Marmara Denizi' Nin Hidrografisi Ve Dolaşımı Hakkında Coğrafya Dersi Konu Anlatımı

Özet

ODTÜ-DBE R/V Bilim gemisi ile 1986-1999 yılları arasında toplanan sıcaklık, tuzluluk, çözünmüş oksijen ve akıntı bulguları Marmara Denizi’nin dolaşım, su kütlesi yapısı ve hidrografisinin yıllık ve mevsimlik değişimini ortaya koymuştur Karadeniz suları Marmara Denizi’ne İstanbul Boğazı üst akıntısı olarak katılır ve havzayı Çanakkale Boğazı üst akıntısı olarak terkeder Öte yandan, Ege Denizi suları Çanakkale Boğazı alt akıntısı olarak Marmara Denizi’ne katılır ve havzayı İstanbul Boğazı alt akıntısı olarak terk eder Böylece Marmara Denizi’nin oşinografik özellikleri komşu denizlerin sularının kontrolu altındadır

Marmara Denizi’nde bulunan Karadeniz ve Ege Denizi kaynaklı sular yaklaşık olarak 25m derinlikte yer alan keskin bir ara yüzey ile ayrılmıştır Üst tabaka suları yaklaşık 230 km3 hacme sahiptir ve 4-5 ayda bir yenilenir Alt tabaka suları ise yaklaşık 3378 km3 hacme sahiptir ve 6-7 yılda bir yenilenir Bu iki farklı su kütlesinin Marmara Denizi içindeki değişimleri bir çok özgün oşinografik dönüşümlerim anlaşılması için bir laboratuar gibidir

Marmara Denizinin yüzey dolaşımı İstanbul Boğazından Marmara Denizi’ne giren yüzey jetinin mevsimlik değişimleri (komşu denizlerdeki yoğunluk, basınç farkları ve su bütçesi) ve rüzgar gerilimi dağılımı ile kontrol edilir ADCP kullanılarak yapılan doğrudan akıntı ölçümleri Marmara Denizi yüzey sularının dolaşımının havza boyutlarında ve saat yönünde bir döngüden oluştuğunu göstermiştir

Çanakkale Boğazı’ndan Marmara Denizi’ne katılan göreceli olarak daha yoğun Ege Denizi suları Marmara Denizi’nde derinlere çöker Ege Denizi’nden giren sular yoğunluk farklarına bağımlı olarak kışın tabana, diğer mevsimlerde ise orta derinliklere çökebilir

Giriş

Marmara Denizi, Akdeniz ve Karadeniz arasında yer alan oldukça küçük (yaklaşik 70 km x 250 km boyutlarında, 11,500 m2 yüzey alanına ve 1390m maksimum derinliğe sahip) bir basendir Çanakkale ve İstanbul Boğazları ile Marmara Denizi'nin birlikte oluşturdukları sistem, 'Türk Boğazlar Sistemi' (TBS) olarak adlandırılmaktadır TBS’nin oşinografisi, geçmiş yıllarda yoğun biçimde araştırmalara konu olmuştur, ve özellikle fiziksel yapısı ve değişkenliği konusunda başta ODTÜ Deniz Bilimleri Enstitüsü’nde olmak üzere, elde oldukça geniş bir bulgu bazı bulunmaktadır (Özsoy et al, 1986, 1988; Ünlüata et al, 1990; Beşiktepe, et al, 1993, 1994) Marmara Denizi'nin taban topoğrafyasında, güney kıyısı boyunca uzanan 100m derinliğindeki geniş kıta sahanlığı bölgesi ile, bunun kuzeyinde doğu - batı yönünde uzanan (batı’dan doğuya doğru sırasıyla 1100m, 1390m, ve 1240m) derin üç depresyon dikkat çekicidir Bu derin depresyonları, yaklaşık 750m derinliği bulunan ve batıdaki 20 km, doğudaki ise 40 km uzunluğunda olan iki eşik yapısı birbirinden ayırmaktadır (Şekil 1) İstanbul Boğazının güneyinde oldukça dar bir kıta sahanlığı bulunmakta ve doğu Marmara derin çukurundan keskin bir eğim ile ayrılmaktadır Çanakkale Boğazı doğu yönünde genişleyerek Marmara Denizi’nin sığ güney kıta sahanlığı’na açılmaktadır, ve güney kesiminde 70 m derinliğinde bir kanal doğuya uzanmakta, buradan da taban eğimi ile birleşerek batı Marmara derin çukuruna bir kanyon şeklinde ulaşmaktadır

Kütle Akıları ve Karışım

Yüzey akıları ve her iki yönde de etkili olan türbülanslı girişim (‘entrainment’) nedeniyle TBS’den geçen su kütleleri geçiş sırasında sürekli olarak değişime uğrarlarsa da değişimin en hızlı olduğu yerler, Boğazlar’ın hidrolik kontrol sonrası bölgeleri (İstanbul Boğazı güneyi ve Karadeniz eşiği kuzeyi, Çanakkale Boğazı’nda Nara Burnu batısı) ile komşu denizlere bağlandıkları çıkış bölgeleridir (Ünlüata et al, 1991)

Türk Boğazlar Sistemi’nden geçen iki tabakalı akım (Karadeniz’e giren ve çıkan akımlar), kütle bütçelerinden yararlanılarak (örneğin tuz bütçesini ifade eden Knudsen bağıntıları’ndan) literatürdeki çeşitli kaynaklarda tahmin edilmiştir Bunların eleştirel bir dökümü Ünlüata et al (1990) tarafından verilmiştir Uzun dönemli ölçümlere dayanan tuzluluk ortalamaları ve durağan akım dengeleri kullanılarak hesaplanan akılar (Özsoy et al, 1986, 1988; Latif et al, 1990; Beşiktepe et al, 1994), İstanbul Boğazı’nın Karadeniz çıkışındaki akıların yaklaşık değerleri (Şekil 3) sırasıyla Karadeniz’den dışarıya 600 km3/yr (20000 m3/s,) ve Karadeniz’e doğru 300 km3/yr (10000 m3/s) olarak hesaplanmıştır Karadeniz’in durağan tuz dengesi Q1/Q2 = S2/S1 = 355/179 ≈ 2 olmasını gerektirir (Q1, S1 ve Q2, S2 İstanbul Boğazı’nın Karadeniz girişindeki üst (1) ve alt (2) tabaka hacimsel akıları ve tuzluluk değerleridır)

Bu sonuçlarda İstanbul Boğazı’ndan her iki yönde geçen akımların oranı Karadeniz’e giren ve çıkan suyun tuzluluk oranları tarafından saptanmış, ayrıca her bölümde alt tabakadan üst tabakaya girişim akılarının aynı bölüme giren alt tabaka akımına oranı İstanbul Boğazı boyunca %25, Çanakkale Boğazı’nda ve Marmara Denizi’nin tümünde ise %45 düzeyinde bulunmuştur

Karadeniz’den Akdeniz’e doğru olan yüzey akıntısı İstanbul Boğazı’ndan Marmara Denizi’ne bir yüzey ceti şeklinde girmekte ve akımın kuvvetli olduğu ve rüzgar etkilerinin az olduğu durumda güneye doğru ilerlemektedir Bu cet akımı, SAR uydu resimlerinde de görülebileceği gibi güneyde Bozburun yarımadasına çarparak batıya dönmektedir (Özsoy, et al, 2000) Bu cet akımı Marmara Denizi yüzey dolaşımını büyük ölçüde etkilediği gibi, TBS’nde yatay ve iki tabaka arasında dikey karışım açısından da büyük rol oynamaktadır (Ünlüata, 1990) Yukarıdaki yaklaşık hesaplamalar Marmara Denizi’ndeki alt tabakadan üst tabakaya olan girişim akısının yarısı kadarının bu jet aracılığı ile gerçekleşebileceğini önermektedir

Ölçüm Programı

1985 – 1992 arasında yapılan çalışmalar ODTÜ-DBE yayınlarında yer almıştır Burada 1992 sonrasındaki çalişmalar anlatılmaktadır Mart 1992-Ekim 1999 arasında R/V Bilim gemisi ile toplam 15 deniz seferi yapılmıştır Mart92-Kasım96 arasında yapılan deniz çalışmaları havzanın orta ölçekli oşinografik yapısını anlamaya yönelik olarak düzenlenmiş, Eylül97 den sonraki seferlerde dönüşüm çalışmalarına ağırlık verilmiştir Dönüşüm çalışmalarında aynı istasyonda uzun süreli ölçümler yapılmıştır

Marmara Denizi’nde yapılan oşinografik seferlerde ölçüm yapılan istasyonların havza içindeki dağılımları örnek olarak Şekil 3 te verilmiştir Çanakkale-Marmara ve İstanbul Boğazı-Marmara eşiğinde istasyon sayıları artırılarak çevre denizlerle Marmara Denizinin etkileşiminin daha ayrntll olarak incelenmesi amaçlanmıştır Ayrıca havzanın kuzeyinde yer alan derin çukurlar bir hat boyunca örneklenmiştir Bunların dışında yer alan istasyonlar yukarıda belirtilen genel stratejiyi tamamlayıcı nitelikte seçilmişlerdir

Fiziksel oşinografik çalışmalarda gemiye monteli ADCP (Akustik Doppler Akıntı Ölçer) ile akıntı ölçümleri ve istasyonlarda CTD ölçümleri yapılmıştır Tuzluluk ve sıcaklık ölçümleri R/V Bilim gemisinde bulunan yüksek ayrımlı Sea-Bird CTD cihazı ile yapılmıştır Bu CTD cihazı ile yüzeyden en derine (çoğu zaman deniz tabanı) inilerek tuzluluk ve sıcaklık profilleri elde edilmiştır

Hidrografik Değişkenlik

Havzanın Mart 1992-Ekim 1999 tarihleri arasındaki zaman içerisindeki değişimlerini anlayabilmek için havzanın en doğusunda yer alan K46L00(45-C) istasyonunda yapılan sıcaklık ve tuzluluk ölçümlerin tümü Şekil 4 ve 5 te verilmiştir Marmara Denizi alt sularında gözlemlenen sıcaklık ve tuzluluk değişimleri alt suların ortalamasından sırasıyla ±01 ve ±005 farklılıklar gösterir Bu nedenle uzun süreli değişimler karşılaştırılırken ölçüm cihazının hassasiyeti ve zaman içerisindeki kaymaları göz önünde bulundurulmalıdır Yapmış olduğumuz kalibrasyon çalışmalarından bu kaymanın tuzlulukta daha fazla olduğu ve seferler arasında 005 gibi bir değere ulaşabileceği belirlenmiştir Bu nedenle verilen tuzluluk dikey görünümleri mutlak değerden ziyade ortalamadan sapmalar olarak incelenmelidir

Yüzeyden 40 m derinliğe kadar olan tabaka doğrudan atmosfer etkisinde olduğundan zaman içerisinde en fazla değişimin gözlenen yerdir Bu tabakanın hemen altında su sıcaklığı büyüklüğü mevsimsel olarak değişen bir maksimum yapar Yaklaşık olarak 50 m civarında oluşan bu maksimumdan derinlere doğru su sıcaklığı monotonik olarak azalarak denizin tabanında yaklaşık olarak 142-143’e düşer

Beşiktepe ve diğ (1994) tarafından belirtildiği ve daha sonra gösterileceği gibi 50 m civarında oluşan sıcaklık maksimumu sonbahar aylarında Çanakkale Boğazı’ndan havzaya giren Ege sularından kaynaklanır Derine inildilçe su sıcaklığının düşüşü de kış aylarında Çanakkle’den havzaya giren suların tabana çökmesi nedeniyle oluşur Sıcaklık maksimumunun değeri ve hacmi, Ege Denizi'nden sonbahar aylarında gelip havzanın doğusuna ulaşan suların zamanı ve miktarı konusunda fikir verir Şekil 4 incelendiğinde basene giren suların sıcaklığında hem mevsimsel hemde yıllık farklılıklar görülür Sonbaharda giren sular havzanın bu kısmına kış aylarında ulaşır Fakat 1995 ve 1999 ölçümlerinde sonbaharda da sıcaklık maksimumunun kış aylarındaki büyüklüğe sahip olduğu görülmektedir Bunun nedeni ya bir önceki kış aylarında giren su miktarının bu yıllarda fazla olduğu yada düşey karışımın bu yıllarda az olduğu ile açıklanabilir

K46L00(45-C) istasyonunda ölçülen tuzluluk dikey görünümleride yukarıda tartışılan sıcaklık dikey görünümleri ile paralellik gösterir Sıcaklığın maksimum yaptığı 50 mnin hemen altında tuzlulukta maksimuma ulaşır Bu maksimum hemen altında tuzluluk minimumu yer alır Buradan derinlere doğru inildikçe tuzluluk monoton olarak artar

Marmara Denizi’nin Hidrografisi ve Dolaşımı

Marmara Denizi yaklaşık 25m derinlikteki bir yoğunluk (tuzluluk) ara yüzeyi (haloklin) ile birbirinden ayrılan ve biri Karadeniz diğeri ise Akdeniz kaynaklı iki su kütlesini barındırır Haloklin’deki keskin yoğunluk tabakalaşmasının yüzeyden alt tabakaya oksijen girdisini engellediği bir ortamda, biyojenik kaynaklı partikül maddenin yüzeyden alt tabakaya çökelerek yarattığı oksijen tüketimi ile Çanakkale Boğazından gıren oksijence zengin Akdeniz suları arasında bir denge bulunmaktadır Çanakkale’den sürekli su girişleriyle yenilenen (ortalama yenilenme zamanı 6-7 yıl) Marmara haloklin altı sularında oksijence yetersiz (suboksik) koşullar bulunmasına rağmen (Ünlüata ve Özsoy, 1986, Özsoy et al, 1986, 1988) Karadeniz’e benzer anoksik koşullar gelişmemiştir Buna karşılık son yıllarda açık denizle etkileşimi sınırlı bazı kıyı ve körfez bölgelerinde ötrofikasyon ve sonucunda hipoksiya olayları görülmüştür (Baştürk et al, 1986, 1988, 1990) Karadeniz sularınca beslenen Marmara Denizi üst tabaka sularının ise yenilenme süreleri yaklaşık bir kaç ay mertebesindedir

Çanakkale Boğazı’ndan giren Akdeniz tuzlu suları, Marmara alt suları ile arasındaki yoğunluk farkına ve Marmara alt sularının tabakalaşmasına bağımlı olarak topoğrafya boyunca dengeye ulaştıkları derinliğe kadar batarlar (Beşiktepe et al, 1994) Denge derinliğini, tabakalaşma kadar bir yoğunluk akıntısı şeklindeki taban püskülünün türbülanslı girişim hızı ile çevreden ithal ettiği sıcaklık ve tuzluluk da belirler (Beşiktepe et al, 1993) Yoğunluk farkının fazla olduğu durumlarda giren sular tabana kadar batabilir, aksi halde ise orta derinliklerde dengeye ulaşabilir Bu durumun sonucu olarak Marmara Denizi alt sularında biri 200-300m derinliklerde, diğeri ise tabana yakın ve batıdan doğuya doğru dil şeklinde uzanan iki derinlikte tuzluluk anomalileri görülmektedir

Yukarıda genel tanımı verilen tuzluluk ve sıcaklığın düşey dağılımı ve zaman içerisinde değişimi tamamen Çanakkale Boğazı’dan gelen suyun mevsimsel değişimi nedeniyledir Bunu gösterebilmek için Marmara Denizi’nin ana ekseni boyunca, Ege'den Karadeniz'e uzanan kesit üzerindeki tuzluluk dağılımları kullanılmıştır Yüzey sularının değişimleri de aynı şekillerde verilen yüzey suyu tuzluluk dağılımları ile incelenmiştir

Kış

Kış aylarında (Şekil 6) Çanakkale Boğazı yoluyla gelen Ege suları yıllık maksimuma ulaşır ve havza sularından ağırdır Bu nedenle kış aylarında giren sular havzanın batı tarafında hemen tabana çöker ve düşük sıcaklık-yüksek tuzluluklarıyla ayırt edilebilir Kış aylarında çöken bu sular havzanın en doğusunda bulunan çukuru doldurur Tuzluluk maksimumu batıdan doğuya doğru azalan büyüklüğüyle 50-200 metrelerde yer alır Orta derinliklerde kama biçiminde az tuzlu sular yer alır

Kuvvetli rüzgarların etkisi ile üst tabaka sularının tuzluluğu kış aylarında, özellikle Çanakkale Boğazı’na doğru, 26 ya kadar yükselir (Şekil 6 – üst panel) İstanbul Boğazı önlerinde ise Karadeniz'in etkisi nedeni ile tuzluluk düşüktür

Dinamik yükseklik anomalileri üzerine çizilen ADCP ile ölçülen yüzey akıntıları Şekil 7 de verilmiştir İstanbul Boğazından çıkan yüksek hızlı jet oldukça belirgindir Ayrıca Çanakkale Boğazı'na giren Marmara Suları da göreceli olarak yüksek hızlara sahiptir Şekil 7'nin üstünde verilen rüzgar vektörleri sefer süresince degişken kuvvette fakat genelde kuzeyden esen rüzgarların varlığını göstermektedir Bu kuzeyli rüzgarlar İstanbul Boğazı jetini güçlendirdiği gibi havza içinde de küçük ölçekli (≈25 km) döngülerin oluşmasına neden olur İstanbul Boğazı’ndan havzaya gelen Karadeniz kaynaklı suları taşıyan jet önce güney-batı yönünde akar ve daha sonrada kuzey-batıya dönerek yüzeyde saat yönünde havza boyutlarında bir akıntı oluşturur

İstanbul Boğazından çıkan jetin önce güneye ilerleyerek, daha sonra Bozburun Yarımadası'na çarpıp batıya döndüğü oldukça belirgin olarak uydu fotoğraflarından da görülebilir (Beşiktepe et al, 1994; Özsoy et al, 2000)

İlkbahar

Kış aylarında havzanın doğusunda tabana çöken sular daha sonraki aylarda doğuya doğru hareket eder (Şekil 8) Bunun neticesi olarak Marmara Denizi'nin batısında yer alan çukur yeni gelen sularla dolduğu gibi ortadaki çukurda dolmuş ve hatta doğuda yer alan çukurada taşmıştır Baharda havzaya giren Ege suları hala ağır olmasına rağmen tabana çökecek kadar ağır değildir ve 700-800 metrelere kadar çökebilir Havzanın batı yakasının tabanına yapışık olarak derinlere çöken yüksek tuzluluktaki sular kolayca ayırt edilebilir

Bahar aylarında yüzey suları hidrografisi ve akıntısı kış aylarına benzerlik gösterir Bunun nedeni güçlü rüzgarların baharın başında da bölgeyi etkilemeye devam etmesi ve İstanbul Boğazından gelen suların ortalama akısının maksimuma ulaşmamasıdır İstanbul Boğazı’ndan gelen Karadeniz suları bir jet halinde havzaya girer ve daha sonra havza boyutlarında saat yönünde bir akıntı oluşturur

Yaz

Yaz aylarında havzaya giren sıcak ve tuzlu Ege suları havza içinde ancak belirli derinliklere çökebilir (Şekil 9 - alt panel) Çanakkale Boğazı'ndan Marmara Denizi'ne giren Ege Denizi kaynaklı sular 150m ile 500m arasında yüksek tuzluluk hücreleri olarak gözlenir Marmara Denizi'ne giren sular ikiye ayrılıp bir kısmı Marmara Adası'nın güneyinden bir kısmıda diğer mevsimlerde olduğu gibi Marmara adasının kuzey batısından havzaya karışır Çevresindeki sularla karışım nedeniyle yoğunluğu değişen bu sular farklı farklı derinliklere çökerDaha derinlerde gözlemlenen tuzluluk anomalileri kış sonlarında çöken sular tarafından oluşturulmuştur

Bu ayda yüzey tuzluluğu kış ve bahar aylarına nazaran daha düşüktür ve 20-22 arasında değişir (Şekil 9-üst panel) Ancak Marmara Adası'nın güneyindeki sığlık bölge ile körfezlerde 24 e kadar yükselmiştir Tuzluluk dağılımından çıkarılabilecek akıntı sistemi, havza boyutlarında ve saat yönünde hareket eden bir dolaşımın hakim olduğunu gösterir İstanbul Boğazından çıkan jet önce güney-batı istikametinde havzanın güney kıyılarına ulaşır Daha sonra kuzey-batı yönüne döner Bu genel akıntının güneyde yer alan körfezleri etkilemediği görülmektedir

Sonbahar

Sonbahar aylarında Ege Denizi'nden gelen suların yoğunluğu havzanın alt tabaka sularının yoğunluğundan daha azdır (Şekil 10- alt panel) Bu nedenle bu mevsimde gelen sular havza için derinlere çökemez ve halokilinin hemen altından havzaya girer ve burada tuzluluk maksimumunu oluşturur Bu seviyeden giren sular havzanın ortalarına kadar ilerlemiş ve geniş bir alanı kaplamıştır Kış aylarında tabana çöken sular sonbaharda Marmara Denizinin ortasındaki çukuru doldurmuştur Çanakkale’den gelen sularla doğrudan yenilenmeyen orta derinlikteki sular az tuzlu olarak yer alır

Sonbahar aylarında rüzgar gerilimi zorlaması oldukça düzensizdir ve etkisini dolaşımdaki hızlı değişmelerle gösterir Örneğin, Eylül 1995 teki gibi sakin bir durumda İstanbul Boğazı ceti düz bir şekilde güneye ilerlerken (Şekil 10), aksi hali gösteren Ekim 1992 durumunda yüzey dolaşımını etkileyen rüzgar gerilimi girdapların oluşmasına ve bilinen cet dolaşımının değişmesine neden olmaktadır

Mart 1992 – Ekim 1999 arasında yapılan ve burada bir sentezi verilen ölçümlerden çıkarılan Marmara Denizi yüzey suları ve alt sularının dolaşımı Şekil 12'deki gibi şematize edilebilir

Marmara Denizi yüzey suları dolaşımı (Şekil 12- üst panel) İstanbul Boğazından çıkan jetin havza içerisinde saat yönünde bir dolaşım oluşturması ile tanımlanabilir Bu genel yapı rüzgarın ve/veya Karadeniz'den gelen su miktarındaki oynamalar nedeniyle değişebilir

Çanakkale Boğazı'ndan gelen Ege suları Çanakkale Boğazının uzantısı olan deniz altı kanyonunu takip ederek havzanın batısındaki çukura ulaşır Daha sonra doğuya doğru havzanın derinliklerinde bir akıntı oluşur (Şekil 12- alt panel) Ancak yaz aylarında Ege Denizi'nden gelen suların bir bölümü doğuya dönerek farklı bir yol izler ve havzanın güney kısmını etkiler

Kaynak: MIDDLE EAST TECHNICAL UNIVERSITY - Main Page