Su Tabakalaşması

Su tabakalaşması (Stratifikasyon), su kütlelerinin, dikey karışımı engelleyen ve katmanlar arasında kararlı sınırlar oluşturan, öncelikle sıcaklık (termal tabakalaşma) ve tuzluluk (kimyasal tabakalaşma) gradyanları tarafından yönlendirilen farklı yoğunluktaki yatay katmanlara ayrılmasını ifade eder.^[1]^[2] Bu süreç; göller, rezervuarlar, nehirler, haliçler ve okyanuslar dahil olmak üzere çeşitli su ortamlarında meydana gelir. Bu ortamlarda daha sıcak, daha az yoğun yüzey suyu, daha soğuk ve daha yoğun dip suyunun üzerinde yer alır veya daha tatlı su, daha tuzlu suyun üzerinde bulunur.^[3]^[4] Tabakalaşma, besin dağılımını, oksijen mevcudiyetini ve biyolojik üretkenliği etkileyerek sucul ekosistemleri şekillendiren temel bir fiziksel özelliktir.^[5]

Ilıman göllerde ve rezervuarlarda, termal tabakalaşma tipik olarak sıcak mevsimlerde gelişir ve üç ana katman oluşturur: rüzgar ve güneş ışığına maruz kalan ılık suyun iyi karışmış üst katmanı olan epilimniyon; karışıma engel teşkil eden hızlı sıcaklık düşüşünün yaşandığı geçiş bölgesi olan metalimniyon veya termoklin; ve sınırlı ışık penetrasyonuna sahip soğuk, yoğun suyun kararlı dip katmanı olan hipolimniyon.^[3]^[6] Bu mevsimsel model, ilkbahar ve sonbaharda yüzeyin soğuması veya ısınmasının su yoğunluklarını eşitleyerek oksijen ve besinlerin dikey olarak yeniden dağılmasına izin verdiği tam karışma veya devir (turnover) dönemlerini içerir.^[5] Kışın, birçok ılıman göl, buz örtüsü altında en soğuk suyun yüzeyde olduğu ters tabakalaşma yaşar.^[6] Genellikle haloklin olarak adlandırılan kimyasal tabakalaşma, tatlı su girişlerinin yoğunluk gradyanları oluşturduğu kıyı bölgeleri gibi alanlarda tuzluluk farklarından kaynaklanır ve karışım dinamiklerini daha da karmaşık hale getirir.^[2]^[4]

Tabakalaşma, sucul ekolojiyi ve su kalitesini derinden etkiler; örneğin, yaz aylarında hipolimniyonun izolasyonu, organik maddelerin yüzey havalandırmasından yenilenme olmaksızın ayrışması sonucu oksijen tükenmesine (hipoksi) yol açabilir. Bu durum, devir sırasında alg patlamalarını besleyen fosfor gibi besin maddelerini serbest bırakır.^[3] Okyanuslarda, birleşik bir termal ve tuzluluk sınırı olan piknoklin yoluyla kalıcı tabakalaşma, besinlerin yüzey sularına yukarı doğru hareketini (upwelling) sınırlar, bu da küresel birincil üretimi ve balıkçılığı etkiler.^[1] İklim değişikliği, yüzey sularını ısıtarak ve eriyen buzullardan tatlı su ekleyerek bu etkileri şiddetlendirir. 1960’tan 2018’e kadar üst okyanus katmanlarında tabakalaşmayı küresel olarak %7’ye kadar artıran bu durum, karışımı azaltır ve ölü bölgeler ile biyolojik çeşitlilik kaybı risklerini artırır.^[1] Tabakalaşmayı anlamak, su kaynaklarını yönetmek, ekosistem tepkilerini tahmin etmek ve ısınan bir dünyada çevresel zorlukları hafifletmek için çok önemlidir.^[5]

Temel Esaslar

Tanım ve İlkeler

Su tabakalaşması, bir su kütlesinin değişen yoğunluktaki belirgin katmanlara dikey olarak ayrılmasını ifade eder. Burada yoğunluk, sıcaklık, tuzluluk veya asılı parçacık konsantrasyonlarındaki farklılıklar nedeniyle genellikle derinlikle birlikte artar, böylece dikey karışımı engeller ve kararlılığı teşvik eder.^[7] Bu katmanlaşma, daha yoğun su parsellerinin batması ve daha az yoğun olanların yükselmesiyle ortaya çıkar ve su sütununu ısı, besin ve oksijen gibi özelliklerin alışverişinin minimum olduğu bölgelere ayıran kararlı bir konfigürasyon oluşturur.^[8] Asılı tortular, dip yakınındaki etkin yoğunluğu artırarak buna katkıda bulunur ve özellikle tortu yüklü nehirlerde veya kıyı bölgelerinde türbülansı bastıran ve tabakalaşmayı artıran bir gradyan oluşturur.^[9]

Su tabakalaşmasını yöneten temel ilke, batmış bir su parseli üzerindeki yukarı doğru kaldırma kuvvetinin, yer değiştirdiği çevreleyen sıvının ağırlığına eşit olduğunu belirten Arşimet Prensibi ile açıklanan kaldırma kuvvetidir (buoyancy).^[10] Tabakalı bir su sütununda, bir parsel denge seviyesinden dikey olarak yer değiştirirse, parsel ile yeni çevresi arasındaki yoğunluk farkı nedeniyle onu geri döndürmeye çalışan bir kuvvet etki eder; daha yoğun parseller net bir aşağı doğru kuvvet yaşarken, daha az yoğun olanlar yukarı doğru itilir ve bu da katmanlı yapıyı güçlendirir.^[10] Kaldırma kuvveti kaynaklı bu kararlılık, rüzgar veya akıntılar gibi harici bir enerji yoğunluk gradyanını aşmadıkça kendiliğinden karışmayı önler.

Tabakalaşmayı yönlendiren su yoğunluğu (ρ), şu şekilde yaklaşık olarak ifade edilebilir: ρ = ρ_tatlı + Δρ_T + Δρ_S + Δρ_p; burada ρ_tatlı saf tatlı suyun yoğunluğudur (4°C’de yaklaşık 1000 kg/m³), Δρ_T sıcaklığa bağlı değişimdir (ters orantılıdır, çünkü daha sıcak su genleşir ve yoğunluğu azalır), Δρ_S tuzluluğa bağlı değişimdir (doğru orantılıdır, çünkü çözünmüş tuzlar hacmi önemli ölçüde değiştirmeden kütleyi artırır) ve Δρ_p tortular gibi asılı parçacıkları hesaba katar (bunlar kütle ve dolayısıyla yoğunluk ekler).^[11] Özellikle, sıcaklık etkileri doğrusal olmayan bir ilişki izler; yoğunluk, termal genleşme nedeniyle 4°C’nin üzerindeki artan sıcaklıkla azalır (katsayı α ≈ -2 × 10⁻⁴ °C⁻¹), tuzluluk ise yoğunluğu doğrusal olarak artırır (pratik tuzluluk birimi başına katsayı β ≈ 8 × 10⁻⁴).^[11] Asılı parçacıklar için yoğunluk artışları konsantrasyonlarıyla orantılıdır ve genellikle bulanık ortamlarda daha güçlü dip tabakalaşmasına yol açar.^[9]

Su tabakalaşmasını yoğunluk arayüzlerine (örneğin katmanları ayıran keskin bir yoğunluk gradyanı olan piknoklin) bağlayan erken gözlemler, oşinograf Vagn Walfrid Ekman tarafından 1900’lerin başında “ölü su” fenomeni üzerine yapılan laboratuvar deneyleriyle geliştirilmiştir. Burada gemiler, katmanlı sıvılardaki yoğunluk süreksizliklerinde iç dalgalardan kaynaklanan dirençle karşılaşmıştır.^[12]

Yoğunluk Değişimlerinin Nedenleri

Su kütlelerindeki yoğunluk değişimleri, öncelikle sıcaklık ve tuzluluk farklarından kaynaklanır ve asılı parçacıklardan gelen ek katkılarla tabakalaşmayı destekler. Güneş radyasyonu suyun yüzey katmanını ısıtarak termal genleşmeye yol açar, bu da üst katmanlardaki yoğunluğu daha soğuk derinliklere kıyasla azaltır.^[13] Bu yüzey ısınması, gelen kısa dalga radyasyonunun sadece üstteki birkaç metreye nüfuz ettiği güneşe maruz kalan bölgelerde en belirgindir ve katmanlaşmayı teşvik eden bir gradyan yaratır.^[14] Yüzeydeki buharlaşma, tatlı suyu uzaklaştırırken geride tuzları bırakır, böylece yüzey tuzluluğunu ve yoğunluğunu yüzey altı sularına göre artırır.^[15] Kıyı bölgelerinde, nehir girişleri daha düşük tuzlulukta tatlı su getirerek yüzey sularını seyreltir ve aşağıdaki tuzlu okyanus katmanlarıyla yoğunluk zıtlıklarını artırır.^[16] Genellikle fırtınalar sırasında akıştan kaynaklanan tortu yükü, giren suların yoğunluğunu artıran asılı parçacıklar ekler ve potansiyel olarak alıcı su kütlelerinde daha yoğun dip akıntıları oluşturur.^[17]

Ilıman bölgelerdeki mevsimsel döngüler bu değişimleri güçlendirir; uzun süreli güneş maruziyetinden kaynaklanan yaz ısınması, yüzey yoğunluğu azalmalarını güçlendirerek kararlı tabakalaşmayı desteklerken, kış soğuması yoğunlukları homojenleştirir ve karışımı (overturn) tetikler.^[18] Bu modeller, su yoğunluğunun termal genleşme nedeniyle artan sıcaklıkla azaldığı ve çözünmüş iyonlardan kaynaklanan tuzlulukla arttığı temel ilkesiyle uyumludur.^[19]

İnsan faaliyetleri, yoğunluk değişimlerinin ek sürücülerini ortaya çıkarır. Barajlarla su tutulması, azalan akışın ve değişen ısı bütçelerinin yapay termal tabakalaşmayı teşvik ettiği rezervuarlar yaratır; bu durum genellikle doğal göllere göre daha kalıcıdır.^[20] Kentsel akıştan veya endüstriyel deşarjlardan gelen asılı parçacıklar da dahil olmak üzere kirlilik, dip katmanların kütlesini artırarak yoğunluk gradyanlarını güçlendirebilir ve etkilenen sistemlerde tabakalaşmayı stabilize edebilir.^[21]

Niceliksel olarak, sıcaklıktaki 1°C’lik bir artış, termal genleşme yoluyla su yoğunluğunu tipik olarak yaklaşık 0.1-0.2 kg/m³ azaltırken, tuzluluktaki 1 pratik tuzluluk birimi (PSU) artış, tuzların eklenen kütlesi nedeniyle yoğunluğu yaklaşık 0.8 kg/m³ artırır.^[22]^[11] Bu değişiklikler, bireysel olarak küçük olsa da, derinlikler boyunca birleştiğinde önemli katmanlaşmayı yönlendirmek için birikir.

Mekanizmalar ve Dinamikler

Oluşum Süreçleri

Su kütlelerindeki tabakalaşma, sıcaklık ve tuzluluk değişimlerinden kaynaklanan yoğunluk farklarının yönlendirdiği fiziksel süreçlerle oluşur. Yüzey ısınması üst katmanı ısıtarak yoğunluğunu azaltır ve daha yoğun, daha soğuk derin su olan hipolimniyonun üzerinde yüzen daha hafif bir epilimniyon veya karışık katman oluşturur.^[23] Benzer şekilde, yağış, nehir girişi veya buz erimesinden kaynaklanan yüzey tatlılaşması, yüzey katmanının yoğunluğunu düşürerek daha tuzlu, daha yoğun yüzey altı sularından ayrılan düşük yoğunluklu bir üst bölge oluşturur.^[24] Bu katmanlar arasında, yoğunluk gradyanının en dik olduğu, termoklin (sıcaklık temelli) veya piknoklin (yoğunluk temelli) oluşturan bir geçiş bölgesi gelişir.^[23]

Yerçekimi ve kaldırma kuvveti, bu katmanların dengelenmesinde merkezi rol oynar. Yoğunluğun yukarı doğru azaldığı (dρ/dz < 0) kararlı bir şekilde tabakalanmış bir sıvıda, dikey olarak yer değiştiren bir sıvı parseli, kaldırma kuvveti nedeniyle geri çağırıcı bir kuvvet yaşar. Bu kararlılığı nicelleştirmek için, z = 0’daki denge konumundan s mesafesi kadar yukarı doğru yer değiştiren dV hacminde ve ρ yoğunluğunda küçük bir parsel düşünün. Adyabatik yer değiştirme ve karışım olmadığı varsayıldığında, parselin yoğunluğu ρ + δρ olur; burada δρ = -s (dρ/dz)’dir. Parsel üzerindeki kaldırma kuvveti -g δρ dV’dir ve δρ > 0 ise aşağı doğru etki eder. Newton’un ikinci yasasına göre ivme d²s/dt² = (-g δρ)/ρ = (g/ρ) s (dρ/dz) şeklindedir. Bu, d²s/dt² – (g/ρ) (dρ/dz) s = 0 veya d²s/dt² + N² s = 0 denklemini verir; burada N² = – (g/ρ) (dρ/dz), Brunt-Väisälä frekansının karesidir.^[25] Kararlı tabakalaşma için (N² > 0), parsel N frekansı (periyot 2π/N) ile harmonik olarak salınır; bu, N büyük olduğunda güçlü katmanlaşmayı gösterir (örneğin okyanuslarda tipik değerler yaklaşık 10⁻² s⁻¹).^[25]

Tabakalı katmanların oluşumu, çevresel koşullara bağlı olarak değişen zaman ölçeklerinde gerçekleşir. Tutarlı yüzey ısınması veya tatlılaşması olan sakin havalarda, üst katman ısındıkça veya seyreldikçe tabakalaşma günler içinde hızla yerleşebilir.^[26] Oluştuktan sonra bu katmanlar, ılıman göllerdeki yaz ayları veya kutup altı okyanuslarındaki mevsimsel haloklinler gibi kararlı koşullar altında, mevsimsel soğuma veya diğer zorlamalarla bozulana kadar aylarca varlığını sürdürür.^[26]

Zıt sıcaklık ve tuzluluk gradyanlarına sahip bölgelerde (örneğin soğuk, tatlı suyun üzerindeki ılık, tuzlu su), çift difüzyondan kaynaklanan özel bir oluşum süreci ortaya çıkar. Burada ısı, tuzdan yaklaşık 100 kat daha hızlı yayılır ve aşağı doğru yer değiştiren parsellerin ısıyı hızla kaybetmesine ancak fazla tuzu tutmasına, böylece daha yoğun hale gelip daha da batarak uzun “tuz parmakları” oluşturmasına neden olan bir kararsızlığa yol açar.^[27] Bu parmaklar, ince, yüksek gradyanlı arayüzlerle ayrılmış iyi karışmış yatay tabakalar halinde merdiven benzeri yapılar oluşturarak genel tabakalaşmayı korurken dikey taşınımı artırır.^[27]

Karışım ve Bozulma

Rüzgar kaynaklı karışım, yüzeyde kesme gerilimi (shear stress) uygulayarak su kütlelerindeki termal ve yoğunluk tabakalaşmasını bozmada çok önemli bir rol oynar. Bu durum, dikey olarak nüfuz eden türbülanslı kinetik enerji üretir. Bu süreç, rüzgar stresi, Coriolis etkileri ve sürtünme direncinin etkileşimi nedeniyle su hızlarının derinlikle döndüğü, artan dikey alışverişe ve tabakalı katmanların erozyonuna yol açan yüzey Ekman katmanını oluşturur. Bu karışımın ölçeğini yöneten Ekman katmanının karakteristik derinliği, yaklaşık olarak h ~ u_* / |f| şeklinde ölçeklenir; burada u_* = √(τ / ρ) sürtünme hızıdır. Bu ölçekleme, daha güçlü rüzgarların (daha büyük τ) ve daha düşük enlemlerin (daha küçük |f|) karışık katmanı nasıl derinleştirdiğini vurgular.^[28]^[29]

Ek fiziksel ve biyolojik mekanizmalar tabakalaşmayı daha da zayıflatır. Konvektif devir, sonbahar veya kış aylarında yüzey soğumasından kaynaklanır; artan yüzey yoğunluğu, alttaki suları içine çeken ve karıştıran batan tüylere neden olur, bu da genellikle göllerde hızlı homojenleşmeye yol açar. Kıyı veya açık okyanus akıntılarında Ekman ıraksaması tarafından yönlendirilen yüzeye çıkma (upwelling), besin açısından zengin derin suları yüzeye kaldırarak advektif taşınım yoluyla dikey yoğunluk gradyanlarını bozar. Sığ bölgelerde, gelgit akıntıları dipte kesme ve iç dalga kırılması yaratarak, Ri_b = N²h² / u_t² formülüyle ifade edilen kütle Richardson sayısının düşük değerlerinde (gelgit karıştırmasının kaldırma kuvvetlerini yendiği durumlar) kalıcı tabakalaşmayı önleyen türbülanslı bir karıştırma üretir. Balıkların yüzmesi, göç eden zooplanktonlar ve oyuk açan omurgasızlar dahil olmak üzere organizmaların biyotürbasyonu, küçük ölçekli türbülans yaratır ve diapycnal difüziyiviteyi artırır. Bu durum, enerji girdisi bakımından rüzgarlar ve gelgitler gibi fiziksel süreçlerle karşılaştırılabilir düzeyde genel karışıma önemli bir katkı sağlar; ancak toplam bütçede, özellikle oligotrofik sularda genellikle daha küçüktür.^[30]^[31]

Kesme kaynaklı karışımın başlangıcı, şu şekilde tanımlanan gradyan Richardson sayısı ile belirlenir: Ri = N² / (du/dz)². Burada N² yüzdürme frekansının karesi ve du/dz dikey hız kesmesidir. Ri < 0.25 değerleri, kinetik enerjinin kaldırma kuvvetlerini yenmesine ve tabakalı katmanların türbülanslı bozulmasını başlatmasına izin veren dinamik kararsızlığı gösterir. Doğrusal kararlılık analizinden türetilen bu eşik, okyanuslar ve göller genelinde geçerlidir ve kararlı laminasyondan aktif karışıma geçişi işaret eder.

Ilıman bölgelerde, mevsimsel devir (turnover), sonbaharda soğuyan yüzey sularının hipolimniyon ile karşılaştırılabilir yoğunluklara ulaşmasıyla tetiklenen ve tüm su sütununu karıştıran tam dikey sirkülasyonu başlatan büyük ölçekli bir bozulma olayını temsil eder. Bu sonbahar devri ve ardından buzsuz alanlardaki kış konveksiyonu, yüzey oksijenini yeniler ve derin tortulardan besinleri yeniden dağıtarak ilkbahar yeniden tabakalaşmasına kadar üretkenliği sürdürür; dimiktik göllerde, buz erimesini benzer bir ilkbahar devri izler. Bu tür olaylar, devir derinliklerinin 100 metreyi aşabildiği Büyük Göller gibi sistemlerde iyi belgelenmiştir.^[32]^[33]

Tabakalaşma Türleri

Termal Tabakalaşma

Termal tabakalaşma, su kütlelerinde sıcaklığa bağlı yoğunluk gradyanlarından kaynaklanır; burada daha sıcak, daha az yoğun su, daha soğuk, daha yoğun suyun üzerinde yer alarak dikey karışımı bastırır ve katmanlı kararlılığı destekler. Bu süreç, su sütununu termal özelliklere göre farklı yatay katmanlara ayırır. Epilimniyon olarak bilinen en üst katman, rüzgar hareketi ve güneş radyasyonu ile aktif olarak karışan, nispeten tekdüze sıcaklıkları ve yüksek oksijen seviyelerini koruyan ılık sudan oluşur. Bunun altında, derinlikle birlikte keskin bir sıcaklık düşüşü ile karakterize edilen ve ısı ile momentum transferine bir engel görevi gören metalimniyon veya termoklin bulunur. En derin katman olan hipolimniyon, yüzey etkilerinden izole olması nedeniyle minimum sıcaklık değişimi ve azalmış biyolojik aktivite ile soğuk ve durgun kalır.^[34]

Termal tabakalaşma sırasındaki sıcaklık-derinlik profili; epilimniyonda kademeli bir düşüş, metalimniyonda dik bir gradyan (tipik olarak metre başına 1°C mertebesinde) ve hipolimniyonda neredeyse sabit sıcaklıklar içerir. Termoklindeki bu belirgin gradyan, yoğunluk tabakalaşmasını artırır; çünkü küçük sıcaklık değişimleri bile maksimum yoğunluk sıcaklığı olan 4°C yakınında su yoğunluğunu önemli ölçüde etkiler. Bu katmanlar boyunca dikey ısı akısı, Fourier’in iletim yasasına uyar ve şu şekilde ifade edilir:

$$ Q = -k frac{dT}{dz} $$

Burada Q ısı akısı (W/m²), k suyun termal iletkenliği (yaklaşık 0.6 W/m·K) ve dT/dz dikey sıcaklık gradyanıdır (°C/m). Bu denklem, termoklin boyunca sınırlı iletken ısı transferini nicelleştirir; bu transfer tipik olarak yüzey ısı girdilerinden büyüklük mertebesi olarak daha küçüktür, böylece tabakalaşmayı sürdürür.^[35]

Bazı derin su kütlelerinde, termal tabakalaşma kalıcı hale gelebilir; bu duruma meromiksis denir ve hipolimniyon mevsimsel olarak bile üst katmanlarla karışmaz. Bu durum öncelikle kış soğumasının yoğunluk engelini aşmak için yetersiz olduğu, tam sirkülasyonu engellediği ve dip sularının uzun süreli izolasyonuna yol açtığı durumlarda ortaya çıkar. Meromiktik koşullar, sınırlı rüzgar maruziyeti olan derin göllerde veya ılıman kışları olan bölgelerde daha yaygındır ve hipolimniyonda kalıcı anoksik bölgelerle sonuçlanır.^[36]^[37]

Küresel olarak, termal tabakalaşmanın yoğunluğu enleme göre değişir; kalıcı güneş ısınmasının güçlü, yıl boyu süren bir termoklin oluşturduğu tropikal okyanuslarda en belirgindir (üst okyanusta tipik olarak 100 metrede 5–10°C veya 0.05–0.1°C/m gradyanlar).^[38] Buna karşılık, kutup bölgeleri, yoğunluk zıtlıklarını en aza indiren, genellikle belirgin bir termoklinden yoksun olan ve daha derin karışmaya izin veren tekdüze düşük sıcaklıklar nedeniyle daha zayıf tabakalaşma sergiler. Bu enlemsel farklılıklar, okyanus sirkülasyonunu ve ısı dağılımını etkiler; tropikal tabakalaşma ısıyı yüzeye yakın hapsederken, kutupsal tekdüzelik konvektif süreçleri kolaylaştırır.^[39]^[40]

Tuzluluk Tabakalaşması

Tuzluluk tabakalaşması, tuzluluk farklarının su kütlelerinde yoğunluk gradyanları oluşturmasıyla meydana gelir ve daha yoğun, tuzlu suyun daha tatlı suyun altında olduğu katmanlı yapılara yol açar. Bu süreç termal tabakalaşmadan farklıdır, çünkü yoğunluk farklarını öncelikle çözünmüş tuzlardaki değişimler yönlendirir, ancak sıcaklık etkiyi modüle edebilir. Ortaya çıkan haloklin (derinlikle tuzluluğun arttığı keskin bölge), dikey karışımı önleyerek su sütununu stabilize eder.^[41]

Haloklin oluşumu, kutup denizleri ve haliçler gibi tatlı su girişleri ve tuzlu suların zıtlaştığı bölgelerde belirgindir. Kutup bölgelerinde, buharlaşmadan fazla olan yağış yüzey katmanını tatlılaştırır ve donma noktasına yakın yüzey soğumasına rağmen kararlılığı koruyan kalıcı bir tuzluluk gradyanı oluşturur. Bu haloklin, alttaki suyu daha fazla ısı kaybından yalıtarak deniz buzu oluşumunu sağlar. Haliçlerde, hızla akan bir nehir, tatlı suyu daha yoğun okyanus suyunun üzerine itebilir ve arayüzün altında tuzluluğun aniden arttığı belirgin bir haloklin oluşturabilir. Bu sistemlerdeki yoğunluk, σ_t = ρ – 1000 olarak tanımlanan sigma-t (σ_t) kullanılarak nicelleştirilir; burada ρ, atmosferik basınçta tuzluluk (S) ve sıcaklığa (T) bağlı deniz suyu yoğunluğudur; daha yüksek tuzluluk ρ’yu yükselterek tabakalaşmayı artırır.^[42]^[43]^[44]

Akdeniz gibi yüksek tuzluluklu ortamlarda, piknoklin (yoğunluk gradyanı katmanı), özellikle buharlaşmanın yağışı aştığı doğu havzasında, sıcaklıktan ziyade tuzluluk değişimleri tarafından domine edilebilir. Burada, yüzey suları buharlaşma yoluyla tatlı su kaybeder, derinlikle tuzluluğu ve yoğunluğu artırır, bu da haloklin–termoklin yapısını güçlendirir ve dikey alışverişi sınırlar. Mevsimsel tuzluluk artışları, yaz aylarında bu gradyanlar nedeniyle tabakalaşmanın zirve yaptığı yoğun piknoklin değişkenliğine katkıda bulunur.^[45]^[46]

Haliç tuz kamaları (salt wedges), zayıf gelgitlere sahip nehir ağızlarında giren deniz suyunun giden tatlı suyun altında kama şeklinde bir katman oluşturduğu tuzluluk tabakalaşmasını örneklendirir. Daha az yoğun tatlı su, tuzlu girişin üzerinden geçer ve minimum karışımla kararlı bir arayüz oluşturur, ancak sınırda bir miktar kesme kaynaklı türbülans meydana gelir. Bu konfigürasyon, besinleri ve tortuları alt katmanda hapsederek yerel ekosistemleri etkiler. Columbia Nehri halici, düşük gelgit dönemlerinde nehir akışının kamayı koruduğu bir örnektir.^[43]

Tuzluluk tabakalaşmasının uzun vadeli kararlılığı, Ölü Deniz gibi buharlaşmanın baskın olduğu havzalarda belirgindir; burada yüzyıllardır devam eden aşırı tuzlu dip katmanlarıyla meromiktik koşullar tarihsel olarak korunmuştur. Bu aşırı tuzlu gölde, üst katman daha tatlı ve ılıktır, aşırı yoğunluk zıtlıkları (340 g/kg’a kadar tuzluluk) nedeniyle karışmaya direnen daha yoğun, tuzlu derin suların üzerinde yer alır. Sadece şiddetli kış yağmurları sırasındaki nadir holomiktik devirlerle kesintiye uğrayan bu kararlılık, hipolimniyonda anoksik koşulları korur ve tuz yatakları gibi benzersiz jeolojik özellikleri destekler.^[47]^[48]

Su Kütlelerinde Tabakalaşma

Okyanuslar ve Denizler

Okyanuslar ve denizlerde tabakalaşma, sıcaklık, tuzluluk ve yoğunluk gradyanlarının yönlendirdiği belirgin dikey katmanlar aracılığıyla kendini gösterir. Üst okyanus, rüzgar ve dalga hareketinin özellikleri homojenleştirdiği, ortalama 50-100 metre derinliğinde iyi karışmış bir yüzey katmanına sahiptir. Subtropikal bölgelerde bu katman, yaklaşık 100-1000 metre derinliğe yayılan ve dikey alışverişe karşı kararlı bir engel görevi gören kalıcı bir termoklinin üzerinde yer alır.^[24] Daha yüksek enlemlerde bu yapı daha mevsimseldir; yüzey ısınması nedeniyle yazın geçici bir termoklin oluşur ve kışın konvektif karışımla aşınır.^[24]

Tabakalaşma, yoğun su oluşumunun meydana geldiği kutup bölgeleri dışında dikey hareketi kısıtlayarak küresel okyanus sirkülasyonunu, özellikle termohalin sirkülasyonu, derinden etkiler. Kuzey Atlantik ve Weddell Denizi gibi bu yüksek enlem alanlarında, deniz buzu oluşumu sırasındaki yoğun soğuma ve tuzlu su reddi (brine rejection) tabakalaşmayı yener, soğuk ve tuzlu suların batmasına ve küresel sirkülasyon bandını çalıştıran derin su kütlelerini başlatmasına izin verir.^[24] Bu süreç derin okyanusu havalandırır, oksijen ve besinleri yenilerken, alt enlemlerdeki kalıcı termoklini kademeli yükselme (upwelling) ve difüzyon yoluyla korur.^[24]

El Niño-Güney Salınımı (ENSO) gibi iklim değişkenliği, okyanus tabakalaşmasını yıllar arası ölçeklerde modüle eder. El Niño olayları, zayıflayan alize rüzgarları ve sıcak Kelvin dalgalarının doğuya doğru yayılması yoluyla piknoklini derinleştirerek Pasifik’teki ekvatoryal tabakalaşmayı azaltır. Şiddetli 1997-98 El Niño sırasında, bu derinleşme doğu Pasifik’te 50 metreyi aşan anomalilere ulaşmış, yüzeye çıkmayı (upwelling) bastırmış ve deniz yüzeyi sıcaklıklarını 2-4°C artırarak havza genelinde besin tedarikini bozmuş ve ekosistem dinamiklerini değiştirmiştir.^[49] Olayın ardından güçlenen doğu rüzgarları piknoklini sığlaştırmış ve yüzeye çıkmayı artırmış, bölgeyi hızla soğutarak 1998 ortalarında La Niña koşullarına geçiş yapılmıştır.^[49]^[50]

ARGO şamandıra dizisinden elde edilen son gözlemler, 21. yüzyıl okyanus ısınmasının, bazı bölgelerde termal genleşme etkilerine karşı koyan artan rüzgar kaynaklı türbülans ve yüzey tatlılaşmasına atfedilen, 1979’dan 2018’e kadar yılda yaklaşık 0.09-0.19 metrelik yaz eğilimleriyle, küresel olarak karışık katmanın derinleşmesine yol açtığını ortaya koymaktadır.^[51] Güney Okyanusu’nda bu değişiklikler daha belirgindir; yerel alanlarda yılda 0.5 metreye varan derinleşme oranları ısı alımını artırır ancak potansiyel olarak karbon tutma verimliliğini değiştirir.

Göller ve Rezervuarlar

Orta enlem ılıman bölgelerinde yaygın olan dimiktik göllerde, su sütunu yılda iki kez, ilkbahar ve sonbahardaki tam karışma olaylarıyla ayrılan termal tabakalaşma dönemleri geçirir. Yaz aylarında yüzey suları ısınır ve yoğunluğu azalır, daha soğuk bir hipolimniyon üzerinde kararlı bir epilimniyon oluşturur. Kış ise buz örtüsü altında, daha sıcak derin katmanların üzerinde daha yoğun soğuk yüzey sularının bulunduğu ters tabakalaşmayı getirir; bu mevsimsel değişimler holomiksis yoluyla besin yeniden dağılımını ve oksijen yenilenmesini yönlendirir.^[52]^[53]

Buna karşılık, tropikal bölgelerdeki monomiktik göller, tam devri önleyen tutarlı sıcak sıcaklıklar nedeniyle yıl boyunca kalıcı termal tabakalaşma sergiler; karışım yalnızca yılda bir kez kısa süreli serin dönemlerde veya güçlü rüzgarlar sırasında gerçekleşir. Sıcak-monomiktik sistemlerdeki bu kararlı katmanlaşma, dikey alışverişi sınırlar ve değişmeyen koşullara uyum sağlamış belirgin ekolojik bölgeleri teşvik eder.^[6]^[54]

İnsan yapımı tatlı su kütleleri olan rezervuarlar, genellikle su seviyesi düşüşleri gibi operasyonel faktörlerden etkilenen modifiye edilmiş tabakalaşma modelleri sergiler. Bu faktörler, kıyı bölgelerini açığa çıkarıp yeniden ıslatarak yapay yoğunluk gradyanları oluşturur, böylece termal profilleri ve tortu etkileşimlerini değiştirir. Tabakalı hipolimniyonlardaki oksijen eksikliklerini hafifletmek için, hipolimnetik havalandırma teknikleri, yüzey katmanlarını bozmadan doğrudan derin sulara hava veya oksijen enjekte eder, sirkülasyonu artırır ve su kalitesi yönetimini destekler.^[55]^[56]

Dikkate değer bir örnek, dimiktik karışımın meydana geldiği ancak yaklaşık 250 metrenin altındaki derin katmanların zayıf, kalıcı tabakalaşmayı koruduğu, 1.642 metre derinliğiyle dünyanın en derin gölü olan Sibirya’daki Baykal Gölü’dür. Bu durum, amfipodlar ve bu oligotermal koşullara benzersiz şekilde uyum sağlamış Baykal foku dahil olmak üzere 1.500’den fazla endemik türü destekleyen kararlı habitatlar yaratır.^[57]^[58]

Haliçler ve Kıyı Sistemleri

Haliçler ve kıyı sistemleri, tatlı su nehir girdileri ile tuzlu okyanus suları arasında kritik geçiş bölgeleri olarak hizmet eder; burada yoğunluk tabakalaşması esas olarak karışım cephelerindeki tuzluluk gradyanlarından kaynaklanır. Bu ortamlar, dikey yoğunluk yapısını modüle eden ve tortu taşınımını, besin dağılımını ve ekosistem işlevini etkileyen yerçekimsel sirkülasyon, gelgit salınımları ve rüzgar zorlaması arasındaki karmaşık etkileşimleri içerir. Daha izole su kütlelerinin aksine, bu bölgelerin dinamik doğası genellikle daha tatlı yüzey sularını daha tuzlu dip katmanlarından ayıran iki katmanlı akışlarla kısmi tabakalaşma ile sonuçlanır.^[43]

Haliçler, sirkülasyon modellerine ve tabakalaşma yoğunluğunu belirleyen karışım derecesine göre sınıflandırılır. Chesapeake Körfezi gibi kısmen karışmış haliçler, belirgin bir iki katmanlı akış rejimi sürdürür; burada daha yoğun tuzlu su deniz tabanı boyunca karaya doğru ilerlerken, üstteki tatlı su denize doğru hareket eder ve gelgit etkilerine karşı devam eden orta derecede dikey tabakalaşmayı teşvik eder.^[59] Buna karşılık, Manş Denizi’nin batısındaki kıyı alanları gibi güçlü gelgitlerin hakim olduğu iyi karışmış sistemler, yoğunluk gradyanlarını aşındıran güçlü dikey karışım sergiler ve su sütunu boyunca neredeyse homojen tuzluluk profilleri üretir.^[60] Bu sınıflandırma, gelgit enerjisine göre tatlı su deşarjının, bu geçiş ortamlarında tabakalaşma ve homojenleşme arasındaki dengeyi nasıl kontrol ettiğini vurgular.^[61]

Haliçlerdeki tuz girişi (salt intrusion), yoğunluk akıntıları yoluyla temel tabakalaşma süreçlerini yönlendirir, tuzlu suyun daha hafif tatlı su katmanının altına akmasını ve yukarı doğru uzanmasını sağlar. Bu giriş, dip katmanı yoğunluk zıtlıklarını artıran ve haliç alışverişi için gerekli olan yerçekimsel sirkülasyonu teşvik eden bir tuz kaması oluşturur.^[16] Tabakalı ve karışık rejimler arasındaki geçiş, Fr = u / √(g’h) formülüyle ifade edilen dansimetrik Froude sayısı ile nicelleştirilir; burada u akış hızını, g’ yoğunluk farklarından kaynaklanan indirgenmiş yerçekimini ve h su derinliğini temsil eder. Fr < 1 değerleri, bastırılmış dikey karışımla kalıcı tabakalaşmaya elverişli süperkritik akışı gösterir.^[62]

Kıyıdaki yüzeye çıkma (upwelling) olayları, rüzgar kaynaklı mekanizmalar yoluyla dikey yoğunluk değişimleri getirerek bu sistemlerdeki tabakalaşmayı daha da şekillendirir. Kaliforniya kıyısı boyunca, ekvator yönlü rüzgarlar, besin açısından zengin, daha soğuk derin suları yüzeye doğru kaldıran, mevcut termal tabakalaşmayı çökerten ve yüksek yüzey altı besin konsantrasyonlarına sahip yeni katmanlı yapılar kuran Ekman taşınımını üretir.^[63] Bu süreç, sadece yüzey homojenliğini bozmakla kalmaz, aynı zamanda üzerindeki öfotik bölgede yüksek biyolojik üretkenliği destekleyen epizodik tabakalaşma darbelerini de sürdürür.^[64]

İnsan müdahaleleri, doğal akış rejimlerini değiştirerek haliçlerdeki tabakalaşmayı şiddetlendirir. Mississippi gibi nehirler üzerindeki barajlar, deltaya mevsimsel tatlı su deşarjını azaltır, giren deniz suyunun seyrelmesini azaltır ve yoğunluk tabakalaşmasını güçlendiren tuzluluk gradyanlarını yoğunlaştırır.^[65] Bu artan tabakalaşma, daha derin tuz kamalarını teşvik eder ve haliç habitatlarını daha acı (brackish) koşullara kaydırarak biyolojik çeşitlilik ve su kalitesi üzerinde kademeli etkilere neden olur.^[66]

Ankialin ve Yeraltı Suyu Sistemleri

Ankialin havuzlar, okyanusla yeraltı bağlantıları olan, tipik olarak volkanik lav tüplerinde veya gelgit etkilerinin aylar ile yıllar arasında değişen uzun su kalış süreleri yarattığı karstik arazilerde oluşan, karayla çevrili kıyı su kütleleridir. Hawaii lav tüplerinde (örneğin Büyük Ada’dakiler), deniz suyu gözenekli bazalt yoluyla içeri girer ve genellikle 5–10 metre derinliklerde, ince bir meteorik tatlı su merceğini aşağıdaki daha yoğun tuzlu sudan ayıran keskin bir haloklin oluşturur. Bu haloklinler, sistemlerin kapalı doğası nedeniyle minimum dikey karışımla, tuzluluk gradyanlarının yönlendirdiği yoğunluk zıtlıklarından kaynaklanır.^[67]

Birçok ankialin havuzda haloklinin altında, hidrojen sülfürün anoksik katmanlarda biriktiği, kimyasal gradyanlar ve indirgeyici koşullar yoluyla tabakalaşmayı daha da stabilize eden kemoklinler gelişir. Örneğin, Kanarya Adaları’ndaki Los Jameos del Agua gibi sistemlerde kemoklin, mikrobiyal sülfat indirgemesinden kaynaklanan sülfürce zengin beyazımsı bir katman olarak görünür ve katmanlı su sütunlarının kalıcılığını artırır. Yucatan Yarımadası’nın obruklarında (cenotes), örneğin Yaal Chac’ta, bu tabakalaşma, 1–2 metrede bir oksiklin ve 3 metrenin altında anoksi ile meromiksis olarak kendini gösterir. Bu durum, 6.600 yılı aşkın tortu laminasyonlarında kaydedildiği üzere, iklimsel mevsimsellik ve düşük insan etkisiyle bağlantılı orta-Holosen istikrarı boyunca devam etmiştir.^[68]^[69]

Karstik akiferlerdeki yeraltı suyu tabakalaşması, iyonik içerik değişimlerine göre dikey katmanlaşmadan kaynaklanır; bu, tuzlu girişlerin derinlerde meydana geldiği, daha tatlı yeraltı suyunun ise yukarıda yatay olarak hareket ettiği yoğunluk kaynaklı akışları teşvik eder. Fransa’daki Port-Miou akiferi gibi kıyı karst sistemlerinde bu durum, düşük akış dönemlerinde deniz seviyesinin 600 metre altına kadar kanallara giren deniz suyu ile ters bir sirkülasyon yaratır; karışımı sınırlayan ve kaynak kullanımını etkileyen tabakalı koşulları sürdürür. Bu düşük akışlı ortamlardaki hapsolma, heterojen gözeneklilikle birleştiğinde, epizodik yağışlara rağmen binlerce yıldır bozulmadan kalan Yucatan karstındaki cenote haloklinlerinde görüldüğü gibi uzun vadeli kararlılığa katkıda bulunur.^[70]^[71]

Bu tabakalı ankialin ve yeraltı suyu sistemleri, özellikle farklı katmanlara uyum sağlamış endemik kabuklular olmak üzere benzersiz biyolojik çeşitliliği destekler. Cenoteler aracılığıyla erişilen Yucatan ankialin habitatlarında, Typhlatya karides türleri (örneğin T. pearsei ve T. dzilamensis) gelişir; bazıları haloklinin üzerindeki düşük tuzluluklu, oksik epilimniyonla sınırlıyken, diğerleri hem oksik üst bölgelerde hem de alttaki anoksik hipolimniyonda yaşamak için eurihalin tolerans göstererek bu kapalı, düşük oksijenli ortamlarda varlıklarını sürdürürler.^[72]

Ekolojik ve Çevresel Etkiler

Besin Döngüsü ve Üretkenlik

Tabakalı sucul sistemlerde, azot ve fosfor gibi birincil üretim için gerekli olan besinler, sınırlı dikey karışım nedeniyle farklı katmanlarda hapsolur. Besin açısından fakir yüzey öfotik bölgesindeki fitoplanktonlar, büyüme sırasında mevcut çözünmüş inorganik besinleri hızla tüketir, bu da bunların tükenmesine ve ardından organik döküntülerin daha derin hipolimnetik veya abisal katmanlara çökmesine yol açar. Orada, mikrobiyal remineralizasyon bu besinleri inorganik formlara geri dönüştürür, ancak güçlü termal veya halin tabakalaşma bir engel görevi görerek bunların fotosentezin gerçekleştiği güneşli yüzey sularına yukarı doğru taşınmasını önler. Bu süreç, üst katmanlarda besin sınırlamasına yol açarak, özellikle subtropikal girdaplar veya yaz aylarında derin göller gibi kalıcı tabakalaşmaya sahip sistemlerde fitoplankton biyokütlesini ve üretkenliğini kısıtlar.^[73]^[74]

Tabakalı su kütlelerindeki üretkenlik, genellikle tabakalaşma ve epizodik karışım olayları arasındaki etkileşime bağlı belirgin mevsimsel modeller sergiler. Kuzey Atlantik subtropikal girdabındaki Sargasso Denizi gibi kalıcı veya mevsimsel olarak tabakalı oligotrofik okyanuslarda, yüzey katmanındaki kronik besin kıtlığı, besin açısından fakir koşullara uyum sağlamış küçük pikofitoplanktonların hakim olduğu düşük birincil üretim oranlarını teşvik eder. Ancak, kış konvektif karışımı veya yüzeye çıkma (upwelling), tabakalaşmayı geçici olarak bozabilir, derin besinleri öfotik bölgeye enjekte edebilir ve yeniden tabakalaşma başlamadan önce karbon fiksasyonunu ve ihracatını artıran kısa süreli ilkbahar fitoplankton patlamalarını tetikleyebilir. Genellikle diatomların hakim olduğu bu patlamalar, devam eden tabakalaşma altındaki kararlı durum düşük üretkenliğiyle tezat oluşturan darbeli bir üretkenlik modunu temsil eder.^[75]^[76]

İnsan kaynaklı ötrofikasyon, birincil üretimi artırarak ve zararlı alg patlamalarına yol açarak tabakalaşmanın besin dinamiklerindeki rolünü şiddetlendirir. Özellikle tarım ve atık sudan kaynaklanan aşırı antropojenik besin girdileri yüzey sularını zenginleştirir; bu da artan organik madde ve azalan karışım yoluyla termal tabakalaşmayı yoğunlaştıran yoğun fitoplankton büyümesini teşvik eder. Halin tabakalaşmaya yatkın acı bir sistem olan Baltık Denizi’nde bu durum, anoksik tortulardan kaynaklanan iç fosfor yüklemesi yoluyla ötrofikasyonu kalıcı hale getirmiştir; iç dalgalar ve girdaplar bazen mobilize olmuş fosforu yukarı doğru yeniden dağıtarak yaz aylarında siyanobakteri patlamalarını besler. Bu tür geri bildirimler, dış yükleri azaltma çabalarına rağmen ötrofik koşulları sürdürerek tabakalaşmanın besinleri nasıl verimsiz bir şekilde hapsettiğini ve geri dönüştürdüğünü vurgular.^[77]^[78]

Tabakalaşmanın dayattığı stokiyometrik kısıtlamalar, sınırlayıcı olmayan koşullar altında deniz fitoplanktonu tarafından karbon, azot ve fosforun dengeli alımını tanımlayan Redfield oranı (atomik olarak C:N:P = 106:16:1) ile örneklendirilir. Tabakalı sistemlerde, yüzey besin tükenmesi, fotosentez yoluyla sabitlenen karbona göre azot ve fosfor mevcudiyetini sınırlayarak bu oranı bozarken, derin remineralizasyon bunları verimli bir şekilde geri dönüştürmeden yüksek yüzey altı konsantrasyonlarını korur. Bu dengesizlik, fitoplankton orantılı kaynaklar olmadan optimum büyümeyi sağlayamadığından, genel besin döngüsünü ve birincil üretkenliği azaltır ve tabakalaşmanın sucul ekosistemlerdeki biyojeokimyasal döngü üzerindeki kontrolünün altını çizer.^[79]^[80]

Oksijen Dinamikleri ve Hipoksi

Göller ve rezervuarlar gibi tabakalı su kütlelerinde oksijen profilleri, fiziksel ve biyolojik süreçlerin yönlendirdiği belirgin dikey gradyanlar sergiler. Epilimniyon (ılık üst katman), gün ışığı saatlerinde bir yan ürün olarak oksijen üreten fitoplankton ve alglerin fotosentetik aktivitesi nedeniyle genellikle çözünmüş oksijenle aşırı doymuş hale gelir (>%100 doygunluk, bazen 12-15 mg/L’yi aşar).^[81]^[82] Buna karşılık, termoklin tarafından izole edilen daha soğuk dip katman olan hipolimniyon, çöken organik maddelerin solunumu ve mikrobiyal ayrışma nedeniyle ilerleyici oksijen tükenmesi yaşar; bu da tabakalaşma başlangıcından haftalar ila aylar sonra konsantrasyonların 2 mg/L’nin altına düşmesine yol açar.^[83] Bu eşiğin altında, oksijen seviyelerinin 0 mg/L’ye yaklaştığı anoksik katmanlar oluşur, bu da çoğu aerobik organizma için yaşanmaz bölgeler yaratır ve anaerobik süreçlerin hakim olduğu alanlar oluşturur.^[84]^[85]

Hipoksi, temel olarak termal veya tuzlu tabakalaşmanın dikey karışımı engellemesi ve daha derin suların atmosferik difüzyon veya yüzey akıntıları yoluyla yeniden oksijenlenmesini önlemesiyle ortaya çıkar.^[86] Bu engel, solunum oksijen talebinin arzı geçmesine izin verir ve organik madde yükünün yüksek olduğu besin açısından zenginleştirilmiş sistemlerde tükenmeyi şiddetlendirir. Öne çıkan bir örnek, 2020’lerde 15.000 km²’yi aşan (örneğin 2024’te yaklaşık 17.370 km²) Meksika Körfezi’ndeki mevsimsel hipoksik bölgedir. Bu bölge, Mississippi Nehri’nden gelen besin akışıyla beslenen alg patlamaları ve ardından tabakalı koşullar altında gerçekleşen ayrışma ile körüklenmektedir.^[87]^[88]

İklim değişikliği, termal kararlılığı artıran ve tabakalaşma sürelerini uzatan yüzey suyu sıcaklıklarını yükselterek bu dinamikleri yoğunlaştırır ve böylece hipoksik hacimleri genişletir. IPCC değerlendirmelerine göre, üst okyanus tabakalaşması 1970’ten bu yana on yılda yaklaşık %1 artmıştır; bu durum, 1960’lardan 2010’a kadar küresel açık okyanus oksijen düşüşüne yaklaşık %2 oranında katkıda bulunmuştur ve devam eden ısınma altında düşük oksijenli bölgelerin daha da büyümesi öngörülmektedir.^[89]^[90] Kıyı ve şelf denizlerinde, tabakalaşmanın güçlenmesi ve daha sıcak sularda azalan oksijen çözünürlüğü ile birleştiğinde, yüksek emisyon senaryoları (RCP8.5) altında 2100 yılına kadar küresel okyanus oksijen içeriğinin %3–4 oranında azalmasıyla genişlemiş hipoksiye katkıda bulunması beklenmektedir.^[91]

Yönetilen rezervuarlarda hipolimnetik oksijen kaybına karşı koymak için, azaltma stratejileri arasında mekanik pompalama veya kabarcık difüzörleri yoluyla yapay destratifikasyon (tabakalaşmayı bozma) yer alır; bu, termoklini tamamen aşındırmadan dikey sirkülasyonu teşvik eder ve oksijeni yeniden dağıtır.^[92] Yan akış pompaları aracılığıyla saf oksijen enjeksiyonu gibi hipolimnetik oksijenasyon sistemleri, ABD Temiz Su Yasası uyum çabaları gibi uygulamalarda gösterildiği üzere, seviyeleri 2 mg/L’nin üzerinde tutmak için doğrudan derin su oksijenini yeniler.^[93] Bu müdahaleler, deniz suyu için Garcia ve Gordon (1992) tarafından geliştirilenler gibi ampirik uyumlarla yönetilen oksijenin sıcaklığa bağlı çözünürlüğünü hesaba katmalıdır. Bu tür yaklaşımlar, hedeflenen sistemlerde anoksik kapsamları %50-80 oranında azaltabilir ancak istenmeyen ekolojik değişimlerden kaçınmak için enerji girdileri ve izleme gerektirir.^[94]^[95]

Ölçüm ve Modelleme

Gözlem Teknikleri

Su tabakalaşmasını ölçmek için gözlem teknikleri, 19. yüzyılın sonlarından bu yana, manuel örnekleme cihazlarından küresel ölçeklerde gerçek zamanlı veriler sağlayan otomatik, yüksek çözünürlüklü sistemlere geçerek önemli ölçüde gelişmiştir. İlk yöntemler, 1890’larda Norveçli oşinograf Fridtjof Nansen tarafından icat edilen Nansen şişelerine dayanıyordu. Bunlar, sonraki sıcaklık ve tuzluluk analizi için su örnekleri toplamak üzere bir ulak sistemi aracılığıyla belirli derinliklere indirilen silindirik cihazlardı ve okyanus yoğunluk yapısının ilk sistematik dikey profillerini sağladı.^[96] Bu şişeler, gemi güvertesi işgücü ve toplama sonrası işlem gerektirmesine, çözünürlüğü ve sıklığı sınırlamasına rağmen, hedeflenen derinliklerde ayrık örneklemeye izin vererek oşinografide temel bir değişime işaret etti. 20. yüzyılın başlarında, bu tür araçlar, kutupsal tabakalaşma modellerini belgeleyen Nansen’in kendi Fram yolculukları da dahil olmak üzere dönüm noktası niteliğindeki keşif gezilerini kolaylaştırdı.^[96]

İletkenlik-Sıcaklık-Derinlik (CTD) dökümleri gibi modern profil oluşturma araçları, doğrudan tabakalaşma ölçümünün temel taşını temsil eder. Gemilerden konuşlandırılan sensör paketleri, sıcaklık, iletkenlik (tuzluluğun türetildiği) ve basınç dikey profillerini gerçek zamanlı olarak elde ederek termoklin veya haloklin gibi katmanları tanımlayan yoğunluk gradyanlarını verir. CTD sistemleri tipik olarak 24-30 Hz hızlarında örnekleme yapar ve 0.005 PSU’dan daha iyi tuzluluk doğruluğu ile metrelere kadar inen yüksek dikey çözünürlük sağlar; bu, birçok konfigürasyonda 0.001 PSU farkları kadar ince tabakalaşma arayüzlerini tespit etmek için yeterlidir.^[97]^[98] Genellikle su örneklemesi için rozetlerle entegre edilen bu cihazlar, 1970’lerden bu yana standart hale gelmiştir; 6.000 metreyi aşan derinliklere hızlı dökümler sağlar ve mevsimsel karışım gibi dinamik süreçlerin incelenmesini destekler.^[98]

Yerinde (in-situ) izleme, sürekli insan müdahalesi olmadan tabakalaşmanın sürekli, uzun vadeli gözlemlerini sunan şamandıralar ve otonom su altı planörleri ile ilerlemiştir. Sabit konumlara demirlenen şamandıralar, su sütunu boyunca sıcaklık ve tuzluluk profillerini ölçmek için dikey sensör dizileri kullanır ve tabakalaşmanın iklim değişkenliğini etkilediği tropikal okyanuslar gibi bölgelerde yoğunluk katmanlarının zamansal evrimini yakalar.^[99] Örneğin, Küresel Tropikal Demirli Şamandıra Dizisi, tuzluluk gradyanları nedeniyle bariyer katmanı oluşumunu ortaya koyan yüksek zamansal çözünürlükte üst okyanus verileri sağlar.^[100] Bunları tamamlayan, kaldırma kuvvetiyle çalışan otonom araçlar olan Slocum planörleri, 2.000 metreye kadar derinlikleri örneklemek için tekrarlanan dalış döngüleri gerçekleştirir ve haftalarca veya aylarca süren uzun görevler için programlanmış enine kesitler boyunca iletkenlik, sıcaklık ve derinlik verileri toplar.^[101] Piknoklin özelliklerini hedeflemek için gerçek zamanlı yoğunluk verilerine dayanarak yolları ayarlayan uyarlanabilir örneklemede mükemmel olan bu planörler, 2000’lerin başındaki gelişimlerinden bu yana kıyı ve açık okyanus araştırmalarında çok önemli olmuştur.^[101]

ARGO dizisi, 1999’dan bu yana konuşlandırılan ve akıntılarla sürüklenen, 2.000 metreye kadar 10 günlük döngüler gerçekleştiren, yoğunluk profillerini türetmek ve havza çapındaki tabakalaşma değişikliklerini izlemek için sıcaklık ve tuzluluk ölçen 4.000’den fazla profil şamandırasından oluşarak küresel ölçekli yerinde gözlemin zirvesini örnekler.^[102] Bu ağ, benzeri görülmemiş bir mekansal kapsama alanı sunan ve subtropikal girdaplarda derinleşen piknoklinler gibi eğilimleri ortaya koyan milyonlarca profil biriktirmiştir.^[103] Uzaktan algılama teknikleri bu çabaları daha da geliştirmektedir; Jason serisi gibi uydu altimetrisi, jeostrofik denge yoluyla piknoklin derinliği değişimleriyle ilişkili deniz yüzeyi yüksekliği anomalilerini ölçer ve Güney Çin Denizi gibi dinamik bölgelerde 20 metrenin altındaki hatalarla üst katman kalınlığının tahmin edilmesini sağlar.^[104] Benzer şekilde, NASA’nın Aqua ve Terra uydularındaki Orta Çözünürlüklü Görüntüleme Spektroradyometresi (MODIS), yanal tabakalaşma cephelerinin göstergesi olan yüzey sıcaklık gradyanlarını tespit eder ve 1 km çözünürlüklü verilerle göl veya okyanus termal sınırlarını yerinde profillere karşı doğrular.^[105] Bu yöntemler birlikte, tarihsel ayrık örneklerden çağdaş sinoptik görünümlere kadar su sütunu kararlılığını nicelleştirmek için çok ölçekli bir araç seti sağlar.

Tahmin Modelleri

Su tabakalaşması için tahmin modelleri, sucul sistemlerdeki termal, tuzluluk ve yoğunluk profillerini tahmin etmek için sayısal simülasyonlar kullanır ve değişen çevresel zorlamalar altında gelecekteki değişikliklerin öngörülmesini sağlar. Genel Okyanus Türbülansı Modeli (GOTM) gibi tek boyutlu (1D) dikey modeller, rüzgar hızı, hava sıcaklığı ve güneş radyasyonu gibi meteorolojik girdilerin yönlendirdiği dikey karışımı ve ısı akılarını çözerek göl tabakalaşmasını simüle etmek için yaygın olarak kullanılır. GOTM, uzun vadeli gözlemlere karşı kalibre edildiğinde yaklaşık 1.1°C’lik kök ortalama kare hataları (RMSE) elde ederek göllerdeki tarihsel termal profilleri yeniden yapılandırmak için uygulanmıştır ve epilimnetik ısınma ve uzamış tabakalaşma süresindeki eğilimleri etkili bir şekilde yakalar.^[106] Okyanusal bağlamlarda, Bölgesel Okyanus Modelleme Sistemi (ROMS) gibi üç boyutlu (3D) modeller, izleyici evrim denklemi aracılığıyla yoğunluğun adveksiyonunu ve difüzyonunu birleştirerek eşleşmiş hidrostatik ilkel denklemler yoluyla tabakalaşmayı simüle eder:

$$ frac{partial rho}{partial t} + mathbf{u} cdot nabla rho = nabla cdot (kappa nabla rho) $$

Burada ρ yoğunluk, u hız vektörü ve κ difüzyon tensörüdür. ROMS, piknoklin oluşumu ve karışık katman evriminin havza ölçeğinde tahminleri için uygun hale getirerek, daha küçük ölçekli süreçleri parametreleştirirken büyük ölçekli dinamikleri çözer.

Birleşik Model Karşılaştırma Projesi (Coupled Model Intercomparison Project) faz 6 (CMIP6) topluluklarından gelen iklim projeksiyonları, SSP5-8.5 gibi yüksek emisyon senaryoları altında yoğunlaşmış üst okyanus tabakalaşmasını göstermektedir; bu durum, yoğunluk gradyanlarını artıran yüzey ısınması ve tatlı su girdileri tarafından yönlendirilir. Bu modeller, 2100 yılına kadar subtropikal ve kutup bölgelerinde neredeyse kesin bir artışla, 1970–2018 yılları arasındaki yaklaşık %5’lik tarihsel eğilimlerin ötesinde tabakalaşmada artışlar öngörmektedir. Karışık katman derinliğinin ilişkili sığlaşmasının, küresel okyanusun çoğunda dikey karışımı ve besin sürüklenmesini (entrainment) azaltması beklenmektedir; ancak deniz buzu kaybı nedeniyle Arktik’teki derinleşme gibi bölgesel istisnalar mevcuttur.^[107]

Gelişmelere rağmen, tahmin modelleri, dikey karışımı ve tabakalaşma kararlılığını kritik ölçüde etkileyen alt ızgara (subgrid) ölçekli türbülansı doğru bir şekilde temsil etmede sınırlamalarla karşılaşmaktadır; ROMS’taki K-profili parametreleşmesi (KPP) gibi yaygın şemalar genellikle ampirik ayarlamaya dayanır ve bu da simüle edilmiş piknoklin keskinliğinde sapmalara yol açar. Argo şamandıra verilerine karşı doğrulama, orta enlem okyanuslarında %10-20’lik bağıl hatalara karşılık gelen 10-20 metrelik piknoklin derinliği tahminlerinde tipik hataları ortaya koymakta ve yüksek çözünürlüklü iç içe geçirme (nesting) olmadan ince ölçekli yoğunluk gradyanlarını çözmedeki zorlukları vurgulamaktadır.

Bu modellerin uygulamaları arasında, eşleşmiş hidrodinamik-biyojeokimyasal sistemlerin tabakalaşma dinamiklerini besin döngüsü ve oksijen taşınımı ile entegre ettiği Chesapeake Körfezi gibi haliçlerdeki hipoksik olayların tahmin edilmesi yer alır. Örneğin, Chesapeake Körfezi Çevresel Tahmin Sistemi, ötrofikasyon etkilerinin yönetimine yardımcı olmak amacıyla, derin katmanların yoğunluk kaynaklı izolasyonunu simüle etmek için gerçek zamanlı sıcaklık ve tuzluluk girdilerini kullanarak dip suyu hipoksisini 48 saate kadar önceden tahmin etmek için bir 3D model kullanır.^[108]