DAYK 2008 http://www.dayk.sakarya.edu.tr KUZEY ANADOLU FAY ZONU’NUN GÜNEY MARMARA BÖLGESİNDEKİ GEOMETRİK VE YAPISAL ÖZELLİKLERİ Özburan, M., Sanğu, E. ve Gürer, Ö.F. Kocaeli Üniversitesi, Jeoloji Mühendisliği Bölümü, Kocaeli ([email protected]) Öz gelişmiştir (Şekil 1 ve 2). Orta kol, Geyve Marmara bölgesi, sismik açıdan Türkiye’nin en aktif havzasından Gemlik Körfezi’nde doğru uzanır. bölgelerindendir. ve Güney kol, Bursa ve Manyas-Gönen havzalarından deformasyon paterni bölgede etkilidir. Bunlar Kuzey geçer ve Biga Yarımadası’nda orta kola yarı-paralel Anadolu Fay Zonu (KAFZ) ile kontrol edilen olarak Edremit Körfezi’nden Ege Denizi’ne girer. doğrultu atım tektoniği ve Ege bölgesini etkileyen Güneybatı Marmara’daki ana gidiş KD-GB dır. K-G yönlü gerilme rejimidir. Doğrultu atım, gerilme Bununla birlikte güney Marmara kıyıları hemen rejimine göre, bölgeyi etkileyen ana unsurdur. KAFZ, hemen D-B dır. Fayların bu dağılımı yaklaşık 100 km Anadolu’nun büyük bir bölümünde kısmen dar, sağ- lik bir sağ yanal makaslama zonunu yansıtır. İki farklı tektonik rejim yanal atımlı fay zonu şeklinde geçerken, Marmara’nın hemen doğusunda üç kola ayrılır. Bunlar; kuzey, orta Yapısal Jeoloji ve güney koldur. Bu yapısal elemanlar güney İnceleme Marmara’da batıdan doğuya önemli farklılıklar arasında sergiler. Güneydoğu Marmara bölgesi, doğrultu ve alanındaki faylar, yaklaşık D-B Mudanya-Bandırma kısmen de BKB-DGD yönlüdür (Şekil 1). Ancak Bandırma batısında saatin normal atımlı faylarla sınırlanan yaklaşık D-B yönlü tersi yönünde dönerek KD-GB yönlü bir gidiş izler romboidal biçimli morfolojik yapılar ile karakterize (Şekil 2). Daha güneybatıda Biga yarımadasında, edilir. Buna karşın, güneybatı Marmara bölgesi, D-B birkaç kola daha ayrılır ve Ege Denizi’ne girer. yönlü normal faylar ve KD-GB yönlü doğrultu atımlı Bölgedeki D-B faylarsa çoğunlukla normal faylardır. faylar egemendir. Bu fay sistemleri günümüzdeki Yani KAFZ’nun Güneybatı Marmara’daki ana gidişi sismisiteyi kontrol eder. KD-GB’dır. Birçok günümüz topografyasındaki fay şevinin hem KD-GB doğrultu atımlı faylarla hem de Giriş D-B normal faylarla eşleşmesi bu iki fay ailesinin eş Kuzeybatı Türkiye’nin güncel tektoniği başlıca iki zamanlı tektonik etkenin birlikte etkisi ile kontrol edilir. oluştuğuna işaret etmektedir (Gürer vd.,2003). Bunlar; (1) Ege ve batı Anadolu’yu etkileyen K-G yönlü gerilmeli tektonik, (2) KAFZ’nun doğrultu atım Marmara Denizi’nin güneyi, yoğun bir fay şebekesi tektoniği. KAFZ’nun Marmara bölgesinde kollara ile biçilmiştir. Bölgede iki önemli fay grubu ayrılması, doğudan batıya doğru dereceli olarak tanımlanmıştır. gerilmeli rejime geçilmesi ile ilişkili olmalıdır. Güney Bunlardan ilki, yaklaşık D-B doğrultulu ve Marmara Denizi’nin kıyılarına paralel Marmara Denizi ve çevresinde, KAFZ’nun orta ve faylardır. Bu fay sistemi genellikle kuzeye eğimlidir. güney kolları egemendir ve birkaç karmaşık havza 108 DAYK 2008 http://www.dayk.sakarya.edu.tr Geometrik ve kinematik göstergeler bu fayların normal veya oblik olduğunu ve Pliyo-Kuvaterner gerilme tektoniği ile ilişkili olduğunu göstermektedir. normal faylar D-B yönlü iken, doğrultu atımlı faylar İkinci grup fay trendi KD-GB doğrultuludur. Bunlar KD-GB yönlüdür. Bu iki fay ailesi olasılıkla eş bölgede her ölçekte (kilometre-metre) gözlenebilir. zamanlıdır. Birçok KD-GB doğrultu atımlı ve D-B Bu normal fay, günümüz topoğrafyasındaki fay şevleri ile gruba dahil faylar bölgenin batısında gözlenmektedir (Şekil 2). karşılaştırılabilir. Bununla birlikte, KB-GD yönlü faylar bu doğrultulara obliktir. Bu yapısal öğeler yörede egemendir ve neotektonik evrime yön vermişlerdir. Güneybatı Marmara’da Şekil 1: Güneydoğu Marmara’nın Jeotektonik Haritası (Gürer vd. 2003) Kuvaterner Üst Birim U.MiyosenPliyosen Orta Birim A.-O.Miyosen Alt Birim Paleojen Granit Paleojen Mesozoyik Temel Marmara Adası Çınarlı Topagac Marmara D E N İ Z İ M A R M A R A Avşa Adası Ölçek 0 Ilhankoy Ballipinar 8 km Kestanelik Cakil Paşalimani Adası Ocaklar Karabiga Erdek ERDEK KÖRFEZİ EDİNCİK H. Edincik Örtülüce BANDIRMA KÖRF. BANDIRMA HORSTU Bandırma Misakca Kepekli KF Biga Bereketli Buğdaylı Sarıköy GF Dereköy MANYAS GÖLÜ Sultaniye Işıkeli Sarıoluk Gönen Saraclar SF SARIOLUK HORSTU Yukariinova Muratlar Çomakli Camova Sofular 511000 520000 530000 540000 Manyas UF Üçpınar Dura HAMİDİYE HORSTU Çobanhamidiye 550000 560000 570000 580000 590000 600000 Şekil 2: Güneybatı Marmara’nın Jeotektonik Haritası (Gürer vd. 2006) 109 DAYK 2008 http://www.dayk.sakarya.edu.tr Faylar bölgedeki bazı horst ve graben yapılarını Marmara Bölgesinin Sismisitesi şekillendirmişlerdir. Bandırma doğusunda, orta ve Marmara Bölgesi’ndeki GPS çalışmaları (Straub, güney kollar arasında D-B yönlü romboidal biçimli 1996; Straub & Kahle, 1997), jeomorfoloji, batimetri, bloklar yönlü havzalardaki çökellerin kalınlıkları ve tarihi deprem romboidal yükselimler gözlenmiştir. Batıdan doğuya kayıtları (Ambraseys & Finkel, 1991) orta ve güney doğru altı tane büyük horst bloğu tanımlanmıştır. kollarının kuzey kola göre atım miktarlarının daha Bunlar; Karabiga, Kapıdağ, Edincik, Bandırma, düşük olduğunu önermektedir. Ayrıca, KAFZ’nun Sarıoluk ve Hamidiye horstlarıdır. Kapıdağ horstu, kuzey kolu üzerinde sismik aktivite çizgiseldir, fakat inceleme Kapıdağ orta ve güney kollar üzerinde çok dağılmıştır (Gürbüz Yarımadası’nda KB yönlü faylar seyrektir, buna vd., 2000). KAFZ’nun güney kolundaki eğim atım karşın KD faylar önemlidir. Kapıdağ horstu, ana oranı kuzey koldakinden düşüktür (± 3 mm/yıl), ve karadan KD-GB gidişli büyük bir sağ yanal fay ile doğrultu boyunca da epeyce düşüktür (3-9 mm/yıl) ayrılmıştır. (Meade vd., 2002). Bununla birlikte, güney kol egemendir. Batıda ise, alanının ortasında KD-GB yer alır. üzerindeki Bouguer gravite haritası, güney Marmara bu düşük oran, gelecekte büyük magnitüdlü bir deprem oluşturabilir. bölgesindeki yapısal gidişler ile uyum içindedir. Göze çarpan en önemli gravite Bölgenin günümüz yapısal çatısı ve morfolojisi KD- eğimlerinin, KD-GB ve D-B trendli faylarla ilişkili GB ve D-B doğrultulu aralı aşmalı fay sistemleri ve olmasıdır. Maksimum gravite değeri Marmara Adası yaklaşık KD-GB çevresinde grabenlerle karakterize edilir. Bizim elde ettiğimiz ve özellik, Saros doğrusal Körefzi’nde (70 mgal) gözlenmektedir (Şekil 3). sonuçlar, bütün fay sistemlerinin bölgenin güncel I 27.0 I I tektoniğini etkilediğini göstermektedir. 0 0 28.0 I I Thrace I 50 10 41.0 0 30 20 ve D-B uzanımlı Horst ve _ 10 10 Güney Marmara bölgesindeki faylardaki fay atım Istanbul 20 40 30 40 verileri, ana doğrultu atımlı hareket ile birlikte önemli -100m 30 Gulf of Saros _ 0 20 30 _ 20 40 30 ML 10 30 10 eğim atım bileşeninin varlığını göstermektedir (Şekil 10 30 40 40.0 40 40 30 20 0 0 4). Normal, sağ yanal ve sol yanal atımlı faylar Bursa UL Gönen 10 0 -10 -20 20 0 gözlenmiştir. Normal fay kayma düzlemleri orta-dik -30 0 eğimlidir, ancak sağ ve sol yanal atımlı kayma -50 -40 I I I I I I I 0 30 düzlemleri orta ve az eğimlidir. Doğrultu atımlı faylar 60 km KD-GB gidişlidir. Normal faylar başlıca D-B Şekil 3. Marmara bölgesinin Bouguer gravite haritası. doğrultuludur. Akdoğan (2000) dan değiştirilerek alınmıştır. Kontur Genç sedimentlerde düzlemleri gelişmemiştir. aralıkları 10 mgal dir. 110 büyük fay DAYK 2008 http://www.dayk.sakarya.edu.tr Şekil 4: Marmara’nın güneyinde KAFZ’nun geometrisi ve Marmara Bölgesi’nin batimetrik ve topoğrafik haritası. Haritadaki işaretli kısımlar çalışma alanını göstermektedir. Batimetrik konturlar 200m aralıklı çizilmiştir. Fay düzlemi çözümleri (1) Ü.Kıyak, basılmamış doktora tezi, İ.Ü.İstanbul, 1986; (2) Canıtez & Toksöz, 1971; (3) McKenzie, 1972; (4) Kalafat, 1998; (5) Kalafat, 1988; (6) Jackson & McKenzie, 1984; (7) McKenzie, 1978; (8) Taymaz, 2001 Karabiga, Kapıdağ, Edincik, Sarıoluk ve Bandırma olarak, bizim elde ettiğimiz sonuçlar bundan sonra blokları ve onlara komşu depresyonlar doğrultu atımlı bölgenin faylar boyunca gelişen normal atımlar sayesinde çalışmalarda kullanılabilir. kara ve deniz kesiminde yapılacak şekillenmiştir. Bu horst sistemleri kuzeyde Marmara depresyonu ile sınırlanmıştır (Şekil 3). Önceki Tartışma çalışmalarda, Marmara Denizi’nin kuzey yarısında, Batı Anadolu’da başlıca iki tip havza vardır: (1) D-B kuzey kol çevresinde romboidal ve üçgen biçimli ve (2) KD-GB yönlü havzalar. D-B yönlü havzalarla bloklar tanımlanmıştır (Barka & Kadinsky-Cade, bunları ayıran horstlar ve ilişkili normal faylar batı 1988; Wong vd., 1995; Ergün & Özel, 1995). Benzer Anadolu’nun en önemli neotektonik özelliklerdir. şekilde, Marmara Denizi’nin güney bölümünde de Diğer, daha az önemli olanlar KD yönlü havzalar ve benzer bir morfotektonik patern gözlenmiştir. Bu yükselimlerdir. çalışmanın sonuçları ile önceki kıyı ötesi çalışmalar grabenlere göre yüksek açılıdır. Batı Anadolu’da korele edildiğinde, kara ve deniz içindeki yapıların kuzeyde Marmara Denizi’nden güneyde Gökova benzer edildiğini Körfezi’ne dek yaklaşık 20 tane kuzey-güney yönlü göstermektedir. KAFZ üzerindeki depremlerin batıya havza vardır. Grabenler 290 D boylamı doğusunda doğru kayması hariç tutulursa, orta ve güney kollar gözlenmez (Yılmaz vd., 2000). K-G yönlü grabenler üzerinde yıkıcı depremler olmaktadır. Bunlara ilave genellikle oblik faylarla (normal atım bileşenli tektonik rejim ile kontrol 111 Bu havzaların gidişleri D-B DAYK 2008 http://www.dayk.sakarya.edu.tr doğrultu atımlı faylar) sınırlanmıştır. Bu havzaların en Ayrıca, litolojik, stratigrafik ve çökeleme özellikleri önemli özellikleri, Alt-Orta Miyosen yaşlı çökel ve açısından benzer kıtasal havzalar batı Anadolu’da yer volkanitlerinin egemen olmasıdır (Yılmaz vd., 2000; almıştır (Gürer vd., 2003). Batı Anadolu’da Geç Bozkurt, 2003). Miyosen-Pliyosen’de rejyonal bir yükselme ve aşınma fazı gelişmiştir (Yılmaz vd., 2000). Bütün bu Bölgede, kısmen metamorfik temelin sadece yapısal özelikler bu havzaların gelişiminin KAFZ’nu ile yükselimlerde mostra verdiği gözlenmiştir. Neojen ve direkt ilişkili olmadığını göstermektedir. Bu havzalar Kuvaterner çökelleri, birbirinden açısal uyumsuzlukla Yılmaz vd. (2000) tarafından önerilen daha önceki bir ayrılan üç farklı paketten oluşmaktadır. Bunlar: (1) tektonik rejimle ilişkilidir. KAFZ’nun orta ve batı horstlarda mostra veren, kıvrımlı Alt-Orta Miyosen kollarının gidişlerinin D-B dan KD-GB ya doğru istifi; (2) neredeyse yatay Üst Miyosen-Pliyosen dönmesi, bu fayların, alt birimi denetleyen KD-GB ‘başlıca kırıntılı kayalar’ ve (3) Pliyo-Kuvaterner yönlü fayları izlediği şeklinde yorumlanabilir. alüviyal-fluviyal çökeller. Bu çökeller batı Anadolu Marmara Neojen istifleri ile korele edilebilir niteliktedir. havzası ilk denizel havza özelliğini Serravaliyen’ de kazanmıştır. Deniz günümüzde Alt-Orta Miyosen kayaları, Batı Anadolu’da yaygınca kuzey ve güney şelfler ile sınırlanmaktadır (Şekil 2). mostra verir. Bu birim çalışma alanının kuzey ve Geç Miyosen’de alanın çoğunluğu yüksek bir doğu bölümlerinde seyrektir, fakat güney bölümde topoğrafik yaygındır. Birimin egemen uzanımı KD-GB dır. rölyefe sahiptir. Geç Pliyosen’de faylanarak parçalanmış ve günümüzdeki horst-graben Üst Miyosen-Pliyosen kayaları ise flüviyo-laküstrin morfolojisi oluşmuştur. Bunun sonucunda alt ve orta ortamlarda çökelmiştir ve güney Marmara bölgesinde birim alçalım alanlarında korunmuş ve yersel olarak yayılımı oldukça fazladır. Bu kayaçlar Karabiga, ta horstların üzerinde de yer almıştır. Erken Gönen, Bandırma, Mudanya ve Gemlik bölgelerinde Holosen’de Akdeniz’in deniz düzeyi yükselimi D-B horst ve grabenlerle sınırlanmamaktadır. Ayrıca nedeniyle deniz Çanakkale Boğazı’na dek ulaşmış ve orta ve güney kollar arasındaki horstların üstlerinde Marmara çukuru kıta içi bir deniz haline gelmiştir de yüzeylenmektedir. Buna göre bölgenin aktif (Erinç, 1955). tektonik unsurunu oluşturan ana yapısal elementler KAFZ’un Batı Marmara’daki Rotasyonun Sebebi (KAFZ’nun kolları) bu kayaçları sınırlamaz ve hiçbir Güney yerde çökelmesini denetlemez. Sadece Kepekli fayı kuzeyinde denetlediği istifin üst gözlenmiştir. bölümünün Bu haritalandığında, çökelmesini durumda Marmara’daki GD başlıca yükseltiler Marmara Bölgesi’nde Bandırma, Mudanya ve Kurşunlu horstlarının genel birim gidişi kabaca D-B yönlü iken (Şekil 1) daha batıda, KAFZ’ndan önce oluştuğunu önermektedir. Böylece Bandırma’dan itibaren, Karabiga, Edincik ve Sarıoluk birim, KAFZ’nundan daha yaşlıdır. Fay zonunun horstları KD-GB gidişlidir (Şekil 2). bölgedeki yaşı da bu durumda Geç PliyosenPleyistosen olarak düşünülmüştür. Diğer çalışmacılar KAFZ’nu teşkil eden bu KD-GB fayların, çoğunlukla da Marmara ve kuzey Ege bölgesinde KAFZ Pliyosen sağ yanal oblik normal karakterde çalıştığı ve veya geç Pliyosen’de oluştuğunu önermişlerdir (Emre günümüz vd., 1998; Okay vd., 1999; 2000; Ünay vd., 2001). 112 morfolojisini oluşturduğu, düzlemler DAYK 2008 http://www.dayk.sakarya.edu.tr üzerindeki ayrıntılı gözlemlerle ortaya konmuştur. Sonuçlar Meydana gelen depremlerin odak mekanizması Bu çözümleri de bunu desteklemektedir (Şekil 4). Özellikle bölgenin batı kesimindeki çalışmada, bölgesindeki egemen KAFZ’nun geometrik ve güney Marmara yapısal özellikleri sergilenmiştir. Çalışmada elde edilen sonuçlar aşağıda doğrultunun KD-GB olması ve Bandırma dolaylarına belirtilmiştir. kadar yaklaşık D-B gelen KAFZ’nun birdenbire KDBatı Anadolu’nun Erken Miyosen’deki durumuna GB’ya dönmesi şöyle açıklanabilir; bakıldığında farklı rölyefli bir topografya üzerinde bir göl havzası kurulmuş, bu havzada da şeyl ve marnın Geç Miyosen’de Batı Anadolu’da K-G sıkışma ürünü olarak gelişen KD-GB egemen olduğu çökeller depolanmıştır. Buna Güney yönlü faylar, Ege ve Marmara Marmara’nın batısında KD-GB trendli havzaları çökeller, Manyas) KD-GB yüzeylediğine Ü.Miyosen-Pliyosen gidişli göre horstlar KAFZ, olasılıkla gelişen KD-GB gidişli faylar Batı Anadolu’daki bu göl havzasını deforme etmiş ve bu esnada volkanik aktivite, olmalıdır. Yani KAFZ’nun KD-GB trende dönmesi, olan deformasyona eşlik etmiştir. Alt-Orta Miyosen topluluğu, sıkışmalı deformasyon nedeniyle KAFZ’nun bölgeye girdiği dönem olan Pliyovar horstlar Miyosen’de, K-G sıkışmalı bir tektonik rejim altında Pliyo- morfolojiyi denetleyen KD-GB fayları takip etmiş zaten Çünkü sonra kazanmış olabileceğine işaret etmektedir. Geç de Kuvaterner’de bölgeye girmiş ve Geç Miyosen’de Kuvaterner’de, dahildir. bölgenin günümüz morfolojisini ancak bu dönemden yaşlı üzerinde de üzerindeki Üst Miyosen-Pliyosen çökellerinin varlığı meydana getirmiştir. Çalışma alanında (Gönen, Biga, Bandırma, Bölgesi kısalmış, D-B yönlü kıvrımlar oluşmuş ve yaklaşık K- süreksizlik G düzlemlerini takip etmesi olmalıdır. yönlü transpresyonel makaslama zonları gelişmiştir. Geç Miyosen’de rejyonal bir erozyonal Bölgenin morfotektonik karakteristikleri, KAFZ’nun düzlem kuzey kolu ve kıyı ötesi alanlarındaki özellikleri ile benzerdir. Marmara Denizi güneyinde Erozyonal düzlem Ege grabenlerinin açılması sürecinde K-G gerilmeli bir yapısal rejim etkisiyle parçalanmıştır. Bu faz sürecinde çizgisellikler doğudan batıya doğru, D-B dan KD-GB yönüne döner. gelişmiştir. horstlar yükselmiş, günümüzdeki D-B ve KD-GB GB Marmara bölgesinde KAFZ yönlü yapılar şekillenmiştir. Bölgenin horst ve graben olasılıkla KD-GB yönlü eski (Alt-Orta Miyosen) fayları kullanmıştır. morfolojisi, Batı Anadolu KAFZ’nun ortaklaşa gerilme etkisi ile rejimi ve gelişmiştir. Bu çalışmayla, başlıca doğrultu atımın egemen Neotektonizma rölyef ve topoğrafik eğim yaratmış, olduğu, fakat gerilmeli hareketlerinde var olduğu drenaj paternini ve fasiyes dağılımını etkilemiştir. karmaşık bir tektonik rejimi kurgulanmıştır. GB Marmara bölgesinde haritalanan normal fay şevlerinin Bölgedeki aktif faylanma başlıca sol ve sağ yönlü doğrultuları, deprem doğrultu atımlıdır ve bunlarla eş zamanlı olarak mekanizması ile uyumludur. KAFZ’nu üzerindeki normal hareketler gelişmiştir. Fay atımları ve deprem büyük depremlerin batıya doğru göçüne orta ve güney odak mekanizması çözümleri birbiri ile uyumludur. kolları üzerindeki bazı fayların katkısı olabilir. Odak mekanizması çözümleri temelinde ana hareket K-G gerilme ve 1964 113 DAYK 2008 http://www.dayk.sakarya.edu.tr sağ yanaldır. Bölgedeki Neojen havzaların Kaynaklar gelişiminden KAFZ sorumlu değildir. Bu havzaların oluşumu KAFZ’dan daha öncedir. bölgedeki etkinliği olasılıkla Akdoğan, N. 2000. Türkiye magnetik-gravimetrik çizgisellikleriyle Neotetis paleotektonik üniteleri çizgiselliklerinin korelasyonu ve bazı sonuçlar. Cumhuriyetin 75. Yıldönümü Yerbilimleri ve Madencilik Kongresi MTA Ankara, 331-345. KAFZ’nun muhtemelen Geç Pliyosen- Kuvaterner’de başlamıştır ve bölgenin Ambraseys, N.N & Finkel, C.F. 1991. Long-term seismicity of İstanbul and of the Marmara region. Engin. Seis. Earthq. Report 91/8, Imperial College. günümüzdeki morfolojisi Kuvaterner’de oluşmuştur (Şekil 5, Gürer vd. 2003, 2006). Barka A.A. & Kadinsky-Cade, K. 1988. Strike-slip fault geometry in Turkey and its influence on earthquake activity. Tectonics, 7, 663-684. Becker-Platen, J.D., 1970, Lithostratigraphische Untersuchungen im Kanozoikum Südwest-Anatoliens (Türkei). Beih. Geol., 97, 1-244. Bozkurt, E. 2003. Origin of NE-trending basins in western Turkey. Geodinamica Acta, 16, 61-81. Canıtez, N. & Toksöz, M.N. 1971. Focal mechanism and source depth of earthquakes from body and surfacewave data. Bulletin of Seismological Society of America 61, 1369–79. Emre, Ö., Erkal, T., Tchepalyga, A., Kazancı, N., Keçer, M., Ünay, E. 1998. Neogene-Quaternary evolution of the eastern Marmara-Black Sea region, northwest Turkey. Bull. Min. Res. Expl. Turkey, 120, 119-145. Ergün, M. & Özel, E. 1995. Structural relationship between the sea of Marmara basin and the North Anatolian Fault. Terra Nova, 7: 278-288. Erinç, S. 1955. The marine Pleistocene deposits of Yalova. Türk Coğrafya Dergisi. 2, 85-92. Gürbüz, C., Aktar, M., Eyidoğan, H., Cisternas, A., Haessler, H., Barka, A., Ergin, M., Türkelli, N., Polat, A., Üçer, S.B., Kuleli, S., Barış, Ş., Kaypak, B., Bekler, T., Zor, E., Biçmen, F. and Yörük, A. 2000. The seismotectonics of the Marmara region (Turkey): results from a microseismic experiment. Tectonophysics, 316: 1-17. Gürer, Ö.F., Bozcu, M., Yılmaz, K. and Yılmaz, Y. 2001. Neogene basin development around Söke-Kuşadası (Western Anatolia) and its bearing on tectonic development of the Aegean region. Geodinamica Acta, 14, 57-69. Gürer, Ö.F., Kaymakçı, N., Çakır, Ş. and Özburan, M., 2003. Neotectonics of the southeast Marmara region, NW Anatolia, Turkey. Journal of Asian Earth Sciences. 21, 1041-1051. Şekil 5: Güney Marmara bölgesinin morfotektonik evrimi (Gürer vd. 2006). 114 DAYK 2008 http://www.dayk.sakarya.edu.tr Gürer, Ö.F., Sanğu, E. & Özburan, M. 2006. Neotectonics of the SW Marmara region, NW Anatolia, Turkey. Geological Magazine, 143 (1), 113. Anatolia inferred from GPS Measurements. PhD Thesis, ETH, 122p. Straub, C. & Kahle, H.G. 1997. Recent crustal deformation and strain accumulation in the Marmara Sea region, NW Anatolia, inferred from repeated GPS measurements. Active tectonics of Northwestern Anatolia-The Marmara Poly-Project, (ed. Schindler, C. & Pfister, M) pp 417-449. Jackson, J. & McKenzıe, D.P. 1984. Active tectonics of the Alpine-Himalayan Belt between western Turkey and Pakistan. Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society 77, 185–264. Taymaz, T. 2001. Active tectonics of the North and Central Aegean Sea. Symposia on Seismotectonics of the North-Western Anatolia-Aegean and Recent Turkish Earthquakes, XI-XIX. Istanbul: ITU, 113 pp. Kalafat, D. 1988. G¨uneybatı Anadolu ve yakın çevresinin depremselliği, aktif tektoniği. Deprem Araştırma Bülteni 63, 5–98. Ankara (in Turkish with English abstract). Ünay, E., Emre, O., Erkal, T., & Keçer, M. 2001. The rodent fauna from the Adapazarı pull-apart basin (NW Anatolia): its bearings on the age of the North Anatolian Fault. Geodinamica Acta 14, 169-175. Kalafat, D. 1998. Anadolu’nun Tektonik yapılarının deprem mekanizmaları açısından irdelenmesi. Deprem Araştırma Bülteni 77, 1–217. Ankara (in Turkish with English abstract). Wong, H.K., Lüdman, T., Uluğ, A., Görür, N. 1995. The Sea of Marmara: a plate boundary sea in an escape tectonic regime. Tectonophysics, 244: 231250. Kıyak, Ü. 1986. Kuzey Anadolu Fay zonunun batı uzantılarının incelenmesi. İstanbul Üniversitesi, Fen Bilimleri Enstitüsü, Doktora Tezi, xxiii + 214s, İstanbul. Yılmaz, Y., Genç, Ş.C., Gürer, Ö.F., Bozcu, M., Yılmaz, K., Karacık, Z., Altunkaynak, Ş. and Elmas, A. 2000. When did the Western Anatolian grabens begin to develop. Bozkurt, E., Winchester, J.A. & Piper, J.D.A. (eds) Tectonics and Magmatism in Turkey and the Surrounding Area. Geological Society, London, Special Publications, 173: 353-384. McKenzie, D.P. 1972. Active tectonics of the Mediterranean Region. Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society 30, 109–85. McKenzie, D. 1978. Active tectonics of the alpineHimalayan belt: the Aegean Sea and surrounding regions. Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society 55, 217–54. ÖNEMLİ NOT: Bu çalışmanın orijinal baskısında, Yapısal Jeoloji başlığı altındaki paragrafta, mizanpaj sırasında meydana gelen hata sebebiyle eksik bilgi (paragraf) mevcut olup, çalışmanın doğru hali bu şekildedir. Orijinal baskıdaki halinden bu sebeple farklıdır. Araştırmacılara ve ilgililere saygıyla duyurulur. Meade, B.J., Hager, B. H., McClusky, S.C., Reilinger, R.E., Ergintav, S., Lenk, S.O., Barka, A.A. and Özener, H. 2002. Estimates of Seismic Potential in the Marmara Sea Region from Block Models of Secular Deformation Constrained by Global Positioning System Measurements, Bulletin of the Seismological Society of America, 92, 208-215. Okay, A.İ., Demirbağ, E., Kurt, H., Okay, N. & Kuşcu, İ. 1999. An active, deep marine strike-slip basin along the North Anatolian Fault in Turkey. Tectonics 18, 129-148. Okay, A.İ., Kaslılar-Özcan, A., İmren, C., BoztepeGüney, A., Demirbağ, E. & Kuşcu, İ. 2000. Active faults and evolving strike-slip basins in the Marmara Sea, northwest Turkey: a multichannel seismic reflection stıdy. Tectnophysics 321, 189-218. Straub, C. 1996. Recent crustal deformation and strain accumulation in the Marmara Sea region, NW 115