Dış Kuvvetler Yeryüzünü Nasıl Şekillendirir? Aşınım ve Birikim Süreçleri

Dış kuvvetler ve yer şekilleri, katı kayaçların yüzey koşullarında parçalanması, çözünmesi, aşındırılması, taşınması ve yeni ortamlarda biriktirilmesiyle ortaya çıkan jeomorfolojik oluşumlardır.^[1] Akarsular, yer altı suları, dalgalar, rüzgarlar, buzullar ve yer çekimi güdümlü yamaç süreçleri bu dönüşümün başlıca yürütücüleridir.^{[1], [2], [9], [11]} Söz konusu etmenler dağ yamaçlarını yontarak dar kanyonlar, kıyı falezleri veya U biçimli vadiler açmakta,^{[2], [5], [9]} ardından kopardıkları malzemeyi enerjinin düştüğü alanlara taşıyarak deltalar, kıyı okları ve mağara içi çökeller inşa etmektedir.^{[2], [9], [13]}

Bir yer şeklinin dış görünüşüne bakılarak tek bir oluşum süreci tahmin edilmektedir,^{[4], [16]} mesela kurak bir bölgedeki mantar kayanın sadece rüzgarla yontulduğu ya da kireç taşındaki her çukurun bir gecede çöktüğü düşünülebilmektedir.^{[4], [14]} Oysa Newfoundland'deki Barachois River kemeri 2012 ile 2013 arasındaki kışta çökerken, bir çözünme mağarası yılda en fazla yaklaşık 1 mm büyüyebilmektedir.^{[9], [12]} Hatta aynı dış biçime sahip iki çukur bile farklı jeolojik mekanizmalarla gelişebilmektedir.^[16]

Bu makalemizde yeryüzü şekillerinin oluşumunu aşınım ve birikim süreçleri açısından adım adım çözümlemekteyiz.^[1] Kayaçların mekanik ve kimyasal parçalanmasından başlayarak kütle hareketlerini, akarsuları, karstik yer altı sistemlerini ve kıyı dalgalarını sayısal eşikleriyle ele almaktayız.^{[1], [2], [7], [9], [10]} Ayrıca kurak yüzeylerdeki rüzgar etkisini, buzul vadilerini ve buzul çevresindeki soğuk iklim kuşaklarını da incelemekteyiz,^{[3], [5], [6]} böylece bir noktadaki aşınımın başka bir noktadaki birikimi nasıl beslediğini ortaya koymaktayız.^{[1], [9]}

Ayrışma, Aşınım ve Birikim

Yeryüzündeki bir vadiye veya çakıllı bir kıyıya baktığımızda, geçmişte işleyen doğa yasalarının bugünkü izlerini görmekteyiz.^[8] James Hutton, 1788 yılında Transactions of the Royal Society of Edinburgh dergisinin birinci cildinde yayımlanan Theory of the Earth adlı çalışmasında bugünkü oluşumların geçmişte işleyen süreçler için veri sağladığını savunmuştur.^[8] Bu ilkeyi kendi sözleriyle şöyle özetlemiştir:

Bugünkü şeyleri incelerken, geçmişte ne olduğuna dair akıl yürütebileceğimiz verilere sahibiz.^[8]

Gezegenimizin yüzeyinde bu sürekliliği başlatan temel çatışma, tektonik yükselme ile yer çekimi arasındadır.^[7] Tektonik yükselmeye karşı yer çekiminin yönlendirdiği aşınma ve yamaç süreçleri kaçınılmaz bir yanıt olarak gelişmektedir,^[7] ancak yükselmiş arazilerdeki katı kayanın yamaçlardan koparılıp başka bir yere taşınabilmesi için önce yüzey koşullarında hazırlanması gerekmektedir.^[1] İşte bu hazırlık aşamasına ayrışma (İng: "weathering") adı verilmektedir.^[1] Ayrışma, katı kayayı gevşek tortuya (İng: "sediment") ve çözelti içindeki iyonlara dönüştüren yüzey süreçlerinin tamamını kapsamaktadır.^[1]

Kayanın yerinde parçalanması ve çözünmesi tek başına yeni bir vadi ya da kıyı şekli yaratmamaktadır,^[1] ayrışma ürünlerinin bulundukları yerden koparılarak uzaklaştırılması süreci ise aşınım (İng: "erosion") olarak tanımlanmaktadır.^[1] Aşınım sayesinde yüzeydeki gevşek örtü sıyrılmakta,^[1] böylece alttaki taze ve sağlam kaya yüzeyi yeni ayrışma süreçlerine açık hale gelmektedir.^[1] Aşındırılan malzemenin yolculuğu ise taşınma (İng: "transportation") aşamasıyla devam etmektedir,^[1] yani katı tortular veya suda çözünmüş iyonlar aşınma alanından birikme alanına doğru hareket etmektedir.^[1] Doğada bu hareket rüzgar, akan su, buzul buzu veya yamaç boyunca gerçekleşen kütle hareketleriyle sağlanmaktadır.^[1]

Taşıyıcı kuvvetin enerjisi sonsuza dek aynı düzeyde kalmamaktadır.^[1] Örneğin bir su akıntısının ya da rüzgarın yavaşlaması sonucunda, taşınan tortunun artık taşınamadığı fiziksel ve kimyasal koşullar ortaya çıkmaktadır,^[1] tam bu noktada ise birikme (İng: "deposition") gerçekleşmektedir.^[1] Yani taşıyıcı yavaşladığında yükünü bırakmaktadır.^[1] Dolayısıyla yeryüzündeki aşınım alanları, başka bir ortamdaki birikim şeklinin hammadde kaynağını oluşturabilmektedir.^[1]

Mekanik Parçalanma, Kimyasal Dönüşüm ve İklim Etkisi

Yüzey koşullarında ayrışma iki ana bileşen üzerinden ilerlemektedir.^[1] Birinci bileşen, katı kayanın fiziksel kuvvetlerle daha küçük parçalara bölündüğü mekanik ayrışma (İng: "mechanical weathering") sürecidir,^[1] ikinci bileşen ise kaya içindeki minerallerin yüzey ortamında kararlı olan yeni biçimlere dönüştüğü kimyasal ayrışma (İng: "chemical weathering") sürecidir.^[1] Doğada bu iki mekanizma birbirinden kopuk çalışmamaktadır.^[1] Mekanik ayrışma kayayı çatlatıp böldükçe kimyasal tepkimelerin saldırısına açık taze yüzeyler yaratmaktadır.^[1] Öte yandan kimyasal ayrışma da kayanın mineral dokusunu zayıflatmakta,^[1] dolayısıyla kayaç mekanik parçalanmaya çok daha elverişli bir duruma gelmektedir.^[1] Kısacası iki süreç birbirini beslemektedir.^[1]

amanderson2, CC0

İklim koşulları, söz konusu iki süreçten hangisinin baskın olacağını doğrudan denetlemektedir.^[1] Genel olarak kimyasal ayrışma sıcak ve yağışlı iklimlerde en güçlü düzeyine ulaşmaktadır,^[1] çünkü yüksek sıcaklık ve bol su mineral dönüşüm tepkimelerini hızlandırmaktadır.^[1] Buna karşılık soğuk ve kurak iklimlerde kimyasal ayrışma en zayıf düzeyde kalmaktadır.^[1]

Çözünebilir kayaçlarda kimyasal ayrışmanın en belirgin örneği karbonatlaşma (İng: "carbonation") sürecidir.^[1] Bu sürecin ilk adımında su (H₂O) ile karbondioksit (CO₂) birleşerek karbonik asit (H₂CO₃) oluşturmakta,^[1] ikinci adımda ise oluşan karbonik asit hidrojen (H⁺) ve bikarbonat (HCO₃⁻) iyonlarına ayrışmaktadır.^[1] Bu iki ardışık denge adımı şu tepkime denklemleriyle gösterilmektedir:^[1]

Suyun asitlik kazanmasında toprak örtüsü kritik bir rol oynamaktadır.^[1] Çünkü toprak içindeki gözeneklerde genellikle açık atmosfer havasından çok daha fazla CO₂ bulunmaktadır,^[1] bu nedenle yağış sonrasında topraktan süzülen su fazladan karbondioksit çözerek daha asidik hale gelebilmektedir.^[1] Bu asitli su da alttaki karbonatlı ana kayaya ulaştığında çözünmeyi hızlandırmaktadır.^[1]

Asitli suyun kireç taşının ana minerali olan kalsit (CaCO₃) ile teması katı minerali iyonlarına ayırmakta,^[1] böylece sıvı fazda kalsiyum (Ca²⁺) ve bikarbonat (HCO₃⁻) iyonları ortaya çıkmaktadır.^[1] Bu kimyasal çözünme süreci şu denklemle ifade edilmektedir:^[1]

Denklemde görüldüğü üzere, bir kalsit birimi bir hidrojen ve bir bikarbonat iyonuyla tepkimeye girerek çözeltiye bir kalsiyum ve iki bikarbonat iyonu vermektedir.^[1]

Bu noktada sıkça düşülen önemli bir kavram yanılgısını düzeltmemiz gerekmektedir.^[1] Kimyasal ayrışma genellikle kimyasal tortul kayaçlarla (İng: "chemical sedimentary rocks") karıştırılmakta,^[1] hatta kimyasal ayrışmanın gerçekleştiği yerde ve anda mutlaka kimyasal tortul kayaçların birikeceği düşünülmektedir.^[1] Oysa kimyasal ayrışma kayayı çözüp iyonları suya vermektedir. Bu iyonlar ise taşınma ile uzaklaştırılmakta ve birikme çok farklı bir yer veya zamanda gerçekleşmektedir.^[1]

Yamaç Duraylılığı ve Yer Çekimi Güdümlü Kütle Hareketleri

Ayrışmayla zayıflayan kaya ve tortu örtüsü, eğimli arazilerde yer çekiminin sürekli etkisi altındadır.^[7] Özellikle tektonik yükselmeyle oluşan dağlık ve tepelik alanlarda aşınım yamaçları şekillendiren temel süreçtir,^[7] bu aşınım türleri arasında yer alan kütle hareketleri (İng: "mass wasting") ise malzemenin yer çekimi etkisiyle yamaç aşağı topluca kayması veya akmasıdır.^[7] Kütle hareketleri aynı zamanda yamaçlardaki gevşek malzeme için doğrudan bir taşınma yolu oluşturmaktadır.^{[1], [7]}

Bir yamacın yerinde kalıp kalmayacağını ifade eden yamaç duraylılığı (İng: "slope stability") iki temel etkene bağlıdır.^[7] Bunlardan birincisi yamacın eğim açısıdır.^[7] İkincisi ise yamacı oluşturan kaya veya tortu malzemenin kendi iç dayanımıdır.^[7] Eğim açısı arttıkça yer çekiminin kaydırıcı etkisi büyümektedir. Malzeme dayanımı ise harekete karşı direnç göstermektedir.^[7] Halk arasında heyelan ve benzeri kütle hareketlerinin sadece sarp uçurumlarda ve çok dik yamaçlarda gerçekleştiği sanılmaktadır.^[7] Ancak bu genelleme fiziksel olarak doğru değildir.^[7] Çünkü yamacı oluşturan malzemenin dayanımı yeterince düşükse nispeten az eğimli yamaçlarda da kütle hareketleri görülebilmektedir,^[7] dolayısıyla eğim açısı tek başına güvenlik ölçütü olmamaktadır.^[7]

Duraylı bir yamacı harekete geçiren etmenler incelendiğinde suyun belirleyici gücü öne çıkmaktadır.^[7] Yamacı oluşturan malzemedeki su içeriğinin artması, en yaygın kütle hareketi tetikleyicisidir.^[7] Bu su artışı kar ve buz örtüsünün hızlı erimesinden veya şiddetli yağışlardan kaynaklanabilmektedir,^[7] ayrıca yüzeydeki su akış düzenini değiştiren herhangi bir olay da yamacın su içeriğini yükseltebilmektedir.^[7]

Suyun yamacı nasıl ağırlaştırıp kaydırdığını somut bir sayısal mekanizma üzerinden inceleyebiliriz.^[7] Gözenekliliği (İng: "porosity") %25 olan kuru bir tortu kütlesinin yağışla tamamen suya doygun hale geldiğini düşünelim.^[7] Bu durumda tüm gözeneklerin (toplam hacmin %25'i) suyla dolması, tortu kütlesini tamamen kuru halinden yaklaşık %13 daha ağır yapmaktadır,^[7] kütlenin ağırlığı %13 arttığı için de malzemeyi yamaç aşağı kaydıran yer çekimi kesme kuvveti (İng: "gravitational shear force") %13 oranında artmaktadır.^[7] Su böylece yükü ve kaydırıcı kuvveti birlikte artırmaktadır.^[7]

James St. John, Kamu malı

Akarsu Nedir? Vadiler, Menderesler ve Deltalar

Akan yüzey suyu, taşıdığı tortuyla karaları aşındırarak ve biriktirerek şekillendirmektedir,^[2] yer bilimlerinde akarsu (İng: "stream") ise küçük bir yüzey sızıntısından devasa bir nehre kadar her büyüklükteki akan yüzey suyu kütlesidir.^[2] Akarsu sistemlerinin ayrıntılı hidrolojisini 7923 numaralı makalemizde ele aldığımız için burada doğrudan aşınım ve birikim mekanizmalarına odaklanmaktayız. Nitekim Hutton'ın bugünkü süreçlerden geçmişi okuma ilkesi, akarsu yataklarındaki tanelerin nasıl seçilip yuvarlandığını anlamamızı sağlamaktadır.^[8]

Akan suyun yataktaki bir taneyi ne zaman koparacağını, taşıyacağını veya çökelteceğini Hjulström-Sundborg diyagramı (İng: "Hjulström-Sundborg diagram") göstermektedir.^[2] Bu diyagramı okurken bir eksende tanecik boyutunu, diğer eksende ise akış hızını takip ederek aşınım, taşınma ve birikme sınırlarını izlemekteyiz.^[2] Örneğin 10 mm çapındaki bir çakıl tanesini yatak tabanından aşındırmak için su hızının 105 cm/s değerine ulaşması gerekmektedir,^[2] ancak aynı 10 mm çakıl tanesi bir kez harekete geçtikten sonra askıda kalmayı sürdürmesi için 80 cm/s akış hızı yeterli olmaktadır.^[2] Aradaki fark 25 cm/s'dir.^[2]

Şimdi aynı diyagram üzerinde bakışımızı çok daha küçük bir taneye, 0,01 mm çapındaki bir silt tanesine çevirelim.^[2] Bu 0,01 mm boyutundaki silt tanesinin su içinde askıda kalabilmesi için sadece 0,1 cm/s gibi çok düşük bir hız gerekmektedir,^[2] fakat aynı 0,01 mm silt tanesini yatak tabanından koparıp aşındırmak için 60 cm/s akış hızı gerekmektedir.^[2] Yani ince silt tanesini tabandan koparmak, askıda tutmaktan tam 600 kat daha yüksek bir hız gerektirmektedir.^[2] Çok küçük taneler yatak tabanından neden bu kadar zor kopmaktadır?^[2] İlk bakışta en küçük tanenin her zaman en kolay aşındığı düşüncesi akla yatkın görünmektedir.^[2] Ancak bu düşünce yanlıştır.^[2] Çünkü küçük taneler, özellikle de çok ince kil (İng: "clay") taneleri, birbirine güçlü biçimde tutunmakta ve akarsu tabanından kopmayı zorlaştırmaktadır.^[2]

Akarsu boyunca taşınma süresince tanelerin hem boyutu hem de biçimi değişmektedir.^[8] Örneğin kum taneleri akarsular ve akıntılar tarafından boylarına göre ayrılıp sınıflandırılmakta,^[8] çakıllar ise su içinde çalkalanıp hareket eden taşların birbirine çarparak karşılıklı aşındırmasıyla (İng: "mutual attrition") yuvarlaklaşmaktadır.^[8] Hutton bu gözlemi 1788 tarihli metninde kaydetmiştir.^[8] Kendi sözleri şöyledir:

Kum, akarsular ve akıntılar tarafından ayrılır ve boylanır. Çakıl ise suda çalkalanan taşların karşılıklı aşınmasıyla oluşur.^[8]

Eğimli arazilerde hızla akan akarsular yataklarını derine doğru kazmakta,^[2] bu derine aşınım sonucunda da dik yamaçlı, dar ve V biçimli vadiler (İng: "V-shaped valleys") gelişmektedir.^[2] Vadi yamaçlarının çok dik ve derin olduğu örnekler ise kanyon (İng: "canyon") olarak adlandırılmaktadır.^[2] Öte yandan eğimin azaldığı kesimlerde akarsu büklümler çizerek menderesler oluşturmaktadır.^[2] Menderesli bir yatakta kıvrımın dış kıyısında akış hızı arttığı için kıyı boyunca aşınım gerçekleşmekte,^[2] buna karşılık kıvrımın iç kıyısında su yavaşladığı için birikme meydana gelmekte ve kıvrım içi bar (İng: "point bar") oluşmaktadır.^[2] Akarsu göl veya okyanus gibi durgun bir su kütlesine girdiğinde ise taşıdığı tortu birikerek delta oluşturabilmektedir.^[2] Delta, akıntının yavaşlayıp yükünü taşıyamadığı yerde gelişmektedir.^{[1], [2]}

Karst Arazilerinde Çözünme ve Çökelme Şekilleri

Yüzey suları her zaman açık vadilerden akıp gitmemekte, uygun kayaçların bulunduğu bölgelerde yer altına dalmaktadır.^[11] Ana kayanın su tarafından çözünmesiyle dolinler, yer altına dalan akarsular, mağaralar ve kaynaklar gibi karakteristik şekillerin oluştuğu arazi tipine karst (İng: "karst") adı verilmektedir.^[11] Yaygın kanının aksine karst sadece kireç taşıyla (İng: "limestone") sınırlı değildir,^[11] kireç taşının yanı sıra mermer (İng: "marble") ve jips (İng: "gypsum") gibi çözünebilen kaya türleriyle de doğrudan ilişkilidir.^[11] Karbonatlı kayaçlarda ise bu gelişim, kimyasal ayrışma, karbonatlaşma tepkimesi ve karbonik asit oluşumu, toprak karbondioksitinin süzülen suyu asitleştirmesi ve kalsitin çözünme denklemi sayesinde ilerlemektedir.^{[1], [11]}

Karstik mağara sistemlerinin ne kadar sıra dışı olduğunu anlamak için önce normal yer altı suyu akışına bakmamız gerekmektedir.^[10] Kireç taşı mağaralarının bulunduğu karst alanları dışındaki yer altı suyu, taneli tortuların gözeneklerinde veya çatlaklı kayalarda çok yavaş akmaktadır.^[10] Hidrojeolojide bu akışı tanımlamak için kullanılan Darcy akısı (İng: "Darcy flux"), su parçacığının gerçek hızı değildir,^[10] çünkü Darcy akısı (q), akiferin birim kesit alanından (m²) birim zamanda geçen su hacmini (m³/s) ifade etmektedir.^[10]

Microbialmatt, CC BY-SA 4.0

Taneli bir akiferdeki Darcy akısı ile gerçek gözenek içi hız arasındaki farkı çözümlü bir örnekle adım adım hesaplayalım:^[10]

Çözümlü örnek 1: Akiferde suyun gerçek gözenek içi hızı nedir?

Verilenler: Hidrolik iletkenlik (İng: "hydraulic conductivity") 0,00001 m/s, hidrolik eğim (İng: "hydraulic gradient") 0,08 ve gözeneklilik (n) %25, yani ondalık olarak 0,25.^[10]

İstenen: Gerçek gözenek içi hız .

1. adım: Darcy akısı hidrolik iletkenlik ile hidrolik eğimin çarpımına eşit olduğu için bu iki değer çarpılmaktadır:^[10]

2. adım: Su katı tanelerin içinden değil sadece %25 oranındaki boşluklardan geçebildiği için Darcy akısı gözenekliliğe bölünmektedir:^[10]

Sonuç: Suyun gözenek içindeki gerçek hızı olup Darcy akısının dört katıdır.^[10] Ancak bu hız bile saniyede sadece 3,2 mikrometredir.^[10]

Yer altı suyunun hareket yönü konusunda da önemli bir fiziksel kural geçerlidir.^[10] Yer altı suyu her zaman yokuş aşağı akmamaktadır. Su, yüksek hidrolik yük (İng: "hydraulic head") alanlarından düşük hidrolik yük alanlarına doğru hareket etmektedir.^[10] Hidrolik yük hem yüksekliği hem de su basıncını içermektedir. Bu nedenle yer altı suyu birçok durumda yukarı doğru (İng: "uphill") yükselerek de akabilmektedir.^[10]

Tipik bir karst arazisinde ise yüzeye düşen yağış suyunun önemli bir bölümü, çözünmeyle genişlemiş çatlak, kırık ve deliklerden doğrudan yer altına girmektedir.^[11] Yer altında bazen uzun mesafeler kat eden bu su, çoğu mağara ağzı niteliğinde olan kaynaklardan (İng: "springs") yeniden yüzeye çıkmakta,^[11] böylece yüzeyde kaybolan bir akarsu uzak bir noktadaki mağara ağzından yeniden ortaya çıkabilmektedir.^[11] Karst akiferleri insanlar, bitkiler ve hayvanlar için büyük miktarda temiz içme suyu sağlamaktadır.^[11] Ancak karstın delikli (İsviçre peynirini andıran) yapısı nedeniyle su çok hızlı akmakta ve çok az süzülmektedir,^[11] dolayısıyla karst akiferine giren kirleticiler hızla taşınarak ciddi su kalitesi sorunları yaratabilmektedir.^[11]

Yüzey Çukurları: Dolin, Uvala, Polye ve Obruklar

Obruk (İng: "sinkhole"), dışarıya doğal yüzey drenajı bulunmayan kapalı bir çukurdur.^[14] Dolin (İng: "doline") adı da verilen bu çukurlara yağmur yağdığında su içeride kalmakta ve genellikle alt tabakalara süzülmektedir.^[14] Kamuoyunda bütün obrukların bir anda çöktüğü düşünülmektedir. Oysa bu genelleme doğru değildir.^[14] Kalsitin çözünme denklemi uyarınca bu çukurlar çoğunlukla fark edilmeyecek kadar yavaş gelişmekte, ancak bir yer altı boşluğunun tavanı göçtüğünde aniden açılmaktadır.^{[1], [14]} Üstteki örtü malzemesinin niteliğine ve çözünme biçimine göre bu kapalı çukurlar üç ana mekanizmayla gelişmektedir.^[14]

• Çözünme çukurları (İng: "dissolution sinkholes"), yağış ve yüzey suyunun kireç taşı eklemlerinden süzülüp çözünmüş karbonat kayayı uzaklaştırmasıyla yüzeyde yavaşça beliren küçük çukurlardır.^[14] Çukura taşınan döküntü alt çıkışı tıkadığında su göllenerek sulak alanlar oluşturabilmektedir.^[14]
• Örtü tasman çukurları (İng: "cover-subsidence sinkholes"), üstteki örtü tortularının geçirgen olduğu ve kum içerdiği alanlarda, kum tanelerinin alttaki kaya boşluklarına yavaş yavaş süzülmesiyle kademeli olarak gelişen çukurlardır.^[14]
• Örtü çökme obrukları (İng: "cover-collapse sinkholes"), üstteki örtü tortularının önemli miktarda kil içerdiği yerlerde, saatler içinde aniden gelişebilen ve yıkıcı hasarlara yol açabilen göçme şekilleridir.^[14]

Ani çökme süreçlerinde insan etkisi de rol oynayabilmektedir.^[14] Özellikle yer altı suyu pompalama faaliyetleri su seviyesini düşürürse, hassas bölgelerde yer altı yapısal çökmesi tetiklenmekte ve yeni obruklar oluşabilmektedir.^[14] Başka bir olayda, Florida'nın Dover bölgesinde Ocak 2010'daki don sırasında 110'dan fazla obruk oluşmuştur.^[14]

Karst jeomorfolojisinde dolin terimi, genellikle dairesel ya da daireye yakın plan geometrisine ve çanak veya huni biçimli içbükey profile sahip çukurları tanımlamaktadır.^[16] Ne var ki biçimsel olarak aynı veya benzer görünen dolinler birbirinden farklı kökenlere sahip olabilmektedir,^[16] bu nedenle sadece dış biçime bakarak bir dolinin oluşum sürecini kesin olarak saptamak mümkün değildir.^[16] Dolinlerden daha büyük ölçekte ise uvala (İng: "uvala") adı verilen şekiller yer almaktadır.^[16] Uvalalar uzamış veya düzensiz planlı, kilometre ölçeğinde büyük kapalı karst çukurlarıdır.^[16] Geçmişte uvalaların dolinler ile polyeler arasında zorunlu bir evrimsel geçiş aşaması olduğu ve birkaç dolinin birleşmesiyle (İng: "coalescence") doğduğu ileri sürülmüştür.^[16] Ancak bu açıklamanın hatalı olduğu da öne sürülmektedir.^[16] Çünkü uvalalar çok kökenli (İng: "polygenetic") şekillerdir ve gelişimleri jeolojik yapı ile tektonikten güçlü biçimde etkilenmektedir.^[16]

Karst arazilerinin en büyük düz tabanlı kapalı çukurları ise polye (İng: "polje") olarak adlandırılmaktadır.^[16] Tipik bir polyede yer altına dalan bir akarsu, dik yamaçlar ve tortuyla örtülü olabilen düz taban ile yamaçlar arasında keskin bir geçiş bulunmaktadır.^[16] Dinarik karsttaki polyeler bölgesel faylar, graben yapıları ve bindirmeler boyunca gelişebilmektedir,^[16] ayrıca doğal hidrolojik koşullarda birçok polyede taşkınlar olağan bir doğa olayı olarak yaşanmaktadır.^[16] Başka bir deyişle bu taşkınlar polyelerin doğal işleyişinin bir parçasıdır.^[16]

ulrichstill, CC BY-SA 2.0 de

Çözünme Mağaraları, Yer Altı Kanalları ve Hipojen Oluşum

Yüzeyden süzülen sular yer altında ilerlerken çözünme mağaraları (İng: "solution caves") adı verilen boşluk ağlarını açmaktadır,^[12] bu mağaralar ise kaya içindeki eklem (çatlak), fay ve tabaka düzlemleri boyunca veya bunların yakınında kayanın çözünmesiyle oluşmaktadır.^[12] Sürecin başlangıcında karbonatlaşma tepkimesi ve karbonik asit oluşumu, kaya içindeki ince kırıkları yavaşça genişletmektedir.^{[1], [12]} Ardından çatlaklar biraz genişlediğinde süreç kendi kendini hızlandıran bir döngüye girmektedir.^[12] Çünkü genişleyen yarıklardan artık daha fazla su geçebilmekte,^[12] bu da içeriye daha fazla asitli su taşıyarak mağaranın daha hızlı büyümesini sağlamaktadır.^[12]

Yüzey suyunun mağara sistemine tek bir noktadan girmesi durumunda dalan akarsu (İng: "sinking stream") oluşmaktadır,^[12] yani bütün bir dere veya akarsu yer altına yönelerek doğrudan mağara geçidine akmaktadır.^[12] Hatta mağara içindeki bu akarsular beraberlerinde katı tortular da getirmekte,^[12] taşınan bu tortular ise yumuşak kireç taşını mekanik olarak sürtüp aşındırarak (İng: "abrade and scour") daha fazla kayayı uzaklaştırmakta ve mağarayı büyütmektedir.^[12] Yer altı boşluklarındaki suyun akış fiziği, mağaranın su tablasına (İng: "water table") göre konumuna bağlıdır.^[10] Örneğin su tablasının üstünde yer alan mağaralar hava dolu kanallardır.^[10] Bu hava dolu kanallarda su basınç altında değildir. Su sadece yer çekimine yanıt vererek akmaktadır.^[10]

Mağara büyümesinin zaman ölçeğini görmek için üst büyüme hızına dayalı çözümlü bir örnek yapabiliriz.^[12]

Çözümlü örnek 2: Bir mağara geçidi bin yılda ne kadar genişler?

Verilenler: Geçit yılda en fazla yaklaşık 1 mm genişlemekte ve süreç 1000 yıl sürmektedir.^[12]

İstenen: Bin yıldaki toplam genişleme .

1. adım: Toplam genişleme, yıllık hızın geçen süreyle çarpılmasıyla bulunmaktadır:^[12]

2. adım: Bir metre 1000 mm olduğu için sonuç metreye çevrilmektedir:^[12]

Sonuç: Geçit bin yılda yaklaşık 1 m genişlemektedir.^[12]

İlk bakışta yıllık 1 mm önemsiz bir büyüme gibi görünmektedir.^[12] Elbette bu 1 mm/yıl değeri bütün mağaralar için sabit bir hız değildir. Bu değer, ölçeği kavramamızı sağlayan yaklaşık bir üst sınırdır.^[12]

Öte yandan her çözünme mağarası yüzeyden aşağı sızan yağış sularıyla açılmamaktadır.^[12] Hidrolik yük farkıyla yer altı suyunun yukarı doğru akabilmesi sayesinde, nadir durumlarda mağarayı oluşturan su derinlerden yukarı doğru yükselmektedir.^{[10], [12]} Bu şekilde oluşan hipojen mağaralar (İng: "hypogene caves"), olağan dışı bir su kimyasına sahiptir.^[12] Bu tür mağaralar nadirdir.^[12] Derinden yükselen bu sular sülfürik asit oluşturan bileşikler ve çok daha yüksek CO₂ derişimleri içerebilmekte, böylece daha güçlü karbonik asit üreterek kayayı alttan yukarıya doğru çözmektedir.^[12]

Mağara ve Yüzey Karbonat Çökelimleri

Eklem, fay ve tabaka düzlemleri boyunca çözünme mağarası oluşumu ile açılan boşluklar, uygun koşullarda birikim alanlarına dönüşmektedir.^{[12], [13]} Kimyasal ayrışmanın olduğu yerde mutlaka kimyasal tortul kaya birikeceği yanılgısı burada da önem kazanmaktadır,^[1] çünkü kalsitin çözünme denklemi tersine döndüğünde çözünmüş iyonlar mağara içinde veya yüzey kaynaklarında yeniden katı karbonat olarak çökelmektedir.^{[1], [13]} Mağaralardaki bu ikincil çökellere speleotem (İng: "speleothem") adı verilmektedir.^[13] Speleotem terimi mineralin kimyasal bileşimini değil, mağaradaki oluşum biçimini belirtmektedir,^[13] örneğin en yaygın mağara minerali olan kalsit tek başına bir speleotem değildir, ancak kalsitten yapılmış bir sarkıt bir speleotemdir.^[13]

Mağara tavanından sarkan ve buz saçağını ya da havucu andıran sarkıt (İng: "stalactite"), tüm speleotemler arasında en yaygın ve en tanıdık olanıdır.^[13] Sarkıt gelişimi, mağara tavanındaki çatlaklardan sızan su damlasının mağara havasına karbondioksit (CO₂) kaybetmesiyle başlamakta,^[13] bu kayıpla birlikte damlanın yüzeyinde ince bir karbonat filmi çökelerek zamanla aşağı doğru uzayan sarkıtı oluşturmaktadır.^[13] Tavandan veya sarkıt ucundan mağara tabanına damlayan su ise çökelmeyi tabanda da sürdürmektedir,^[13] bu damlaların mağara tabanında üst üste biriktirdiği dışbükey taban oluşumlarına dikit (İng: "stalagmite") denilmektedir.^[13] Zamanla yukarı doğru büyüyen bir dikit, kendisini besleyen üstteki sarkıtla birleşecek kadar geliştiğinde sütun (İng: "column" veya "pillar") adı verilen yeni bir speleotem ortaya çıkmaktadır.^[13]

Karbonat çökelimi sadece yer altı mağaralarıyla sınırlı kalmamakta, yer altı suyunun yüzeye çıktığı kaynaklarda da gerçekleşmektedir.^[1] Jeolojik sınıflamada normal sıcaklıktaki kaynak sularında oluşan gözenekli kireç taşına tufa (İng: "tufa"), sıcak kaynaklarda (İng: "hot springs") oluşan çökellere ise traverten (İng: "travertine") adı verilmektedir.^[1] Örneğin Türkiye'deki Hierapolis-Pamukkale alanında, sıcak kaynaklardan çıkan kalsitçe zengin sular basamaklı teraslara sahip havuzlar oluşturmuştur,^[15] bu teraslarda gerçekleşen yeni kalsiyum karbonat çökelimleri de oluşumlara parlak beyaz bir kaplama kazandırmaktadır.^[15] Alan, UNESCO Dünya Mirası Listesi'nde yer almaktadır.^[15]

Akarsu yataklarında gelişen karbonat birikimleri ise bütün bir vadiyi setleyebilmektedir.^[16] Nitekim Dinarik karst bölgesindeki Plitvička Jezera alanında Korana Nehri boyunca çökelmiş traverten setleri bulunmakta,^[16] bu doğal traverten barajlarının arkasında suyun tutulmasıyla da çok sayıda basamaklı göl meydana gelmiştir.^[16] Böylece kimyasal çökelim bir akarsu vadisini basamaklı bir göller dizisine dönüştürmüştür.^[16]

Marie Thérèse Hébert & Jean Robert Thibault, CC BY-SA 2.0

Dalga Dinamiği ve Kıyıların Aşınım ve Birikim Şekilleri

Karalardaki su döngüsü denizlere ve göllere ulaştığında kıyı çizgisini şekillendiren başlıca güç dalgalar olmaktadır,^[9] bu dalgalar ise okyanuslarda ve göllerde rüzgarın enerjisinin su yüzeyine aktarılmasıyla oluşmaktadır.^[9] Bu enerjinin kıyıda nasıl aşınım, taşınma ve birikme yarattığını anlamak için önce açık sudaki dalga fiziğine bakmamız gerekmektedir.^[9] Bir dalganın büyüklüğünü üç temel etken belirlemektedir.^[9] Rüzgar güçlendikçe, daha uzun süre estikçe ve üzerinde estiği açık su alanı, yani esme mesafesi (İng: "fetch") büyüdükçe daha büyük dalgaların oluşması beklenmektedir.^[9]

Açık denizde ilerleyen bir dalgaya baktığımızda su kütlesinin kıyıya doğru hızla aktığını sanabiliriz.^[9] Oysa dalga ilerlerken suyun kendisi büyük ölçüde sadece yukarı ve aşağı hareket etmekte,^[9] suyun dalganın ilerleme yönündeki net yer değiştirmesi ise oldukça küçük kalmaktadır.^[9] Ayrıca dalganın su altında yarattığı bu dairesel çalkantı derinlere inildikçe azalmaktadır,^[9] dalganın suyu yaklaşık olarak dalga boyunun (İng: "wavelength") yarısı derinliğe kadar etkilediği alt sınıra ise dalga tabanı (İng: "wave base") adı verilmektedir.^[9] Dolayısıyla su derinliği dalga boyunun yarısından fazla olduğu sürece dalga tabana değmeden ilerlemektedir.^[9]

Bir dalganın biçimsel dikliğini sayısal olarak değerlendirmek için çözümlü bir örnek üzerinde duralım:^[9]

Çözümlü örnek 3: Açık sudaki dalganın dikliği nedir?

Verilenler: Açık sudaki bir dalganın yüksekliği 0,27 m, dalga boyu ise 8,5 m'dir.^[9]

İstenen: Dalga dikliği oranı.

1. adım: Dalga dikliği, dalga yüksekliğinin dalga boyuna bölünmesiyle bulunduğu için verilen değerler yerine konmaktadır:^[9]

Sonuç: Pay ve paydadaki metre birimleri birbirini götürdüğü için oran birimsizdir ve yuvarlandığında yaklaşık 0,03 olmaktadır.^[9] Yani dalga yüksekliği, dalga boyunun yaklaşık otuzda biri kadardır.^[9]

Kıyıya yaklaşan dalga, dalga tabanından daha sığ sulara girdiğinde bu 0,03 gibi yatık olan oran hızla büyümektedir.^[9] Çünkü sığlaşan suda dalganın yüksekliği artarken dalga boyu kısalmakta ve dalga çok daha dik hale gelmektedir,^[9] dolayısıyla dikleşen dalga öne doğru eğilmekte ve nihayetinde kırılmaktadır.^[9]

Dalga Kırılması (Refraksiyon) ve Kıyı Boyu Tortu Taşınması

Dalgalar kıyı çizgisine çoğu zaman tam paralel olarak değil, belirli bir açıyla yaklaşmaktadır.^[9] Su derinliği dalga tabanından (dalga boyunun yarısı) az olduğunda, dalga cephesinin tabanı önce hisseden bölümü yavaşlamakta,^[9] daha derin suda kalan bölümü ise daha hızlı ilerlemeyi sürdürmektedir.^[9] Bu hız farkı nedeniyle dalga tepelerinin yön değiştirerek kıyıya daha paralel hale gelmesine dalga kırılması veya refraksiyon (İng: "refraction") denilmektedir.^[9] Bu süreç ilerlerken sığlaşan suda dalga boyunun kısalıp yüksekliğinin artarak dalganın kırılması da eş zamanlı olarak gerçekleşmektedir.^[9]

Bu fiziksel dönüşüm Kanada'daki Vancouver Adası üzerinde yer alan Long Beach kıyısında doğrudan gözlemlenmiştir,^[9] burada kıyıya yaklaşan dalgalar refraksiyona uğrayarak plaja daha paralel hale gelmekte ve dalga boyları belirgin biçimde kısalmaktadır.^[9] Nitekim bu gözlemde açık sudaki dalga boyları 100 m dolayındayken, kıyıya yakın sığ suda dalga boyları yaklaşık 50 m düzeyine ve bazı kesimlerde daha da altına düşmüştür.^[9] Dalga boyu böylece yarı yarıya kısalmıştır.^[9]

Girintili çıkıntılı düzensiz kıyılarda refraksiyon dalga enerjisinin dağılımını kökten değiştirmektedir,^[9] çünkü denize doğru uzanan burunların (İng: "headlands") önündeki sığ sular dalga tepelerini kendine doğru bükmektedir.^[9] Dolayısıyla düzensiz kıyılarda burunlar, aradaki koylardan (İng: "bays") çok daha fazla dalga enerjisi almakta ve bu nedenle çok daha güçlü aşınmaktadır.^[9] Ancak refraksiyona rağmen dalgalar kıyıya yine de küçük bir açıyla ulaşmaktadır,^[9] dolayısıyla kıyıya küçük bir açıyla varan her dalga suyu kıyı boyunca itmektedir.^[9] Bunun sonucunda dalgaların kırıldığı bölgede (İng: "surf zone") kıyıya paralel akan bir kıyı boyu akıntısı (İng: "longshore current") oluşmaktadır.^[9]

Kıyıdaki tortu taşınma süreci hem kırılma bölgesinde hem de plaj yüzeyinde eş zamanlı işlemektedir.^[9] Plaja eğik açıyla çıkan dalga suyu (İng: "swash") ve ardından yer çekimiyle dik olarak geri dönen yıkama suyu (İng: "backwash"), tortu tanelerini plaj boyunca zikzak çizerek ilerletmektedir.^[9] Kırılma bölgesindeki kıyı boyu akıntısının yaptığı taşıma ile plajdaki dalga çıkışı ve geri yıkamanın yarattığı bu zikzak tortu hareketinin birleşik etkisine kıyı boyu sürüklenme (İng: "longshore drift") adı verilmektedir.^[9]

Kıyı Aşınım Şekilleri ve Deniz Seviyesi Değişimleri

Dalga enerjisinin burunlarda yoğunlaşıp koylarda zayıflaması, kayalık kıyılarda belirgin aşınım şekilleri üretmektedir.^[9] Dalga etkisiyle alt kısmı oyulan ve genellikle karaya doğru gerileyen dik kıyı yamacına falez (İng: "sea cliff") denilmektedir.^[9] Falez karaya doğru geriledikçe dalgaların kırıldığı bölgede aşındırdığı yaklaşık yatay bir kaya yüzeyi ortaya çıkmakta,^[9] bu düzlüğe de dalga aşındırma platformu (İng: "wave-cut platform" veya "wave-cut terrace") adı verilmektedir.^[9]

Dalga aşındırma platformu gelişirken burunları oluşturan kayanın her noktası aynı hızda aşınmamakta,^[9] bu nedenle bütünüyle aşınmayan daha dayanıklı kaya kütleleri platform üzerinde tek başına yükselen bir deniz aşınım sütunu (İng: "stack") olarak kalabilmektedir.^[9] Ayrıca burunların yan yüzeylerinde dalgaların açtığı bir deniz mağarası (İng: "sea cave"), iki taraftan aşındırıldığında doğal kemer (İng: "arch") biçimini almaktadır.^[9] Bu evrim zincirinin yakın tarihli bir karşılığı Kanada'nın Newfoundland bölgesindeki Barachois River kıyısında kaydedilmiştir.^[9] Buradaki kaya oluşumu başlangıçta bir deniz mağarası olarak gelişmiş, ardından her iki taraftan aşınarak doğal bir kemere dönüşmüştür.^[9] Ancak 2012 ile 2013 arasındaki kışta bu kemer çökmüştür. Burun ucunda geriye küçük bir deniz aşınım sütunu kalmıştır.^[9]

Graham Robson, CC BY-SA 2.0

Kıyı şekillerinin hangi yükseltide gelişeceğini ise deniz seviyesindeki değişimler belirlemektedir.^[9] Kara buzullarının hacmindeki değişimlerle veya levha tektoniği süreçlerinin deniz tabanı biçimini değiştirmesiyle ilişkili küresel ölçekli değişimlere östatik deniz seviyesi değişimleri (İng: "eustatic sea-level changes") denilmektedir.^[9] Buna karşılık kara üzerindeki buz miktarının değişmesi ya da dağların büyümesi ve aşınması sonucunda yer kabuğunun çökmesi veya yükselmesiyle oluşan yerel değişimler izostatik deniz seviyesi değişimleri (İng: "isostatic sea-level changes") olarak tanımlanmaktadır.^[9]

İki süreç farklı ölçeklerde işlemektedir.^[9] Östatik değişim bütün okyanusları etkilemektedir. İzostatik değişim ise sadece belirli bir bölgenin kabuğunu ve kıyısını etkilemektedir.^[9] Bir kıyının göreli seviyesini ise östatik ve izostatik hareketlerin toplamı değiştirmektedir.^[9] Örneğin yakın jeolojik geçmişte deniz seviyesinin karaya göre net olarak düştüğü kıyılarda eski aşınım düzlükleri su üstünde kalmakta,^[9] bu tür kıyılar da yükselmiş dalga aşındırma platformları (İng: "uplifted wave-cut platforms") ile ayırt edilmektedir.^[9]

Plaj Dengesi, Kıyı Birikim Şekilleri ve Tortu Bütçesi

Kıyıların hemen hepsinde, farklı noktalarda ve farklı ölçülerde olmak üzere, çoğu zaman hem aşınma hem de birikme bir arada gerçekleşmektedir.^[9] Ancak bir kıyının birikim ağırlıklı (İng: "depositional coast") olabilmesi için temel bir şart vardır.^[9] Bu kıyıya kum ve daha iri boyuttaki tortul malzemenin kesintisiz olarak sağlanması gerekmektedir,^[9] çünkü besleme kesildiğinde kıyı birikim ağırlıklı olma niteliğini yitirmektedir.^[9] Kumlu bir deniz plajının kesitine bakıldığında iki ana bölüm seçilmektedir.^[9] Alçak ve yüksek gelgit düzeyleri arasında kalan eğimli bölüme plaj yüzü (İng: "beach face") adı verilmekte,^[9] yüksek gelgit sularının erişemediği daha düz olan arka kesim ise berm (İng: "berm") olarak adlandırılmaktadır.^[9]

Kış koşullarının daha sert geçtiği kıyılarda plaj profili mevsimlik bir döngü izlemektedir.^[9] Sert kış denizi plajdaki kumu aşındırarak kıyıdan açıkta yer alan bir su altı kum barına (İng: "underwater sandbar") taşımakta,^[9] yaz aylarının daha sakin ve yatık dalgaları ise bu kumu su altı barından alarak yavaş yavaş kıyıya geri itmektedir.^[9] Öte yandan kıyı boyu akıntısı ve kıyı boyu sürüklenme, kıyı çizgisinin yön değiştirdiği yerlerde karakteristik kum şekilleri inşa etmektedir.^[9] Kıyı boyunca akıntı yönünde açık suya doğru uzanan uzun kum birikimine kıyı oku (İng: "spit") denilmektedir.^[9] Eğer bir kıyı oku bir koyun ağzını kapatacak veya hemen hemen kapatacak kadar karşı kıyıya uzanırsa koy ağzı barı (İng: "baymouth bar") adını almaktadır.^[9]

Kıyıya yakın adaların arkasında ise dalgalardan korunan düşük enerjili bir gölge alan oluşmakta,^[9] bu korunaklı alanda enerji azaldığı için kıyı boyu akıntısı yavaşlayarak taşıdığı tortuyu biriktirmektedir.^[9] Zamanla biriken bu kum ya da daha iri taneli malzeme adayı ana karaya bağladığında tombolo (İng: "tombolo") gelişmektedir.^[9] Kıyı tortusunun bol ve kıyı rölyefinin düşük olduğu (yakın dönemde kıyı yükselmesi yaşanmamış) alanlarda ise ana karadan birkaç kilometre açıkta uzamış kum adaları olan bariyer adaları (İng: "barrier islands") oluşmaktadır.^[9] Örneğin ABD'nin Maryland kıyısındaki Assateague Adası, yaklaşık 60 km uzunluğa ve sadece 1 km ile 2 km arasında bir genişliğe sahip bir bariyer adasıdır.^[9] Yani adanın uzunluğu genişliğinin 30 ila 60 katıdır.^[9]

Kıyıdaki birikim şekillerinin varlığı, dalga etkisiyle karaya doğru gerileyen falezler gibi aşınım kaynaklarına doğrudan bağımlıdır,^[9] nitekim Vancouver Adası'ndaki Goose Spit kıyı okunu oluşturan kumlar Comox bölgesindeki Pleistosen yaşlı Quadra Sand çökelinin aşınmasından gelmektedir.^[9] Ne var ki Comox falezini dalga aşınımından korumak amacıyla kıyıya yapılan kaya ve beton engeller Goose Spit'e ulaşan tortuyu azaltmaktadır.^[9] Bu müdahalenin sonuçlarından biri, Goose Spit kıyı okunu tortudan mahrum bırakmak (İng: "starve") ve sonunda kıyı okunun aşınmasında rol oynamaktır.^[9]

Rüzgarın Şekillendirdiği Kurak Yüzeyler: Deflasyon, Abrazyon ve Kumullar

Su kütlelerinin ve nemin azaldığı kurak bölgelerde yeryüzünü biçimlendirme görevi atmosfere geçmektedir.^[3] Rüzgar, gevşek tortunun bol ve bitki örtüsünün seyrek olduğu bölgelerde malzemeyi etkili biçimde aşındırabilmekte, taşıyabilmekte ve biriktirebilmektedir,^[3] dolayısıyla seyrek bitki örtüsü rüzgarın etkisini artırmaktadır.^[3] Rüzgar süreçlerinin ayrıntılarını 7869 numaralı makalemizde incelediğimiz için burada aşınım, taşınma ve birikme mekanizmalarının temel işleyişini ele almaktayız.

Rüzgarın yüzey üzerindeki aşındırma işi iki ayrı fiziksel mekanizmayla yürümektedir.^[3] Bunlardan birincisi, rüzgarın türbülanslı girdap hareketiyle yüzeydeki gevşek ve ince taneli parçacıkların kaldırılıp uzaklaştırıldığı deflasyon (İng: "deflation") sürecidir.^[3] İkincisi ise havayla taşınan kum tanelerinin kaya yüzeylerine çarparak ve sürterek onları zımpara gibi aşındırdığı abrazyon (İng: "abrasion") sürecidir.^[3]

Ancak kurak bölgelerdeki her ilginç kaya biçimini doğrudan rüzgar abrazyonuna bağlamak doğru değildir.^[4] Tıpkı dolinlerin geometrisi ve benzer biçimli dolinlerin farklı kökenlere sahip olabilmesi örneğinde olduğu gibi, dış biçim tek başına kesin süreç tanısı sağlamamaktadır.^{[4], [16]} Nitekim incelenen bir mantar kaya (İng: "mushroom rock") örneğinin kökeni için hem rüzgar aşındırması hem de kaya geçmişte kısmen gömülüyken etkili olan tuzlu yer altı suyunun korozyonu (İng: "corrosion") öne sürülmektedir.^[4]

Toz fırtınalarının taşıdığı malzemenin büyük bölümü silt boyutlu parçacıklardan oluşmakta,^[3] rüzgarla taşınıp biriken bu silt boyutlu malzeme çökellerine de lös (İng: "loess") adı verilmektedir.^[3] Rüzgarın biriktirdiği bu kum kütleleri geniş kum örtüleri (İng: "sand sheets") oluşturabilmekte,^[3] ayrıca yüzeyde küçük dalgacıklar (İng: "ripples") ve daha büyük ölçekli kumullar (İng: "dunes") halinde gelişmektedir.^[3]

James St. John, CC BY 2.0

Buzul Vadileri ve Buzul Birikintileri

Sıcaklığın suyun donma noktasının altında kaldığı yüksek dağlarda ve kutup çevrelerinde aşınım, taşınma ve birikme süreçlerini buz kütleleri devralmaktadır.^[5] Yer bilimlerinde buzul (İng: "glacier"), karada bulunan ve kendi ağırlığı altında hareket eden uzun ömürlü (yüzyıllar veya daha uzun süre kalıcı) bir buz kütlesidir.^[5] Buzul jeomorfolojisinin geniş kapsamını 7888 ve 15894 numaralı makalelerimizde ele aldığımızdan, burada buzulların vadi yontma ve çökel bırakma mekanizmasını çözümlemekteyiz.

Buzul aşındırması konusunda yaygın bir yanılgı, alttaki sağlam kayayı doğrudan saf buzun aşındırdığını düşünmektir.^[5] Oysa buz tek başına birçok kayaçtan daha yumuşaktır.^[5] Bu nedenle buzul aşındırmasının büyük bölümünü, buzun içine gömülmüş olan ve buzulun ağırlığıyla alttaki kaya yüzeyine bastırılan kaya parçaları yapmaktadır.^[5] Dağ vadileri boyunca ilerleyen buzullar, V biçimli vadiler ve kanyonlar açan akarsulardan çok farklı bir vadi geometrisi yaratmaktadır.^{[2], [5]} Çünkü dağ buzulları (İng: "alpine glaciers") vadi tabanlarında yan yamaçlarına göre daha fazla aşındırma yapmakta,^[5] bunun sonucunda da nispeten düz tabanlı, dik yamaçlı ve geniş U biçimli vadiler (İng: "U-shaped valleys") oluşmaktadır.^[5]

Buzul vadilerinde ana kol ile yan kollar arasındaki aşındırma gücü de birbirine eşit değildir.^[5] Daha büyük olan ana vadi buzulu, kendisine katılan yan kol buzullarından çok daha derine aşındırma yapmaktadır,^[5] dolayısıyla buzullar eriyip çekildiğinde yan kol buzullarına ait U biçimli vadiler ana vadi tabanından yüksekte kalarak asılı vadiler (İng: "hanging valleys") oluşturmaktadır.^[5] Buzulun kopardığı ve içine aldığı farklı boyuttaki kaya parçaları, buz kütlesiyle birlikte aşağılara taşınmaktadır.^[5] Ardından buzul eridiğinde bu malzeme boylanmadan olduğu gibi çökelmektedir.^[5] Buzul buzu tarafından taşınıp doğrudan biriktirilmiş olan bu tortuya till (İng: "till") adı verilmektedir.^[5]

Periglasiyal Kuşak: Don Etkisi ve Yamaç Akmaları

Buzul kütlesinin bittiği yerde soğuk iklimin yer şekillendirici etkisi bir anda sona ermemektedir.^[6] Jeomorfolojide periglasiyal (İng: "periglacial") terimi, başlangıçta buzul sınırının dışındaki soğuk iklim kavramını ifade etmek için kullanılmıştır.^[6] Bu soğuk kuşağın ayrıntılı süreçlerini 7909 numaralı makalemizde incelediğimiz için burada aşınım ve birikim zincirindeki yerini özetlemekteyiz.

Buzul sınırının dışındaki bu soğuk bölgelerde mekanik ayrışma süreçleri son derece etkindir.^{[1], [6]} Özellikle kar yığınlarının altındaki aşındırmayı ifade eden nivasyon (İng: "nivation") ve suyun donup çözülmesine dayanan don etkisi (İng: "frost action") yüzeyde yoğun biçimde çalışmaktadır.^[6] Bu iki süreç hem özgün aşınım şekilleri hem de bol miktarda aşınmış kaya döküntüsü (İng: "erosional debris") üretmekte,^[6] üretilen bu kaba kaya döküntüsü de su içeriği artışının kütle hareketlerini tetiklemesi ile yamaç aşağı harekete geçmektedir.^{[6], [7]} Periglasiyal yamaçlarda suya doygun üst toprağın yavaşça aktığı soliflüksiyon (İng: "solifluction"), moloz örtüsü (İng: "rubble sheet") ve blok akıntısı (İng: "block stream") ile kaya buzulu (İng: "rock glacier") hareketi başlıca kütle hareketleri olarak işlemektedir.^{[6], [7]} Bütün bu süreçler aşınmış döküntüyü yamaçlardan aşağı taşıyarak karakteristik periglasiyal birikim şekilleri oluşturmaktadır.^[6] Soğuk kuşak böylece hem aşınım hem birikim şekilleri üretmektedir.^[6]

Yapay zeka ile üretilmiş görsel (Evrim Ağacı)

Sonuç

Dış kuvvetler yeryüzünü, ayrışma ve aşınım alanlarından koparılan malzemenin taşınarak başka ortamlarda çökeldiği birbirine bağlı tortu ve su bütçeleri üzerinden şekillendirmektedir.^[1] Mekanik ve kimyasal ayrışmanın birbirini hızlandırması nasıl katı kayayı tortuya hazırlıyorsa, Hutton'ın bugünkü süreçlerden geçmişi okuma ilkesi de bu bütçenin geçmişini okumak için bir dayanak sunmaktadır.^{[1], [8]} Ancak bir yer şeklinin sadece dış görünüşü, onu üreten süreci tek başına kanıtlamaya yetmemektedir.^{[4], [16]}

Söz konusu süreçlerin birbirine bağlı bir bütçe olarak çalışması, doğaya yapılan müdahaleler açısından kritik bir sonuç doğurmaktadır.^{[9], [14]} Sistemin bir noktasında aşınımı durdurmak ya da yer altı suyunu çekmek sorunu ortadan kaldırmamakta, aksine etkiyi bütçenin başka bir noktasına taşımaktadır.^{[9], [14]} Nitekim Comox falezini korumak için kurulan engeller Quadra Sand'dan gelen tortunun Goose Spit kıyı okuna ulaşmasını azaltmakta ve sonunda kıyı okunun aşınmasında rol oynamaktadır.^[9]

Benzer şekilde karst akiferlerinin içme suyu kapasitesi ve hızlı akış nedeniyle kirlenmeye duyarlılığı, yüzeydeki bir müdahalenin yer altı su bütçesini ne kadar hızla bozabildiğini ortaya koymaktadır.^[11] Dolayısıyla akarsulardan kıyılara, buzullardan karstik mağaralara kadar hiçbir yer şekli tek başına duran sabit bir nesne değildir.^{[2], [5], [9], [12]} Aksine yeryüzündeki kıyı oku, vadi ve obruk, süregelen bir kütle ve enerji akışının bugünkü dengesini yansıtmaktadır.^{[1], [9], [14]}