Geyik Dağı (Orta Toroslar) Geç Kuvaterner Buzullaşması ve Paleoiklim Yorumu

Geyik Dağı (Orta Toroslar) Geç Kuvaterner Buzullaşması ve Paleoiklim Yorumu Program Kodu: 1001 TÜBİTAK Proje No: 112Y139 Proje Yürütücüsü: Prof. Dr. Attila ÇİNER Araştırmacı: Doç. Dr. Cengiz YILDIRIM Danışman: Doç. Dr. M. Akif SARIKAYA NİSAN 2015 İSTANBUL

Önsöz ii 112Y139 no lu bu proje TÜBİTAK tarafından 30 ay süre boyunca desteklenmiştir. Bu süre zarfında gerçekleştirilen arazi çalışmalarında alınan örneklerin yaş tayini analizleri için hazırlanması Fatih Üniversitesi Kozmojenik Laboratuvarı nda proje danışmanı Doç. Dr. M. Akif Sarıkaya gözetiminde gerçekleştirilmiştir. Örnekler daha sonra Aix en Provence, Fransa daki CEREGE Kütle Spektrometresi Laboratuvarı nda analiz edilmiş ve gelen sonuçların değerlendirilmesi tarafımızca yapılmıştır. Elde edilen sonuçlar sadece Geyik Dağ Kuvaterner buzullaşmasına sayısal veriler sağlamakla kalmamış Türkiye nin paleoiklim çalışmalarına da çok özgün katkılarda bulunmuştur. Proje kapsamında çeşitli kongrelerde sunumlar yapılmış ve SCI kapsamındaki Quaternary Science Reviews dergisinde Late Pleistocene piedmont glaciations in the Eastern Mediterranean; insights from cosmogenic 36 Cl dating of hummocky moraines in southern Turkey isimli yayın yapılmıştır. SCI kapsamında 2 makalenin de yazım aşaması devam etmektedir. Geyik Dağı ndan da verilerin kullanıldığı ve tüm Doğu Akdeniz buzullaşması ve paleoiklimini içeren bir diğer makale de (davetli Review paper ) yine SCI kapsamındaki Geological Society of London dergisinde Quaternary Glaciation in the Meditteranean başlıklı özel sayıda basım için kabul edilmiştir. Benzer bir şekilde Türkiye Geç Pleyistosen buzulları ve paleoiklimi isimli bir başka makale de MTA nın 150. Sayısı nedeni ile davet edildiğimiz özel sayıda yer alacaktır. Bu çalışmayı destekleyen TÜBİTAK a ve arazide bize eşlik eden öğrencilerimize teşekkür ederiz.

iii İçindekiler Sayfa Önsöz İçindekiler Şekiller ve Çizelgeler Listesi ii iii v Özet 1 Abstract 2 1. GİRİŞ 3 1.1. Kuvaterner buzulları ve buzul çağları 4 1.2. Türkiye nin Geç Kuvaterner Buzullaşması 5 2. GEYİK DAĞ; COĞRAFYA, JEOLOJİ VE İKLİM 8 2.1. Önceki Çalışmalar 8 2.2. Fiziki coğrafya ve jeoloji 8 2.3. İklim 9 3. YÖNTEM 10 3.1. Arazi Yöntemleri 10 3.2. Kozmojenik Yaşlandırma Yöntemi 10 3.3. Yöntemin uygulama alanları ve buzul morfolojisinde uygulamaları 13 3.3.1. Örnekleme çalışmaları 13 3.3.2. Laboratuvar çalışmaları 14 3.3.3. Analitik ölçümler ve yaş hesaplama 15 4. GEYİK DAĞ BUZUL VADİLERİ 17 4.1. Namaras ve Susam Vadileri 17 4.2. Namaras Vadisi Örnek Yaşları 22 4.2.1. Tümseksi Morenler Yaş Sonuçları 26 4.2.2. Yanal Morenler Yaş Sonuçları 26 4.2.3. Namaras Vadisi Yaş Yorumları 29 4.3. Susam Vadisi Örnek Yaşları 30 4.3.1. Cephe Moreni Yaş Sonuçları 30 4.3.2. Tümseksi Morenler Yaş Sonuçları 31 4.3.3. Yanal Moren Yaş Sonuçları 31 4.3.4. Susam Vadisi Yaş Yorumları 31 5. GÜNEYCİK VADİSİ 32 5.1. Güneycik Vadisi Örnek Yaşları 32 5.1.1. Sol Yanal Moren Yaş Sonuçları 32 5.1.2. Tümseksi ve Cephe Moreni Yaş Sonuçları 35 5.1.3. İkiz Yanal Moren Yaş Sonuçları 37 5.1.4. Zor Moren Yaş Sonuçları 37 5.2. Güneycik Vadisi Yaş Yorumları 39 6. ÇİMİ VADİSİ 41 6.1. Yanal Morenler Örnek Yaşları 42 6.1.1. Yanal Moren 1 (YM1) 42 6.1.2. Yanal Moren 2 (YM2)

6.1.3. Yanal Moren 3 (YM3) 43 6.1.4. Tümseksi Morenler (TM) 44 6.1.5. Yanal Moren 4 (YM4) 47 6.1.6. Yanal Moren 5 ve 6 (YM5-YM6) 48 6.2. Çimi Vadisi Yaş Yorumları 50 iv 7. YORUM VE TARTIŞMALAR 52 7.1. Geyik Dağ Dağönü Buzulları 52 7.2. Geyik Dağ Yaş Dağılımı 52 7.3. Türkiye de Buzullaşma Dönemleri 55 7.3.1. SBM öncesi 56 7.3.2. Kuvvetli SBM buzullaşması 57 7.3.3. Geç Buzul Dönemi buzul gerilemesi 57 7.3.4. Genç Dryas Buzulları 58 7.3.5. Holosen Buzullaşmaları 58 7.3.6. Güncel Buzullar 59 7.4. Buzul çalışmalarından elde edilen eski iklim yorumları 59 8. SONUÇLAR 62 Kaynaklar 64

Şekiller ve Çizelgeler Listesi Sayfa v Şekil 1: Geyik Dağ yer bulduru haritası 8 Şekil 2: Namaras ve Susam Vadileri ile eski buz takkesinin bulunduğu platoyu gösterir Google Earth görüntüsü 17 Şekil 3: Çalışma alanında gözlenen buzyalakları (cirques) 18 Şekil 4: Namaras Vadisi nde ölü buzullardan geriye kalan tümseksi morenler 18 Şekil 5: Tümseksi morenlerin yakın görünümü 19 Şekil 6: Tümseksi morenler arasında gelişen buzul gölleri 20 Şekil 7: Tümseksi morenlerin arasında gelişmiş ve mevsimsel olarak kuruyan göller 20 Şekil 8: Tabakasız ve çeşitli tane boyunu içerebilen az yuvarlanmış kireçtaşı bloklarından oluşan tümseksi morenlerin kesitini gösterir fotoğraf 21 Şekil 9: Namaras Vadisi ndeki yanal, tümseksi morenlerin görünümü 22 Şekil 10: Namaras ve Susam Vadileri morenlerinden proje süresi boyunca toplanan örnek yerleri ve yaşlarını gösterir Google Earth görüntüsü 23 Şekil 11: Namaras ve Susam Vadileri nden alınan örnekler ve yaşlarını gösterir haritalar 24 Şekil 12: A) Namaras Vadisi ne dik olarak uzanan Kalecik yaylası buzuluna ait sol yanal moren, B) onun eşdeğeri yeni örneklenen sağ yanal moren 27 Şekil 13: Sağ yanal moren ve örnek alımı 28 Şekil 14: Cephe moreninin alt kısmındaki tümseksi morenlerden alınan iri örnek 29 Şekil 15: Güneycik Vadisi ndeki morenlerden alınan örnek yerlerini gösterir harita 32 Şekil 16: Güneycik Vadisi Google Earth görüntüleri üzerine işlenmiş örnek ve yaş verileri 33 Şekil 17: Güneycik Vadisi büyük buzulunu besleyen buz takkesinin oluştuğu düz alan 34 Şekil 18: Güneycik Vadisi ne doğru GD yönünde uzana uzun sol yanal ve tümseksi morenler 34 Şekil 19: Tümseksi morenler ve cephe moren karmaşığı 34 Şekil 20: Cephe moren karmaşığı. Önde tümseksi moren geride cephe moreni 35 Şekil 21: Uzun sol yanal moren üzerindeki büyük bloktan örnekleme 35 Şekil 22: Kuzey den Güney e doğru gelişmiş ikiz moren seddi 37 Şekil 23: Zor moren genel görünüm. 38 Şekil 24: Dış moren üzerindeki bloktan örnek alımı 38 Şekil 25: İri bloklu iç moren arazi görünümü 38 Şekil 26: Çimi Vadisi ndeki morenlerden alınan örnek yerlerini gösterir harita 41

Şekil 27: Çimi Vadisi Google Earth görüntüleri üzerine işlenmiş örnek ve yaş verileri 42 Şekil 28: Çimi Vadisi yanal morenlerin uzaktan görünümü 42 Şekil 29: YM1 (fotonun sağındaki sırt) ve YM2 nin ana kayaya yaslandıkları yere yakın bir bloktan örnek (GE 13-30) alımı 44 Şekil 30: YM2 nin vadi aşağısına doğru görünümü 44 Şekil 31: YM3 ün üst kısımları 45 Şekil 32: Ana kaya olan kireçtaşlarının buzul geçişi sırasında şekillenmesi sonucu oluşan hörgüç kayalar 45 Şekil 33: Kireçtaşı anakaya üzerinde buzul çizikleri 46 Şekil 34: YM2 ve YM3 ün aşağı kısımları 46 Şekil 35: Tümseksi morenlerin tipik arazi görünümü 47 Şekil 36: Tümseksi morenlerden örnekleme 47 Şekil 36: YM4,YM5 ve YM6 nın sandur düzlüğünden görünümü 48 Şekil 37: YM4 yakın görünümü 48 Şekil 38: Dar morenlerin alt kısımları (sol (YM5) ve sağ (YM6) morenler) 49 ve sandur düzlüğü genel görünümü Şekil 39: Sandur düzlüğünün YM4 den morenden panoramik görünümü 49 Şekil 40: Sadur düzlüğünün üst kesimlerindeki kireçtaşı blokları 50 Şekil 41: Sandur düzlüğü ileri kısımlarını oluşturan ince taneli kireçtaşı çakılları 50 Şekil 42: Geyik Dağ ın tüm vadilerinden kozmojenik tarihlendirme ile elde edilmiş buzul kronolojilerine ait korelasyon 53 vi Çizelge 1: Namaras ve Susam Vadileri kozmojenik 36Cl örnek yaş hesapları 24 Çizelge 2: Namaras ve Susam Vadileri örnek yaş zaman aralıkları Çizelge 3: Güneycik Vadisi kozmojenik 36Cl örnek yaş hesapları 36 Çizelge 4: Güneycik ve Morca Vadileri (Zor Moren) örnek yaş zaman aralıkları 40 Çizelge 5: Çimi Vadisi kozmojenik 36Cl örnek yaş hesapları 42 Çizelge 6: Çimi Vadisi örnek yaş zaman aralıkları 51 Çizelge 7: Türkiye dağlarında kozmojenik yüzey tarihlendirme sonuçlarının özeti 55 Çizelge 8: Geç Pleyistosen için kozmojenik yaş kontrolüne sahip bölgelerin listesi 56

Özet 1 Buzullar, iklim şartlarındaki değişikliklere anında cevap vererek çevre koşullarını doğrudan kayıt altına aldıklarından, bir bölgenin atmosferik koşulları hakkında önemli bilgiler verirler. Benzer şekilde, geçmiş dönemlerdeki buzulların incelenmesi ile eski iklim koşulları hakkında ipuçları elde edilebilir. Bu amaçla, Geyik Dağ da Geç Kuvaterner buzul çökelleri incelenmiş, önceleri sadece göreceli olarak yaşlandırılan buzullaşma evreleri, kozmojenik izotoplar kullanılarak nicel olarak tarihlendirilmiştir. Proje kapsamında yapılan çalışmalar sonucunda Türkiye de ilk defa olarak tanımlanan bir buzul türü olan dağönü buzullaşması tanımlanmıştır. Toplam 4 vadide yanal, cephe ve tümseksi morenler tespit edilmiş ve kozmojenik yüzey yaşlandırması metodu ile yaşlandırılmıştır. Buna göre Namaras Vadisi 3 buzullaşma evresinden geçmiştir. Vadide Son Buzul Maksimum unun sonlarına doğru (18.0±1.1 ka) dağönü buzullaşması ürünü tümseksi morenler oluşmuştur. Geç Buzul Dönemi nde (13.6±2.7 ka) başlayan ve Orta Holosen e (5.2±1.0 ka) kadar erimesini sürdüren buzullaşma ise yanal morenler ile temsil olunur. Bu buzullaşma diğer vadilerde de gözlenen Genç Dryas ( 11.6 ka) buzul ilerlemesi dönemini de içine almaktadır. Namaras Vadisi SBM (18.0±1.1 ka) morenleri oluştuktan sonra buzullar Susam Vadisi ne çekilmişler ve Geç Buzul Dönemi nde (14.0±1.3 ka) cephe ve tümseksi morenleri oluşturmuşlardır. Genç Dryas (11.6±1.3 ka) dönemi ise hemen vadi çıkışındaki bir yanal moren ile temsil edilmektedir. Daha güneydeki Güneycik Vadisi ise 3 buzullaşma evresinden geçmiştir. Vadideki tümseksi ve cephe morenlerinin ağırlıklı ortalama yaşı 11.7±1.3 ka ile 11.2±1.2 ka arasında değişmekte olup bu yaş Genç Dryas için tipiktir. Bu dönemde vadideki yanal morenlerin yaşları 9.0±2.0 ka ile 10.0±2.0 ka (Holosen başı) arasında değişmektedir. Çok daha küçük çapta ve buz yalaklarına yakın alanlarda ise Orta Holosen e (5.2±1.2 ka) kadar devam eden buzul aktivitesi kendini göstermektedir. Batı daki Çimi Vadisi ise 4 buzullaşma evresinden geçmiştir. Bunlardan en önemlisi Son Buzul Maksimumu na denk gelen bir yanal moren (18.2±3.4 ka) ile temsil edilen buzullaşmadır. Bu yanal morenin çok yakınında gelişmiş tümseksi morenler (17.4±1.9 ka) de benzer yaştadırlar. Daha sonraki buzullaşma da yanal morenlerle temsil edilir ve Geç Buzul Dönemi (13.7±2.7 ka ve 12.9±1.3 ka) için tipiktir. Geyik Dağ da diğer vadilerde de karşımıza çıkan Genç Dryas Dönemi bu vadide dar bir buzula ait 2 yanal moren (12.1±1.4 ka ve 12.7±1.7 ka) ile temsil edilir. Ayrıca diğer vadilerde genelde sirk alanlarına yakın yerlerde gözlenen Orta Holosen Buzullaşması bu vadide çok daha iyi gelişmiş bir halde bir yanal morende (6.6±0.7 ka) gözükmektedir. Daha önceki çalışmalarımızdan elde edilen sonuçlar Türkiye nin diğer bölgelerine göre Geyik Dağ da Son Buzul Maksimumu na, tümseksi morenlerin geç erimesi nedeniyle, daha geç erişildiğini göstermektedir. Ayrıca Genç Dryas Dönemi buzullaşmasının Türkiye deki en yaygın ve şiddetli bir şekilde görüldüğü bir alan olması bakımından da Geyik Dağ önemli bir yere sahip gözükmektedir. Anahtar sözcükler: Buzul, Kuvaterner, Geç Pleyistosen, Son Buzul Maksimumu, Geç Buzul, Genç Dryas, Holosen, kozmojenik yüzey tarihlendirme, moren.

2 Abstract Glaciers provide direct information on the magnitude and timing of past climate changes. Because mountain glaciers can respond very quickly to local climatic variations by adjusting their mass balances and hence their sizes, they are considered to be very accurate indicators of changes in precipitation and temperature. Therefore, the extent of past glaciers estimated from the position of their terminal moraines gives valuable insights into paleoclimatic changes. For the first time we report the largest piedmont glaciation represented by hummocky moraines from Geyik Dağ in Turkey. We also describe 4 glacial valleys and give glaciation times using cosmogenic surface exposure dating methods. The largest hummocky moraine field is found in Namaras Valley where 3 glacial episods are encountered. Piedmont glaciers that deposited hummocky moraines are dated to the Last Glacial Maximum (18.0±1.1 ka). Late Glacial (13.6±2.7 ka) to Mid-Holocene (5.2±1.0 ka) glaciation is represented by lateral moraines in the valley including the Younger Dryas (11.6±1.3 ka) stadial. Glaciers later retreated to Susam Valley forming Late Glacial (14.0±1.3 ka) terminal and lateral moraines. Younger Dryas (11.6±1.3 ka) glaciation is represented by a lateral moraine at the exit of the valley. Güneycik Valley has 3 glacial periods. Hummocky and terminal moraine ages change between 11.7±1.3 ka and 11.2±1.2 ka which is typical for Younger Dryas. Lateral moraines on the other hand, have ages between 9.0±2.0 ka and 10.0±2.0 ka (Holocene). Much smaller glaciers existed also nearby the cirque areas that are dated to Mid-Holocene (5.2±1.2 ka). Çimi Valley to the west has 4 glacial periods. The most important one is represented by a lateral moraine that dates to the Last Glacial Maximum (18.2±3.4 ka). Nearby hummocky moraines (17.4±1.9 ka) have similar ages. Late Glacial (13.7±2.7 ka and 12.9±1.3 ka) and Younger Dryas (12.1±1.4 ka and 12.7±1.7 ka) lateral moraines are also present. On the other hand Mid-Holocene (6.6±0.7 ka) glaciation is well developed in this valley contary to the other valleys. Previous studies in Turkish Mountains indicate that the Last Glacial Maximum is relatively older (around 20 ka) compared to Geyik Dağ ages which are around 18 ka. This is due to the melting mechanism of the hummocky moraines where debris cover probably protected the glacier. Additionally, the Younger Dryas stadial is well represented in Geyik Dağ whereas it is much less developed in the other surrounding mountains. Key Words: Glacier, Quaternary, Late Pleistocene, Last Glacial Maximum, late Glacial, Younger Dryas, Holocene, cosmogenic surface exposure dating, moraine.

3 1. GİRİŞ Türkiye nin buzul varlığını araştırmaya yönelik çalışmalar son yıllarda giderek artmaktadır. Günümüz iklim değişiklikleri nedeniyle gün geçtikçe kaybolan buzul varlığımızın araştırılması ve geçmişe ait kayıtlarının nicel olarak incelenmesi, geleceğe yönelik iklimsel öngörülerin daha sağlıklı yapılmasını sağlayacaktır. Hükümetler Arası İklim Değişikliği Paneli (IPCC) nin 27 Eylül 2013 tarihinde yayımladığı en son raporunda da belirtildiği üzere, küresel iklim değişikliği artık kuşku götürmez bir gerçektir. Aynı rapora göre, Dünya nın ortalama yüzey sıcaklığı 1901 den beri 0.89 C yükselmiş, bu artış Dünya üzerindeki kar ve buz örtülerinde ciddi miktarlarda azalmaya yol açmıştır. Buna göre Dünya buzullarının yılda yaklaşık 259 milyar tonu yok olmaktadır. Grönland buzullarının buz kaybı yıllık 97 milyar tona, Antarktika nın yıllık kaybı ise 121 milyar tona ulaşmıştır (IPCC, 2013). Ülkemizde de durum çok farklı değildir. Sarıkaya (2012) nin Ağrı Dağı nda yaptığı çalışmaya göre ülkemizin en büyük buzulu olan Ağrı Buz Takkesi son 35 yılda (1976-2011 arası) % 29 oranında küçülmüştür. Yavaşlı vd. (2015) in yaptığı en son çalışmaya göre ise tüm Türkiye buzullarının alansal dağılımı son 41 yılda 25 km 2 den 11.2 km 2 ye düşmüştür. Günümüze dönük bu ve benzeri çalışmaların ortaya koyduğu iklimsel değişim gerçekliği, acaba geçmişte hangi büyüklükte ve sıklıkta olmuştu? O dönemlerde Türkiye deki buzulların yayılımı nasıldı? Geçmiş buzullar ile günümüz buzulları arasında ne gibi coğrafi ve iklimsel ilişkiler vardı? Günümüzdekine benzer iklimsel değişimler geçmişte de meydana gelmiş miydi? Geçmişteki değişimlerin insan etkisinden yoksun olduğu düşünülürse, acaba doğal değişimlerin günümüz iklim değişikliklerine katkısı ne kadardır? Bu ve benzeri soruların yanıtlarını aramak için eski buzul kayıtlarının araştırılması gerekmektedir. Son yıllarda ülkemizde gerçekleştirilen nicel buzul araştırmaları ve geçmiş buzulların yaşlandırılmasına yönelik çalışmalar, Türkiye nin Geç Pleyistosen (126-11.7 ka arası) ve kısmen de Holosen de (son 11.7 ka) önemli buzullaşma evreleri geçirdiğini ortaya koymaktadır (Sarıkaya vd., 2011). Son 30 yıl içinde Hızlandırılmış Kütle Spektrometreleri (HKS veya Accelerator Mass Spectrometry, AMS) ndeki teknolojik gelişmeler, kayaçlar içindeki nadir izotop derişimlerinin hassas bir şekilde ölçülmesine imkân sağlamıştır. Bunun sonucu olarak daha önceleri sadece göreceli konum ve büyüklüklerine göre gerçekleştirilebilen çalışmalar (Erinç, 1951; Doğu vd., 1993; Çiner, 2003, 2004), artık buzulların ilerleyiş ve geri çekilme zamanlarını belirleyebilen nicel yaşlandırma çalışmaları ile çok daha hassas bir ş ekilde yapılabilmektedir. Özellikle son yıllarda Türkiye de de artarak devam eden bilimsel çalışmalar neticesinde (bkz. Akçar vd., 2007; 2008; Sarıkaya vd., 2008, 2009, 2011, 2014; Zreda vd., 2011; Çiner ve Sarıkaya, 2015) kayaçlarda kozmik ışıma ile oluşmuş yeni izotopların ölçümü büyük bir hassasiyet ile yapılmakta ve bu kayaçların yüzeylenme yaşları tam olarak belirlenebilmektedir. Bu projenin amacı Geyik Dağ da (36.53 o K, 32.10 o D, 2877 m) Geç Kuvaterner döneminde

4 oluştukları varsayılan buzullaşmaların nicel olarak zamanlamasını ortaya koymak ve bu veriler ışığında Orta Toroslar da hüküm sürmüş iklim koşullarını belirlemektir. Bu amaca uygun olarak, rapor içerisinde öncelikle Türkiye nin Geç Kuvaterner buzullaşmasına ait en güncel verileri sunarak bir özet çıkartılmış ve bölgede bu konuya ait yapılan önceki çalışmalar derlenmiştir. Daha sonra projemiz kapsamında uygulama yaptığımız bölgeye ait coğrafik ve jeolojik öğeler aktarılmış, çalışma alanları tanıtılmıştır. Projemizde uyguladığımız yöntem ve materyalin tanıtıldığı bölümden sonra, Geyik Dağ ına ait bulgular, jeomorfoloji ve kozmojenik yaş sonuçları detaylı bir şekilde aktarılmıştır. Son olarak da Geyik Dağ buzullaşması Ülkemiz in diğer buzullaşma alanları ile karşılaştırılmıştır. 1.1. Kuvaterner buzulları ve buzul çağları Buzullar ve iklim birbirleriyle doğrudan ilişkili olup süregelen iklimsel değişimlere çok hızlı bir şekilde tepki verirler (Oerlemans, 2005). Buz Çağı (Ice Age) olarak da adlandırılan Pleyistosen deki iklimsel değişimlerin en güvenilir kayıtları buzullar tarafından sağlanmaktadır. Kuvaterner de (son 2.58 milyon yıl) hüküm sürmüş iklim değişiklikleri, buzul dönemlerinin oluşumundaki en önemli etmendir. Dünyamız ın yörüngesindeki periyodik değişimler, yeryüzüne ulaşan güneş ışınlarının şiddetini ve dolayısıyla dünyamızın iklimini etkilemektedir. Milankovitch Döngüleri olarak da anılan bu değişimler, soğuk iklim koşullarında buzulların ilerlemesine, nispeten daha sıcak dönemlerde ise buzulların küçülmesine neden olmaktadır. Kuvaterner Devri içinde her biri birer Denizel İzotop Seri (MIS: Marine Isotope Stages) numarası ile isimlendirilen en az 21 tane buzul döneminin geliştiği düşünülmektedir. Bu buzul çağlarından son 900 ka içindeki 4 tanesi küresel anlamda çok büyük boyutlara ulaşmıştır. Bunlar, en eskiden en güncele doğru sırasıyla MIS 16, MIS 12, MIS 10-6-8 ve MIS 4-2 buzul çağlarıdır. Avrupa buzul stratigrafisinde Günz olarak adlandırılan MIS 16 yaklaşık 621 ka önce (Termination 7), Mindel buz çağı (MIS 12) ise günümüzden 424 ka önce sona ermiştir (Termination 5). Riss buz çağı (MIS 10, 8 ve 6) (Penultimate glaciation) ise 130 ka önce Termination 2 adı verilen dönemde son bulmuştur. Günümüze en yakın büyük buz çağı MIS 4-2 dönemlerini kapsar ve Avrupa Alpleri stratigrafisinde Würm (ya da Son Buzul Çağı) olarak adlandırılır. MIS-4 günümüzden 71 ka öncesiyle 57 ka öncesinde (Würm I), MIS-2 ise 29 ka öncesiyle 14 ka öncesi arasında (Würm II) meydana gelmiştir. MIS-2 içerisinde buzulların maksimum boyutlarına ulaştığı 19-23 ka öncesindeki (ortalama olarak 21 ka önce) (Mix vd., 2001) olaya, Son Buzul Maksimum u (SBM) (Last Glacial Maximum: LGM) da denilmektedir (Hughes vd. 2013). SBM sırasında Avrupa, Kuzey Amerika ve birçok orta ve yüksek enlem bölgelerinde buzullar çok geniş boyutlara ulaşarak, kıtalarının üçte birini kaplamışlardır. Ülkemizde de izlerini gördüğümüz bu son buzullaşma günümüzden yaklaşık 14 ka öncesine kadar gerileyerek devam etmiştir (Geç Buzul Dönemi; Late Glacial). Sıcaklıkların günümüz koşullarına yaklaşmaya başladığı bu dönemde, dünya süratle ve kısa sürecek soğuk bir ara

5 döneme (stadial) girmiştir. Son Henrich Dönemi (H0) olarak da adlandırılan bu döneme, bir çeşit Alpin-Tundra çiçeği olan dryas octopetala dan esinlenerek Genç Dryas (Younger Dryas) (12.9-11.7 ka öncesi) denilmektedir. Genç Dryas dönemi daha çok varlığını Kuzey Avrupa da hissettirmiş ve Grönland da sıcaklıklar günümüze göre 12-18 o C kadar düşmüştür. Bunun sebebi olarak SBM sonrası eriyen buzulların özellikle Kuzey Atlantik Okyanusu nda okyanus akıntılarını engelleyerek, Ekvatoral bölgelerden ısı transferini bloke etmeleri gösterilmektedir (Alley, 2000). Genç Dryas döneminin son bulmasıyla günümüze yakın iklim koşullarının ortaya çıktığı Holosen (11.7 ka öncesinde günümüze) başlamıştır. 1.2. Türkiye nin Geç Kuvaterner Buzullaşması Türkiye, diğer Avrupa ülkelerine kıyasla daha yüksek bir topografyaya sahip olmasına rağmen Kuvaterner buzullaşmaları açısından zengin bir karaktere sahip değildir. Bu yüzdendir ki Türkiye de Kuvaterner dönemine ait buzullaşma araştırmaları, Kuzey Amerika veya Avrupa da olduğu kadar yaygın değildir. Buna rağmen, Türkiye de de yüksek dağların, vadi ve zirvelerinde Kuvaterner dönemine ait izlerin varlığı bir çok araştırmacı tarafından tespit edilmiştir (Erinç, 1952; Çiner, 2003, 2004; Sarıkaya vd., 2011). Türkiye de Kuvaterner buzullaşmaları ile ilgili ilk çalışmalar 1800 lü yılların sonu 1900 lu yılların başında bazı Avrupalı gezginler tarafından yapılmıştır (Ainsworth, 1842; Palgrave,1872; Maunsell, 1901). Daha sonra Türkiye de coğrafyanın öncülerinden Sırrı Erinç ve Reşat İzbırak gibi araştırmacıların da katkılarıyla Türkiye buzulları hakkındaki incelemeler giderek hızlanmıştır. Buna ek olarak son yıllarda, ülkemizde uygulanmaya başlanan Kozmojenik Yüzey Yaşlandırma yönteminin, ülkemizdeki buzul çökellerine uygulanması ile Kuvaterner dönemi buzul çalışmaları daha da ileriye taşınmıştır. Yapılan tüm bu çalışmalar doğrultusunda Türkiye nin buzul alanları üç gruba ayrılabilir (Sarıkaya vd., 2011). Bunlar; (1) Toros Dağları, (2) Doğu Karadeniz kıyısı boyunca uzanan dağlar, (3) Anadolu yarımadasındaki çeşitli yüksek dağlar ve sönmüş volkanlardır. Toros Dağ kuşağında doğudan B ya doğru sırasıyla GD Toroslar, Orta Toroslar ve B Toroslar da Kuvaterner dönemi buzullaşmalarına ait çok çeşitli izler bulmak mümkündür. Günümüzde GD Toroslar ülkemizin en büyük güncel buzullarına sahiptir (Sarıkaya, 2011). Bu bölgedeki buzullaşma alanları üç önemli alanda gelişmiştir. Bunlar, Hakkâri il sınırlarındaki Buzul ve İkiyaka Dağları ile Van Gölü nün G inde yer alan Kavuşşahap Dağları dır. Bu bölgede 1940-1960 yıllarında birçok çalışma yapılmış, fakat ondan sonra bölgede yeni çalışmalar yapılamamıştır. Bobek (1940) ve Erinç (1953) bölgede yaptığı çalışmalarda, Buzul ve İkiyaka Dağları nda Geç Pleistosen (Würm) dönemine ait buzulların 1600 m yüksekliklere kadar inerek, 9-10 km uzunluğa eriştiklerini tespit etmişlerdir. Würm dönemine ait bu morenler, Zap suyu Vadisi nde ve diğer komşu vadilerde görülmektedir. Kuvaterner dönemi buzullaşması ile ilgili yapılan çalışmaların Orta Toroslar da önem kazandığı bölgeler, Aladağlar, Bolkar Dağları, Geyik ve Soğanlı Dağları dır. Özellikle Aladağlar bölgesindeki Yedigöller platosu ve Hacer Vadisi nde kozmojenik 36Cl izotopu kullanılarak yapılan çalışmalarda, 10.2 ± 0.2 ka öncesi ile 8.6 ± 0.3 ka öncesi

6 arasında gelişen buzulların oluşturduğu morenler tespit edilmiştir (Zreda vd., 2011). Erken Holosen dönemine işaret eden bu düzeyde bir buzullaşma Türkiye nin Kuvaterner dönem araştırmaları açısından yeni ve beklenmedik bir bulgudur. Orta Toroslar da yer alan diğer bölgelerden, Bolkar Dağları (Birman 1968; Messerli 1967), Geyik Dağ (Çiner vd., 1999; Arpat ve Özgül, 1972) ve Soğanlı Dağları nda (Ege ve Tonbul, 2005) Kuvaterner dönem buzullarına ait çalışmalar sınırlıdır. Bunun yanında, Batı Toroslar da özellikle Sandıras ve Dedegöl Dağları nda kozmojenik yaşlandırma çalışmaları sayesinde elde edilen bilgiler ışığında LGM e ait buzulların, Sandıras Dağları nda 20.4 ± 1.3 ka önce (Sarıkaya vd., 2008), Dedegöl Dağları nda ise 24.3 ± 1.8 ka önce (Zahno vd., 2009) oluştukları tespit edilmiştir. Ayrıca yine bu bölgelerde LGM den sonraki Geç Buzul dönemlerinde de (Sandıras: 16.2 ± 0.5 ka önce, Dedegöl: 17.7 ± 1.4 ka önce ve 13.9 ± 2.3 ka önce) buzullaşma izlerine rastlanılmıştır. Sandıras ve Dedegöl Dağları na ek olarak, Batı Toroslar da Akdağ (Onde, 1954; Doğu vd., 1999), Beydağ (Louis, 1944; Messerli, 1967), Honaz (Yalçınlar; 1954; Erinç 1955; 1957), Barla (Ardos 1977) ve Davraz Dağları nda (Monod, 1977; Atalay, 1987) Geç Kuvaterner dönem buzullaşmaları belirlenmiştir. Doğu Karadeniz Dağları ndaki buzul yayılımları ve zamanlamaları, diğer bölgelerle benzer özellikler göstermektedir. Kaçkar ve Verçenik Dağları nda 10Be ve 26Al kozmojenik izotopları kullanılarak yapılan çalışmalarda buzulların Geç Kuvaterner de maksimum boyutlarına 21.5 ± 1.6 ka önce ulaştıkları ve 15.6 ± 1.2 ka öncesine kadar da etkinliklerini korudukları gözlemlenmiştir (Akçar vd., 2007, 2008). Bölgede bulunan daha genç morenler ise 11.2 ± 1.1 ve 10.0 ± 1.1 ka öncesinde depolanmışlardır (Zahno vd., 2009). Buna ek olarak Doğu Karadeniz deki Soğanlı, Bulut, Altıparmak, Karagöl, Karadağ ve Karaçal Dağları nda da Geç Kuvaterner dönemi buzullaşma izlerine rastlamak olasıdır (Erinç, 1952; Doğu vd., 1993; Gürgen, 2003). Türkiye deki Ağrı, Erciyes, Süphan ve Uludağ gibi tekil dağlarda da Kuvaterner buzullaşmanın etkileri görülmektedir. Ülkemizdeki tek güncel takke buzulunu barındıran Ağrı Dağı nda, Blumenthal (1958) in çalışmalarına göre Kuvaterner dönemine ait morenler dağ yamaçlarının çok dik olması, morenleri oluşturmaya yetecek sedimanın oluşmaması ve buzullaşma sonrası meydana gelen volkanik faaliyetlerin de etkisiyle korunamamıştır (Sarıkaya, 2012). Bunun yanında, Türkiye sınırları içinde belki de Kuvaterner dönem buzullaşmasının en iyi gözlemlenebildiği yerlerden biri de, Erciyes Dağı dır. Buradaki Kuvaterner dönemine ait buzul izlerini LGM den itibaren görebilmekteyiz. Sarıkaya vd., (2009) un Erciyes dağındaki iki ana vadide yaptıkları çalışmaya göre buradaki buzullar maksimum boyutlarına 21.3 ± 0.9 ka önce ulaşmışlardı. Daha sonraki dönemlerde buzullar, sırasıyla Geç Buzul dönemi (14.6 ± 1.2 ka önce), Erken Holosen (9.3 ± 0.5 ka önce) ve Geç Holosen de (3.8 ± 0.4 ka önce) yeniden aktif hale gelmiş ve bu dönemlere ait morenleri depolamışlardır. Erciyes Dağı buzul vadiler

7 dört farklı buzullaşmanın izlerini taşıdığından Türkiye nin Geç Kuvaterner buzul kronolojisi için bir tip lokalite niteliğindedir. Türkiye de bulunan diğer tekil dağlarda da Kuvaterner dönemine ait morenler bulunmuştur. Bunlar arasından Uludağ da yapılan en son kozmojenik çalışmalarda, LGM buzullarının günümüzden 20.3 ± 1.5 ka önce, daha sonraki dönemlerdeki buzulların ise 16.1 ± 1.2 ka, 13.3 ± 1.1 ka ve 11.5 ± 1.0 ka önce geliştikleri belirtilmiştir (Zahno vd., 2010). Mercan Dağ (Bilgin, 1972; Atalay, 1987), Esence Dağ (Atalay, 1987), Mescit Dağ (Yalçınlar, 1951), Süphan (Kesici, 2005) ve Ilgaz Dağları (Louis, 1944) ile Balık Gölü bölgesinde (Birman, 1968) de Kuvaterner dönem buzullaşmasına ait izler bulunmuş fakat bu bölgelerde nicel yaş verileri henüz elde edilememiştir.

8 2. GEYİK DAĞ; COĞRAFYA, JEOLOJİ VE İKLİM 2.1. Önceki Çalışmalar Geyik Dağ buzullaşması ile ilgili ilk yayın Arpat ve Özgül (1972) tarafından yapılmıştır. Yazarlar Orta Toroslar da Geyik Dağı yöresinde kaya buzulları isimli makalelerinde büyük yayılım gösteren tümseksi morenleri yanlış bir şekilde kaya buzulları olarak yorumlamışlardır. Daha sonraki yıllarda Çiner vd. (1999) tarafından yapılan kapsamlı bir yayın ile bölgedeki morenlerin tipleri ve sedimantolojik özellikleri açıklanmış ancak yaş verisi sunulmamıştır. Son olarak bu proje kapsamında Quaternary Science Reviews dergisinde Late Pleistocene piedmont glaciations in the Eastern Mediterranean; insights from cosmogenic 36 Cl dating of hummocky moraines in southern Turkey isimli yayın yapılmıştır (Çiner vd., 2015a). 2.2. Fiziki coğrafya ve jeoloji Bu bölümde çalışma bölgesinin konumu, fiziki coğrafya ve jeolojik özellikleri ile günümüz iklimsel karakterleri verilmiştir. Geyik Dağ (36.53 o K, 32.10 o D, 2877 m) Orta Toros larda Alanya nın 40 km kadar kuzeyinde yer alır (Şekil 1). Çalışma alanında KB-GD uzanımlı ve 2500-2650 m arasında değişen bir plato ve 2000 m civarında yer alan çeşitli buzul vadileri bulunmaktadır. Toplam yayılım 100 km 2 kadar olup değişik tipte morenler gözlenir. Şekil 1: Geyik Dağ yer bulduru haritası.

9 Toros Dağları nın jeolojisi genelde Kretase-Eosen yaşlı kireçtaşlarından oluşmuştur ve bölgede çeşitli bindirmeler gözlenmektedir (Monod, 1977; Şenel, 1996). Bölgede genellikle deniz kenarlarında 1000 m nin altında maki bitki örtüsü yaygınken, daha yükseklere çıkıldıkça sırasıyla geniş yapraklı ağaçlar ile iğne yapraklı çam popülasyonu artar. Orman üst sınırı 1800 m de başlar ve daha yüksek kesimlerde genellikle odunsu bitkilere rastlanmaz. Getik Dağ ın ve morenlerin bulunduğu vadilerde ise hemen hemen hiç bitki örtüsüne rastlanmaz. Bölgenin baslıca geçim kaynağı tarım ve hayvancılık olup, yüksek kesimlerde göçebe yaylacılık faaliyetleri hala devam etmektedir. Turizm ve rekreasyonel yaylacılık faailetleri de bölge halkı tarafından tercih edilmektedir. 2.3. İklim Tipik Akdeniz iklimi olan yazları kurak ve sıcak, kışları ise ılık ve yağışlı hava bölgede de geçerlidir (Ünal et al., 2003; Türkeş and Erlat, 2008). Çalışma alanı Akdeniz kıyısı ile çevrelenmiş kütlesel bir yapı arz eder. Bu yüzden denizel etki iklim özelliklerinin oluşumunda önemli bir yer tutar. Geyik Dağ ın alçak kesimlerinde Akdeniz ikliminin etkisi tam olarak görülmektedir. Dağın yüksek kesimlerinde ise lokal dağ iklimi etkisini gösterir. Kıyının hemen gerisinde başlayan topoğrafik yükselim nedeniyle Akdeniz kıyı iklimi iç kısımlara kadar ulaşamamaktadır. Bu etki daha çok kış mevsiminde dağın iç ve yüksek kesimlerinde varlığını hissettirmektedir. Çalışma sahasının güncel iklim özelliklerinin ortaya konmasında sahaya yakın meteoroloji istasyonlarından Alanya ve Antalya istasyonlarına ait veriler kullanılarak, bölgeye ait aylık sıcaklık ve yağış dağılımı analizleri hazırlanmıştır. Bu veriler kullanılarak bölgede yıllık ortalama sıcaklığın 12-25 o C arasında hesaplanmıştır (Alanya Meteoroloji İstasyonu verisi). Bölgede yıllık toplam yağış 1106 mm olup bunun %75 i kış ve bahar aylarında gerçekleşmektedir. Geyik Dağ ın bulunduğu yüksek rakımlarda yağışın önemli bir kısmı orografik olup Akdeniz den gelen nemli kütleler ile ilgilidir (Wigley and Farmer, 1982; Stevens et al., 2001). Akseki meteoroloji istasyonundan (1065 m) alınan verilere göre yıllık yağış 786 mm dir. Aynı istasyondan alınan bilgilere göre ise yaz sıcaklık ortalaması 21 o C, kış sıcaklık ortalaması ise 3 o C dir. Eldeki verilere göre kar yağışı kasım ayında başlayıp bir sonraki yıl nisan ayına kadar devam etmektedir. Geyik Dağ da kar, yaz aylarının başına kadar erimeden yüzeyde kalır. Geçmiş buzul dönemlerinde, Akdeniz etkisiyle iyi beslenen ve özellikle yüksekliğin de getirdiği kar yağışıyla önemli miktarda buz birikimi sağlandığı düşünülen, Gayik Dağ da geçmiş iklim özelliklerinin günümüzden çok daha yağışlı olduğu sonucu çıkartılabilir.

3. YÖNTEM 10 3.1. Arazi Yöntemleri Arazi çalışmalarımızın temelini amaca yönelik jeomorfolojik haritalama oluşturmaktadır. Moren setlerinin alansal dağılışları ve boyutları, buzullaşmanın boyutları ile doğrudan ilişkili olup iklim modellemeleri için önemli parametrelerdir. Harita çalışmalarımızda veri tabanımızı sahaya ait 1:25.000 ölçekli sayısal topoğrafik haritalar, 15 m çözünürlüklü ASTER uydu görüntüleri ve Google Earth görüntüleri oluşturmaktadır. Bu görüntülerin yanında DGPS cihazı ile arazide gerekli görülen yerlerde cm hassasiyetinde veri toplanmıştır. Yaş tayini amaçlı olarak toplanan moren örnekleri ile ilgili detaylar aşağıdaki bölümde verilmiştir. 3.2. Kozmojenik Yaşlandırma Yöntemi Yüzey yaşlandırma yöntemi olarak da bilinen kozmojenik yaşlandırma yöntemi sayesinde herhangi bir kayaç ya da sedimanın ne kadar süredir yüzeylendiği belirlenebilmektedir. Bu yöntem Kuvaterner jeolojisinde yeni bir dönemin başlangıcı olarak kabul edilmektedir. Bu yöntem sayesinde radyokarbon yönteminin üst limiti olan 50 ka ile sınırlı olan yaş tayinleri Kuvaterner Devri nin neredeyse tamamını kapsayacak şekilde genişlemiştir. Bu yöntemle klasik radyometrik yaş tayin yöntemlerinin aksine kayacın oluşum yaşı değil, yüzeylenme yaşı hesaplanmaktadır. Bu sayede Kuvaterner Devri ne ait bir yer şeklini oluşturan sedimanlar kullanılarak kayacın oluşum yaşına bakılmaksızın kozmojenik yöntemler sayesinde depolanma/aşınma yaşı ölçülebilmektedir. Kozmojenik izotopları oluşturan kozmik ışın parçacıkları proton ve nötronlardan oluşmaktadır. Bunlar evrende oluşan galaksi patlamaları ve güneşin radyoaktif ışımaları ile meydana gelirler. Bu parçalar çok yüksek enerji ve yüksek hıza sahiptirler. Bu yüksek enerjili ve elektriksel olarak pozitif yüklü parçacıklar yerküreye ulaştıklarında atmosferdeki elementlerle reaksiyona girerler ve bunun sonucunda ikincil nötronlar meydana gelir. Bu süreçte enerjilerinin bir kısmını kaybederler. Bunlardan bazıları yeryüzüne ulaşır ve litosferdeki elementlerle etkileşime geçerler ve bunun sonucunda kayaçların yüzeye yakın ilk 2-3 metrelik kısmında yeni izotoplar meydana gelir. Kayaç yüzeylerinde oluşan bu yeni izotoplara kozmojenik izotoplar denilmektedir. Kozmik ışın parçacık tipine ve kayaç içindeki hedef elemente bağlı olarak 10 Be, 14 C, 36 36, 41 Ca gibi radyoaktif ve 3 He, 21 Ne gibi duraylı kozmojenik izotoplar oluşabilmektedir. Kayaç yüzeylerindeki bu yeni izotopun oluşum hızı bilindiği için (Evans vd., 1997; Stone, 2000; Licciardi vd., 2008) yüzeyden alınan örneklerin kozmojenik izotop derişimi ölçüldüğünde kayaçların ne zamandan beri yüzeylendiği belirlenebilmektedir. Yer şekillerinin bu yöntem kullanılarak yaşlandırılması çalışmaları 1950 li yıllarda başlamıştır (Davis ve Schaeffer, 1955). Kayaçlardaki kozmik kökenli izotop ölçümünün kayaçların yüzey yaşını belirlemede kullanılabileceğini savunan bu ilk teorik çalışmalar, kayaçlarda oluşan

11 eser miktarlardaki kozmojenik izotop derişiminin pratik olarak ölçülememesinden dolayı başlangıçta uygulama bulamamıştır. 1980 lerden sonra hızlandırılmış kütle spektrometre (AMS) lerinin gelişimiyle birlikte jeolojik uygulama alanları da hızla artmıştır (Zreda vd., 1991). Kozmojenik izotoplar sayesinde dünyanın son bir milyon yıllık olay, zaman ve süreç temelli jeomorfolojik özellikleri daha nicel yöntemlerle analiz edilmektedir. Bu yöntem birçok jeolojik/jeomorfolojik olayda uygulama bulmaktadır. Bunlardan bazıları şunlardır; (1) buzul ve buzul süreçleri (örneğin: morenlerin ve buzul aşındırma şekillerinin yaşlandırılması), (2) volkanik araziler (lav akıntıları, volkanik bombalar, sinder konilerin tarihlendirilmesi), (3) sedimanter depolama ve aşındırma taraçaları (akarsu, göl, deniz), (4) alüvyal yelpazeler, (5) kıyı aşındırma ve biriktirme ş ekilleri (dalga kesme yapıları, eski plaj seviyeleri), (6) göktaşı çarpma kraterleri, (7) faylar ile ilişkili yer şekilleri (fay aynası ve fayların ötelediği yer şekilleri), (8) mağara çökelleri, (9) kıta yükselimleri (paleoyükseklik) ve (10) arkeolojik yapıların tarihlendirilmesi. Bu yöntemin uygulanabilir yaş aralığı Pliyosen den (Ivy Ochs vd., 1995) Geç Holosene kadar uzanmaktadır (Zreda ve Phillips, 2000; Gosse ve Phillips, 2001). Kozmojenik yaş tayin yöntemi kayaçlarda kozmik kökenli tanecikler tarafından oluşturulan izotop derişimlerinin ölçümüne dayanmaktadır. Yani kayaç içerisindeki izotop miktarının, bu izotopun oluşum hızına bölünmesiyle ilgili izotopun oluşması için ne kadar zaman geçtiği belirlenir. Bu varsayımın doğru olabilmesi için izotopun duraylı olması gerekmektedir. Eğer izotop radyoaktif bir çekirdeğe sahipse bu süre içerisinde oluşan radyoaktif bozulmayı da hesaba katmak gereklidir. Sonuç olarak kayacın içerisinde bulunan kozmojenik izotop miktarının zamana göre değişimi kozmojenik izotop oluşma hızı ve eş zamanlı radyoaktif bozulma ile doğrudan ilişkilidir. Bu değişim şu şekilde ifade edilmektedir. Burada N, kayaç içerisinde ki kozmojenik izotop derişimi (atom/gr), P izotop oluşum hızı (atom/(gr.yıl)), λ, radyoaktif bozulma katsayısı (1/yıl) ve t yüzeylenme süresidir (yıl). Radyoaktif bozunma katsayısı farklı izotoplar için farklı değerler alır ve şu formülle ifade edilir; Bu formülde yarılanma süresi radyoaktif izotopun başlangıçtaki miktarının yarısının bozunması için geçmesi gereken süredir. Farklı izotopların yarılanma süreleri Tablo X de sunulmuştur. Duraylı izotoplar için yarılanma süresi sonsuz kabul edilirse, λ sıfıra yaklaşır. Bu durumda yukarıdaki ilk formülde eşitliğin sağ tarafında sadece izotop oluşum hızı yer almaktadır. Dolayısıyla formül şu şekle dönüşür;

12 Kozmojenik izotopların oluşumunu sağlayan kozmik kökenli tanecikler kayaç içinde derinlere ilerleyemeden durdurulurlar. Bu nedenle yüzeye çıkamayan kayaçlar kozmojenik izotop içermezler. Kullanılan bu yöntem yüzeylenme yaşını verdiğinden yüzeylenmeye neden olan olayın zamanını da vermektedir. Yöntemin sağlıklı sonuçlar verebilmesi için kayacın kozmojenik izotop kaybına sebep olacak süreçlerden etkilenmemiş olması gerekmektedir. Örneğin akarsu veya yüzey erozyonu, donma-çözünme gibi olaylar yüzeylenme yaşının olduğundan küçük çıkmasına sebep olmaktadır. Buna ek olarak kozmojenik izotop üretim miktarı yüzeyin morfolojik ve topografik özelliklerine de bağlıdır. Enlem ve yüksekliğin yanı sıra yüzeyin bulunduğu mevkide ki durumu (yatay veya eğimli bir yüzey olması) maruz kaldığı kozmojenik tanecik akısını etkiler. Aynı mevkide bulunan iki yüzeyden daima gölgede kalan güneşte kalana göre daha az kozmojenik tanecik akısına maruz kalmaktadır. Aynı şekilde küp şeklindeki bir kayanın üst ve yan tarafları eşit miktarda kozmik tanecik akısına maruz kalmaz. Kayaçların devrilmesi durumunda da elde edilen sonuçlar değişecektir. Ayrıca kar, bitki ve volkanik kül örtüsü kozmojenik izotop oluşum hızını düşürür. Belirlenen yüzey yaşı üzerinde yukarıdaki ikincil jeolojik veya jeolojik olmayan etkenler göz önüne alınarak düzeltmeler yapılmalıdır. Fakat depolanma sonrası konum değişimi belirlenemeyeceğinden bu konuda tekrar düzeltme yapılamaz. Dolayısıyla kayacın yüzeylendiği zaman ki şeklinde sabit kaldığı kabül edilir veya bu tür komplikasyonları en aza indirecek yüzeylerden örnekleme yapılır. Yeryüzüne ulaşan kozmik ışınlar başlıca iki kaynağa dayanmaktadır. Bunlar; (1) düşük enerjili güneş kökenli kozmik ışınlar, (2) daha yüksek enerjiye ve yoğun ışın akısına sahip galaktik kökenli parçacıklardır. Her ikisi de birincil kozmik ışın olarak adlandırılırlar. Protonlardan oluşan bu birincil kozmik ışınlar dünyaya yaklaştıkça elektriksel yüklerinden dolayı dünyanın manyetik alanından etkilenirler. Bazıları dünyanın manyetik alanını geçemezler, yansıtılırlar, bazıları ise sapmaya uğrayarak yön değiştirirler. Dünyanın manyetik alan kuvvetine ve manyetik enleme bağlı olarak yeteri miktarda eşik enerjisine sahip olanlar, atmosfere girebilirler. Bu sırada enerjilerinin bir kısmını kaybederler. Atmosfere girebilen birincil kozmik ışınlar atmosferik elementler (N, O vd.) ile etkileşime girerek ikincil kozmik ışınları oluştururlar. İ kincil kozmik ışınlar çoğunlukla yüksüz nötronlardan oluşmaktadır. Daha az enerjiye sahip olan bu ikincil nötronlar yeryüzüne ulaştıklarında litosferik elementlerle etkileşime geçer ve kayaçlarda kozmojenik izotop oluşumunu başlatırlar. Atmosferde meydana gelen enerji kaybından ötürü sönümlemeye uğrayan ışınlardan yeryüzüne ulaşanlar, kayaçların sığ yüzeylerinde (1-2 m) mineralleri oluşturan elementlerin izotopları ile etkileşime girerler. Böylece yeni izotop oluşumlarına neden olurlar. Bu oluşumda rol oynayan başlıca beş çeşit tanecik vardır. Bunlar; enerjilerine göre (1) yüksek enerjili nötronlar (Yokoyama vd., 2000), (2) hızlı (Davis ve Schaeffer, 1955) ve (3) yavaş nötronlar (Kubik vd., 1984; Zreda vd., 1991) ile (4) epitermal ve (5) termal nötronlardır. Yüksek enerjili nötronlar spallasyon tepkimelerinden sorumludurlar. Daha düşük enerjiye sahip olan epitermal ve termal nötronlar ise atmosferde ve kayaçta bulunan atomlar ile çarpışarak

13 onların çekirdekleri tarafından yakalanırlar. Böylece yeni izotop oluşumu diğer atomun çekirdeğinin parçalanması veya tutunması ş eklinde sağlanmış olur. Nötronların dışında kozmojenik izotop oluşumunu sağlayan bir başka kozmik ışın türü ise müonlardır. Müonlar yüzeyden daha derinlerde (2-3 m den daha derin) oluşan kozmojenik üretiminden sorumludurlar. 3.3. Yöntemin uygulama alanları ve buzul morfolojisinde uygulamaları Kozmojenik izotoplar sayesinde yüzey yaş tayini yöntemi kısmen yeni bir gelişme olmasına karşın birçok uygulama alanı bulmuştur (Zreda ve Phillips, 2000; Gosse ve Phillips, 2001). Bunlara örnek olarak; kayaç ve blokların yüzeyinde oluşan erosyon hızlarının tespiti (Sarıkaya vd., 2015a), nehir yataklarının açılma hızlarının hesaplanması (Çiner vd., 2015b), buzul oluşumu ve geri çekilme zamanlarının belirlenmesi (Phillips vd., 1990; Zreda vd., 1995), eski taşkınların oluşum zamanları, eski kıyılara ait yaş tayini yapılması (Zreda, 1994), lavların yüzeye çıkış yaşları (Sarıkaya vd., 2006), meteor çarpma zamanlarının tespiti (Phillips vd., 1991), fay aynalarında yapılan ölçümlerle faylanma zamanının ve atım hızının belirlenmesi, alüvyal yelpazelerini kesen fayların atım hızlarının hesaplanması (Sarıkaya vd., 2015b,c) ve paleo-yükseklik çalışmaları verilebilir. Burada çalışma konumuz olan moren yaşlandırması daha detaylı olarak aktarılacaktır. Buzulların ağırlıkları ve yatak eğimlerinden dolayı hareket ederken ana kayadan kopardıkları kaya parçalarını biriktirmeleri ile oluşan ş ekillere moren sırtı adı verilmektedir. Morenler kozmojenik yaşlandırma uygulamalarında çok önemli bir yer tutmaktadırlar. Literatürdeki ilk ve en yaygın uygulama alanlarını oluşturmaktadır. Morenleri oluşturan sedimanların buzulların çekilmesiyle birlikte kozmik ışınıma maruz kaldıkları ve biriken malzemenin daha önce kozmik ışınıma maruz kalmayacak şekilde derinden kazıldıkları varsayılırsa, moren yüzeyindeki bloklarda biriken kozmojenik izotop miktarı moren depolarının yaşını yani buzulların geri çekilme başlangıcını verir (Phillips vd., 1991). Özellikle blok boyutunda ki iri sedimanlardan ölçülen kozmojenik izotoplar yardımıyla Kuvaterner buzulları ile ilgili jeokronolojik çalışmalar ayrıntılı bir şekilde ortaya konulmaktadır. Buna bağlı olarak çeşitli paleoiklim modellemeleri de yapılmaktadır (Akçar vd., 2007, 2008; Sarıkaya vd., 2008, 2009; Sarıkaya; 2009; Zahno vd., 2009, 2010; Zreda vd., 2011). 3.3.1. Örnekleme çalışmaları Örnekleme çalışmaları kozmojenik yüzey yaşlandırması çalışmalarında büyük önem arz etmektedir. Önemli olan arazide uygun örnek yerinin seçilip, amaca göre yeterli miktarda örnek alınmasıdır. Bunun için, çalışma yapılacak olan arazide örneklemeye başlamadan önce üç önemli sorunun cevabı verilmelidir. Bunlar; (1) çalışmada hangi tür kayaç/mineral örneklenecektir?, (2) örnekler hangi tür jeomorfolojik yüzeyden alınacaktır? ve (3) toplamda alınacak örnek sayısı kaç tanedir? (Sarıkaya, 2011). Hangi tür kayacın örnekleneceği kullanılacak izotop için önemlidir. Örneğin 10 Be izotopu için örnekleme yapılacaksa kayacın içerisinde mutlaka kuvars mineralinin bulunması gerekmektedir. Bu çoğu kayaçta mümkünken karbonatlı kayaçlarda mümkün olmamaktadır. Bunun için karbonatlı kayaçlarda

14 (örneğin; kireçtaşı, dolomit vd.) 36 Cl izotopu kullanılmalıdır. Farklı jeomorfolojik yüzeylerin örnekleme stratejileri de farklılıklar arz etmektedir. Örneğin, bir moren sırtından yapılacak olan örnekleme de blok yüzeyleri seçilirken bir fay aynasında örnekleme doğrudan fay yüzeyi üzerinden yapılmalıdır. Örnek sayısını belirlemekte yine örnekleme stratejisine göre oluşturulur. Moren sırtlarından çoklu örnekleme yapılırken fay yüzeylerinden belirli aralıklarla sistematik olarak örnekler alınır. Örnekleme sürecinde en önemli etken kullanılacak izotop, çalışma yapılan yer şekli ve yaş ile uyumlu örneğin bulunabilirliğidir. 36 Cl, birçok hedef element tarafından üretilir ve bu sayede hemen hemen tüm kayaç türleri bu izotopla yapılan yüzey yaşı belirleme çalışmalarında kullanılabilmektedir. Bunun yanında, diğer izotoplar için ( 3 He, 26 Al, 10 Be, 14 C) mineral ayrıştırması gereklidir. Karbonatlı kayaçların içindeki 36 Cl, Ca elementinden itibaren oluşurken, silikatlı kayaçlarda bu üretim Cl, Ca, K elementleri sayesinde oluşmaktadır. Buna ek olarak, kuvars düşük bir Al konsantrasyonuna sahiptir. Bu özelliği onu 26 Al izotopu için ideal hedef minerali duruma getirir. Ayrıca kuvars atmosfer kaynaklı 10 Be kirlenmesini önleyen sıkı kristal yapısı nedeni ile bu izotopa dayalı yüzey yaş belirleme çalışmaları için en uygun mineraldir. Örnekleme alanının seçimi yapılırken değerlendirilecek ölçütler, çalışılan yüzeyin jeomorfik duraylılığı ve geometrisidir. Çalışmalarda genelde tercih edilen yöntem yüzeylendiği andan itibaren konumu değişmediğinden ve yüzey aşınımına maruz kalmadığından emin olunan, mümkün olduğunca yatay ve düz yüzeylerden örnekleme yapılmasıdır. Bu sebepten dolayı yüksek ve geniş moren sırtları, alçak ve dar olanlara; lav akıntılarının masif yüzeyleri ise engebeli alanlarına tercih edilmelidir. Örnekler 500 gram ve 1 kg arasında yüzeyin birkaç cm lik üst kısmından çekiç ve keski kullanılarak traşlama yoluyla alınır. İkincil mineralleşmeye uğramamış olan yüzeyler tercih edilmelidir. Daha sonra örnekler etiketlenir, paketlenir ve her bir örnek için alındığı yere ait lokasyon bilgileri (enlem, boylam, yükseklik, derinlik, ufuk açıları) not edilir. Genel anlamda bakıldığında genç yüzeylerden (<20 ka) en az 3 en fazla 5 örnek yeterli olurken, daha yaşlı ve karmaşık jeolojik geçmişleri olan yüzeylerden 7 ve daha fazla örnek alınmalıdır. 3.3.2. Laboratuvar çalışmaları Örnek hazırlama işlemleri izotop farklılıklarından dolayı değişiklik göstermektedir. Fakat farklı izotoplar olsa bile örnek hazırlama sırasında sahadan alınan kayaç içerisinde ki hedef izotopu içeren elementin ( 10 Be için berilyum, 36 Cl için klor) zenginleştirilmesi gerekmektedir. Sonrasında analitik ölçümler sırasında değerlendirmeye tabi tutulmayacak olan izobarların (atom numarası farklı fakat kütle numarası aynı olan elementler) ayıklanması gereklidir. Örnekler üzerinde ilk yapılacak işlem bir fırça sayesinde kayaçların üzerinde ki bitki kalıntıları ve varsa ikincil minerallerin ayrılmasıdır. Bu işlemden sonra örnekler sırasıyla kırılır, öğütülür ve 1-0.25 mm tane boyu aralığında elenir. Devamında 10 Be veya 26 Al izotopları için kuvars minerali, 3 He için ise olivin minerali, çeşitli mineral ayıklama yöntemleri (manyetik ayrıştırma veya ağır sıvı) sayesinde ayrıştırılır. Eğer çalışmada 36 Cl izotopu kullanılacaksa mineral

15 ayrıştırma işlemi gerekmemektedir. Tüm işlemler tüm kayaç üzerinden yapılabilir. Ancak bazı özel durumlarda 36 Cl için feldspat ayrıştırılması gerekmektedir (Schimmelpfenning vd., 2011). Biz çalışmamızda mineral ayrıştırması yapmadık, çoğunlukla örneklerimiz kireçtaşı olduğu için tüm kayaç işlemlerini gerçekleştirdik. Bu kapsamda uygulanan laboratuvar çalışmaları aşağıda detaylı bir şekilde aktarılmıştır. Islak kimyasal çalışmaya uygun tane boyutuna getirilen örnekler, yüzeylerine yapışmış halde bulunan ikincil ve atmosferik klor elementinin temizlenmesi için 12 saatlik süre ile 5% oranında seyreltik nitrik asit (HNO 3 ) ile yıkanıp, kurutulur. Bu işlemi klor ayrıştırma işlemi takip eder. 36 Cl izotopu yaş verileri hesaplamalarında tüm kayaç içerisindeki ana ve iz element analizlerinin de yapılması gereklidir. Bunun için kayaç asitlerle çözülmeden, elenmiş ve yıkanmış örneklerden bir miktar analiz için ayrılır. Yıkanıp, temizlenmiş örnekler, kuvvetli asitlerle (HF veya HNO 3 ) yüksek sıcaklık ve basınç altında özel kaplarda eritilir. Bu süreci olumsuz etkilememesi adına örneklerle temas eden kaplar hiçbir şekilde klor içerikli suyla (örneğin şehir şebeke suyu) temas etmemiş olmalıdır. Kayaçların asitlerle çözülmesi işlemi karbonatlı olanlar ile silikatlı kayaçlar arasında süre açısından farklılık göstermektedir. Bunun sebebi karbonatlı kayaçların daha kolay ve hızlı bir şekilde tepki vermesi; silikatlı kayaçların ise bu sürece daha geç tepki vermesidir. Eritme işlemi sırasında örnek içine bir miktar AgNO 3 katılır. Bunun sebebi eriyik kayaç içinde serbest halde bulunan klorür iyonunun, gümüş klorür (AgCl) olarak çökelmesini sağlamaktır. Örneklerde ki sülfür izobarını tamamen ortadan kaldırmak için ise örneğe Ba(NO 3 ) eklenir ve bu sayede sülfür çökertilir. Bu işlem birkaç kez tekrarlandıktan sonra, AgCl ayrıştırılır. Son örnek, toplam 36 Cl atom içeriğinin ölçülmesi için AMS laboratuvarına gönderilir (Muzikar vd., 2003). 3.3.3. Analitik ölçümler ve yaş hesaplama Kozmojenik izotop konsantrasyonu ölçümünde genel itibariyle iki teknik kullanılmaktadır. Bunlardan biri AMS diye adlandırılan, 10 Be, 14C, 26 Al, 36 Cl gibi radyoaktif izotopların ölçümünde kullanılan tekniktir. İkinci teknik ise, 3 He ve 21 Ne gibi duraylı asal gaz izotopları için kullanılan asal gaz spektrometresi tekniğidir. Çalışmamızda AMS tekniğinden yararlanılmıştır. Tüm örneklerin hesaplanmış yaşları kalınlık, topoğrafik perdeleme ve kar örütüsü için gerekli olan düzeltmeleri içermektedir. Ayrıca alınan her örneğe ait yaşlar sıfır-erozyon ve bir miktar kayaç erozyonu belirlenerek ile ilgili düzeltmeler yapılmış ve alternatif yaşlar hesaplanmıştır. Ancak projenin sonuç raporunda bu yüzeylere ait erozyon düzeltmesi yapılmış yaşlar tercih edilmiştir. Bunun en önemli nedeni kayaç litolojilerinin çoğunlukla çözünebilir kimyada olması ve yüzey erozyonuna açık olmalarıdır. Buna rağmen erozyon düzeltmesi yapılmış yaşlar sonuçları çok fazla etkilememiştir. Sıfır-erozyon ve erozyon düzeltmesi yapılmış yaşlar hata payları içersinde kalacak şekilde yaşlar vermiştir. Bunun nedeni de yine örnekleme yapılan zaman aralığının 40 ka dan az olması, çok daha eski yüzeylere rastlanılmamasıdır. Erozyon düzeltmesi için, anakaya aşınımının yaklaşık 5 mm ka -1 olduğu tahmin edilmiştir. Bu erozyon oranı arazi çalışmasında birkaç mm den 10 cm ye kadar ulaşan derinliklerde bulunan blok