T. C.
MİLLİ SAVUNMA BAKANLIĞI
HARİTA GENEL KOMUTANLIĞI
HARİTA YÜKSEK TEKNİK OKULU KOMUTANLIĞI
ANKARA
JEODİNAMİK
Prof. Dr. Ali KOÇYİĞİT
Müh.Yzb. Bahadır AKTUĞ
ANKARA
2005
İÇİNDEKİLER
1. YERKÜRENİN ÇALIŞMA SİSTEMİ
2. YERİN KATMANLI YAPISI
3. DENİZ TABANI YAPILARI ve MAĞMATİK KAYALARIN OLUŞUMU
4. FAYLAR
5. NORMAL FAYLAR
6. TERS FAYLAR
7. DOĞRULTU ATIMLI FAYLAR
8. FAYLARI TANIMA KRİTERLERİ
9. NEOTEKTONİK VE TÜRKİYENİN NEOTEKTONİK BÖLÜMLEMESİ
1. BÖLÜM
YERKÜRENİN ÇALIŞMA SİSTEMİ
Yerküre birden çok motorla çalışan büyük bir makineye benzetilebilir. Bu anlamda
yerküre sürekli devinim (hareket) içinde olan bir kütledir. Yerkürenin çalışmasını sağlayan
motorlar enerjilerini yerkürenin dışından ve içinden sağlar. Dış enerji kaynakları güneş
sistemi ve yerçekimidir. İç enerji kaynakları ise tektonik kuvvetler ve konveksiyon
akıntılarıdır (Çizelge 1.1).
YERKÜRENİN ÇALIŞMA SİSTEMİ
Dış enerjili motor
Güneş sistemi
Dış etkenler
Rüzgar
Buzul
Akarsular
Yeraltı suları
Dalgalar
İç enerjili motor
Yerçekimi
Tektonik kuvvetler
Dış işleyler
Günlenme
Aşınım-ayrışma
Taşınma
Çökelme-Tortullaşma
Konveksiyon akımı
İç işleyler
Volkanizma
Sokulum
Ergime-magma oluşumu
Başkalaşım
Faylanma-Tektonik yükselme-çökme
Kıvrımlanma-Tektonik yükselme
SEDİMAN
Derin gömülme
Taşlaşma
-Sıkışma
-Çimentolaşma
-Yeniden kristalleşme
İç etkenler
Tsunami
Fay
Deprem
ÜRÜN:
1.BAŞKALAŞIM KAYALARI
2.MAGMASAL KAYALAR
3.DAĞ KUŞAKLARI
ÜRÜN : SEDİMANTER KAYALAR
Çizelge 1.1 Yerkürenin işleyiş şeması
Güneş sisteminden gelen ısı enerjisi ile yerküre üzerindeki sular ısınır ve buharlaşır,
böylece ısı enerjisi kinetik enerjiye dönüşmüş olur. Buharlaşan su yükselir, yoğunlaşır ve
bulutların oluşumuna yol açar. Bulutların devinimi sırasında, bulutu oluşturan su
damlacıkları büyür ve en sonunda su damlacıkları ile yerküre arasındaki yerçekimi
nedeniyle buharlaşan su yeniden yağmur ya da kar olarak önce yeryüzüne daha sonra da
ilk ayrıldıkları göl ya da denizlere geri döner. Böylece su çevrimi tamamlanmış olur (Şekil
1.1). Su çevrimi, aynı zamanda yerkürenin dış kaynaklı enerji ile nasıl çalıştığının bir
uygulamasıdır. Çünkü, yerkürenin dış yüzeyinde gelişen dış etkenler ve dış işleyler,
1
enerjilerini güneş sistemi ve yerçekiminden alır ve yerkürenin dış kesimini biçimlendirir.
Önemli dış işleyler arasında günlenme, aşınım-ayrışma (erozyon), taşınma, çökelmetortullaşma (Precipitation-deposition-sedimentation) sayılabilir.
Bulutların Devinimi
Yoğunlaşma –bulutların
oluşumu
Güneş
Sistemi
Aşırı su buharı
yoğunlaşması
Yağmur-Kar
Buharlaşma
ISI ENERJİSİ
Kara
Akarsular
Deniz düzeyi-göl düzeyi
Yer altı suları
Şekil 1.1 Su çevrimi
Günlenme (Weathering): Var olan kayaların ve minerallerin fiziksel yolla parçalanması
ve kimyasal yolla da değişime uğramasıdır. Oksijen ve hidrojen kimyasal günlenmedeki
en önemli iki etken, donma-çözülme, gerilim (basınç, çekme, makaslama), tektonik
yükselme, kayanın yapısı ve dokusu ise fiziksel günlenmedeki önemli etkenlerdir. Zaman
ise, her iki tür parçalanmada en son etkendir.
Kaya: Bir ya da daha çok mineral topluluğudur. Oluşum şekilleri, bileşimleri ve yapılarına
göre üç grup kaya vardır. Bunlar yerkürenin dışında oluşan sedimanter kayalar, yer
kürenin iç kesiminde oluşan başkalaşım kayaları ve mağmasal kayalardır. Sedimanter
kayalar sedimanların taşlaşması ile oluşur, katmanlı yapıya sahiptir ve fosil içerir.
Başkalaşım kayaları, var olan daha yaşlı kayaların derin gömülme sonucu artan yüksek ısı
ve basınç nedeniyle yapısal dokusal ve bileşimsel değişimleri sonucu oluşur, fosil içermez
fakat birden çok mineralden (mineral topluluğu) oluşur. Mağmasal kayalar ise, yerkürenin
derinlerinde ısı ve basıncın aşırı artması sonucu yerkabuğunun kısmi ergimesiyle oluşan
magmanın derinlerde ya da yeryüzünde soğuyup katılaşması ile oluşur. Bu nedenle,
mağmasal kayalar sokulum kayaları ve dışpüskürük (volkanik) kayalar olmak üzere iki alt
gruba ayrılır (Çizelge 1.2). Mağmanın yerin derinliklerinde, yerkabuğu içine sokulum
2
yapması ve soğuyup-katılaşması sonucu oluşan mağmasal kayalara sokulum kayaları
denir. Bunlar granit, granodiyorit, diyorit ve peridotittir. Magmanın yeryüzüne çıkarak
püskürmesi, akması, soğuyup katılaşması ile oluşan kayalara ise dışpüskürük kayalar ya
da volkanik kayalar adı verilir. Önemli volkanik kayalar arasında riyolit, trakit, andezit ve
bazalt sayılabilir. Mağmasal kayalar mineral topluluğundan oluşur fakat fosil içermez.
Özetle, başkalaşım ve mağmasal kayalar, yerkürenin içinde gelişen iç işleylerin
(kıvrımlanma, faylanma, başkalaşım, ergime, sokulum ve volkanizma) ortak bir ürünü
olup, tektonik kuvvetler ve konveksiyon akımları nedeniyle Dağ kuşakları (Orogens) olarak
yeryüzü ya da yakınına değin getirilir (Çizelge 1.2).
Magma, başlıca silikat ve gazlardan (H2O,CO2,CO,SO2,H2S v.b.) oluşan çok sıcak (>1000
o
C) bir sıvıdır. Silikat, SiO2‘in diğer bazı elementlerle (Fe, Mg, Ca, Al, Na, K) oluşturduğu
bir bileşim olup kaya oluşturan minerallerin ilk sırasında gelir. Silikat mineralleri, içerdikleri
Fe ve Mg miktarına göre iki gruba ayrılır: 1. Fe ve Mg bakımından zengin silikat
mineralleri, örneğin: olivin, garnet, piroksen, amfibol, biyotit gibi; 2. Fe ve Mg bakımından
yoksun ya da çok az içeren silikat mineralleri, örneğin: kuvars (SiO2), feldspat (K Al-silikat,
Na Al-silikat, Ca Al-silikat), muskovit (beyaz mika).
Günlenme
Aşınım-ayrışma
Taşınma
Çökelme
Depolama
Taşlaşma
-sıkışma
-çimentolanma
-yeniden
kristalleşme
VAR OLAN
KAYALAR
SEDİMAN
DIŞ PÜSKÜRÜK
KAYALAR
-Volkanizma
-Dış püskürme
-Akma
-Soğuma
-Katılaşma
SEDİMANTER
KAYALAR
SOKULUM
KAYALARI
-Derin gömülme
-Isı-basınç artması
-Başkalaşım
-Sokulum
-Soğuma
-Katılaşma
BAŞKALAŞIM
KAYALARI
MAGMA
Ergime
Çizelge 1.2 Kaya çevrimi
3
Fe ve Mg bakımından zengin silikat minerallerinin özgül ağırlığı daha yüksek olup koyu
renklidir. Bu mineraller okyanusal kabuğu oluşturur ve genel olarak ergime dereceleri
yüksektir. Fe ve Mg bakımından fakir olan mineraller açık renklidir, kıtasal kabuğu
oluşturur ve özgül ağırlıkları daha düşüktür. Aynı nedenlerle ergime dereceleri de
düşüktür. Magmanın içinde SiO2 miktarı arttıkça magma daha asidik ve daha az akıcı
(yüksek viskoz) olur; buna karşın SiO2 miktarı azaldıkça (mafik) ve daha çok akıcı (az
vizkoz) olur.Bu özellik, magmanın yerin derinliklerinde ya da yüzeyde soğumasına yol
açar.
Mineral, doğal olarak oluşan, belirgin bir kimyasal birleşimi, fiziksel özelliği, kristal yapısı
(geometrisi) bulunan inorganik bir bileşimdir. Buna karşın, kristal yapısı bulunmayan
bileşimler, diğer dört özelliği gösterseler de bunlar mineral değil, mineraloid olarak adlanır.
Örneğin: Kömür, doğalgaz, petrol, volkan camı (obsidyen) gibi. Başlıca mineral grupları
sırayla silikatlar, karbonatlar, (Ca CO3 = kireçtaşı, sülfitler (Fe2 S3 =Pirit) ve sülfatlar (Ca
SO4 = Alçıtaşı) dır.
Aşınım–ayrışma (Erosion), var olan kaya ve minerallerin fiziksel ve kimyasal yollarla
zayıflatılmasıdır.
Taşınma. Fiziksel ve kimyasal yolla parçalanmış ve ayrışmış kayaç ve mineral
parçalarının dış etkenlerle (buzul, rüzgar, yerüstü ve yer altı suları) oluştukları yerden
alınarak başka ortamlara (göl ve denizlere ) götürülmesi işleyidir.
Sediman-Sedimanter istif. Var olan kaya ve minerallerin fiziksel ve kimyasal yollarla
parçalanıp ayrışması ile oluşan her parçaya SEDİMAN, sedimanların üst-üste yığılmasıyla
oluşan gevşek (pekişmemiş) sediman paketine de sedimanter istif adı verilir. Sedimanter
istifin taşlaşması sonucu oluşan kaya paketine de SEDİMANTER KAYA İSTİFİ adı verilir.
Sedimanter kaya istifleri de oluşum şekilleri, bileşimleri ve yapılarına göre iki alt gruba
ayrılır: (1) Kırıntılı (tortul) sedimanter kayalar (örneğin: çakıltaşı, sedimanter breş, kumtaşı,
silttaşı, çamurtaşı, kiltaşı-şeyil), (2) kimyasal sedimanter kayalar (örneğin: kireçtaşı,
dolomit, resifal kireçtaşı, pelajik kireçtaşı, radyolarit, çört, v.b.).
Çökelme – Tortullaşma. Element, anyon ve katyonların dış etkenlerle, su içinde eriyik
olarak taşınıp göl ya da deniz içinde, ağırlıkları nedeniyle birikmeleri işleyine çökelme; katı
haldeki sedimanların, benzer dış etkenlerle taşınıp karasal ve su ortamlarda yanal ve
4
düşey yönde birikmeleri işleyine de tortullaşma ya da sedimantasyon denir. Derin
denizlerde 1 cm kalınlığında bir sedimanter istif oluşması için geçen süre 100 ile 1000 yıl
arasında değişir.
Taşlaşma. Çökelmiş ya da tortullaşmış sedimanter istifler, jeolojik zaman içinde gittikçe
kalınlaşır (5-10 km ‘ye değin). Kalınlaşma nedeniyle, istifin alt kesimi, istifin üst kesiminin
ağırlığı nedeniyle oluşan basıncın (litostatik basınç) etkisiyle sıkışır, hacim küçülmesine
(compaction) uğrar, özgül ağırlığı artar, eriyik haldeki elementler ve anyon-katyonlar katı
haldeki sedimanlar arasındaki boşluğu doldurur (çimentolanma). Ayrıca bu boşluklarda
yeni mineraller kristalleşir ve sonuçta sediman paketi sedimanter kayaya dönüşür
(Lithification). Oluşan sedimanter kaya paketleri tektonik kuvvetlerin etkisinde kalırsa (bu
anda iç işleyler başlar) önce kıvrımlanır, kırılır ve yeryüzüne yükseltilir, başka bir deyişle
yeryüzünün bir parçası olur (Çizelge 1.1 ve 1.2). Ya da aynı etkenlerle alçalmaya ve yerin
daha derin kesimlerine doğru gömülmeye devam eder. Derin gömülme (subsidence-deep
burial) nedeniyle yerin ısı ve basıncı artar. Artan ısı ve basınç nedeniyle önceden var olan
ve yeni oluşan tüm kayalar, ergimeksizin (katı halde) yapı, doku ve bileşim bakımından
değişime uğrar. Bu iç işleye Başkalaşım, oluşan yeni kaya paketine de başkalaşım
kayaları adı verilir. Başkalaşım kayaları yapraklanma (foliation) adı verilen yapıları
nedeniyle kolayca tanınır. Başkalaşım kayalarına çekiçle vurulduğunda, kayalar bir defter
ya da kitap sayfaları gibi çok ince düzlemlere bölünür. Mermer, fillit, şist, hornfels başlıca
başkalaşım (metamorfik) kaya türleridir. Başkalaşım kayaları da, ya tektonik kuvvetlerle
yüzeye kadar yükseltilir ya da daha derine doğru gömülmeyi sürdürür. Derine gömülme
devam ederse, ısı ve basıncın aşırı artmasıyla başkalaşım kayası kısmi olarak ergir ve
magma oluşur. Oluşan magma SiO2 bakımından zengin (asidik) ise, yerkürenin
derinliklerinde, yerkabuğu içine sokulur, soğur,
katılaşır ve sokulum kayalarını (iç
püskürük mağmasal kayaları) oluşturur (Çizelge 1.2). En sonunda oluşmuş tüm
sedimanter, başkalaşım ve mağmasal kayalar tektonik kuvvetler nedeniyle deformasyona
(kıvrımlanma, kırılma, yerdeğiştirme, yükselme, v.b.) uğrar ve dağ kuşakları (orogens)
olarak yüzeye erişir ve böylece Kaya çevrimi de tamamlanmış olur. Özetle su çevrimi,
yerkürenin dış enerjili motorunun, kaya çevrimi ise iç enerjili motorunun dolaylı olarak da
yerkürenin nasıl çalıştığının iki önemli göstergesidir (Şekil 1.1, Çizelge 1.2).
Dış işleylerin hemen hemen tümü ilkin İskoç bilim adamı James Hutton tarafından 17
asırda gözlenip anlatılmış ve Theory of the Earth adıyla iki ciltlik bir kitap olarak
belgelenmiştir. Aynı araştırmacıya göre, günümüzde oluşumlarını sürdüren dış işleyler,
5
geçmişte (jeolojik zamanlarda) gerçekleşmiş olan dış işleylerle aynıdır ve bu aynılığa
Tekdüzelik (Uniformitarianism) adı verilir. Başka bir deyişle, günümüz geçmiş için bir
anahtardır, geçmiş jeolojik zamanlarda oluşan dış işleyleri öğrenmek için, günümüzde
olup biten dış işleyleri iyi gözlemek ve öğrenmek gerekir.
Konveksiyon Akımı. Göreceli olarak, soğuk, daha yoğun ve aşağıya (yerin derinliklerine)
doğru devinen bir magmaya göre, daha sıcak, daha az yoğun magmanın yukarıya
(yeryüzüne doğru) hareket etmesine denir. Konveksiyon akımları, oluştukları derinliğe
göre iki gruba ayrılır: (1) sığ konveksiyon akımları, (2) derin konveksiyon akımları. Yer
kabuğu ile üst manto arasında gelişen konveksiyon akımları sığ, buna karşın yerin
çekirdeği ile yerkabuğu arasında, başka bir deyişle tüm manto boyunca gelişen
konveksiyon akımlarına da derin akımlar adı verilir. Konveksiyon akımları, bir tencere
dolusu suyun ısıtılmasıyla da kolayca elde edilebilir (Şekil 1.2).
Isınan ve yükselen su
Soğuyan ve aşağı hareket
eden su
ISITMA
Şekil 1.2 Konveksiyon akımı oluşumu
Konveksiyon akımları, bazen daha düşey ve dar kolonlar biçiminde de oluşur, tıpkı
bacalardan çıkan dumanların atmosfer içinde yükselişi gibi. Bu tür yerel ve düşey manto
malzemesi (magma) yükselimine Manto kolonu (mantle plume) adı verilir. Gerek
konveksiyon akımları gerekse manto kolonları, ileride ayrıntılı biçimde anlatılacağı gibi,
levhaların (plates) oluşumunu ve devinimini sağlayan ana mekanizmalardır (Şekil 1.3)
6
Tektonik Kuvvetler. Bir kütlenin konumunu (yerini) biçimini (geometri), hacmini ve
devinim yönünü değiştiren etkenlerdir. Tektonik kuvvetler vektöryel değerler olup ok ile
gösterilir (Şekil 1.4). Okun uzunluğu tektonik kuvvetin büyüklüğünü (ℓ), ok işareti (v) ise
tektonik kuvvetin etki yönünü belirler.
Okyanusal Levha
Okyanus ortası sırtı
Hendek
Kıtasal Levha
MANTO
Sığ Konveksiyon
Akımı
Derin Konveksiyon Akımı
Şekil 1.3 Konveksiyon Akımları
Etki yönü (v)
ℓ : büyüklüğü
Şekil 1.4 Tektonik kuvvet
Tektonik kuvvetlerin kaynağı levhalar arasındaki hareketler olup, tektonik kuvvetler
de, hareketler gibi üç türdür: (1) Sıkışma kuvvetleri, (2) Çekme kuvvetleri (3) Kesme
(makaslama) kuvvetleri. Birim alandaki tektonik kuvvet miktarına gerilim (stress) adı verilir
ve üç türü vardır: (1) Sıkışma gerilimi, (2) Çekme gerilimi ve (3) Kesme gerilimi. Gerilimler
ya da tektonik kuvvetler nedeniyle, levhaların özellikle kenar kesimlerini oluşturan kayalar
deformasyona (konum, biçim ve hacim değişimine) uğrar, başka bir deyişle kayalar uzarincelir-çöker, kısalır-kalınlaşır-yükselir-bükülür (kıvrımlanır) ya da en sonunda kırılır ve
parçalanır. Özetle yerkabuğu önce esnek (elastic), sonra sünümlü (plastic) ve en sonunda
da gevrek (kırılgan) deformasyona uğrar. Kıvrımlar sünümlü, faylar ise gevrek kırılgan
deformasyonun doğadaki en belirgin ve yalın belgeleridir.
7
2. BÖLÜM
YERİN KATMANLI YAPISI
Yerküre, dıştan içe doğru üç ana katmandan oluşur. Bunlar sırayla yerkabuğu, yer
mantosu ve yer çekirdeğidir (Şekil 2.1).
3
a (D = 2.7 gr/cm H= 6 km / sn)
3
b (D = 2.9 gr/cm H = 7 km/sn)
0 km
D = 3 gr/cm
A
3
D = 2.9 gr/cm
H = 8 km/sn
B
3
H = 7.5 km/sn
30 km (Moho süreksizliği)
100 km
350 km
D = 3.3 gr/cm
C
3
KABUK
a. Kıtasal kabuk
b. Okyanusal kabuk
H = 9 km/sn
ÜST MANTO (A,B,C)
A-B: Başlıca olivin ve
piroksen içeren mafikultramafik kayalar
C: olivin ve piroksenlerin
polimorfları
700 km
D
D = 5.5 gr/cm
3
ALT MANTO (D)
(Yoğun oksitlerden (SiO2, MgO) oluşur
D = 11 gr/cm
2900 km (Gutenberg süreksizliği)
3
E
DIŞ ÇEKİRDEK (E)
Sıvı demir ve nikel’den oluşur.
5150 km
D=
3
13 gr/cm
P : Basınç
T : Sıcaklık
D : Yoğunluk
H : Sismik dalga hızı
F
İÇ ÇEKİRDEK (F)
Katı demir ve nikel’den oluşur.
6370 km
Şekil 2.1 Yerkürenin katmanlı yapısı ve genel özellikleri (bileşim, basınç, sıcaklık, yoğunluk, sismik dalga hız
değişimleri)
8
Yerkürenin katmanlı iç yapısı doğrudan değil, dolaylı yöntemler kullanılarak belirlenmiştir.
Dolaylı yöntemler arasında sismik ve jeofizik yöntemler gelir. Sismik yöntemler, sismik
dalgaların iki özelliğini kullanır. Bunlar: (1) Sismik yansıma ve (2) Sismik kırılma’dır.
Yapılan deneysel çalışmalar, sismik dalgaların, az yoğun ortamda daha yavaş, çok yoğun
(özgül ağırlığı yüksek) ortamda ise daha hızlı hareket ettiğini ortaya koymuştur.
Sismik dalgalar, az ve çok yoğun ortam arasındaki sınıra geldiklerinde ya bu sınıra
çarpıp geriye yeryüzündeki kayıt istasyonuna döner ki bu olaya sismik yansıma denir; ya
da bu sınırı geçerken devinim yönünü değiştirerek yeni bir yol izler ki buna da sismik
kırılma denir (Şekil 2.2).
Kayıt istasyonu
C
E
A : Düşük yoğunluklu ortam
D
B : Yüksek yoğunluklu ortam
F
Şekil 2.2 Sismik yansıma (C-D-E) ve sismik kırılma (C-D-F)
(okların boyutu dalganın hızı ile doğru orantılıdır)
Diğer taraftan P-dalgaları her ortamda (katı-sıvı-gaz) hareket ederken, S- dalgaları
yalnızca katı ortamlarda hareket eder, başka bir deyişle, S-dalgaları sıvı ortamlarda
sönümlenir. Bunun en belirgin örneği, S dalgalarının 1030 yaylar arasında, P- dalgalarının
ise 1030-1420 yayları arasında gözlenememesi ya da gölge kuşakları oluşturmasıdır (Şekil
2.3).
Özetle yukarıda kısaca açıklanan sismik dalga özellikleri, yerkürenin çok sayıda
süreksizlik içerdiği, süreksizliklerle birçok bölüme (katmana) ayrıldığı, her bölümün
bileşiminin dolaylı olarak da özgül ağırlığının farklı olduğu, özellikle de yerküre dış
çekirdeğinin (Şekil 2.1’ de E) sıvı olduğunu; genel olarak basınç (P), ısı (T), yoğunluk (D)
ve sismik dalga hızlarının yerkürenin dış kesimlerinden iç kesimine doğru arttığını (birkaç
istisna dışında) ortaya koymuştur (Şekil 2.1)
9
(a)
(b)
Şekil 2.3 (a) S – dalgası gölge kuşağı (b) P dalgası gölge kuşağı
Yerkabuğu. Yerkürenin en dış kesimi olup, genel olarak kırılgan özelliktedir. İki tür kabuk
vardır: (1) Kıtasal kabuk, (2) Okyanusal kabuk. Kıtasal kabuk çoğun asidik, az yoğun ve
açık renkli mineral ve kayalardan oluşur.Kalınlığı ortalama 30 km olmakla birlikte, genç
dağ kuşaklarının altında 75-80 km ye değin artar. Buna karşın, genişleme rejiminin
egemen olduğu yerlerde (örneğin: yayönü havzalarda ve horst-graben sistemleri içinde)
kabuk kalınlığı 16 km’ ye değin azalır. Himalaya dağ kuşağının altında kabuk kalınlığı 7080 km dolayında iken, Güney Ege çukurluğunda (Girit adası yakın kuzeyi) kabuk kalınlığı
yaklaşık 16 km dir. Kabuk kalınlığının ince olduğu yerler genelde yer ısı akısının (heat
flow) yüksek olduğu yerlerdir. İzostazi nedeniyle, manto malzemesi (magma), kabuk
kalınlığının azaldığı yerlere doğru yer değiştirir, başka bir deyişle, kabuk kalınlığının
azaldığı yerlerde magma yükselir ve bu nedenle de ısı akısı artar. Sismik dalga hızı,
göreceli olarak, kıtasal kabuk içinde daha düşüktür (H = 6 km/sn).
Okyanusal kabuk, okyanusların altında yer alır, daha yoğun ve koyu renkli mineraller
içeren mafik-ultramafik kayalardan (peridotit, gabro, diyabaz, bazalt) oluşur. Kalınlığı 5-10
km arasında değişir. Daha yoğun (D = 2.9 gr/cm3) olması nedeniyle sismik dalgaların hızı
da daha yüksektir ( H = 7 km/sn). Okyanusal kabuk da katmanlı yapıya sahiptir (Şekil 2.4).
Tüm katmanları içeren okyanusal kabuğa ofiyolit adı verilir.
10
Sedimanter katman
2
Yastık yapılı bazalt
3A
5-6 km
Diyabaz daykları
---------
Masif (katmansız) gabro
OKYANUSAL KABUK (OFİYOLİT)
0.5 - 1 km
3 km
1
3B
Katmanlı gabro
--------MANTONUN EN ÜST
KATMANI
MOHOROVİCİC SÜREKSİZLİĞİ
Ultramafik-mafik kayalar (Peridotit,dunit)
Şekil 2.4 Okyanusal kabuğun katmanlı yapısı.
Sismik dalgaların hızında, yerkabuğundan mantoya geçiş sırasında ani bir artış olur.
Sismik dalga hızının değiştiği bu sınır, bu sınırı ilk bulan bilim adamının adıyla
Mohorovicic süreksizliği (manto-kabuk sınırı) olarak adlanır (Şekil 2.1 ve 2.4)
Sismik dalga hızının, dolaylı olarak da yoğunluğun ani değiştiği diğer bir yer ise,
yeryüzünden yaklaşık 100 km derinde yer alır (Şekil 2.1). Hız ve yoğunluktaki değişim
yaklaşık olarak 350 km derinliğe değin devam eder. Sismik dalga hızının ve yoğunluğun
azaldığı 100-350 km derinlikleri arasında yer alan yer katmanına düşük hız kuşağı
(Astenosphere) adı verilir ve bu kuşak plastik (sünümlü) özelliktedir. Bu kuşak levhalar için
anahtar bir düzeydir, çünkü levhalar bu kuşak üzerinde devinir. Yerküre içinde derine
doğru devam edildikçe sismik dalga hızları ve yoğunluk değişmeleri sırayla 700 km
derinlikte, 2900 km derinlikte ve 5150 km derinliklerde gerçekleşir (Şekil 2.1). Bu
derinlikler sırayla Üst-Alt manto sınırına, manto-çekirdek sınırına (Gutenberg süreksizliği)
ve dış çekirdek-iç çekirdek sınırına karşılık gelir (Şekil 2.1).
En üst manto ve düşük hız zonu (Şekil 2.1’de A ve B) olivin ve piroksen
minerallerince zengin mafik-ultra mafik materyalden; 350-700 km arasındaki üst manto
(Şekil 2.1’ de C kesimi) olivin ve piroksenin polimorflarından (bileşimi aynı fakat yoğunluğu
farklı olan mineraller); alt manto ise (Şekil 2.1’de D bölümü) yoğun oksitlerden (SiO2, MgO
gibi) oluşur.
11
Sismik dalgalardan S-dalgaları, 2900 km derinlikte sönümlenir ve böylece,
yerkabuğu dış çekirdeğinin sıvılardan (Fe ve Ni bakımından zengin) oluştuğunu; buna
karşın P-dalgalarının da 5150 km derinlikte sismik kırılma gösterdiği, dolaylı olarak,
yerkabuğunun iç çekirdeğinin, Fe ve Ni bakımından zengin katı özellikte olduğunu ortaya
koymaktadır (Şekil 2.1).
12
3. BÖLÜM
DENİZ TABANI YAPILARI ve MAĞMATİK KAYALARIN OLUŞUMU
Yerkürenin dinamizmini (iç ve dış enerji ile çalışan dış ve iç işleyler: çökelme,
magmatik aktivite, kıvrımlanma, faylanma, başkalaşım, ergime, magma oluşumu,
magmasal kayaların oluşumu (Wilson çevrimi: kıtaların parçalanması), okyanusal
havzaların oluşumu, levhaların oluşumu, okyanusal havzaların kapanması, kıta ve
levhaların
yeniden
birleşmesi-birbirine
kaynaması,
dağ
kuşaklarının
oluşumu)
anlayabilmek için, özellikle deniz tabanındaki yapıların çok iyi bilinmesi gerekir. Çünkü
yerkürenin dinamizmi ile ilgili iç ve dış işleylerin büyük çoğunluğu deniz tabanında oluşup
gelişmektedir. Önemli deniz tabanı yapıları aşağıda kısaca açıklanmıştır (Şekil 3.1).
Kıta Kenarı (Continental Margin)
Kıtasal kabuğun deniz altında kalan kesimine kıta kenarı adı verilir. Kıvrımlanma,
faylanma, başkalaşım ve magmatik etkinliğin olup – olmamasına göre, kıta kenarı ikiye
ayrılır: (1) pasif kıta kenarı, (2) aktif kıta kenarı (Şekil 1). Aktif kıvrımlanma – faylanma –
başkalaşım – ergime – magmatik etkinliğin olduğu kıta kenarına, başka bir deyişle
yakınsak levha kenarlarına Aktif kıta kenarı; bu etkinliklerin olmadığı, başka bir deyişle
ıraksak levha kenarından uzakta yer alan kıta kenarına da Pasif kıta kenarı adı verilir
(Şekil 1 de A,B,C). Pasif kıta kenarı üç bölümden oluşur. Bunlar kıyıdan çok denize doğru
kıta şelfi (Şekil 3.1 de A), kıta yamacı (Şekil 3.1 de B) ve kıta yükselimidir (Şekil 3.1’de C).
Kıta şelfi kara-deniz sınırından başlar ve deniz tabanı yamaç eğiminin aniden arttığı yere
değin devam eder. Şelfte deniz tabanının yamaç eğimi ortalama 1° - 2° , su derinliği
ortalama 200 m dir. Sediman boyutu (çapı) kıyıdan açığa doğru küçülür ve sediman türü
değişir. Kıyıda iri taneli ve taşınma ile oluşmuş kırıntılı sedimanlar (çakıl, kum, silt, çamur,
kil) oluşur, açıkta (şelfin dış kenarında) ise ince taneli kimyasal sedimanlar (resif kireçtaşı) oluşur. Şelf yer yer denizaltı vadileri (kanyon) tarafından katedilir ve şelfin
genişliği yer yer 500 km’ ye erişir (Örneğin: Atlantik okyanusunun batı ve doğu kenarları
ve Sibirya’da olduğu gibi).
Kıta yamacı. Deniz tabanı eğiminin aniden değiştiği (ortalama 3° - 4°) kesimdir. (Şekil
3.1’de B). Kıta yamacı, deniz altı kanyonları tarafından derince kazılır, ortalama su
derinliği 1 – 2 km arasında değişir ve iki tür akıntının (türbid akıntısı = yoğunluk akıntısı,
13
kontur akıntısı) etkisi altında olup, aynı zamanda kütle devinimlerine (heyelan, oturma yıkılma) açıktır. Yoğunluk akıntısı nedeniyle kalın (0,5 – 5 km.) bir kumtaşı istifi (türbiditik
kumtaşı), kıta yamacı ve eteğinde (kıta yükselimi) depolanır-çökelir.
Kıta yükselimi. Deniz tabanı yamaç eğiminin yeniden ve genel olarak azaldığı (3° - 2°)
bölüm olup, kıta yükseliminin altında sediman ve daha altta da geçiş kabuğu yer alır (Şekil
2’de GK). Kıta yükselimi, deniz altı kanyonları tarafından karadan taşınmış ve deniz içinde
doğrudan deniz suyundan çökelmiş sedimanlardan oluşan kalın bir yelpaze (submarine
fan) karakterize edilir. Deniz altı yelpazeleri kalın (0.5 – 4 km) ve gözenekliliği (porositesi)
yüksek olması nedeniyle abisal düzlükte mikrocanlıların organik kesimlerinin çürümesi
sonucu oluşan petrol için çok elverişli hazne kayası (petrol birikim alanı) oluşturur ve bu
nedenle ekonomik önemi çok yüksektir.
Kıta yükseliminden sonra, hemen hemen yatay olan ve tümüyle okyanusal kabuk ve ince
bir sediman istifi üzerinde yer alan çok geniş bir düzlüğe erişilir ki bu düzlük abisal düzlük
(Abyssal plain) olarak adlanır (Şekil 3.1). Abisal düzlüğün bu tekdüze yatay biçimi yer yer
dar (1500-2000 km) – yüksek (h= 2 – 3 km) ve uzun (80.000 km) diğer başka yapılarla
bozulur ve yeniden biçimlenir. Bu göreceli olarak dar-yüksek ve uzun denizaltı dağlarına
okyanus ortası sırtı (MOR) adı verilir (Doğu Pasifik sırtı, orta Atlantik sırtı, Hint okyanusu
sırtı gibi) (Şekil 1). Okyanus ortası sırtlarının en üst kesiminde dar – derin (0.5 km) bir vadi
yer alır ki buna rift vadi (RV) adı verilir (Şekil 3.1).
Okyanus ortası sırtları, tektonik bakımdan uzaklaşan levha sınırları (Diverging plate
boundaries) olup, bu sınırlar boyunca sürekli yeni okyanus kabuğu oluşur, başka bir
deyişle, okyanus ortası sırtları magmatik bakımdan ve genişleme türü tektonik bakımdan
etkindir. Bazaltik (bazik=mafik) magmatizma ve bazaltik volkanlar önemli işley ve
yapılardır. Okyanus ortası sırtları aşağıdaki özelliklerle karakterize edilir:
1. Yeni okyanusal kabuk oluşumu
2. Normal faylanma
3. Genişleme (extensional) türü tektonik rejim
4. Yüksek ısı akısı
5. Pozitif magnetik ve gravite anomalisi
6. Sığ odaklı, normal fay kökenli sismik etkinlik
14
15
100 km
UMM
KK
0 km
L
A
B
C
DAK
DAY
NF
U1
U2
DI
RI
U1
NF
RI
NF
U2
: Kara
: Kıta Şelfi
: Kıta Yamacı
: Kıta Yükselimi
: Deniz altı kanyonu
: Deniz altı yelpazesi
: Normal Fay
: Rift uyumsuzluğu
: Deniz tabanı uyumsuzluğu
: Denizel istif
L
: Rift istifi
NF
DAK
TA
A
F
KA
B
l
l
l = 80-100 km
RV
TF
h = 2-3 km
Yükselen
Magma
W
MOR
: Dönüşüm Fayı
: Bindirme Fayı
: Volkanik Ada
: Güyot
: Düşük hız kuşağı
: Yayönü havzası
: Hendek
SL
DÜZLÜK
TF
RF
AD
G
AS
YÖH
H
Şekil 3.1. Deniz Tabanı Yapılarını gösteren blok diagram
GK
DAY
C
W=1500-2000 km
ABİSAL
: Geçiş kabuğu
: Kontur akıntısı
: Türbin akıntısı
: Kıtasal kabuk-Kıtasal litosfer
: En üst manto=Mantosal litosfer
: Okyanus ortası sırtı
: Rift vadisi
PASİF KITA KENARI
GK
KA
TA
KK
UMM
MOR
RV
B
RF
FM
A
RVL
OM
AV
YÖH
MM
BV
MAGMATİK YAY
H
AKTİF KITA KENARI
: Deniz seviyesi
: GM=Felsik magma
: Bazik=mafik magma
: Ortaç magma
: Riyolitik magma
: Andezitik volkan
: Bazaltik volkan
KISMİ ERGİME
SL
FM
MM
OM
RVL
AV
BV
Okyanus ortası sırtları genelde deniz seviyesi altında uzanır. Tek istisna İzlanda olup,
burada okyanus ortası sırtı su seviyesi üzerinde olup, magmadan gelen yüksek ısı, bu
bölgedeki soğuk (kutupsal) iklim ile dengelenir.
Deniz altı volkanı (sea mount)-Ada. Bunlar bazaltik (mafik) bileşimli tek tek volkanlar
olup deniz tabanından deniz seviyesi üstüne değin yükselir (Şekil 3.1’de AD).
Güyot. Üst kesimi aşındırılarak düz platform haline gelmiş ve tümüyle deniz seviyesi
altında yer alan eski deniz dağı ya da denizaltı volkan konileridir (Şekil 3.2’de G)
Güyotların üst kesimlerinde, sığ suda yaşayan koloniyal organizmaların (alg, mercan,
sünger gibi) kabuklarından oluşmuş gözenekli karbonatlar (Resifler) yer alır. Resifler sığ
su karbonatları olduğuna göre, deniz seviyesinden 0.5 – 1.5 km. derinde bulunan
Güyotların oluşabilmesi için, onların da başlangıçta, üst kesimi su seviyesi üstünde
bulunan volkan konileri olması, dalga etkisiyle üst kesimlerinin aşındırılarak düz
platformlar haline gelmesi ve zamanla, tabandaki okyanusal kabuğun artan yoğunluk
nedeniyle aşağıya doğru çöküşü sırasında, üstü aşınan volkan konisinin de alçalarak
tümüyle deniz seviyesi altında kalması sonucu güyota dönüşmüş olduğu açıktır.
Dönüşüm Fayı (Transform fault). İlkin Tuzo Wilson tarafından belirlenip literatüre
kazandırılmış olan bir yapı olup, çoğunluğu okyanus tabanında yer alır. Dönüşüm fayları,
komşu levha sınırları boyunca gerçekleşen farklı devinim miktarını karşılamak için oluşan
doğrultu – atımlı faylardır, fakat dönüşüm fayları ile çoğunluğu karasal alanda oluşan diğer
doğrultu atımlı faylar arasında belirgin farklılıklar vardır. Bunlar:
1. Dönüşüm fayları ile doğrultu atımlı faylar üzerindeki devinim yönleri terstir
(Şekil 3.2)
2. Dönüşüm faylarının tümü levha sınırıdır.
3. Dönüşüm fayları, kesip – öteledikleri levhalar arasında aktif, onun dışında aktif
değildir, halbuki diğer doğrultu atımlı faylar, kesip öteledikleri yapılar dışında da
aktiftir.
Üç tür dönüşüm fayı vardır: (1) Okyanus ortası sırtları kesip öteleyen dönüşüm
fayları (Şekil 2a), (2) yitim kuşaklarını (subduction zones = ıraksak levha kenarları) kesip
öteleyen dönüşüm fayları (Şekil 3a), ve (3) bir okyanus ortası sırtı (yakınsak levha kenarı)
ile bir yitim kuşağını kesip öteleyen dönüşüm fayı (Şekil 3.3b).
16
Okyanus ortası
sırtı
Dönüşüm fayı
A′
(a)
A
Okyanus ortası
sırtı (Iraksak Levha sınırı)
A′
B
B′
A
(b)
Doğrultu atımlı fay
Fay tarafından kesilip ötelenmiş
jeolojik yapı
Şekil 3.2a. Okyanus ortası sırtını sağ yanal yönde ötelemiş dönüşüm fayı; 3.2b. Bir jeolojik yapıyı sol yönde
ötelemiş doğrultu atımlı fay.
Aktif Kıta Kenarı (Active Continental margin). Yakınsak levha sınırlarına (converging
plate boundary) bitişik olan kıta kenarlarıdır (Şekil 3.1). Pasif kıta kenarına göre daha dar
(birkaç yüz metre ile birkaç yüz km) olan aktif kıta kenarlarının önemli özellikleri aşağıda
listelenmiştir:
1. Yeni dağ kuşaklarının oluşmakta olduğu yerlerdir.
2. Tektonik bakımdan aktif yerlerdir.
3. Egemen olarak sıkışma tektoniği rejiminin (sıkışma – daralma – kalınlaşma –
yükselme ) denetimi altındadır.
4. Sokulum ve dış püskürme biçiminde gerçekleşen mağmatik etkinliğin denetimi
altındadır.
5. Yüksek ısı – düşük basınç ve yüksek basınç – düşük ısı başkalaşımı
(metamorfizma) altındadır.
6. Kıvrımlanma ve bindirme türü deformasyonun denetimindedir.
17
7. Egemen olarak bindirme faylarından yerel olarak doğrultu atımlı ve normal
faylardan kaynaklanmış sığ, orta ve derin odaklı depremlerin etkisi altındadır.
8. Mağmatik yay önü havzası, aynı zamanda aktif kıta kenarının şelfini oluşturur
(Şekil 3.1’de A)
9. Aktif kıta kenarında kıta yükselimi (continental rise) yoktur.
10. Aktif kıta kenarı okyanus tarafından okyanus hendeğinin ekseniyle, kıta
tarafından ise egemen olarak andezitik volkanlardan oluşan mağmatik yay ile
sınırlanır (Şekil 3.1).
Günümüz pasifik okyanusu çevresi, Banda – Sumatra adaları ve Doğu Akdeniz
sırtları ve onlara bitişik kıyı alanları aktif kıta kenarlarını; Atlas okyanusu batı ve doğu
kıyıları, Kızıldenizin batı – doğu kenarları pasif kıta kenarları için örnek alanlardır.
Yakınsak Levha
sınırı
Dönüşüm fayı
Iraksak levha
sınırı
Dönüşüm fayı
Şekil 3.3a. Yakınsak levha-Yakınsak levha dönüşüm fayı; 3.3b. Iraksak levha-Yakınsak levha dönüşüm fayı.
18
Okyanus Hendeği (Oceanic Trench). Aktif kıta kenarını, bitişik okyanus tabanından
(abisal düzlük) ayıran dar, derin (9 km ye değin) oldukça uzun deniz altı çukurlarıdır. Yitim
kuşakları (subduction zones) başka bir deyişle yakınsak levha sınırının (convergent plate
boundary) en üst kesimini (okyanus tabanı ile yitim kuşağının ara kesitini) oluşturur (Şekil
1 de H). Hendeğin okyanusal yamacı normal faylar, kıtasal yamacı ise bindirme fayları ile
denetlenir. Oldukça kalın ve karışık volkano – sedimanter bir istif içerir. Kalın sedimanter
dolgu nedeniyle okyanus hendeği boyunca ısı akısı düşük, magnetik ve gravite anomalileri
ise negatiftir. Okyanus hendeği derin olduğu için, kıta kenarından gelen sedimanlara bir
kapan rolü oynar ve onların okyanusal düzlüğe geçmesini önler. Diğer çok önemli bir
özelliği de, okyanus ortası sırtlarda (ıraksak levha sınırları) oluşmuş olan okyanusal
kabuğun geriye manto içine dönerek tüketildiği (consumed) yerler olmasıdır.
Sismik olmayan okyanus ortası sırtları (Aseismic ridges or a seismic line of
volcanoes). Sismik etkinlik olmaksızın oluşan güyot ya da denizaltı volkan dizisine
asismik sırt adı verilir. Okyanus ortası sırtlar ile asismik sırtlar arasındaki tek fark sismik
etkinliktir. Asismik sırtlar, düşük hız kuşağı içinde yer alan ve konumu sabit olan bir
magma çemberi üzerinden, okyanusal levhanın sürekli olarak geçişi sırasında oluşur ve
magma çemberine en yakın volkan konisi daha genç, en uzakta yer alanı ise en yaşlı
volkan konisidir (Şekil 2.4).
En yaşlı volkan
1
En genç
volkan
2
3
4
5
Sürekli devinen okyanusal levha
Düşük hız kuşağı
Konumu sabit magma çemberi
Şekil 3.4. Asismik sırt (Aseismic ridge)
19
Mağmasal Kayaların Oluşumu
Mağmasal kayaların oluşumu ile ilgili iki hipotez ya da model vardır: (1) Bowen
Reaksiyon Serisi ve (2) Kısmi ergime (partial melting).
(1) Bowen Reaksiyon Serisi. Bu modelde değişik tür mağmasal kayanın oluşumu,
soğuyan bazaltik bir mağmadan, değişik tür mineralin, ergime derecelerine göre
kristalleşip ayrışmasına ve daha sonra bu minerallerin soğuyan magmanın dibine çökelip
katılaşmasına bağlıdır. Bu modele göre oluşan mağmasal kaya istifinde, istifin en alt
kesimi mafik kayalardan (Fe ve Mg bakımdan zengin minerallerin oluşturduğu kayalar),
orta kesimi ortaç kayalardan, üst kesimi ise felsik kayalardan (Fe ve Mg bakımından fakir
minerallerin oluşturduğu kayalar) oluşmaktadır. Ancak doğada durum her zaman böyle
olmayıp, feslik kayalar (granitler - granodiyoritler) çok daha altta ve derinde yer
almaktadır.
Bowen Reaksiyon serisi modeline göre, soğuyan bazaltik magmadan minerallerin
kristalleşip ayrışması iki farklı seri halinde gelişir: (1) Süreksiz seri, (2) Sürekli seri (Şekil
5). Sürekli seride, soğuyan bazaltik magmadan ilk oluşan ve ayrılan mineral, ergime
sıcaklığı en yüksek olan olivin mineralidir.
T
MP
2) Sürekli reaksiyon serisi
1) Süreksiz Reaksiyon Serisi
•
Olivin
•
Piroksen
•
Amfibol
•
• Ca – bakımından zengin
plajiyoklaz (ANORTİT)
• Ca ve Na nun eşit olduğu
plajiyoklaz
• Na – bakımından zengin
plajiyoklaz (ALBİT)
Biyotit
Azalır Azalır
•
•
•
K – AL –silikat
(Ortoklaz)
Quartz
Muscovite
GRANİT
Şekil 3.5 Bowen Reaksiyon Serileri ve mağmasal kayaların oluşumu (T: Sıcaklık, P: Basınç)
20
Olivin mineralinin oluşumunu sırayla Piroksen, Amfibol ve biyotit minerallerin oluşumu ve
ayrılışı izler. Bu dört mineral Fe ve mg bakımından zengin olup, bu mineraller mafik ve
ultramafik kayaların (Gabro, Peridotit, harzburjit gibi) ana mineralleridir. Sürekli reaksiyon
serisinde ise, soğuyan bazaltik magmadan ilkin anortit kristalleşip ayrılır, onu da Albit
mineralinin kristalleşip ayrılması izler. Zamanla sıcaklığın azalması ile, geriye kalan artık
magma K, Al, Si ve SiO2 bakımından zenginleşir. Buradaki elementlerin birleşmesiyle
önce Ortoklaz minerali (K Al silikat), daha sonra SiO2 nin kristalleşmesiyle Kuvars minerali
ve en sonunda da eğer su basıncı yeterli ise Muskovit (beyaz mika) minerali oluşur. Bu
son üç mineral açık renkli, az yoğun olup, Granit’in ana mineralleridir. Bu minerallerin
soğuyup katılaşmasıyla da en sonunda granit oluşur (Şekil 3.5).
(2) Kısmi Ergime (partial melting). Kısmi ergime yaygın olarak iki yerde gelişir: (a)
okyanus ortası sırtlarının (ıraksak levha sınırlarının) tabanında ve (b) yakınsak levha
sınırlarına bitişik magmatik yayların derin kesimlerinde (Şekil 3.1). Kısmi ergimenin
gelişebilmesi için: (1) Sıcaklığın aniden artması, (2) basıncın düşmesi gerekir. Okyanus
ortası sırtları altında, yükselen konveksiyon akıntısı ya da manto kolonu nedeniyle sıcaklık
son derece yüksektir. Diğer taraftan, okyanus ortası sırtları genişleme tektonik rejimi
nedeniyle normal faylanmanın denetimindedir ve normal faylar astenosfere (düşük hız
kuşağına değin devam edebilir ve düşük hız kuşağındaki basıncın aniden düşmesine
neden olur (Şekil 3.6).
Rift vadisi
Normal faylar
DÜŞÜK HIZ KUŞAĞI=Astenosfer
Konveksiyon akıntısı
Yükselen magma
Şekil 3.6 Okyanus ortası sırtı (ıraksak levha sınırı), kısmi ergime ve okyanusal kabuğun (mafik magmasal)
kayaların) oluşumu
21
Sıcaklığın artması ve basıncın aniden düşmesi, üst manto ve düşük hız kuşağında
ergimeye yol açar ve böylece kısmen katı kısmen sıvıdan oluşan bir karışım (partial melt)
oluşur. Oluşan bu magma mafik bileşime ve düşük vizkoziteye sahiptir.Çünkü, Fe ve Mg
bakımından zengin üst manto ve en üst astenosferin ergimesinden oluşmuştur.Bu
nedenle oluşan bu mafik magmanın büyük çoğunluğu yüzeye (deniz tabanına kadar gelir
ve denizaltı volkanizması sonucu yastık yapılı bazaltları, okyanus ortası sırtlarını (deniz
altı dağ kuşaklarını), deniz altı volkan ve güyotları oluşturur.Mağmanın geriye kalan
kesiminin bir bölümü çatlak ve fayları doldurup soğur ve katılaşarak levha daykları
oluşturur; diğer bölümü ise yukarıda açıklandığı gibi (Bowen reaksiyon serisinde olduğu
gibi), derinde ayrışıp – soğuyup – katılaşarak mafik ve ultramafik kayaları (gabro, peridotit)
oluşturur. Böylece en üstte okyanusal sedimanter istif altında yastık yapılı bazalt, onun
altında levha daykları ve en alttada mafik – ultramafik kayalardan oluşan bir istif gelişir ve
bu diğer taraftan, magmatik yayların altında kıtasal kabuk oldukça kalındır (60 – 80 km).
Bu derinlikte, artan sıcaklık nedeniyle kıtasal kabuğun alt kesimleri ergir ve feslik magmayı
oluşturur. Oluşan bu magmanın derinde soğuması katılaşması ile granit – granodiyorit gibi
feslik sokulum kayaları; az miktardaki felsik magmanın (vizkozitesi yüksek magma)
yüzeye kadar gelip püskürmesi ile de granitlerin dışpüskürük eşdeğeri olan Riyolitler
oluşur (Şekil 3.1).
Yitim kuşaklarında, manto içine geri dönen okyanusal kabuk, üst manto – Düşük hız
kuşağı sınırının altına eriştiğinde, okyanusal kabuğu oluşturan minerallerin ergime
sıcaklığı aşılmış olur ve böylece manto içine geri dönen okyanus kabuğu ergir ve mafik
magma oluşur (Şekil 3.1). Mafik magma çevresine göre daha az yoğun ve düşük
vizkoziteli olduğu için hızla yukarıya yükselir ve yüzeye eriştiğinde püskürüp bazaltları
oluşturur; eğer aynı magma derinde kabuk içinde soğursa – katılaşırsa mafik sokulum
kayası (Gabro) oluşturur. Yükselen mafik magma, yükselişi sırasında, felsik mağmaya
rastlarsa onu asimile eder (bileşimini değiştirir) ve böylece ortaç mağma oluşur (Şekil 1).
Ortaç magmanın derinde soğuyup katılaşmasıyla ortaç sokulum kayası olan DİYORİT;
yüzeye erişip püskürmesi ile diyoritin dışpüskürük eşdeğeri olan ANDEZİT oluşur (Şekil
3.1).
22
4. BÖLÜM
FAYLAR
Çatlak-Kırık (Crack-joint): Yer kabuğunu kesen, boyutu milimetreden birkaç on metreye
değin değişen süreksizliktir. Kırık ya da çatlak bazan düzlemsel bir yapıdır, bazan
düzensiz olup, belirgin bir geometrisi yoktur. Kırık üzerinde, kırık düzleminin doğrultusuna
koşut ya da verev devinim olmaz, ancak kırık düzlemine dik yönde devinim olur. Bu
nedenle, kırık düzlemine paralel devinimin olmadığı süreksizliklere çatlak, kırık ya da
eklem adı verilir (Şekil 4.1).
a
a
a
b
b
Şekil 4.1 Kırık – çatlak anatomisini gösteren blok diyagram. a. Kırık izi (doğrultusu), b. Kırık düzlemi (duvarı),
c. Kırık açıklığı (seperation). Oklar kırık düzlemine dik devinimi (açılmayı) gösterir.
Fay (fault). Kırık düzlemine koşut (paralel) devinimin olduğu süreksizlikler fay olarak
tanımlanır (Şekil 4.2).
a
c
b
Şekil 4.2 Değişik kırık düzlemlerini (a ,b, c) ve bu kırık düzlemlerine koşut olarak gelişmiş devinimleri (yarım
oklar) gösteren blok diyagram; başka bir deyişle değişik geometrili fayları gösteren diyagram (Not: fay ve
çatlak niteliğindeki süreksizlikler arasındaki farkı göstermek için Şekil 4.1 ve 4.2’ yi karşılaştırınız).
23
Faylar bazı bakımlardan toplum ve bireyleri için yararlı, bazı bakımlardan ise
tehlikeli ve riskli jeolojik yapılardır ve yerkürenin mimarisini oluşturan en önemli öğelerden
birisidir. Fayların yarar ve tehlikeleri aşağıda listelenmiştir.
1. İçerisinde eriyik halde kıymetli element ve minerallerin bulunduğu magma ve
sıcak sular, fayları izleyerek yeryüzüne veya yeryüzünün çok yakın kesimine ulaşır.
Örneğin altın, gümüş, kurşun, bakır, demir, çinko gibi değerli elementler bu yolla
yeryüzüne yakın yerlere gelir ve insanlar bunlara ulaşabilir. Fayları izleyerek
yerkabuğunun derinlerine inen sular ya da magma kökenli sıcak sular jeotermal sistemi
oluşturur ve jeotermal sistem günümüzde en ucuz ve en temiz enerji kaynağıdır.
2. Yerkabuğu üzerinde, fay denetimli havzalar içinde kalın sedimanter istifler gelişir
ve istifler içinde de toplum için son derece yararlı olan önemli madenler, örneğin kömür,
boraks, kil, v.b. oluşur.
3. Faylar depremlerin kaynağıdır. Bu nedenle de faylar toplum bireyleri ve
toplumun ürettiği her türlü mühendislik yapısı ve maddi kazanımlar için tehlike ve risk
oluşturur.
Fayların Genel Özellikleri
Fayların genel özellikleri aşağıda listelenmiştir:
a. Fayların boyutu milimetreden onlarca – binlerce kilometreye ulaşır.
b. Faylar üzerindeki devinim miktarı (slip = displacement.) milimetreden birkaç
yüz kilometreye değin değişir.
c. Fayların devamlılığı değişkendir. Hiçbir fay sonsuz değildir. Faylar belirli bir
uzaklıktan sonra:
1. Sağa ya da sola sıçrama yapar.
2. İki ya da daha çok kollara ayrılır.
3. Doğrultu değiştirir (bükülür).
4. Sona erer.
Fayların devamlılığı ile ilgili bu dört özelliğe yapısal karmaşıklık (structural
complexity) adı verilir ve yapısal karmaşıklık fay üzerinde devinimin kilitlendiği yerlerdir ve
esnek gerilim enerjisinin birikim yerleridir.
24
d. Fayların dağılım biçimi (distribution pattern) birbirine koşut, verev, dik ve
eşlenik olabilir. Eşlenik fay, birbiriyle dar açı altında kesişen, aynı köken ve yaşa sahip iki
faya denir.
e. Fayların iz biçimi düz, eğri, yarı eğri ya da düzensiz olabilir. Fay düzlemi ile yer
yüzeyinin arakesitine fay izi adı verilir. Fay biçimi fayın türünü (çeşidini) belirlemede
ayırtman bir kriterdir. Örneğin, düz fay izi dik fayları, eğri-yarı eğri fay izleri ise eğimli
fayları gösterir.
f. Fayların oluşum biçimi: Faylar bağımsız (tek tek), takım halinde, kuşak halinde
ya da sistem olarak oluşur.
•
Yerkabuğunu kesen ve deforme eden tekil süreksizlere bağımsız fay
(isolated fault) adı verilir.
•
Köken ve yaşları aynı, birbirine koşut – yarı koşut uzanımlı en az iki ya da
daha çok fayın oluşturduğu fay topluluğuna fay takımı (fault set) adı verilir.
•
En az iki ya da daha çok fay takımından oluşan fay topluluğuna fay kuşağı
adı verilir.
•
En az iki ya da daha çok fay kuşağından oluşan ve yer kabuğunu bölgesel
ölçekte deforme eden makaslama, kesme üst kuşağına fay sistemi
(megashear zone) denir. Örneğin; sağ yanal doğrultu atımlı Kuzey Anadolu
Fay Sistemi, sol yanal atımlı Doğu Anadolu Fay Sistemi, Orta Anadolu Fay
Sistemi, Güneybatı Türkiye graben – Horst sistemi, sol yanal doğrultu atımlı
Ölüdeniz doğrultu atımlı Fay Sistemi gibi. Fay sistemleri ya da megeshear
zonlar aşağıdaki beş özelliği ile tanımlanır (Şekil-3).
DUVAR KAYALARI (WALL ROCKS)
Kesme Duvarı
(Shear wall)
Megashear Zone
a
Şekil 4.3 Fay sistemi (Megashear zone)
25
Kesme Duvarı
(Shear wall)
1. Deformasyon zonunun genişliği (a)
2. Kesme duvarının niteliği
3. Deformasyonun türü (kırılgan, sünümlü, milonitik)
4. Deformasyon zonu ile duvar kayaları arasındaki göreceli devinimin yönü (
)
5. Deformasyon zonundaki atımın (slip = displacement) miktarı
Fayların Sınıflandırılması
Faylar, fay düzlemi üzerindeki devinim türüne, devinimin göreceli yönüne, fay
düzleminin eğim miktarına ve sismik bakımdan aktif olup olmaması gibi kriterler baz
alınarak sınıflandırılır:
A) Fay düzlemi üzerindeki devinimin türüne göre:
1. Rotasyonlu faylar (a)
2. Rotasyonsuz faylar (b)
3. Makas-biçimi faylar (c)
olmak üzere üç gruba ayrılır (Şekil 4.4)
Yerdeğiştirmiş
anahtar
düzey.
Fay
(a)
Fay
Fay
850
(b)
700
(c)
Şekil 4.4. Devinim türüne göre fay çeşitleri
26
•
Fay tarafından kesilip ötelenmiş olan anahtar düzey(ler), fayın her iki tarafında
farklı konuma (farklı doğrultu ve eğime) sahip ise, bu faylara rotasyonlu faylar denir
(Şekil 4.4a).
•
Fay tarafından kesilip ötelenmiş olan anahtar düzeyler fayın her iki tarafında aynı
konuma (aynı doğrultu ve eğime) sahipse, bu faylara rotasyonsuz (düzlemsel)
faylar denir (Şekil 4.4b)
•
Fayın gidişi boyunca, fayın eğim yönü değişiyorsa, bu tür faylara da makas biçimi
faylar denir (Şekil 4.4c)
B)
Fay üzerindeki devinimin göreceli yönüne göre:
1. Normal faylar
2. Ters faylar
3. Doğrultu atımlı faylar
olmak üzere üç gruba ayrılır (Şekil 4.5).
Normal Fay
(a)
Doğrultu-atımlı Fay
(c)
Ters Fay
(b)
Şekil 4.5. Devinim yönüne göre fay çeşitleri
•
Fay düzlemi üzerindeki blok (anahtar düzey), fay düzlemi altındaki bloğa göre
aşağıya hareket etmiş ise, bu faylara normal faylar (Şekil 4.5a); yukarıya hareket
etmiş ise, bu faylara ters faylar (Şekil 4.5b); fayın doğrultusuna koşut başka bir
deyişle yatay yönde hareket etmiş ise, bu faylara da doğrultu atımlı faylar adı verilir
(Şekil 4.5c). Ayrıca her üç fay grubu da kendi içinde alt gruplara ayrılır. Örneğin,
eğim atımlı normal fay, verev atımlı normal fay, eğim atımlı ters fay, verev atımlı
ters fay, sol yanal doğrultu-atımlı fay ve sağ yanal doğrultu-atımlı fay gibi (Şekil
4.6).
(a) Eğim atımlı normal fay
(b) Verev atımlı normal fay
27
(c) Eğim atımlı ters fay
(d) Verev atımlı ters fay
Yakın Blok
Uzak blok
Uzak blok
Uzak blok
(e) Sol yanal doğrultu atımlı fay
Yakın Blok
(f) Sağ yanal doğrultu atımlı fay
Şekil 4.6. Devinim yönlerine göre fayların alt bölümlemesi.
•
Fay düzlemi üzerindeki blok, fay düzlemi altındaki bloğa göre aşağıya ve eğim
yönünde hareket etmiş ise eğim atımlı normal fay; eğim yönü dışında aşağıya
hareket etmiş ise verev atımlı normal fay; eğim yönünde yukarıya hareket etmiş
ise eğim atımlı ters fay; eğim yönü dışında yukarıya doğru hareket etmiş ise
verev atımlı ters fay olarak adlandırılır (Şekil 4.6’ da a, b, c ve d ).
•
Gözlemciye göre uzaktaki blok, gözlemcinin sol tarafına doğru hareket etmişse,
sol yanal doğrultu-atımlı fay; gözlemcinin sağ tarafına doğru hareket etmiş ise,
sağ yanal doğrultu-atımlı fay; olarak adlanır (Şekil 4.6’ da e ve f).
C) Sismik etkinliğe göre sınıflama
Faylar, deprem üretmelerine ve üretmiş oldukları depremlerin yinelenme
aralığına göre dört gruba ayrılır: (a) aktif faylar, (b) aktivite kazanabilir faylar (capable
faults), (c) potansiyel aktif faylar ve (d) aktif olmayan faylar (inactive faults).
28
•
Aktif fay, son on bin yıllık zaman dilimi içinde en az bir kez deprem üretmiş ve
hareket etmiş olan faydır.
•
Aktivite kazanabilir fay, son otuzbeşbin yıllık zaman dilimi içinde en az bir
deprem üretmiş olan faydır.
•
Potansiyel aktif fay, son 1.65 milyon yıllık zaman dilimi içinde en az bir kez
hareket etmiş ve deprem üretmiş olan faydır.
•
Aktif olmayan fay, son 1.65 milyon yıllık zaman dilimi içinde hareket etmemiş ve
deprem üretmemiş olan faydır.
Faylar, yukarıda kısaca açıklanmış olan sınıflamalar dışında, fayların gidişi ve bölgedeki
yapılar ile olan geometrik ilişkilerine göre de sınıflandırılır, örneğin: Enine faylar, Boyuna
faylar, Katmanlanma fayı, Işınsal faylar, Bindirimli dizilimli faylar (en echelon faults) ve
Dairesel faylar gibi
EĞİMLİ FAYLAR VE ANATOMİSİ
Hareket düzlemi (fay düzlemi) eğimli olan faylar olup , iki ana gruba ayrılır:
1. Normal faylar
2. Ters faylar.
Aşağıda önce eğimli fayların anatomisi (çeşitli fay elemanları) açıklanacak, daha
sonra da normal ve ters faylar ayrıntılı biçimde sunulacaktır.
Eğimli fayların anatomisi:
Fay düzlemi, fay düzleminin konumu (doğrultu ve eğimi), fay düzleminin altındaki
ve üstündeki bloklar, ve fay düzlemi üzerindeki atım (displacement=slip) ve çeşitleri eğim
atımlı fayların önemli öğeleri olup, fay anatomisini oluşturur (Şekil 4.7).
Fayların
düzlemsel olmayan yeryüzü ile arakesitleri (fay izleri) ve faylar boyunca ezilmeparçalanma sonucu oluşan fay kayaları da yine fayların önemli öğeleridir.
29
TABAN BLOĞU
FAY SARPLIĞI
FAY EŞİĞİ
TAVAN BLOĞU
E
B
A
D
C
FAY DÜZLEMİ
FAY ÇİZGİLERİ
Şekil 4.7 Verev atımlı normal bir fayın anatomisini gösteren blok diagram. A-B : net atım, A-C : eğim atım,
A-D : düşey atım, A-E = B-C : doğrultu atım, D-C: yatay atım.
•
Fay düzlemi, üzerinde hareketin geliştiği düzlemdir, fay aynası adıyla da anılır.
Fay düzleminin yeryüzünde gözlenebilen ve kısmen aşınıma uğramış olan
kesimine fay sarplığı adı verilir (Şekil 4.7).
•
Taban bloğu, fay düzlemi altında yer alan bloğa verilen addır.
•
Tavan bloğu, fay düzleminin üzerinde yer alan bloğa verilen addır (Şekil 4.7)
•
Fay çizikleri (striation = slip lines), fay aynası (slickenside) üzerinde, tavan ve
taban blokları arasındaki sürtünme nedeniyle oluşmuş olan, değişik uzunluktaki
çizikler olup, harekete koşuttur (Şekil 4.8). Bazı çizikler birkaç mm ile 2 m’ ye değin
derinlikte olabilir. Bu tür fay çiziklerine fay oluğu (groove) adı verilir.
•
Fay eşikleri (fault steps), fay çiziklerine dik olrak gelişen ve hareket yönüne bakan
röliyeftir (Şekil 4.8). Fay düzlemi üzerindeki hareketin yönünü saptamada kullanılır.
•
Fay aynası (slickenside), fay blokları arası sürtünme nedeniyle oluşmuş düz, cilalı
ve çizikli, bazan ikincil mineral oluşumu nedeniyle oksitlenmiş kayma yüzeyi olup,
faylanmanın dolaylı değil doğrudan kanıtıdır (Şekil 4.8).
•
Fay kayaları (fault rocks), sıkışma-çekme-basınç ve sıcaklık sonucu, fay
düzlemine yakın yerdeki kayaların parçalanıp, ezilmesi ve aşırı basınç ve sıcaklık
nedeniyle daha derinlerde de başkalaşıma uğraması sonucu oluşmuş ikincil
kayalardır. Fay kayaları aynı zamanda, kırılgan (brittle) deformasyonun ürünüdür
(Şekil 4.8). Köşeli kaya parçalarının çimentolanmasıyla oluşmuş fay kayasına fay
30
breşi, ince taneli fay kayasına fay kili, başkalaşım geçirmiş ve yapraklanma
kazanmış fay kayasına da milonit adı verilir.
•
Doğrultu-Eğim, fay düzleminin yatay düzlemle yaptığı arakesite doğrultu; yatay
düzlemle yaptığı açıya da eğim adı verilir (Şekil 4.9’da α açısı)
FAY ÇİZGİLERİ
FAY EŞİĞİ
FAY OLUĞU
FAY AYNASI
FAY KAYALARI
a) Fay breşi
b) Fay kili
c) Milonit
Şekil 4.8 Fayın birincil (doğrudan) öğelerini gösteren blok diyagram. Ok, fayın taban bloğunun hareketini
göstermektedir.
D
K
F
β
A
E
C
α
AEFD
G
B
= Yatay Düzlem
ABCD
= Eğimli Fay Düzlemi
AGBE
= Düşey Düzlem
A-E
= Fayın Eğim Yönü
A-D
= Fayın Doğrultusu
β
= Fayın Doğrultu Açısı
α
= Fayın Eğim Miktarı
Şekil 4.9 Fay düzleminin doğrultu-doğrultu miktarı, eğimi, eğim yönü ve miktarını gösteren blok diyagram.
31
Fayın doğrultu miktarı, fayın doğrultusu ile K-G arasındaki açı olup, yatay
düzlemde okunur (Şekil 4.9’da β açısı). Fayın eğim miktarı ise, fay düzlemi ile yatay
düzlem arasındaki açı olup, fayın eğim yönünde ve düşey düzlem üzerinde okunur (Şekil
4.9’da α açısı).
•
Atım, faylanmadan önce aynı olan (bitişik olan) noktalar arasında, faylanma
nedeniyle oluşan uzaklıktır. Fay çizgilerine paralel olarak ölçülen uzaklığa en
büyük atım (net atım) (Şekil 4.7’ de A-B uzaklığı); fayın doğrultusuna paralel
olarak ölçülen atıma doğrultu atımı (Şekil 4.7’ de A-E ve C-B uzaklıları); fayın
eğim yönüne paralel olarak ölçülen atıma eğim atım (Şekil 7’de A-C uzaklığı);
düşey yönde ölçülen atıma düşey atım (throw) (Şekil 4.7’ de A-D uzaklığı), yatay
yönde ölçülen atıma ise yatay atım (heave) (Şekil 4.7’de D-C uzaklığı) adları
verilir. Eğim atımlı faylarda doğrultu atım, doğrultu-atımlı faylarda ise diğer tüm
atımlar sıfırdır.
•
Fay İzi. Fay düzleminin, düzlemsel olmayan yeryüzü ile yaptığı arakesite fay izi
denir (Şekil 4.10). Fay izi, fayın türüne göre doğrusal (straight), eğri ve şekilsiz
(uneven) olabilir ve fayların türü hakkında bilgi verir.
Fay İzi
Fay Sarplığı
Alüvyon
Yelpazesi
TAVAN BLOĞU
TABAN BLOĞU
Fay Kayaları
Şekil 4.10 Farklı izleri, fay saplığı (üçgen yüzeyler) ve fay kayalarını gösteren blok diyagram
32
BÖLÜM 5
NORMAL FAYLAR
Bunlar, eğimli faylar olup, fay düzlemi üzerindeki blok (tavan bloğu), fay düzlemi
altındaki bloğa göre aşağıya hareket eder (Şekil 4.6a, 4.6b ve Şekil 4.7). Normal faylar,
hareketin yönüne göre iki alt gruba ayrılır: (1) Eğim atımlı normal fay, (2) verev atımlı
normal fay. Eğer, hareket fayın doğrultusuna dik ve eğim yönüne paralel olarak
gelişmişse, bu tür faylara Eğim atımlı normal fay (Şekil 4.6a), doğrultu ile eğim arasında
herhangi bir yönde gelişmişse buna da Verev atımlı normal fay adı verilir (Şekil 4.6a ve
Şekil 4.7).
Normal faylaın eğimi (fay düzlemi ile yatay düzlem arasındaki açı) 150 ile 750
arasında değişmekle birlikte, çoğun 500-600 arasındadır. Normal fayların eğim miktarı ve
fay düzleminin biçimi derinlikle değişebilir ya da aynı kalır. Eğer normal fayların eğim
miktarı ve düzleminin biçimi derinlikle değişmiyorsa, bu tür faylara Düzlemsel normal
faylar adı verilir (Şekil 5.1A). Bunun aksine, eğer eğim miktarı derinlikle azalıyor ve fay
düzlemi bükülerek üste doğru içbükey (concave) bir biçim kazanıyorsa, bu tür normal
faylara da Listrik (Kürek) faylar adı verilir (Şekil 5.1B). Listrik faylar, yaklaşık 10 km
derinlikte, yani üst ve alt kabuk sınırında, yaklaşık yataya yakın bir konum kazanır ve bir
yatay kesme kuşağına dönüşür ki, bu kuşağa sıyrılma fayı ya da sıyrılma fay kuşağı
(Detachment fault zone) adı verilir (Şekil 5.1B).
yeryüzü
60
yeryüzü
0
Kırılgan üst kabuk
Sıyrılma Fayı
0
10 km
15 km
15 -25
0
Geçiş Kuşağı
Sünümlü alt kabuk
A. Düzlemsel Normal Fay
B. Listrik Normal Fay
Şekil 5.1 Normal fay türleri
Normal faylar ya tek tek (bağımsız olarak) oluşur, ya da birincil ve ikincil fay
segmentlerinden oluşan bir fay takımı, fay kuşağı ya da fay sistemi biçiminde gelişir. Bir
takım, kuşak ya da sistem olarak geliştiklerinde, üzerinde en çok devinimin (atımın)
geliştiği faya Ana fay (master fault), diğerlerine ise ikincil fay adı verilir (Şekil 5.2’ de B ve
C). Ana fay ile aynı yöne eğimli olan ikincil faya sintetik normal fay (Şekil 5.2’ de B); ana
33
fay ile zıt eğim yönüne sahip ikincil faya ise antitetik normal fay adı verilir (Şekil 5.2’ de
C).
G
.
H
X
G
H
H
.
Y
G
B
C
B
C
C
B
B
C
B
C
C
A
Şekil 5.2 Ana (A) ve ikincil faylar (B,C) arasındaki ilişki ve dağılım biçimini gösteren diyagram
İkincil faylar derinde ana fay ile birleşir ve erik ağacı veya gül biçimi kazanır. Şekil
5.2 de X ile Y arasında, ikincil fayların (B ve C), ana fay ile (A) birleşmesi ile oluşan şekile
erik yapısı (plum tree structure) ya da çiçek yapısı (flower structure) adı verilir. Burada
faylar ile sınırlı olan aşağıya doğru çöktüğü için, bu yapı aynı zamanda negatif çiçek
yapısı (negative flower structure) olarak da adlanır (Şekil 5.2’ de X-Y arası). Halbuki aynı
faylar yeryüzünde birbirleriyle tekrar tekrar birleşip ayrılarak, yer kabuğunu merceksel ya
da kamasal bloklara böler, bu tür normal fay dağılım biçimine de örgülü fay biçimi
(Anastomosing fault pattern) adı verilir (Şekil 5.2’ de blok diyagramın üst kesimi).
Normal faylar bazan, birbirlerine paralel fakat bazı bölümleri birbiri üstüne gelecek
biçimde dağılım biçimi gösterir. Bu tür normal faylara bindirimli normal faylar (en echelon
faults) adı verilir (Şekil 5.3a). Bindirimli faylar, düşey düzlemde (jeoloji enine kesitinde), bir
merdiven basamaklarını andıran bir dizilim gösterir, bunlara da basamak türü normal
faylar (step-like normal faults ) adı verilir (Şekil 5.3b).
Kenarları normal faylarla sınırlı olan çöküntülere Graben, kenarları normal faylarla
sınırlı olan yükseltilere (dağlar, sırtlar, vb.) de Horst adı verilir (Şekil 5.4). Günümüzde
Güneybatı Türkiye’yi karakterize eden faylar normal fay, normal faylarla sınırlanmış
çöküntülere graben, yükseltiler ise horsttur.
34
P
F1
F2
F3
R
F4
(b) Bindirimli normal faylar (Harita görünümü)
P
R
(b) Basamak türü normal faylar (Düşey düzlemde görünüm)
Şekil 5.3 (a) Paralel ve aynı yöne eğimli normal fayların harita görünümü, (b) Paralel ve aynı yöne
eğimli normal fayların düşey düzlemde görünümü
Bir kenarı normal fay ile sınırlı olan çöküntülere yarım graben (Şekil 5.4’ de A), her
iki kenarı da normal fay ile sınırlı olan çöküntülere ise tam graben (Şekil 5.4’ de B) adı
verilir.
Normal faylar niçin oluşur? Bu sorunun yanıtı, normal fayların kinematik
fonksiyonunu oluşturur. Normal faylar, yerkabuğunun düşey yönde kısalmasını, yatay
yönde de uzayıp ya da genişleyip incelmesini sağlamak için oluşur; başka bir deyişle
normal fayların kinematik fonksiyonu, yer kabuğunun yatay yönde genişleyip – uzayıp –
incelmesini sağlamaktır, bu nedenle, normal fayların etkin olduğu yerde kabuk ince,
astonosfer yüzeye yakın ve ısı akısı daha yüksektir, örneğin Güneybatı Türkiye, Orta Ege
ve Kuzey Amerika’daki Basin-Range bölgesinde olduğu gibi.
35
HORST
B
HORST
GRABEN
HORST
B
GRABEN
A
A
NF
NF
NF
NF
NF
NF
Şekil 5.4. Graben – Horst yapısı.
Normal faylar yeryüzüne ya da yüzeye yakın bir yerde oluşmaya başlar, oluşumları
derine doğru devam eder. Çoğunlukla, üst-alt kıtasal kabuk sınırına yakın yerde eğim
miktarı birkaç dereceye değin azalarak sıyrılma kuşağı özelliği kazanır (Şekil 5.1.B).
Normal faylanma, grabenler içindeki sedimantasyonu da kontrol edebilir ve sedimanter
istif içinde, boyutları birkaç cm’den birkaç on metreye değişen, sedimantasyonla yaşıt
normal faylar oluşur (Şekil 5.5). Bu tür faylara Normal büyüme fayları (normal growth
faults) adı verilir.
H
G
Normal Büyüme Fayı
E
D
E
C
D
B
C
B
A
A
Şekil 5.5 Sedimantasyonla yaşıt normal faylanma ve büyüme fayının oluşumu.
36
Büyüme fayları yerel olup, içinde bulundukları istifin tümünü kesmez. Ayrıca, normal
faylar boyunca atım (displacement) fay boyunca aşağı ve yukarı gidildikçe azalır ve sıfır
olur, başka bir deyişle büyüme fayı sona erer (Şekil 5.5). Şekilde görüldüğü gibi, normal
türdeki büyüme fayı, E-düzeyinin çökeliminden hemen sonra, fakat G-düzeyinin
çökeliminden (sedimantasyonundan) önce oluşmuş olup, sedimantasyonun fayla kontrol
edildiğini gösterir.
Normal Faylanma Mekanizması
Normal faylar, bölgesel ölçekte, çekme kuvvetlerinden (Tensional forces), yerel
ölçekte ise sıkışma kuvvetlerinden (compressional forces) kaynaklanır. Çekme kuvvetleri
vektöryel değerlerdir ve birbirine dik üç yönde yerkabuğunu etkiler. Birim alandaki kuvvet
miktarına Gerilim (Stress), gerilimin yerkabuğunu deforme ettiği yönlere de gerilim
eksenleri adı verilir. Ortogonal olan gerilim eksenleri büyükten küçüğe doğru üç adettir.
Bunlar σ1, σ2 ve σ3 olup, her üç eksenin konumu, faylanmanın türüne göre değişir. Normal
faylanma sırasında En büyük gerilim ekseni düşey, başka bir deyişle yarçekimine
paraleldir, bu nedenle normal faylara Gravite fayları da denir. Normal faylanma sırasında
orta (σ2) ve en küçük (σ3) gerilim eksenlerinin etkime konumu yataydır. Aşağıda normal
faylanma ve faylanma sırasında gerilme eksenlerinin konumları görülmektedir (şekil 5.6).
Normal faylanma, yerkabuğunun incelip-genişlemesine neden olduğu için, normal faylara
Ekstensiyonel Faylar (extensional faults) adı da verilir. Normal faylar ve çekme
geriliminin egemen olduğu bolgelere de Ekstensiyonel bölgeler (genişleme bölgeleri) adı
verilir.
σ2
σ1
σ3
σ3
Normal Fay
Normal Fay
σ1
Şekil 5.6 Normal faylanma mekanizmasını gösteren blok diyagram.
37
Normal Olayların Oluştuğu Ortamlar (Tectonic Setting of Normal Faults)
Yer yüzünde normal fayların oluştuğu ortamlar ya da genişleme bölgeleri aşağıda
listelenmiştir:
1. Iraksak levha sınırları
2. Riftler
3. Yakınsak levha sınırlarının dış kenarları
4. Domların üst kesimi
5. Büyük antiklinallerin üst kesimi
6. Doğrultu atımlı fayların genişleme büklümleri ve genişleme sıçramaları yaptığı
yerlerdir.
38
6. BÖLÜM
TERS FAYLAR
Eğimli fayların ikinci grubunu ters faylar (bindirme fayları) oluşturur. Tavan bloğu
yukarıya doğru hareket etmiş olan eğimli faylara ters fay ya da bindirme fayı adı verilir
(Şekil 6.1). hareket eğim yönüne paralel gelişmişse, bu tür faylara eğim atımlı ters fay,
eğim yönü ile fayın doğrultusu arasında herhangi bir yönde gelişmiş ise bu tür ters faylara
da verev atımlı ters fay adı verilir (Şekil 6.1).
TAVAN BLOĞU
TAVAN
BLOĞU
FAY DÜZLEMİ
TABAN
BLOĞU
TABAN
BLOĞU
B
C
α
D
(A)
E
A
(B)
Şekil 6.1. Eğim atımlı ters fay (A) ve verev atımlı ters fay (B) gösteren blok diyagramlar. α:eğim miktarı, A-B:
net atım=verev atım, A-E=B-C: doğrultu atım, A-C: eğim atım, C-D: Düşey atım, D-A: yatay atım.
Eğim miktarı 450 den büyük olan ters faylara büyük açılı ters fay (Reverse fault),
küçük olanlara ise küçük açılı ters fay (thrust fault) adı verilir.
Normal faylarda olduğu gibi, ters faylarda da fayın ya bir bloğu, ya da her iki bloğu
hareketli olabilir. Tavan bloğu hareketli olan ters faya üst ters fay (overthrust), taban
bloğu hareketli olan ters faya da alt ters fay (underthrust) adı verilir. Genel olarak, aktif
yitim kuşakları (yakınsak levha sınırları) alt ters faylar için bir örnektir. Ters faylar,
yerkabuğunun yatay yönde kısalmasını, düşey yönde ise yükselip-kalınlaşmasını
sağlamak için oluşur (Şekil 6.2). Ters faylar, çoğunlukla, gözenekliliği yüksek ve petrol gaz
içeren hazne kayaları, gözenekli olmayan (geçirimsiz) kayalar ile yanyana ve üst-üste
getirerek kapan oluşturur ve bu nedenle, petrol-gaz aramalarında ters faylar önemlidir.
39
Extension
shortening
Shortening=kısalma
Ekstensiyon(extension)
Şekil 6.2. Ters fayların kinematik fonksiyonunu gösteren enine kesit
Düşük eğim açılı ters faylar üzerinde, oluştukları ilk yerlerinden en az 10 km uzağa
taşınmış olan kayalara nap adı verilir. İlk oluştuğu yeri koruyan kayalara otokton kayalar,
ilk oluştukları yerden başka yere taşınmış olan kayalara da allokton kayalar adı verilir.
Naplar (allokton kayalar) , zamanla yer yer aşınır ve aşınan yerlerden, daha alttaki otokton
ve daha genç kayalar yer yüzünde gözükür. Bu tür yerlere Tektonik pencere, napların
kısmi aşınması sonucu geride kalan nap parçalarına da tektonik klip adı verilir (Şekil 6.3)
NAP = allokton
Düşük açılı
ters fay
Otokton
(daha genç)
Tektonik pencere
Tekronik klip
Otokton
Şeki 6.3. Düşük açılı ters faylarla ilgili yapıları gösteren jeoloji enine kesitleri.
40
Ters faylar alt ve üst kabuk arasındaki geçiş kuşağında, ya da daha derinde oluşmaya
başlar oluşumları yukarıya (yeryüzüne) doğru devam eder. Ters faylar, derinde ilk
oluştukları yerde hemen hemen yatay konumlu bir makaslama kuşağı (detachment zone)
özelliğindedir. Gelişimleri yukarıya döğru devam ederken eğim açıları önce artar ve daha
büyük açılı bir konum alır. En sonunda ise (yüzeye yaklaştıkça) eğim açıları yeniden azalır
ve yeniden yataya yakın bir konum kazanır. Ters fayların yatay konumlu üst kesimine
tavan bindirmesi, ikisi arasında kalan dikçe eğimli kesime de ramp adı verilir (Şekil 6.4).
YERYÜZÜ
.
KIRILGAN
ÜST KABUK
B
.
~10 km
X
Y
GEÇİŞ KUŞAĞI
A
~15 km
SÜNÜMLÜ ALT KABUK
Şekil 6.4. Ters fayın gelişimini gösteren jeoloji enine kesidi.
( X-A: Taban bindirmesi, A-B : Ramp, B-Y : Tavan bindirmesi)
Ters Faylar gelişimleri sırasında, ya yerkabuğu içinde sona erer, ya da yer yüzüne
kadar devam eder ve yeryüzünde, henüz oluşumu sürmekte olan çok genç sedimanları ve
sedimanter istifleri de kontrol eder (Şekil 6.5). Gelişimleri yer içinde sona eren ters faylara
kör bindirmeler (blind thrusts), yeryüzüne kadar devam edenlere ise aşınmalı
bindirmeler (erosional thrusts) adı verilir.
Ters faylar yer içinde sona ererken değişik yapılara dönüşürler. Örneğin, önce
daha dik açılı ikincil ters faylara ayrılır, daha sonra ve yer yüzüne yaklaştıkça kıvrımlara
dönüşürler (Şekil 6.6). Büyük açılı ikincil faylara bindirimli ters fay (imbricate thrust fault),
bindirimli ters faylar arasında kalan merceksel ya da kamasal bloklara da imbrikeyt adı
verilir (Şekil 6.6).
41
Talus
Yer yüzü
(A)
(B)
Şekil 6.5. Kör bindirmeyi (A) ve aşınmalı bindirmeyi (B) gösteren jeoloji enine kesiti
Yer yüzü
B
B
A
A
İmbirikeytler
Şekil 6.6. Ters fayın yukarıya doğru gelişimi sırasında oluşan ikincil yapıları gösteren jeoloji enine kesiti. A.
Daha yaşlı kaya, B. Daha genç kaya.
Alttan taban bindirmesi, üstten tavan bindirmesi ile sınırlanan bindirimli ters fay ve
imbrikeytlerden oluşan sıkışma yapılarına da dupleks (duplex) adı verilir (Şekil 6.7).
42
Bindirme faylarının oluşum mekanizması:
Bindirme faylarının oluşabilmesi için ortogonal (birbirine dik) gerilim eksenlerinden
en küçüğü (σ3) düşey, diğer iki eksen (σ1,σ2) ise yatay konumda olması gerekir (Şekil 6.7).
En küçük gerilme ekseninin düşeyle (yer çekim ekseni doğrultusu ile) açı yapması
durumunda ise verev atımlı bindirme (ters) fayları oluşur.
σ2
D
F2
σ3
A
C
B
σ1
σ1
F2
F
F1
σ3
F1
E
Şekil 6.7. Bindirme fayları oluşum mekanizması (F1 ve F2 bindirme fayları)
Şekil 6.7’ de görüldüğü gibi, yerkabuğu, yatay bir düzlemde hareket eden
kuvvetlerle sıkıştırıldığında, bir biriyle dar açı altında kesişen eşlenik (conjugate)
düzlemler boyunca yenilir. Önce bu düzlemlerden biri üzerinde hareket başlar, başka bir
deyişle, bu büzülmelerden biri bindirme fayı olarak gelişir ve fay düzlemi üzerindeki blok
(Tavan bloğu) yukarıya doğru hareket eder. Tektonik kuvvetlerin etkime derecesi ve süresi
arttıkça diğer eşlenik düzlem de faya dönüşür. Böylece yerkabuğu yatay yönde kasılıpdaralır, düşey yönde ise yükselip-kalınlaşır (Şekil 6.8). Bindirme fayları haritalarda (şekilde
ABCD düzlemi) üzerinde üçgenler bulunan çizgilerle gösterilir ve üçgenler daima yükselen
tavan bloğunda yer alır; Jeolojik enine kesitlerde, başka bir deyişle düşey düzlemde ise
(şekilde ABEF düzlemi), bindirme fayları, ters yönü gösteren bir çift yarım ok ile gösterilir
ve bu gösterme biçimi standarttır (Şekil 6.8).
43
İmbirkeytler
Tavan Bindirmesi
Bindirimli Ters Fay
Taban Bindirmesi
Şekil 6.8. Dupleksi gösteren jeoloji enine kesiti
BİNDİRME FAYLARININ OLUŞTUĞU ORTAMLAR (Tectonic Settings)
Bindirme faylarının kinematik fonksiyonu (oluşum gerekçesi) yerkabuğunun yatay
yönde kısalıp daralması, düşey yönde ise yükselip-kalınlaşmasını sağlamaktadır. Bu
nedenle, bu tür işleylerin oluşup-geliştiği yerler, bindirme faylarının doğal oluşum
alanlarıdır. Bunlar arasında aşağıdakiler sayılabilir:
1. Aktif Yitim Kuşakları (Yakınsak Levha Sınırları)
2. Kenet Kuşakları (Suture Zones)
3. Domların Kanatları
4. Doğrultu atımlı fayların sıkışmalı sıçrama, sıkışmalı bükülme ve sıkışmalı
kollara ayrıldığı yerler (Transpressional Areas).
Bunlardan ilk ikisi, bindirme faylarının en yaygın olarak geliştiği tektonik ortamlardır
(Şekil 6.9).
44
Mağmatik yay
Kıta
Hendek
Yay önü Havza
Yay gerisi havza
Deniz Düzeyi
Okyanusal Kabuk
En üst manto
Kıtasal
Kabuk
A
B
En üst manto
En üst manto
Astenosfer
Astenosfer
Şekil 6.9. Aktif yitim kuşağında (yakınsak levha kenarında) oluşmuş iki bindirme fay kuşağını (A ve
B) gösteren ölçeksiz jeoloji enine kesidi. A yayönü: bindirme fay kuşağı, B yönü: Yay gerisi
bindirme fayı kuşağı.
45
7. BÖLÜM
DOĞRULTU ATIMLI FAYLAR
Hareketin doğrultuya paralel olduğu dikçe eğimli ya da yarı düşey faylara doğrultu
atımlı faylar adı verilir (Şekil 7.1). doğrultu atımlı fayların anatomisini, dikçe eğimli fay
düzlemi boyunca yanal yönde yer değiştirmiş bloklar oluşturur. Bu bloklardan gözlemciye
daha yakın olana Yakın Blok, diğerine ise Uzak Blok adı verilir (Şekil 7.1). Doğrultu atımlı
fayların boyutu milimetreden yüzlerce, hatta binlerce kilometreye erişir. Doğrultu atımlı
fayların izi ( fay düzlemi ile topoğrafyanın arakesidi) çizgisel olup, gerek harita üzerinde
gerekse arazide, eğimli faylardan kolayca ayırd edilir. Doğrultu atımlı faylar harita üzerinde
zıt yönlü yarım ok çifti ile, jeoloji enine kesidinde (düşey düzlemde) ise (+) ve (-)
simgeleriyle gösterilir. (+) simgesi, gözlemci hareketin doğrultusuna koşut olarak
baktığında, kendisine doğru gelen blok için (yakın blok), (-) simgesi ise, gözlemciden
uzaklaşan bloğu (uzak blok) göstermek için kullanılır (Şekil 7.2). Genel olarak, doğrultu
atımlı faylar, yüksek rölyefli sarplıklar oluşturmaz, çünkü, bu tür faylarda hareket yataya
yakındır. Ancak, doğrultu atımlı fayın normal ya da bindirme bileşeni de varsa, o zaman,
büyük rölyefli sarplıklar oluşur.
FAYIN
DOĞRULTUSU
Sol yanal
yönde
ötelenmiş
anahtar
düzey
YAKIN
BLOK
UZAK
BLOK
FAY
DÜZLEMİ
Gözlemci
Şekil 7.1. Sol yanal doğrultu-atımlı bir fayın anatomisini gösteren blok diyagram
46
UZAKLAŞAN
BLOK
YAKLAŞAN
BLOK
+
Şekil 7.2.Sağ yanal doğrultu atımlı bir fayın haritada ve düşey düzlemde görünümü
Doğrultu atımlı faylar iki alt gruba ayrılır: (1) sağ yanal doğrultu atımlı faylar ve (2)
sol yanal doğrultu atımlı faylar. Gözlemciye göre uzakta yer alan blok, eğer gözlemcinin
sol tarafına doğru hareket etmiş ise bu tür doğrultu-atımlı faya sol yanal doğrultu atımlı fay
(Şekil 7.1), gözlemcinin sağ tarafına doğru hareket etmiş ise buna da sağ yanal doğrultu
atımlı fay adı verilir.
Doğrultu atımlı faylar boyunca geometri değişimleri :
Yapısal Karmaşıklıklar
Doğrultu atımlı faylar sonsuz değildir. Her bir doğrultu atımlı fayın doğrultu ve
geometrisindeki değişimlere yapısal karmaşıklık (structural complexity) adı verilir. Üç
önemli doğrultu atımlı yapısal karmaşıklık vardır :
1. sağa yada sola sıçrama (step over)
2. sağa yada sola bükülme (bending)
3. kollara ayrılma (bifurcation)
yapısal karmaşıklıklar fay segmentlerinin başlangıç ve bitim noktaları olup, bu noktalar
yada yerel alanlarda hareket kilitlenir. Bu nedenle yapısal karmaşıklıklar elastik
deformasyon enerjisinin biriktiği yerler, başka bir deyişle sismik boşluklardır. Bu yüzden
sismik boşluklar aynı zamanda yakın gelecekteki potansiyel deprem alanlarıdır.
Yapısal karmaşıklıklar aynı zamanda, doğrultu atımlı hareketin verev atımlı normal
ya da verev atımlı ters harekete dönüştüğü, başka bir deyişle yerel verev atımlı normal
fay, ters fay ve kıvrımların oluştuğu yerlerdir. Sıkışma türündeki yapısal karmaşıklara
Transpressive yapılar, bu yapıların geliştiği yere de transpressive bölge adı verilir.
47
Benzer şekilde, genişleme niteliğindeki yapısal karmaşıklıklara Transtenşınıl yapılar, bu
yapıların oluştuğu alana da Transtenşınıl alan ya da bölge adı verilir (Şekil 7.3).
Transpressiv alanlar ters fay ve kıvrımlarla, transtenşınıl alanlar ise çöküntü havzaları ve
bunları sınırlayan verev atımlı normal faylarla karakterize edilir (Şekil 7.3). Sağ yanal
doğrultu atımlı faylar boyunca sağa sıçrama ya da sağa bükülme genişleme alanlarını;
sola sıçrama ya da sola bükülme ise sıkışma alanlarını oluşturur (Şekil 7.3 – a,b,c ve d).
σ1
σ1
(a). Genişlemeli sıçrama
(Right step-over)
σ1
σ1
(b). Sıkışmalı sıçrama
(left step-over)
σ1
σ1
(c). Genişlemeli bükülme
(Releasing bend)
σ1
(d). Sıkışmalı bükülme
(Restraining bend)
σ1
(e) kollara ayrılma (bifurcation)
Şekil 7.3. Çeşitli Yapısal Karmaşıklıklar ve buna bağlı olarak gelişmiş transtenşınıl (a, c) ve transpiresiv
alanların (b,d) genel görünümü
48
Doğrultu atımlı faylnma ile gelişen morfotektonik yapılar :
Doğrultu atımlı faylanma, yer kabuğunda hem sıkışma hem de genişleme yarattığı
için, bu tür faylnmaların morfotektonik (tektoniğe bağlı olarak gelişmiş yer biçimleri)
yansımaları ( yer biçimleri ) da diğer fayların neden olduğu morfotektonik yapılardan
farklıdır ve doğrultu atımlı fayların arazide kolayca tanınmalarını sağlar. Doğrultu atımlı
faylanma sonucu oluşmuş morfotektonik yapılar arasında morfotektonik riftler, fay
vadileri, basınç sırtları (uzamış tepeler), fay gölleri (sag ponds), engel sırtları (shutter
ridges), çek-ayır havzaları (pull-apart basins) ve ötelemiş akaçlama (direnaj) sistemleri
sayılabilir:
Morfotektonik Riftler: Kenarları doğrultu atımlı faylarla sınırlanmış, dar-derin ve uzun
çukurlar ya da oluklardır.
Fay Vadileri: Dar- derin –uzun ve çizgisel vadiler olup, bunlar akarsuların, zayıflık düzlemi
ya da zonlarını (fay zonlarını- makaslama zonlarını) kolayca aşındırmaları ile oluşur.
Basınç Sırtları: Doğrultu atımlı fayların iki ya da daha çok kola ayrılması ile gelişen, kama
ya da mercek biçimli blokların yükselmesi sonucu oluşmuş, uzun ekseni fayların genel
gidişine koşut ya da verev olarak uzanan elips biçimli tepelerdir.
Fay Gölleri: Faylar arasında kalan kama ya da mercek biçimli yer kabuğu bloklarının
çökmesi ve faylar boyunca yüzeye gelen yer altı suyunun bu çukurları doldurması ile
oluşan elips biçimli çöküntü gölleridir (Şekil 7.4).
(a)
(c)
(b)
(d)
Şekil 7.4 Sağ yanal doğrultu atımlı bir fay zonunda gelişmiş morfotektonik yapılar. a-c. Basınç sırtı, b. Fay
gölü, d. Morfotektonik rift.
49
Engel Sırtları : Doğrultu atımlı hareket nedeniyle, bir vadi ya da akarsuyun karşısına
getirilmiş ve akarsuyun akış yönünün değişmesine neden olmuş olan sırtlara ya da
uzamış tepelere engel sırtları denir.
Akarsu Vadileri
F: Sağ yanal doğrultuatımlı fay
Engel Sırtı
Şekil 7.5 Engel sırtı ve yatağını değiştirmiş akarsu
Çek-Ayır Havzaları : Genişleme türü yapısal karmaşıklıklar boyunca gelişmiş, kenarları
doğrultu atımlı ve verev atımlı normal faylar ile sınırlı çöküntü alanlarına çek-ayır havzaları
adı verilir. Eşkenar dörtgen (Rhomb), kama (wedge) ve bileşik (composite) olmak üzere
çeşitli çek-ayır (pull-apart) havzalar vardır (Şekil 7.6).
SF
NF
NF
SF
(a) Eşkenar dörtgen
(b) Kama
(c) Bileşik
Şekil 7.6. Çeşitli çek-ayır havzalar.
50
a.
b.
c.
Eşkenar dörtgen biçimli çek-ayır havzası,
Fay kayması havzası
Bileşik çek-ayır havzası
Doğrultu Atımlı Faylar Nasıl Oluşur?
Doğrultu atımlı faylar ilkin Reidel (1929) tarafından deneysel yolla elde edilmiştir. Bu
nedenle eşlenik sağ ve sol yanal ikincil doğrultu atımlı faylar, bu bilim adamın adıyla
Reidels (R, R’) olarak bilinir. Daha sonra,yine deneysel yolla, doğrultu atımlı faylanmanın
diğer elementleri de elde edilmiştir (Wilcox ve diğ., 1973).
Doğrultu atımlı fayları elde etmek için kullanılan düzenek, üzeri kille kaplı, yan yana
duran iki adet ahşap yada metal levhadan oluşur (Şekil 7.7). Şekilde görünen levhalar,
oklarla gösterildiği gibi, farklı yönlerde hareket ettirildiğinde, kil üzerine çizilmiş olan daire
önce elipse dönüşür (Şekil 7.9a).
Referans daire
Kil
Levha-A
Levha-B
Şekil 7.6. Doğrultu atımlı fayları elde etmek için kullanılan deney düzeneği
Deformasyon
Elipsoidi
(a)
(b)
Ana Fay
Şekil 7.8. Doğrultu atımlı fayın deneysel yolla oloşumunu gösteren blok diyagramlar.
51
Eğer levhalar, oklarla işaret edilen yönlerde kaydırılmaya devam edilirse, bu kez, iki levha
arasında bir kırık oluşur ve bu kırık daha önce oluşan elipsi keser ve öteler (Şekil 7.9 b).
Bu ilk oluşan kırığa Y-Kesmesi (Y-shear) yada Ana Fay (Master fault) adı verilir (Şekil
7.9). Deneyin en son aşamasında İse, kil üzerinde, ilk oluşan ana fay ile değişik açılar
yapan ikincil eşlenik doğrultu atımlı faylar (R, R’), genişleme yapıları (açık tansiyon
çatlağı, normal fay) ve sıkışma yapıları (bindirimli kıvrımlar = en echelon folds ve ters
faylar) oluşur. Doğrultu atımlı faylanma sonucu oluşan tüm doğrultu atımlı fay
elemanlarının harita görünümüne Doğrultu Atımlı fay biçimi (strike-slip fault pattern) adı
verilir (Şekil 7.9). Doğrultu atımlı faylanma biçiminde, genişleme yapılarının (açık tansiyon
çatlağı, verev atımlı normal fay) gidişi, en büyük sıkışma eksenine koşut, sıkışma
yapılarının (bindirimli kıvrımlar ve ters faylar) gidişi (yatay düzlemle yaptıkları arakesit) ise,
en büyük sıkışma eksenine (σ1) diktir. Ancak bu geometrik ilişki daha sonra rotasyon
nedeniyle değişebilir.
G
P
TF
σ1
R’
30
σ3
O
O
30
NF
R
O
15
A
Fay
15
O
P
BF
σ3
NF
σ1
TF
G
P
Y: Ana fay, Y-kesmesi
R: İkincil sağ yanal doğrultu atımlı fay,
R’: İkincil sol yanal doğrultu atımlı fay,
P: P-ekseni,σ1 en büyük sıkışma ekseni
A: Açık tansiyon çatlağı,σ3 en küçük sıkışma ekseni
NF: Normal Fay,
BF: Bindirimli kıvrımlar,
TF: Ters fay,
P: P-kesmesi
G: En küçük sıkışma, yani açılma=genişleme ekseni.
Şekil 7.9. Sağ-yanal doğrultu atımlı faylanma biçimi.
52
Doğrultu Atımlı Faylanma Mekanizması
Doğrultu atımlı fayların kinematik fonksiyonu yatay yönde genişleme, düşey yönde
de yükselmeyi sağlamaktadır. Bu nedenle, hem havza oluşumuna hem de havza
kapanmasına katılır ve bu nedenle bir model olarak kullanılmaktadır.
Doğrultu atımlı faylanma sırasında, gerilim eksenlerinden en büyüğü (σ1) ve en
küçüğü yatay konumlu (Şekil 7.9 ve 7.10), orta gerilme ekseni ise düşey konumludur
(Şekil 7.10).
σ2
σ1
σ3
σ3
σ1
F1: Sol yanal, F2 ise sağ yanal doğrultu atımlı fay.
σ1 = En büyük sıkışma ekseni
σ2 = Orta sıkışma ekseni
σ3 = En küçük sıkışma ekseni
F1
F2
Şekil 7.10. Doğrultu atımlı faylanma mekanizması.
Deformasyon, Derinliğe Bağlı Olarak, Doğrultu Atımlı Fay Boyunca Nasıl Değişir?
Doğrultu atımlı faylar boyunca, deformasyon türü ve fay geometrisi derinliğe bağlı
olarak değişir. Üst kabuk ve yüzeye yakın yerde fay daha dik, keskin ve kırılgan (brittle)
deformasyon, buna bağlı olarak da iri taneli-köşeli parçalardan oluşan fay breşleri gelişir.
Buna karşın, alt kıtasal kabukta (~15 km’nin altında) artan ısı ve basınç nedeniyle fay
düzleminin eğimi azalır, sınırlar geçişli olur, deformasyon sünümlü (ductile) hale değişir ve
53
fay zonu genişler (Şekil 7.11). Alt ve üst kabuk arasında ise, kırılgan ve sünümlü
deformasyonlar arasında geçiş zonu gelişir.
yeryüzü
0 km
•
•
•
•
Kırılgan deformasyon
Fay breşi – fay kili
Dik ve keskin fay düzlemi
Daha dar ve örgülü fay zonu
~10 km
Kırılgan sünümlü geçiş zonu
~15 km
•
•
•
Sünümlü deformasyon
Milonit
Daha az eğimli ve daha
geniş fay zonu
Şekil 7.11. Deformasyon ve doğrultu atımlı fay-fay zonunun derinlikle nasıl değiştiğini gösteren ölçeksiz jeoloji
kesidi
54
BÖLÜM 8:
FAYLARI TANIMA KRİTERLERİ
Fayların değişik özelliklerinin belirlenmesi kadar önemli bir diğer konu da fayların
arazide ve harita üzerinde tanınmasıdır. Faylar, üzerlerinde hareketin geliştiği kırılma
düzlemleri olduğundan, hareketin yönüne ve miktarına bağlı olarak, Topoğrafyada önemli
değişimler oluşur. Bu değişimler genel anlamda morfotektonik değişimler ya da
morfotektonik yansımlar olarak bilinir. Diğer taraftan, faylanma sırasında, doğrudan kırılma
düzlemi üzerinde de bazı yapılar oluşur ve bu yapılar fayların tanınmasında ipuçları
oluşturur. Ancak zaman içinde, aşınım nedeniyle fayların neden olduğu birçok kırılmahareket kayıtları ve morfotektonik biçimler yok olur ya da silinir. Ancak deneyimli
yerbilimciler yine de bu kayıtları bulmak yada tanımakta güçlük çekmezler.
Faylanma kriterleri, kökenlerine göre iki gruba ayrılır: (1) Dolaysız kriterler ve (2)
Dolaylı kriterler (Tablo 8.1). Dolaysız kriterler, doğrudan fay düzlemi üzerinde yer alır ve
fayların varlığını kesin olarak gösteren kriterlerdir. Bunlar fay aynası, fay çizikleri (oluk, fay
çentiği, v.b.), mineraller, fay kayasıdır (fay breşi, fay kili, milonit). Dolaysız kriterler, önceki
bölümlerde anlatıldığı için burada yinelenmeyecektir.
Dolaylı Faylanma Kriterleri: Bunlar genel anlamıyla, kırılma ve kırılma düzlemi
üzerinde oluşan hareketin neden olduğu deformasyonun biçimi, miktarı ve yer biçimine
olan yansımalarıdır. Dolaylı kriterler, fayların varlığı hakkında kesin değil fakat dolaylı
verileri oluşturur, başka bir deyişle dolaylı verilerin gözlendiği yerde, fayın olup olmadığına
karar vermek için, dolaysız faylanma kriterlerinin olup-olmadığı da aranmalıdır, eğer
bulunursa, fayın varlığı kesinleşir, aksi durumda, fayın varlığı kesin değildir.
Dolaylı faylanma kriterleri beş alt gruba ayrılır. Bunlar jeodezik, sismik, stratigrafikpaleontolojik, karışık ve morfotektonik kriterlerdir (Tablo 8.1).
Jeodezik veriler uzay ve yer bazlı olup, faylanmanın yol açtığı kabuk
deformasyonu ve ilgili parametrelerdir. Jeodezi ayrı bir bilim dalı olduğu için, burada
ayrıntıya girilmeyecektir.
Sismisite ya da depremlerin ana kaynağı faylanmadır. Fayların varlığı yanı sıra,
onların aktif olup olmadıkları konusunda da bilgi verir, ancak fayın kesin yerini değil,
yaklaşık yerini gösterir. Örneğin, deprem episantır dağılımı, fayların genel gidişi,
geometrisi ve yaklaşık yeri konusunda yararlı fakat dolaylı bilgi verir.
55
56
Morfotektonik
Kriterler
Stratigrafik Kriterler
Sismik Kriterler
Jeodezi
3. Üstten kesilme
4. Tektonik olarak yan-yana gelme
5. Katman ya da kaya birimlerinin
6. Ötelenmiş akarsular
7. Z- ve S- biçiminde bükülmüş dereler
8. Geriye eğimlenme
10. Engel sırtı
kaynağı
bitki örtüsü, traverten oluşumu, sıcak-soğuk su
yenilenmesi-eksilmesi
2. Ani eğim-doğrultu değişimi
5. Fay taraçaları
9. Çizgisel dizim gösteren alüvyon yelpazesi, yoğun
1. Ani fasiyes değişimi
4. Yeniden mineralleşme
3. Fay kayaları (breş, kil, milonit)
2. Fay çizikleri (oluk, eşik, vb.)
1. Fay aynası
DOLAYSIZ KRİTERLER
4. Ani yamaç eğimi değişimi
3. Asılı vadiler
2. Fay vadileri
1. Fay sarplığı-üçgen yüzeyler
Karışık Kriterler
DOLAYLI KRİTERLER
FAYLANMA KRİTERLERİ
Tablo 8.1 Faylanma kriterleri
Stratigrafik-paleontolojik veriler. Stratigrafi, kaya birimlerinin oluşum sırasını
inceleyen bilim dalıdır. Ve normal stratigrafik dizilimde, en yaşlı kayalar en altta, en geniş
kayalar ise en üstte yer alır. Eğer bu dizilim bozulursa, başka bir deyişle yaşlı kayalar genç
kayaların üzerinde gözlenirse, bu durumun nedeni kıvrımlanma ya da faylanmadır. Seçeneği
bire indirmek için, stratigrafik istiflenmenin bozulduğu ya da terslendiği yerde, doğrudan
faylanma kriterleri aranır.
Paleontoloji, kayalar içinde korunmuş olan hayvan ve bitki kalıntılarının (fosilleri)
köken, sınıflaması ve değişik morfolojik özelliklerini inceleyen bir bilim dalıdır. Dünyanın
oluşumundan günümüze kadar geçen süre içinde, değişikhayvan ve bitki türlerini ortaya
çıkmış, gelişip büyümüş ve yaşam dilimlerini tamamlayarak yok olmuşlardır. Kayalar gibi,
hayvan ve bitki grupları da, jeolojik zaman içinde, birbirlerini belirli bir sırada izlemiştir. Bu
olguya hayvan-bitki dizilimi (faunal-floral sequence) adı verilir. Normal faunal-floral istifte,
yaşlı olanlar en altta, genç olanlar ise en üstte yer alır. Eğer bu dizilim bozulursa, bozulma ya
da terslenmenin nedeni yine ya kıvrımlanma ya da faylanmadır. Seçeneği bire indirmek için,
terslenmenin olduğu yerde dolaysız faylanma kriterleri aranır. Özetle stratigrafik-paleotolojik
kriterler, fayların örtülü olduğu bölgelerde ve derin sondajlarda saptanmasında yaygın olarak
kullanılan kriterlerdir (Şekil 8.1). şekilde görüldüğü gibi, sondaj ile alınan örneklerin
startigrafik ve paleontolojik incelemesi sonucu, sondajın yapıldığı yerde, stratigrafik ve fosil
diziliminde bir terslenme saptanmıştır. Bu terslenmenin nedeni kıvrımlanma ya da faylanma
olabilir.
Sondaj
Yeryüzü
Toprak
7
7 En genç
6
5
4
3
2
1 En yaşlı
6
5
4
3
2
1
FAY
Şekil 8.1. stratigrafik ve faunal (fosil) diziliminde terslenme: FAY
57
Karışık kriterler: Bunlar, kaynakları değişik olan kriterlerdir. Bunlarda ilki, değişik
ortamlarda oluşmuş sedimanter kayaların birden bire değişmesidir. Örneğin yüksek enerjili
ortamda oluşmuş kireçtaşı ile yan yana gelmesi, iki fasiyes arasında bir fayın buluna
bileceğini ve bu iki fasiyesin yan yana gelmesine faylanmanın yol açmış olabileceği
yorumunu gündeme getirir (Şekil 8.2).
FAY
LİMESTON
ÇAKILTAŞI
Şekil 8.2 Yanal yönde ani fasiyes değişimi
Karışık fay tanıma kriterlerinden bir diğeri ise, düzlemsel yapıların (katman,
yapraklanma, layer) eğim miktarı ve doğrultularında ani değişmedir (şekil 8.3).
FAY
13
10
11
70
9
80
12
75
13
Şekil 8.3. Katman eğim miktarı ve doğrultusunda ani değişim: FAY
Düzlemsel –çizgisel yapılar ve formasyon sınırlarının ani olarak sona ermesi ya da
üstten kesilmesi, sona erme ya da kesilme yerinde ya açılı bir uyumsuzluğun (aşınım
yüzeyi) ya da bir fayın varlığına işaret eder (Şekil 8.4). iki seçenekten birini elemine etmek
58
için, gözlemin yapıldığı yerde dolaysız fay kriterleri ya da aşınım verileri (oksitlenme yüzeyi,
iki birim arasında zaman boşluğu, üsttekinin tabanındaki birim içinde alttakinin çakıllarının
bulunması: Taban çakıltaşı. vb.) aranmalıdır.
FAY
D
C
B
A
8
7
1
2
3
4
5
6
Şekil 8.4 Üstten kesilme (1, 2, 3, 4, 5, 6, 7 ve 8 birimlerinden oluşan topluluğun yapısı ve sınırları, A, B, C ve D
den oluşan topluluk tarafından kesilmektedir.).
Bazen; değişik ortamlarda oluşmuş, değişik kayalar ya da kaya toplulukları (örneğin
derinlik kayaçları, sedimanter kayalar, metamorfik kayalar vb.) yan-yana ya da üst-üste
gözlenebilir (Şekil 8.5). Böyle durumlarda, iki kaya topluluğu ya da iki kaya birimi arasındaki
sınır fay olabilir. Bunun için, gözlem yerinde dolaysız fay kriterleri aranmalıdır, bulunursa,
fayın varlığı kanıtlanmış olur.
FAYLAR
A
B
C
Şekil 8.5 Değişik kökenli kayaların tektonik olarak yanyana gelmesi (Tectnic juxtaposition). A. Serpentin, B.
Kumtaşı, C. Metamorfik kaya.
Bir istifin içinde, bazı düzeylerin ya da bazı katmanların yer yer yinelenmesi ya da
hiç gözlenememesi, bu gibi istiflerin faylanmaya uğradığı şeklinde yorumlanır (Şekil 8.6).
Fayın varlığını kanıtlamak için, bu gibi gözlem yerinde yine dolaysız fay kriterleri aranmalıdır.
59
2) YİNELENME
1) EKSİLME
3) EKSİLME
Batı
A
B
B
E
A
Doğu
E
F
G
B
C
G
F
C
G
C
B
D
F1
A
F
A
E
F2
D
F3
Şekil 8.6 Yinelenme-eksilme: FAYLANMA. İstif normal olarak A, B, C, D, E, F, G den oluşmakta ve
doğuya doğru eğim göstermektedir. Bu istif üç yerde eksilme (1, 3) ve ya da yönelme (2) göstermekte
olup bu gözlem yerlerinde (1, 2, 3) fay bulunmaktadır (F1, F2 ve F3).
Morfotektonik Kriterler: Bunlar, faylanma ve buna bağlı olarak gelişen kabuk
deformasyonunun topografik yansımalarıdır (Tablo 8.1). morfotektonik kriterlerin başında fay
sarplığı gelir.
Fay Sarplığı, fay düzleminin yer yüzeyinde görünen kesmi olup, zamana bağlı olarak
aşınır ve değişik sayı ve büyüklükte akarsu (dere) vadisinin gelişimi ile ilkin dörtgen daha
sonra da üçgen biçiminde parçalara bölünür. Fay sarplığının aşınmasıyla oluşmuş ve
vadilerle sınırlanan, üçgen biçimli fay sarplığı parçalarına üçgen yüzeyler (triangular facets)
adı verilir (Şekil 8.7). Üçgen yüzeyler ve onları ayıran vadi ya da derelerin ağzında gelişmiş
çizgisel dizilimli alüvyon yelpazeleri, fayın varlığını gösterir. Ancak, bu gibi yerlerde, fayın
varlığından emin olmak için, dolaysız fay verileri aranmalıdır.
ORİJİNAL FAY SARPLIĞI
(a)
(b
) 1
A
B
2
3
C
4
TAVAN BLOĞU
Şekil 8.7. Üçgen yüzeylerin (A, B, C) gelişimini gösteren diyagramlar (1, 2, 3 ve 4 çizgisel dizilmiş alüvyon
yelpazeleri).
60
Fay sarplığı aşınımı sürerken, eğer fay düzlemi üzerindeki hareket miktarı, aşınım
hızından daha büyükse, bu durumda, gelişen vadiler ya da dere yatakları, fayın yükselen
bloğunda ve daha yukarı kotlarda kalır, bunlara asılı vadiler denir (Şekil 8.8).
ASILI VADİLER
FAY SARPLIĞI
TAVAN BLOĞU
Şekil 8.8. Asılı vadiler
Akarsular, yataklarını, genel olarak, aşınmaya karşı dayanımsız olan, başka bir deyişle
kolayca aşınabilen kayalar ve sedimanlar üzerinde derine kazar ve sonuçta dar, derim, uzun
ve çizgisel vadilerin gelişimine yol açar. Bu gibi vadilere Fay Vadileri denir. Çünkü, fay
kayaları, çizgisel özelliğe sahip faylar ve fay zonları boyunca oluşur, ve aşınmaya karşı
dayanımsızdır. Bu nedenle, akarsular yataklarını, fay zonları boyunca kolayca derine kazar
ve fay vadileri oluşturur (Şekil 8.9).
Fay Vadisi
Fay Zonu
Fay Zonu
Alüvyon Yelpazesi
Şekil 8.9. Fay vadisi.
Birine paralel dizilmiş ve aynı yöne eğimli olan fayların (normal ya da ters fay)
topoğrafik yansıması, yataya yakın konumlu yer biçimlerinin, göreceli olarak, dik yamaçlı yer
biçimleriyle ardalanması (yinelemesi) biçiminde gözlenir (Şekil 8.10). Böylece yamaç
61
eğiminin aniden değiştiği (slope break) yerler fay izlerine karşılık gelir. Eğer bu faylar aktif ise
ve fay düzlemleri boyunca rotasyon varsa, bu gibi durumlarda göreceli olarak, tavan
bloklarının üst yüzeyi, fay sarplığını doğru, başka bir deyişle, fay düzlemlerinin eğim yönüne
zıt yönde eğimlenir. Bu durumda da geriye eğimlenme (back tilting) denir ve bu özellik fayın,
aynı zamanda aktif olduğunu da gösterir (Şekil 8.11).
FAY İZİ (yamaç eğim değişim yeri)
GERİYE EĞİMLENMİŞ
TABAN BLOĞU
Çizgisel dizilimli alüvyon
yelpaze
TABAN BLOĞU
Geriye eğimlenme
Çizgisel dizilimli sıcak-soğuk
su kaynakları
Şekil 8. 11. Yamaç eğimi değişimi ve geriye eğimlenme.
Aktif fay zonlarda, fay zonu içinde aka ya da kuru (mevsimlik) dereler, fayın türüne
göre, özellikle doğrultu atımlı ve verev atımlı fayları geçerken derelerin genel gidişi, zaman
içinde değişir. Dereler “Z” biçiminde ya da “S” biçiminde bükülür (Şekil 2.12). Z-biçiminde
bükülen dereler, fay üzerindeki hareketin sağ-yanal, S-biçiminde bükülen dereler ise fay
üzerindeki hareketin sol-yanal olduğunu gösterir (şekil 8.12 a ve 8.12 b). Eğer faylar verev
atımlı iseler, benzer bükülmeler, fayın yine sırayla sağ- ve sol-yanal doğrultu atım bileşene
sahip olduğunu gösterir.
62
Fay
Fay
(b)
(a)
Şekil 8.12 Faylanma nedeniyle Z-biçimde (a) ve S-biçiminde (b) bükülmüş akarsular, sırayla sağ-yanal ve solyanal doğrultu atımlı faylar ve faylanmayı gösterir.
Faylar, sıcak ve soğukların yer içinde büyük derinliklere kadar (bazen kabuk-manto
sınırına değin) dolaşımını sağlayan önemli süreksizliklerdir (yollardır). Gerek mantodan gelen
ve zengin mineral içerikli sıcak sular, gerekirse fayların boyunca derine inerek ısınan soğuk
sular, içinden geçtikleri kayaçları (özellikle CaCO3 bileşimi kireçtaşlarını çözerek, CaCO3
bakımından zenginleşir. Bu tür suların yüzeye eriştiği yerlerde, CaCO3 ‘tın çökelmesiyle incekalın katmanlı, gözenekli yeni kayalar oluşur ve bunlara traverten adı verilir. Bu şekilde
oluşmuş travertenlerin dağılımı çizgisel ise, bu çizgi, suların dolaşımını sağlayan fayların
yeryüzü ile kesiştiği hattı (fay izini) verir ve böylece travertenlerde fayları arazide tanımak için
kullanılan bir kriter oluşturur (Şekil 8.13).
Travertenler bazen, uzun eksenleri fayın genel gidişine paralel ya da yarı paralel
olacak şekilde ince-uzun sırtlar da oluşur. Sırtların ortasında ve sırtların uzun eksenine
paralel çatlaklar yer alır. Çatlak boyunca çıkan ve CaCO3 bakımından zengin sıcak sular, bu
çatlağın her iki tarafına simetrik (bakışımlı) olarak çökelir ve çatlağın genişliği zaman içinde
artar. Bu tür travertenlere de çatlak sırtı traverten denir (Şekil 8.14). Çatlağın merkezinde
CaCO3 oluşumu düşey ve çatlak duvarına paralel, çatlak dışarıda ve yeryüzü üzerinde ise
çatlak duvarına dik ve eğimlidir.
63
Traverten
Şekil 8.13 Çizgisel dilimli traverten oluşumu
Çatlak sırtı
Merkezi çatlak
Yükselen ve CaCO3
bakımından zengin
sıcak sular
Şekil 8.14. Çatlak sırtı travertenin oluşumu.
Çatlakların uzun ekseni, genişleme bölgelerinde fayın genel gidişine, sıkışma
bölgelerinde ise en büyük sıkışma ekseninin doğrultusuna paraleldir. Buna karşın çatlağın
eksenine dik doğrultu ise en küçük sıkışma ya da büyük genişleme yönüne paraleldir (Şekil
8.14). Böylece, çatlak sırtı travertenleri yerel stres analizleri ve yıllık genişleme miktarı bunla
da kullanılır.
Özellikle doğrultu atımlı faylar, fayın gidişine dik ya da verev yönde gelişme akarsu
vadileri ve vadiler arasındaki sırtları kesip öteler ve yer-yer, bir sırt vadiyi karşı-karşıya
64
götürür. Böylece sırtlara engel sırtları adı verilir (Şekil 8.15). Engel sırtları aynı zamanda vadi
boyunca akmakta olan dereleri de, hareketin türüne göre sağa ya da sola öteler ve bu
yüzden fayların yalnızca varlığı değil türünü de gösteren önemli bir morfotektonik kriterdir.
Fay izi
Akarsular
Engel sırtı
Şekil 8.15 Engel sırtını gösteren diyogram
65
BÖLÜM 9
NEOTEKTONİK VE TÜRKİYENİN NEOTEKTONİK BÖLÜMLEMESİ
Neotektonik konusunda ayrıntıya girmeden önce, konu ile ilgili diğer bazı kavram
ya da bilim dallarını da kısaca açıklamak gerekir.bunların başında KÜRESEL TEKTONİK
(Global Tectonics) gelir.
Küresel Tektonik, yerküreyi uzun zaman dilimi içinde ve küresel ölçekte deforme
eden olaylar ve bu olaylar sırasında ve sonrasında oluşan yapıları ve onların oluşum
tarihçesini inceleyen bir bilim dalıdır. Tanım kapsamında T. Wilson çevrimi, küresel
tektoniğin ana içeriğini oluşturur. Riftleşme ve kıtaların parçalanması, okyanusal
havzaların açılması ve levhaların oluşumu, okyanusal havzaların genişlemesi(denizdibi
yayılması), okyanusal havzaların kapanması ve dağ kuşaklarının oluşumu, en sonunda da
başlangıçta oluşan parçaların yeniden birleşmesi (kenetlenmesi = suturing) gibi küresel
olaylar zinciri bir taraftan T. Wilson çevrimini tanımlar, diğer taraftan ise küresel tektoniğin
ilgi alanlarını belirler. Bu kapsamda kıtalar, riftler, okyanusal havzalar, ve dağ kuşakları,
küresel tektoniğin en önemli yapılarını oluşturur. Tüm bu yapıların oluşumu ve yeniden
birleşmesi ile tamamlanan çevrim ortalama 500 milyon yıl sürer. Örneğin, panjeanın
(günümüz kuzey ve güney kıtalarının tümünü oluşturduğu süper kıta) parçalanması
günümüzden yaklaşık 200 milyon yıl önce başlamış olup, parçalanma, okyanusal
havzaların oluşumu, kapanması, kenetlenme günümüzde hala sürmektedir.
Küresel tektonik üç önemli tektonik rejim ile yönetilir: (1) genişleme tektoniği, (2)
sıkışma tektoniği-daralma tektoniği ve (3) sıkışma –genişleme tektoniği (doğrultu-atımlı
faylanma tektoniği). Tektonik rejimler, yer ve zaman bakımından aynı yerde ve aynı
zamanda başlamaz, başka bir deyişle, farklı rejimler arasında kısa ya da uzun süren
geçiş dönemleri vardır, başka bir deyişle, bir tektonik rejim aniden sona erip, bir diğeri
hemen onun yerini almaz, ancak birbirini izleyen iki tektonik rejim arasında zamansal
boşluk da bulunmaz. Bu çerçeve içinde küresel tektonik iki alt bölüme ayrılır: (a)
Paleotektonik, (b) Neotektonik (neotectonics = yenitektonik).
Paleotektonik (eski tektonik) : Geçmişte herhangi bir jeolojik zamanda başlayıp,
yine geçmişte herhangi bir jeolojik dönemde sona ermiş olan küresel tektonik’dir.
Neotektonik : geçmişte herhangi bir jeolojik zamanda başlayıp, günümüzde hala
devam etmekte olan (etkinliğini sürdürmekte olan) küresel tektonik’dir. Neotektonik ile
sıkça karıştırılan bir başka kavram ise Aktif Tektonik’ dir. Aktif Tektonik, yerküreyi çok
66
daha kısa süre içinde (birkaç saniye ile birkaç milyon yıl ) deforme eden yerel ve bölgesel
olaylar ve yapıları konu alır. Aktif tektoniğin ana konusu depremlerdir. Bilindiği gibi
depremler, birkaç saniye ile birkaç dakika içinde, yerkürenin herhangi bir yerini yoğun bir
biçimde deforme eder, sosyal yaşama ve her türlü mühendislik yapılarına onarılması güç
zararlar verir ve büyük parasal kayıplara yol açar. Bununla birlikte, Aktif tektonik, göreceli
olarak daha kısa süreli (birkaç yüzyıl, birkaç bin yıl, hatta birkaç milyon yıl gibi) ve daha
yavaş gelişen ve yerküreyi deforme eden olayları da konu alır. Örneğin: yükselme,
çökelme, incelme, derinleşme, eğimlenme, kıvrımlanma ve volkanik püskürme gibi.
Yeniden Neotektoniğe dönecek olursak, neotektonik, etkinlik süresinin uzun yada
kısa oluşuna göre ikiye ayrılır : (1) Uzun süreli neotektonik, (2) Kısa süreli neotektonik.
Örneğin: Atlantik okyanusunun açılması yaklaşık 140 milyon yıl önce başlamış olup, bu
açılım günümüzde hala sürektedir, başka bir deyişle Antlantik okyanusunun açılımı uzun
süreli bir neotektonik rejimidir. Diğer taraftan, Kızıl Deniz’in orta kesimlerinin açılımı
yaklaşık 3 milyon yıl önce başlamış olup, açılı günümüzde sürmektedir. Bu da kısa süreli
bir Neotektonik rejimdir.
Küresel Tektonik gibi, Neotektonik de, tektonik rejimin niteliği açısından üç alt
gruba ayrılır: (a) Genişleme türü neotektonik, (b) sıkışma-daralma türü neotektonik, ve (c)
sıkışma-genişleme türü neotektonik (doğrultu atımlı faylanma türü neotektonik). Küresel
ya da bölgesel ölçekte, bu tür neotektonik rejim aynı alanlarda, yan yana ve aynı zamanda
etkinliğini sürdürebilir. Örneğin: Türkiye’de her üç tür neotektonik rejim etkinliğini
sürdürmekte olup, etki alanlarının birbirine yakın ya da bitişik olduğu yerlerde birbirlerini
etkilemekte ve jeolojik olarak anlaşılması ve analizi güç olay ve yapıların gelişimine yol
açmaktadır.
Özellikle birden çok neotektonik rejimin etkin olduğu bölgelerde neotektonik
rejimlerin başlama yaşlarını saptamak oldukça güç olup, konuyla ilgili araştırmacılar
arasında önemli görüş ve yorum ayrılıklarına neden olmaktadır. Durum Türkiye’de de
aynıdır. Ancak, hemen hemen tüm yerbilimcilerin benimsediği gerçek şudur: Herhangi bir
alan ya da bölgede Neotektoniğin başladığını başladığını söyleyebilmek için
aşağıda listesi verilen değişimlerin bölgesel ölçekte gerçekleşmesi, en azından
egemen olarak etkinliğini sürdürmeye başlaması gerekir:
1. Daha önce var olan mağmasal etkinliğin jeokimyasal ve mineralojik bileşiminin
değişmesi
2. Deformasyon türünün değişmesi
67
3. Havza türlerinin değişmesi
4. Gerilim (stres) dağılımı ve etkileme yönünün konumunun değişmesi
5. Jeolojik yapı türlerinin değişmesi
6. Sismik etkinliğin kaynağının değişmesi
7. Bölgesel yükselme ve alçalmaların kökeninin değişmesi
8. Tektonik rejimin türünün değişmesi
9. Akaçlama (drenej) sisteminin değişmesi
Mağmasal Etkinlik : Örneğin, daha önce kalk-alkali bir mağmasal etkinliğin, bölgesel
ölçekte alkali nitelikli bir volkanizmaya dönüşmesi.
Deformasyon Türü : Örneğin, var olan kıvrımlanma bindirme faylanması denetiminde
süren
bir
deformasyonun
(sıkışma–daralma-yükserlme-devrilme,
v.b.)
sıkışma
–
genişleme, ya da tümüyle genişleme türünde bir deformasyona (çekme-incelme-çölmeaçılma, v.b.) dönüşmesi gibi.
Havza türleri: Yukarıda sözü edilen her üç neotektonik rejimin kendilerine özgü havza
türleri (depolanma ortamları) vardır ve bu havzalar için kullanılan terimler de birbirinden
farklıdır. Örneğin sıkışma daralma türü neotektonik rejimin denetiminde gelişen havzaların
her iki ya da en azından birer kenarı bindirme faylarıyla sınırlıdır ve bu havzalara
Dağarası Havzalar (Intermontain basins) adı verilir. Buna karşın, sıkışma genişleme
(doğrultu-atımlı faylanma) türü neotektonik rejimin denetiminde gelişen havzaların bir ya
da iki kenarı doğrultu-atımlı faylar, diğer bir ya da iki kenarı ise verev-atımlı normal faylar
tarafından denetlenir ve bu tür havzalar için kullanılan genel terimler çek-ayır havzaları
(pull-apart basins) ya da doğrultu-atımlı havzalar (strike-slip basins)dır. Diğer taraftan
genişleme türü neotektonik rejimlerin denetiminde gelişmini sürdüren havzaların bir ya da
iki kenarı normal faylarla sınırlıdır. Ve bu tür hvzalar için kullanılan genel terim ise
graben’dir.
Gerilim(stres) dağılımı: Birim alandaki tektonik kuvvet miktarına gerilim adı verilir.
Sıkışma, çekme ve kesme gerilimi olmak üzere üç türlüdür. Birbirine dik (ortogonal) üç
eksenle (vektörel değerle) tem sil edilir. Bumlar en büyükten en küçüğe doğru ve
simgeleriyle gösterilir. Gerilim eksenlerinin birbirlerine göre konumları ve en büyük
gerilme ekseninin etkileme (operation) yönü, faylanmanın türünü, dolaylı olarak da
neotektonik rejim ve ona bağlı deformasyonun stilini belirler. Gerilim eksenlerinin
68
konumunlarındaki bölgesel değişim, tektonik rejimin de değişimine neden olur ve bu
değişim dereceli (progressive) biçimde gelişir.
Jeolojik Yapılar: Genel olarak, köken ve biçimlerine göre iki grup tektonik (jeolojik) yapı
vardır: (1) Genişleme yapıları, (2) Sıkışma yapıları. Genişleme yapıları normal faylar,
açılma çatlakları (open gashes, fissures), dayk, sill, graben ve çek-ayır havzalarıdır.
Sıkışma yapıları ise kıvrımlar, ters faylar, dağarası havzaları, doğrultu-atımlı faylar,
bindirimli dizilimli kıvrımlar, basınç sırtları, ters fayla sınırlı yükselimler (push-ups)dir.
Bütün bu yapılardan normal faylar, grabenler ve açılma çatlakları genişleme türü
neotektonik rejimleri; kıvrımlar, ters faylar ve dağarası havzaları ise sıkışma-daralma türü
tektonik rejimleri karakterize eder. Sıkışma–genişleme türü (doğrultu-atımlı faylanma türü)
tektonik rejimler ise her iki grup (sıkışma ve genişleme türü)tektonik yapı ile karakterize
edilir. Anacak, bu tür tektonik rejimlerde, normal faylar,ters faylar, kıvrımlar, basınç sırtları,
çek-ayır havzaları ve sıkışmalı yükselimler göreceli olarak yerel, doğrultu-atımlı faylar ise
bölgesel ve egemen yapılardır. Her iki grup yapının oluşumuna yol açtıkları için doğrultuatımlı faylanma rejimi havzaların açılıp-kapanması ve ofiyolit yerleşmesini açıklamak için
model olarak da kullanılır.
Sismik Etkinlik: Sismik etkinliğin ana kaynağı faylanmadır. Yukarıda açıklandığı gibi,
tektonik rejim değiştikçe, faylanmanın türü, buna bağlı olarak da sismik etkinliğin kaynağı
değişir. Kaynağa göre de sismik etkinlik genişleme kökenli, sıkışma kökenli ve kesme
(makaslama) kökenli depremler olarak adlanır.
Bölgesel Yükselme-Alçalma (Regional uplif-subsidence):
Bölgesel yükselmeler-alçalmalar ya orojenik (dağ oluşumu kökenli) ya da epirojenik (kıta
içi kaynaklı) olur. Her ikisinin sonucunda yer kürenin deformasyonu farklıdır. İlkinde
deformasyon daha karmaşık (kıvrılma-devrilme, yıkılma, ergime, sokulum-magmatizma,
vb.); ikincisinde ise daha yalın olup biçimde değişim olmaksızın yükselme-alçalma, ya da
bakışımsız (asimetrik) eğimlenme (tilting) gelişir. Dolayısıyla bu değişim ve deformasyon
farklılığı yeni gelişen tektonik rejimin niteliğini, türünü belirler.
Tektonik Rejimin Türü: Yukarıda da değinildiği gibi, mevcut tektonik rejimin ve onun
yerini alacak yeni tektonik rejimin türünü gerilim eksenlerinin konumu ve en büyük gerilim
ekseninin  etkileme yönü belirler. Gerilim eksenlerinin konumu temel alındığında, üç ana
tektonik rejim vardır: (1) Sıkışma türü tektonik rejim, (2) Çekme türü tektonik rejim ve (3)
Kesme-makaslama türü tektonik rejim, başka bir değişle kompresyonel, ekstansiyonel ve
doğrultu-atımlı tektonik rejimler.
69
Türkiye ve Yakın Çevresindeki Neotektonik Rejimler ve Başlama Yaşları:
Önceki satırlarda da kısaca değinildiği gibi, Türkiye ve yakın çevresinde üç ana
neotektonik rejim vardır: (1) Doğrultu-atımlı neotektonik rejim, (2) Sıkışma-daralma
(compressional-contractional) neotektonik rejim ve (3) Genişleme türü (extentional)
neotektonik rejim. Genelde, Türkiye ve yakın çevresinde, gerek doğrultu-atımlı gerekse
genişleme türü neotektonik rejimlerin başlama yaşı yaklaşık olarak aynı (orta-genç
pliyosen) olmakla birlikte, her iki neotektonik rejimin gelişim tarihçesi bazı farklılıklar sunar.
Bunlar aşağıda çok kısa olarak özetlenecektir.
Doğrultu-Atımlı Neotektonik Rejim: Türkiye’nin kuzey, güneydoğu ve doğu kemsinde
egemen olan yeni tektonik rejim olup, aynı bölgelerde, doğrultu-atımlı tektonik
başlamadan önce var olan sıkışma-daralma türü paleotektonik rejim arasında yaklaşık
8.5-9 milyon yıl süreli bir geçiş dönemi gerçekleşmiştir. Paleotektonik dönemden
neotektonik döneme geçerken gerçekleşen önemli işleyler ve gelişen yapılar (özellikle
yukarıda listelenmiş olan dönüşümler) Şekil 9.1 üzerinde özetlenmiştir.
Türkiye ve Kafkaslar’da sürdürülen bölgesel ölçekli arazi çalışmaları, labaratuar
çalışmaları ve kinematik analizler, Kuzey Anadolu’nun iç kesimleri, Güneydoğu Anadolu
ve küçük Kafkasların güney kemsindeki neotektonik rejimin doğrultu-atımlı faylanmanın
egemen olduğu sıkışma-genişleme türünde olduğunu ve bu rejimin Genç Pliyosen’de
başladığını kanıtlamıştır (Koçyiğit ve diğ., 2001). Rejimin türü ve başlama yaşı aşağıdaki
bölgesel terslenmelerden (inversion) kolayca anlaşılmakta ve gözlenebilmektedir: (a)
havzaların türü ve konumlarındaki bölgesel değişim (D-B gidişli dağarası havzaların K-B
ve K-D gidişli çek-ayır havzaları tarafından üzerlenmesi: üzerlemiş (superimposed)
havzalar, ya da K-B ve K-D gidişli yeni doğrultu-atımlı fay havzalarının oluşumu), (b)
deformasyon türünün değişmesi (bindirme faylarından eşlenik doğrultu-atımlı fayların
oluşumuna geçiş), (c) volkanizmanın jeokimyasal özelliğinin değişmesi (çarpışma sonrası
kuvvetli kalk-alkali volkanizmadan alkali volkanizmaya değişim), (d) sığ denizel
depolanma ortamlarından aşınım ve taşınmanın egemen olduğu yüksek platolara değişim,
(e) morfotektonik engele rağmen, önceki akış yönünde akmakta ısrar eden ve yatağını
derine kazan Antesedent akarsuların gelişimi, (f) aşırı kabuk kalınlaşmasından doğan
litostatik basıncın yerçekimine eklenmesi ile, daha önce düşey olan en küçük gerilme
ekseninin (σ3) ortaç gerilme ekseniyle (σ2) yer değiştirmesi.
Yukarıda sözü edilen bölgelerde, Geç Serravaliyen öncesi egemen olan sıkışma-daralma
türü eski tektonik dönem ile, onun yerini alan Geç Pliyosen-Kuvaterner yaşlı doğrultuatımlı neotektonik dönem arasında azımsanamayacak uzunlukta bir geçiş dönemi (geç
70
Geç
Serravaliyen
(12 My)
ÇARPIŞMA SONRASI SIKIŞMA TÜRÜ
DEFORMASYON
Tortoniyen
ARABİSTANIN KUZEYE YAKLAŞIMI
Orta Pliyosen
• Türkiye mikrolevhasının, mozaik yapı ile
karakterize olan Anadolu Levhacığına
dönüşmesi
• Bazı kıta içi, sığ be ikincil doğrultu atımlı
fayların oluşumu
• Doğru atımlı deformasyon egemen olması
• Türkiye mirkolevhasının oluşumu ve batıya
doğru kaçmaya başlaması
• Avrasya’nın güney kesiminin parçalanması
• KAFS ve DAFS’lerin oluşmaya başlaması
AU:PALEOTEKTONİK DÖNEMİN SONU
1.Karasal kıvrımlanma, ters faylanma, kısalma
ve Anadolu’nun yükselmesi
NEOTEKTONİK DÖNEM
(Kıtasal Tektonik Kaçış ve ilgili yapılar)
ANADOLU İÇİNDE ÇARPIŞMA SONRASI YAKINSAMA
Geç Pliyosen
(2.6 My)
DOĞRULTU ATIMLI DEFORMASYON
GÜNÜMÜZKUVARTERNER
TEKTONİK
DÖNEM
GEÇİŞ DÖNEMİ
ÖNEMLİ TEKTONİK OLAYLAR VE İLGİLİ YAPILAR
AU:AVRASYA-ARABİSTAN LEVHALARIN
KENETLENMESİNİN SONA ERMESİ
1. Deniz altında kıvrımlanma, ters faylanma,
okyanusal koşulların tümüyle yok olması ve
Avrasya-Arabistan levhalarının kenetlenmesi
PALEOTEKTONİK DÖNEM
(Sıkıştırma türü tektonik rejim ve ilgili
yapılar)
YAŞ
Şekil 9.1. Doğru atımlı neotektonik döneme geçişte gerçekleşen önemli tektonik olaylar, yapılar ve oluşum
zamanların gösteren tektono-stratigrafik dikme kesit.
71
Serravaliyen-Erken Pliyosen) yaşanmıştır. Geçiş dönemi Avrupa’nın da birçok bölgesinde
belgelenmiştir. Orta ve Büyük Kafkaslar ile Orta-Doğu Karadeniz bölgelerinin denizel ve
kıyıya yakın kesimlerinde hala sürmektedir.
Doğu Anadolu platosu ve onun sırlayan kenet kuşakları (Bitlis kenet kuşağı,
Zagros Kenet Kuşağı) boyunca kıta içi yakınsama (intracontinental convergence) KKBGGD yönlerde günümüzde hala sürmektedir. Kıta içi yakınsama, Güney ve Doğu Anadolu’
da, miyosen sırasında, D-B gidişli bir seri sıkışma türü jeolojik yapının oluşumuna yol
açmıştır. Bunlar BKB-gidişli büyük ve küçük-açılı ters faylar, kıvrımlar ve kenarları ters
faylarla sınırlı dağ arası havzalardır. Sıkışma türü yapıların oluşumuna önce zayıf ve çok
sınırlı alkalin volkanizma daha sonra da güçlü kalk-alkali volkanizma eşik etmiştir.
Orta Pliyosen’den başlayarak, Avrasya Levhasının güney kesimleri, kenarları sağve sol-yanal atımlı faylarla (Proto-Kuzey Anadolu ve Doğu Anadolu Fay sistemleri) sınırlı,
kama biçimi, değişik boyutlu bloğa bölünerek parçalanmış ve bunlardan doğuya doğru
daralıp sonlanan en büyük kamasal blok Türkiye zamanında, (Geç pliyosen) Türkiye
mikrolevhası oluşturmuştur (Şekil 9.2). İzlenen zamanda (Geç pliyosen), Türkiye
miktrolevhası ya da Anadolu Levhacığı, kendisini kuzeyden sınırlayan sağ yanal doğrultu
atımlı Kuzey Anadolu Fay Sistemi (KAFS) ve güneydoğudan sınırlayan sol yanal Doğu
Anadolu Fay Sistemi (DAFS) boyunca, BDB yönünde, Afrika Levhasının Akdeniz
tabanında yer alan okyanusal kabuğu üzerine itilmeye başlamıştır. KAFS, DAFS ve
Anadolu levhacığının oluşumu ve bu iki kenar fayı (levha sınırı) sistemi boyunca Anadolu
levhacığının batıya kaçışı,
KKB-yönlü sıkışmayı önemli miktarda rahatlamış ve Doğu
Anadolu platosunun çok daha fazla kısalıp yükselmesini (2 km) önlemiştir. Böylece,
Anadolu Levhacığının batıya kaçışı ile, daha önce aşırı derecede dönmeye başlamıştır.
Bu durum, volkanizmanın bölgesel ölçekte jeokimyasal özelliğindeki değişme ile (önceki
kalk-alkali volkanizmadan alkali volkanizmaya dönüşüm) belgelenmiş olup, bu olay doğu
Anadolu ve platosunun günümüzdeki morfotektonik biçimini yarata doğrultu atımlı
faylanma türü neotektonik rejimin en ayırtman belgesidir. Doğu Anadolu ve Küçük
Kafkaslardaki pliyo-kuvarterner yaşlı yeni tektonik (neotektonik) rejimin en özgün yapıları
KB-gidişli sağ-yanal, KD-gidişli sol-yanal doğrultu atımlı faylar daha yaşlı üzerlemiş
(superimposed) ve yeni doğrultu atımlı havzalar ve yaklaşık K-G gidişli açılma çatlakları,
volkan koni ve domlardan oluşan pilyo-kavaterner yaşlı dağ dizileridir (Şekil 9.2)
Daha yaşlı üzerlemiş havzalar, Bitlis ve Küçük Kafkas Okyanusları boyunca süren
yitimin en son evresinde oluşmaya başlamış ve oluşumlarını Geç-miyosen-Erkenpliyosen
yaşlı geçiş dönemin sonuna kadar sürdürmüştür. Üzerlemiş havzalar genel olarak B-D ve
BKB-gidişli olup, farklı yaş, köken, iç yapı ve deformasyon biçimi gösteren iki sedimanter
72
73
S
Bitlis-Zagros Suture Zone
ARABIAN
PLATE
Karacadağ
stratovolcano
complex
vc
East Anatolian Plateau
VL
DSF
AV
EAP
KV
SB
SL
SSF
North Anatolian
Transform Fault
Lesser Caucasian
Suture Zone
Ramp
basin
AF
Transcaucasian
Suture Zone
Ramp
basin
EURASIAN PLATE
Greatcaucasıan
Suture Zone
Şekil 9.2. Orta Pliyosen’den başlayarak Anadolu Levhacığının Oluşumu
Karlıova
triple
junction
ANATOLIAN
PLATELET
East Anatolian
Transform Fault
N
SCYTHIAN PLATFORM
ya da volkano-sedimanter istif (dolgu) içerir. Daha yaşlı istif oligo-miyosen yaşlı olup
paleotektonik rejimin en son dönem ve fazından kalıtsaldır (kıvrımlı ve ters faylıdır). Buna
karşın üst ya da daha genç istif pilyo-kuvarterner yaşlıdır, hemen-hemen yatay
konumludur (henüz deformasyon geçirmemiş) ve alttaki deformasyon geçirmiş istifin
aşınım yüzeyi üzerinde açılı uyumsuzlukla durur. Bu iki istifin deformasyon biçimleri
arasındaki büyük farklılık ve iki istif birbirinden ayıran açılı uyumsuzluk gerek tektonik
rejimin ve gereksen yeni gelişen havzanın türündeki bölgesel değişim bir diğer ayırtman
belgesidir, başka bir deyişle, doğrultu atımlı neotektonik rejimin başladığının özgün
kanıtıdır. Sonuç olarak, gerek Doğu-Güney-Küzey Anadolu gerekse Küçük Kafkasya’daki
neotektonik sıkışma-genişleme (doğrultu atımlı faylanma) türünde olup Geç pliyosenkuvarterner yaşlıdır.
GENİŞLEME TÜRÜ NEOTEKTONİK REJİM
Günümüzde Güneybatı Türkiye’de (Batı iç Anadolu, Orta-Batı Toroslar ve
Güneybatı Anadolu ) egemen olan bu neotektonik rejimin gelişimi fasılalı (episodic) dır.
(Koçyiğit ve dig. 1999).
Kuzey Neo-Tetiz okyanusu’nun Eskişehir-İzmir kesimi Geç paleosen sırasında
kıta-kıta çarpışmasıyla kapanmış; kapanan okyanusal bu istifler ayni zamanda,
oluşumlarını denetleyen genişleme türü tektonik rejimin ayırtman belgesi olan, yer-yer
iyileşip korunmuş normal türde büyüme fayları da içerir.
İlk genişleme fazı sırasında oluşumun olan bu istifler, genel olarak geç miyosen ile
geç pliyosen arasındaki bir döneme kısa süreli bir sıkışma türü tektonik rejimin etkisine
girmiş ve deformasyona (bölgesel ölçekte kıvrımlanma, yersel ölçekte ters ve doğrultuatımlı faylanma) uğramıştır (Koçyiğit 2004). Kısa sureli tektonik sıkışma fazının ve buna
bağlı deformasyonun en ayırtman belgeleri: (a) ilk dolgu içinde gelişmiş bölgesel kıvrımlar,
yerel bindirme (ters) faylar ve doğrultu atımlı faylar ile istifi oluşturan fasiyesler içine
kazınmış sıkışma kökenli slikinsaydlardır.
Bölgesel ölçekte, geç pliyosenden başlayarak ikinci bir genişleme türü tektonik
rejim başlamış ve bu rejim etkinliğini ve özelliğini günümüzde de sürdürmektedir. Bu ikinci
genişleme türü tektonik rejimin denetiminde; bir taraftan yeni graben ve horstlar
oluştururken, diğer taraftan de, daha önce oluşmuş olan graben ve horstlar, onların kenar
fayları ve deformasyon geçirmiş birincil dolguları ya daha önce oluşmuş kenar faylarının
yeniden etkinlik kazanmasıyla ya da yeni oluşan çok daha genç ve daha dikçe eğimli
normal faylarla kesilmişi ötelenmiş ve yükseltilmiştir. Diğer taraftan, ikinci genişleme
74
rejimine eşlik eden ve egemen olarak akarsu sedimantasyonu ile depolanmış, hemenhemen yatay konumlu (henüz deformasyon geçirmemiş) ikinci bir graben dolgusu daha
gelişmiştir. Önceki satırlarda, anlatılan doğrultu atımlı faylanma rejiminde olduğu gibi,
normal faylanma denetiminde gelişmiş olan bu ikinci istif, yeğince deformasyon geçirilmiş
ilk istifi açılı uyumsuzlukla örtmektedir. Bu ikinci istife, egemen olarak yer-yer alkali bir
volkanizma da eşlik etmiştir.
Özetle, herhangi bir bölgede, yeni bir tektonik rejimin (neotektonik rejimin ya da
dönemin) başladığını söylemek için, önceki satırlarda listelenmiş olan dokuz önemli
dönüşümün gözlenmiş olması gerekir. Gerek yukarıdaki açıklamalar gerekse tüm
Güneybatı Türkiye’de gözlenmiş ve belgelenmiş olan dönüşümler, ilk genişleme
döneminin, onu izleyen sıkışma fazı ve bu fazı da üzerleyen ikinci ve son genişleme fazı
nedeniyle artık bir paleotektonik dönem niteliği kazandığı; ikinci genişleme tektoniği
fazının ise günümüzde hala etkinliği sürdürüyor olması nedeniyle genişleme türü
neotektonik rejimi temsil ettiği ve pliyo-kuvaterner yaşlı olduğu açık biçimde ortadadır.
Güneybatı Türkiye’de fasılalı (epizodik) genişleme türü rejimlerin gelişimi, bu sırada
oluşmuş önemli tektonik olaylar, yapılar ve onların zamanlaması Şekil 9.3’ de
özetlenmiştir.
Türkiye Ve Yakın Çevresinin Neotektonik Bölümlenmesi.
Bölgesel gerilim dağılımı ve gerilim eksenlerinin (σ1, σ3, σ3,) birbirlerine göre olan
konumları temel alındığında, Türkiye ve yakın çevresi üç ana neotektonik bölgeye ayrılır:
1. Kuzey-doğu-güneydoğu Anadolu doğrultu atımlı neotektonik bölge
2. Güneybatı Türkiye genişleme neotektonik bölgesi
3. Karadeniz-Kafkaslar sıkışma-daralma neotektonik bölgesi.
Bu üç neotektonik bölgeye bir dördüncü bölge daha eklenebilir, bu da
4. Güney Ege-Doğu Akdeniz Aktif yitim bölgesi.
Her ne kadar üçüncü ve dördüncü neotektonik bölgeler aynı tektonik rejinle
yönetiliyorsa da, üçüncü neotektonik bölgede aktif yitim ve kenetlenme (suturing)
tamamlanmış, buna karşın dördüncü neotektonik bölgede yitim günümüzde sürmekte,
kıtasal kenetlenme henüz tamamlanmamıştır. Türkiye ve yakın çevresindeki neotektonik
bölümleme Şekil 9.4 üzerinde gösterilmiştir.
Anımsanacağı gibi Türkiye ve yakın çevresinin ilk neotektonik bölümlemesi
(subdivision) Şengör (1981) tarafından yapılmıştır. Şengör’e göre (1981) Türkiye ve yakın
çevresi dört neotektonik bölgeye ayrılır. Bunlar:
1. Batı Anadolu genişleme bölgesi
75
2. Orta Anadolu Ova bölgesi
3. Doğu Anadolu daralma bölgesi
4. Kuzey Türkiye bölgesi
Görüldüğü gibi bu bölümlere tam anlamıyla bir tektonik (kökensel) bölümleme
değildir. Örneğin, ikinci ve dördüncü bölgelerdeki tektonik rejimlerin türü belirtilmemiştir.
Halbuki Kuzey Türkiye’de iki ayrı neotektonik rejimin varlığı bugün bilinmektedir ve bu iki
rejimin etkilediği alanların sınırları çizilebilmektedir (Şekil 9.4). Diğer taraftan “Batı Anadolu
genişleme bölgesi”nin doğu sınırı, Antalya Körfezi batı kenarı ile Marmara denizinin doğu
kıyılarını birleştiren yaklaşık K-G gidişli hayali bir zondur. Halbuki son yıllarda yapılan
ayrıntılı arazi çalışmaları, jeodezik haritalama ve 2000 Sultandağı, 2002 Çay
depremlerinin odak mekanizması çözümleri, Batı Anadolu’daki genişleme türü neotektonik
rejimin çok daha doğuya (Tuz Gölü Fay Kuşağına) kadar devam ettiği, Orta Torosları
(özellikle Isparta Açısını) da etkilediğini kesin biçimde kanıtlanmıştır. Özetle, Şengör
(1981) tarafından yapılan ilk bölümlemede neotektonik bölgelerin sınırları tam olarak
ortaya konamamıştır. Çünkü, bu ilk bölümlemenin yapıldığı yıllarda konuyla ilgili yeterli
veri henüz elde edilememiştir. Bu nedenle Koçyiğit ve Özacar (2003) tarafından yeni bir
neotektonik bölümleme yapılmıştır. Bu neotektonik bölümlemenin ayrıntıları aşağıda
özetlenmiştir.
76
TEKTONİK
DÖNEM
ÖNEMLİ TEKTONİK OLAYLAR (İŞLEYLER)
Geç Pliyosen
(2.6 My)
Erken Pliyosen
Geç Miyosen
(~12 My)
•
Türkiye mikrolevhasının, mozaik yapı ile karakterize
Genişleme türü deformasyon
edilen Anadolu Levhacığına dönüşmesi
•
Alkali volkanizmanın egemen hale gelmesi
•
Genişleme türü tektonik deformasyonun ortaya çıkması
ve graben-horst sisteminin oluşması
•
Afrika levhasının dalma açısından artma ve bu yüzden
Anadolu levhacığının aşağı doğru çekilmesi
•
Türkiye
mikrolevhasının
batıya
doğru
harekete
başlaması ve saat ibresinin tersi yönünde rotasyona
uğraması
Kısa süreli sıkışma
türü deformasyon
Afrika Levhasının Anadolu Levhasına Yaklaşması
Günümüz
NEOTEKTONİK DÖNEM
(Kıtasal Riftleşme ve ilgili yapılar)
YAŞ
Orta Miyosen
•
AU: ESKİ TEKTONİK DÖNEMİN SONA ERMESİ
Karada egemen kıvrımlanma
•
Yerel ters faylanma-doğrultu atımlı faylanma
•
Genişleme türü tektonik rejimin başlaması
Genişleme türü
Deformasyon
Alt kıta kabuğunda sünümlü akma
•
Orojenik çökme
•
AU: SIKIŞMA TÜRÜ DEFORMASYONUN SONA ERMESİ
Eosen
Geç Paleosen
(Batıda)
AK
Burdigaliyen
(Doğuda)
(~58 My)
Toros-Menderes ve Kırşehir
Bloklarının yakınsaması
Oligosen
Kıtasal
kabuğun
kıvrımlanması,
ters
faylanması,
kalınlaşması, yükselmesi ve buna uzun süreli aşınım ve
ayrışmasının eşlik etmesi
AU: MENDERES-TOROS, KIRŞEHİR, SAKARYA VE
PONTİD BLOKLARININ BİRBİRLERİNE EN SON
KAYNAMASI
•
Denizaltında kıvrımlanma, ters faylanma, okyanusal
ortam ya da koşulların tümüyle yok olması ve Kuzey
Neo-Tetiz okyanusunun İzmir-Ankara-Erzincan kenedi
boyunca kapanışının sona ermesi
Şekil 9.3. Genişleme türü neotektonik döneme geçişte gerçekleşen önemli tektonik olaylar,
yapılar ve onların zamanlamasını gösteren tektono-stratigrafik dikme kesit.
77
PALEOTEKTONİK DÖNEM
(Eski Tektonik Dönem)
Erken Miyosen
•
Çarpışma sonrası
sıkışma türü def.
(ilk genişleme fazı)
Şekil 9.4. (a) Şengör’e göre (b) Koçyiğit’e göre Türkiye ve çevresinin neotektonik bölümlemesi,

DAYK 2008 - ResearchGate

Kısa sınav1 - Kırklareli Üniversitesi Personel Web Sistemi

Bu PDF dosyasını indir - TÜBİTAK ULAKBİM DergiPark

G.Ü. JE OF İZ İK MÜH END İSL İĞ İ Jeofizik Mü h. Jeoloji Y. Lis.

osmangazi üniversitesi mühendislik mimarlık fakültesi

UYGUNDUR Prof.Dr. Yaşar KİBİCİ BÖLÜM

2014-2015 Güz yarıyılı ders programı

TUFA VE TRAVERTEN-PPT-SUNUM-IV