TÜRKİYE NİN AKTİF VOLKANLARI BÖLÜM 1

Transkript

1 HACETTEPE ÜNİVERSİTESİ JEOLOJİ MÜHENDİSLİĞİ TÜRKİYE NİN AKTİF VOLKANLARI BÖLÜM 1 PROJE RAPORU SEMİH CİVAN Ocak 2017 Türkiye nin Aktif Volkanları adlı mezuniyet projesi çalışmasının ilk bölümüdür. Volkan tanımlamalarını ve volkanların yeryüzündeki dağılımını inceler. 1

2 İÇİNDEKİLER ÖZ... 4 ŞEKİLLER DİZİNİ GİRİŞ Raporun Amacı Raporun Konusu VOLKAN TANIMI VOLKANLARIN SINIFLANDIRILMASI Aktiflik Durumuna Göre Aktif Volkan Dormant Volkan Sönmüş Volkan Şekline Göre Cüruf Konileri Kalkan Tipi Stratovolkan Plato Volkan Kaldera Süper Volkan Püskürmesine Göre Patlayıcı Çatlak Tipi Sessiz VOLKANİK PATLAYICILIK Magma Akışkanlığı ve Gaz Volkanik Patlayıcılık İndeksi (VEI) Patlama Türleri Hawaii Tipi Patlama Strombolik Patlama Vulkanik Patlama

3 4.3.4 Plinian Patlama Lav Domları Surtseyan Patlama VOLKANLARIN ÇEVRESEL ETKİLERİ Yakın Etkiler Lav Akıntısı Piroklastik Akıntı Lahar Heyelan Deprem Uzak Etkiler Gaz Kül Bulutu Asit Yağmuru Uzun Vadeli Etkiler Volkanik Kış İklime Etki DÜNYA AKTİF VOLKANLARININ YAYILIMI KAYNAKLAR

4 ÖZ Bu raporda volkanlar jeolojik yapıları, çeşitleri, püskürme türleri ve etkileri ele alınarak detaylı bir şekilde incelenmiş, anlatılmış ve açıklanmıştır. Dünya kaynaklarından internet aracılığıyla en güncel bilgiler derlenerek hazırlanmıştır. Uygun şekillerle ve interaktif linklerle desteklenmiştir. Türkçe kaynaktan yararlanılmadığından tamamı İngilizceden çeviridir. Volkanlarla ilgili her türlü temel bilgiye ulaşabileceğiniz bir içerik. 4

5 ŞEKİLLER DİZİNİ Şekil 1: İzlanda da Püsküren Bir Volkan... 8 Şekil 2: Afrika Rift Vadisinden Bir Krater... 9 Şekil 3: Mavi Lav... 9 Şekil 4: Kilauea Dağı Püskürüyor Şekil 5: Pāhoehoe Tipi Lav Şekil 6: Şili de Calbuco Volkanı Püskürürken Şekil 7: Kamçatka da Aktif Volkanlar Şekil 8: Afrika da Aynı Anda Püsküren Volkanlar Nyiragonga ve Nyamuragira Şekil 9: St. Helens Dağı Hala Tütüyor Şekil 10: Huascaran Sönmüş Volkanı, Peru Şekil 11: Tipik bir cüruf konisinin iç yapısının şematik gösterimi Şekil 12: Haleakala Ulusal Parkındaki ünlü Cüruf konileri. Fotoğraf: Greg Vaughn, Alamy.. 15 Şekil 13: Tipik bir kalkan volkanın iç yapısı Şekil 14: Hawaii deki Mauna Kea volkanı. Fotoğrafçı: ROBERT MADDEN/National Geographic Creative Şekil 15: Japonya daki Fuji Dağı Şekil 16: Kaliforniya daki Shasta Dağı Şekil 17: Tipik bir stratovolkanın iç yapısının şematik gösterimi Şekil 18: Kolombiya Nehri Platosu Bazalt Kalınlık Haritası Şekil 19: Bir Kalderanın Oluşum Evreleri Şekil 20: Taupo Süper Volkanı Şekil 21: Patlamalı Bir Püskürme Şekil 22: İzlanda dan Çatlak Tipi Püskürme Şekil 23: Mauna Loa Şekil 24: VEI Şekil 25: Toba Kalderası 74 bin yıl önce akıl almaz bir şiddetle püskürdü Şekil 26: Küreler ünlü volkanik püskürmeleri hacimsel olarak göz önüne sermektedir Şekil 27: Hawaii Tipi Patlama Şekil 28: Strombolik Patlama Şekil 29: Vulkanik Patlama Şekil 30: Plinian Patlama Şekil 31: Chaiten Lav Domu Şekil 32: Surtseyan Patlama Şekil 33: Lavlar önüne çıkan bir evi yok etmek üzere

6 Şekil 34: Lavlar Yerleşim Alanını Yutmuş Şekil 35: Bir araç piroklastik akıntıdan kaçmaya çalışıyor Şekil 36: Lahar Şekil 37: Kül Bulutu Şekil 38: Volkanik Kül Bir Uçağın Üzerini Örtmüş Şekil 39: Volkanik Gazların Atmosferdeki Etkisi Şekil 40: Levhalar Şekil 41: Ada Yayları Şekil 42: Volkanların Dünya Üzerindeki Yayılımı ÇİZELGE Tablo 1: VEI Değerleri ve Püskürme Sıklığı

7 1. GİRİŞ 1.1 Raporun Amacı Hacettepe Üniversitesi Jeoloji Mühendisliği Bölümü bitirme (mezuniyet) projesi kapsamında Doç. Dr. Elif Varol Muratçay danışmanlığında hazırlanmıştır. Projenin ana konusu Türkiye nin Aktif Volkanları için ön bilgilendirme ve giriş niteliği taşır. Bu rapor proje raporunun birinci bölümüdür. Raporun ikinci bölümünde Türkiye volkanları anlatılırken bu ayrıntılara tekrar değinilmeyecektir. 1.2 Raporun Konusu Bu raporda: volkanlar tanımlanmış; aktiflik durumuna, şekline ve püskürmesine göre sınıflandırılmış; volkanik patlayıcılık magma akışkanlığı ve gaz, Volkanik Patlayıcılık İndeksi (VEI) ve patlama türleri ile ayrıntılı olarak açıklanmış; volkanların çevresel etkileri genişçe anlatılmış; aktif volkanların Dünya daki yayılımı incelenmiştir. 42 şekil, 1 tablo, 9 interaktif link ile desteklenen toplamda 48 sayfalık bu içerik Türkiye nin Aktif Volkanları ana konusu altındaki proje raporunun birinci kısmı olup ikinci kısmı için gereken bilgileri içerir. Türkiye nin Aktif Volkanları ana konusu altındaki proje raporunun ikinci kısmında (bu raporun devamı niteliğindedir) Türkiye ye yakın ve Türkiye deki aktif ve dormant volkanlar incelenecek ve onların patlamaları durumunda Türkiye üzerindeki çevresel etkileri anlatılacak ve bu etkilere karşı alınması gereken önlemlere değinilecektir. 7

8 2. VOLKAN TANIMI Volkanlar Dünya nın yanıcı iç gücünün ortaya çıktığı mükemmel yapılardır. Bu yapılar aslında erimiş kayaların, malzemelerin ve gazların yüzeye çıktığı havalandırma delikleri gibi düşünülebilir. İzleyen başlıklar ve içeriklerinden yola çıkarak bir tanım yapacak olursak: Volkanlar, püskürme sıklıklarına göre aktiflikleri tanımlanan, püskürme şiddetine ve yapısına göre sınıflandırılan, gücünü magmadan alarak dramatik çevresel etkilere sebep olan masif jeolojik yapılardır. Şekil 1: İzlanda da Püsküren Bir Volkan 8

9 Şekil 2: Afrika Rift Vadisinden Bir Krater Şekil 3: Mavi Lav 9

10 Şekil 4: Kilauea Dağı Püskürüyor Şekil 5: Pāhoehoe Tipi Lav 10

11 Şekil 6: Şili de Calbuco Volkanı Püskürürken 3. VOLKANLARIN SINIFLANDIRILMASI Volkanlar üzerinde çalışırken onları sınıflandırmak ve nasıl işlediklerini anlamak önem taşıyor. Volkanlar sınıflandırılırken aktivite, püskürme cinsi, sıklığı ve büyüklüğü, şekil ve boyut, volkanın potansiyel etkileri gibi faktörler dikkate alınır Aktiflik Durumuna Göre Aktif Volkan Bir volkan günümüzde aktif kabul ediliyorsa püskürmesi bekleniyor veya zaten püskürüyor olması gerekir. Bu şekilde sınıflandırılan volkanlara en iyi örneklerden biri 1983 yılından beridir püsküren Kilauea dır. Gezegenimizde aktif olarak sınıflandırılan 1900 kadar volkan vardır. Tarihte bunlardan 500 tanesi püskürmüştür. Her yıl bunlardan 50 ila 70 tanesi püskürür. 11

12 Şekil 7: Kamçatka da Aktif Volkanlar Şekil 8: Afrika da Aynı Anda Püsküren Volkanlar Nyiragonga ve Nyamuragira 12

13 Dormant Volkan Bu sınıfa giren volkanlar kayıtlı tarihte püskürmüştür ancak yakın gelecekte püskürmeyeceği tahmin edilir. Yine de bir zaman püskürmeleri beklenmektedir. Bazen aktif volkan ile dormant volkan arasındaki fark çok küçüktür. Örneğin yüzyıllardır püskürmemiş bir volkanın hala püskürmesi olasıdır. Mauna Kea Büyük Ada üzerinde bulunan ve en son yıl önce püskürmüş olan bir volkandır. Bilim insanları yeniden püsküreceğine inanıyorlar. Bir volkanı dormant yapan özellik püskürmenin ne zaman gerçekleşeceğinin tahmin edilememesidir. Dormant volkanlar çevresinde yerleşim kurmuş insanların bir püskürmeye hazırlıklı olmamasından ve püskürmez düşüncesiyle bölgeden ayrılmamalarından dolayı çok tehlikeli olabilirler. St. Helens Dağı 1980 yılında püskürdüğünde dormant sınıfındaydı. Şekil 9: St. Helens Dağı Hala Tütüyor 13

14 Sönmüş Volkan Bir daha asla püskürmeyeceği düşünülen volkanlar bu sınıfa alınır. Örneğin, en son yıl önce püsküren Kohala volkanı bu guruptan sayılır. Bilim insanları bu volkanın bir daha hiç püskürmeyeceğini tahmin ediyorlar. Sönmüş volkanların tekrar hayata geçme olasılıkları her zaman vardır. Şekil 10: Huascaran Sönmüş Volkanı, Peru 3.2. Şekline Göre Cüruf Konileri Cüruf konileri en basit volkan tipidir. Tek bir noktadan çıkan lavın ve partiküllerin katılaşmasıyla oluşurlar. Gaz sıkışınca lav şiddetle püskürür. Püskürürken katılaşmış küçük parçalara ayrılır ve püskürdüğü çevreye sinderler olarak dairesel veya oval 14

15 şekilde koniler oluşturarak düşer. Bir çok cüruf konisi kase şekilli kratere sahiptir ve nadiren 300 metre yüksekliği aşar. Cüruf konileri yeryüzündeki volkanik arazilerde sayılamayacak kadar çok yaygındır. Şekil 11: Tipik bir cüruf konisinin iç yapısının şematik gösterimi 1943 de bir cüruf konisi Meksika da Parícutin köyü yakınlarında bir çiftlikte oluşmaya başladı. Gaz nedeniyle oluşan şiddetli patlamalarla aniden boşalan lavlar geri düşerek 360 metre yüksekliğinde cüruf konisi oluşturdular. Son püskürme koninin tepesinde huni şeklinde bir krater oluşturdu. Daha sonra da gaz çıkmış olduğundan lavlar yamaçlardan sakince aktı. Burada anlatılan olay bir cüruf konisinin tipik oluşum aşamalarıdır. 9 yıllık aktivitenin ardından Parícutin 258 km 2 kül ile kaplı ve San Juan kasabasını yok etmiş belirgin bir koni yaptı. Dünya nın dört bir yanından jeologlar Parícutin cüruf konisini gözlemleyerek çalışmalar yaptılar. Volkanizma, volkanik ürünler ve volkanik arazi oluşumu hakkında güzel bilgiler edindiler. Şekil 12: Haleakala Ulusal Parkındaki ünlü cüruf konileri. Fotoğraf: Greg Vaughn, Alamy 15

16 Kalkan Tipi Şekil 13: Tipik bir kalkan volkanın iç yapısı Kalkan tipi volkanlar neredeyse tamamen sıvı lav akışından meydana gelirler. Bir merkezden veya merkezler gurubundan dört bir yana yayılan lav geniş, az eğimli yamaçları olan, kubbe şekilli, daha çok bir savaş kalkanı gibi görünen bir yapı meydana getirir. Bu tip volkanlar yavaşça, yüksek akışkan bazaltik lavlar genişçe yayılım gösterdikçe ve ince tabakalar halinde soğudukça oluşurlar. Dünya daki en büyük volkanların bazıları kalkan tipi volkanlardır. Hawaii Adaları aralarında Dünya nın en aktif volkanlarından olan Kilauea ve Mauna Loa nın da olduğu bu volkanların oluşturduğu bir zincirdir. Adaların tabanı deniz altında 4.5 km kadar derine iner. Mauna Loa, Dünya nın en büyük kalkan tipi volkanıdır ve aynı zamanda da en aktif olanıdır. Deniz seviyesinden yaklaşık 4 km kadar yükselirken deniz altındaki yüksekliği de 8.5 kilometredir. Şekil 14: Hawaii deki Mauna Kea volkanı. Fotoğrafçı: ROBERT MADDEN/National Geographic Creative 16

17 Stratovolkan Dünya nın en görkemli dağlarından bazıları strato volkandır. Strato volkanlar tipik olarak dik yamaçlı, lav akışlarının, volkanik külün, blokların ve bombaların oluşturduğu katmanları olan simetrik konilerdir. 2.5 km kadar yükselebilirler. Dünya nın en göze çarpan güzel strato volkanları Japonya daki Fuji Dağı, Ekvator daki Cotopaxi, Kaliforniya daki Shasta Dağı, Oregon daki Hood Dağı ve Washington daki St. Helens, Rainer Dağlarıdır. Şekil 15: Japonya daki Fuji Dağı 17

18 Şekil 16: Kaliforniya daki Shasta Dağı Bir çok strato volkanın bir tek çıkışı olan kraterleri vardır. Bazen birden fazla çıkış da olabilir. Lav krater duvarındaki kırıklardan veya koninin kanatlarındaki çatlaklardan çıkıp akar. Lavlar çatlaklardan çıkarken katılaşır ve koni yapısını sağlamlaştıran dayklar meydana getirir. Strato volkanlardaki başlıca yapı magmayı rezervuarından yüzeye taşıyan kanal sistemleridir. Volkanı oluşturup büyüten içinden çıkan materyallerin birikmesidir. 18

19 Şekil 17: Tipik bir stratovolkanın iç yapısının şematik gösterimi Strato volkan dormant aktiflik seviyesine düştüğünde erozyon baş göstererek koniyi yok etmeye başlar. Volkan aşındıkça magmanın oluşturduğu dayklar da açığa çıkar. Bu dayklar erozyona karşı daha dayanıklıdır. En sonunda volkandan geriye kalan da bu dayk kompleksi olur Plato Volkan Bazı püskürmelerde, bazaltik lav tek bir merkez yerine uzun çatlaklar boyunca sessizce akarak çevresini geniş bir araziyi doldurur. Lavlar devamlı akarak birbiri üstünü doldururlar ve geniş platolar oluştururlar. Bu tip lav platolarına örnekler İzlanda da görülebilir. Lav platoları sayısız kaynaktan sayısız defa çıkan çok akıcı bazaltik lavlar tarafından oluşturulur. Çıkışlar şiddetli değil; düşük viskoziteli lavlar, yüksek akışkan malzemeler ve az biriken gazlar nedeniyle sessizdir. Ortaya çıkan lav katmanları çizgisel çatlaklardan, riftlerden veya bir çok kaynaktan olan devasa volkanik püskürmelerden oluşan bazalt sellerinden meydana gelmiş olabilir. Ard arda gerçekleşen bir çok geniş yayılımlı lav akışı orijinal araziyi kaplar ve lav alanları, cüruf konileri, kalkan volkanlar ve diğer volkanik oluşumları da içeren bir plato oluşturur. Bazı durumlarda bir lav platosu bir tek volkanın bir parçası olabilir. Buna örnek olarak Kanada daki 1800 km 2 alanı kaplayan ve hacmi 860 km 3 olan Level Dağı kalkan volkanı verilebilir. Oluşumu Paleojen de gerçekleşen en geniş bazaltik plato belki de Atlantik Okyanusu nun kuzeyinde km 2 alan kaplayan Thulean Platosu dur. Dünya üzerinde yüzeyde ve su altında sayısız volkanik plato bulunur. Tıpkı Kolombiya Nehri Platosu ve Ontong Java Platosu gibi. Şekil 18: Kolombiya Nehri Platosu Bazalt Kalınlık Haritası 19

20 Kaldera Kaldera sözcüğü orijinalde Latin kökenlidir ve kazan (veya bir şeylerin kaynatıldığı kap) anlamına gelir. Kaldera terimi, jeolojik sözlüğe Alman jeolog Leopold von Buch tarafından kazandırılmıştır. Kaldera genellikle geniş olan, püskürme aktivitesi sırasında veya püskürmenin hemen ardından yüzeyin magma odasının üstüne çökmesiyle oluşan volkanik yapılardır. Bir kaldera bir volkanik püskürmeden sonra oluşur. Püskürme volkanın tepesini havaya uçurur veya gerisin geri çökmesine sebep olur. Volkanın üstünde oluşan birkaç kilometreye kadar genişleyebilen dairesel göçük kalderadır. Kaldera oluştuğu çevreyi kalıcı olarak değiştirir. Volkanın altındaki magma odasının boşalması bir çökmeyi tetikler, genellikle de büyük volkanik püskürmeler buna sebep olur. Eğer yeteri kadar magma dışarı çıkarsa, boşalan oda üzerindeki volkanik yapının ağırlığını taşıyamaz hale gelir. Kaba bir dairesel kırık, bir ring fayı, odanın merkezinin etrafında gelişir. Ring kırıkları, ring dayklar olarak da bilinir. İkincil bir volkanik ağız ring kırığının ortasından büyüyebilir. Magma odası boşaldığında ring kırığının içindeki volkan merkezi çökmeye başlar. Bu çökmenin nedeni tek bir püskürme felaketi olabileceği gibi bir dizi püskürmenin eseri de olabilir. Çöken bütün bölge toplamda yüzlerce kilometre karelik alanı kaplayabilir. Şekil 19: Bir Kalderanın Oluşum Evreleri. a) Püskürme gerçekleşir. b) Püskürme sonucu magma odası boşalır. c) Boşalan magma odası üzerindeki yapının ağırlığını taşıyamaz ve yapı çöker. Çökme sonucu oluşan çatlaklardan buhar patlamaları gözlenir. d) Çöküntü yapısı daha sonra yağış ve birikim sebebiyle su ile dolarak bir göle dönüşebilir. Kalderanın ortasından yeni bir tüf konisi yükselebilir. 20

21 Kalderaların şekli ve büyüklüğü değişkendir. Bazı kalderalar neredeyse daireseldir ve basit bir çöküş hikayeleri vardır. Bazıları ise daha doğrusaldır. Kalderalar kraterlerden çok daha büyüktürler. Bir kaldera topoğrafik ve yapısal elementlerince bölümlere ayrılabilir Süper Volkan Süper volkan terimi VEI ölçeğine göre 8 büyüklüğünde püskürme yapan volkanik bir merkezi kasteder. 8 büyüklüğünde püskürme demek, 1000 km 3 den fazla malzeme püskürmesi demektir. VEI ölçeği diğer kriterlerle birlikte çoğunlukla püskürme sırasında çıkan malzeme miktarını (kül, pomza, lav vb.) dikkate alır. Bütün VEI 8 püskürmeleri binlerce ila milyonlarca yıl önce gerçekleşti. Diğer süper volkanlar gibi Yellowstone süper volkanında da daha küçük püskürmeler de gerçekleşmiştir. Yellowstone süper volkanı için hazırlanmış bu özel sayfayı inceleyebilirsiniz: Geçtiğimiz 2 milyon yılda son derece büyük piroklastik püskürmeler yapıp geniş kalderalar oluşturan volkanlar içinde Yellowstone, Long Valley, Toba, Taupo sayılabilir. Geniş kalderaları olan diğer süper volkanlar da Japonya da, Endonezya ve Güney Amerika da vardır. En son gerçekleşen süper volkan patlaması yıl önce Yeni Zelanda nın Kuzey Adasındaki Taupo da gerçekleşti. Bilim insanlarının uyarısına göre İtalya daki Campi Flegrei uzun bir uykunun ardından yeniden faaliyete geçiyor olabilir. Şekil 20: Taupo Süper Volkanı 21

22 3.3. Püskürmesine Göre Patlayıcı Böyle püskürmelerde magma yükselip yüzeye ulaştığında patlar ve piroklastikler şeklinde şiddetle yayılir. Atmosferin yüksek kesimlerine kadar gaz ve kül bulutu yükselir. Şekil 21: Patlamalı Bir Püskürme Çatlak Tipi Çatlak tipi püskürmeler çok da ayrı tutulmamalıdır çünkü Hawaii tipi püskürmelerle yakından ilgilidir. Yine de, çatlak tipi püskürmelerin eşsiz karakteri genişçe tanıtılacak. Çatlak tipi püskürmeler doğrusal bir kırık veya paralel kırık sistemleri boyunca bir çok eş zamanlı patlama meydana getirir. Bölgesel çatlak sistemleri Dünya nın kabuğunun 22

23 kırıldığı ve tansiyonel kuvvetlerle ayrıldığı yerlerde ortaya çıkar. Eğer bu bölgelerin altında bazaltik magma rezervuarı varsa, bu düşük viskoziteli eriyik çatlakları kullanarak kabuk boyunca yükselir ve çatlak tipi püskürme meydana gelir. Örneğin, okyanus ortası sırtlar (ayrılan levha sınırları) tipik olarak bazaltik magma çıkartan çatlak tipi püskürmelerdir; bu bölgeler küresel ölçekte uzanarak kısmen ergimiş astenosferin yükselmesiyle oluşur. İzlanda bu okyanus ortası sırtın su üzerine çıkmış hali olduğundan Dünya nın en aktif bazaltik çatlak tipi püskürmeleri burada görülür. Bu nedenle, çatlak tipi püskürmeler aynı zamanda İzlanda tipi püskürmeler olarak da bilinir. Çatlak tipi püskürmelerde tarihte kaydedilmiş en büyük lav akışı İzlanda nın güneyinde 1783 yılında gerçekleşmiş. Laki akışı olarak biliniyor ve 25 km uzunluğunda bir çatlak boyunca 12 km 3 lav püskürtmüş. Bu miktar 500 km 2 alanı kaplayabilir. Sıvı olarak, gazca fakir olan bazaltik magma çatlak boyunca yükseliyor ve yüzeye akkor bir duvar gibi çıkıyor. Sıvı-plastik parçalar ateş perdesi olarak biliniyor. Çatlak tipi püskürmeler sessizdir ve püskürttüğü malzemeler çok yükselmez: yalnızca birkaç on metre. Ateş perdesindeki bazaltik parçalar yere düştüklerinde büyük oranda sıvıdırlar. Bu sıvı lavlar sıçrayan olarak adlandırılır. Yere düştüklerinde kümelenebilecek kadar sıvı ve sıcak olabiliyorlar. Bu sıçrayan lavlar kümelenerek çatlak boyunca uzanan rampalar oluştururlar. Şekil 22: İzlanda dan Çatlak Tipi Püskürme Masif çatlak tipi püskürmeler jeolojik geçmişte sıra dışı şekilde fazla miktarda lav püskürterek geniş kıtaya yayılabilecek kadar bazalt selleri oluşturmuşlar. Tek bir püskürme alanı yüzlerce kilometre kareye ortalama bir kilometre kalınlıkta olabilecek şekilde yayılabiliyor. Bu şiddetteki püskürmeler jeolojik tarihte nadirdir. Yalnızca 1-2 milyon yılda devasa miktarlarda bazalt püskürtürler. Kuzeybatı ABD de milyon yıl önce gerçekleşmiş olan Kolombiya Nehri bazalt seli, 65 milyon yıl kadar önce batı 23

24 Hindistan da gerçekleşmiş olan Deccan bazalt seli, 245 milyon yıl önce kuzey Sibirya da gerçekleşmiş olan bazalt seli bunlara en bilinen örneklerden kabul edilir Sessiz Böyle püskürmelerde magma yüzeye ulaştığında sakince akarak yayılır. Şekil 23: Mauna Loa 4. VOLKANİK PATLAYICILIK 4.1. Magma Akışkanlığı ve Gaz Magma Dünya nın yüzeyinin altında bulunan ergimiş veya yarı ergimiş kaya karışımıdır. Bu karışım genellikle dört parçadan meydana gelir: eriyik olarak anılan 24

25 sıcak sıvı bir taban; eriyiğin kristalize ettiği mineraller; sınırlardan gelen eriyiğin içindeki katı kayaçlar ve çözülmemiş gazlar. Magma bir volkandan veya bir çıkıştan atıldığında lav olarak anılır. Magma soğuyup katılaştığında da magmatik kayaç denir. Magma gerçekten çok sıcaktır: 700 ve 1,300 selsiyus. Bu sıcaklık magmayı çok akışkan ve dinamik bir madde yapar; yeni yeryüzü şekilleri oluşturabilir ve değişik çevrelerdeki çeşitlilik ile fiziksel ve kimyasal değişimler geçirebilir. Dünya üç temel katmanda incelenir. Süper sıcak merkez çekirdek, kalın orta tabaka manto, üzerinde yaşadığımız en üst tabaka kabuk. Magma Dünya nın kabuğunun en alt katmanlarında ve mantonun en üst katmanlarındadır. Mantonun ve kabuğun büyük kısmı katıdır bu nedenle magmanın varlığı mantonun jeolojisi ve morfolojisini anlamada çok önemlidir. Manto ve kabuktaki sıcaklık, basınç ve yapısal formasyonlardaki değişimler magmanın farklı şekillerde oluşmasına neden olur. Erimedeki basınç azalması Dünya nın çoğunlukla katı olan mantosunun yukarı hareketini tetikler. Bu sıcak malzeme konveksiyon süreci boyunca basıncın daha az olduğu bir bölgeye yükselir. Düşük basınç alanları yüksek basınç alanlarına göre her zaman daha alçak erime noktasına sahiptir. Basınçtaki bu azalma mantonun ergimesine ve magmayı oluşturmasına izin verir. Erimede basınç azalması ayrılan levha sınırlarında da sıkça olur. Riftleşme hareketi batmayan magmayı yükseltir ve düşük basınç bölgesini doldurur. Sonra da kayalar yeni kabuk oluşturmak üzere soğur. Erimede basınç azalması mantonun kabartı yaptığı, Dünya nın yüksek basınçlı çekirdeğinden düşük basınçlı kabuğuna yükselen sıcak kayaların sütunlarının olduğu yerlerde de olur. Okyanusun dibinde tespit edildiklerinde bu kabartılar aynı zamanda magmayı deniz tabanına iten sıcak noktalar olarak da bilinir. Bu volkanik tümsekler milyonlarca yıllık aktivite ile volkanik adalara büyüyebilir. Magma sıcak sıvı kaya Dünya nın soğuk kabuğuna girişim yaptığında da oluşabilir. Sıvı kaya katılaştığında ısısını onu çevreleyen kayalara verir. Bu tıpkı dondurma üzerine sıcak sos dökülmesi gibidir. Bu ısı transferi (dondurmada olduğu gibi) çevre kayaları eritebilir. Isı transferi birleşen levha sınırlarında sıkça gerçekleşir. Daha yoğun olan tektonik levha daha az yoğun olanın altına batarken sıcak kaya üzerindeki soğuk plakaya girişim yapar. Bu süreç ısıyı transfer eder ve magmayı oluşturur. Milyonlarca yıl içinde, bu dalma batma zonundaki magma volkanik yay olarak bilinen aktif volkanlar zinciri oluşturur. 25

26 Su veya karbondioksit kayaya eklendiğinde eriyiğin akışı gerçekleşir. Bu bileşikler kayanın daha düşük sıcaklıklarda erimesine neden olur. Bu kökeni katı olan yerlerde magmayı oluşturur. Tıpkı ısı transferi gibi, eriyiğin akışı da dalma batma zonları çevresinde gerçekleşir. Bu durumda, dalan deniz tabanındaki su mantonun erime sıcaklığını düşürür, yüzeye yükselen magma üretir. Magma üst manto ve kabuk sınırını iki ana yollar aşar: bir girişim ile veya ekstrüzyon ile. Bir girişim dayklar ve ksenolitler gibi yapılar oluşturabilir. Bir ekstrüzyon ise lav ve volkanik kayaç içerebilir. Magma bir diğer jeolojik formasyondaki düşük yoğunluklu alana girişim yapabilir. Tıpkı sedimanter kaya yapısı gibi. Katı kayaya soğuduğunda, bu girişim pluton olarak anılır. Bir pluton yüzeyin altından şişen magma girişimidir. Dayklar ve ksenolitler de plutondur. Magmatik bir dayk basitçe başka bir kaya birimine girişim yapmış geniş bir magmatik malzeme tabakasıdır. Bir ksenolit ise başka bir kaya tipi içerisinde hapsolmuş kaya parçasıdır. Bir çok ksenolit Dünya nın içinden kopmuş ve soğurken magmada gömülü olan kristallerdir. Magmanın Dünya yüzeyine kaçışı ya da ekstrüzyonu için en bilinen yol lavdır. Lav püskürmeleri ateş pınarları gibi veya kalın, yavaş hareket eden erimiş materyaller nehri olabilir. Lav volkanik kayaç ve volkanik cam oluşturmak üzere soğur. Magma aynı zamanda şiddetli volkanik patlamalarla Dünya nın atmosferine de çıkar. Bu magma havada katılaşır ve tephra denen volkanik kayayı oluşturur. Atmosferde, tephra daha çok volkanik kül olarak anılır. Yere düştüğünde tephra pomza gibi kayaçlar içerir. Sıcaklık, basınç ve yapısal formasyonun izin verdiği yerlerde magma magma odalarında birikir. Çoğu magma odası yerin çok derinindedir. Magma odasında biriken magma katmanlıdır. En az yoğun olan magma en üsttedir. En yoğun olanı da odanın en dibini boylar. Milyonlarca yıl boyunca bir çok magma odası basitçe soğuyup pluton veya geniş magmatik sokulumlar oluştururlar. Eğer magma odası devasa basınca maruz kalıyorsa, çevresini saran kayaçları çatlatabilir. Bu çatlaklar bir volkanın ilk işaretleridir. Bir çok volkan magma odalarının üzerinde bulunur. Bir volkanın magma odası yüksek basınç altında olduğunda, daha çok odaya sızan daha fazla magma nedeniyle, o volkan bir püskürmeye hazırlanıyor olabilir. Bir püskürme magma odasındaki basıncı azaltır. Magma odasına magma doldukça volkanın püskürme ihtimali süre gelir ve aktif kalması söz konusu olur. Büyük püskürmeler magma odasını neredeyse tamamen boşaltır. Volkandan püsküren malzemelerin tipinden magmanın katmanları anlaşılabilir. Gazlar, küller ve 26

27 açık renkli kayalar magma odasının en üst ve en az yoğun olan katmanından gelirler. Koyu, yoğun volkanik kayalar magma odasının derinlerinden gelir ve sonradan atılırlar. Şiddetli püskürmelerde çıkan magma miktarı gerçekten çok fazla olur ve magma odası çökerek kaldera meydana getirir. Bütün magma gaz ve basit elementlerin karışımını içerir. Oksijen ve silisyum magmada en çok bulunan elementlerdir, jeologlar magma tiplerini silis (SiO 2 ) içeriğine göre tanımlarlar. Kimyasal kompozisyondaki bu farklılıklar doğrudan gaz içeriği, sıcaklık ve viskoziteyle bağlantılıdır. Mafik magma göreceli olarak az silis içerir, kabaca %50 kadar ve yüksek oranda demir ve magnezyum da bulundurur. Bu tip magma az gaz içerir ve düşük viskozitelidir. Yani akışkanlığa karşı direnci zayıftır. Mafik magma aynı zamanda çok sıcaktır, 1000 o ila 2000 o selsiyus, bu da viskozitesinin düşük olmasına yardımcı olur. Düşük viskozite demek, mafik magma en akışkan magma tipidir demek. Patlayıcı olmayan şekilde püskürür ve yüzeyde lav olarak hızlı hareket eder. Bu lavlar soğuyarak yüksek demir ve magnezyum içeriği nedeniyle ağır ve koyu renkli bir kayaç olan bazalt olur. Bazalt yerkabuğundaki en yaygın kayaçlardan biridir, özellikle de sıcak noktaların oluşturduğu volkanik adalarda. Hawaii Adaları mafik magma püskürmelerinin direkt bir sonucudur. Sabit ve göreceli olarak sakin lav pınarları Hawaii nin Büyük Ada sını değiştirmeye ve genişletmeye devam ediyor. Ortaç magma mafik magmadan daha yüksek (kabaca %60) oranda silis içerir. Bu da daha yüksek gaz içeriğine ve viskoziteye neden olur. Bu da sıcaklıkların 800 o ila 1000 o selsiyus arasında değiştiği anlamına geliyor. Daha yüksek gaz içeriği ve viskozitesi nedeniyle ortaç magma lav olarak açığa çıkmadan önce yer yüzeyinin altında basınç yaratır. Bu daha gazlı ve şişen lav şiddetle patlar ve andezit olarak soğur. Ortaç magma yaklaşan levha sınırlarındaki ısı transferi nedeniyle en çok andezit oluşturur. Andezitik kayaçlar en çok tıpkı Güney Amerika da adını aldıkları And Dağlarındaki gibi kıtasal volkanik yaylarda bulunur. Felsik magma tüm magma tipleri içinde en çok silis içeren (%65-70) magma tipidir. Bunun sonucu olarak da felsik magma en yüksek gaz içeriğine ve viskoziteye sahip olandır. Bununla birlikte de en soğuk magma tipidir (650 o and 800 o ). Kalın, viskoz felsik magma volkanın magma odasında gaz kabarcıkları oluşturabilir. Bu gaz kabarcıkları patlayıcı ve yok edici püskürmelere neden olabilir. Bu püskürmeler havaya şiddetle lav püskürtür. Bu lav soğuduğunda dasit ve riyolit oluşturur. Tıpkı ortaç magma gibi, felsik magma da ısı transferinin olduğu ve eriyik akışının strato volkanlar yarattığı yaklaşan levha sınırlarında bolca bulunur. 27

28 4.2. Volkanik Patlayıcılık İndeksi (VEI) VEI (Volkanik Patlayıcılık İndeksi) volkanik püskürmeler için bir Richter Ölçeği dir. Volkandan püsküren kayaç ve diğer malzemelerin miktarına, kül bulutunun atmosferde yükseldiği mesafeye ve patlamanın cinsine göre belirlenir. VEI 1 (küçük püskürme) den, 8 (Dünya tarihindeki en büyük püskürme) e kadar sınıflandırılır. Şekil 24: VEI USGS den Chris Newhall ve Hawaii Üniversitesinden Stephen Self volkanik patlayıcılık indeksini (VEI) 1982 de geliştirdiler. Bu volkanik patlamaları bir diğeriyle karşılaştıran göreceli bir ölçek. Bu ölçek çok kıymetli çünkü bilim insanlarınca tanık olunan güncel püskürmelerde kullanılabildiği gibi binlerce milyonlarca yıl önce olan püskürmeler için de kullanılabiliyor. Volkanik patlayıcılık indeksinde kullanılan birincil püskürme karakteristiği volkandan çıkan piroklastik malzeme hacmidir. Piroklastik malzemelerin içinde volkanik kül, tephra, piroklastik akışlar sayılır. Püskürme sütununun yüksekliği ve püskürmenin süresi de VEI seviyesi belirlemesinde kullanılır. Yaklaşık elli kadar püskürme VEI 8 derecesinde sınıflandırılmıştır. Bu püskürmeler 1000 km 3 den fazla malzeme açığa çıkartmıştır. Bu miktar 10 km uzunluk, genişlik ve derinlik demek yıl önce Toba da, yıl önce Yellowstone da ve yıl önce Taupo Gölünde olan püskürmeler VEI 8 büyüklüğündeydi. 28

29 VEI 8 büyüklüğündeki bilinen en büyük püskürme yaklaşık 30 milyon yıl önce bugünün Utah bölgesinde olan Wah Wah Springs püskürmesidir. Bir hafta içinde 5500 km 3 malzeme püskürdüğü tahmin ediliyor. Parana ve Etendeka daki püskürme(ler) 2.6 milyon km 3 malzeme püskürttü. Ancak, bunlar patlayıcı olmaktan ziyade akışkan bazalt lavı üreten efüzif püskürmeler. Parana ve Etendeka püskürme(ler)i 128 ila 138 milyon yıl önce oldu. Lavlar doğu Brezilya dan Namibya ve Angola nın batısına kadar aktı. Püskürme olurken Afrika ve Güney Amerika hala birleşikti. VEI Değeri VEI Püskürme Sıklığı 0 Sık 1 Sık 2 Yılda on kez 3 Yılda birkaç kez 4 Yılda bir kez 5 On yılda bir kez 6 Yüzyılda birkaç kez 7 Bin yılda birkaç kez yılda bir USGS verileridir. Tablo 1: VEI Değerleri ve Püskürme Sıklığı Şekil 25: Toba Kalderası 74 bin yıl önce akıl almaz bir şiddetle püskürdü. Muhtemelen insan nüfusunu kırıp geçen bu felaketi araştıran bilim insanları patlama yüzünden Dünya'nın her iki kutbuna da sülfürik asit yağdığını düşünüyorlar. 29

30 En büyük patlayıcı püskürmeler VEI 8 büyüklüğünde belgelenir. Toba, Yellowstone veya diğer VEI 8 püskürmelerinden daha büyük püskürmeler olabilir mi? Dünya km 3 malzeme püskürtebiecek ve VEI 9 büyüklüğünü gerektirecek bir püskürmeye sahne olabilir mi? VEI 9 büyüklüğünde püskürmelerin jeolojik kayıtlarda gömülü kanıtlarını bulmak mümkün. Bu büyüklükteki püskürmeler çok nadir olaylardır, ancak hiç gerçekleşmediklerini söylemek imkansızdır. Eğer böyle bir püskürme gerçekleşecek olursa Dünya daki yaşam için ciddi bir tehdit olur. Şekil 26: Küreler ünlü volkanik püskürmeleri hacimsel olarak göz önüne sermektedir. İnsanlar Vezüv, St. Helens veya Pinatubo püskürmelerini çok büyük olarak değerlendirse de VEI karşılaştırması onların diğerlerine göre gerçekten de küçük püskürmeler olduğunu ortaya koyuyor. 30

31 4.3. Patlama Türleri En sık rastlanan volkanik patlama magma volkanik merkezden salındığında olur. Püskürme efüzif veya patlamalı olabilir. Patlamalı püskürmelerde kaya parçaları ve onlara eşlik eden gaz ve kül görülebilir. Efüzif püskürmelerde ise gaz olabilir ancak kül genellikle olmaz. Volkan bilimciler püskürmeleri birkaç farklı tipte incelerler. Bazıları adını o tarz püskürmesi ile karakterize olan özel volkanlardan alırlarken diğerleri püskürme malzemesinin şekli veya püskürmenin olduğu yere göre adlandırılırlar. En yaygın püskürme türlerinden bazıları: Hawaii Tipi Patlama Hawaii tipi patlamalarda, akışkan bazaltik lav bir çıkıştan veya çatlak hattından dışarıya fırlatılır. Püskürmeler saatler hatta günler sürebilir. Ateş fıskiyesi olarak da bilinen bir fenomendir. Bu fıskiyeden sıçrayan lavlar birleşerek lav akıntılarını veya sıçrayan konileri olarak bilinen küçük tepeleri oluştururlar. Lavlar püskürme duraksadığı zamanlarda bulduğu boşluklardan da çıkabilir. Çünkü çok sıvıdır, kaynağından kilometrelerce uzağa gidip orada soğuyabilirler. Hawaii tipi patlamalar isimlerini Hawaii nin Büyük Adasındaki muhteşem ateş fıskiyeleriyle ünlü Kilauea volkanından alırlar. Bunlara iki harika örnek olarak volkanın kanadındaki Mauna Ulu püskürmesi ve 1959 Kilauea nın zirvesindeki Kilauea Iki Krateri püskürmesi verilebilir. İki püskürmede de lavlar 300 metre yükseğe kadar püskürmüştü. Şekil 27: Hawaii Tipi Patlama 31

32 Strombolik Patlama Strombolik patlamalar akışkan lavın (çoğunlukla bazalt veya bazaltik andezit) kanal zirvesinden belirgin fışkırmalarla çıkmasıdır. Püskürmeler düzenli veya düzensiz aralıklarla birkaç dakikada bir gerçekleşir. Lavın yüzlerce metre yükseğe püskürmesi açık havaya çıkana kadar magma dolu kanal boyunca yukarıya çıkan büyük gaz baloncuklarının patlamasıyla olur. Bu tarz bir püskürme çeşitli püskürme ürünleri ortaya çıkarır: sıçrayan, veya sertleşmiş camsı lav küreleri; cüruf, sertleşmiş kabarcıklı lav topağı; lav bombaları, veya birkaç cm den birkaç metreye kadar boyutları olan lav topakları; kül; ve küçük lav akıntıları (sıcak sıçrayan eriyip birleşerek yamaç aşağıya akar). Patlayıcı bir püskürmenin ürünleri hep birlikte sıklıkla tephra olarak anılır. Strombolik patlamalar sıklıkla volkanların kanallarında oluşan küçük lav gölleriyle ilişkilendirilirler. Patlayıcı püskürmelerin en şiddetsizidirler ancak bombaları ve yaşam olan yerlere erişen lav akıntılarıyla hala tehlikelidirler. Strombolik patlamalar isimlerini birkaç kez püskürmüş olan Stromboli isimli İtalyan adasından alır. Bu püskürmeler özellikle geceleri parlak bir şekilde parlayan lavlarla harika görünürler. Şekil 28: Strombolik Patlama 32

33 Vulkanik Patlama Vulkanik bir patlama kısa, şiddetli, görece küçük bir viskoz magma (çoğunlukla andezit, dasit veya riyolit) patlamasıdır. Bu tip püskürme bir lav birikiminin parçalanması ve patlamasının veya bir lav domunun (bir çıkışta yığılıp birikmiş viskoz lav) kırılması sonucudur. Vulkanik patlamalar materyalleri saniyede 350 m hızla birkaç km yükseğe püskürten güçlü patlamalardır. Tephra, kül bulutu ve piroklastik akıntı (sıcak kül, gaz ve kayalardan oluşan akışkan bulut) oluşturur. Vulkanik püskürmeler belki kendini tekrarlayabilir ve günlerce, aylarca veya yıllarca devam edebilir veya kendinden daha büyük püskürmelerin öncüsü olabilir. İsimlerini Vulcano adındaki bu tarz püskürmeler yapan küçük bir volkan olan İtalyan adasından alırlar. Şekil 29: Vulkanik Patlama 33

34 Plinian Patlama Bütün volkanik püskürmelerin en büyük ve en şiddetli olanı Plinian patlamalardır. Gazlı magmanın parçalanması nedeniyle olurlar ve genellikle çok viskoz magmalarla (dasit ve riyolit) ilişkilidirler. Devasa bir enerji açığa çıkarırlar ve saniyede yüzlerce metre hızla 50 km kadar yükseğe gaz ve kül püskürtürler. Püskürmeden çıkan kül volkandan yüzlerce veya binlerce km uzağa yayılabilir. Püskürme dumanı genellikle mantar şekillidir (tıpkı nükleer patlamalarda olduğu gibi). Pilinian patlamalar ismini Romalı bir tarihçi olan Genç Plinius dan alır. Pilinian patlamalar olağanüstü yok edicidir. Öyle ki 1980 yılında St. Helens Dağında olduğu gibi volkanın tepesini tamamen silebilir. Volkandan kilometrelerce öteye kül, cüruf ve lav bombaları yağdırır. Ormanları yerle bir eden, ana kayadan toprağı kazıyan ve yollarına çıkan her şeyi yok eden yoğun piroklastik akıntılar üretir. Bu patlamalar sıklıkla iklimsel olabilir ve patlama sonrası magma odası boşaldığından volkan uzun bir süre aktif olmaz. Şekil 30: Plinian Patlama 34

35 Lav Domları Lav domları çok viskoz lav (çoğunlukla andezit, dasit veya riyolit) patlama olmaksızın sıkışıp dışarıya çıktığında oluşur. Lav birikir ve dom oluşur. Bu lav lobları kısa ve şişkin, uzun ve ince veya onlarca metre yükselebilen diken şekilli olabilir. Lava domları şekillendirdikleri lav türüne bağlı olarak yuvarlak, yassı biçimli veya düzensiz kaya yığını olabilir. Lav domları sadece pasif lav istifleri değillerdir; bazen çökebilir ve piroklastik akıntılar, lav akıntıları yaratabilir veya patlayarak püskürebilirler. Bu püskürmelerle domlar yok olabilir bile! Dom oluşturan püskürmeler aylar veya yıllar boyu sürebilir ancak genellikle tekrarlıdır (volkan püskürmeler durana kadar birkaç dom yapıp yok edebilir). Alaska daki Redoubt volkanı ve Şili deki Chaiten bu tarz püskürmeler için şu anda aktif olan örneklerdir ve Washington eyaletindeki St. Helens Dağı birkaç yıldır birkaç lav domu oluşturmuş durumda. Şekil 31: Chaiten Lav Domu 35

36 Surtseyan Patlama Surtseyan patlamalar magma veya lavın su ile etkileşerek patladığı yerlerde olan hidromagmatik patlama türüdür. Çoğu durumda, Surtseyan patlamalar bir su altı volkanı su yüzeyinden çıkabilecek kadar büyüdüğünde gerçekleşir. Çünkü su buhar olunca genleşir, sıcak lavla temas eden su patlar ve kül bulutları, buhar ve cüruf yaratır. Surtseyan patlamaların ortaya çıkardığı lavlar çoğu okyanusal volkan bazaltik olduğundan beri bazaltik olma eğilimindedir. Surtseyan patlamaya klasik bir örnek olarak 1963 ve 1965 yılları arasında İzlanda nın güney kıyılarında püsküren Surtsey volkanik adası verilir. Hidromagmatik aktivite ilk birkaç ayda birkaç kilometre karelik alana tephra açığa çıkarmış, deniz suyu çıkışa erişememeye başladığında püskürme Hawaii tipi ve Strombolik tarza dönüşmüş. Bundan daha yeni bir olay olarak, Mart 2009 da Tonga yakınlarında birkaç çıkışlı volkanik ada Hunga Ha apai püskürmeye başlamıştı. Kıyıdaki ve kıyıdan uzaktaki patlamalar 8 kilometreden daha yüksek irtifalara kül bulutları ve buhar püskürttü. Çıkıştan yüzlerce metre uzağa tephra atıldı. Şekil 32: Surtseyan Patlama 36

37 5. VOLKANLARIN ÇEVRESEL ETKİLERİ 5.1. Yakın Etkiler Lav Akıntısı Lav akıntıları yollarına çıkan her şeyi yok eder. Lav akıntıları tipik olarak onlardan koşarak kaçılabilecek kadar yavaştırlar, ancak ulaştıkları her şeyi yok edeceklerdir. Lav tipi akış şeklini ve uzaklığını kontrol eder. Şekil 33: Lavlar önüne çıkan bir evi yok etmek üzere 37

38 Lav akışları püsküren çıkıştan akan veya sızan erimiş kaya akıntılarıdır. Lav patlayıcı veya patlayıcı olmayan lav fıskiyelerinden püskürür. Lavın yerde akma hızı lav tipi ve viskozitesi gibi birkaç etmene bağlıdır; yerin eğimi, lavın aktığı yer (düz yüzey, kanal veya tüp); akan lav miktarı. Akışkan bazalt akıntıları püskürme bölgesinden onlarca km uzağa gidebilir. Bazalt akıntılarının ön sınırları eğimli yüzeylerde 10 km/h hızla hareket edebilir ancak hızları daha düz yüzeylerde tipik olarak 1 km/h den azdır. Bununla birlikte eğer bazalt akıntısı bir kanal veya lav tüpü içerisinde yamaç aşağı gidiyorsa 30 km/h den daha hızlı olabilir. Viskoz andezit akıntılar saatte yalnızla birkaç km hızla hareket ederler ve nadiren çıkışlarından 8 km uzağa gidebilirler. Viskoz dasit ve riyolit püsküren çıkışta sıkça lav domları denen dik kenarlı tümsekler oluştururlar. Lav domları sıklıkla bir çok tekli akıntının ektrüzyonu ile birkaç ay veya yılda 30 m kadar büyür. Böyle akıntılar birbiri üstüne biner ve tipik olarak saatte birkaç metreden daha yavaştırlar. Lav akıntıları başka tür tehlikelere sebep olurlar. İlerleyen bir lav akıntısı önüne çıkan her şey sarılır, çevrilir, gömülür veya lavın olağanüstü sıcaklığı nedeniyle tutuşup yanar. Lav bir buzulun altından püskürür veya karın ve buzun üzerinden akarsa, kar ve buzun erimesiyle oluşan su nedeniyle uzak mesafelere kadar ulaşan laharlar meydana gelir. Eğer bir su birikintisine ulaşır veya su bir lav tüpüne girerse su şiddetle kaynar ve çevre bölgeye genişçe patlayıcı bir duş etkisi yaratır. Lavlara gömülen bitki örtüsünden çıkan metan gazı yüzey boşluklarında ilerler ve ısındığında patlarlar. Kalın viskoz lav akıntıları, özellikle de dom oluşturanlar, çökerek hızla hareket eden piroklastik akıntı üretebilirler. Akan lavlardan kaynaklı ölümler nadirdir çünkü lavlar insanların onlardan kolaylıkla kaçabileceği kadar yavaş hareket ederler. Ölümler ve yaralanmalar izleyenlerin çok yaklaşmasından veya kaçış yolları diğer lavlar tarafından kapandığında olur. Ölümler daha çok su ile temas ettiğinde patlaması, aktif lav deltasının çökmesi, zehirli gazlar nedeniyle boğulma, çöken domdan yayılan piroklastik akıntı ve laharlar gibi lavların dolaylı etkisi nedeniyle olur. Kasırgalar, hortumlar, tsunamiler, yangınlar ve depremler de binaları, tarım alanlarını ve evleri yok eder ancak sahipleri aynı yerde hasarı tamir edebilir veya yeniden inşa edebilirler. Lav akıntıları ise evleri ve tarım alanlarını onlarca metre kalınlıkta sert ve kapkara kaya ile örter; turistik cazibeler, gayrimenkuller artık yeni geniş ve yüksek arazinin altında geri ulaşılmaz olur. İnsanlar lav akıntılarının gömdüğü alanları nadiren kullanabilirler veya gerçek değerlerinin çok altında satabilirler. 38

39 Şekil 34: Lavlar Yerleşim Alanını Yutmuş Piroklastik Akıntı Piroklastik akıntılar hızlı hareket ederler ve yollarına çıkan her şeyi yok ederler. Piroklastik akıntılar yüksek yoğunlukta sıcak lav blokları karışımı, pomza, kül ve volkanik gaz içerirler. Volkanik yamaçlardan aşağıya yüksek hızlarda inerler ve genellikle vadileri izlerler. Çoğu piroklastik akıntı iki parçadan oluşur: kaba parçaların yerde gittiği alt (temel) akıntı, ve temel akıntının üzerinde yükselen türbülanslı kül bulutu. Kül, bu buluttan piroklastik akışın altına doğru rüzgarlarla geniş bir alana düşebilir. Piroklastik akıntılar farklı yollarla oluşur: Püskürme sütununun çökmesi ile: yüksek patlayıcılı bir püskürme sırasında, atmosferin üst kısımlarına doğru yükselen sütun soğur ve yukarı çıkış momentumu ile çok soğuyup yoğunlaşır. Püsküren çıkışta kaynama : patlayıcı bir püskürme sırasında, püsküren materyal yüksek bir bulut oluşturmadan aniden yamaç aşağı hareket eder. Lav domlarının veya akıntılarının çökmesi: Lav akıntılarının önleri veya lav domları çok dik olabilir ve yerçekimi etkisiyle çökerler. 39

40 Piroklastik akıntılar yollarındaki neredeyse her yapı ve objeyi gömer, kırar ve saatte 80 km'den daha büyük hızlarda asılı kayaç parçaları ile birlikte beraberinde taşır. Piroklastik akıntıların içindeki aşırı sıcak kayalar ve gaz, genellikle 200 C ila 700 C, yangınlar çıkartır ve kar ve buzu eritir. Piroklastik akıntılar boyut ve hızları ile farklılık gösterirler ancak saatte 5 km den yavaş hareket eden görece küçük akıntılar bile binaları, ormanları ve çiftlikleri yok edebilir. Piroklastik akıntıların ayrımları sıcak kül ve gazları solumanın ve onların neden olduğu yanıkların sebep olduğu insan ve hayvan ölümlerine ve ciddi yaralanmalarına göredir. Piroklastik akıntılar genellikle vadileri veya diğer alçak alanları izler ve akıntının taşıdığı enkaz miktarına göre bir metreden 200 metreye kadar değişebilen derinliklerde kaya katmanları çökeltebilirler. Piroklastik akıntılar özellikle sel ve lahar olmak üzere ikincil tehlikelere de sebep olabilirler: Aşınan, eriyen ve kar ve buz ile karışan böylece aşağı doğru ani bir sel göndermek. Volkanik vadilerde akıntıları bloke etme ki bu durum engelin arkasında aniden yükselen göller oluşturabilir ve bu göller engeli aşarak ani bir su ve volkanik materyal baskınına neden olabilir. Seyrekleşmiş bitki örtüsü nedeniyle kolaylıkla aşınan arazi oluşturması ve bu nedenle akıntı akışı oranını ve yağmur fırtınalarındaki erozyonu arttırma. Şekil 35: Bir araç piroklastik akıntıdan kaçmaya çalışıyor 40

41 Lahar Şekil 36: Lahar Laharlar vadilerden aşağıya hızla akan beton nehirleri gibidir. Lahar sıcak veya soğuk su ve kaya parçalarının volkanın yamaçlarından aşağıya genellikle nehir yataklarını kullanarak akışını betimleyen Endonezyaca bir terimdir. Küçük mevsimsel olaylar bazen moloz akması olarak anılır, özellikle de Cascades de. Laharlar genellikle strato volkanlarda veya yakınında olur. Buna örnek olarak Alaska daki Aleutian volkanik yayı ve Batı ABD deki Cascade Sıra Dağları verilebilir. Hareket halindeki bir lahar ıslak bir çamurlu bulamaç gibi görünür ve aşağı doğru hızla akar. Boyutu, hızı ve taşıdığı materyal miktarı sürekli değişebilir. Başlangıçta akış görece küçük olabilir ancak lahar yoluna çıkan kaya, toprak, bitkiler, hatta binalar ve köprüler gibi herhangi bir şeyle birleşerek hacimce büyüyebilir. Akan bulamaç eriyen kar ve buzdan gelen suyla veya içine girdiği bir nehir veya göl ile karışabilir. Büyük hacimli laharlar genellikle yamaç aşağı hareketleri sırasında 10 katına kadar büyüyebilirler. Dik bölgelerde laharların hızı 200 km/h kadar olabilirken volkandan 41

42 uzaklaştıkça ve düzlüğe çıktıkça yüklerini bırakmaya ve hacimce küçülmeye başlarlar. Laharlar volkanik püskürme ile olabildikleri gibi püskürme olmadan da gerçekleşebilirler. Püskürmeler karı ve buzu eriterek veya krater gölündeki su ile laharları tetikleyebilir. Piroklastik akıntılar çok sıcak olduklarında kar ve buzu eriterek suyun karışmasıyla lahar üretebilir. Laharlar püskürme sırasında veya püskürmeden hemen sonra olan uzun süreli ve büyük miktardaki yağışlar nedeniyle de oluşabilir. Dik yamaçlarda, yağmur suyu iyi boylanmış gevşek volkanik çökelleri rahatlıkla aşındırabilir ve bulamaç oluşturabilir, özellikle de bitki örtüsü son volkanik püskürmeden sonra kendini henüz yenileyememişse. En büyük laharlardan bazıları ıslak, hidrotermal olarak altere olmuş kayaçların volkanların yamacından kaymaları ile başlar. Bu tip çökme sonucu laharlar strato volkanın hayatında gerçekleşen doğal olaylardır ve püskürmeyi kestiğinden çok sonra bile olabilir. Bir püskürme olmaksızın göllerin taşması da laharları oluşturabilir. Bunlar genellikle akıntı volkanik heyelan veya piroklastik akıntı nedeniyle tıkandığında olur. En yaygın nedeni ise yeni oluşan bu doğal baraj engeli nedeniyle aşırı su birikimidir. Takibinde baraj yıkılır ve ani bir taşkın olur. Sedimanların ve suyun taşınması ile başlangıçtaki sel balçığa dönüşebilir ve vadi boyunca aktıkça hacmi artabilir. Laharlar ve sediman yükü nehir vadilerinde ve taşkın düzlüklerinde ciddi ekonomik ve çevresel hasara neden olur. Büyük laharlar kırıp geçebilir, aşındırabilir, gömebilir veya önlerine çıkan hemen her şeyi taşıyıp götürebilir. Binalar ve değerli araziler bir kısmı ile veya tamamen gömülebilir. Laharlar yolları ve köprüleri yıkarak insanları volkanik aktivitenin diğer tehlikelerine karşı savunmasız bir şekilde mahsur bırakır. Laharlar üzerinden geçmek için çok derin, yumuşak ve çok sıcaktır. Volkanik püskürmeden haftalar ila yıllar sonra bile erozyon ve gevşek volkanik çökellerin taşınması volkandan çok uzak bölgelere ölümcül sellere neden olabilir. Yoğun yağış dik yamaçlarda gevşek çökelleri taşkın düzlüklerine gidecek ve kasabaları, değerli tarım arazilerini bütünüyle yutabilecek laharlar oluşturabilecek şekilde rahatça aşındırır. Yağışla tetiklenen bu laharlar nehirlere ve derelere zarar verebilir, bazen çok fazla malzeme bırakabilirler ki bu da kronik sel baskınlarını da sorun haline getirir. Mevsimsel moloz akışları genellikle buzulla örtülü volkanlarda olur. 42

43 Buzulla kaplı volkanlar küçük moloz akışları için dik yamaçları, bolca gevşek kayası ve yüzey suyu, günlük, mevsimsel ve uzun süreli yüzey suyu akışıyla olağan bölgelerdir. Bu olaylar biraz mevsimsellik taşır. Olayların bir kısmı yazın kar örtüsünün erimesiyle bir kısmı da kışın erken gelen yoğun yağış nedeniyle tetiklenir Heyelan Heyelanlar uzun, dik ve zayıf volkanik konilerde sıkça görülür. Heyelanlar büyük kütleli ıslak veya kuru kaya ve toprağın yerçekimi etkisiyle düşmesi, kayması veya hızla akmasıdır. Heyelanlar genellikle yüzlerce metre genişlikten küçük parçalara kadar değişen parçaların hareketinden dolayı parçalanan büyük kaya düşmesi veya çığ olarak ortaya çıkar. Eğer heyelan yeterince büyükse ve yüksek yüzdede su içeriyorsa ve tipik olarak %3-5 kil boyu partiküllerden oluşuyorsa 200 km kadar hızla hareket edebilen laharlara dönüşebilirler. Heyelanların çoğunlukla volkanik konilerde görünmesinin nedeni uzun, dik ve yükseklik ve erimiş kaya püskürmeleri nedeniyle zayıflamış olmasıdır. Magma volkanik yeraltı suyunda kısmen çözünmüş gazlar çıkartır. Bu da sıcak ve asidik bir hidrotermal sistem yaratır ve kayaçları zayıflatarak mineralleri kile dönüştürür. Dahası, binlerce lav tabakasının kütlesi ve gevşek kaya parçaları sık sık hareket eden fay zonlarına öncülük edebilir. Volkan heyelanları 100 km 3 den 1 km 3 e kadar alanda olabilir. Heyelanların yüksek hızları ve büyük momentumları onların vadileri geçmesine, yamaçlarda birkaç yüz metre yüksekliğe tırmanmalarına izin verir. Örneğin, 18 Mayıs 1980 de St. Helens Dağında 2.5 km 3 hacimli heyelan m/s hıza erişti ve volkandan 5 km uzaktaki bir tepeye 400 metre kadar tırmandı. Birkaç durum heyelanları tetikler: volkanın içine magma girişimi. patlayıcı püskürmeler. volkanın altında veya yakınında gerçekleşen büyük deprem (>M5). yeri doyuran yoğun veya uzun süreli yağış. Büyük heyelanlar tipik olarak yollarına çıkan her şeyi yok eder ve bunlara ek tehlikeler yaratabilir. Bir heyelan volkan konisinin büyük bir kısmını alarak yüzeye yakın magmatik ve hidrotermal sistemler üzerindeki basıncı aniden azaltarak büyüklükleri küçük buhar patlamalarından büyük buhar ve magma patlamaları arasında değişen patlamalara neden olabilir. Bu çevreye tephra ve kül yağmasına sebep olur. Buna bir örnek yine 1980 St. Helens Dağı olur. 43

44 Büyük heyelanlar sıklıkla onlarca yüzlerce metre kaya ile vadileri doldururlar, küçük tepeciklerle ve kapanmış depresyonlarla anlaşılan karışık bir arazi meydana getirirler. Eğer çökelenler yeterince kalınsa akıntılara set olarak göller oluşturabilir; göller en sonunda felaketle boşalarak sel ve lahar oluşturur. Heyelanlar aynı zamanda doğrudan lahara dökülerek veya döküldüğü yerden alınarak en büyük ve en ölümcül laharları oluşturur. Tarihsel kayıtlardaki en ölümcül volkan heyelanı 1792 de Japonya daki Unzen Dağı nın yakınlarındaki Mayuyama Dağında gerçekleşti. Ariaka Denizi ne döküldü ve karşı kıyıya ulaşarak neredeyse öldüren bir tsunami yarattı. Geniş at nalı şekilli kraterler, bir ucu açık, Dünya çapındaki bir çok volkanik bölgede tanımlıdırlar. Bu gedikli kraterlerin kökeni tartışılıyordu ancak 1980 deki St. Helens püskürmesinden beri bilim insanları bunların çoğunun heyelan sonucu oluştuğunu düşünüyor. Eğer püskürme açıklığı bu derin kraterlerin içindeyse gelecek volkanik aktivite (lav akışı, piroklastik akıntı veya lahar) bu açıklığın yönünde olacaktır Deprem Volkanik aktivitelerle ilişkili depremler yer çatlakları, yer deformasyonu ve insan yapımı yapılar üzerinde hasar gibi tehlikeler yaratabilir. Volkanda olabilecek depremler iki ana katagoride incelenir: volkano-tektonik depremler ve uzun periyotlu depremler. Volkano-tektonik depremler katı kayadaki magmanın enjeksiyonu veya çekilmesi nedeniyle gerçekleşen stres değişimlerinden dolayı olur. Bu depremler yerin çökmesine neden olur ve büyük yer çatlakları yaratabilir. Bu depremler kayalar magmanın artık olmadığı yerleri doldurmak için hareket ettiği zaman olabilir. Volkanotektonik depremler volkanın patlayacağına işaret etmez ve herhangi bir zamanda olabilir. Volkanik depremlerin ikinci katagorisi magmanın çevre kayaca enjeksiyonu ile olan uzun periyotlu depremlerdir. Bu depremler magmanın dengesiz dağılımı sırasındaki basınç değişikliği nedeniyle olur. Magma enjeksiyonu devam ettikçe bolca deprem meydana gelir. Bu tip bir aktivite volkanın patlamak üzere olduğunu işaret eder. Bilim insanları bu depremlerden gelen sinyalleri kaydetmek için sismograflar kullanırlar. Bu sinyal volkanik sarsıntı olarak bilinir. Püsküren bir volkanın yakınlarında yaşayan insanlar volkanik depremleri daha iyi bilirler. Bir patlamadan hemen önce ve sırasında evleri her gün sallanır, pencereleri sayısız kere titrer. Pompeii sakinleri MS 79 yılında Vezüv püskürmeden günler önce depremleri hissettiler ancak günlük hayatlarına devam ettiler de Filipinlerdeki 44

45 Pinatubo Dağı nın neden olduğu depremler pencereleri olduğu kadar sinirleri de titretmişti. Volkanik sarsıntılar gelmekte olan bir püskürmenin habercisi olduğundan insanlar bölgeyi güvenle terk edebilirler. Volkanik sarsıntılar 1980 St. Helens Dağı püskürmesini ve 1991 Pinatubo püskürmesini başarıyla tahmin etmede kullanıldı. Volkano-tektonik depremler insan yapılarına hasar verebilir ve heyelana neden olabilir. Olası bir hasardan korunmak için yapılar deprem standartlarına göre yapılmalı, inşaat sektörleri depremin etkisini güçlendirmeyen sağlam zeminleri tercih etmeli, binalar sabit zeminlere ve düşük riskli bölgelere yapılmalıdır Uzak Etkiler Gaz Volkanik gazlar sağlığa, bitki örtüsüne ve altyapıya zarar verebilir. Magma bir çok volkanik püskürmeye neden olan çözünmemiş gazlar içerir. Magma yüzeye yükseldikçe ve basınç azaldıkça gazlar sıvı magmadan salınmaya başlar ve yüzeye doğru hareket etmeye devam eder, sonunda da atmosfere çıkar. Büyük püskürmeler kısa sürede devasa miktarda gaz salabilirler deki Pinatubo püskürmesinde bir günde 250 megaton gaz üst atmosfere atıldı. Yine de, magma yüzeye hiç ulaşamasa bile, gazlar sıklıkla toprak, volkanik açıklıklar, fümeroller ve hidrotermal sistemler yoluyla atmosfere kaçmaya devam eder. Açık ara farkla en çok çıkan volkanik gaz zararsız olan su buharıdır. Ancak, önemli oranda karbondioksit, sülfürdioksit, hidrojen sülfür ve hidrojen halojenürler de volkandan çıkar. Konsantrasyonlarına bağlı olarak, bu gazların hepsi insanlar, hayvanlar, tarım ürünleri ve gayrimenkul için potansiyel olarak tehlikelidir. Alçak alanlarda biriken karbondioksit (CO 2 ) insanlar ve hayvanlar için ölümcüldür. Karbondioksit Dünya atmosferinin yaklaşık olarak %0.04 ünü oluşturur. Volkanlar yılda ortalama 180 ila 440 milyon ton karbondioksiti atmosfere salar. Volkanlardan çıkan renksiz, kokusuz gaz olduğundan genelde hızla düşük konsantrasyonlara seyrelir ve yaşamları tehdit etmez. Ancak, soğuk karbondioksit gazı havadan ağır olduğundan dolayı durgun atmosferik koşullarda yüksek konsantrasyonuyla alçak alanlara gidebilir. Bu da insanlar ve hayvanlar için ciddi bir tehlike yaratır. %3 den fazla oranda CO 2 içeren bir hava solunduğunda hızla baş ağrısına, baş dönmesine, kalp atış hızında artışa ve nefes alma güçlüğüne neden olabilir. %15 i aşan oranlarda karbondioksit ise hızlı bilinç kaybı ve ölüme götürür. 45

46 Volkanik olsun ya da olmasın CO 2 emisyonu olan yerlerde CO 2 nin hapsolabileceği küçük çöküntülerden veya alçak alanlardan uzak durmak önemlidir. Sağlıklı hava ile ölümcül gaz arasındaki sınır gerçekten de keskin olabilir; yamaçtaki tek bir adım bile ölümden kurtarabilir da üç kayakçı Mamut Dağında kayak merkezinde kar ve soğuk CO 2 dolu bir çukura düşerek öldü. Mamut Dağındaki bazı bölgelerde görüldüğü gibi toprakta CO 2 olması bitki örtüsüne zarar verebilir hatta yok edebilir. Sülfürdioksit (SO 2 ) gözler, cilt ve solunum sistemi için tahriş edicidir. Sülfürdioksit keskin kokulu renksiz bir gazdır. Cildi, gözlerin mukoza zarını, burnu ve boğazı tahriş eder. SO 2 emisyonu volkandan inerek asit yağmuruna ve hava kirliliğine neden olur. Hawaii deki Kilauea volkanında yüksek konsantrasyonlu sülfür dioksit aşağıdaki nüfus için kalıcı sağlık sorunları yaratan volkanik duman üretti (VOG). Çok büyük püskürmeler sırasında, SO 2 stratosferde 10 kilometreden daha yüksek irtifalara yükselebiliyor. Burada, SO 2 güneş ışınlarını yansıtan ve Dünya nın ikliminde soğuma etkisi yaratan sülfat aerosollerine dönüşür. Bu aerosoller aynı zamanda bir çok tepkimeyle ozona da zarar veriyor. Hidrojen sülfit (H 2 S) yüksek konsantrasyonda çok zehirlidir. Hidrojen sülfit güçlü ve kötü bir kokusu olan, renksiz ve yanıcı bir gazdır. Bazen kanalizasyon gazıyla karıştırılır. İlginç bir şekilde, insan burnu bugün H 2 S takibi için kullanılan tüm cihazlardan daha hassastır: içerisinde % oranında H 2 S bulunan bir hava karışımı çürük yumurta gibi kokar. Ne yazık ki, koku duyumuz alarma geçmek için yeterli değil. %0.01 in üzerinde oranda H 2 S içeren hava karışımı kokusuz bir hale geliyor ve çok zehirlidir, üst solunum yollarında tahrişe, uzun süre maruz kalındığında pulmoner ödeme neden olur. 500 ppm kadar gaza maruz kalmak insanı 5 dakikada bilinçsiz hale getirir ve bir saatten kısa sürede de öldürür. Hidrojen halojenürler (HF, HCl, HBr) güçlü, zehirli asitlerdir. Magma yüzeye yükseldiğinde, volkanlar hidrojen halojenürlerin (HF, HCl ve HBr) içerisindeki klor ve bromu salar. Bunların her biri güçlü asitlerdir ve çözünürlükleri yüksektir; bu nedenle volkanik dumanın içerisindeki veya atmosferdeki su damlalarında hızla çözünürler ve asit yağmuruna neden olurlar. Bir kez çökeldiklerinde, bu kül partikülleri içme suyu kaynaklarını, tarımsal mahsulleri ve otlakları zehirleyebilir Kül Bulutu Volkanik kül küçük kaya ve cam parçalarından oluşur. Kül serttir, aşındırıcıdır, hafif çürütücüdür, ıslakken elektriği iletir ve suda çözünmez. Kül rüzgarla geniş bölgelere yayılabilir. 46

47 Şekil 37: Kül Bulutu Volkanik merkezlere yakın yerlerde ve yüksek riskli bölgelerde şehir kurulumu ve nüfus artışı daha çok insanın volkanik kül yağışı olaylarına daha çok maruz kalmasına neden olarak zararı artırıyor. Şehirleşen modern toplumlarda alt yapı yüksek nüfuslu bölgeler için yüksek önem taşır. Bu alt yapı ağ ve sistemleri şehir yaşamını destekler ve sağlık, eğitim, ulaşım, sosyal ağlar gibi yaşamsal hizmeti sağlar. Volkanik kül yağmuru fiziksel, sosyal ve ekonomik olarak yıkıcıdır. Volkanik kül hem yakın alanları hem de kaynaktan yüzlerce km uzak alanları etkileyebilir ve yıkımlara ve değişik alt yapı sistemlerinde kayıplara neden olur. Etkileri düşen külün kalınlığına, kül yağışının süresine, tane boyuna, külün kimyasına, külün ıslak ya da kuru olmasına, karşı hazırlığa bağlıdır. Farklı altyapılar ve toplum kesimleri farklı şekillerde etkilenir ve çeşitli etkilere veya sonuçlara karşı savunmasızdır. Bunlar izleyen şekilde incelenebilir: 47

48 Elektrik Sistemleri İçme Suyu Kaynakları Büyük Su Arıtma Tesisleri Yağmur Suyundan Beslenen Kaynaklar Su Talebi Atık Sular Hava Araçları Havaalanı Sistemleri Yer Ulaşımı (Yollar, demiryolları, gemiler vb.) İletişim Bilgisayarlar Binalar ve Yapılar İnsan ve Hayvan Sağlığı Çevre ve Tarım Zincirleme Etki Şekil 38: Volkanik Kül Bir Uçağın Üzerini Örtmüş Asit Yağmuru Asit yağmurları volkanik gazların atmosferdeki yüksek konsantrasyonu sonucu meydana gelir. Katmai 1912 de püskürdüğünde asit yağmuru volkandan 2000 km uzaklıkta asılı çamaşırlara zarar vermişti. Yüksek konsantrasyonda CaF 2 bitkileri ve temas ettiği malzemeleri yakabilir. Florit ve klorit suyu kirletebilir. Kirlenmiş suyu kullanan hayvancılık ölebilir. 48

49 5.3. Uzun Vadeli Etkiler Volkanik Kış Volkanik kış, stratosferdeki yüksek miktardaki volkanik kül ve sülfür aerosolleri birikimi nedeniyle Dünya yüzeyinin soğumasıdır. Sülfür aerosolleri gelen güneş ışınlarını yansıtır, karasal ısıyı da abzorbe eder. Bu süreç birlikte troposferin alt kısımlarının soğumasına neden olur. Eğer atmosferde sülfür aerosolleri yeterince fazla olursa volkanik olaydan itibaren birkaç yıl boyunca süren, ürünleri etkileyen, sıcaklıkları düşüren ve normal olmayan hava olaylarına sebep olan küresel ölçekte bir iklim değişikliği meydana gelebilir. Şekil 39: Volkanik Gazların Atmosferdeki Etkisi 49

50 İklime Etki Pinatubo 15 Haziran 1991 de Filipinler de patladığında 20 milyon tondan fazla sülfürdioksit ve kül partikülünü 20 kilometreden yükseğe püskürttüğü tahmin ediliyor. Püskürme yaygın bir yıkıma ve insan hayatı kaybına neden oldu. Stratosfere salınan gazlar ve katılar üç hafta boyunca Dünya yı turladı. Bu büyüklükteki volkanik püskürmeler küresel iklimi etkileyebilir, Dünya yüzeyine ulaşan Güneş ışınlarını azaltır, troposferdeki sıcaklıkları düşürür ve atmosferik çevrimleri değiştirir. Bunun ölçüsü tartışma konusudur. NASA nın Üst Atmosfer Araştırma Uydusu (UARS) atmosferin troposferden üst tabakalarındaki kimya, dinamik ve enerji dengesini incelemeye olanak sağlıyor. UARS atmosferin iç yapısının yere yakın ölçümlerini sağlayabildiği gibi üst atmosferdeki dış etkilerin davranışını da ölçebiliyor. Bu ölçümler eş zamanlı şekildedir. UARS verileri 18 Eylül 1991 ile 31 Ağustos 1999 yılları arasını kapsar. Bu veriler şimdi Goddart Uzay ve Havacılık Merkezinde (DAAC) dir. SAGE II, Ekim 1984 de fırlatıldı. Zayıflayan güneş radyasyonunu ölçmek ve Dünya çapındaki stratosferik aerosollerin, ozonun, nitrojen dioksitin ve su buharının dikey dağılımını belirlemek için güneş tutulması tekniğini kullanıyor. SAGE II verileri Langley Atmosferik Bilimler Veri Merkezi DAAC dedir. Çok Kanallı Deniz Yüzeyi Sıcaklığı (MCSST) verileri kutup yörüngeli uydular NOAA- 7, -9, -11 ve -14 üzerindeki beş kanallı Gelişmiş Çok Yüksek Çözünürlüklü Radyometre (AVHRR) den gelen yayılan ve yansıyan parlaklık ölçümlerinden gelir. MCSST verisi şu anda 11 Kasım 1981 ile 7 Haziran 2000 tarihleri arasını kapsıyor ve güncellenmiş yeni veri mevcuttur. Deniz yüzey sıcaklığı veri setlerine Jet Yürütme Laboratuvarı DAAC den erişmek mümkün olabilir. Büyük ölçekli volkanik aktivite birkaç gün sürebilir ancak yoğun gaz ve kül çıkışı iklimi yıllar boyu etkileyebilir. Sülfürik gazlar sülfat aerosollerine dönüşür, mikron boyutundan küçük damlalar yaklaşık %75 sülfürik asit içerir. İzleyen püskürmelerde bu partiküller üç ila dört yıl kadar stratosferde kalabilir. Ana püskürmeler Dünya nın radyatif dengesinin can damarıdır çünkü volkanik aerosol bulutları karasal ışınımı emer ve gelen güneş radyasyonunu önemli oranda dağıtır. Bu etki volkanik püskürmeden sonra iki ila üç yıl kadar devam edebilen radyatif kuvvet olarak bilinir. Rutgers Üniversitesi Çevre Bilimleri Bölümünden araştırmacı profesör Georgiy Stenchikov: Volkanik püskürmeler kısa vadeli iklim değişikliklerine sebep olur ve doğal iklim çeşitliliğine katkıda bulunur diyor ve ekliyor: Volkanik püskürmelerin etkilerinin keşfi bizlerin iklim sistemindeki volkanik kuvvetlerce başlatılan önemli fiziksel mekanizmaları daha iyi anlamamıza olanak verir. 50

51 Stenchikov ve Rutgers Üniversitesi'nden Profesör Alan Robock, Hans Graf ve Meteoroloji için Max Planck Enstitüsü'nden Ingo Kirchner, Goddard Uzay Uçuş Merkezi DAAC'den Üst Atmosfer Araştırma Uydu (UARS) verileri ile Langley DAAC'den elde edilebilen Stratosferik Aerosol ve Gaz Deneyi II'den (SAGE II) volkanik aerosol gözlemlerini birleştiren bir dizi iklim simülasyonu yaptılar. Araştırma grubu Max Planck Enstitüsünde Pinatubo patlamasının ardından izleyen iki yılda Pinatubo ya bağlı olan veya olmayan aerosollerle geliştirilen genel sirkülasyon modelini yürüttüler. Deniz yüzeyi sıcaklığından sorumlu iklim hassasiyeti üzerinde çalışmak için NASA Jet Yürütme Laboratuvarı DAAC den gelen verileri kullandılar. Deniz yüzeyi sıcaklıkları için olduğu kadar özel El Nino ve La Nina periyotlarının gözlemi için klimatoloji ile yapılan hesaplamaları yürüttüler. Aerosollerle veya aerosoller olmadan Pinatubo püskürmesinin iklim simülasyonları ile araştırmacılar küresel troposferdeki genel soğumayı hesaplayan bir iklim modeli buldular ancak, model Kuzey Yarıküre kıtalarında yüzeysel hava sıcaklıklarında kışın ısınma şablonu verdi. Kıtasal uzundalga ve yakın kızılötesi güneş radyasyonunun aerosol abzorvasyonu nedeniyle tropikal alt stratosferde sıcaklık 4 C artmış. Model volkanik aerosollerin direkt radyatif etkisinin genel stratosferik ısınmaya ve troposferik soğumaya neden olduğunu kışın troposferik ısınma şablonuyla göstermiştir. Stenchikov: Modellenen sıcaklık değişimi püskürmeden sonra gözlemlenen sıcaklık anomalileri ile tutarlı diyor ve ekliyor: Volkanik püskürmeyi izleyen kış ısınması şablonu küresel ısınma nedeniyle olan kış yüzey sıcaklığı değişimi şablonu ile kısmen aynı. Bu da volkanik aerosollerin küresel değişim sürecinde önemli rol oynayan iklim mekanizmaları üzerindeki gücünü gösteriyor. Bu sıcaklık şablonu Arktik Salınımın, kutuplarda ve orta enlemdeki atmosferik basınç dalgalanmalarıyla olan doğal bir döngü şablonu, güçlü bir fazının varlığıyla tutarlıdır. Şablon, kutup bölgesindeki basıncı normalden yüksek, 45 derece kuzey enlemindeki basıncı normalden az tutuyor. Bu da aerosollerin radyatif etkisi ile zorlanır. Kışın olan döngü yazın baskın olan aerosol radyatif soğumasından daha güçlüdür. Büyük volkanik püskürmelerin Dünya nın iklim sistemi üzerindeki etkisini daha detaylı anlamak, belki de bilim insanlarına onların insanlar ve doğal kaynaklar üzerindeki etkilerini azaltabilmeleri için önlemler önererek daha iyi bir pozisyon verecek. Volkanik CO 2 emisyonlarının direkt tehlikesine ek olarak onlar küresel iklimi değiştirebilecek kapasiteye sahiptir ancak bilimsel çalışmalar ortalama volkanik çıkışın insan aktivitelerinden kaynaklanan emisyonların yanında önemsiz olduğunu belirtiyor. 51

52 6. DÜNYA AKTİF VOLKANLARININ YAYILIMI Dünya da volkanlar kabuğu mantosundaki daha sıcak ve yumuşak katman üzerinde yüzen 17 ana katı tektonik plakaya ayrıldığı için vardır. Bu nedenle Dünya da volkanlar genellikle tektonik plakaların ayrıldığı veya birleştiği yerlerde bulunur. Örneğin, Orta Atlantik Sırtı gibi okyanus ortası sırtlar ayrılan plaka sınırları nedeniyle volkanlara sahiptir; Pasifik Ateş Çemberi birleşen plaka sınırlarından dolayı volkanlara sahiptir. Volkanlar aynı zamanda Doğu Afrika Riftinde, Kuzey Amerika daki Rio Grande Riftinde olduğu gibi plaka içlerinde yer kabuğunun gerildiği ve inceldiği yerlerde de olabilir. Bu tip volkanizma şemsiyenin altına sızan plaka hipotezi volkanizmasıdır. Plaka sınırlarından uzaktaki volkanizma manto kabarcıkları ile de açıklanır. Bular aynı zamanda sıcak noktalar olarak anılır, örneğin Hawaii nin çekirdekten gelen, manto sınırı yerin 3000 km derinindedir, magma ile birlikte yükselen diyapirlerden olduğu varsayılır. Volkanlar iki tektonik plakanın birbiri yanından kayarak geçtiği sınırlarda genellikle olmaz. Az miktarda ana ve onlarca da daha küçük minör plaka vardır. Ana plakaların altısının adı Kuzey Amerika, Afrika ve Antarktika plakaları gibi içlerindeki kıtalardan gelir. Daha küçük olmasına rağmen minörler Dünya nın şekillenmesi konusunda daha önemsiz değildir. Küçük Juan de Fuca plakası Amerika Birleşik Devletleri nin Kuzeybatı Pasifik noktasında volkanlardan büyük oranda sorumludur. Şekil 40: Levhalar 52

53 Plakalar Dünya nın litosfer denilen dış kabuğunu meydana getirirler. (Bu yer kabuğunu ve mantonun en üst kısmını kapsar.) Aşağıdaki ergimiş kayalardaki dönme akımları, onları bozulmuş bir konveyör bandının karmakarışıklığı gibi ilerletiyor. Plakaların buluştuğu veya ayrıldığı yerlerdeki bir çok jeolojik aktivite bu iç hareketten kaynaklanır. Plakaların hareketi üç tip tektonik sınır oluşturur: birleşen, plakaların bir diğerine doğru hareket ettiği; ayrılan, plakaların ayrıldığı; transform, plakaların birbirleri yanından kayarak geçtiği. Birleşen Sınırlar Plakaların kara kütlelerini birleştirdiği yerlerdir. Kabuk bükülüp kıvrılarak dağ zincirleri oluşturur. Hindistan ve Asya bundan yaklaşık 55 milyon yıl önce çarpıştılar ve yavaşça Dünya nın en yüksek dağ sistemi olan Himalayaları meydana getirdiler. Bindirme devam ettikçe, dağlar da yükselir. Everest Dağı, Dünya nın en yüksek noktası, yarın belki de birazcık daha yüksek olacak. Bu birleşen sınırlar aynı zamanda okyanus plakalarının daldığı yerlerde de olur. Okyanus levhasının kıta altına daldığı bu sürece dalma-batma denir. Yukarıdaki plaka yükselirken de dağ zincirleri oluşur. Buna ek olarak, dalan plaka erir ve Güney Amerika daki And Dağları nı oluşturan gibi volkanik püskürmeleri meydana getirtir. Okyanus-okyanus birleşme sınırlarında, bir plaka diğerinin altına dalar ve Kuzey Pasifik Okyanusundaki Mariana Çukuru gibi derin çukurlar oluştururlar. Bu çukur Dünya nın en derin noktasıdır. Bu tip birleşmeler aynı zamanda Japonya gibi ada yaylarını oluşturan su altı volkanlarını yaratır. Şekil 41: Ada Yayları 53

54 Ayrılan Sınırlar Okyanuslardaki ayrılan sınırlarda Dünya nın mantosunun derinlerinden gelen magma yüzeye yükselir ve iki veya daha fazla plakayı birbirlerinden uzaklaştırır. Dağlar ve volkanlar bu hat boyunca yükselir. Süreç okyanus tabanını yeniler ve devasa havzaları genişletir. Tek bir okyanus ortası sırt sistemi Dünya nın okyanuslarını bağlar ve Dünya daki en uzun sıra dağ zincirini oluşturur. Kara üzerinde Afrika daki Büyük Rift Vadisi gibi devasa çukurluklar plakaların çekiştirildiği yerlerde oluşur. Eğer plakalar ayrılmaya devam ederse günümüzden milyonlarca yıl sonra Afrika yeni kara kütleleri yaratmak üzere kıtadan ayrılacak. Okyanus ortası bir sırt da bu iki plaka arasında sınır olacak. Transform Sınırlar Kaliforniya daki San Andreas Fayı iki plakanın birbiri yanından geçmesiyle oluşan ve doğrultu atımlı fay denilen transform sınırlara bir örnektir. Bu sınırlar dağlar veya okyanuslar gibi etkileyici yapılar meydana getirmezler. Ancak, aksak hareketleri 1906 da San Francisco yu yıkan gibi büyük depremleri tetikler. Şekil 42: Volkanların Dünya Üzerindeki Yayılımı 54