Su Döngüsü

Hidrolojik döngü olarak da bilinen su döngüsü, suyun hal değiştirerek Dünya’nın okyanusları, atmosferi, kara yüzeyi ve yeraltı ortamları arasındaki sürekli dolaşımını tanımlar.^[1] Bu biyojeokimyasal süreç, gezegenin su dengesini korur ve yaşamın sürdürülmesi, iklimin düzenlenmesi ve erozyon ile birikim yoluyla yüzey şekillerinin oluşması için hayati öneme sahiptir.^[2] Birincil olarak, okyanuslardan (atmosferik su buharının yaklaşık %90’ının kaynağıdır) ve karalardan gerçekleşen buharlaşmayı (evaporasyon) sağlayan güneş radyasyonu ile çalışan döngü; bitkilerden terleme (transpirasyon), bulutlarda yoğunlaşma, yağmur veya kar şeklinde yağış, toprağa süzülme (infiltrasyon), su yollarına yüzey akışı ve yeraltı suyu akışı gibi temel aşamaları içerir.^[3]^[4] Dünya üzerindeki toplam su hacmi yaklaşık 1,386 milyar kilometreküp (km³) ile neredeyse sabit kalırken ve bunun %96’sından fazlası okyanuslarda bulunurken, döngünün verimliliği bölgesel su mevcudiyetini ve ekosistem dinamiklerini etkiler; ancak ormansızlaşma ve şehirleşme gibi insan faaliyetleri yerel akışları değiştirebilir.^[5]

Temel Esaslar

Tanım ve Çekirdek Süreçler

Hidrolojik döngü olarak da adlandırılan su döngüsü, suyun okyanuslar, atmosfer, kara ve yeraltı suyu rezervuarlarındaki depolamayı da içerecek şekilde, Dünya yüzeyinin üzerinde, içinde ve altında sürekli hareketini ve faz değişimlerini tanımlar.^[1] Bu döngü, birincil faz geçişlerini ve taşınımı sağlayan güneş enerjisi tarafından yönlendirilir ve küçük kozmik girdiler veya kayıplar haricinde, toplam su hacminin jeolojik zaman ölçeklerinde sabit kaldığı neredeyse kapalı bir sistemi sürdürür.^[4]^[5]

Çekirdek süreçler şunları kapsar: sıvı suyun okyanuslar ve göller gibi yüzey kütlelerinden buhara dönüşerek küresel olarak atmosferik su buharı girdisinin yaklaşık %90’ını oluşturan buharlaşma; bitki gözeneklerinden (stoma) buhar salınımıyla kabaca %10 katkı sağlayan terleme (transpirasyon); ve hacimce küçük olsa da buzdan doğrudan buhara geçiş olan süblimleşme.^[3]^[6] Bu girdiler atmosferde yoğunlaşmaya (kondansasyon) yol açar; burada soğuyan buhar, bulut damlacıkları veya buz kristalleri oluşturarak yağışa (yağmur, kar, dolu veya karla karışık yağmur) zemin hazırlar. Yağış, okyanuslar üzerinde yılda ortalama 990 mm ve karalar üzerinde 670 mm oranında suyu Dünya yüzeyine geri döndürür.^[7]^[8]

Su yüzeye ulaştığında; bitki örtüsü tarafından tutulma (intersepsiyon), toprak gözeneklerine süzülme (infiltrasyon), akiferlere süzülme (perkolasyon) veya akarsu ve nehirlere yüzey akışı yollarını izler. Suyun kalış süreleri (rezidans süresi), nehirlerdeki günlerden derin yeraltı sularındaki bin yıllara kadar değişiklik gösterir.^[9] Bu akışlar yeniden dağılımı sağlar; buharlaşma ve yağış baskın atmosferik değişimleri oluştururken, süzülme gibi karasal süreçler uzun vadeli depolama için gerekli olan yeraltı suyu beslemesini sürdürür.^[4] Bu süreçlerin etkileşimi, faz değişimleri sırasındaki gizli ısı (latent heat) yoluyla enerji transferi sağlayarak Dünya’nın iklimini, yaşanabilirliğini ve ekosistemlerini düzenler.^[10]

Küresel Su Bütçesi

Dünya üzerindeki toplam su hacmi yaklaşık 1,386 milyar kilometreküp olup, bunun büyük çoğunluğu tuzlu formda bulunmaktadır. Okyanuslar, farklı hidrolojik dinamikleri destekleyen ortalama tuzluluk seviyelerine sahip deniz suyu olarak, bu toplamın yaklaşık %96,5’ini (kabaca 1,338 milyar km³) oluşturur. Geriye kalan %3,5’lik kısım tatlı su ve diğer küçük bileşenlerden oluşur; bu da küresel hidrolojik sistemde okyanusal depolamanın baskınlığını vurgular.^[11]^[12]

Toplam su hacminin sadece %2,5’i veya yaklaşık 35 milyon km³’ü tatlı sudur ve bu miktar, erişilebilirlik ve yenilenme oranları değişen rezervuarlar arasında düzensiz bir şekilde dağılmıştır. Buzullar ve buz örtüleri, tatlı suyun en büyük payını (yaklaşık %68,7; toplam suyun %1,72’si) elinde tutar ve kutup bölgeleri ile yüksek dağlarda yoğunlaşmıştır; burada yavaş erime ve birikme, uzun vadeli depolama istikrarını yönetir. Yeraltı suyu, sığ serbest yüzeyli katmanlardan derin basınçlı sistemlere kadar değişen derinliklerdeki akiferlerde depolanarak tatlı suyun yaklaşık %30,1’ini (toplamın %0,76’sı) temsil eder ve çekim ile beslenme süreçleri yoluyla bölgesel su mevcudiyetini etkiler. Göller, bataklıklar ve nehirleri içeren yüzey tatlı suları, tatlı suyun yalnızca %0,3’ünü (toplam suyun %0,01’inden azını) oluşturur; nehirler tek başına yaklaşık 2.120 km³ tutar ve hızlı taşınımı kolaylaştırsa da hacimsel katkısı sınırlıdır. Atmosferik su buharı ve biyosferde tutulan su (örneğin bitkiler ve hayvanlarda), geçici ve biyolojik olarak bağlı doğaları nedeniyle sırasıyla toplam suyun yaklaşık %0,001’i ve %0,0001’i gibi ihmal edilebilir oranlarını oluşturur.^[11]^[13]^[12]

Rezervuar	Toplam Suyun Yüzdesi	Yaklaşık Hacim (km³)	Notlar
Okyanuslar	%96,5	1.338.000.000	Ağırlıklı olarak tuzlu; birincil buharlaşma kaynağı
Buzullar/Buz Örtüleri	%1,72	24.064.000	Tatlı suyun %68,7’si; yavaş döngü
Yeraltı Suyu	%0,76	10.530.000	Tatlı suyun %30,1’i; değişken beslenme
Göller/Yüzey Suyu	<%0,01	~91.000 (göller); ~2.120 (nehirler)	Dinamik, erişilebilir fakat küçük hacim
Atmosfer	%0,001	~12.900	Buhar formu; kısa kalış süresi
Biyosfer	%0,0001	~1.120	Organizmalara bağlı; küresel olarak ihmal edilebilir

Bu dağılım, statik okyanusal rezervler ile dinamik kıtasal tatlı su havuzları arasındaki dengesizliği vurgular; insan kullanımı, küçük oranına rağmen orantısız bir şekilde ikincisini hedefler. NASA’nın GRACE görevleri gibi uydu altimetresi ve gravimetri çalışmalarından elde edilen ampirik ölçümler, yeraltı ve kriyosferik alanlardaki ölçüm zorluklarından kaynaklanan bölgesel varyasyonlara rağmen, ana bileşenler için %5’in altındaki belirsizliklerle bu rezervuar hacimlerini doğrulamaktadır.^[11]^[12]^[14]

Depolama ve Rezervuarlar

Okyanusal ve Atmosferik Depolama

Okyanuslar, yaklaşık 1,335 milyar km³ su içererek Dünya’nın su döngüsündeki baskın depolama bölümünü temsil eder; bu, yaklaşık 1,386 milyar km³ olan küresel su hacminin yaklaşık %96,5’ini oluşturur.^[15]^[16] Ortalama 3,7 kilometre derinliğe sahip bu tuzlu rezervuar; Pasifik, Atlantik, Hint, Arktik ve Güney Okyanuslarını kapsar ve burada yüzey suları, yoğunluk gradyanları, rüzgarlar ve akıntılar tarafından yönlendirilen karışım süreçleri yoluyla daha derin katmanlarla dinamik bir etkileşim halindedir.^[13] Okyanusal depolamanın devasa ölçeği, küresel su mevcudiyetini kısa vadeli dalgalanmalara karşı tamponlarken, termal kapasitesi termohalin sirkülasyonu gibi akıntılar aracılığıyla gezegenin ısı dağılımını düzenler.^[17]

Buna karşılık, atmosferik depolama hacimsel olarak ihmal edilebilir düzeydedir ve herhangi bir anda tahmini 12.900 km³ su (Dünya’nın toplam suyunun %0,001’inden azı) barındırır.^[18] Bu suyun büyük çoğunluğu (%99 civarı) su buharı olarak, geri kalanı ise bulutlar içinde asılı sıvı damlacıklar veya daha yüksek irtifalarda buz parçacıkları olarak bulunur.^[18] Troposfer boyunca dikey olarak dağılan atmosferik su içeriği, yüzeye yakın daha yüksek sıcaklıklar ve buharlaşma oranları nedeniyle alt katmanlarda zirve yapar ve küresel olarak ortalama 25 milimetrelik bir yağışa dönüşebilir su sütunu (precipitable water column) oluşturur.^[18] Küçük mutlak miktarına rağmen, bu depolama son derece dinamiktir; Clausius-Clapeyron ilişkisine göre doygunluk buhar basıncını yöneten sıcaklık gibi faktörlerle bölgesel ve mevsimsel olarak değişir (ısınan her 1°C için kabaca %7 artış).^[12] Atmosferin sınırlı kapasitesi, onun kararlı bir depo olmaktan ziyade suyun yeniden dağıtımı için geçici bir ortam olma işlevini vurgular.

Karasal ve Kriyosferik Depolama

Yeraltı suyu, küresel tatlı su rezervlerinin yaklaşık %30’unu oluşturarak karasal su depolamanın en büyük bileşenini meydana getirir. 8,4 milyon km³’ün üzerinde tatlı su içerdiği tahmin edilen bu yeraltı rezervuarı, temel olarak akiferlerde depolanır ve yağış ile yüzey akışından süzülme yoluyla beslenir; insan kullanımı için yıllık çekim oranları 900 km³’ü aşmaktadır. Su tablasının üzerindeki vadoz kuşakta tutulan toprak nemi, mevsimsel dalgalanmalar yoluyla evapotranspirasyonu ve tarımsal verimliliği etkileyen dinamik ve daha küçük bir fraksiyon oluşturur; buzsuz toprakların üst bir metresindeki küresel depolama 20.000 km³’e kadar ulaşır. Tatlı su göllerini (yaklaşık 125.000 km³), nehirleri (kabaca 2.000 km³) ve sulak alanları kapsayan yüzey suları, toplam tatlı suyun %0,3’ünden azını temsil eder ancak ekosistemler ve doğrudan insan kullanımı için erişilebilir rezervuarlar olarak hizmet eder; akan nehirlere kıyasla daha büyük hacimleri nedeniyle göller bu grubun büyük kısmını oluşturur.

Kriyosferik depolama, mevcut tatlı suyun yaklaşık %69’unu (24 milyon km³’ün üzerinde) barındıran buzullar, buz örtüleri ve kalıcı kar ile tatlı su rezervlerine hakimdir. Kıtanın %98’ini kaplayan Antarktika Buz Örtüsü, yaklaşık 30 milyon km³’lük buz hacmiyle bu kategorideki en büyük paya sahiptir ve tamamen erimesi durumunda küresel deniz seviyelerini 58 metre yükseltebilecek bir su eşdeğerine sahiptir. Grönland Buz Örtüsü 7,4 metrelik deniz seviyesi yükselmesine (yaklaşık 2,7 milyon km³) eşdeğer katkıda bulunurken, dağ buzulları ve daha küçük buz takkeleri küresel olarak kabaca 0,4 metrelik eşdeğer ekler. Arktik ve alt-Arktik bölgelerdeki donmuş zemini kapsayan permafrost (donuk toprak), on milyonlarca km³ mertebesinde yer buzu hacimleri içerir; su eşdeğerleri toplam tatlı suyun yaklaşık %0,2’sini oluştursa da, erimenin depolanmış suyu hızla serbest bırakabileceği yüksek enlem topraklarında ve tortularda yoğunlaşmıştır. Mevsimsel kar örtüsü, ılıman ve kutup bölgelerinde erime veya ablasyon öncesinde yılda binlerce km³ birikerek geçici bir kriyosferik depolama sağlar.

Akışlar ve Dinamikler

Buharlaşma, Terleme ve Yağış

Buharlaşma, moleküler difüzyon ve türbülanslı karışım yoluyla suyu okyanuslar, göller ve nemli topraklar gibi sıvı yüzeylerden buhar halinde atmosfere aktarır; bu işlem 20°C’de yaklaşık 2,45 × 10⁶ J/kg buharlaşma gizli ısısı gerektirir. Hız; doygunluk buhar basıncını belirleyen yüzey sıcaklığına, buhar basıncı açığı yaratan hava nemine, aerodinamik transferi artıran rüzgar hızına ve enerji sağlayan net radyasyona bağlıdır. Küresel olarak, okyanusal buharlaşma yılda yaklaşık 413.000 km³ ile baskındır ve toplam buharlaşmanın %80’inden fazlasını oluştururken, açık su ve topraktan kaynaklanan karasal buharlaşma daha küçük bir paya sahiptir.^[19]

Bitki içindeki suyun stomalardan buharlaşması olan terleme (transpirasyon), bitki örtüsü ve kuraklığa bağlı olarak toplam karasal su buharı akışının kabaca %60-80’i olan yıllık tahmini 62.000 ± 8.000 km³ ile kara evapotranspirasyonunun çoğunluğunu oluşturur. Stomal iletkenlik bu süreci düzenler ve fotosentetik talep, toprak nemi mevcudiyeti, atmosferik CO₂ konsantrasyonu ve buhar basıncı açığına yanıt verir; kurak bölgelerde terleme oranı %50’nin altına düşerken, ormanlarda %70’i aşar. Buharlaşma ile birleştiğinde, küresel kara evapotranspirasyonu yılda yaklaşık 65.000-70.000 km³ tutarındadır, yağışı geri dönüştürür ve yerel nem ile bulut oluşumunu etkiler.^[20]^[21]

Yağış, atmosferik su buharı doygunluğa kadar soğuduğunda, aerosoller etrafında çekirdeklenip yukarı yönlü hava akımlarını yenecek kadar ağırlaşan damlacıklar veya buz parçacıkları halinde birleştiğinde ve terminal hıza ulaştığında yağmur, kar, dolu veya diğer formlarda düşmesiyle meydana gelir. Mekanizmalar; tropik bölgelerdeki konvektif yükselmeyi, sinoptik cepheleri ve arazi üzerindeki orografik yükselmeyi içerir. Yıllık küresel yağış hacmi, buharlaşmayı dengeleyerek yaklaşık 505.000 km³’tür; bunun %77’si okyanuslara düşer, geri kalanı karasal ekosistemleri ve yüzey akışını besler. Karalar üzerinde yağış yılda ortalama 110.000 km³’tür ve yıllık 100 mm’den az yağış alan çöllerden 2.000 mm’yi aşan ekvatoryal bölgelere kadar bölgesel farklılıklar gösterir.^[19]^[12] Bu akışlar döngünün dengesini korur, ancak mekansal dengesizlikler Hadley hücreleri gibi atmosferik sirkülasyonları yönlendirir.^[22]

Akış, Süzülme ve Kalış Süreleri

Kara yüzeyine ulaşan yağış; toprağa giren süzülme (infiltrasyon) ve karadan akarsu ve nehirlere akan yüzey akışı (runoff) olarak ayrılır.^[9] Süzülme, suyun toprak gözeneklerinden zemine sızmasıyla gerçekleşir ve toprak hidrolik iletkenliği ile önceki nem koşulları tarafından yönetilir.^[23] Yüzey akışı, yağış yoğunluğu toprağın süzülme kapasitesini aştığında baskın hale gelir ve doygunluk fazlasına veya Horton tipi yüzey akışına yol açar.^[9]

Süzülme oranlarını etkileyen temel faktörler arasında toprak dokusu yer alır; kumlu topraklar daha büyük gözenek boyutları nedeniyle killi topraklara (0,1-1 cm/saat) kıyasla daha yüksek oranlar (10-20 cm/saat’e kadar) sergiler.^[24] Bitki örtüsü, yağmur damlası etkisini azaltarak ve yüzey pürüzlülüğünü artırarak süzülmeyi artırırken; şehir kaldırımları gibi geçirimsiz yüzeyler bunu en aza indirir ve gelişmiş bölgelerde akış hacimlerini %50-90 oranında artırır.^[23] Eğim dikliği süzülme süresini ters yönde etkiler; daha dik eğimler yüzey akışını hızlandırır ve sızma fırsatını azaltır.^[25]

Suyun hidrolojik rezervuarlardaki kalış süreleri (rezidans süreleri) büyük ölçüde değişir; bu da akış ve süzülme dinamiklerinin zamanlamasını ve büyüklüğünü etkiler. Atmosferik su buharı 8-10 günlük küresel ortalama kalış süresine sahiptir ve hızlı döngüyü kolaylaştırır.^[26] Nehirlerde, insan müdahalesinden etkilenmeyen su, okyanusa ulaşmadan önce yaklaşık 2,5 hafta kalır.^[19] Toprak nemi döngüsü günler ila aylar ölçeğinde gerçekleşirken, yeraltı suyu kalış süreleri sığ akiferlerde yıllardan derin sistemlerde bin yıllara kadar uzanır ve taban akışı (baseflow) katkılarını geciktirir.^[27] Bu zamansal ölçekler, yoğun yağıştan kaynaklanan kısa vadeli doygunluğun akışları yüzey akışına doğru nasıl kaydırabildiğini, uzun süreli kurak dönemlerin ise süzülme potansiyelini nasıl artırdığını vurgular.^[23]

Doğal Değişimler

Kısa Vadeli ve Bölgesel Değişkenlik

Su döngüsü, temel olarak güneş radyasyonu ve sıcaklık dalgalanmaları tarafından yönlendirilen günlük zaman ölçeklerinde belirgin kısa vadeli değişkenlik gösterir. Yüzeylerden buharlaşma ve bitki örtüsünden terlemeyi içeren evapotranspirasyon, güneş ışınımının faz değişimi için enerji girişini maksimize ettiği gündüz saatlerinde zirve yapar; sıcaklıklar düştüğünde ve bitki stomaları suyu korumak için kapandığında ise oranlar genellikle geceleri keskin bir şekilde düşer.^[28] Birçok kara bölgesinde yağış, gündüz yüzey ısınmasının tetiklediği konvektif kararsızlık ve nemli sınır tabakası havasının yükselmesi nedeniyle, öğleden sonra geç saatlerde veya akşamın erken saatlerinde maksimuma ulaşan günlük bir döngü sergiler.^[29] Batı Amerika Birleşik Devletleri’ndeki gibi kar erimesi baskın havzalarda akım, en yüksek güneş maruziyeti sırasındaki yoğun erime ve gece azalan akıştan kaynaklanan saniyede birkaç metreküpe varan günlük dalgalanmalar gösterir.^[30]

Mevsimsel değişimler bu süreçleri daha da modüle eder; evapotranspirasyon genellikle yaz yarımkürelerinde artan sıcaklıklar, daha uzun gün ışığı ve mevcut toprak nemi nedeniyle yoğunlaşır ve ılıman kuşaklarda kış oranlarını 2-3 kat aşabilir.^[31] Yağış modelleri, tropikler arası yakınsama bölgesinin (ITCZ) ve orta enlem fırtına yollarının mevsimsel göçü ile değişir; örneğin muson bölgeleri kara-deniz termal karşıtlıkları nedeniyle yağışlı yazlar yaşarken, Akdeniz iklimleri hakim yüksek basınç sistemleri altında kurak yazlar ve yağışlı kışlar geçirir.^[8] Bu döngüler kalış sürelerini etkiler; yüksek yağış dönemlerinde atmosferik su buharı için haftalar süren kısa döngüler görülürken, kurak aralıklarda depolama uzar.^[32]

Bölgesel olarak, su döngüsü akışları; güneş ışınımı, nem taşınımı ve yüzey özelliklerindeki enlemsel gradyanlar nedeniyle keskin farklılıklar gösterir. Buharlaşma oranları, sıcak deniz yüzeyi sıcaklıklarının yüksek buhar akışlarını desteklediği tropikal ve subtropikal okyanuslarda yılda 1,5–2 metreye ulaşarak zirve yaparken, kutup bölgeleri düşük enerji ve soğuk yüzeyler nedeniyle yılda 0,5 metrenin altında minimumlar kaydeder.^[33] Yağış, ITCZ aracılığıyla ekvatoryal kuşaklarda yoğunlaşır ve Amazon ile okyanusal konvektif bölgelerde yılda 2 metreyi aşar; ancak Hadley hücrelerindeki alçalan havanın yükselmeyi bastırdığı Sahra gibi subtropikal çöllerde 0,25 metrenin altına düşer. Net akışlar (yağış eksi buharlaşma), yüksek enlem ve tropikal yakınsama alanlarında fazla vererek nehir deşarjını ve yeraltı suyu beslemesini desteklerken; subtropikal yüksek basınç alanlarında açıklar baskındır ve tatlı su mevcudiyetini kısıtlar.^[35] Bu modeller, El Niño-Güney Salınımı (ENSO) gibi modların temel bölgesel eşitsizlikler üzerinde yıllar arası değişimleri güçlendirmesiyle atmosferik sirkülasyona olan nedensel bağları vurgular.^[36]

Uzun Vadeli Jeolojik ve İklimsel Döngüler

On ila yüz milyonlarca yıllık jeolojik zaman ölçeklerindeki su döngüsü; kıta konumlarını, okyanus havzası konfigürasyonlarını ve orografik özellikleri yeniden şekillendiren, böylece küresel buharlaşma oranlarını, yağış dağılımlarını ve kıtasal akışı değiştiren levha tektoniği tarafından modüle edilir. Yaklaşık 300 milyon yıl önce Pangaea gibi süper kıtaların birleşmesi sırasında, okyanuslardan uzak büyük kara kütleleri sınırlı nem yakınsaması nedeniyle yoğun kuraklık yaşamıştır; bu durum 10 milyon kilometrekareyi aşan Permian havzalarındaki yaygın evaporit yataklarıyla kanıtlanmıştır.^[37] Tersine, Gondwana’nın 180 milyon yıl önce başlayan riftleşmesi gibi kıtaların parçalanması, okyanus yüzey alanlarını genişleterek paleocoğrafik rekonstrüksiyonlara dayalı tahminlere göre toplam buharlaşma akışlarını süper kıta evrelerine kıyasla %5-10 artırmıştır.^[38]

Yaklaşık 50 milyon yıl önce Hindistan-Asya çarpışmasıyla başlayan Himalaya orojenezi gibi tektonik yükselmeler, taze silikatları hidrolojik süreçlere maruz bırakarak ayrışma oranlarını yükseltir; bu durum, zirve evrelerinde yılda 0,1-1 gigaton karbona kadar atmosferik CO₂’yi bağlayan kimyasal ayrışmayı artırır. Yağış ve nehir taşınımıyla yönlendirilen bu silikat ayrışması geri beslemesi, Fanerozoik CO₂ seviyelerinin Devoniyen’deki (419-358 My) 2000 ppm üzerindeki değerlerden günümüzde 400 ppm’in altına düşmesine katkıda bulunarak uzun vadeli iklim ve hidrolojik yoğunluk üzerinde dengeleyici bir etki yaratmıştır.^[39] Yitim zonları, su döngüsünü manto dinamiklerine daha da entegre eder ve 3 milyar yıl boyunca tahmini 0,5-2,5 okyanus değerindeki suyu hidrasyonlu mineral fazları aracılığıyla geri dönüştürür; bu da volkanik gaz çıkışı ve kısmi erime oranlarını etkiler.^[40]

Derin deniz karotlarındaki bentik foraminiferlerdeki oksijen izotop bileşimleri (δ¹⁸O) dahil olmak üzere paleoiklim vekilleri, milyonlarca yıla yayılan CO₂ dalgalanmaları ve yörüngesel zorlamalara bağlı hidrolojik canlılıktaki döngüsel varyasyonları belgeler. Örneğin, sıcak Kretase döneminde (145-66 My), 1000 ppm’i aşan yüksek CO₂ seviyeleri, kara alanının %15’ini kaplayan kömür yatakları gibi genişlemiş kıtasal nem göstergelerinden çıkarıldığı üzere, buharlaşmayı bugüne kıyasla %20-50 artırmıştır. Buna karşılık Karbonifer’deki (359-299 My) buzul maksimalleri, küresel suyun %3-4’ünü buz örtülerine hapsederek deniz seviyelerini 100-200 metre düşürmüş ve ekvatoryal nem kuşaklarını daraltmıştır.^[41] Bu kayıtlar, hidrolojik döngü yoğunluğunun küresel ortalama sıcaklıkla ölçeklendiğini ve tarihsel olarak 1°C’lik ısınmanın, küresel çapta yağış eksi buharlaşmada %2-7’lik artışlarla ilişkili olduğunu göstermektedir.^[36]

İnsan Etkileri

Arazi Kullanımı ve Altyapı Değişiklikleri

Şehirleşme ve ormansızlaşma gibi insan kaynaklı arazi kullanımı değişiklikleri, süzülme, yüzey akışı ve evapotranspirasyonu etkileyen yüzey özelliklerini değiştirerek su döngüsünü önemli ölçüde başkalaştırır. Şehirleşme, beton ve asfalt gibi geçirimsiz yüzeyleri artırarak toprak süzülmesini azaltır ve yüzey akışını hızlandırır; bu da taşkın risklerini ve zirve akışlarını yükseltirken yeraltı suyu beslemesini azaltır.^[42] Çin’in Shiyang Nehri havzasında, 1990’dan 2020’ye kadar olan şehirleşme, genişleyen yapılı araziler nedeniyle etkilenen bölgelerde akış katsayılarının %15’e kadar artmasıyla yağış-akış tepkisini yoğunlaştırmıştır.^[43] Ormansızlaşma da benzer şekilde terleme ve tutmayı (intersepsiyon) kolaylaştıran bitki örtüsünü ortadan kaldırarak hidrolojik süreçleri bozar; çalışmalar, orman temizliğinin yıllık akışı %10-30 oranında artırırken evapotranspirasyonu benzer oranlarda azaltabileceğini göstermektedir.^[44]

Sulama ve arazi dönüşümü dahil olmak üzere tarımsal uygulamalar, sulanan bölgelerde evapotranspirasyonu artırarak ve akiferleri tüketerek su akışlarını daha da değiştirir. 2000 yılından bu yana küresel sulama genişlemesi, su kıtlığı çeken havzalarda yoğunlaşmış ve bu tür ortamlardaki yeni sulanan alanların %50’sinden fazlasını oluşturmuştur; bu durum yerel evapotranspirasyonu artırırken yüzey ve yeraltı suyu kaynaklarını zorlamakta ve bölgesel nem geri dönüşümünü değiştirmektedir.^[45] ABD Mısır Kuşağı’nda (Corn Belt), yoğun tarım, ekinlerden kaynaklanan yüksek evapotranspirasyon yoluyla yağış geri dönüşümünü artırmış ve tarım dışı arazilere kıyasla %20-30 daha yüksek yaz yağışı değişkenliğine katkıda bulunmuştur.^[46]

Barajlar ve rezervuarlar gibi altyapılar, doğal akış dinamiklerini kesintiye uğratarak biriken sudan buharlaşmayı teşvik eder ve aşağı havza hidrolojisini etkileyen tortuları hapseder. Dünya genelinde rezervuarlar yılda yaklaşık 170 km³ su buharlaştırır; bu, küresel tatlı su tüketiminin %7’sine eşdeğerdir ve aşağı havza mevcudiyetini azaltarak mevsimsel deşarj modellerini değiştirir.^[47] Barajlar ayrıca akış rejimlerini homojenleştirerek düzenlenmiş nehirlerde taşkın zirvelerini %50-90 oranında azaltırken düşük akış dönemlerini artırır; böylece daha geniş su döngüsünün ayrılmaz bir parçası olan tortu taşınımını ve sucul ekosistemleri etkiler.^[5] Bu değişiklikler, değiştirilmiş havzalarda su kıtlığını toplu olarak yoğunlaştırır; ampirik modeller, birleşik arazi kullanımı baskıları altında doğal beslenmede %20’ye varan azalmalar göstermektedir.^[48]

Atfedilen İklimsel Yoğunlaşma

Antropojenik sera gazı emisyonları küresel ısınmaya katkıda bulunarak, atmosferik nem tutma kapasitesini artırmak suretiyle hidrolojik döngüyü termodinamik olarak yoğunlaştırmıştır. Clausius-Clapeyron denklemi bu etkiyi nicelleştirerek, sabit bağıl nem varsayımıyla her 1°C ısınma için doygunluk buhar basıncında kabaca %7’lik bir artış öngörür; bu da buharlaşma ve yağış potansiyelini artırır.^[36] 20. yüzyılın ortalarından bu yana yapılan gözlemler, yeterli veri kapsamına sahip bölgelerde troposferik su buharı içeriğinin °C başına yaklaşık %7 oranında arttığını göstermektedir; bu durum söz konusu ölçeklemeyle tutarlıdır ve yalnızca doğal değişkenlikten ziyade insan kaynaklı ışınımsal zorlamaya atfedilebilir.^[49]^[50]

Bu yoğunlaşma, daha şiddetli yağış olaylarında kendini gösterir; eğilimlerin tespit edilebildiği kara alanlarında insan etkisinin küresel olarak aşırı yağışların sıklığını ve yoğunluğunu artırdığına dair yüksek güven vardır.^[36] Örneğin, günlük aşırı yağışların 1°C ısınma başına yaklaşık %7 oranında yoğunlaşacağı öngörülmekte ve gözlemlenmektedir; bu durum Afrika ve Güney Amerika’nın bazı kısımları gibi veri kıtı bölgelerde tespit sınırlı olsa da, savunmasız bölgelerde daha büyük sel risklerine yol açmaktadır.^[51] Tespit ve atfetme yöntemlerini kullanan çalışmalar, bu değişiklikleri artan sera gazı konsantrasyonlarına bağlamakta ve bunları aerosol soğutma etkilerinden veya içsel değişkenlikten ayırt etmektedir.^[50] Bununla birlikte, küresel ortalama yağış, atmosferin ışınımsal enerji bütçesi ve dinamik sirkülasyon değişimlerinden kaynaklanan kısıtlamalar nedeniyle tam Clausius-Clapeyron oranından daha az, yani °C başına yaklaşık %1-3 oranında artmıştır.^[52]

Bölgesel olarak, “ıslak daha ıslak, kuru daha kuru olur” paradigması, yağış eksi buharlaşma (P-E) modellerinin 1940’tan bu yana kutuplara doğru kaydığı subtropikal kuşaklarda geçerliliğini korumaktadır; bu durum ısınmadan beklenen termodinamik sonuçlarla uyumludur ancak Hadley hücresi genişlemesi gibi dinamikler tarafından modüle edilir.^[49] Kurak alanlarda, insan kaynaklı değişiklikler karasal su döngüsünü daha yüksek yağış değişkenliği yoluyla güçlendirmiş, bazı havzalarda artan evapotranspirasyonun arzı aşmasıyla kuraklığı şiddetlendirmiştir.^[53] Tersine, orta enlem fırtına yolları artan nem yakınsaması göstererek rekor yağışlı aylara katkıda bulunurken, Akdeniz ve güneybatı ABD gibi bölgelerde ısınma altındaki azalan toprak nemi geri beslemesi nedeniyle uzun süreli kuraklıklar da yoğunlaşmıştır. Bu modeller, termodinamik ortalama yoğunlaşmayı yönlendirirken, dinamik tepkilerin ve yerel geri beslemelerin basit ölçeklemeyle tam olarak yakalanamayan asimetriler getirdiğini vurgulamaktadır.^[54]

Ölçüm ve Modelleme

Gözlem Teknikleri ve Veriler

Uydu tabanlı uzaktan algılama, yağış, buharlaşma, toprak nemi ve karasal su depolama gibi akışlar ve depolar hakkında küresel, sürekli veriler sağlayarak su döngüsünün gözlemlenmesinde devrim yaratmıştır. NASA’nın Küresel Yağış Ölçümü (GPM) görevi (çekirdek gözlemevi 27 Şubat 2014’te fırlatıldı), yağmur ve kar oranlarını ölçmek için çift frekanslı yağış radarı (DPR) ve G-bandı mikrodalga görüntüleyici (GMI) kullanır; 250 metreye kadar inen çözünürlüklere ulaşır ve kapsama alanını 65 dereceye kadar yüksek enlemlere genişleterek önceki Tropikal Yağış Ölçüm Görevi (TRMM) verilerini geliştirir.^[55] Benzer şekilde, 31 Ocak 2015’te fırlatılan Toprak Nemi Aktif Pasif (SMAP) görevi, yüzey toprak nemini 36 km çözünürlükte haritalamak ve donma-çözülme durumlarını tespit etmek için L-bandı radyometri ve radar kullanır; bu, kök bölgesi nem varyasyonlarını mevsimsel olarak %10-20’ye kadar gösteren modellerle veri asimilasyonu sağlayarak evapotranspirasyon sürücülerinin küresel izlenmesine olanak tanır.^[56] 22 Mayıs 2018’de fırlatılan Gravity Recovery and Climate Experiment Follow-On (GRACE-FO), Dünya’nın yerçekimi alanındaki aylık değişiklikleri santimetre düzeyinde hassas su yüksekliği eşdeğeriyle ölçerek, 2012-2016 kuraklıkları sırasında Kaliforniya Merkez Vadisi gibi bölgelerde yılda 100 km³’ü aşan tükenmeler gibi karasal su depolama anomalilerini nicelleştirir.^[57]

Yer tabanlı yerinde (in-situ) ölçümler, yüksek zamansal çözünürlük sunarak ve yağış, akış ve buharlaşma gibi bileşenler için yerel ölçeklerde doğrulama sağlayarak uydu verilerini tamamlar. 2002 yılında kurulan ABD İklim Referans Ağı (USCRN) gibi yağmur ölçer ağları, yağışı 0,01 inç hassasiyetle günlük toplamlar halinde kaydederek, 1960’tan bu yana on yılda bir ABD aşırı yağış olaylarında %4’lük bir artış gibi eğilimleri ortaya koymaktadır.^[8] ABD Jeolojik Araştırmalar Kurumu (USGS) tarafından 2023 itibariyle yaklaşık 8.500 sahada işletilen akış ölçerler, deşarjı fit küp/saniye cinsinden ölçerek, buharlaşma ve süzülme hesaba katıldıktan sonra küresel yağışın sadece %30-35’inin akışa katkıda bulunduğu yerlerde yüzey akışı tahminine olanak tanır.^[9] Karasal yağışın atmosfere dönüşünün %60’ından fazlasını oluşturan evapotranspirasyon, dünya çapında 1.000’den fazla sahada sonik anemometreler ve kızılötesi gaz analizörleri aracılığıyla türbülanslı akıları ölçen FLUXNET gibi ağlardaki eddy kovaryans akı kuleleri kullanılarak nicelleştirilir; bu yöntem ılıman ormanlarda yıllık 400-800 mm ET oranları verirken enerji dengesi kapanım sorunları nedeniyle %20’ye varan belirsizlikler içerir.^[58]

İzotopik izleyiciler, faz değişimleri sırasındaki fraksiyonlaşmadan yararlanarak su döngüsü süreçlerine dair içgörüler sağlar ve doğrudan akı ölçümü olmadan kaynakların ve kalış sürelerinin ayırt edilmesine olanak tanır. Lazer spektroskopisi ile 0,1‰ hassasiyetle analiz edilen yağış ve buhardaki kararlı hidrojen (²H/¹H) ve oksijen (¹⁸O/¹⁶O) izotopları, buharlaşma imzalarını ortaya çıkarır; örneğin muson bölgelerinde döteryum fazlası değerlerinin yoğun geri dönüşüm olayları sırasında 10‰’in altına düşmesi geri dönüştürülmüş nemi işaret eder.^[59] Yeraltı suyu tarihlendirmesi, beslenme yaşlarını tahmin etmek için 12,32 yıllık yarı ömre sahip trityum (³H) bozunumunu kullanır; örneğin akiferlerdeki 1960 sonrası bomba-zirvesi trityum seviyeleri, serbest yüzeyli sistemlerde %50’yi aşan modern beslenme oranlarını doğrulamaktadır.^[60] Su Döngüsü Çoklu Görev Gözlem projesindekiler gibi küresel veri setlerinde uydu ve yer verileriyle entegre edilen bu yöntemler süreç atfını geliştirir ancak mekansal örnekleme boşluklarından kaynaklanan sapmaları azaltmak için yerinde standartlara karşı kalibrasyon gerektirir.^[61]

Öngörücü Modeller ve Belirsizlikler

WaterGAP ve PCR-GLOBWB gibi küresel hidrolojik modeller, karasal su akışlarını havzadan küresel ölçeğe kadar simüle etmek için buharlaşma, yağış, yüzey akışı ve yeraltı suyu beslemesi gibi su döngüsü bileşenlerini entegre eder.^[62] Bu modeller, toprak nemi dinamikleri ve evapotranspirasyon gibi süreçler için parametrizasyonlara dayanarak, sıcaklık değişiklikleri gibi zorlamalara tepkileri tahmin etmek amacıyla genellikle genel sirkülasyon modellerindeki (GCM’ler) kara yüzeyi şemalarıyla eşleştirilir.^[63] Birleştirilmiş Model Karşılaştırma Projesi Faz 6’da (CMIP6), topluluk projeksiyonları, yüksek emisyon senaryoları altında yoğunlaşmış su döngüsü dinamiklerini işaret etmekte olup, küresel ortalama yağış ısınan her santigrat derece başına %1-3 artmaktadır, ancak bölgesel modeller büyük farklılıklar göstermektedir.^[63]

Bu tahminlerdeki belirsizlikler temel olarak üç kaynaktan doğar: girdi zorlamaları (örneğin, mekansal çözünürlük sınırlamaları olan yağış verileri), model yapısal eksiklikleri (örneğin, konvektif süreçlerin yetersiz temsili) ve parametrik seçimler (örneğin, bitki örtüsü geri besleme ayarları).^[62] Örneğin, meteorolojik girdi belirsizlikleri yayılarak, tropikler ve yüksek enlemler gibi veri kıtı bölgelerde simüle edilmiş yüzey akışındaki hataları %20-50’ye kadar artırır.^[64] CMIP6 modelleri, denge iklim duyarlılığı farklarının varyansın %50’sinden fazlasına katkıda bulunduğu düşük enlem yağış projeksiyonlarında önemli modeller arası yayılım sergilemekte, bu da kurak mevsim su mevcudiyeti düşüşlerine dair farklı tahminlere yol açmaktadır.^[63]

Taşkın sıklıkları gibi aşırı olay tahminleri, kaba GCM ızgaraları (tipik olarak 100 km) ile ızgara altı hidrolojik süreçler arasındaki ölçek uyuşmazlıkları nedeniyle artan belirsizlikle karşı karşıyadır; stokastik değişkenlik, emisyon senaryolarının ötesinde daha fazla öngörülemezlik ekler.^[65] Yeraltı suyu projeksiyonları, eksik akifer parametrizasyonu ve beslenme tahmini sapmalarından kaynaklanan, genellikle %30’u aşan bağıl hatalarla daha büyük tutarsızlıklar gösterir.^[66] Belirsizlikleri sınırlama çabaları, tarihsel sıcaklık eğilimlerini gelecekteki yağış artış oranlarıyla ilişkilendirmek gibi ortaya çıkan ilişkileri (emergent relationships) içerir; bu yöntem Kuzey Amerika projeksiyon yayılımlarını %10-20 oranında daraltabilir.^[67] Gelişmelere rağmen, bulut-aerosol etkileşimleri gibi geri beslemelerde indirgenemez belirsizlikler devam etmekte, bu da güvenilirliği artırmak için gelişmiş gözlemsel asimilasyon ve yüksek çözünürlüklü modelleme ihtiyacını vurgulamaktadır.^[68]

Tarihsel ve Kavramsal Gelişim

Bilim Öncesi Yorumlar

Antik uygarlıklar suyun hareketini genellikle gözlemlenebilir fiziksel süreçler yerine mitolojik merceklerle yorumlayarak yağışı ilahi müdahaleye veya kozmik dengelere bağlamışlardır. Örneğin Mezopotamya ve Mısır geleneklerinde yağmur ve nehir taşkınları, mevsimsel gözlemlerle tahmin edilen Nil taşkınları gibi olaylar, buharlaşma kaynaklı döngüler yerine Enki veya Hapi gibi tanrıların lütufları olarak görülmüş ve göksel hükümler olarak açıklanmıştır. Benzer şekilde, Eyüp Kitabı (MÖ 6. yüzyıl civarı) gibi erken İbrani metinleri, suyun yağmur olarak inmeden önce bulut oluşturmak üzere yeryüzünden yükseldiğini ima etmiş, ancak bunu mekanistik ayrıntılardan yoksun teistik bir dünya görüşü içinde çerçevelemiştir. Bu görüşler, nedensel açıklamadan ziyade ritüel ve mevsimsel ampirizme öncelik vererek sistematik teori olmaksızın tarım için pratik hidrolojiyi yansıtmıştır.^[69]

Sokrates öncesi Yunan filozofları arasında Miletli Thales (MÖ 624–546 civarı), suyun tüm maddenin arkesi (başlangıç ilkesi) olduğunu öne sürerek toprağın, havanın ve ateşin dönüşümsel süreçlerle sudan ortaya çıktığını savunmuş, ancak buharlaşma ve yağış yoluyla döngüsel bir dönüşü açıkça tanımlamamıştır. Halefi Anaksimandros (MÖ 610–546 civarı), güneşin yeryüzünden ve denizlerden nemi buharlaştırarak bulutlara yoğunlaşan ve yağmur olarak düşen buharlar ürettiğini öne süren proto-hidrolojik bir model geliştirmiştir; rüzgarların bu ayrışmış ince buharlardan doğduğunu belirterek atmosferik taşınımın erken bir farkına varışını göstermiştir. Anaksimenes (MÖ 585–528 civarı), havanın birincil madde olduğunu vurgulayarak bunu geliştirmiş, suyun yoğunlaşma (kondansasyon) yoluyla oluştuğunu ve sis gibi daha nadir formların seyrekleşme (rarefaksiyon) yoluyla meydana geldiğini belirterek, yoğunluk değişimlerini doğal fenomenlerde gözlemlenen faz geçişlerine bağlamıştır. Bu İyonyalı fikirler, nicel ölçümden veya tam kıtasal-okyanusal dengeden yoksun olsalar da, açıklamaları antropomorfik tanrılardan ayırarak natüralist nedenselliğe doğru bir değişimi işaret etmiştir.^[70]^[71]^[72]

Aristoteles (MÖ 384–322), Meteorologica (MÖ 350 civarı) adlı eserinde bu kavramları sentezleyip kapsamlı bir çerçeveye oturtmuştur. Güneş ısısının denizlerden ve kara yüzeylerinden buharlaşma yoluyla “nemli ekshalasyonları” çektiğini, bunların soğuyup sis ve bulutlara yoğunlaştığını ve birleştiğinde yağmur veya kar olarak yağdığını tanımlamıştır. Rüzgarları bu buharların iç kesimlere taşıyıcısı olarak doğru bir şekilde tanımlamış ve daha yoğun bulutların daha şiddetli yağmur verdiğini belirterek ampirik modellerle uyumlu tespitler yapmıştır. Ancak Aristoteles, yağıştan kaynaklanan doğrudan yüzey akışını birincil nehir kaynağı olarak hafife almış, bunun yerine deniz suyunun yeryüzüne sızdığını, yeraltı filtrelemesi veya damıtma yoluyla tuzluluğunu kaybettiğini ve içsel ekshalasyonlar yoluyla tatlı nehirler olarak ortaya çıktığını öne sürmüştür. Bu “ters döngü” yanılgısı, nehirlerin buharlaşmanın rolü olmaksızın doğrudan okyanus derinliklerinden beslendiği yönündeki önceki görüşlerden süregelmiştir. Öngörülü içgörüler (örn. buharlaşma-yağış bağlantısı) ile hataların (örn. endoreik süreçlere aşırı güven) bu karışımı, deneyden yoksun nitel gözlemin sınırlarını vurgulamış ve hidrolojik düşünceyi 17. yüzyıla kadar etkilemiştir.^[73]

Modern Formülasyon ve Temel Keşifler

Su döngüsünün modern bilimsel formülasyonu, 17. yüzyılda temel akışları nicelleştiren ampirik ölçümlerle netleşmiş, yağış ve buharlaşmayı efsanevi yeraltı kaynaklarından bağımsız, güneş enerjisiyle çalışan bir sirkülasyonun baskın süreçleri olarak belirlemiştir.^[74]

1674’te Fransız hidrolog Pierre Perrault, Seine Nehri havzasının 12.500 kilometrekarelik bir bölümünü analiz ederek yıllık yağışın ortalama 20-24 inç olduğunu hesaplamış, bunun nehrin ölçülen deşarjını aşan ve buharlaşma ile süzülme kayıplarına izin veren bir hacim sağladığını, böylece yağışın yüzey akışlarını sürdürmek için yeterli olduğunu kanıtlamıştır.^[75]

Bunun üzerine inşa eden Edmond Halley, 1686’da güneş ışığına ve artırılmış ısıya maruz bırakılan bir kap deniz suyu kullanarak buharlaşma deneyleri yapmış, İngiliz yaz koşullarında 90 gün boyunca 12,76 inçlik bir kayıp kaydetmiştir; Akdeniz’in yüzey alanına ve güneşlenmesine oranlayarak, günlük buharlaşmanın yaklaşık 3.458 milyon ton olduğunu tahmin etmiş ve bunu nehir girdileriyle eşleştirerek okyanusal buharlaşmayı ampirik olarak küresel yağışa bağlamıştır.^[76]^[77]

John Dalton, 1802’de barometrik, sıcaklık ve çiy noktası gözlemlerini entegre ederek tam döngüyü tanımlamış, okyanuslardan, göllerden ve karalardan (terleme ve yüzey süreçleri yoluyla) buharlaşan suyun küresel yağışa eşit olduğunu ve atmosferik buhar taşınımının difüzyon ve rüzgarlar tarafından yönetildiğini ileri sürmüştür.^[78]^[79]

19. yüzyıl, Henri Darcy’nin 1856’da gözenekli ortamlarda laminer akışı Q = -K A (Δh/ΔL) olarak formüle etmesiyle yeraltı dinamiklerini dahil etmiştir; burada K hidrolik iletkenliktir ve bu, döngü içindeki yeraltı suyu beslemesi ve deşarjının öngörücü modellemesine olanak tanımıştır.^[80]

20. yüzyılın ortalarındaki gelişmeler, Charles Thornthwaite’in 1948 tarihli su dengesi modelini içermiştir; bu model, gerçek evapotranspirasyonu, toprak nemi depolamasını ve fazlalık/açığı hesaplamak için sıcaklıktan türetilen potansiyel evapotranspirasyonu yağışla birlikte kullanarak bölgesel hidrolojik bütçeleme için standart bir araç sağlamıştır.^[81]

Sonraki keşifler, 1950’lerde buharlaşma-yoğunlaşma fraksiyonlaşmasını ve su kaynağı bölümlemesini belirlemek için kararlı izotop izleyicilerini ve 1970’lerden itibaren buharlaşma (505.000 km³/yıl), yağış (aynı) ve kıtasal yüzey akışı (37.000 km³/yıl) tahminlerini iyileştiren uydu tabanlı küresel akı gözlemlerini kapsamıştır.^[12]