2. JEOLOJİ VE TEKTONİK

2.1. Giriş

2.2. Paleotektonik Birimler

2.2.1. Sakarya Kıtası

2.2.2. İzmir-Ankara Kenet Kuşağı

2.2.3. Menderes Masifi

2.2.4. Likya Napları

2.2.5. Neojen Stratigrafisi

2.2.5.1. Miyosen

2.2.5.2. Pliyosen-Kuvarterner

2.2.6. Magmatik Aktivite

2.3. Batı Anadolu’nun Paleotektonik Evrimi

2.4. Batı Anadolu’nun Neotektoniği ve Aktif Faylar

2.5. Batı Anadolu’da Yeralan Önemli Fay veya Fay Zonları

2.5.1. Fethiye-Burdur Fay Zonu

2.5.2. Gökova Grabeni

2.5.3. Knidos Fayı

2.5.4. Büyük Menderes Grabeni

2.5.5. Yavansu Fayı

2.5.6. Küçük Menderes Fayı

2.5.7. Gediz Grabeni

2.5.8. Simav Grabeni

2.5.9. Foça-Bergama Fay Zonu

2.5.10. Kuzey Anadolu Fayı

2.5.11. Eskişehir Fayı

2.6. Ege Denizi Fayları

2.6.1. Karaburun Yarımadası ve Çandarlı Körfezi Fayları

2.6.2. Diğer Deniz-içi Fayları

2.7. İzmir Yöresi Aktif Fayları

2.7.1. Giriş

2.7.2. Gediz Grabeni Batısı Fayları

2.7.3. Dumanlıdağ Fayı

2.7.4. Bornova Fayı

2.7.5. İzmir Fayı

2.7.6. Cumaovası Fayı

2.7.7. Karaburun Fayı

2.7.8. Gümüldür Fayı

2.7.9. Tuzla Fayı

2.8. Paleomagnetik Data

2.9. İzmir Metropoliten Alanı Potansiyel Heyelan Bölgeleri

2.9.1. Kadifekale ve Çevresi (Eski İzmir)

2.9.2. Altındağ Mahallesi ve Diğerleri

2.10. Öneriler

KAYNAKLAR

ŞEKİLLERİN LİSTESİ

TABLOLARIN LİSTESİ

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2. JEOLOJİ VE TEKTONİK

2.1 Giriş

Bu bölümde Batı Anadolu ve İzmir çevresinin jeolojik özellikleri, tektonik evrimi ve bölgeyi etkileyen aktif faylarla ilgili bilgilerin verilmesi amaçlanmıştır. Neotektonik yapıların kinematiği ve Batı Anadolu’da meydana gelen tektonik olaylar arazi, sismoloji, GPS ölçümleri ve bir kısım paleomagnetik veriler göz önüne alarak değerlendirilmiş ve çalışmalar sırasında bölgenin Landsat görüntülerinden ve 1/60.000 hava fotoğraflarından yararlanılmıştır. Bütün bu bilgilerin ışığında sismik bölgelendirmeler yapılmıştır. Paleotektonik birimler en güncel bilgiler doğrultusunda özet olarak ele alınmışsa da aktif tektonik özellikler hakkında daha detay bilgiler verilmiştir. İzmir çevresi Neojen stratigrafisi ve bu birimlerin dağılımı literatür ve MTA verilerinden derlenmiştir. Derlenen haritalardan son derece karışık bir sonuç elde edilmisse de, bu veriler bazı makaleler temel alınarak (Kaya, 1981; Seyitoğlu ve Scott, 1991; Yılmaz ve diğ., 1997) yeniden düzenlenmiş ve birimlerin zaman ve mekan içindeki dağılımlarına anlam kazandırılmıştır. Çalışma alanının jeoloji haritası bölgesel ve yöresel olarak iki şekilde düzenlenmiştir. Bölgesel ölçekte olan, İzmir'in kuzeyinde Foça-Menemen güneyinde ise Seferihisar'a kadar uzanan bir alanı kapsamaktadır. Bu haritada Miyosen birimleri detay haritalanmış ve temeli oluşturan Bornova karmaşığı tek bir birim olarak gösterilmiştir. Yöresel ölçekteki jeoloji haritası İzmir metropolitan alanını kapsamaktadır ve bütün jeolojik birimleri içermektedir.

Paleotektonik birimlerin özetinde Yılmaz (1997) en güncel ve toparlayıcı bilgi olması açısında temel olarak alınmış, bununla beraber diğer çalışmalara da yer verilmiştir. İzmir çevresindeki aktif faylar ile ilgili bilgiler ise Emre ve Barka, (1997) çalışmasından alınmıştır.

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.2 Paleotektonik Birimler

Batı Anadolu' da dört temel birim tanımlanmaktadır, bunlar kuzeyden güneye şöyle sıralanabilir (Şekil 2.2.1), (Şengör ve diğ., 1985, Şengör, 1987 ve Yılmaz, 1997).

a- Sakarya Kıtası

b- İzmir-Ankara kenet zonu

c- Menderes Masifi

d- Likya Napları,

Bu jeolojik üniteler farklı zamanlarda ve farklı tektonik süreçler sonucu orta Miyosen öncesinde biraraya gelmişlerdir. Bu bölümde bu farklı üniteler hakkında özet bilgiler verilecektir.

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.2.1 Sakarya Kıtası

Sakarya Kıtası güneyde İzmir-Ankara ve kuzeyde İç-Pontid kenet kuşakları arasında yer almaktadır. Kıtanın temeli metamorfik ve metamorfik olmayan Paleozoic birimlerden oluşmaktadır ve bu temel Mesozoyik ve Senozoyik birimlerle örtülürler (Yılmaz 1997). Şekil 2.2.2 Sakarya kıtası üzerindeki birimlerin dağılımını göstermektedir. Sakarya kıtası içinde Biga yarımadası ile Bilecik arasında Lias öncesi Permiyen ve Trias yaşındaki birimlerden oluşan Karakaya kompleksi (Bingöl, 1973; Okay, ve diğ., 1991) temelin önemli kısmını oluşturmaktadır (Yılmaz, 1997). Şekil 2.2.3 Sakarya kıtasının tipik bir kesitini göstermektedir. Bu kesitte Uludağ graniti ve Yenişehir metamorfikleri tektonik kontak ile temeli oluşturmaktadır. Yenişehir metamorfikleri Karakaya kompleksine karşılık gelmektedir. Bu temel birimler Jurasik ve alt Kretase yaşlı değişik fasiyesteki kireçtaşları ile örtülmektedir. Üst Kretase birimleri daha çok şist çökellerinden oluşmaktadır ve kıtasal çökellerle Paleosen'e kadar devam etmektedir. Eosen birimleri sığ deniz ve türbiditik çökeller ve birlikte aynı zamanlı volkanik birimlerden oluşmaktadır (Yılmaz, 1997). Geç Eosen-Erken Miyosen döneminde Sakarya güneyinde yeralan Tethys okyanusunun kapanması bunu takip eden kıta-kıta çarpışması sonucunda Oligosen çökelimi karasal birimlerle temsil edilmektedir. Alt Miyosen birimleri ise gölsel çökellerle ve yine aynı zamanlı yaygın volkanik kayalardan oluşmaktadır.

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.2.2 İzmir-Ankara Kenet Kuşağı:

Bu kenet kuşağı Sakarya kıtası ile Menderes masifi/Toros sistemi arasında yer almaktadır. Genel olarak ofiyolitik melanj ve peridotidlerden oluşur. İzmir çevresi Bornova şisti veya karmaşığı olarak adlandırılmaktadır (Kaya, 1991, Erdoğan ve Güngör, 1992). Bu birim bazı yerlerde metamorfizma geçirmiştir. Melanj ve Sakarya/Menderes üniteleri arasında tektonik kontak bulunmaktadır ve orijinal bindirme kontağının yer yer daha sonraki tektonizmadan etkilendiği belirtilmiştir (Yılmaz, 1997). Melanj, aşırı deformasyon geçirmiş volkanik sedimenter birimlerden oluşmaktadır. Bu birimler genelde sipilitik bazik lavlar seyl ve kumtaşları içermektedirler. Yine melanjin içinde radyolaryalı çörtler, pelajik kireçtaşları, manganlı çörtler, neritik kireçtaşları, mermer blokları ve serpantinler yeralmaktadır. Melanjın yaşının en az Üst Kretase olduğu içindeki kırmızı renkli kireçtaşı bloklarından anlaşılmaktadır (Yılmaz, 1997).

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.2.3 Menderes Masifi

Menderes masifi Batı Anadolu’nun en önemli metamorfik birimidir ve İzmir-Ankara kenet kuşağı ile Likya napları arasında yer alır. Diğer tektonik üniteler gibi Menderes masifi de kabaca NE-SW doğrultuludur (Şekil 2.2.4 ve 2.2.5). Masif kompleks bir iç yapısı ve litolojik dağılım gösterir. Halbuki, Okay (1989) Menderes masifinin basit bir yapıya sahip olduğunu ve genel yapının G-GD eğimli olduğunu ifade etmiştir. Masifin kor kısmını yüksek derecede amfibolit fasiyesinde gnays ve şistler oluşturur (Şengör ve diğ., 1984). Okay (1989) masifin genel stratigrafik dizilimin Prekambriyen gnayslarla başladığını ve yukarı doğru alt Paleozoik mika şistler, Permo-Karbonifer metakuvatsit, siyah fillit ve dark rekristakize kireçtaşları ile devam ettiğini belirtmiştir. Bunların üzerinde Mezosoyik kalın tabakalı , rekristalize neritik kireçtaşları yer alır. Paleosen ve alt Eosen rekristalize pelajik kireçtaşları ve şist ile temsil edilmişlerdir. Yılmaz (1997) masifin yaşı ile ilgili birçok radyometrik ve paleantolojik yaşlama yapıldığını ancak masifin oluşumu ve gelişmesinin hala tartışıldığını ifade etmiştir. Alttaki gnaysların radyometrik yaşının 1.2 milyar yıldan 5-10 milyon yıla kadar değiştiği ortaya konulmuştur (Şengör ve diğ. 1984). Bununla beraber esas metamorfik fazın en geç Kretase ile erken Miyosen arasında meydana geldiği sanılmaktadır (Yılmaz 1997). Okay, (1989) ise Likya napları Menderes masifini şisti üzerinde tektonik kontak ile oturduğunu ve Likya naplarının yerleşim yaşının orta Eosen olduğunu belirtmiştir. Eosen yaşlı Barrowiyen tipi bölgesel metamorfizma Menderes masifini etkilemiştir ve bu metamorfizmanın masifin kompresyonal rejim etkisinde Likya napların altında kalması sonucunda meydana geldiği tahmin edilmektedir. Bölgesel metamorfizmanın yaşı Şengör ve diğ. (1984) tarafından 35±5 olarak bulunmuştur. Okay (1989) Likya naplarının bazı kesimlerininde bu metamorfizmadan etkilendiğini belirtmiştir. Yılmaz (1997) ise Likya Nap yerleşimi sırasında ve sonrasında bu iki sistemin birbirinden ayrıldığını, Menderes’ in rejyonal metmorfizma geçirmesine karşılık Toros sisteminin sedimenter özelliğini koruduğunu belirtmiştir. Bu metamorfizmayı masifin erken Miyosen' deki Termal domlaşması takip etmiştir. Daha sonra bu dom parçalanarak masif ve çevresinde bölgesel genişlemeye sebep olmuştur (Seyitoğlu ve Scott 1991, 1992, Yılmaz, 1997). Şengör ve Yılmaz (1981) Menderes ve Toros içindeki Mezosoik stratigrafik özelliklere bakarak Menderes masifinin Toros sistemi sınırında olduğunu belirtmişlerdir. Menderes masifi bölgenin temelini oluşturmaktadır. Otokton olarak yorumlanmaktadır.

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.2.4 Likya Napları

İzmir-Ankara kenet kuşağı boyunca geç Kretase’ de meydana gelen dalma-batma sırasında okyanus kabuğunun Anatolid-Torid platformu üzerine bindirdiği (obduction, üzerlenme) ve bu üzerlenmenin ve daha sonraki geç Paleosen-erken Eocene meydana gelen kıta-kıta çarpışması sırasında dalma-batma sırasında süpürülen (accretionary complex) malzeme ile birlikte Batı Torosların allokton birimlerini oluşturan Likya naplarını oluşturdukları 1970 yıllardan beri süre gelen ve günümüze kadar alternatif hipotez üretilmemiş bir görüştür (Brunn ve diğ., 1971; Graciansky, 1972; Şengör ve Yılmaz, 1981; Şengör ve diğ., 1984; Ersoy, 1990, 1991), (Şekil 2.2.4 ve 2.2.5). Kıta-kıta çarpışması ve Batı Toros ve Menderes bloğunda imbrikasyona ve Likya naplarının meydana gelmesine sebeb olmuştur. Yukarıda da belirtildiği gibi bu dönemde Menderes masifi Likya napları tarafında gömülerek metamorfizmaya uğramıştır

Likya napları Menders masifi ile Bey Dağları otoktonu arasında yer alır ve geniş bir alan kapsamaktadır. Özet olarak Oligosen-Halvetian yaşlı sintektonik konglomeralardan, peridotit naplarından, Karbonifer-Eosen yaşlı karbonatlı kayalardan ve Eosen şisten oluşmaktadır. Bu örtü naplarının arasından tektonik pencereler şeklinde yer yer otoktona rastlanmaktadır (örneğin Göcek, Graciansky, 1972). Naplarla ilgili hareketlerin orta Miyosen’e kadar devam ettiği gözlenmiştir (Hayward, 1984).

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.2.5 Neojen Stratigrafisi

Çalışma alanının bölgesel jeoloji haritası, çalışmanın amacına uygun olarak Miyosen öncesi birimler temel birimler genelleştirilerek düzenlenmiştir. Miyosen ve sonrası birimlerin iyi anlaşılması bölgede son 20 milyon yıldır meydana gelen tektonik olayların anlaşılması açısından son derece önemlidir. Temel birimlerde Ofiyolitik Melange, Bornova Karmaşığı veya filişi olarak adlandırılan Toros/Sakarya çarpışması sonucunda oluşan kenet kuşağı ve ilgili tektonik karmaşığı yer almaktadır. Daha küçük ölçekli sadece İzmir metropolitan alanını ilgilendiren haritalarda ise bütün jeolojik ünitelere yer verilmiştir. Bunun sebebi farklı litolojilerden oluşan zeminlerin kuvvetli yer sarsıntısı davranışlarının önceden belirlebilmesine yardımcı olmaktır.

Çalışma alanı için düzenlenen jeoloji haritası farklı çalışmaları biraraya getirmektedir ve genelde 1/25 000 haritalardan düzenlenmiştir (Şekil 2.2.6 ve 2.2.7). Ancak bu haritaların farklı araştırıcılar ve farklı zamanlarda yapılmış olması ve mutlak yaş verileri içermemesi nedeniyle, zaten volkanizma nedeniyle karışık olan Neojen birimlerinin stratigrafisi çalışmacılar tarafından farklı yorumlanmış ve sonuçta stratigrafi daha da karışmıştır. Bu çalışmada Kaya (1981) in yaptığı titiz çalışma ve gözlemler ve yine Kaya (1981) tarafindan daha önceki çalışmalardan derlenen volkanik birimlerin yaşları baz alınarak bölge Neojen birimlerine çalışılan içinde bir düzen getirilmiştir.

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2. 2. 5. 1. Miyosen

Batı Anadolu'da Menderes masifinin yükselmesi aşınması geç Oligosen-erken Miyosen döneminde gerçekleşmiştir (Şengör ve diğ., 1984). Bu dönemi takiben erken Miyosen’ de füviyal ve gölsel çökellerle birlikte özellikle Edremit-İzmir arasında yaygın bir volkanizma yer almıştır (Şekil 2.2.8). Şekil 2.2.9’da İzmir çevresinde yeralan Miyosen basinlerindeki genel stratigrafi gösterilmektedir (Kaya, 1981). Kaya (1981) yaygın volkanizmanin iki geçiş (intermediate) grubu ve iki silisik gruptan oluştuğunu ve 16.2-12.5 milyon yıl arasında durgun dönem yaşadığını ortaya koymuştur. Ayrıca bu dönemde gelişen basenlerin genel doğrultusunun KKE-GGB olduğunu ve bir horst graben şeklinde geliştiğini belirtmiştir (Şekil 2.2.8).

İzmir ve çevresi göz önüne alındığında iki ayrı dönem sedimastayon görülmektedir. Bunlardan birincisi alt Miyosen çökelleridir. İzmir güneyinde bu ilk dönem çökeller, Cumaovası batısında Tuzla fayı boyunca tabanda konglomera ve onun üzerinde yeralan kireçtaşları ile temsil edilmektedirler (Şekil 2.2.10). Bu birimler ikinci döneme ait üst Miyosen yaşlı silisik bir volkanizma ile kesilmektedirler. Bu alanda Üst Miyosen sedimentleri tabanda yine bir konglomera ile başlayıp yukarı doğru gölsel kireçtaşları ile devam etmektedir. Urla formasyonu olarak bilinen bu kireçtaşları yer yer volkaniklerle yanal geçişlidirler.

İzmir kuzeyinde Menemen-Foca-Aliağa çevresinde yeralan birimler genelde alt Miyosen yaşta olup son derece karmaşık bir stratigrafiye sahiptir (Şekil 2.2.11). Bu birimler füviyal ve gölsel fasiyeste karasal birimlerden ve bu birimlerle iç içe son derece yaygın bir volkanizmadan oluşmaktadır. Kaya (1981) volkanizmanın iki ayrı dönem içerdiğini ve bunlardan birincisini geçiş (intermediate ikincisinin ise silisik karakterde olduğunu belirmiştir. Yapılan jeoloji haritalarında bu birimlerin temelde bir konglomera ile başlayıp, volkanizma ve gölsel kireçtaşları arasında tekrarlanmalarla devam ettiği ortaya konulmuştur.

Miyosen birimleri içindeki en önemli hatlar KKD-GGB doğrultusu gösterirler (Şekil 2.2.8). İzmir güneyinde alt Miyosen'i etkiliyen en önemli yapı ofiyolitik karmaşığın KKD gidişli Tuzla fayı boyunca alt Miyosen birimleri üzerine itilmesidir. Bu itilmenin sağ-yanal harekete sahip Tuzla fayının geometrisinden kaynaklandığı sanılmaktadır. Bu tür doğrultu-atım ve bindirme ve genişleme bileşenli faylar bu bölgenin diğer alanlarında da görülmüştür ( Y. Yılmaz sözlü görüşme). Yılmaz (1997) bölgede alt Miyosen’de volkanizma ve göl ortamının var olduğu ve faylanmaların daha çok üst Miyosen’de başladığını belirtmiştir ve Pliyosen başından itibaren de bugün Batı Anadolu’ ya hakim D-B grabenlerin meydana geldiği ve bu yapıların bütün önceki sistemlerin kestiğini ileri sürmüştür. Ancak her iki farklı sistemin güncel tektonik çatı içinde aktif olduğu sanılmaktadır.

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.2.5.2 Pliyosen-Kuvaterner

Şimdiye kadar yapılan çalışmalarda çalışma alanında Pliyosen birimlerine rastlanmamıştır ancak birçok çalışmacı Pliyosen birimlerinin D-B uzanımlı grabenlerin içinde yer aldığına inanmaktadır. Kuvaterner birimleri de genelde grabenler ilgili normal fayların çöken tavan blokları boyunca gözlenmektedir. Çalışma alanı dışında Pliyosen birimleri graben dolguları olarak Graben kenarlarında yer yer taban bloğu üzerinde görülürler (örneğin; Gediz ve Büyük Menderes garbeni kenarları). Çoğunlukla füviyal fasiyestedirler.

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.2.6 Magmatik Aktivite

Batı Anadolu' da yaygın bir magmatik aktivite yer almaktadır ve birimler son 30 yılda yoğun olarak çalışılmış ve yaşlandırılmıştır (Savascin, 1982; Ercan ve diğ., 1984, 1985 ve Yılmaz, 1997). Genelde, derinlik kayalarını oluşturan granitik plutonik birim granodiyorit and monzonitlerden oluşmaktadır. Az miktarlarda ise lokogranits, adamalit ve siyenitler içerirler (Karacik, 1995). Granitlerin yaşları 35-20 Ma olarak belirlenmiştir. Yılmaz (989,1990) Miyosen-Pliyosen döneminde üç ayrı magmatik dönemin yer aldığını, bunlardan ilk dönemi kalkakalen (geç Oligosen-erken Miyosen), ve daha sonraki dönemi geçiş (orta-üst Miyosen) ve son dönemi ise genç olarak alkalen magmanın (Plio-Kuvaterner) oluşturduğunu belirtmiştir. Bu da bize ilk dönem sırasında kalın olan ve magmanın eriyen kabukla kirlenmesini ve daha sonra kabuğun gittikçe incelerek magmanın kendi bazik özelliğini koruduğu şeklinde yorumlanmıştır (Şekil 2.2.12).

Kaya (1981) volkanik kayaların yine benzeri şekilde üç ayrı dönemde geliştiğini ortaya koymuştur. Bunlardan birinci dönemi 30-15 Ma arasında meydana gelmiştir ve çok çeşitli bir komposizyonlara sahiptir. Bunlar arasında bazaltik andezit, andezit, trakiandezitlatit ve dasit sayılabilir. Farklı renkler içerir ve piroklastikler ise her türlü çökelimi çeşitini göstermektedir (Şekil 2.2.13). Çamur akıntıları ve Lahar breşleri yaygındır.

Volkanizma 15-12 Ma arasında bir suskunluk geçirmiş olup (Kaya,1981) ve 12-10 Ma arasında ikinci dönem volkanizma meydana gelmiştir. Bu dönem kayaları arasında Cumaovası , Ovacık ve Menteş volkanitleri sayılabilir ve bu birimler bazalt trakit ve riyolitlerden oluşan farklı farklı volkanizmalara aittirler ve Yılmaz (1989)'un geçiş dönemini oluştururlar. Son dönem volkanizma ise Kula bazaltlarıdır ve bunların yaşı çok genç olup yaşlar 300.000-10.000 arasında değişmektedir. Şekil 2.2.13 ve Tablo 2.2.1 bu kayaların dağılımı yaşları ve türleri gösterilmektedir.

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.3 Batı Anadolu’nun Paleotektonik Evrimi

Toros ve Sakarya kıtaları içinde geç Kretase öncesinde riftleşme ve okyanus kapanmaları meydana gelmiştir (örneğin; Şengör ve Yılmaz, 1981, Şengör ve diğ.,1987). Bu kalıntı kenet kuşaklarının izleri Toroslar’ da ve Sakarya kıtası içinde yer yer görülmektedir. Ancak bu izler daha sonra meydana gelen riftleşme ve okyanus kapanması, metamorfizma ve nap yerleşimleri sebebiyle son derece karışık bir yapı göstermektedir ve bu sebeple eski dönem olayları henüz çok iyi bilinmemektedir. Buna karşılık Batı Anadolu’ nun Geç Kretase sonrası jeolojik tarihçesi problemli de olsa nispeten daha iyi bilinmektedir. Bu sebeble burada Geç Kretase ve sonraki olaylar kısaca özetlenmiştir.

Geç Kretase'de Neotetisin kuzey kolu Sakaraya kıtası altına dalmaktaydı ve aynı zamanda Anatolid-Torid platform üzerine bir ofiyolitik üzerlenmenin meydana geldiği birçok araştırıcı tarafından son 20 yıldır ileri sürülmektedir (Şengör ve Yılmaz 1991, Şengör ve diğ. 1994), (Şekil 2.3.1 ve 2.3.2). Bu ofiyolitik üzerlenme Likya naplarını oluşturmaktadır ve bu itilmelerin orta Miyosen’e kadar devam ettiği bilinmektedir (Hayward, 1984). Bu üzerlenme Menderes masifin gömülmesi ve metamorfizmanın ana sebebi olarak gösterilmektedir. Daha öncede belirtildiği gibi Menderes masifinin ikinci dönem metamorfizması kıtasal çarpışmanın sebep olduğu bölgesel kompresyon sırasında meydana gelmiş, Sakarya Kıtası ile Anatolid-Torid platformun çarpışması Paleosen-erken Eosen zamanında olmuştur. Bunu takip eden dönemde sıkışma devam etmiş ve kabuk kalınlaşmış, ve daha sonra granitik magma yerleşmiştir. Bunu takiben kore komplesk gelimiş ve domlaşma meydana gelmiştir. Özellikle bu domlaşmanın bugünkü farklı doğrultudaki grabenlerin oluşumuna sebep olduğu sanılmaktadır. Daha sonra erken-orta Miyosen döneminde nedeniyle termal çökme meydana geldiği ileri sürülmüştür (Seyitoğlu ve Scott, 1991; Yılmaz 1997). Orta-geç Miyosen dönemi tam bilinmemektedir ancak yavaş gerilmenin bu dönemde başladığı güncel olarak bir çok araştırmacı tarafından ileri sürülmüştür (Armijo ve diğ. 1997, Yılmaz, 1997). Yine Yılmaz (1997) D-B grabenlerin esas hareketinin Pliyosen' de meydana geldiğini düşünmektedir.

Bu özetten ortaya çıkan en önemli sonuç Batı Anadolu' nun Geç Kretase sonrası tektonik evriminin hala birçok bilinmiyen ve çalışılması gereken bir çok yanının olduğudur. Aslında Batı Anadolu' da güncel tektonik olaylar dahi tam anlamıyla bilinmemektedir. Bir sonraki bölümde bu konu daha detaylı tartışılacaktır.

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.4 Batı Anadolu’nun Neotektoniği ve Aktif Faylar

Batı Anadolu ve Ege Denizi dünyanın en çok deprem olan ve ençok çalışılan yerlerinden biridir (Şekil 2.4.3 ve 2.4.8). Son 30 yılda kıtasal kabuğun deformasyonun anlaşılmasında ve kaçma (escape veya extrusion) mekanizması ve dalma-batma ilişkilerinin anlaşılmasında son derece önemli rol oynamasına rağmen hem kinematik ve hem de dinamik açıdan çok kompleks bir yapıya sahiptir (Şekil 2.4.1, 2.4.2, 2.4.3, 2.4.4, 2.4.5, 2.4.6, 2.4.7a, 2.4.7b, 2.4.8).

Anadolu'nun içinde yeraldığı Alp-Himalaya dağ oluşum kuşağı, Afrika/Arabistan ve Hindistan Levhalarının kuzeye doğru hareket etmeleri ve Avrasya Levhası ile çarpışmaları sonucunda oluşmaktadır. Bu kıtasal çarpışma geniş bir deformasyon zonu oluşturmaktadır ve bu tür deformasyon son yüzyılın en çok çalışılan konularından biridir. Bu kompleks jeolojik sürecin Doğu Akdeniz bölümünde Anadolu-Ege bloğu saatin tersine rotasyonal bir hareketle Girit merkezli Helenik yayına doğru kaçmaktadır (Şekil 2.4.1). Bu yanal kaçış hareketinin kuzey sınırını Kuzey Anadolu fayı belirlemektedir. Güney sınırını ise doğuda Doğu Anadolu fayı, güney Anadolu'da ise Kıbrıs ve Helenik yayları oluşturmaktadır (Şekil 2.4.1). Kıbrıs ve Helenik yayları boyunca Afrika kıtasının kuzey kenarındaki okyanusal litosfer Anadolu ve Ege’nin altına dalarak yutulmaktadır. Isparta Dirseği bu iki yayın birleştiği alanıdır ve son derece kompleks bir yapıya sahiptir ( Blumenthal, 1962; Brunn ve diğ., 1971; Poisson, 1984, 1990, Poisson ve diğ., 1984, Macoux, 1987; Kissel ve diğ., 1993; Frizon ve diğ., 1995), (Şekil 2.4.1 ve 2.4.3). Güncel GPS (Global positioning System: Global Konum Belirleme Sistemi, kısaca uydu kullanılarak yapılan jeodezik ölçümler) bize Anadolu-Ege bloğunun rotasyonal hareketinin merkezinin yaklaşık Sinai yarımadasının hemen kuzeyinde yeraldığını ve bu hareketin Kuzey Anadolu fayı üzerinde yaklaşık 23 mm/yıl'lik bir hızı olduğunu göstermektedir (Şekil 2.4.2 ve 2.4.3), (Oral, 1994, Oral ve diğ., 1995). Yine GPS ölçümleri bu rotasyonal hareketin genel olarak rijit bir hareket olduğunu bu sebeple blok içi deformasyonun az olduğunu (%20-30) doğrular niteliktedir. Bununla beraber özellikle Batı Anadolu ve Ege Denizi içinde önemli miktarlarda iç deformasyon olduğu anlaşılmaktadır.

Güncel araştırmalar, Anadolu-Ege bloğunun saatin tersine rotasyonal hareketinin iki ana sebebi olduğunu göstermektedir; birincisi, Doğu Anadolu’ da Arabistan ve Avrasya levhalarnın çarpışması ve bu sıkışma bölgesinden üçgen şeklinde kıtasal Anadolu bloğunun batıya kaçması, ve ikincisi ise Helenik yayında batan okyanus kabuğunun ağırlığı sebebiyle arkın geriye güneye doğru geri çekilmesi sonucunda Batı Anadolu ve Ege Denizi’nde meydana gelen yaklaşık KKE-GGB gerilmedir (genişleme). Bu yapıların gelişimi ile ilgili ayrıntılı jeolojik araştırmaların (Arpat ve Bingöl, 1969; Koçyiğit, 1984; Hancock ve Barka, 1987; Emre,1988, 1996; Seyitoğlu ve Scott, 1991, 1996 ; Patton, 1992) yanısıra birçok tektonik ve sismo-tektonik modeller ortaya atılmış ve tartışılmıştır (McKenzie, 1972, 1978; Alptekin, 1973, 1978; Papazachos, 1973; Mercier, 1979; Mercier ve diğ., 1987; Dewey ve Şengör, 1979; Şengör, 1980; 1982; 1987). Dewey ve Şengör (1979) Batı Anadolu ve Ege Denizi’ndeki K-G gerilmeyi Anadolu bloğunun Kuzey Anadolu fayı boyunca Batı Marmara’da meydana gelen sıkışma nedeniyle Batı Anadolu’ da D-B sıkışma ve K-G gerilme meydana geldiğini iddia etmiştir. Buna karşılık Le Pichon and Angelier (1981, McKenzie 1978) gerilmenin tamamen Helenik yaydaki dalma-batma ile ilgili olduğunu savunmuşlardır. Koçyiğit (1984) Batı Anadolu bu yapıların KB-GD, KD-GB, K-G ve D-B yönelimli 4 ayrı genişleme yönünde eşyaşlı blok faylanma şeklinde geliştiği ileri sürmüştür. Şengör ve diğ., (1985) ve Şengör (1987) batı Anadolu’da yeralan bu farklı doğrultudaki yapıları “cross-graben” olarak yorumlamıştır. Bu modelde D-B ana grabenlerine yüksek açılı veya dik yapılar grabenin tavan bloğunun parçalanması ile ilgili yapılar olarak kabul edilmiştir. Taymaz ve diğ. (1991), Jackson (1995) kırık tahtalar modeli ile Ege Denizi’ndeki deformasyonu izah etmeye çalışmışlarsa da bu modelin bu günden çok Anadolu bloğunun rotasyonal hareketi öncesi deformasyonu izah ettiği düşünülmektedir. Barka ve Reilenger (1997) GPS ve neotektonik verileri göz önüne alarak Eskişehir fayı ve Fethiye-Burdur fayı ile sınırlı bir Batı Anadolu bloğu tanımlamışlardır (Şekil 2.4.6). England ve diğ. (1997) kıtasal kabuğun hareketinin tamamen üst mantodaki viskoz malzemenin akmasına tabi olarak hareket ettiğini ve deformasyonun yaygın (diffuse) yani fay zonlarına konsantre olmadığını iddia etmektedirler. Buna karşılık Armijo ve diğ. (1997) hareketlerin daha çok sınır koşulları tarafından sağlandığını ve deformasyonun belli sınırlar veya faylar boyunca meydana geldiği görüşünü ortaya koymuşlardır. Güncel GPS verileri her iki görüşün bazı alanlarda geçerli olduğunu göstermektedir (Şekil 2.4.4 ve 2.4.5). Bütün bu farklı görüşlerden anlaşılacağı gibi bu bölgedeki deformasyonla ilgili kinematik özellikler ve dinamik olaylar son derece karışıktır. Her ileri sürülen fikrin belirli doğruları olmasına rağmen problemler henüz tam anlaşılamamıştır.

Batı Anadolu'da K-G gerilmenin yaşı da uzun zamandır tartışılan konulardan biridir. Seyitoğlu ve Scott (1991) gerimenin yaşının Oligosen sonu Miyosen başı olduğunu belirtmişlerdir. Buna karşılık Şengör (1987) ve Yılmaz (1997) bu dönemde sıkışmanın hala devam ettiğini ve ancak bu dönemde oluşan basenlerin gerilme ile değil sıkışma rejimi içersinde meydana geldiğini savunmuşlardır. Esas gerilme rejiminin orta Miyosen’den itibaren düşük hızda oluştuğunu ve bu hızın Pliyosende arttığını kabul etmişlerdir.

Batı Anadolu ve Ege Denizindeki yaklaşık K-G gerilmenin hızı konusunda da farklı görüşler vardır. Jackson ve McKenzi (1984) ve Taymaz ve diğ. (1991) bu hızın 6 cm/yıl olabileceğini ileri sürmüşlerdir ve Ege Denizi’nin son birkaç milyon yılda %50 gerildiğini belirtmişlerdir. Ancak yine güncel GPS verilerine göre bu gerime miktarı 15 mm/yıl civarındadır.

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.5 Batı Anadolu’da Yeralan Önemli Fay veya Fay Zonları

Batı Anadolu’da yaklaşık K-G yönlü genişleme tektoniğine bağlı olarak D-B ve BKB-DGD doğrultulu birçok graben gelişmektedir (Şekil 2.4.3), (Philippson 1910-1915, 1918; Ketin 1968; McKenzie, 1978; Dewey ve Şengör 1979; Jackson ve McKenzie 1984; Şengör 1982, 1987; Şengör ve diğ., 1984). Bunlardan Gökova, Büyük Menderes, Küçük Menderes, Gediz, Bakırçay ve Simav riftleri, Kütahya ve Eskişehir (Şekil 2.4.3). Bunların yanısıra KD-GB hatların normal bileşeni olan doğrultu atımlı faylara karşılık geldiği ve bu yörenin tektoniğinde önemli rol oynadığına inanılmaktadır. Bunlar arasında Fethiye-Burdur fay zonu, Tuzla fayı, Bergama Foça fayı sayılabilir (Şekil 2.4.7) . KB-GD normal faylar daha çok GB Anadolu' da yer almaktadır. Örneğin, Pamukkale, Dinar ve Yatağan-Muğla fayları gibi. Batı Anadolu’ yu etkiliyen K-G gerilmesinin Marmara Denizi ve Bulgaristan’a kadar etkili olduğu sanılmaktadır. Kuzey Anadolu Marmara Denizi çevresinde üç kola ayrılmaktadır ve Anadolu bloğu ile Avrupa arasında geniş bir sınır oluşturur (Dewey ve Şengör 1979; Şengör ve diğ. 1985; Barka ve Kadinsky-Cade 1988; Barka 1992).

Batı Anadolu' da genelde orta kısmında D-B doğrultulu Gediz, Büyük Menderes ve Küçük Menderes fayları yeralmaktadır. Bu fayların Kuzeyinde kalan alanda Simav, Kütahya ve Eskişehir fayları yine benzer özellikler sunar. Bu D-B ve BKB-DGD doğrultulu normal faylar arasında KD-GB basenler yer almaktadır ve daha önce de bahsedildiği gibi bu basen Erken Miyosen'de şekillenmeye başlamıştır. İzmir kuzeyindeki KD-GB hatlar D-B yapılara göre önem kazanmaktadır. Büyük Menderes grabenin güneyinde ise KB-GD basenler vardır ve bu doğrultuda gelişen fayların aktif olduğu güncel depremler tarafından da doğrulanmaktadır (Price ve Scott, 1994; Eyidoğan ve Barka 1996). Bu yapıların bazılarının daha eski olmasına rağmen güncel sistemde nasıl çalıstığı hala anlaşılmamaktadır. Bütün bu kompleks ilişkiler Helenik yayının iki kenarındaki farklı yöndeki yayılmadan kaynaklandığı sanılmaktadır.

Batı Anadolu’da yer alan grabenlerdeki (Gördes, Simav, Soma, Alaşehir, Büyük ve Küçük. Menderes) çökellerin yaşlarını saptamaya yönelik olarak çeşitli çalışmalar yapılmıştır (Becker-Platen, 1970; Nebert, 1978, Emre, 1988, 1996; Seyitoğlu, 1992; Seyitoğlu ve Scott, 1991, 1994,1996). Örneğin, Gediz grabeninin oluşum yaşı, metamorfik temel ile Neojen arasında gelişen ana güney fayın tavan bloğunda yer alan ve graben çökellerinin en alt kesimine karşılık gelen Kurşunlu formasyonu içerisindeki linyitli düzeylerden elde edilen Eskihisar sponomorf topluluğuna göre Orta Burdigaliyen-Orta Serravaliyen (Erken Miyosen) olarak verilmektedir (Seyitoğlu ve Scott, 1996). Bununla beraber Yılmaz (1998, sözlü görüşme) Kurşunlu formasyonunun Gediz grabeni öncesi çökeldiğini belirlemiştir. Gediz grabeni çökellerinin en üst kesimine karşılık gelen Sart Formasyonu içerisinden elde edilen paleontolojik bulgulara göre ise Dasiyen (Erken Pliyosen) yaşı verilmektedir (Emre, 1996).

Tarihsel ve aletsel dönem depremlerinin iyi bilinmesi Batı Anadolu' nun tektoniğinin anlaşılması açısından son derece önemlidir (Şekil 2.4.8 ve 2.5.5, Tablo 2.5.1). Fay sistemlerine bağlı olarak Batı Anadolu’ da yoğun bir deprem aktivitesi görülmektedir ve çok sayıdaki eski uygarlıkların yerleşim birimlerine ait çeşitli veriler ve tarih kaynaklarından elde edilen bilgilere göre, bölgenin tarihsel dönemde de (1900 yılı öncesi) birçok yıkıcı depremin etkisinde kaldığı ortaya çıkmaktadır (Ambraseys, 1970; Altunel ve Hancock, 1993; Altunel ve Barka, 1997), (Şekil 2.5.4). Yalnız bu yüzyılda normal faylarla ilgili olarak 1899 Büyük Menderes, 1928 Torbalı, 1955 Balat, 1969 Alaşehir, 1969 Simav, 1970 Gediz and 1995 Dinar depremleri meydana gelmiştir (Ambraseys 1988; Eyidoğan ve diğ., 1991), (Şekil 2.5.1, 2.5.2, 2.5.3). Bu yüzyıldaki yıkıcı depremlere bakıldığında bu depremlerin önemli bir kısmının belirgin faylar üzerinde meydana geldiği görülmektedir (Şekil 2.5.3). Bu depremlerin fay düzlemi çözümleri ile fayların kinematik özellikleri uyum içindedir (Şekil 2.5.6).

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.5.1 Fethiye-Burdur Fay Zonu

Fethiye-Burdur fay zonu normal bileşeni olan sol-yanal doğrultu atımlı bir faydır (Dumont ve diğ., 1979; Şaroğlu ve diğ., 1987; Price ve Scott, 1994). Bu fay zonu Helenik yayın doğu kanadını oluşturan Plini-Strabo sisteminin KD’ya devamı olarak kabul edilmektedir (Dumont ve diğ., 1979). Fay zonu boyunca küçük ve orta büyüklükteki deprem aktivitesi yoğundur (örneğin; Taymaz ve diğ., 1991; Jackson, 1994), (Şekil 2.2.3), ve Burdur yakınlarında bu yüzyılda iki önemli deprem meydana gelmiştir (1914, M=7 and 1971, M=6.2, Ambraseys, 1988; Taymaz and Price, 1992). 1957, M=7, depreminin de bu fay zonunun GB’sında meydana geldiği sanılmaktadır (Şekil 2.5.1, 2.5.2), (Ambraseys, 1981). Bu deprem aktivitesi ile Fethiye-Burdur fay zonunda yılda 15-20 mm/ yıl hız olduğunu gösteren GPS verileri uyuşmaktadır (Barka ve diğ., 1995; Barka ve Reilinger, 1997).

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.5.2 Gökova Grabeni

Gökova fay zonu, Gökova körfezi kuzey kenarı boyunca uzanmaktadır ve doğuda Gökova Körfezi doğusundaki Ula Kasabası civarından başlar ve İstanköy GB'sına kadar devam etmektedir (Şekil 2.4.7 ve 2.5.7) . Uzunluğu yaklaşık 180 km kadar olup fay zonu, birbirine paralel birkaç sıra ark şeklinde normal faylardan oluşmaktadır. Bu fay zonunun aktif olduğu 19. yüzyılın ortalarından beri bilinmektedir (Mallet and Mallet 1858). Sieberg (1932) Gökova Körfezini hem kuzeyden ve hemde güneyden sınırlayan iki normal fayı belirleyerek bu yapıyı "Kos Grabeni" olarak, adlandırmıştır. Yakın geçmişte yayınlanan bir çok makalede de yer alan bu fay zonu "Gökova Grabeni" veya "Gökova Fayı" olarak bilinmektedir (McKenzie, 1978Dewey ve Şengör, 1979; Şengör ve diğ. 1985, Barka ve diğ. 1985, Şaroğlu ve diğ. 1987; Barka 1995; Kalafat, 1996). Fay zonu Ören batısında tamamen deniz altında devam etmektedir. Bu basen, Batı Anadolu'daki Gediz ve Büyük Menderes gibi aktif genişleme basenlerin diğer bir tipik örneğidir. Fay zonu temelde Likya napları ve ofiyolitler içinde yer almaktadır (Ersoy 1991; Görür ve diğ. 1995). Fayın yaşının Üst Miyosen ve sonrası olduğu tahmin edilmektedir (Ersoy 1990; Görür ve diğ. 1995). Ören cıvarında yapılan arazi çalışmalarında bu fay boyunca kireçtaşlarında bir dizi fay şevine rastlanmıştır. Bu fay şevlerinin yükseklikleri 1-2 metre ile 10-15 metre arasında değişmektedir.

Gökova fayı Ören batısında deniz içinde de devam etmektedir. Uluğ ve diğ. (1995) Gökova körfezinde yapılan sığ sismik profiller ve batimetrik özellikler (Demirbağ ve diğ., 1997) Gökova körfezinin batı kesiminde güney kenarının da faylı olduğunu göstermektedir. Bu kesimde güney fayın esas ana fay, körfezi kuzeyden sınırlayan Gökova fay zonunun ise ikincil olduğu anlaşılmaktadır.

Guidobani ve diğ., (1994), MÖ 227, MÖ 199-198 ve MS 142-144 gibi büyük depremlerin Gökova çevresinde etkin olduğunu ortaya koymuştur. Ayrıca 1493 depremi Bodrum kasabasının tamamen yıkılmasına sebep olmuştur. Diğer önemli depremler ise şunlardır: 1741, 1851, 1863 ve 1869 (Ergin ve diğ., 1967; Soysal ve diğ., 1981; Ambraseys, 1981, 1988 ve yazılı görüşme 1995). Aletsel dönem verilerine göre Körfez içinde fay zonu boyunca yoğun bir aktivitenin yer aldığı görülmekte olup 1933 (M=6.5) ve 1956 (M=7.2) yıllarında iki önemli deprem meydana gelmiştir; Ergin ve diğ., 1967, 1971, Ambraseys (1988).

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.5.3 Knidos Fayı

Datça yarımadasının batı bölümünde KD-GB ve D-B doğrultulu iki tür normal fay sistemi gelişmiştir (Şekil 2.4.7 ve 2.5.7). Bunlardan D-B olanlar Knidos, Cumalı ve Yaka köy fayları olarak isimlendirebilinir ve basamaklı bir geometri göstermektedirler. Diğer KD-GB uzanımlı faylar Knidos çevresinden başlayarak yine basamaklı bir geometri ile Datça yakınlarına kadar uzanmaktadır. Bu faylar üzerinde yaygın kireçtaşı fay şevleri gelişmiştir. Knidos antik kenti, Datça yarımadasının batı ucunda Knidos fayı üzerinde ve güneyinde kurulmuş bir antik kenttir. Ambraseys (1970) MS 10-1000 yılları arasında Knidos'un bir kaç kere depremlerle yıkıldığını belirtmiştir (Şekil 2.3.2).

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.5.4 Büyük Menderes Grabeni

Büyük Menderes grabeni Denizli ile Ege Denizi arasında yeralır ve yaklaşık 200 km uzunluğundadır (Şekil 2.4.7 ve 2.5.7). Grabenin doğu ucu Pamukkale civarında Gediz grabeni ile kesişmektedir. Batı ucu ise Germencik civarında iki kola ayrılmaktadır. Kuzey kolu Kuşadası’na devam etmekte olup güney kolu GB’ya dönerek Ege Denizi’ne girmektedir. Bu grabenin ana fayı grabenin kuzey kenarı boyunca uzanır ve güneye doğru eğimlidir. Büyük Menderes grabeninde tarihsel dönemde birçok deprem meydana gelmiştir (Guidobani ve diğ., 1994; Ambraseys ve Finkel 1995). 17. Yüzyılda 1645, 1654 ve 1702 (I>VIII) depremleri grabenin Denizli’den Aydın’a kadar uzanan kısmında etkin olmuştur. Daha sonra 1899 depremi (I=IX) yakın zamanda meydana gelmiş en büyük depremdir (Shaffer 1900) ve bu deprem 1-2 m’lik fay şevleri oluşturmuştur (Schaffer, 1900; Altunel 1998), (Şekil 2.5.7). 1955 Balat depremi (M=6.7) grabenin batı ucunda meydana gelmiş ve fay düzlemi çözümü KD-GB sağ-yanal hareket göstermiştir (McKenzie. 1972; Jackson ve diğ., 1982). Güncel sismik aktivite Denizli civarında yoğunlaşmaktadır. Bu graben boyunca yeralan antik sehirlerde ve morfolojide eski depremlerle ilgili deformasyonlara ve fay şevlerine rastlanmıştır ve bu konudaki çalışmalar sürmektedir (Altunel, 1998).

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.5.5 Yavansu Fayı

Yavansu fayı (Hancock ve Barka 1987, Stewart ve Hancock 1990), Kuşadası güneyinde yeralmaktadır ve yaklaşık D-B doğrultuludur (Şekil 2.5.7 ve 2.5.8). Büyük Menderes sisteminin devamı olarak düşünülebilir. Bu fay üzerinde 1-3 m arasında değişen fay şevleri vardır ve bu şevlerin antik dönemde bir depremle meydana geldiği tahmin edilmektedir. Bu fay boyunca tavan bloğunda çökelen fay ve yamaç molozunun bir mıcır ocağı tarafından kesilmesi ile ortaya çıkan yüzeylerde, fay aynasına yakın kesimlerde normal faylara rastlanmıştır. Bu faylar, fay şevini oluşturan deprem veya depremlerle ilgilidir. Yamaç molozu malzemesi içinden alınan C14 numunesinden 11.730 ±60 yıl yaş elde edilmiştir. Bu da bize, bu fay boyunca gözlenen 1.5-2 m yüksekliğindeki fay şevinin Holosen içinde bir deprem ile meydana geldiğini göstermektedir. Bu çevredeki tarihsel deprem kayıtlarına bakıldığında bu fay yakınında meydana gelen en önemli deprem MÖ 304 Ionia depremidir (Guidoboni ve diğ., 1994). Ancak bu depremin çok daha önceleri meydana gelme olasılığı yüksektir.

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.5.6 Küçük Menderes Fayı

Bazı araştırıcılar Küçük Menderes vadisini Gediz ve Büyük Menderes gibi bir graben olduğunu kabul etmektedirler (Şekil 2.4.7 ve 2.5.8). Küçük Menderes vadisinin güney kenarının batı yarısında kuzeye eğimli belirgin bir fay izlenmektedir (Erinç, 1955; Şengör ve diğ., 1985). 1928 Torbalı depreminin bu fay tarafından oluşturulduğu sanılmaktadır (Westaway 1990). Bu fay batıda Efes Antik şehri güneydoğusundan geçerek (Dumont ve diğ., 1979; Angelier ve diğ., 1981) Ege Denizi’ ne kadar uzanmaktadır. Buradan Sisam adası kuzeyinden gelen fay zonu ile birleşmektedir. Küçük Menderes fayı üzerinde meydana gelen depremler İzmir açısından önemlidir ve 1928 depremi de (Şekil 2.5.10) İzmir'de önemli hasarlara sebep olmuştur.

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.5.7 Gediz Grabeni

Gediz Grabeni Manisa’dan Pamukkale’ye kadar uzanan yaklaşık 200 km uzunluğunda bir yapıdır. Grabenin ana fayı güney kenarı boyunca uzanır, kuzeyde ise yer yer bu fayın antitetik bileşeni yer alır (Şekil 2.4.7). Graben içinde oluşan M=6.5 büyüklüğündeki 28 Mart 1969 Alaşehir depremi ve 36 km uzunlukta ve K 70°-80° B doğrultulu yüzey kırıkları oluşturmuş ve bu yüzey kırıkları üzerinde 3-13 cm düşey atım ölçülmüştür (Arpat ve Bingöl, 1969; Ergin ve diğ., 1971). Bu deprem sonrası grabenin kuzeyinde yeralan bölgede yoğun bir artçı deprem aktivitesi gözlenmiştir. Grabenin sismik aktivitesi ve depremleri Eyidoğan ve Jackson (1985) tarafından çalışılmıştır.

Gediz Grabeninin Neojen çökellerini metamorfik temelden (Menderes Masifi) ayıran ana fay, güney sınır fayı (Seyitoğlu ve Scott, 1996) ya da Karadut Fayı (Emre, 1996) olarak adlandırılmaktadır (Şekil 2.2.5). Grabenin iç kesimlerine doğru bir yarı-paralel fay, Neojen-Kuvaterner çökellerini sınırlamaktadır (Seyitoğlu ve Scott, 1996). Gediz grabeninin güney kenarını ve Büyük Menderes grabeninin kuzey kenarını oluşturan Bozdağ horstunun kenarlarındaki genişleme türü fay sistemlerine göre her iki havza, asimetrik yarı-graben olarak tanımlanmaktadır (Karamanderesi, 1982; Roberts, 1988; Patton, 1992; Emre, 1996). Birçok uygarlığın üzerinde geliştiği Batı Anadolu, tarihsel dönemlerde de birçok yıkıcı depremlerin etkisinde kalmıştır. Tarihsel depremlerin büyük bir çoğunluğu Büyük Menderes, Denizli/Pamukkale ve Gediz grabenleri yakın dolayında yoğunlaşmaktadır.

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.5.8 Simav Grabeni

Simav grabeni BKB doğrultu bir graben olup ana fay grabenin güney kenarını sınırlamaktadır (Seyitoğlu, 1998). 1942, Bigadiç, 1969 Demirci, 1970 Gediz depremleri Simav grabenin bu yüzyılda meydana gelen önemli depremler arasında sayılabilir (Şekil 2.4.7, 2.5.1, 2.5.2, 2.5.3), (Eyidoğan ve Jackson; Westaway, 1990). Bu depremlerin dışında bu alanda son 30 yılda yüksek bir mikro deprem aktivitesi gözlenmektedir (Üçer ve diğ., 1997).

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.5.9 Foça-Bergama Fay Zonu

Bu fay zonu Bergama kuzeyinden başlayarak Foça’ya kadar birbirine paralel KKD doğrultulu bir fay zonudur (Şekil 2.4.7a, 2.4.7b, 2.5.8 ve 2.5.11). Bakırçay grabeni bu fay zonunda bir süreksizlik meydana getirmektedir. Aslında bu fay zonu kuzeyde Balıkesir-Soma sistemi ile geniş bir zone oluşturmaktadır. 1919 depremi (M=7) fay zonunun bu kesiminde meydana gelmiştir. Ayrıca 1939 Dikili depreminin episantri bu fay zonu yakınlarında yer alıyorsa da isosismik eğriler KB-GD doğrultu göstermektedir (Şekil 2.5.10.b). Antik dönem depremleri açısından MS 175 depreminin bu fayla ilgili olabileceği düşünülmektedir. Bu sistem özellikle Kütahya, Simav ve Gediz grabenlerinin batı uçlarını sınırlamaktadır. Güneybatıda ise bu fayın ucu İzmir körfezine kadar uzanmaktadır. Menemen kenarıda bu sistem ile sınırlıdır. GPS verileri, bazı morfolojik ötelenmeler ve bazı fay düzlemi çözümleri bu fay zonunun sol-yanal olabileceğini göstermektedir. Bu fay zonu Kuzey Egenin KB Anadoludan daha hızlı GB’ya hareket ettiğini göstermektedir. Bununla beraber henüz çok detay çalışılmamış bir fay zonudur. Kinematiğinin ve aktivitesinin açıklığa kavuşması İzmir’ in deprem riski açısından son derece önemlidir.

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.5.10 Kuzey Anadolu Fayı

Batı Anadolu’nun kuzey sınırını Kuzey Anadolu fayının güney kolları ve Eskişehir fayı oluşturmaktadır. Sağ-yanal Kuzey Anadolu fayı saatin tersine rotasyonal hareket ile batıya doğru hareket eden Anadolu–Ege bloğunun kuzey sınırını olşturmaktadır yaklaşık 1500 km uzunluğundadır (Şekil 2.4.1 ve 2.4.3). Doğuda Karlıovadan başlar ve batıya Yunanistan’ a kadar uzanır. Armıjo ve diğ. (1997) fayın batı ucunun halen gelişmekte olduğunu ve bu süreçe bağlı olarak Korinth körfezinin açılmakta olduğunu ileri sürmüşlerdir. Güncel GPS verilerine göre fayın hızı yaklaşık 23 mm/yıl civarındadır. Kuzey Anadolu fayı boyunca yalnız bu yüzyılda 25 büyük deprem meydana gelmiştir. Bunlardan 7 tanesi Kuzey Ege’de 7 tanesi ise Marmara Denizi ve çevresinde ve 11 tanesi de fayın Doğu Marmara ve Karlıova arasında meydana gelmiştir. Özellikle 1939-1967 yılları arasında meydana gelen deprem göçü sırasında Kuzey Anadolu fayının Erzincan ile Sapanca arasında kalan 900 km’ lik kırılmasına sebep olmuştur. Bu depremler sırasında bazı alanlarda (Erzincan-Suşehri arasında) 7-7.5 m maksimum sağ-yanal atım gözlenmiştir (Koçyiğit 1989, Barka 1992). Son meydana gelen 17 Ağustoa 1999 İzmit depremi bu deprem göçünün batıya devamı olup ortalama 5 m sağ-yanal ötelenmelere sebep olmuştur.

Marmara Denizi civarında Kuzey Anadolu fayı üç koldan oluşmaktadır (Şekil 2.4.3) ve geniş bir sınır özelliğindedir. Barka and Kadinsky-Cade (1988 fayın Marmara denizi içinde ve çevresinde bir çok pull-apart basen oluşturduğunu ileri sürmüştür. Ekstrom ve England (1989), Barka (1992), Taymaz ve diğ. (1991) fayın Marmara denizi içindeki kollarını Kuzey Ege içinde de devam ettiği ve bu kollar üzerindeki ana hareketin sağ-yanal olduğunu ortaya koymuştur.

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.5.11 Eskişehir Fayı

Eskişehir fayı BKB-DGD doğrultu bir fay olup Uludağ doğusu ile Afyon arasında yer alır (Şaroğlu ve diğ., 1987), (Şekil 2.4.3). Normal bileşenli sağ-yanal harekete sahiptir. 1956 Eskişehir depremi (Öcal, 1959) bu fay üzerinde meydana gelmiştir. Bu depremin mekanizma çözümü normal bilşenli sağ-yanal hareket göstermektedir (Jackson and McKenzie 1984). Altunel ve Barka (1998) fay zonu bouynca yaptıkları gözlemlerde fayın genç çökelleri etkilediğini morfolojik olarak tanınır özellikler ortaya koyduğunu belirtmişlerdir.

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.6 Ege Denizi Fayları

Batı Anadolu' da karadaki yapıların çoğu Ege Denizi içinde devam etmemektedir. Örneğin, Büyük Menderes ve Gediz grabenleri Ege Denizi içinde devam etmemektedir. Yalnız Küçük Menderes fayı bir sıçrama yaparak Sisam-Euba fayına bağlanabilir. Ege denizi içinde yeralan yapılar petrol şirketleri tarafından çalışılmışsa da genelde bilgiler gizli tutulmaktadır. Bu çalışmada Izdar (1975), Turgut (1988), Aksu ve diğ., (1990) ve Mascle ve Martin (1990) dan yararlanılmıştır. İzmir'in deprem riski için önemli olabilecek yapılar hakkında özet bilgiler aşağıda verilmektedir.

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.6.1 Karaburun Yarımadası ve Çandarlı Körfezi Fayları

Şekil 2.6.1a, Ege Denizi’nin İzmir ve Edremit körfezleri arasında kısmının batimetrisi gösterilmektedir. Aksu ve diğ., (1990) Bakırçay ve Gediz delta sistemleri içinde 4 çökel istifi ayırtlamışlardır. Şekil 2.6.1b Aksu ve diğ., (1990) tarafından elde edilen aktif fayları ve sedimaların kalınlıklarını göstermektedir. Bu çökel istiferi içinde DKD ve KKB gidişli iki ayrı sistmin varlığını ortaya koymuşlardır (Şekil 2.6.1b). Bu sistemlerden birincisi yaklaşık D-B grabenlerin devamı olarak düşünebilir ve İzmir Körfezi bu sistem içinde yeralmaktadır. Diğeri ise Karaburun yarımadasının doğu kenarını sınırlayan ve İzmir Körfezi’ nin batı ucunu şekillendiren faylardır. Aksu ve diğ., (1990) Kaya (1981) tarafından ortaya konulan KKD hatların Miyosen içinde aktif olduğunu buna karşılık günümüzde KKB ve DKD fayların aktif olduğu sonucuna varmışlardır (Şekil 2.6.2). Ancak günümüzde heriki sisteminde aktif olduğuna inanılmaktadır. Şekil 2.6.3 İzmir körfezi kuzeyi Bakirçay ve Gediz deltaları, kıyı ilerlemesi, deniziçi sedimantasyonu ve normal fayları göstermektedir (Westaway, 1994).

1975-1991 yıları arasında Çandarlı İzmir Korfezi arasında bir mikro-deprem aktivitesi yer almaktadır. Bu aktivitenin Karaburun yarımadasını sınırlayan Karaburun fayından ve bir kısmı da Çandarlı körfezindeki faylarla ilgili olduğu açıktır (Şekil 2.5.5 ve 2.6.3). 23 Temmuz 1949 depremi, M=6.6, İzmir Körfezi’nin batıdan sınırlayan Karaburun fayının kuzey ucunda meydana gelmiş olabilir. Pınar (1952) tarafından çizilen isosismik haritası bunu doğrulamaktadır (Şekil 2.6.6).

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.6.2 Diğer Deniz-içi Fayları

Sisam fayı Ege Denizi’nin ortasında yer alır ve Ege Denizi’ndeki en önemli faylardan biridir. Sisam ve Eğriboz adaları arasında güneye doğru bir ark şeklindedir. Batimetrik olarak son derece belirgindir. Mascle ve Martin (1990) elde ettikleri sismik profillerinde bu alanda KD-GB doğrultulu normal fayların varlığını ortaya koymuşlardır (Şekil 2.6.7 ve 2.6.8). Son 20 yıllık deprem aktivitesi açısında belirgin bir aktivite göstermemektedir. Deniz içinde yeralması sebebiyle tarihsel deprem kayıtlarında da kesin bir deprem kaydına rastlanmamaktadır. Bu fay Küçük Menderes fayının deniz içi devamı olarak kabul edilebilir (Şengör, 1987: Westaway, 1990).

Bu fay dışında Midilli adasının güneyi ve Karaburun yarımadasının güneyinde de normal faylar yer almaktadır (Şekil 2.4.7). Amargos baseninin kuzey kenarı faylıdır. Özellikle Amargos basini çevresinde hem tarihsel dönemde ve hemde bu yüzyılda büyük depremler meydana gelmiştir. Bu konudaki araştırmalar devam etmektedir.

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.7 İzmir Yöresi Aktif Fayları

2.7.1 Giriş

Çalışmanın bu bölümü bazı kısımları Emre ve Barka (1997) çalışmasından düzenlenmiştir. Şekil 2.5.8 ve 2.4.7 İzmir yakınlarında yeralan aktif fayların dağılımını göstermektedir. İzmir ve çevresi tarihsel dönemlerden bu yana yoğun deprem aktivitesine sahne olmuştur. Bu özelliğine karşın Gediz grabeni dışında bölgenin yoğun deprem aktivitesine kaynak oluşturabilecek aktif fayların varlığı konusunda henüz yeterince bulgu mevcut değildir. Bölgedeki deprem episantrlarının çoğunluğu Ege denizinde, Karaburun-Sakız adası, İzmir Körfezi-Midilli Adası ve Doğanbey Burnu-Sisam Adası arasına rastlamaktadır (Şekil 2.5.5, 2.6.3 ve 2.6.5). Episantr dağılımı incelendiğinde bir kısım depremlerin ise Gediz grabeni ile Ege denizi arasında kalan Akhisar-Soma-Manisa çevresinde yer aldığı görülür (Şekil 2.6.3). Buna karşın bu alanda, Türkiye Diri Fay Haritası (Şekil 2.5.11), (Şaroğlu ve diğ., 1992)’ nda gösterilmiş bulunan Cumaovası-Seferihisar çizgiselliği dışında herhangi bir aktif fay bilinmemektedir.

Son yüzyıl içerisinde İzmir ve çevresini etkileyen üç yıkıcı deprem meydana gelmiştir. 1928 Torbalı depremi (M: 6.5), (Salomon-Calvi, 1940), 1949 Karaburun depremi (Pinar, 1950, Jackson ve McKenzie, 1984) ve 1992 Seferihisar depremi (M: 6.0, Türkelli ve diğ., 1994; Pinar, 1995), daha çok İzmir güneyindeki alanlarda etkili olmuştur. Olasılı aktif olarak haritalanmış olan Cumaovası-Seferihisar çizgiselliği (Şaroğlu ve diğ., 1992) bu araştırmada belirlenmiş olan Tuzla fayından farklı bir doğrultudadır (Şekil 2.7.1 ve 2.7.2).

Tarihsel depremler açısından MS 17 depremi İzmir yöresi için en önemli depremlerden biridir (Guidobani ve diğ., 1994), (Şekil 2.7.3). Bu deprem dışında özellikle 1688 depremi İzmir’de çok hasar ve can kaybına sebep olmuştur. Bu depremlerin dışında 1739 ve 1778 depremleri yine İzmir yakınlarında meydana gelmiştir (Ambraseys ve Finkel 1995), (Şekil 2.7.4).

İzmir yöresi Gediz graben sisteminin batı ucunda yer almaktadır (Şekil 2.4.7). Neotektonik dönem yapıları üç ana doğrultuda yoğunlaşmaktadır (Şekil 2.4.7 ve 2.5.8). Morfolojik olarak en belirgin tektonik yapılar D-B doğrultuludur. Normal fay karakterindeki bu yapılar Gediz grabeninin batı ucunda ve İzmir Körfezi’nde yer alırlar. Ayrıca KD-GB ve KB-GD faylar özellikle İzmir civarinda önemli rol oynamaktadır ve bu fayların kinematik özellikleri İzmir kuzeyi ve güneyinde farklılaşmaktadır. Normal faylarla sınırlı graben yapıları İzmir Körfezi doğusunda yer alırlar. Buna karşılık Gediz graben sistemi dışında kalan neotektonik dönem yapıları doğrultu atımlı faylardan oluşmaktadır. Bu ilişki Gediz grabeni dışında kalan alanlardaki güncel deformasyonun doğrultu atımlı faylarla karşılandığını göstermektedir. Şekil 2.7.4'te gösterilen KD-GB doğrultulu faylar hem sağ-yanal ve sol-yanal deprem çözümleri vermektedir. Bu da bize İzmir çevresinin tektonik açıdan hem karışık bir alanda yeraldığının ve hem de orta Batı Anadolu’ da blokların göreli hareketlerinin çok kompleks olduğunu göstermektedir.

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.7.2 Gediz Grabeni Batısı Fayları

Turgutlu-Sarıgöl arasında güneye içbükey bir kavisle kabaca KB-GD doğrultusunda uzanan Gediz grabeni Turgutlu yöresinde iki kola ayrılır. Kuzeydeki kol grabenin genel uzanımına uygun olarak KB-GD doğrultusunda Manisa yönünde devam eder (Şekil 2.7.1). Güney kol ise Turgutlu’ dan itibaren batıya döner ve Kemalpaşa yöresinde sonlanır. Kuzey kol Manisa Fayı’na bağlı olarak gelişmiştir. Bu fay, normal eğim atımlı bir fay olup düzlemin eğimi Manisa Dağı kuzeyinde 50-65° arasında değişmektedir. Zon boyunca Holosen yaşlı alüvyon yelpazeleri ve yamaç molozlarında normal faylanma deformasyonları gözlenir. Bu kesimlerde fayın son zamanlardaki (birkaç binyıl ?) aktivitesini gösteren fay sarplıkları çok belirgindir. Bu veriler Manisa Fayı’nın aktif olduğunun göstergesidir.

Grabenin güney kolundaki faylar iki doğrultuda uzanır. Kemalpaşa fay zonu olarak adlandırdığımız bu zonda kuzeydeki faylar D-B yönlüdür ve normal fay karakterindedir. Bunların Holosen’de aktif olduklarına ilişkin morfolojik bulgular mevcuttur. Güneyde yer alan ve grabenin Kuvaterner dolgusu ile Menderes Masifi’nin metamorfikleri arasında dokanak oluşturan fay ise batı ucuna doğru KD-GB doğrultusunu kazanır. Bu fay normal eğim atımın yanında sağ yönlü doğrultu atım bileşenine sahiptir. Doğrultu atım karakteri batı ucuna doğru gidildiğinde artmaktadır. Bunun devamında ise sağ yönlü doğrultu atımlı ve yine KD-GB doğrultulu olan Cumaovası Fayı bulunur.

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.7.3 Dumanlıdağ Fayı

Menemen kuzeyindeki Dumanlıdağ volkan kompleksi üzerinde KB-GD doğrultusunda uzanan faylar Dumanlıdağ fay zonu olarak adlandırılmıştır. Zonun uzanımı Manisa Fayı’nın batı ucunun doğrultusuna uyumludur. Miyosen yaşlı volkanitleri kesen fay zonunda Dumanlıdağ volkan kompleksinin kalderası yer alır. Hava fotoğraflarında net olarak izlenebilen bu fayların Kuvaterner aktivitesi konusunda ayrıntılı veri toplanamamıştır. Ancak genç morfolojisi nedeniyle bu zondaki fayların diri olduğu söylenebilir.

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.7.4 Bornova Fayı

İzmir körfezi kuzeydoğusunda D-B ve KB-GD doğrultusunda uzanır. Yamanlar dağının Miyosen yaşlı volkanitleri kesmektedir. İzmir fayının konjuget bileşeni olarak düşünebilinir. Normal faydır ancak fayın aktivitesi konusunda yeterli veri yoktur. Bununla beraber neotektonik dönemde gelişmiş bir faydır.

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.7.5 İzmir Fayı

İzmir körfezinin doğusunda, körfezi morfolojik olarak güneyden sınırlayan D-B yönlü fay İzmir Fayı olarak adlandırılmıştır (Şekil 2.7.1 ve 2.7.6a, 2.7.6b, 2.7.7, 2.7.8, 2.7.9). Fay iki parçadan oluşur. Gediz grabeninin batı ucundaki Kemalpaşa Fayı kuzey kolunun devamı şeklindedir (Şekil 2.7.1). Kentsel yerleşme yoğunluğu nedeniyle fayın niteliğine ve aktivitesine yorumlanabilecek veriler sınırlıdır. Bununla beraber genel jeomorfolojik karakteri normal faylara özgüdür.

Doğu segmenti Gediz grabeninin batı ucundaki Kemalpaşa Fayı kuzey kolunun devamı şeklindedir. Fay İzmir ile Pınarbaşı arasında iki küçük segmenten oluşur (Şekil 2.7.10 ve 2.7.11). Pınarbaşı segmenti DKD-BGB doğrultusundadır. Pınarbaşı mahallesinde yoğun yerleşim dolayısı ile morfolojik özellikler belirsizdir. Pınarbaşı ile Mezarlık arasında açık arazide 50 cm ile 1.5 m arasında değişen bir basamak belirlenmiştir (Şekil 2.7.12, 2.7.13, 2.7.14) Bu basamak kadameli bir şekilde batıya doğru uzanmaktadır. Bu basamaklı morfolojinin eski bir deprem tarafından oluşturulmuş olma olasılığı yüksektir. İzmir fayının doğu segmenti Altındağ İzmir arsında yaklaşık D-B doğrultuludur. Bu alanda yoğun bir yapılaşma söz konusudur. Bununla beraber genel jeomorfolojik karakteri normal faylara özgüdür. Kadifekale ve Altındağ yöresinde ise heyelanlarla fay dikliklerinin ilksel morfolojisi bozulmuştur (Şekil 2.7.15). Fayın ana kırığı ova içinde yeralabilir.

İzmir fayı Kadifekale’den batıda güneye doğru yaklaşık 5 km’lik bir sıçrama yapmaktadır. Bu kesimde güneyden gelen Tuzla fayı yaklaşık bu sıçrama alanından geçmektedir.

Batı segmenti Üçkuyular ile Narlıdere ve Güzelbahçe arasında yeralır. Fayın taban bloğu 1000 m’lik bir yükselti meydana getirmiştir bu yükseltinin fay tarafı paleofay şevi görüntüsündedir. Bu özellikle Balçova-Narlıdere belirgin olarak izlenebilmektedir. Narlıdere yöresinde fay dikliği önünde alüvyon yelpazeleri gelişmiştir. Yine Balçıova ve Narlıdere arasında tavan bloğu özerinde geniş bir delta oluşmuştur. İzmir’in bu kesimide son yıllarda yoğun bir yapılaşma göstermektedir. Bu sebeple fayla ilgili gözlemler son derece sınırlıdır. Balçova Narlıdere arasında antik çağlardan beri bilinen Agamemnon kaplacaları yeralır. Bu kaplıca çevresinde yapılan gözlemlerde temel içinde ana fay doğrultusuna uygun faylara rastlanmıştır (Şekil 2.7.16 ve 2.7.17).

İzmir fayının aktivitesi konusunda saha verileri sınırlıdır. Şekil 2.7.18 ve 2.7.19’da bu fay hemen yakınında yeralan Prenses Oteli ve fay çevresindeki yapılaşma gösterilmektedir. Ancak morfolojisi, Kuvaterner içerisinde etkin olduğunu göstermektedir. 10 Temmuz 1668 depreminin bu fay üzerinde meydana geldiği sanılmaktadır (Ergin ve diğ., 1967; Ambraseys ve Finkel, 1995). Bu deprem İzmir körfezi doğu ucunda etkili olmuş ve İzmir şehrinde 19.000 kişinin ölmesine yol açmıştır. İzmir şehrinin 1778 tarihli bir depremle de yıkılmış olduğu bilinmektedir. Bu veriler, saha bulgularının azlığına rağmen İzmir Fayı’ nın aktif olarak değerlendirilmesini zorunlu kılmaktadır.

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.7.6 Cumaovası Fayı

İzmir’in güneydoğusunda yer alır (Şekil 2.7.1). Gediz grabeni ile Tuzla Fayı arasında kabaca K70°D doğrultusunda uzanır. Doğu ucunda Gediz grabeninin güney koluyla birleşir, batıya doğru D-B doğrultusuna yaklaşır. Cumaovası alüvyonlarında Tuzla Fayı ile olan ilişkisi gözlenememiştir. Bu fay sağ yönlü doğrultu atımlıdır. Doğrultu atım özelliği Kemalpaşa GB’sındaki Miyosen yaşlı çökellerde iyi gözlenir. Burada fay boyunca ezik bir zon gelişmiştir. Fay düzleminde çizik ve kertikler doğrultu atımı belirlemektedir. Batı ucunda ise kesmiş olduğu Pliyo-Kuvaterner’de gelişmiş drenaj şebekesi ve vadi formlarında sağ yönlü atımı gösteren bulgular mevcuttur.

Fayın Holosen aktivitesine ilişkin veri toplanamamıştır. Ancak, 31 Mart 1928 Torbalı depreminin makrosismik episantrı bu fay üzerine rastlamaktadır.

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.7.7 Karaburun Fayı

İzmir körfezi ile Karaburun yarımadasını ayıran önemli bir yapısal hattır (Şekil 2.4.7, 2.5.8 ve 2.7.1). Bu fay güney kesimde morfolojik olarak Seferihisar koyunu sınırlandırmaktadır. Kuzey ucunda ise fayın doğrultusuna Gülbahçe koyu yerleşmiştir. Bu koyun deniz taban topoğrafyası fayın doğrultusunda bir koridor yapısı oluşturur. Neojen öncesi temel kayalar içerisinde izlenen fay boyunca Kretase ve Paleozoyik yaşlı kaya toplulukları yanyana gelmiştir. Günümüz morfolojisi bu fay tarafından denetlenmektedir. Zon boyunca özellikle kuzey kısmında yoğun deprem aktivitesi gözlenir (Şekil 2.5.4). Bu özelliği nedeniyle Karaburun fayı aktif olarak yorumlanmıştır. Paliomagnetik, arkeolojik veriler ve taraçalarda yapılan çalışmalar bu fay boyunca Karaburun yarımadasının batıya doğru eğimlenmekte olduğunu göstermektedir (Flemming, 1978; Westaway, 1990).

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.7.8 Gümüldür Fayı

Kuşadası Körfezi’nin KD'sunda yer alan bu fay Tuzla Fayı’na çapraz olarak KB-GD doğrultusuna uzanır (Şekil 2.7.1). Güney ucunda Menderes Masifi’ni oluşturan kaya topluluklarını kesen fay, Gümüldür yöresine rastlayan kuzey ucunda Miyosen çökellerini keser. Morfolojisi normal fay karakterindedir. Bu fay neotektonik dönem yapısı olmasına karşın aktif özellik taşımamaktadır.

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.7.9 Tuzla Fayı

İzmir GB'sında, Cumaovası ile Doğanbey burnu arasında KD-GB genel doğrultulu bir yapısal hat uzanır (Şekil 2.4.7, 2.5.8 ve 2.7.1). GB ya doğru doğrultusu kuzeye dönen bu çizgisellik, doğu ucunda Cumaovası Fayı’na birleşir. Batı ucuna rastlayan Doğanbey burnunda ise fay Ege Denizi’ne ulaşır. Denizin taban topoğrafyası, fayın aynı doğrultuda deniz içerisinde de devam ettiğini göstermektedir. Bu çizgiselliğin GB ucuna rastlayan yaklaşık 15 km’lik bölümü aktif faylara özgü tüm yapısal ve morfolojik ögelere sahiptir (Şekil 2.7.1). Üzerinde birçok sıcak su kaynağının dizili olduğu bu kesimdeki faylar zonal bir kırık sistemi oluşturur. Sağ yönlü doğrultu atımlı olan bu kesim Tuzla Fayı olarak adlandırılmıştır. Tuzla Fayı, Cumaovası Fayı ile birlikte değerlendirildiğinde Gediz grabenine bağlanan büyük bir yapısal unsur oluşturmaktadır. Bu iki fay, batı Anadolu’nun gerilme rejimi ile tanınan aktif tektonik çatısı içerisinde önemli bir konuma sahiptir.Yine Tuzla fayı İzmir'in deprem riski açısından ayrıca önem taşır. Bu sebeple Tuzla Fayı ayrıntılı araştırılmıştır.

Fay boyunca Bornova şisti birimleri alt Miyosen yaşlı konglomera ve kireçtaşları üzerine bindirmişlerdir. Doğanbey burnu ile Kavakderesi arasında K20°D doğrultusunda uzanır. Kuzey ucunda tek kırıktan oluşan fay güneye doğru üç kırıktan oluşan zonal bir yapı kazanır. Bu üç kırık güneye doğru birbirinden uzaklaşan doğrultuda uzanır. En batıdaki kırık, Cumalı kaplıcaları yöresinde Neojen öncesi temel kayalarla Miyosen çökelleri arasında dokanak oluşturur. Kırığın doğuya içbükey sıkışan bir büklüm yaptığı bu kısımda temel kayalar Miyosen üzerine bindirmiştir. Zonun en batı kısmındaki bu kırık, temel kayalar içerisinde Doğanbey burnuna kadar devam ederek denize ulaşır.

Cumalı kaplıcaları yöresinde doğuda yer alan ikinci fay zonunun aktif kırığını oluşturur. Kaplıca kuzeyinde de birkaç km devam eden bu fay üzerinde çok sayıda sıcak su çıkışları vardır. Sıcak sular bazı kesimlerde noktasal bazı kesimlerde ise yarıklar boyunca çıkışlar gösterir. Bu kırık batıda Tuzla yöresine kadar Miyosen yaşlı füviyal çökeller içerisinde izlenir. Yer yer de Kuvaterner yaşlı alüvyon yelpazelerini keser. Tuzla yöresinde iki kola ayrılır. Doğudaki kol Karakoç deresi kuzeyinde alüvyon çökellerinden geçerek Ege Denizi’ne ulaşır. Süreklilik gösteren kuzey kol ise morfolojik olarak Kızılcadağ yükselimini sınırlayarak Doğanbey burnuna uzanır. Burada kıyı çizgisini izleyerek denize ulaşır. Bu kırık boyunca yoğun bir hidrotermal alterasyon zonu gelişmiştir. Hidrotermal eriyikler nedeniyle temel kayalar tanınamaz haldedir. Tuzla yöresinde sayılamayacak sayıda sıcak su kaınağı gelişmiştir. Sıcak su kaynaklarının yoğun olduğu alanlar ince bir traverten örtüsü ile kaplanmıştır.

Fayın doğrultu atımlı faylara özgü bir morfolojisi vardır. Özellikle Tuzla ile Doğanbey arasında basınç sırtı şeklinde gelişmiş boyuna morfolojik yapılar büyük boyutlara ulaşmıştır. Drenajdaki ötelenmeler ve mikro morfolojik yapılar, fayın sağ yönlü doğrultu atımlı olduğunu göstermektedir. Tuzla kaplıcasının batı ve doğusunda fay tarafından kesilmiş akarsularda 200-700 m arasında sağ yönlü ötelenmeler belirgindir. Tuzla yöresinde silisifiye olmuş Miyosen yaşlı füviyal çökellerde gelişmiş fay aynalarında da sağ yönlü doğrultu atımı gösteren çizik ve kertikler mevcuttur. Burada fay düzlemi 80° kuzeye eğimlidir.

Tuzla-Cumalı kaplıcaları yöresinde sıcak su ve traverten çıkışlarının olduğu kesimlerde olasılıkla son birkaç yüzyıl içerisinde meydana gelmiş bir depremin göstergesi olabilecek mikro morfolojik yapılar izlenmektedir. Bunlar kırık üzerinde dizilmiş olan ve traverten altındaki silisifiye Miyosen çökellerinin yüzeye fırlaması sonucu basınç sırtları şeklinde gelişmiş yapılardır. Bu basınç sırtları fay üzerinde yüzey kırığı oluşumu ile sonuçlanmış büyük bir depremi belirlemektedir. Sistematik olarak ölçülemeyen fakat hemen hepsinde belirgin olarak izlenen sağ yönlü ötelenmeler, basınç sırtlarının oluşumlarından sonra ikinci bir depremin daha gelişmiş olduğunu göstermektedir. Kırık üzerinde gelişmiş traverten konilerinde de yüzey kırılmaları sonucu deformasyonların olduğu gözlenmiştir.

Saha verileri Tuzla Fayı’nın sağ yönlü doğrultu atımlı aktif bir fay olduğunu göstermektedir. Tarihsel kayıtlarda bu faya yorumlanabilecek deprem kayıtları mevcuttur. Fay üzerinde en son olarak 1992 yılında M=6.0 büyüklüğünde bir deprem meydana gelmiştir. Ancak deprem sonrası arazide yapılan gözlemlerde bu çatlakların faylanmaya ilişkin yüzey kırıkları olmadığı, zemin oturması ve çökmelerden kaynaklandığı belirtilmektedir (İsmail Kuşçu ve Koji Okumura, sözlü görüşme, 1992). Tarafımızdan yöre halkından elde edilen bilgilere göre ise bu depremde Tuzla yöresinde zonun orta kırığı boyunca yer yer toprak kabarmalarının olduğu, bu kabarmaların kırık doğrultusunu izlediği ve ana kaya üzerinde geliştiği, deprem sonrasında bazı sıcak su kaınaklarının kuruduğu, bazılarının ise gayzer şeklinde fışkırdığı, bazı alanlarda yeni kaynakların oluştuğu öğrenilmiştir. Bu veriler 1992 depreminde zonun ortasındaki fayın kırıldığını göstermektedir. 1992 depreminin fay düzlemi çözümü iki farklı şekilde yapılmasina rağmen herikiside benzer çözüm vererek KD-GB sağ-yanal hareketi doğrulamıştır (Türkelli ve diğ., 1994; Pinar, 1995), (Şekil 2.7.20).

Batimetrik veriler fayın deniz içerisinde de GB ya doğru devam ettiğini göstermektedir. Nitekim, Doğanbey burnu ve adası yöresinde deniz içerisindeki sıcak su kaynakları bunu doğrulamaktadır. Kuzeyde ise İzmir körfezine kadar uzanmaktadır. Dolayısıyla bu fayın deprem potansiyeli açısından bölgenin en önemli aktif yapılarından biri olduğu söylenebilir.

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.8 Paleomagnetik Data

Batı Aandoluda son yıllarda bir çok paleomagnetik ölçüm yapılmış olup bu ölçümlere göre bu bölgede yeralan bazı bloklarin düşey eksene göre rotasyonal hareketler yaptıkları sonucuna varılmıştır (Şekil 2.8.1). Westaway (1990)' in "domain" olarak adlandırdığı bu bloklar genelde normal veya normal oblik faylarla sınırlıdır . Blokların bazıları Karaburun, Zeytindağ ve İzmir gibi dairesel geometriye sahiptir. Paleomagnetik veriler (Kissel ve diğ., 1987,1988) Tablo 2.8.1'de gösterilmektedir. Tablo 2.8.2 ise bloklarin dönme miktarlarını göstermektedir. Westaway (1990) Karburun blogunun son 17 milyon yıl içinde 43±26° saat yönünde döndüğünü ve buna karşılık İzmir bloğunun saatin tersi yönünde ayni miktarda döndüğünü savunmuştur. Yine Westaway (1990) İzmir ile Bergama arasında kalan Zeytindağ blogununda 16° saat yönünde döndüğünü belirtmiştir. Westaway (1990) bütün paleomagnetik verilerle deprem verileri ve arazi gözlemlerini karşılaştırarak Batı Anadolu'da son 7 milyon içinde düşey eksen etrafinda dönen ve faylarla sınırlı birkaç bloğun olduğunu belirtmiştir. Batı Anadolu' nun Ege kıyılarına yakın kesimlerinin bu son 7 milyon yılda yaklaşık 40° saatin tersine döndüğünü ve bu dönüşün D-B oluşup döndükten sonra KD-SW gidişlere karşılık geldigini savunmuştur.

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.9 İzmir Metropoliten Alanı Potansiyel Heyelan Bölgeleri

Heyelanlar deprem hasarlarının artmasına neden olan en önemli yapılardır. Depremler sırasında meydana gelen kuvvetli yer sarsıntısı sebebiyle birçok yeni heyelan meydana gelebildiği gibi varolan veya hareketsiz olan heyelanlarda da yeniden kaymaların meydana geldiği bir çok depremde gözlenmiştir. Bu eski veya günümüzde hareketli olan heyelanlar hava fotoğrafları ve arazi çalışmalarıyla belirlenebilmektedir. Bu kısımda İzmir metropoliten alanında yapılan hava fotoğrafı çalışmalarından elde edilen heyelan alanları özetlenecektir. Ancak bu raporda yeralan bilgiler genel bir değerlendirme olup heyelanlar hakkında detay bilgiler için ayrıca projeler yapılması gerekmektedir.

İzmir metropoliten alanı içinde dört ana alanda heyelan potesiyeli bulunmaktadır (Şekil 2.7.7). Bunlar Kadifekale ve geniş çevresi (Eski İzmir alanı), Altındağ Mahallesi, İstanbul yolu Yamanlar çıkışı (MTA Bölge Müdürlüğü güneyi) ve Kaşıyaka kuzeyi olarak sayılabilir. Bunlardan en önemli ikisi yoğun yerleşimin yeraldığı eski İzmir ve yine yoğun gecekondulaşmanın yeraldığı Altındağ Mahallesidir. Bu raporda bu heyelanlar hakkında kısaca bilgi verilecektir.

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.9.1 Kadifekale ve Çevresi (Eski İzmir)

Eski İzmir Alt Miyosen yaşlı volkanik bir birim üzerinde yer alır (Şekil 2.9.1). Bu volkanik birim Göztepe, Basmahane ve Kadifekale arasındaki alanı kaplar. Bu volkanik birimim yanısıra güney kenarda yeralan Üst Miyosen yaşlı marn, kil ve tüf’ten oluşan diğer bir birim yeralmaktadır. Bu alan genelde uzun ekseni KD-GB uzana bir elips geometrsinde olup yamaç eğimleri oldukça fazladır. En fazla yükseklik Kadifekale’de 189 m dir (Şekil 2.9.2). Bu birim Andezit, aglomera, dasit,basaltik andezit, bazalt, volkanik çakıl, riyodasit, riyolitik lav ignimbirit, tüf ve piryoklastiklerden oluşur. Bu bol çeşitli volkanik birimin içinde yeralan birimlerin karmaşık yapısı ve özellikle tüfler heyelanların ana sebebini oluşturlar. Heyelanların düşük yükseltide olanları daha yüksek olanlarına göre daha eski olduğu gözlenmiştir. Bu güne kadar yapılan çalışmalarda hernekadar heyelanların güney kesimde yeralanları incelenmişsede kuzey yamaçlarda halen duraylı olupta depremde hareket edebilecek eski heyelanlar bulunmaktadır.

Kadifekale çevresinde heleyan çalışmaları 1959 (Taşdemiroğlu, 1959) yılından beri yapılmakta olup bunun en günceli ve kapsamlısı Yüzer ve diğ., (1995) tarafından yapılmıştır. Bu çalışmaların başlangıcından itibaren Kadifekale çevresindeki heyelan alanlarının yerleşime açılmaması ve bu alanların yeşil alan olarak korunması tavsiye edilmişsede, ülkemizin her büyük kentinde meydana geldiği gibi kaçak yapılaşmanın veya yalnış yer seçimlerinin önüne geçilememiştir. Günümüzde bu heyelan alanlarının hemen tümü yapılarla örtülmüştür.

Yüzer ve diğ., (1995)’e göre bu alanda meydana gelen heyelan, kaya düşmesi, moloz kaya akması gibi kütle harekelerinin çoğunun çatlaklı andezit, ayrışmış aglomera, tüf gibi volkanik kayaçaların içinde oluştuğunu sonucuna varmışlardır. Yine aynı çalışmada, bu alanda yeralan heyelanların hareket hızlarında yağışın, kanalizasyon sızıntılarının ve çarpık yerleşmenin önemli rol oynadığı belirtilmiş ve kuvvetli yersarsıntılarının bu heylan hareketlerinde önemli rol oynacağı vurgulanmıştır. Yüzer ve diğ., (1995) Kadifekale ve çevresindeki heyelan alanlarının şöyle sıralamışlardır.

Topaltı heyelanı (moloz akması)

Hacıali Efendi Heyelanı (kaya düşmesi, moloz akması)

Akarcalı Mahallesi-Emtia Depoları Heyelanı

Yeşiltepe Heyelanı (moloz akması)

Yeşildere Heyelanı (heyelan, blok akması, kaya düşmesi)

Yine aynı araştırmacılar Yeşildere heyelanın bu sayılan heyelanlar içinde en büyüğü ve önemlisi olduğunu vurgulamışlardır.

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.9.2 Altındağ Mahallesi ve Diğerleri

Altındağ Mahallesi Urla kireçtaşaları içinde yeralan yine tüflü, killi bir birim içinde yer alır. Burada gelişen heyelaa kesimin üzeri son yıllarda gittikçe artan bir yapılaşma yeralmaktadır. İstanbul Yolu Yamanlar ve Bornova kuzeyinde Kocaçay ve Kızıltoprak dereleri boyuncada yıne volkanik birimler içinde de heyelanlar gözlenmiştir. Bunun dışında Karşıyaka kuzyinde Doğançay köyü çevresinde de heyelanlı bir alan yeralır. Bu alanda yine volkanikler içindedir.

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

2.10 Öneriler

Bu rapordan da anlaşılacağı gibi Batı Anadolu'nun hem Paleotektonigi ve hem de neotektoniği son derece karışıktır. Hernekadar son 30 yılda önemli bir mesafe katedilmişse de sorunlar henüz tam aydınlatılamamıştır. İzmir’in deprem riskinin belirlenmesinde Paleotektonik özelliklerin rolü ikinci derecede önemlidir. Fakat neotektonik yapıların geometrisi, kinematiğini ve birbirleri arasındaki ilişkilerin anlaşılması son derece önemlidir. Çalışmada İzmir ve çevresinde yeralan faylar hem Landsat ve hem de hava fotoğraflarından çalışılmıştır. Ayrıca bu fayların önemli bir kısmında arazi gözlemleri yapılmıştır. GPS verileri kullanılarak bazı ön sonuçlar da elde edilmiştir ancak bu sonuçların bazıları biribirleri ile çelişmektedir. Örneğin İzmir' in kuzeyinde yeralan KKD-GGB doğrultulu Bergama-Foca fayı olarak tanımlanan fay zonunun sol-yanal olduğu anlaşılmaktadır, fakat buna karşılık İzmir’in güneyinde yeralan Tuzla fayı ise sağ-yanal özellik göstermektedir. Bu bize son GPS çalışmalarında da görüldüğü gibi, en gelişmiş olan Gediz-Küçük Menderes ve Büyük Menderes grabenlerini kapsayan alanda bir KKD-GGB açılmanın var olduğunu göstermektedir.

İzmir'in deprem riskinin daha detay belirlenmesi için ikinci safhada yapılması gereken çalışmalar arasında, a) İzmir fayı ve Tuzla fayı üzerinde trench açılması ve b) İzmir ve çevresinde bir GPS ağı oluşturarak sürekli ve tekrarlamalı ölçümlerin yapılması sayılabilir.

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

 

KAYNAKLAR

Aksu, A.E., Piper, D.J.W, ve Konuk, T., 1987, Late Quaternary tectonic and sedimentary history of outer İzmir and Candarli bays, western Turkey, Marine Geology, 76, 89-104.

Akyurek, B., Soysal, Y., 1982, Biga yarimdasi güneyinin (Savastepe-Kirkagac-Ayvalik) temel jeoloji özellikleri, Maden Tetnik Arama Enstitusu (MTA) Derg., 95/96, 1-12.

Alptekin, Ö. 1973, Focal mechanism of earthquakes in western Turkey and their tectonic implications, PhD Thesis New Mexico Inst. Of Mining and Tech., Soccoro, New Mexico, 189 p.

Alptekin, Ö., 1978, Batı Anadolu depremlerinin odak mekanizmalary ve bunların aktif tektonik ile ilişkileri 2. Odak mekanizmalary ve plaka tektoniği modeli, Jeofizik, C. 7, s. 3, 35-57 s

Altunel, E. ve Barka, A. A., 1997, Hierapolis'teki Arkeosismik hasarların değerlendirilmesi, Türkiye Jeoloji Dergisi.

Altunel, E. ve Hancock, P. L., 1993, Active fissuring and Quaternary travertines at Pamukkale, western Turkey. Z. Geomorph. N. F., 94, 285-302.

Ambraseys, N.N., 1970, Some characteristic features of the Anatolian fault zone, Tectonophysics, v. 9, 143-165,

Ambraseys, N. N.,1981, On the long term seismicity of the Hellenic Arc. Boll. Geof. Teor. Appl. XXIII. 355-361.

Ambraseys, N. N. (1988). 'Engineering seismology'. Earthq. Engin. Struct. Dın. 17, 1-105.

Ambraseys, N.N., and Finkel, C.F., (1987a). Seismicity of the Northeast Mediterranean Region during early 20th Century. Annales Geophysicae, 5B, 701-726.

Ambraseys, N. N. and Finkel, C. F., 1995, The seismicity of Turkey and adjacent areas, a historical review, 1500-1800, Eren yayıncylyk, İstanbul

Angelier, J., Dumont, J. F., Karamanderesi, H., Poisson A., şimşek, S. and Uysal, ş., 1981, Analyses of fault mechanisms and expansion of southwestern Anatolia since the late Miocene, Tectonophysics, 75, 1-9

Armijo, R. Lyon-Caen, H. ve Papanastassiou, D., 1991, A possible normal fault rupture for the 464 BC Sparta earthquake. Nature, 351.

Armijo, R. Lyon-Caen, H. and Papanastassiou, D.,1992, East-west extension and Holocene normal-fault scarps in the Hellenic arc. Geology, 20, 491-494.

Arpat, E ve Bingöl E., 1969, The rift system of the western Turkey, thoughts on its development, Bull. Miner. Res. Explor. Inst. Turk., 73, 1-9

Ates, M., 1994, Geologic map (1:25,000) of Aliaa, sheet URL-K17b3, Maden Tetnik Arama Enstitusu (MTA) unpublished report.

Barka, A. A. (1992). The North Anatolian fault. Anneles Tectonicae, VI, 164-195.

Barka, A.A. and Kadinsky-Cade, K., 1988, Strike-slip fault geometry in Turkey and its inşuence on earthquake activity, Tectonics, v. 7, no. 3, 663-684.

Barka, A. A.,1994, Gökova körfezinin tektonik özellikleri ve deprem potansiyeli. Gökova Körfezi çevre sorunları ve çevre yönetimi sempozyumu, 28-30 Haziran.Dokuz Eylül Üniversitesi Mühendislik Fakültesi Çevre Mühendisliği Bölümü Yayını. 30-38.

Barka, A., Reilinger, R., şaroğlu, F., ve şengör, A. M. C, 1996, The Isparta Angle: its importance in the neotectonics of the eastern Mediterranean region. IESCA-1995. İzmir, baskıda.

Bean, G. , 1971, Turkey Beyond the Maender. Ernest Benn, Londön, 267pp.

Becker-Platen, J., 1970, Lithostratigraphisce Untersuchungen im Kanozoikum Südwest-Anatoliens (Türkei), Beihefte Zum Geologischen Jahrbuch 97

Blumenthal, M. M., (1963). Le systeme structural du Taurus sud Anatolien. Paul Fellot, 2, Soc. Geol. France, 611-662.

Bozkurt, E., 1994, Effects of Tertiary extension in the Southern Menderes massif, Western Turkey, PhD Thesis, 295 p. Keele University, England

Brunn, J.H., Dumont, J.F., De Graciansky, P.C., Gutnic, M., Juteau, T., Marcoux, J. Poisson, A. (1971). Outline of the geology of the Western Taurides. In Geology and History of Turkey (ed A.S. Campwell), Petroleum Exploration Society of Libya, Tripoli, 225-257.

Dewey, J. F. and Şengör. A.M.C., 1979., Aegean and surrounding regions: complex multi-plate and continuum tectonics in a convergent zone, Geol. Soc. America Bull. Part 1. 90., 84-92 p.

Dumont, J. F., Uysal, Ş., Şimşek, S., Karamanderesi, H., and Letouzey, J. 1979, Formation of the grabens in southwestern Anatolia, Bull. Min. Res. Explor. Ins. Turk., 92, 7-18 p.

Ekström, G. and England, P. (1989). Seismic strain rates in regions of distributed continental deformation. J. Geophys. Res. 94, 10231-10257.

Emre, T., 1996, Gediz Grabeninin jeolojisi ve tektoniği, Turkish Journ. of Earth Sciences, v.5, 171-186 s

Ercan, T., Satir, M., Kreuzer, H., Turkecan, A., Gunay, E., Cevikbas., A., Ates, M., Can, B., 1985, Batı Anadolu senozoyik volkanitlerine ait yeni kimasal, izotopic ve radyometrik verilerin youumu, Turkiye Jeologi Kurumu Bulteni, C. 28, 121-136.

Ercan, T., Turkecan, A., Akyurek, B., Gunay, E., Cevikbas, A.O Ates, M., Can, B., Erkan, M., and Izkirimci, 1984, Dikili-Candarli yoresinin jeolojisi ve magmatik kayaclari, Jeol. Muh., 20, 47-60.

Ergin, K. Güçlü, U., Uz, Z., (1967). A catalogue of earthquakes for Turkey and surrounding area. Publ. Ist. Techn. Univer. Mining Fac. 24.l89 pp.

Ergin, K., Güçlü, U, Aksoy, G., 1971, Türkiye dolaylarının deprem kataloğu (1965-1970) YTÜ Maden Fakültesi Arz Fiziği Enstitüsü yayınlary No 28

Erisen, et al., 1996, Turkiyeínin jeotermal envanteri, Maden Tetnik Arama Enstitusu (MTA) basimi, 450 p.

Erinç, S., 1955, Die morphologischen Entwicklungsstadien der Küçük Menderes-masse, Review Univ. Yst. Geogr. Inst., 2, 93-95

Ersoy, ş. (1990). 'Batı Toros naplarının yapısal öğelerinin ve evriminin analizi'. Jeoloji Müh. Derg. 37, 3-16.

Ersoy, ş. (1991). 'Datça yarımadasının stratigrafisi ve tektoniği'. Türkiye Jeoloji Bült. 34, 1-14.

Eyidoğan, H., Guclu, U., Utku, Z., and Degirmenci, E., 1991, Turkiye buyuk depremleri makro-sismik rehberi, ITU, Maden Fakultesi, Jeofizik Bölümu yayini, 198 p.

Frizon de Lamotte, D., Poisson, A., Aubourg, C., and Temiz, H. (1995). Post-Tortonian westward and southward thrüsting in the core of the Isparta re-entrant (Taurus, Turkey). Geodınamic implications. Bull. Soc. Geol. France, 166, 59-67.

Goidobani, E., Comastri, A., Traina, G., 1994, Catalogue of ancient earthquakes inthe Mediterranean area up to the 10 th century. Inst. Nazionale di Geofisica. 504 s.

Görür, N., Sakınç, M., Tüysüz, O., Yiğitbaş, E., Barka, A. , Akkök, R. ve Ersoy, Ş., 1995, Gökova Graben. Geological Magazin.

Graciansky, P. C. (1972). Reserches géologiques dans le Taurus Lycien occidental. Thèse Doctorat d'Etat, Université de Paris-Sud Orsay no. 896, 762 pp.

Gutnic, M., Monod, O., Poisson, A., Dumont, J. F., (1979). Geologie des Taurides occidentals (Turquie. Mem. Soc. Geol. Fr. Paris. N. S. 137, 112 p.

Hancock, P. L. and Barka, A. 1987, Kinematic indicators on active normal faults in western Turkey, Journ. of Structural Geology, 9/5-6, 573-584

Hayward, A.B. (1984). Miocene clastic sedimentation related to the emplacement of the Lycian nappes and the Antalya complex, SW Turkey. In The Geological Evolution of the Eastern Mediterranean (eds J.E. Dixon and A.H.F. Robertson), pp. 287-300. Geological Society, Londön, Special Publication no. 17.

Izdar, E. 1975, Batı Anadolu'nun jeotektonik gelişimi ve Ege Denizi çevresine ait üniteler ile karşylaştırylmasy, E.Ü. Müh. Bilimleri Fak. Yayınlary No:8, 59 s. İzmir

Jackson, J. (1994). Active tectonics of the Aegean region. Annu. Rev. Earth Planet. Sci., 239-271.

Jackson, J.A. ğ Mckenzie, D. (1984). Active tectonics of the Alpine-Himalayan belt between western Turkey and Pakistan. Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society 77, 185-264.

Jackson, J. A and McKenzie D., 1988, The relationship between plaet motions and seismic moment tensors and rates of active deformation in the Mediterranean and Middle East, Geophysical Journal, 93, 45-73 p.

JICA (Japan International Cooperation Agençy), 1987, The pre-feasibility study on the Dikili Bergama geothermal development project - final report, unpublished report, Maden Tetnik Arama Enstitusu (MTA), Ankara.

Kaya, O., 1979, Ortadoğu Ege cokuntusunun (Neojen) stratigrafisi ve tektonigi, TJK Bulteni, 22, 35-58.

Kaya, O., 1981, Miocene reference section for the coastal parts of west Anatolia, Newslettewr Startigr., 10, 164-191.

Kissel, C., Averbuch, O., Frizon de Lamotte, D., Monod, O. ğ Allerton, S., (1993). First Paleomagnetic evidence for a post-Eocene clockwise rotation of western Taurides thrüst belt east of the Isparta re-entrant (southwestern Turkey). Earth Planet. Sci. Lett., 117, 1-14.

Kalafat, D., 1988. Güneybatı Anadolu ve yakın çevresinin depremselliği, aktif tektoniği, Deprem Araştırma Bülteni. Sayı 63, 5-98

Kalafat, D. (1996). Anadolu'nun Tektonik yapılarının Deprem mekanizmaları Açısından ‹rdelenmesi. Doktora Tezi, Deniz Jeolojisi ve Jeofiziği Anabilim Dalı İst. Üni. 217 pp.

Karamanderesi, Y. H. ve Yılmazer, S., 1982, Gediz vadisinde genç tektonik olaylar ve buna bağlı jeotermal enerji olanaklary, Türkiye Jeoloji Kurultayy Bildiri özetleri, 66 s.

Ketin, Y., 1968, Türkiye'nin genel tektonik durumu ile başlyca deprem bölgeleri arasındaki ilişkiler, MTA Enst. Derg., 71, 129-134 s.

Koçyiğit, A., 1984, Güneybatı Türkiye ve yakın dolayında levha içi yeni tektonik Gelişim, TJK Bült., 24/1, 1-16

Koçyigit, A. (1989). Susehri Basin; An active fault wedge basin. Tectonophysics, 167,13-29.

Koçyiğit, A., and Kaımakçy, N., 1995, Inönü-Inegöl superimposed basins and initiationage of the extentional neotectonic in west Turkey, IESCA-1995, Program and abstracts, İzmir-Güllük, Turkey, 9-14 October, 1995, p.33

Le Pichon, X. and Angelier, J., 1979, The Hellenic arc and trench system: a key to the neotectonic evolution of the eastern Mediterranean area, Tectonophysics, 60, 1-42

Le Pichon, X and Angelier, J., 1981, The Aegean Sea, Phil. Trans. R. Soc. Londön, Ser., A 300, 357-372 p.

Love, I. C., 1971, Excavation at Knidos, 1971, Türk Ark. Derg., 19, 97-142.

Love, I. C., 1972, Excavation at Knidos, 1972, Türk Ark. Derg., 20, 85-129

Marcoux, , J. (1987). Histoire et topologie de la Neo-Tethys. These de Doctorat Detat. L'Universite Pierre et Marie Curie, Paris, 569 p.

Monod, O., (1977). Recherches geologiques dans de la Taurus occidental au sud de Beışehir (Turquie). These, Univ. Paris Sud Orsay. 442 p.

McKenzie, D.P., 1972, Active tectonics of the Mediterranean regions, Geophys. J. R. Astr. Soc., 30, 109-185 p.

McKenzie, D.P.,1978, Active tectonics of the Alpine-Himalayan Belt: The Aegean sea and its surronding regions, Geophys. J. R. Astr. Soc., 55, 217-254

Mercier, J.L., 1979, Signification nÈotectonique de l'arc orogÈnique, Une revue des ides, Revue de geologie dınamique et de geographie physique, (Serie 2) 21, No. 1, January-March, 5-15.

Mercier, J.L., Sorel, D., Simeakis, K., 1987, Changes in the state of stress in the overriding plate of a subduction zone the Aegean Arc from the Pliocene to the Present, Anales Tectonicae, 1/1, 20-39.

MTA, 1997, Catalogue of geothermal belts in Turkey, 356 p.

Nebert, K., 1978, Das braunkohlenfuhrende Neogengebiet von Soma west Anatolien, Bulletin of Mineral Research and Exploration Institute of Turkey, 90, 20-72

Okay, A., Siyako, M., Birkan, K., 1991, Geology and evolution of the Biga Peninsula, Northwest Turkey, Bulletin of the Technical University, ıstanbul., 44, 155-219.

Oral, B. M. (1994). Global Positioning System(GPS) measurements in Turkey (1988-1992): Kinematics of Africa-Arabia-Eurasia collision Zone. PhD Thesis. Massachssetts Institute of Technology, 344pp.

Oral, B., Reilenger, R. Toksöz, N. M., King, R., Barka, A., Kınık, I. and Lenk, O. (1995). Coherent plate motion in the eastern Mediterranean continental collision zone. EOS.January, 1-3..

Öcal, N (1959). 1956 Eskişehir depremi makro ve mikrosismik gözlemleri. İTÜ, Sismoloji Enstitüsü Yayını, 48 p.

Patton, S., 1992, Active normal faulting, drainage patterns and sedimentation in southwestern Turkey, Journal of the Geological Soc. of Londön, 149, 1031-1044

Philippson, A. (1910-1915). Reisen und Forschungen im Westlichen Kleinasien. Ergänzungshefte 167, 172, 177, 180, 183 der Petermanns Mitteilungen, Gotha, Jüstus Perthes.

Poisson, A. (1984). The extension of the Ionian trough into SW Turkey. In: J. F. Dixon ğ A. H. Robertson Eds., The geologic evolution of the Eastern Mediterranean. Geol. Soc. Londön Spec. Pub. 17, 241-249.

Poisson, A., (1990). Neogene thrüst belt in western Taurides. The imbricate systems of thrüst sheets along a NNW-SSE transect. IESCA-1990, 224-235.

Poisson, A., Akay, E., Dumont, J. F. and Uysal, S. (1984). Isparta Angle (W Taurids): A Mesozoic paleorift. In: O. Tekeli and C. Göncüoğlu Eds., Geology of the Taurus belt, sp. Pub. MTA, Ankara, 11-26.

Price, S. and Scott, B., (1994). Fault-block rotations at the edge of a zone of continental extension; southwest Turkey. J. Struct. Geol., 16, 381-392.

Roberts, S.C., 1988, Active normal faulting in Central Greece and Western Turkey, PhD Thesis, University of Cambridge

Salomon-Calvi, W., 1940, 21-22 Eylul 1939 tarihinde vukua gelen Dikili-Bergama Zelzelesi, Maden Tetnik Arama Enstitusu (MTA) yayini, Seri B, 5, 31-45.

Savacin, M.Y., Erler, A., 1994, Neogene - quaternary magmatism and related ore deposits of western Anatolia, International Volc. Congress IAVCEI 1994, İzmir, Abstracts.

Savacin, M.Y., Gulec, N., 1992, Relationship between magmatic and tectonic activities in western Turkey, In: IESCA-1990 Proceedings, IESCA Publication No. 2, 2, eds. Savacin, M.Y., Eronat, A.H., Yzmir, 300-313.

Seyitoğlu, G., 1992, Late Cenozoic crüstal extension basin formation and volcanism in West Turkey, PhD Thesis Univ. Leicester

Seyitoğlu, G and Scott, B.C., 1991, Late Cenozoic crüstal extension basin formation in west Turkey, Geological Magazine, 128, 155-166

Seyitoğlu, G and Scott, B.C., 1992, The age of the Büyük Menderes Graben (West Turkey) and its tectonic implications, Geological Magazine, 129, 239-242

Seyitoğlu, G and Scott, B.C., 1994, Late Cenozoic basin development in west Turkey, Gördes Basin: ttectonics and sedimentation, Geological Magazine, 131, 631-637

Seyitoğlu, G. and Scott, B.C., 1996, The age of the Alaşehir graben (west Turkey) and its tectonic imlications, Geological Journal, 31, 1-11

Sieberg, A. (1932), Erdbebengeographie, in Handbuch der Geophysik, edited by B. Gutenberg Band IV, Borntrager, Berlin, 527-1005. (SIE).

Soysal, H. Sipahioğlu, S. Kolçak, D. and Altınok, Y.,1981, Türkiye tarihsel deprem kataloğu, Tübitak Project No: TBAG 341, pp 86.

Stewart, I. S. ve Hancock, P. L., 1990, Scales of structural heterogeneity within neotectonic normal fault zones in the Aegean region. J. Struct. Geol., 13, 322-345.

Straub, C. and Kahle, H., 1995, Active crüstal deformation in the Marmara Sea region, NW Anatolia, inferred from GPS measurements, Geophysical Research Letters, v. 22, no. 18, i 2533-2536.

Straub, C.S., 1996, Recent crüstal deformation and strain accumulation in the Marmara Sea region, N.W. Anatolia, inferred from GPS measurements, unpub. Ph.D. dissertation, Swiss Federal Institute of Technology at Zurich, 122 p. plus appendices.

Şaroğlu, F. Boray, A. ve Emre, O. (1987). Active faults of Turkey, Mineral Res. Explor. Inst. Turkey. Unpubl. Report, 8643, 394 pp.

Şengör, A.M.C., 1979, On some 50 % extension in the Aegean area and its implications for orogenic reconstructions in the Taurides, Rapp. Comm. Int. Mer. Mediterranean, 25/26, 2a, 41-42 p..

Şengör, A.M.C., 1987, Cross faults and differential stretching of hanging walls in regions of low-angle normal faulting: examples form western Turkey, in: Coward M.P., Dewey J.F. and Hancock P.L. eds. Continental extentional tectonics, Geological Society Special Publication, 28, 575-589 p..

Şengör, A.M.C. ğ Yılmaz, Y. (1981). Tethyan evolution of Turkey: a plate tectonic approach. Tectonophysics , 75, 181-241.

Şengör, A.M.C., Satır, M.ğ Akkök, R. (1984). Timing of tectonic events in the Menderes massif, Western Turkey: Implications for tectonic evolution and evidencefor Pan-African basement in Turkey. Tectonics , 3, 693-707.

Şengör, A. M. C. Görür, N. ve şaroğlu, F. (1985), Strike-slip faulting and related basin formation in zones of tectonic escape: Turkey as a case study, in Strike-slip Faulting and Basin Formation, edited by Biddke, K.T. and Christie-Blick, N. , Society of Econ. Paleont. Min. Sp. Publ. 227-264.

Taymaz, T., Jackson, J., and McKenzie, D., 1991, Active tectonics of the north and central Aegean, Geophysical Journal International, 106, 433-490.

Taymaz, T. Price, S. P., (1992). The 12. 05. 1971 Burdur earthquake sequence: A synthesis of seismological and geological observations. Geophys. J. Int. 108. 589-603.

Turgut, S. (1988). Ege denizinin hidrokarbon aramalari yönünden irdelenmesi. Turk. Assoc. Petrol. Geol. Bull. 1, 27-38.

Türkelli, N., Kalafat, D. Kylyç, K ve Öz, G., 1990, 28 Ocak 1994 Manisa Depremi ve bölgenin deprem etkinliği, Deprem Araştırma Bülteni. Sayı 68, 32-57

Waldron, J. W. F. (1984). Structural history of the Antalya Complex in the "Isparta angle", Southwest Turkey. In: J. F. Dixon ğ A. H. Robertson Eds., The geologic evolution of the Eastern Mediterranean. Geol. Soc. Londön Spec. Pub. 17, 273-286.

Zanchi, A. and Angelier, J. 1993, Seismotectonics of western Anatolia: Regional stress orientation from geological and geophysical data, Tectonophysics, 222, 259-274

Zanchi, A. Kissel, C. And Tapyrdamaz, C., 1993, late Cenozoic and Quaternary brittle continetal deformation in western Turkey, Bull. Soc. Geol. France, V.164, No. 4, 507-517

Yılmaz, Y., 1989, An approach to the origin of young volcanic rocks of western Turkey, In: Tectonic Evolution of the Tethyan Region, ed. A.M.C. Şengör, Kluwer Academic Publisher, 159-189.

Yılmaz, Y. (1997). Geology of Western Anatolia. In "Active tectonics of NW Anatolia -The Marmara poly -project, eds Schindler and Pfister. VDF, ETH Zurich, 31-54.

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

 

ŞEKİLLERİN LİSTESİ

Şekil 2.2.1 Batı Anadolu'da yer alan ana paleotektonik birlikler.

Şekil 2.2.2 Sakarya kıtasının jeoloji haritası (Yılmaz, 1997).

Şekil 2.2.3 Sakarya kıtasında yeralan birimlerin genelleştirilmiş stratigrafik kolonu (Yılmaz, 1997).

Şekil 2.2.4 Menderes masifi ve ön ülkesinin basitleştirilmiş kesiti ve stratigrafisi (Şengör ve diğ., 1984). 1. Korun gnaysları, 2. Augen şistleri, 3. Metpelit ve metapsammit, 4. Kumlu ve şeylli mermer ve kireçtaşları, 5. Neritik kireçtaşları ve mermerler, 6. Pelajik kireçtaşları, 7. Radyolarlalı çört ve çört, 8. Şis, 9. ûeyl, 10. Mafik volkanikler, 11. Molas.

Şekil 2.2.5 Menderes masifi ve Likya naplarının yapısal haritası (Graciansky, 1972). 1. Pliyosen and Kuvaterner çökelleri, 2. Likya napları, sintektonik konglomeraları (oligosen-Halvetiyen), 3. Peridotit napları, 4. Kireçtaşı ve diyabaz tektonik dilimleri (Karbonifer-Eosen), 5. Eosen şis, 7. Otokton, marl ve kumtaşı (Budigaliyen-Helvetiyen), 7. Beydağalari kireçtaşı, 8. Menderes masif, mermer ve mikaşist örtüsü, 9. Gnays

Şekil 2.2.6 İzmir ve geniş çevresinin jeoloji haritası (MTA, 1964; Ateş, 1994; Erişen, 1996; MTA verilerinden derlenmiştir). Haritada Miyosen öncesi temel birimler Bornova şisi veya İzmir-Ankara zone melanji temel olarak ayırtlanmadan gösterilmiştir. Buna karşılık Miyosen birimleri detay olarak ayırtlanmıştır.

Şekil 2.2.7 İzmir ve yakın çevresinin jeoloji haritası (MTA, 1964; Ateş, 1994; Erişen, 1996; MTA verilerinden derlenmiştir).

Şekil 2.2.8 İzmir ve Kuzeyinin Miyosen tektonik hatları (Kaya, 1979, 1981).

Şekil 2.2.9 İzmir-Foça yöresinin genelleştirilmiş Miyosen stratigrafisi (Kaya, 1979, 1981).

Şekil 2.2.10 Menemen, Foça, Mordoğan ve Karaburun yarımadasına ait Stratigrafik kesitler (Kaya, 1981). Sarıya boyanmış birimler geç Miyoseni göstermektedir. Birimlerin sembolleri Şekil 2.2.9'dan takip edilebilinir.

Şekil 2.2.11 Foça, Menemen, Aliağa Dumanlıdağ yörelerinin Miyosen stratigrafisi (Kaya, 1981). Birimlerin sembolleri Şekil 2.2.9'dan takip edilebilinir.

Şekil.2.2.12 Batı Anadolu'daki volkanik kayaların yaş ve türlerine göre dağılımları gösterilmektedir (Ercan ve diğ., 1985).

Şekil.2.2.13 İzmir ve çevresinde yeralan volkanik kayaların radyometrik yaşları ve farklı dönemleri (Kaya, 1981).

Şekil.2.3.1 Anadolu'nun geç Maastrihtiyen-Oligosen arasındaki tektonik evrimi (Görür ve diğ., 1984, Şengör ve diğ., 1985). Düşey çizgilerle taranmış alanlar ölçeksiz olarak Neotetisin kollarını göstermektedir, oblik taranmış alanlar ise Neotetis ile ilgili basenleri göstermektedir. Beyaz alanlar kıtaları, geniş karbonat taraması neritik kireçtaşlarını, noktalı alanlar turbiditleri, küçük kesikli çizgiler turbiditik olmayan çökelleri, kısa dalgalı çizgiler ofiyolitik melanji, açık oklar sediment geliş yönlerini, v: volkanik yayları, ++: yay plutonları, ^: Tibet tipi volkanizmayi, kapalı üçgenler dalma-batma zonlarını, yarım oklar, transform fayları, ters üçgenler retroşariyajlari, noktalı çizgiler bugünki kıyı çizgisini göstermektedir. R-PF= Rhodope-Pontide fragmanı, SC= Sakarya kıtası, GVC= Galata volkanik kompleksi, IPCZ= intra-Pontide sıkışma zonu, SAF= Aksaray fayı, BON= Bozkir ofiyolit napı, N-TB= Menderes-Toros bloğu, AN= Antalya napları, AM= Alanya masifi, IPS= IntraPontide kenet zonu, IAS= İzmir Ankara keneti, MM= Menderes masifi, LN= Likya napları, B-HN= Beysehir-Hoyran napları, HN= Hadim napı, B/PMF= Bitlis Pötürge masifi, IES= Ilgaz Erzincan keneti, ITS= Intra-Toros keneti, EAAC= Doğu Anadolu dalma-batma kompleksi, 1= Adana baseni, 2= Çamlıbel-Artova baseni, 3= Dereköy baseni, 4= Çankırı baseni, 5= Kırıkkale baseni, 6= Tuzgölü baseni, 7= Ulukışla baseni, 8= Yarkışla baseni, 9= Yozgat-Sorgun baseni, 10= Yıldızeli baseni, 11= Sivas baseni, 12= Refhiye baseni, 13= Kırşehir tersiyer örtüsü.

Şekil.2.3.2 Batı Anadolu'nun geç Kretase ile günümüz arasındaki tektonik evrimi (Yılmaz. 1997).

Şekil.2.4.1 Doğu Akdeniz bölgesinin aktif tektonik haritası (Barka, 1992, Barka ve Reilinger, 1997, Şengör ve diğ., 1985, Armijo ve diğ., 1991, 1992, 1996' dan derlenmiştir).

Şekil.2.4.2 Ege Denizi ve çevresinin batimetrik ve morfolojik özellikleri (Genç, 1997).

Şekil.2.4.3 Ege denizi ve çevresinin ana tektonik özellikleri ve GPS ölçümlerinden elde edilen hız vektörleri gösterilmektedir (Barka ve Reilinger, 1997, Reilinger ve diğ., 1997).

Şekil.2.4.4 GPS vektörleri (Reilinger ve diğ., baskıda).

Şekil.2.4.5 Anadolu bloğunun Sinai kuzeyinde yer alan bir kutba göre kuzey Anadolu fayında 23 mm/yıl bir hızla rotasyonal hareket ettiği kabul edilerek üretilen model sonucunda elde edilen vektörlerden GPS vektörlerinin çıkarılması ile elde edilen farkları gösteren kalıntı vektörler (Reilinger ve diğ. baskida). Güney Ege'de kalıntı vektörlerin büyük olması bize Hellenik yayındaki dalma-batma ile ilgili ikinci bir dinamik olduğunu doğrulamaktadır.

Şekil.2.4.6 Batı Anadolu, İç Anadolu ve Isparta Dirseği ile ilgili tektonik bölgeler gösterilmektedir (Barka ve Reilinger, 1997). Noktalı alan Ege genişleme sistemin etki alanını göstermektedir.

Şekil.2.4.7a Batı Anadolu ve Ege Denizinin doğu kısmının aktif fay haritası. Bu harita Landsat, hava fotoğrafları ve eski çalışmalardan düzenlenmiştir (Şengör ve diğ., 1985, Şengör, 198, Westaway, 1990, 1994, Armijo ve diğ., 1996).

Şekil.2.4.7b İzmir ve Edremit körfezleri arasında kalan alanın Landsat görüntüsü.

Şekil.2.4.8 Ege Denizi ve çevresinin 1976-1991 yılları arasındaki M>3.5 depremlerin dağılımı (Jackson, 1994).

Şekil.2.5.1 Batı Anadolu'da bu yüzyılda meydana M>6 depremlerin dağılımları gösterilmektedir (Ambraseys, 1988).

Şekil.2.5.2 Batı Anadolu'da bu yüzyılda meydana gelen depremlerin yaklaşık yüzey kırıklarının dağılımı (Westaway, 1990).

Şekil.2.5.3 Bu yüzyılda Batı ve İç Anadolu'da meydana gelen depremlerin ana fay zonlarına göre dağılımları gösterilmektedir (Barka ve Reilinger, 1997).

Şekil.2.5.4 Batı Anadolu'da Milattan sonraki ilk 11 yüzyılda meydana gelen depremlerde hasar gören antik şehirlerin dağılımı (Ambraseys, 1970).

Şekil.2.5.5 Batı Anadolu'da yer alan önemli faylar ve sismik aktivite. Üstteki Şekil K-G kesti göstermektedir (Şengör ve diğ., 1985).

Şekil.2.5.6 Ege Denizi ve civarında meydana gelen önemli depremlerin fay düzlemi çözümleri (Jackson ve McKenzie, 1984, 1988; Taymaz ve diğ., 1991'derlenmiştir).

Şekil.2.5.7 Güneybatı Anadolunun aktif fay haritası ve 16. yüzyıl 'dan beri meydana gelen depremlerin dağılımı (Barka ve diğ., 1997; Ambraseys ve Finkel, 1995).

Şekil.2.5.8 İzmir ve çevresinin aktif fay haritası.

Şekil.2.5.9 İzmir ve çevresinin Landsat imaji.

Şekil.2.5.10a 1928 Torbalı Depreminin, M=6.5 şiddet haritası (Salomon-Calvi, 1940).

Şekil.2.5.10b 1939 Dikili depreminin, M=6.5, şiddet haritası (Salomon-Calvi, 1940).

Şekil.2.5.10c Milattan sonra 17 depreminin Aliağa bölgesinde hasar meydana getirdiği antik şehirler (Guidoboni ve diğ., 1995).

Şekil.2.5.11 İzmir ve çevresinin Şaroğlu ve diğ., (1987) tarafından yapılan aktif fay haritası.

Şekil.2.6.1a Ege denizinin İzmir ve Edremit Körfezleri arasında kalan kısmının batimetri haritası.

Şekil.2.6.1b Bakırçay ve Gediz deltalarının çevresininde ikinci çökel seviyesinin ve aktif olduğu kabul edilen fayların haritası (Aksu ve diğ., 1990).

Şekil.2.6.2 Miyosen öncesi (a) ve sonrası (b) tektonik hatlar (Kaya, 1981; Aksu ve diğ., 1990).

Şekil.2.6.3 İzmir körfezi kuzeyi Bakırcay ve Gediz deltaları, kıyı ilerlemesi, deniziçi sedimantasyonu ve normal faylar. Kuvaterner çökelleri beyaz alanlar (Westaway, 1994).

Şekil.2.6.4 1975-1991 yılları arası ve M>3.5 İzmir körfezi kuzeyinin sismisite haritası (NEIS).

Şekil.2.6.5 İzmir ve çevresinin sismik aktivitesi, tarali alanlar mikro deprem aktivite alanlarını göstermektedir (Erdik ve diğ., 1997).

Şekil.2.6.6 1949 Karaburun depreminin, M=6.6, şiddet haritası (Pinar, 1950).

Şekil.2.6.7 Mascle ve Martin (1990) tarafından Ege Denizinde yapılan sismik profillerden yorumlanan faylar.

Şekil.2.6.8 Normal faylanma gösteren ve Sisam ve Midilli fayları ile ilgili iki sismik profil (Macle ve Martin 1990).

Şekil.2.7.1 İzmir yakın çevresi aktif fayları (Emre, 1997).

Şekil.2.7.2 Tuzla fayının morfolojik ve geometrik özellikleri (Emre, 1997).

Şekil.2.7.3 Milattan sonra 17 depreminin hasar dağılımı (Guidoboni ve diğ., 1995).

Şekil.2.7.4 10 Temmuz 1688 (a), 10 Eylül 1688 (b), 4 Nisan 1739 (c) ve 3-5 Temmuz 1778 (d) depremlerinden hasar gören şehir ve kasabaların dağılımı (Ambraseys ve Finkel 1995).

Şekil.2.7.5a Şengör (1987) tarafindan tanınan ve transfer fayları olarak yorumlanan KD-GB doğrultulu faylar ve D-B doğrultulu ana grabenler arasındaki ilişki gösterilmektedir.

Şekil.2.7.5b İzmir çevresinde meydana gelen bazı depremlerin fay düzlemi çözümleri. Bazı çözümler KD-GB hatlar üzerinde hem sol yanal hem sağ-yanal hareket göstermektedir (Kalafat, 1996'dan derlenmiştir).

Şekil.2.7.6a, 2.7.6b İzmir körfezinin Landsat görüntüleri. Oklar İzmir fayını göstermektedir.

Şekil.2.7.7 İzmir ve yakın çevresinde yeralan faylar ve heyelanlar.

Şekil.2.7.8 İzmir’in doğusunun morfotektonik haritası.

Şekil.2.7.9 İzmir batısının morfotektonik haritası.

Şekil.2.7.10 İzmir fayının doğu kesimi, Altındağ Mahallesinden Pınarbaşı Mahallesine bakış.

Şekil.2.7.11 İzmir fayının doğu kesimi, Pınarbaşı Mahallesinden Altındağ mahallesine bakış.

Şekil.2.7.12 Pınarbaşı batısında yeralan mezarlık yakınında arazide görülen basamaklar. Bu basamaklarının tarihsel dönemde depremlerle oluştuğu sanılmaktadır.

Şekil.2.7.13 Şekil 2.7.12’de görülen morfolojik basamakların yakından Görünüşü.

Şekil.2.7.14 Bir önceki yerin yaklaşık 100 m batısı, basamakların devamı gösterilmektedir.

Şekil.2.7.15 Altındağ Mahallesi heyelanlı morfoloji.

Şekil.2.7.16 Balçova Kaplıcalarının arkasında yeralan bir fay yüzeyi.

Şekil.2.7.17 Prenses Hotel’in arkasındaki bir fay.

Şekil.2.7.18 İzmir fayı hemen yakınında yeralan Prences Hoteli.

Şekil.2.7.19 Narlıdere sırtlarındaki hızlı çok katlı yapılaşma.

Şekil.2.7.20 6 Kasim 1992 depreminin, M=6, artçı depremleri ve ana şokun fay düzlemi çözümü (Türkelli ve diğ., 1994; Pınar, 1995).

Şekil.2.8.1 İzmir ve çveresinde Westeaway (1990) tarafından tanımlanan çeşitli bloklar (domain) ve bu blokların paleomagnetik dönme miktarları gösterilmektedir.

Şekil.2.9.1 Kadifekale Altındağ arasında yeralan heyelanlar ve ilgili jeoloji ve topoğrafya.

Şekil.2.9.2 İzmir Kadifekale ve Altındağ çevresinin heyelanları ve Topoğrafya.

 

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön

 

TABLOLARIN LİSTESİ

Tablo 2.2.1 Batı Anadolu'da yer alan volkanik kayaların yaşı, yerleri ve türleri (Yılmaz, 1997).

Tablo 2.4.1 Batı Anadolu Bölgesi’ndeki genişleme tektoniğinin başlangıç yaşını belirten çeşitli çalışmalar.

Tablo 2.5.1 Batı Anadolu'da meydana gelen M>6 depremlerinin kaynak parametreleri (Westaway, 1990).

Tablo 2.8.1 Batı Anadolu'nun paleomagnetik verisi (Westaway, 1990).

Tablo 2.8.2 Batı Anadolu'daki domainler (Westaway, 1990).

 

2. Bölümün Başına Dön

İzmir Deprem Senaryosu Ana Sayfasına Geri Dön