 2009).

Şekil 22. Türkiye’deki güncel buzul uzunluğunun yıllara göre değişimi (Sarıkaya, 2011).

Şekil 23. Erciyes Buzulu’nun son yüzyıldaki gerilemesi. İçi boş daireler farklı tarihlerdeki fotoğraflar üzerindeki deneştirme noktalarını göstermektedir (Sarıkaya vd., 2008).

44 45

7. Gelecekte İklim Nasıl Olacak?

İklim değişikliği konusuyla ilgilenen araştırmacıların önemli bir kesimi, yerküre ikli-minde özellikle 1950’lerden sonra görülen hızlı değişimin, fosil yakıtları kullanarak CO2 ve diğer sera gazlarını atmosfere salan insanoğlundan kaynaklandığını öne sürmektedirler. Günümüz atmosferinde, endüstriyel dönem öncesine kıyasla üçte bir oranında daha fazla CO2 (1750 yılında 280 ppm olan atmosferdeki CO2 yoğunluğu 2005 yılı itibarı ile 370 ppm’dir) ve iki kat daha fazla metan gazı bulunmaktadır. Her ne kadar özellikle kömür ve petrol tüke-timi iklim değişikliklerinin en önemli nedenleri olarak gösterilse de, sera etkisinin oluşumuna ağaçsızlandırma, atıkların bozulması, gübre ve çimento üretimi, çiftlik hayvanlarının artması gibi çok farklı etken de katkı sağlamaktadır.

İklim değişiminin en önemli gözle görülebilir etkileri arasında buzullarda görülen değişimler gelmektedir. Kutuplardaki buzullar her 10 yılda yaklaşık %8 oranında alan kaybına uğramakta, kara buzulları da dünya genelinde erimeye de-vam etmektedir. Dünya genelinde buzulların erime ağilimleri gelişmiş teknolojiler saye-sinde neredeyse günlük olarak takip edilir hale gelmiştir. Gözlemler, koparak veya eriyerek denize ulaşan buzulların ve dolayısıyla suyun oran olarak %40’ının Antarktika ve Grönland kıta buzullarından, geriye kalan %60’ının ise vadi buzulları ve takke buzullarından (Ağrı Dağı gibi) geldiğini ortaya koymaktadır (Meier vd., 2007). Ülkemizde bulunan vadi buzullarında yapılan ölçümler ve gözlemler (Erciyes ve Ağrı Dağları gibi) dünyadaki eğilime paralel olarak erimenin giderek artan bir şekilde devam ettiğini net olarak ortaya koymaktadır (Sarıkaya vd., 2009; Sarıkaya, 2012).

Isınmanın bir başka etkisi de Sibirya ve Kanada’nın kuzeyinde çok geniş alanlar kaplayan donmuş toprakların (permafrost) çözülmeye başlaması ile metan gazının açığa çıkmasıdır. CO2’den 20 kat daha etkili bir sera gazı olarak bilinen metan gazının bu kontrol-süz açığa çıkması insanlığı bekleyen önemli bir sorundur.

Gelecekte de -tıpkı geçmişte olduğu gibi- iklimdeki değişikliklerin devam edeceği açıktır. Bugün atmosferde fazladan bulunan sera etkisi yaratan gazların yoğunluklarının aynı seviyede tutulabilmesi için bile 100 ile 300 yıl arasında bir zamana ihtiyaç bulunmaktadır. Sıcaklığın dengelenmesi için ise birkaç yüzyıl gerekmektedir. Deniz seviyesinin de yüksel-meye devam edeceği, 2100 yılına kadar deniz seviyesinin 23 ile 43 cm arasında yükseleceği öngörülmektedir (IPCC, 2007). Antarktika ve Grönland’daki buzulların tamamen erimesi durumunda ise küresel deniz seviyesinin 12 m artacağı matematiksel bir gerçek olarak karşımıza çıkmaktadır.

Bilinen bir diğer gerçek de, gelecekteki iklimin atmosfere salınan gaz miktarı ile yakından ilgili olmasıdır. Fosil yakıtlardan mümkün olduğunca kısa sürede vazgeçilmesi ve yeni ve alternatif enerjilere yönelinmesi durumunda bugün 400 ppm civarında olan CO2 yoğunluğunun 2100 yılına kadar 450 ppm civarında tutulabilme olasılığı halen mevcuttur (USGCRP, 2009). Ter-si durumda ise içinde bulunduğumuz yüzyılın sonuna doğru CO2 yoğunluğunun 1.000 ppm’ye çıkması kaçınılmaz olacaktır.

Benzer bir şekilde atmosferdeki CO2 yoğun-luğunun son 800 by’da çevrimsel olarak ve düzenli bir şekilde nasıl değiştiğini ve endüstiyel katkının sonuçlarını da görmek

mümkündür (Şekil 24). Antarktika’daki buzul sondajlarından elde edilmiş buz örneklerinin içindeki o günün atmosferik koşullarını içeren hava kabarcıklarından elde edilmiş 18O izo-topu verileri bu süre içinde CO2 yoğunluğunun doğal nedenlerle 170 ile 300 ppm arasında ve 100 by’lık çevrimler halinde (buzul-bu-

zul arası dönemleri) değiştiğini göstermek-tedir. 2008 yılı itibarı ile 385 ppm olan CO2 salınımının, insanlığın bu oranları az veya daha çok arttıracağı üzerine kurulmuş çeşitli se-naryolara bağlı olarak 550-900 ppm arasında değiştirebileceğini ortaya koymaktadır. (Lüthi vd., 2008).

Gelecek iklimlere CO2 salınım oranları yerine sıcaklık değişimleri açışından baktığımızda ise karşımıza benzer bir tablo çıkmaktadır. Ağaç halkaları, mercan resifleri ve buzul uzunlukları gibi veriler kullanılarak elde edilmiş sıcaklık senaryolarına göre (IPCC, 2000; 2007, Chapman ve Davis, 2010), 21. yy’da küresel sıcaklığın 1ºC ile 4ºC arasında artabileceğini

ve bu değişimin son 10 by’da gözlemlenen değişimlerden daha hızlı olacaktır (Şekil 25). Eldeki veriler son bin yılda nispeten uyumlu bir şekilde giden sıcaklıkların, endüstriyel dönemin ve aletli sıcaklık ölçümlerin başladığı 1850’li yıllardan itibaren hızlı bir şekilde arttığını göstermektedir.

Şekil 24. Antarktika buzul sondajlarından elde edilmiş verilere dayanan son 800 by’a ait CO2 yoğunlukları ve 2100 yılında oluşabilecek alternatif

CO2 salınım senaryoları (Lüthi vd., 2008).

46 47

Şekil 25’te 2000 yılı temel alınarak IPCC (2007) tarafından yapılan senaryolar 0°C’yi temsil eden noktalı çizginin üzerinde çeşitli renklerle gösterilmiştir. Buna göre sarı çizgi ile ele alınan senaryo (C3) tüm dünyada CO2 salınımı bir-den bire durdurulsa bile -ki bu olasılık tama-men imkansızdır- okyanusların termal süre-durumu (thermal inertia) nedeni ile sıcaklık artışının devam edeceğini ortaya koymaktadır (Matthews ve Weaver, 2010). A2 senaryosu ise, 2100 yılında dünya nüfusunun 15 milyar kişiyi bulması halinde sıcaklık artışının 4°C, 7 milyarda kalması ve fosil ve yenilenebilir yakıtların birlikte kullanılması halinde (A1B se-naryosu) ise 2,5°C olacağını öngörmektedir. B1 senaryosu ise 7 milyarlık bir nüfusun çok daha etkin bir yenilenebilir enerji tüketimi üzeri-ne kurulmuş olup, bu durumdaki sıcaklık artışı 2°C’nin de altında kalmaktadır. Bu iyimser se-naryo bile geçmiş yüzyıllarda şahit olduğumuz (20. yy’daki sıcaklık artışı 1°C civarındadır) sıcaklık artışının neredeyse 2 katıdır. Tüm bu rakamların ortalama değerler olduğu ve yük-sek enlemlerde sıcaklık artışının 3 katına kadar çıkabileceği gerçeği de gözardı edilmemelidir (Chapman ve Davis, 2010).

Uzun dönemde ise iklimin ne şekilde değişeceğini kestirmek daha da zor gözük-

mektedir. İçinde bulunduğumuz son 11 by’dır devam eden Holosen buzul arası ılıman döne-min en azından bir 10 by ve belki 15 by kadar daha devam edeceği geçmiş buzul-ara buzul dönemlerinin bir çıkarımı olarak karşımızdadır. Bu süreç içinde doğal sebeplerin etkisinin yanı sıra insanlığın rolünün ne olacağını tahmin et-mek de önemli bir soru olarak durmaktadır.

8. Sonuç ve Öneriler

Yerkürenin 4,6 milyar yılı bulan geçmişinde çeşitli doğal nedenlerle gerçekleşen iklim değişiklikleri kendini en belirgin şekilde geçmişte gerçekleşmiş buzul dönemleri ile belli eder. Oluşumundan bu yana en az 5 adet önemli buzul dönemi geçiren dünyamız son 2,56 my’dır her biri 100 by kadar süren buzul ve daha kısa süreli ara buzul dönem-lerinin çevrimlerinden oluşan Kuvaterner Buzul Dönemi içinde bulunmaktadır.

Dünya genelinde olduğu gibi Türkiye’nin To-roslar ve Doğu Karadeniz Dağları ile yüksek volkanlarında da buzullarının günümüzden 20-25 byö (LGM) maksimum boyutlarına ulaştıkları bilinmektedir. Kozmojenik yüzey yaşlandırması yönteminin Türkiye’deki buzul çökelleri (moren) üzerinde uygulanması sonucu elde edilen nicel veriler ve gerçekleştirilen modellemeler LGM’de iklimin günümüzden 8-11°C daha soğuk olduğunu ortaya koymaktadır. Çeşitli göl, foraminifera ve mağara çökellerinden elde edilen izotop verileri ile bilgisayar model-lemeleri de benzer bir sıcaklık aralığına işaret etmektedir.

LGM’yi takip eden dönemlerde sıcaklıklar gö-receli olarak yükselmiş ve buzullar dağların yüksek kesimlerine geri çekilmişlerdir. Buna göre Geç Buzul Dönemi’nde (14-15 byö) sıcaklıklar günümüze göre daha soğuk, yağış

koşulları ise daha kuraktır. Erciyes buzulu-nun modellemesinden elde edilen veriler bu dönemde sıcaklıkların 4,5-6,4°C daha düşük olduğunu ortaya koymaktadır.

Takip eden Erken Holosen Dönemi ise (8-10 byö), son 25 by’ın en yağışlı (günümüze göre 2 misli kadar) ve sıcaklıkların 3°C kadar daha düşük olduğu bir zaman aralığıdır. Aladağlar’da bulunan Hacer Vadisi’ndeki buzul çökellerin-den elde edilen veriler ise sıcaklıkların bu dö-nem içinde çok hızlı bir bir şekilde yükseldiğini göstermektedir. Olasılıkla yerel ve tamamen doğal sebepler nedeniyle gerçekleşen ve model sonuçlarına göre 1,44°C/yy hızına ulaşan ısınma, 20. yy’da gerçekleşen ve insanlığın CO2 gibi sera etkisi yapan gazları at-mosfere salması sonucu ortaya çıkan 1°C’lik sıcaklık artışının bile üzerindedir.

Geç Holosen Dönemi’nde (4 byö) ise sıcaklık ve yağış koşulları günümüz koşullarına yaklaşmıştır. Erciyes buzulunun modelle-mesinden elde edilen iklim koşulları 2,4-3°C’lik bir sıcaklık düşüşünü ve hemen hemen günü-müz şartlarında bir yağışı öngörmektedir.

Günümüzde ise iklim değişiminin buzul-lar üzerindeki etkisi artık gözle görülebilecek düzeye varmış olup kutuplardaki buzul-lar her 10 yılda yaklaşık %8 oranında alan kaybına uğramaktadır. Her ne kadar dünyamız geçmişte doğal sebeplerle iklim değişikliklerine maruz kalmış olsa da, endüstriyel devrimin başından beri fosil yakıtları kullanarak, CO2 ve diğer sera etkisi yaratan gazları atmosfere salmaya giderek artan bir şekilde devam eden insanoğlunun bu davranış biçimini acilen göz-den geçirmeye ihtiyacı vardır.

Özellikle tropik bölgelerde sıcaklıkların artması sonucu su sıkıntısının ciddi boyutlara ulaşması, tropik hastalıkların artması, çölleşme ve insan

topluluklarının iklimsel nedenlerle göçe maruz kalmaları günümüzün en önemli sorunları arasına girmiş bulunmaktadır. Sadece 300 yıl öncesine kıyasla 12 misli artmış olan insan sayısının ve bu insanların gittikçe artan enerji ihtiyacı düşünüldüğünde bu eğilimin sonsuza kadar bu şekilde gitmeyeceğini artık insanlığın anlaması ve harekete geçmesi gerekmek-tedir. Bunun için Kyoto protokolü örneğinde olduğu gibi, ülkeler biraraya gelerek -yeterli olmaktan uzak da olsa- ilk adımları atmış bulunmaktadırlar. Bu adımların daha da artan ivmelerle ve kesintisiz olarak devam ettirilmesi gerekmektedir.

Tüm dünyada olduğu gibi Türkiye’de de konu ile ilgili, yavaş da olsa, bir bilinçlenmenin oluşmaya başladığı görülmekle beraber daha proaktif politika ve eylemlere ihtiyaç duyulduğu ortadadır. Günümüzde iklim bilimciler yaşanmakta olan iklim değişimini durdurmanın veya tersine döndürmenin mümkün olmadığını kabul etmekle birlikte sera etkisi yapan gazların salınımının azaltılmasının küresel ısınmayı yavaşlatılabileceği ve böylece insanlar da da-hil olmak üzere tüm canlıların bu duruma ayak uydurabileceklerini ümit etmektedirler.

Katkı Belirtme

Bu çalışmaya konu olan fikirlerin gelişmesi ve nicel buzul verilerinin Türkiye’de ilk defa olarak elde edilmeye başlanması 2000 yılından beri desteğini gördüğümüz TÜBİTAK projeleri (101Y002, 107Y069, 110Y300 ve 112Y139) sayesinde olmuştur. Yazarlar ayrıca bizi bu makaleyi yazmaya davet eden ve yapıcı önerileri ile kalitesini yükselten Kadir Has Üniversitesi’nden Prof. Dr. Volkan Ş. Ediger’e teşekkür ederler.

Şekil 25. 21. yy sıcaklık senaryoları (IPCC, 2000; 2007, Chapman ve Davis, 2010). Kesik siyah çizgi son yüzyılların ortalaması olan 1,1°C’yi temsil etmektedir.

48 49

Kaynaklar

Ainsworth, W.F., 1842. Travels and researches in Asia Minor, Mesopotamia. Chaldea and Armenia. J.W. Parker, London.

Akçar, N., 2012. Quaternary glaciations at Uludag Mountain (NW Turkey). Quaternary International, 279-280, 13.

Akçar, N., Yavuz, V., Ivy-Ochs, S., Kubik, P.W., Vardar, M., Schluchter, C., 2007. Paleoglacial records from Kavron Valley, NE Turkey: Field and cosmogenic exposure dating evidence. Quaternary International, 164-165, 170-183.

Akçar, N., Yavuz, V., Ivy-Ochs, S., Kubik, P.W., Vardar, M., Schluchter, C., 2008. A case for a downwasting mountain glacier during Termination I, Verçenik Valley, Northeastern Turkey. Journal of Quaternary Science, 23(3), 273-285.

Alley, R.B., 2000. The Younger Dryas cold interval as viewed from central Greenland. Quaternary Science Reviews, 19, 213-226.

Alley, R.B., Meese, D.A., Shuman, A.J., Gow, A.J., Taylor, K.C., Grootes, P.M., White, J.W.C., Ram, M., Waddington, E.D., Mayewski, P.A., Zielinski, G.A., 1993. Abrupt accumulation increase at the Younger Dryas termination in the GISP2 ice core. Nature, 362, 527-529.

Andrews, J.T. 2000. Dating Glacial events and correlation to global climate change, in Quaternary Geochronology: Methods and Applications, AGU Ref. Shelf, vol. 4, edited by J. S. Noller, J. M. Sowers, and W. R. Lettis, AGU, Washington, D. C., 447-455.

Ardos, M., 1977. Barla Dağı civarının jeomorfolojisi ve Barla Dağı’nda Pleistosen glasyasyonu. İstanbul Üniversitesi Coğrafya Enstitüsü Dergisi, 20-21, 151-168.

Arpat, E., Özgül., N., 1972. Orta Toroslar’da Geyik Dağı yöresinde kaya buzulları. MTA Bülteni, 80, 30-35.

Arz, H.W., Lamy, F., Patzold, J., Muller, P.J. and Prins, M., 2003. Mediterranean moisture source for an early-Holocene humid period in the northern Red Sea. Science, 300(5616), 118-121.

Atalay, I., 1987. Türkiye Jeomorfolojisine Giriş, Ege Üniversitesi Yayınları, İzmir. Augustin, L., Barbante, C., Barnes, P.R., Barnola, J.M., Bigler, M., Castellano, E., Cattani, O., Chappellaz, J., Dahl-Jensen, D., Delmonte, B., Dreyfus, G., Durand, G., Falourd, S., Fischer H., Flückiger, J., Hansson, M.E., Huybrechts, P., Jugie, G., Johns, S.J., Jouzel, J., Kaufmann, P., Kipfstuhl, J., Lambert, F., Lipenkov, V.Y., Littot, G.C., Longinelli, A., Lorrain, R., Maggi, V., Masson-Delmotte, V., Miller, H., Mulvaney, R., Oerlemans, J., Oerter, H., Orombelli, G., Parrenin, F., Peel D.A., Petit, J.R., Raynaud, D., Ritz, C., Ruth, U., Schwander, J., Siegenthaler, U., Souchez, R., Stauffer, B., Steffensen, J.P., Stenni, B., Stocker, T.F., Tabacco, I.E., Udisti, R., Van de Wal, R.S., Van den Broeke, M., Weiss,

J.,Wilhelms, F., Winther, J.G., Wolff, E.W., Zucchelli, M., 2004. Eight glacial cycles from an Antarctic ice core, 429, 623-628.

Bar-Matthews, M., Ayalon, A., Kaufman, A., 1997. Late Quaternary paleoclimate in the Eastern Mediterranean region from stable isotope analysis of speleothems at Soreq Cave, Israel. Quaternary Research, 47, 155-168.

Barron, E.J., van Andel, T.H., Pollard, D., 2004. Glacial environments II, reconstructing the climate of Europe in the last Glaciation. in: van Andel, T.H., Davies, S.W. (Eds.), Neanderthals and Modern Humans in the European Landscapes during the Last Glaciation. McDonald Institute for Archaeological Research, Cambridge, 57-78.

Bartov, Y., Goldstein, S.L., Stein, M. and Enzel, Y., 2003. Catastrophic arid episodes in the Eastern Mediterranean linked with the North Atlantic Heinrich events. Geology 31(5), 439-442.

Bartsch, G., 1935. Das gebiet des Erciyes Dagi und die stadt Kayseri in Mittel-Anatolien. Jahrbuch der Geographischen Gesellschaft zu Hannover für 1934 und 1935, 87-202.

Begin, Z.B., Ehrlich, A., Nathan, Y., 1974. Lake Lisan, the Pleistocene precursor of the Dead Sea. Geological Survey of Israel Bulletin, 63, 30.

Bilgin, T., 1972. Doğu Munzur Dağları’nın glasyal ve periglasyal morfolojisi. İstanbul Üniversitesi Coğrafya Enstitüsü Dergisi, 1757, 69.

Birman, J.H., 1968, Glacial reconnaissance in Turkey. Geological Society of America Bulletin, 79, 1009-1026.

Blumenthal, M.M., 1958. From Mount Ağrı (Ararat) to Mount Kaçkar (in German). Bergfahrten in nordostanatolsischen Glenzlanden. Die Alpen, 34, 125-137.

Bobek, H., 1940. Recent and ice time glaciations in central Kurdish high mountains (in German). Zeitschrift für Gletscherkunde, 27(1-2), 50-87.

Cacho, I., Grimalt, J.O., Pelejero, C., Canals, M., Sierro, F.J., Flores, J.A., Shackleton, N., 1999. Dansgaard-Oeschger and Heinrich event imprints in Alboran Sea paleotemperatures. Paleoceanography, 14, 689-705.

Carlson, A.E., 2010. What caused the younger dryas cold event?, Geology, 38(4), 383-384.Chapman, David D.S., Davis, Michael M.G., 2010. Climate change: Past, present, and future. Eos Transactions of the American Geophysical Union, 91(37), 325-326.

Curry, B.B., Grimley, D.A., McKay, E.D., 2011. Quaternary glaciations in Illinois, in: Ehlers, J., Gibbard, P.L., Hughes, P.D. (Eds.), Quaternary Glaciations: Extent and Chronology, A Closer Look, Europe. Amsterdam, Elsevier, 15, 467-487.

50 51

Çiner, A., 2004. Turkish glaciers and glacial deposits, in: Ehlers, J., Gibbard, P.L. (Eds.), Quaternary Glaciations: Extent and Chronology, Part I: Europe. Amsterdam, Elsevier, s. 419-429.

Çiner, A., Deynoux, M., Çörekçioğlu, E., 1999. Hummocky moraines in the Namaras and Susam Valleys, Central Taurids, SW Turkey. Quaternary Science Reviews, 18, 659-669.

Doğu, A.F., Çiçek, İ., Gürgen, G., Tuncel, H., 1999. Akdağ’ın jeomorfolojisi ve bunun beşeri faaliyetler üzerine etkisi. Türkiye Coğrafyası Araştırma ve Uygulama Merkezi Dergisi, Ankara Üniversitesi, 7, 95-120

Doğu, A.F., Somuncu, M., Çiçek, İ., Tuncel, H., Gürgen, G., 1993. Kaçkar Dağında buzul şekilleri, yayla-lar ve turizm. Türkiye Coğrafyası Araştırma ve Uygulama Merkezi Dergisi, Ankara Üniversitesi, 157-183.

Dorale, J., Edwards, L., Ito, E., Gonzalez, L., 1998. Climate and vegetation history of the midcontinent from 75 to 25 ka: A speleothem record from Crevice Cave, Missouri, USA. Science, 282, 1871-1874.

Eastwood, W.J., Leng, M.J., Roberts, N., Davis, B., 2007. Holocene climate change in the eastern Mediterranean region: a comparison of stable isotope and pollen data from Lake Gölhisar, southwest Turkey. Journal of Quaternary Science, 22(4), 327-341.

Ege, İ., Tonbul., S., 2005. Soğanlı Dağında Karstlaşma-Buzullaşma İlişkisi. Türkiye Kuvaterner Sempozyumu, İstanbul Teknik Üniversitesi.

Ehlers, J., Gibbard, P.L., Hughes, P.D., 2011. Quaternary glaciations-extent and chronology, A closer look, in: Jaap, J.M., (Ed.), Developments in Quaternary Science, Vol. 15, Elsevier, Amsterdam, 1108 p.

Elenga, H., Peyron, O., Bonnefille, R., Jolly, D., Cheddadi, R., Guiot, J., Andrieu,V., Bottema, S., Buchet, G., De Beaulieu, J.-L., Hamilton, A.C., Maley, J., Marchant, R., Perez-Obiol, R., Reille, M., G. Riollet, G., Scott, L., Straka, H., Taylor, D., Van Campo, E., 2000. Pollen-based biome reconstruction for southern Europe and Africa 18,000 yr BP. Journal of Biogeography, 27, 621-634.

Emeis, K.C., Struck, U., Schulz, H.M., Rosenberg, R., Bernasconi, S., Erlenkeuser, H., Sakamoto, T., Martinez-Ruiz, F., 2000. Temperature and salinity variations of Mediterranean Sea surface waters over the last 16 000 years from records of planktonic stable oxygen isotopes and alkenone unsaturation ratios. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology 158, 259-280.

Erinç, S., 1944. Glazialmorphologhie Untersuchungen im Nordostanatolischen Randgebirge. Istanbul University Geography Inst. Pub., Ph.D. Series, 1, 56 p.

Erinç, S., 1951. Glasiyal ve postglasiyal safhada Erciyes Glasiyesi. İstanbul Üniversitesi Coğrafya Enstitüsü Dergisi, 1(2), 82-90.

Erinç, S., 1952. Glacial evidences of the climatic variations in Turkey: Geografiska Annaler, 34, 89-98.

Erinç, S., 1953. Van’dan Cilo Dağlarına. İstanbul Üniversitesi Coğrafya Enstitüsü Dergisi, 3-4, 84-106.

Erinç, S., 1955. Honaz Dağı’nda periglasyal şekiller (GB Anadolu). İstanbul Üniversitesi Coğrafya Enstitüsü Dergisi, 2, 185-187.

Erinç, S., 1957. Honaz ve Bozdağ’da buzul izleri hakkında. Türkiye Coğrafya Bülteni, 8, 106-107.

Esper, J., Cook, E.R., Schweingruber, F.H., 2002. Low-frequency signals in long tree-ring chronologies for reconstructing past temperature variability. Science, 295, 2250-2253.

Fleitmann, D., Burns, S., Neff, U., Mudelsee, M. Mangini, A., Matter, A., 2004. Palaeoclimatic interpretation of high-resolution oxygen isotope profiles derived from annually laminated speleothems from Southern Oman. Quaternary Science Reviews, 23(7-8), 935-945.

Frisia, S., Borsato, A., Mangini, A., Spotl, C., Madonia, G., Sauro, U., 2006. Holocene climate variability in Sicily from a discontinuous stalagmite record and the Mesolithic to Neolithic transition. Quaternary Research 66(3), 388-400.

Frisia, S., Borsato, A., Preto, N., McDermott, F., 2003. Late Holocene annual growth in three Alpine stalagmites records the influence of solar activity and the North Atlantic Oscillation on winter climate. Earth and Planetary Science Letters, 216(3), 411-424.

Frumkin, A., Carmi, I., Zak, I., Magaritz, M., 1994. Middle Holocene environmental change determined from the Salt Caves of Mount Sodom, Israel, in: Bar-Yosef, O., Kra, R.S. (Eds.), Late Quaternary Chronology and Paleoclimates of the Eastern Mediterranean. Radiocarbon. 315-332.

Ghienne J.-F., Monod, O., Kozlu, H., Dean, W.T., 2010. Cambrian-Ordovician depositional sequences in the Middle East: A perspective from Turkey. Earth Science Reviews, 1010, 101-146.

Gibbard, P.L., Head, M.J., Walker, M.J.C. and the Subcommission on Quaternary Stratigraphy, 2010. Formal ratification of the Quaternary System/Period and the Pleistocene Series/Epoch with a base at 2.58 Ma. Journal of Quaternary Science, 25, 96-102.

Giraudi, C., 2011. Middle Pleistocene to Holocene glaciations in Italian Apennines, in: Ehlers, J., Gibbard, P.L., Hughes, P.D. (Eds.), Quaternary Glaciations: Extent and Chronology, A Closer Look, Europe, Amsterdam, Elsevier, 15, 211-219.

Gogou, A., Bouloubassi, I., Lykousis, V., Arnaboldi, M., Gaitani, P., Meyers, P.A., 2007. Organic geochemical evidence of Late Glacial-Holocene climate instability in the North Aegean Sea. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 256(1-2) 1-20.

Gürgen, G. 2003. Çapan Dağları kuzeyinin (Rize) glasyal morfolojisi. Gazi Eğitim Fakültesi Dergisi, 23, 159-175.

Gvirtzman, G., Wieder, M., 2001. Climate of the last 53,000 Years in the eastern Mediterranean, based on soil-sequence stratigraphy in the coastal plain of Israel. Quaternary Science Reviews 20(18), 1827-1849.

52 53

Harris, R.N., Chapman, D.S., 2001. Midlatitude (30°-60°N) climatic warming inferred by combining borehole temperatures with surface air temperatures. Geophys. Res. Letters, 28(5), 747-750.

Harrison, S.P., Yu, G. and Tarasov, P.E., 1996. Late quaternary lake-level record from northern Eurasia. Quaternary Research 45(2), 138-159.

Haug, H.H., Ganopolski, A., Sigman, D.M., Rossell-Mele, A., Swann, G.E.A., Tiedmann, R., 2005. North Pacific seasonality and the glaciations of North America 2.7 million years ago. Nature, 433, 881-825.

Hays, J.D., Imbrie, J., Shackleton, N.J., 1976. Variations in the Earth’s orbit: Pacemaker of the ice ages”. Science, 194(4270), 1121-1132.

Hayes, A., Kucera, M., Kallel, N., Sbaffi, L. and Rohling, E.J., 2005. Glacial Mediterranean sea surface temperatures based on planktonic foraminiferal assemblages. Quaternary Science Reviews, 24(7-9), 999-1016.

Hegerl, G.C., Crowley, T.J., Hyde, W.T., Frame, D.J., 2006. Climate sensitivity constrained by temperature reconstructions over the past seven centuries. Nature, 440(7087): 1029-1032.

Hoffman, P.F., Kaufman, A.J., Halverson, G.P., Schrag, D.P., 1998. A Neoproterozoic Snowball Earth. Science, 281(5381), 1342-1346.

Huang, S., Pollack, H.N., Shen, P.-Y., 2000. Temperature trends over the past five centuries reconstructed from borehole temperatures, Nature, 403, 756-758.

Hughes, P. D., Gibbard, P. L., Woodward, J. C., 2003. Relict rock glaciers as indicators of Mediterranean palaeoclimate during the Last Glacial Maximum (Late Würmian) in northwest Greece. Journal of Quaternary Science, 18(5), 431-440.

Hughes, P.D., 2007. Recent behaviour of the Debeli Namet glacier, Durmitor, Montenegro: Earth Surface Processes and Landforms, 32, 1593-1602.

Hughes, P.D., Woodwards, J.C., 2008. Timing of glaciation in the Mediterranean mountains during the last cold stage. Journal of Quaternary Science, 23, 575-588.

Husen, D.V., 2011. Quaternary glaciations in Austria, in: Ehlers, J., Gibbard, P.L., Hughes, P.D. (Eds.), Quaternary Glaciations: Extent and Chronology, A Closer Look, Europe. Amsterdam, Elsevier, 15, 15-28.

Ingolfsson, O., 2004. Quaternary glacial and climate history of Antarctica, in: Ehlers, J., Gibbard, P.L. (Eds.). Quaternary Glaciations-Extent and Chronology, Part III. Elsevier, Amsterdam, 3-33.

IPCC, 200 0- Nakicenovic, N., Swart, R. (Eds.), 2000. Emissions Scenarios, Cambridge University Press, UK. 570 p.

IPCC, 2007. Climate change 2007. Synthesis report. Contribution of working groups I, II and III to the fourth assessment report of the Intergovernmental Panel on Climate Change, in: Core writing team, Pachauri, R.K., Reisinger, A. (Eds.). IPCC, Geneva, Switzerland.

İzbırak, R., 1951. Cilo Dağı ve Hakkari ile Van Gölü çevresinde coğrafi araştırmalar. Ankara Üniversitesi Dil Tarih ve Coğrafya Fakültesi Yay., 67(4), 149 s.

Jones, M. D., Roberts, C. N., Leng, M. J., Türkeş, M., 2006. A high-resolution late Holocene lake isotope record from Turkey and links to North Atlantic and monsoon climate. Geology 34, 361-364.

Jones, M.D., Roberts, C.N., 2008. Interpreting lake isotope records of Holocene environmental change in the Eastern Mediterranean. Quaternary International 181(1), 32-38.

Jones, M.D., Roberts, N.C., Leng, M.J, 2007. Quantifiying climatic change through the last glacial-interglacial transition based on lake isotope paleohydrology from central Turkey. Quaternary Research 67, 463-473.

Kelly, M.A., Kubik, P.W., Blanckenburg, F.V., Schlüchter, C., 2004. Surface exposure dating of the Great Aletsch Glacier Egesen moraine system, western Swiss Alps, using the cosmogenic nuclide 10Be. Journal of Quaternary Science, 19, 431-441.

Kerschner, H., Ivy-Ochs, S., Hertl, A., Sailer, R., Kubik, P., 2003. Glacier activity in the Central Alps during the Early Holocene: Insights from 10Be exposure dating. Geophysical Research Abstracts, 5, 13917.Kerschner, H., Kaser, G., Sailer, R., 2000. Alpine Younger Dryas glaciers as palaeo-precipitation gauges. Annals of Glaciology, 31, 80-84.

Kesici, Ö., 2005. Küresel Isınma Çerçevesinde Süphan ve Cilo Dağlarında Buzul Morfolojisi Araştırmaları.TÜBİTAK Çevre, Atmosfer, Yer ve Deniz Bilimleri Araştırma Grubu (ÇAYDAG), Proje No:101Y131.

Klaer, W., 1962. Untersuchungen zur klimagenetischen geomorphologie in den hochgebirgen Vorderasiens. Heidelberger Geographische Arbeiten 11, 1-135.

Kuzucuoğlu, C., Bertaux, J., Black, S., Denefle, M., Fontugne, M., Karabıyıkoğlu, M., Kashima, K., Limondin-Lozouet, N., Mouralis, D., Orth, P., 1999. Reconstruction of climatic changes during the Late Pleistocene based on sediment records from the Konya Basin (Central Anatolia, Turkey). Geological Journal 34(1-2), 175-198.

Kuzucuoğlu, C., Parish, R. Karabıyıkoğlu, M., 1998. The dune systems of the Konya Plain-Turkey: their relation to environmental changes in Central Anatolia during the Late Pleistocene and Holocene. Geomorphology, 23, 257-271.

Küçükuysal, C., Engin, B., Türkmenoğlu, A. Aydaş, C., 2011. ESR dating of calcrete nodules from Bala, Ankara (Turkey): Preliminary results. Applied Radiation and Isotopes, 69, 492-499.

54 55

Küçükuysal, C., Türkmenoğlu, A. Kapur, S., 2012. Multiproxy evidence of Mid-Pleistocene dry climates observed in Calcretes in Central Turkey. Turkish Journal of Earth Sciences, 21, 1-17.

Kwiecien, O., Arz, H.W., Lamy, F., Plessen, B., Bahr, A., Haug, G.H., 2009. North Atlantic control on precipitation pattern in the eastern Mediterranean/Black Sea region during the last glacial. Quaternary Research, 71(3), 375-384.

Lamb, H.H., 1972. The Cold Little Ice Age Climate of About 1550 to 1800. Climate: Present, Past and Future. London, Methuen. 107 p.

Landmann, G., Reimer, A., 1996. Climatically induced lake level changes at Lake Van, Turkey, during the Pleistocene/Holocene transition. Global Biogeochemical Cycles 10(4), 797-808.

Lisiecki, L.E., Raymo, M.E., 2005. A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic 18O records. Paleoceanography, 20, 1-17.

Louis, H.L., 1944. Evidence for Pleistocene glaciation in Anatolia (in German). Geologische Rundschau, 34(7-8), 447-481.

Lüthi, D., Le Floch, M., Bereiter, B., Blunier, T., Barnola, J-M., Siegenthaler, U., Raynaud, D., Jouzel, J., Fischer, H., Kawamura, K., Stocker, T.F., 2008. High-resolution carbon dioxide concentration record 650,000-800,000 years before present. Nature, 453, 379-382.

Mann, M.E., Jones, P.D., 2003. Global surface temperatures over the past two millennia, Geophys. Res. Letters, 30(15), 1820.

Marshall, J.D., Brenchley, P.J., Mason, P., Wolff, G.A., Astini, R.A., Hints, L., Meidla, T., 1997. Global carbon isotopic events associated with mass extinction and glaciation in the Late Ordovician. Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology, 195-210.

Matthews, H.D., Weaver, A.J., 2010. Committed climate warming. Nat. Geosci., 3, 142-143.

Maunsell, F.R., 1901. Central Kurdistan. The Geographical Journal, 18(2), 121-141.

McGarry, S., Bar-Matthews, M., Matthews, A., Vaks, A., Schilman, B., Ayalon, A., 2004. Constraints on hydrological and paleotemperature variations in the Eastern Mediterranean region in the last 140 ka given by the δD values of speleothem fluid inclusions. Quaternary Science Reviews, 23, 919-934.

Meier, M., Dyurgerov, M.B., Rick, U.K., O’Neel, S., Pfeffer, W.T., Anderson, R.S.,Suzanne P. Anderson, S.P., Glazovsky, A.F., 2007. Glaciers dominate eustatic sea-level rise in the 21st Century. Science, 317(5841), 1064-1067.

Messerli, B., 1967. Die eiszeitliche und die gegenwartige Vergletscherung in Mittelmeerraum. Geographica Helvetica, 22, 105-228.

Messerli., B., 1964. Der gletscher am Erciyes Dagh und das problem der rezenten Schneegrenze im Anatolischen und Mediterranen Raum. Geographica Helvetica 19(1), 19-34.

Miller. K.G., Fairbanks, R.G., Mountain, G.S., 1987. Tertiary oxygen isotope synthesis, sea level history, and continental margin erosion. Paleoceanography, 2, 1-19.

Mix, A., Bard, A., Schneider, R., 2001. Environmental processes of the ice age, land, oceans, glaciers (EPILOG). Quaternary Science Reviews, 20, 627-657.

Moberg, A., Sonechkin, D.M., Holmgren, K., Datsenko, N.M., Karlén, W., 2005. Highly variable Northern Hemisphere temperatures reconstructed from low- and high- resolution proxy data. Nature, 433, 613-617.

Monod O., Kozlu H., Ghienne J-F., Dean W.T., Günay Y., Le Hérissé A., Paris F., Robardet M., 2003. Late Ordovician glaciation in Southern Turkey. Terra Nova, 15, 249-257.

Monod, O., 1977. Geological Research in the Western Taurides South of Beyşehir, Turkey (in French). Unpublished thesis, University of Paris, 442 p.

Neev, D., Emery, K.O., 1967. The Dead Sea; depositional processes and environments of evaporates. Geological Survey of Israel Bulletin, 41, 147.

Oerlemans, J., 2005. Extracting a climate signal from 169 glacier records. Science, 308, 675-677.

Onde, H., 1954. Forms of glaciers in the Lycien Massif of Akdağ (southwest Turkey) (in French). Congres Géologique International, 15, 327-335.

Özsayın, E., Çiner, A., Rojay, B., Dirik, K., Melnick, D., Fernández-Blanco, D., Bertotti, G., Schildgen, T.F., Garcin, Y., Strecker, M.R., Sudo, M., 2013. Plio-Quaternary extensional tectonics of the Central Anatolian Plateau: A case study from the Tuz Gölü Basin, Turkey, in: Çiner, A., Strecker, M., Bertotti, G. (Eds.), Late Cenozoic Evolution of Central Anatolia Plateau, Turkish Journal of Earth Sciences, baskıda.Palgrave, W.G., 1872. Vestiges of the glacial period in northeastern Anatolia. Nature, 5, 444-445. Penther, A., 1905. Eine reise in das gebiet des Erdschias dagh (Kleinasien) 1902. Abhandlungen der k.k. Geographischen gesellschaft in Wien 6(1).

Petit, J. R. Jouzel, J., Raynaud, D., Barkov, N. I., Barnola, J.-M., Basile, I., Bender, M., Chappellaz, J., Davis, M., Delaygue, G., Delmotte, M., Kotlyakov, V. M., Legrand, M., Lipenkov, V. Y., Lorius, C., Pépin, L., Ritz, C., Saltzman E., Stievenard, M., 1999. Climate and atmospheric history of the past 420,000 years from the Vostok ice core, Antarctica. Nature, 399, 429-436.

Roberts, N., 1983. Age, paleoenvironments and climatic significance of Late Pleistocene Konya Lake, Turkey. Quaternary Research 19, 154-171.

56 57

Roberts, N., Black, S., Boyer, P., Eastwood, W.J., Leng, M., Parish, R., Reed, J., Twigg, D., Yiğitbaşıoğlu, H., 1999. Chronology and stratigraphy of Late Quaternary sediments in the Konya Basin, Turkey: results from the KOPAL Project. Quaternary Science Reviews 18, 611-630.

Roberts, N., Jones, M.D., Benkaddour, A., Eastwood, W.J., Filippi, M.L., Frogley, M.R., Lamb, H.F., Leng, M.J., Reed, J.M., Stein, M., Stevens, L., Valero-Garces, B., Zanchetta, G., 2008. Stable isotope records of Late Quaternary climate and hydrology from Mediterranean lakes: the ISOMED synthesis. Quaternary Science Reviews 27(25-26), 2426-2441.

Roberts, N., Reed, J.M., Leng, M.J., Kuzucuoğlu, C., Fontugne, M., Bertaux, J., Woldring, H., Bottema, S., Black, S., Hunt E., Karabıyıkoğlu, M., 2001. The tempo of Holocene climatic change in the eastern Mediterranean region: new high-resolution crater-lake sediment data from central Turkey. Holocene 11(6), 721-736.

Robinson, S.A., Black, S., Sellwood, B.W., Valdes, P.J., 2006. A review of palaeoclimates and palaeoenvironments in the Levant and Eastern Mediterranean from 25,000 to 5000 years BP: setting the environmental background for the evolution of human civilization. Quaternary Science Reviews, 25(13-14), 1517-1541.

Rossignol-Strick, M., 1995. Sea-land correlation of pollen records in the Eastern Mediterranean for the glacial-interglacial transition: Biostratigraphy versus radiometric time-scale. Quaternary Science Reviews 14(9), 893-915.

Saltzman, B., 2002. Dynamical Paleoclimatology: Generalized Theory of Global Climate Change, Academic Press, New York. 354 p.

Sarıkaya, M.A., 2009. Late Quaternary Glaciation and Paleoclimate of Turkey Inferred from Cosmogenic 36Cl Dating of Moraines and Glacier Modeling. Ph.D. Thesis, University of Arizona, Tucson, AZ, USA. 283 p.

Sarıkaya, M.A., 2012. Recession of the ice cap on Mount Ağrı (Ararat), Turkey, from 1976 to 2011 and its climatic significance. Journal of Asian Earth Science, 46, 190-194.

Sarıkaya, M.A. Çiner, A., Haybat, H., 2013. Last glacial maximum glaciers on Akdağ, southwest Turkey, inferred from cosmogenic Cl-36 dating of moraines, The 8th International Conference on Geomorphology of the International Association of Geomorphologists (IAG), Paris, France.

Sarıkaya, M.A., 2011. Türkiye’nin Güncel Buzulları, in: Deniz Ekinci Ed.), Fiziksel Coğrafya Araştırmaları: Sistematik ve Bölgesel, Türkiye Coğrafya Kurumu Yayınları, 6, Istanbul, 527-544.

Sarıkaya, M.A., Çiner, A., Zreda, M., 2011. Quaternary glaciations of Turkey, in: Ehlers, J., Gibbard, P.L., Hughes, P.D. (Eds.), Quaternary Glaciations: Extent and Chronology, A Closer Look, Europe. Amsterdam, Elsevier, 15, 393-403.

Sarıkaya, M.A., Çiner, A., Zreda, M., 2003. Erciyes Volkani Geç Kuvaterner buzul çökelleri. Yerbilimleri, 27, 59-74.

Sarıkaya, M.A., Zreda, M., Çiner, A., 2009. Glaciations and paleoclimate of Mount Erciyes, central Turkey, since the Last Glacial Maximum, inferred from 36Cl cosmogenic dating and glacier modeling. Quaternary Science Reviews, 28(23-24), 2326-2341.

Sarıkaya, M.A., Zreda, M., Çiner, A., Zweck, C., 2008. Cold and wet Last Glacial Maximum on Mount Sandıras, SW Turkey, inferred from cosmogenic dating and glacier modeling. Quaternary Science Reviews, 27(7-8), 769-780.

Self, S., Rampino, R.R., 1981. The 1883 eruption of Krakatau, Nature, 294, 699-704.

Spötl, C., Mangini, A., Frank, N., Eichstädter, R. Burns, S., 2002. Start of the last interglacial period at 135 ka: Evidence from a high Alpine speleothem, Geology, 30, 815-818.

Türkünal, S., 1990. Türkiye’nin dağları ve sıradağları. Türkiye Jeoloji Mühendisleri Odası Dergisi. 30, 42.

Tzedakis, P.C., 2007. Seven ambiguities in the Mediterranean palaeoenvironmental narrative.Quaternary Science Reviews 26 (17-18), 2042-2066.

Tziperman, E., Gildor, H., 2003. On the mid-Pleistocene transition to 100 kyr glacial cycles and the asymmetry between glaciation and deglaciation times. Paleoceanography, 18, 8.

Urdea, P., Onaca, A., Ardelean, F., Ardelean, M., 2011. New evidence on the Quaternary Glaciation in the Romanian Carpathians, in: Ehlers, J., Gibbard, P.L., Hughes, P.D. (Eds.), Quaternary Glaciations: Extent and Chronology, A Closer Look, Europe. Amsterdam, Elsevier, 15, 305-322.

USGCRP (US Global Change Research Program), 2009. Second National Climate Assesment. Global change impacts in the US. http://www.globalchange.gov/publications/reports.

van Zeist, W., Woldring, H., Stapert, D., 1975. Late Quaternary vegetation and climate of south western Turkey. Palaeohistoria 7, 53-143.

Veizer, J., Davin, A., Azmy, K., Bruckschen, P., Buhl, D., Bruhn, F., Carden, G., Diener, A., Ebneth, S., Godderis, Y., Jasper, T., Korte, C., Pawellek, F., Podlaha, O., Strauss, H., 1999. 87Sr/86Sr, 13C and 18O evolution of Phanerozoic seawater. Chemical Geology, 161, 59-88.

Veizer, J., Godderis, Y., Francois, L.M., 2000. Evidence for decoupling of atmospheric CO2 and global climate during the Phanerozoic eon. Nature, 408, 698-701.

Vorren, T.O., Landvik, J.Y., Andreassen, K., Laberg, J.S., 2011. Glacial history of the Barents sea region, In: Ehlers, J., Gibbard, P.L., Hughes, P.D. (Eds.), Quaternary Glaciations: Extent and Chronology, A Closer Look, Europe. Amsterdam, Elsevier, 15, 361-372.

58 59

Wick, L., Lemcke, G., Sturm, M., 2003. Evidence of Lateglacial and Holocene climatic change and human impact in eastern Anatolia: high-resolution pollen, charcoal, isotopic and geochemical records from the laminated sediments of Lake Van, Turkey. Holocene 13(5), 665-675.

Wilson, P.A., Richard D.N, Matthew, J.C., 2002. Testing the Cretaceous greenhouse hypothesis using glassy foraminiferal calcite from the core of the Turonian tropics on Demerara Rise. Geology, 30(7), 607-610.

Wohlfarth, B., 1996. The chronology of the Last Termination: A review of radiocarbon-dated, high-resolution terrestrial stratigraphies. Quaternary Science Reviews, 15, 267-284.

Woodward, J.C., Hughes, P.D., 2011. Glaciation in Greece: A new record of cold stage environments in Mediterranean, in: Ehlers, J., Gibbard, P.L., Hughes, P.D. (Eds.), Quaternary Glaciations: Extent and Chronology, A Closer Look, Europe. Amsterdam, Elsevier, 15, 175-198.

Wright, H.E., 1962. Pleistocene glaciation in Kurdistan. Eiszeitalter und Gegenwart, 12, 131-164.

Yalçınlar, İ., 1951. Glaciations on the Soğanlı-Kaçkar mountains and Mescid Dağ (in French). Review of the Geographical Institute of the University of Istanbul, 1-2, 50-55.

Yalçınlar, İ., 1954. On the presence of the Quaternary glacial forms on Honaz Dag-and-Boz Dag (western Turkey) (in French). Compte Rendu Sommaire de la Société Géologique de France, 13, 296-298.

Zachos, J. Pagani, M., Sloan, L., Thomas, E., Billups, K. 2001. Trends, rhythms, and aberrations in global climate 65 Ma to present. Science, 292, 686-693.

Zahno, C., Akçar, N., Yavuz, V., Kubik, P. W., Schlüchter, C., 2009. Surface exposure dating of Late Pleistocene glaciations at the Dedegöl Mountains (Lake Beysehir, SW Turkey). Journal of Quaternary Science, 24, 1016-1028.

Zahno, C., Akçar, N., Yavuz, V., Kubik, P. W., Schlüchter, C., 2010. Chronology of Late Pleistocene glacier variations at the Uludağ Mountain, NW Turkey. Quaternary Science Reviews, 29, 1173-1187.

Zanchetta, G., Borghini, A., Fallick, A.E., Bonadonna F.P., Leone, G., 2007. Late Quaternary palaeohydrology of Lake Pergusa (Sicily, southern Italy) as inferred by stable isotopes of lacustrine carbonates. Journal of Paleolimnology 38(2), 227-239.

Zreda, M., Çiner, A., Sarıkaya, M.A., Zweck, C., Bayarı, S., 2011. Remarkably extensive glaciation and fast deglaciation and climate change in Turkey near the Pleistocene Holocene boundary. Geology, 39(11), 1051-1054.