FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ
DENİZLİ NEOJEN İSTİFİNİN STRATİGRAFİSİ
VE
TEKTONİK ÖZELLİKLERİ
Savaş TOPAL
Yüksek Lisans Tezi
TEKTONİK ÖZELLİKLERİ
Pamukkale Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü Tarafından Kabul Edilen Jeoloji Mühendisliği Anabilim Dalı
Yüksek Lisans Tezi
Savaş TOPAL
Tez Savunma Tarihi: 25.04.2003
TEZ SINAV SONUÇ FORMU
Bu tez tarafımızdan okunmuş, kapsamı ve niteliği açısından Yüksek Lisans Tezi olarak kabul edilmiştir.
Prof. Dr. Mehmet ÖZKUL Danışman
Prof. Dr. Gürol Seyitoğlu Yrd. Doç. Dr. Mete Hançer Jüri Üyesi Jüri Üyesi
Pamukkale Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü Yönetim Kurulu’nun ………….tarih ve ………sayılı kararıyla onaylanmıştır.
Prof. Dr. Güngör ÜLKÜ
Müdür
TEŞEKKÜR
Çalışma boyunca ilgi ve hoşgörüsünü esirgemeyen, görüş ve önerileriyle beni yönlendiren ve araştırma olanağı sağlayan danışman hocam Prof. Dr. Mehmet Özkul’a (PAÜ) teşekkürlerimi sunarım. Doç. Dr. Halil KUMSAR’a (PAÜ) çalışma süresince yönlendirici öneri ve katkılarından dolayı teşekkür ederim.
Arazi çalışmaları sırasında beni yalnız bırakmayan Jeo. Müh. Mehmet AKDALGA’ya ve çalışmanın çeşitli aşamalarında yardımlarını esirgemeyen Prof. Dr. Yahya ÖZPINAR, Yard. Doç. Dr. Mete HANÇER, Yard. Doç. Dr. Ali KAYA, Yard. Doç. Dr. Erdal AKYOL, Yard. Doç. Dr. Suat TAŞDELEN, Araş. Gör. Hüseyin ERTEN, Araş. Gör. Hülya AlÇİÇEK, Yrd. Doç. Dr. M. Cihat ALÇİÇEK, Araş. Gör. S. Beran ÇELİK, Araş. Gör. Ali BÜLBÜL, Uzman Serkan TOPALOĞLU, Araş. Gör. H. Alim BARAN, Araş. Gör. Mehmet PAKER, Araş. Gör. Mustafa KAYA’ya teşekkür ederim.
ÖZET
Bu çalışma, Denizli havzası içerisinde KB-GD uzanımlı Karakova yükselimi boyunca yüzeyleyen Neojen istifinin tektonik özelliklerini, istifi etkileyen eski depremlerin varlığını ve bu depremlerin büyüklükleri hakkında veriler elde etmeyi amaçlamaktadır.
İnceleme alanında ve yakın çevresinde, Neojen öncesi temel, Neojen ve Kuvaterner birimler olmak üzere üç farklı zamanda oluşmuş birimler haritalanmıştır. Neojen öncesi temel içerisinde Zeybekölen Tepe, Gereme, Çatalcatepe Kireçtaşı Formasyonları, Neojen birimleri olarak, Denizli grubuna ait, inceleme alanında gözlenmeyen Kızılburun, Sazak, Sakızcılar ve çalışmanın yapıldığı Kolonkaya Formasyonları, Kuvaterner çökeller olarak ta Asartepe Formasyonu, Traverten ve Alüvyon çökeller ayırtlanmıştır.
Denizli havzası KKD’dan Pamukkale Fayı, GGB’dan ise Babadağ Fayları ile sınırlıdır. Bu kenar fayları uzunlukları 12-13 km.den fazla olmayan bir çok parçadan oluşur. Havza içerisinde kenar faylara sintetik ve antitetik olarak gelişen tali faylar belirlenmiş ve bu faylar havzanın genişlemesinde etkili olmuşlardır. Denizli havzası sismik açıdan aktif bir bölgedir. Bu bölgede meydana gelen ve yıkıcı olan tarih öncesi, tarihi ve aletsel dönem deprem verileri bunu kanıtlamaktadır.
Eski depremlerin Neojen istifi içindeki stratigrafik kayıtları çok çeşitli şekillerde görülür. Bu kayıtlara deprem kökenli deformasyon yapıları (sismit) denir. Bu çalışmada Neojen istifinde belirlenen deprem kökenli deformasyon yapıları, 1) dayklar (kum daykları ve çakıllı kum daykları), 2) bozulmuş tabakalar, 3) yük kalıpları ve alev yapıları olmak üzere üç ayrı grupta toplanmıştır.
Yapılan çalışmalar sonucunda, Neojen istifin ve dolayısıyla da bölgenin, Geç Miyosen ve sonrasında 5 ve 5’ten büyük depremlerden sıkça etkilendiğini göstermektedir.
ABSTRACT
This study intends to investigate the tectonic properties of Neogene sequence cropped out along NW trending Karakova uplift in Denizli basin, to collect data about the existence of prehistoric earthquakes and their magnitudes.
Pre-Neogene basement, Neogene and Quaternary units are mapped in and around the study area. Pre-Neogene basement are composed of Zeybekölen Tepe, Gereme and Çatalcatepe Limestone formations. The Neogene units of the basin are consist of Kızılburun, Sazak, Sakızcılar and Kolonkaya formations, named as Denizli group. The first three formations are not seen in the study area. The younger units overlaying the Denizli group are Quaternary Asartepe formation, travertines and alluvium.
Denizli basin is bounded by Pamukkale Fault from the NNE and Babadag Fault from the SSW. These boundary faults are consist of many segments having 12-13 km in length. Secondary faults formed synthetic and antithetic to the boundary faults in the basin were determined and these faults were effective in the enlargement of the basin. Denizli basin is a seismically active region. Which has been proven by the data on destructive earthquakes of prehistoric, historic and instrumental stages.
The stratigraphic records of the ancient earthquakes are seen in various types. These records are called earthquake-induced deformation structures (seismites). In this study the earthquake-induced deformation structures founded in Neogene sequence are collected in three groups: 1) dykes (sand dikes and gravelly sand dikes), 2) deformed layers, 3) load casts and flame structures. The results of the study show that the Neogene sequence and consequently the region is effected by the great earthquakes with magnitudes of 5 and greater than 5 in Late Miocene and just later.
İÇİNDEKİLER
İçindekiler...VII Şekiller dizini...X Çizelgeler dizini...XII Simgeler dizini...XIIIBirinci Bölüm
GİRİŞ
1.1. Amaç ve Kapsam………... 1 1.2. Materyal ve Yöntem………..……… 1 1.3. Önceki Çalışmalar………. 3İkinci Bölüm
STRATİGRAFİ
2.1. Neojen Öncesi Temel………. 52.1.1. Zeybekölen Tepe Formasyonu ………... 5
2.1.2. Gereme Formasyonu………... 6
2.1.3. Çatalca Tepe Kireçtaşı……… 6
2.2. Denizli Grubu………. 8
2.2.1. Kızılburun Formasyonu………... 8
2.2.2. Sazak Formasyonu………... 9
2.2.3. Sakızcılar Formasyonu……… 9
2.2.4. Kolonkaya Formasyonu………... 10
2.3. Kuvaterner Yaşlı Çökeller………. 16
2.3.1. Asartepe Formasyonu………. 16
2.3.3. Alüvyon………... 18
Üçüncü Bölüm
TEKTONİK
3.1. Bölgesel Tektonik……….. 193.2. Denizli Havzasının Tektoniği……… 22
3.2.1. Uyumsuzluklar……… 24 3.2.2. Tabakalanmalar……….. 24 3.2.3. Faylar……….. 25 3.2.3.1. Sintetik Faylar………. 26 3.2.3.1. Antitetik Faylar……… 27 3.2.4. Çatlaklar……….. 30 3.3. Depremsellik……….. 31 3.3.1. Tarihi Depremler………. 31
3.3.1. Aletsel Dönem Depremleri………. 32
Dördüncü Bölüm
DEPREM KÖKENLİ DEFORMASYON YAPILARI
(SİSMİTLER)
4.1. Dayklar………
……
37
Daykları………...
4.1.2. Çakıllı Kum Daykları……….. 42
4.2. Bozulmuş Tabakalar……….. 45
4.3. Yük Kalıpları ve Alev Yapıları……… 48
Beşinci Bölüm
SONUÇLAR
53Altıncı Bölüm
KAYNAKLAR
57ŞEKİLLER DİZİNİ
Şekil 1.1. İnceleme alanının yer bulduru haritası……….. 2
Şekil 2.1. Neojen öncesi temeli oluşturan formasyonların birleştirilmiş dikme kesiti…. 6
Şekil 2.2. Denizli havzasının genelleştirilmiş stratigrafik dikme kesiti……… 7 Şekil 2.3. Kumtepe kesiti……….. 13
Şekil 2.4. Mehmet Gazi kesiti……….. 14
Şekil 2.5. Eskihisar Yolu kesiti………. 15
Şekil 3.1.Türkiye’nin genel tektonik hatları……… 21
Şekil 3.2. Ege bölgesindeki grabenlerin genel görünümü……… 22
Şekil 3.3. Çalışma alanındaki birimlerin tabaka konumlarına göre hazırlanan kontur diyagramı……….. 25
Şekil 3.4. Pamukkale yol ayrımı ile Akhan köprüsü arasında petrol ofisinin arkasında yapılan kazıda açığa çıkan fay düzlemi……….. 26
Şekil 3.5. Bakırlı fay aynası……….. 27
Şekil 3.6. Çalışma alanındaki fayların doğrultularına göre hazırlanan gül diyagramı….. 28
Şekil 3.7. Çalışma alanındaki fayların konumlarına göre hazırlanan kontur diyagramı... 28
Şekil 3.8. Denizli havzasının şematik enine kesitleri……… 29
Şekil 3.9. Çalışma alanındaki birimlerin çatlak konumlarına göre hazırlanan gül diyagramı………... 30
Şekil 4.1. Sıvılaşmayla ilgili kum konilerinin ve kum dayklarının oluşumunu gösteren şematik kesit……….. 36
Şekil 4.2. Geri akma prosesinin şematik görünümü………. 36
Şekil 4.3. Kum daykı………. 38
Şekil 4.4. Kum daykı………. 39
Şekil 4.5. Kum daykı………. 40
Şekil 4.6. Kum daykı………. 41
Şekil 4.7. Çakıllı kum daykı……….. 42
Şekil 4.8. Çakıllı kum daykı……….. 43
Şekil 4.9. Çakıllı kum daykı……….. 44
Şekil 4.10. Çakıllı kum daykı……… 44
Şekil 4.11. Bozulmuş tabakalar………. 46
Şekil 4.12. Deprem sırasında bozulmuş tabakaların oluşumunu gösterir şematik kesit………... 47
Şekil 4.13. Bozulmuş tabakalar………. 47
Şekil 4.14. Yük kalıpları ve alev yapıları……….. 49
Şekil 4.15. Yük kalıpları ve alev yapıları……….. 50
Şekil 4.16. Damla yapısı………... 51
Şekil 5.1. Denizli Neojen istifinde meydana gelen deprem kökenli deformasyon yapıları ile bu yapıların oluşumuna neden olan depremlerin büyüklükleri arasındaki ilişkiler………... 55
ÇİZELGELER DİZİNİ
Çizelge 3.1. Denizli ve yakın çevresinde meydana gelen tarihi depremler……….. 31
Çizelge 3.2. Denizli ilinde 1900 yılı ve sonrası meydana gelen aletsel büyüklüğü
SİMGELER DİZİNİ
º : derece km : kilometer m : metre cm : santimetre M : magnitude My : milyon yılBİRİNCİ BÖLÜM
GİRİŞ
1.1. Amaç ve Kapsam
Çalışmanın amacı, Denizli il merkezi ve yakın çevresinde yüzeyleyen, Denizli M22 a1, a2, d1 ve d2 Türkiye 1/25 000 ölçekli topografik harita paftalarında yer alan Denizli Neojen İstifini etkileyen tektonizmayı incelemek ve istifte yer alan deprem kökenli deformasyon yapılarından yararlanarak bu istifin etkilendiği depremlerin varlığının saptanması ve depremlerin büyüklükleri hakkındaki verileri ortaya koymaktır.
Denizli havzasında, Karakova Yükselimi boyunca yüzeyleyen Denizli Neojen İstifi tektonik açıdan önemli bir konumdadır. Bu çalışmada, sözü edilen istifin ayrıntılı jeolojik haritası yapılmış, fay, kırık, tektonik unsurlar incelenmiş ve istifteki deprem kökenli deformasyon yapılarından yararlanarak istifi etkileyen depremler hakkında detaylı bilgiler verilmiştir.
1.2. Materyal ve Yöntem
İnceleme materyali, GB Türkiye’de Denizli il merkezi ve yakın çevresinde yüzeyleyen Neojen (Üst Miyosen) yaşlı Kolonkaya Formasyonudur. İncelenen Neojen İstifinde açılmış olan yol, Gökpınar Barajı çevresinde sulama amaçlı olarak açılan kanal ve doğal yarmalarından yararlanılarak birim detaylı bir şekilde incelenmiştir (Şekil 1.1).
Çalışmalar arazi, laboratuvar ve büro çalışmaları olmak üzere üç aşamada yürütülmüştür. Çalışmanın önemli bir kısmını oluşturan arazi incelemeleri kapsamında birimin arazideki yayılımını ve konumunu incelemek amacıyla detaylı jeolojik haritalama yapılmıştır.
Şekil 1.1: A) Türkiye ve çevresinin ana tektonik hatları (Barka, 1992) ve B) İnceleme
Arazi incelemelerinde deprem kökenli deformasyon yapılarının gözlendiği mostralardan ve istifin genel yapısını veren Gökpınar Deresi boyunca stratigrafik kesitler ölçülmüştür. Ölçülü stratigrafik kesit alımı yapılırken, çalışılan birimin özelliklerini yansıtmasına dikkat edilmiş, bunun için uygun yüzeyler seçilmiştir ve arazide gözlenen deprem kökenli deformasyon yapıları belirli simgelerle kesitler üzerine yerleştirilmiştir. Ayrıca arazi çalışmaları sırasında, fayların konumunu incelemek için ölçümler alınmış ve diyagramlar hazırlanmıştır.
Arazide gözlenen deprem kökenli deformasyon yapılarının resimleri çekilmiş kum-çakıl içeren bazı yapılardan örnekler alınarak elek analizleri yapılmıştır. Yapılan bu elek analizleri ile depremden etkilenen malzemenin tane boyu saptanarak yorumlar yapılmıştır.
Büro çalışmalarında ise, arazide gözlenen deprem kökenli deformasyon yapılarının detaylı çizimleri yapılmış ve daha önce yayımlanmış bilgilerle deneştirilerek paleosismolojik yorumlara gidilmiştir.
1.3. Önceki Çalışmalar
Ege genişleme bölgesinin doğu kesimini oluşturan Batı Anadolu grabenleri bu güne kadar değişik amaçlı birçok çalışmacının ilgisini çekmiştir. Bu bölgede yer alan grabenlerin oluşumlarının aydınlatılmasına ve graben dolgusunun incelenmesine yönelik bir çok çalışma yapılmıştır.
Taner (1975), “Denizli Bölgesi Neojeni’nin Paleontolojik ve Stratigrafik Etüdü” adlı çalışmasında Paleozoik yaşlı mermerler üzerine uyumsuz gelen Pliyosen çökellerinin “kırmızı renkli ve fosilsiz konglomeralar” ile başladığını, “heyelanlı marn”, “sık dokulu kalker”, “iri taneli sarı renkli gri”, “gri-beyaz renkli marn” şeklinde devam ettiğini bildirir. Gastropod ve Pelesipod tayinlerine göre, çökellerin tümü Alt Pliyosen yaşlıdır.
Şimşek (1984), “Denizli-Kızıldere-Tekkehamam-Tosunlar-Buldan-Yenice Alanının Jeolojisi ve Jeotermal Enerji Olanakları” adlı çalışmasında Alt Pliyosende Kızılburun, Sazak, Kolonkaya ve Pliyo-Kuvaterner’de Tosunlar formasyonlarını tanımlamış, Kuvaternerde ise Taraça, Yamaç Molozu , Alüvyon ve Traverten ayırtlamıştır.
Göktaş (1990), “Denizli M22-b1, M22-b2 ve M22-b3 Paftalarının Jeolojisi” adlı çalışmasında , bölgenin jeolojisini incelemiştir.
Konak ve diğ. (1990), “Çal-Çivril-Karahallı Dolayının Jeolojisi” adlı raporda Oligosen öncesi temel kayaçları Bekilli Grubu ve Çökelez Grubu olarak ikiye ayırmışlar, bunların üzerine uyumsuz gelen denizel Oligo-Miyosen çökellerini Bayıralan Formasyonu adıyla incelemişlerdir. Bayıralan Formasyonu üzerine uyumsuz gelen ve aralarında uyumlu dokanak ilişkisi bulunan karasal Neojen çökellerini de (alttan üste) Killik Formasyonu, Sakızcılar Formasyonu ve Ulubey Formasyonu olarak tanımlamışlar; kendisinden yaşlı tüm birimleri uyumsuzlukla örten Kuvaterner çökellerini de “Asartepe Formasyonu” adıyla ayırtlamışlardır.
Sun (1990), “Denizli-Uşak Arasının Jeolojisi ve Linyit Olanakları” adlı çalışmasında, Denizli yöresindeki Neojen tortulları alttan üste doğru Kızılburun, Sazak, Sakızcılar ve Kolonkaya Formasyonları şeklinde ayırarak incelemiştir. Kuvaterner yaşlı çökeller ise Asartepe Formasyonu, alüvyon ve travertenler olarak ayrılmıştır.
Taner (2001), “Denizli Bölgesi Neojen’ine ait katların stratigrafik konumlarında yeni düzenleme” adlı çalışmasında daha önce Alt Pliyosen olarak yaşlandırdığı Neojen birimlerin yaşını Üst Miyosen olarak düzeltmiştir.
İKİNCİ BÖLÜM
STRATİGRAFİ
İnceleme alanının temelini bu çalışmada Neojen Öncesi Temel olarak adlandırılan, altta Menderes Masifi’ne ait Paleosen-Alt Eosen yaşlı Zeybekölen Tepe Formasyonu yer almaktadır. Bu formasyon üzerine tektonik bir dokanakla Sandak Birimi’ne ait Üst Triyas-Liyas yaşlı Gereme Formasyonu gelir. Bunların üzerine Sandak Birimi’ne ait Dogger-Üst Kretase yaşlı Çatalcatepe Kireçtaşları gelir (Okay, 1989). Bu birimler üzerine uyumsuzlukla Denizli Grubuna ait Neojen (Üst Miyosen) yaşlı Kolonkaya Formasyonu gelir. Kolonkaya Formasyonu üzerinde Kuvaterner yaşlı Asartepe Formasyonu, traverten, yamaç molozu ve alüvyon çökeller yer alır (Şekil 2.2).
2.1. Neojen Öncesi Temel
Çalışma alanında Neojen Öncesi Temel olarak adlandırılan birim içerisinde Menderes Masifine ait Zeybekölen Tepe Formasyonu ve Sandak Birimi’ne ait Gereme Formasyonu ve Çatalcatepe Kireçtaşları gözlenmektedir.
2.1.1. Zeybekölen Tepe Formasyonu
Menderes Masifinin ana kütlesindeki eşdeğerinden önemli litolojik ve kalınlık farklılıkları gösterdiği için birim ilk defa Okay (1989) tarafından adlandırılmıştır. Menderes Masifinin en üst seviyelerini oluşturan birim genellikle rekristalize pelajik kireçtaşı, şeyllerden uluşmuştur. Kalınlığı 1000 metreyi aşmaktadır (Okay, 1989). Bu birim üzerine nap dokanağı ile Sandak Birimi’ne ait olan Gereme Formasyonu gelir (Şekil 2.1).
2.1.2. Gereme Formasyonu
Birim ilk defa Milas çevresinde Phillipson (1918) tarafından adlandırılmıştır. Milas, Bodrum çevresinde dolomitleşmemiş kesimlerde bulunan fosillere göre birime Üst Triyas-Liyas yaşı verilmiştir (Bernoulli ve diğ. 1974). Gereme Formasyonu, monoton, masif-kalın tabakalı, genellikle gri, koyu gri dolomitlerden oluşur ve birimin azami kalınlığı 500 metredir (Okay, 1989). Birim üzerinde Çatalca Tepe Kireçtaşları yer alır (Şekil 2.1).
2.1.3. Çatalca Tepe Kireçtaşı
İlk kez Okay (1989) tarafından adlandırılan birim, gri, koyu gri, masif kalın tabakalı, seyrek ufak çört yumrulu kireçtaşlarından oluşmuş olup kalınlığı 750 metre kadardır. Birimin yaşı Erakman ve diğ. (1986) tarafından Dogger-Üst Kretase olarak belirlenmiştir. Birimin üzerine uyumsuzlukla Neojen (Üst Miyosen) yaşlı Kolonkaya Formasyonu gelmektedir (Şekil 2.1).
Şekil 2.2. Denizli havzasının genelleştirilmiş stratigrafik dikme kesiti (Şimşek, 1984;
Sun, 1990; Konak ve diğ., 1990; Taner, 2001’den yararlanılarak çizilmiştir, ölçeksiz).
2.2. Denizli Grubu
Geç Miyosen zaman aralığında çökelmiş olan Neotektonik dönem çökelleri, “Denizli Grubu” olarak tanımlanmıştır. Grup adı ilk kez Göktaş (1990) tarafından kullanılmıştır. Bu grup içinde Kızılburun, Sazak, Sakızcılar ve Kolonkaya formasyonları yer almaktadır.
2.2.1. Kızılburun Formasyonu
Kendisinden yaşlı tüm birimleri açısal uyumsuzlukla örten bloklu konglomera, çakıltaşı, kumtaşı, kiltaşı ve silttaşı gibi kaya türlerinin egemen olduğu ve birkaç düzeyde killi kireçtaşı arakatkıları içeren istifin adlaması ilk kez Buldan (Denizli) yöresinde Şimşek (1984) tarafından yapılmıştır.
Tipik renkleri kızıl kahverengi olan formasyon, tabanda kötü boylanmalı bloklu çakıltaşı ve konglomeratik kumtaşları ile başlar. Çakıllar az yada yarı yuvarlak ve elemanları çoğunlukla şist, mermer ve kuvarsitten oluşmuştur (Sun, 1990). Formasyonun üst kesimlerine doğru giderek tane boyu incelir ve karbonat miktarı artar. Karbonat artışının başladığı andan itibaren çökeller Şimşek (1984) tarafından Sazak formasyonu olarak adlandırılmıştır. Birimin kalınlığı ortalama 150 metredir (Sun, 1990). Çalışma alanında gözlenmeyen Kızılburun Formasyonu, Denizli havzasının KB ucunda Buldan ve çevresinde yüzeylemektedir.
Kastelli (1971), formasyon içindeki killi seviyelerde Alt Pliyosen’i belirten Planorbis off. Thiollierei (MICHAUD), Chilostama (Drobacia)sp. fosillerini bulmuştur. Taner (1974), formasyon içinde fosil bulunmadığını ifade etmiş ve formasyon üstünde yer alan Sazak Formasyonunda bulduğu fosillerin Meosiyen yaşında olduğunu belirtmiştir. Sun (1990), Kızılburun Formasyonu içerisindeki linyitli düzeylerden alınan örneklerden yapılan polen tayinleri sonunda Geç-Orta Miyosen-Erken-Geç Miyosen yaşlarını belirlemiştir. Bu verilere dayanarak birime Sun (1990) tarafından Üst Miyosen yaşı verilmiştir.
2.2.2. Sazak Formasyonu
Kızılburun Formasyonu üzerine geçişli bir dokanakla gelen, altta kiltaşı, silttaşı, killi kireçtaşı, marn ve üstte masif kireçtaşlarından oluşan birimin adlaması ilk kez Sarayköy KB’sında Sazak Köyü’nde Şimşek (1984) tarafından yapılmıştır.
Tabanda karbonat çimentolu kumtaşlarıyla başlayıp, üste doğru kil-silt, killi kireçtaşı seviyeleriyle devam eden birimin kalınlığı 250-300 metredir (Sun, 1990). Birim içindeki marnlar, sarımsı boz renkli ve çoğunlukla gastrapodludur. Kireçtaşları ise sarımsı ak, sert, köşeli, kırıklı, orta katmanlı ve bol gastrapodludur.
Sazak Formasyonu kiltaşı-silttaşı-çamurtaşı, killi kumtaşı ve marnlardan oluşmaktadır. Ayrıca Sarayköy batısında evaporasyon ürünü olan jipsler içermesi, birimin oluşum ortamı için Sun (1990), düşük enerjili bir gölde çökeldiğini, içerdiği fosil türlerinden gölün derin olmadığını ve suyunun da acı olduğunu belirtmiştir. Birimin yaşı hakkında değişik görüşler vardır. Kastelli (1971), formasyon içerisinde bulduğu Candona Candida Müller fosillerine dayanarak Birime Alt Pliyosen yaşını vermiştir. Taner (1974), Sarayköy yöresinde yaptığı çalışmada Sazak Formasyonu içerisinde Radix (A) Phrygovata OPPENHEIM zonu belirlemiş, yine bu zonda Congeria filifera ANDRUSOW, Dresensia hiera politena OPPENHEIM fosilleri bulmuş ve birime Alt Pliyosen yaşını vermiştir. Göktaş (1990) birimin yaşının Üst Miyosen’e inebileceğini belirtmiştir. Taner (2001) tarafından yapılan son değerlendirmede Kolonkaya Formasyonu için Üst Miyosen yaşının verilmesi ile Sazak Formasyonunun yaşı bu çalışmada stratigrafik konumu nedeniyle Üst Miyosen’in orta seviyeleri olarak kabul edilmiştir.
2.2.3. Sakızcılar Formasyonu
Alttan Sazak Formasyonu ile sınırlı olan üstte Kolonkaya Formasyonu ile yanal geçiş gösteren, gölsel arakatkılar içeren, ıraksak gölsel yelpaze deltası çökellerinden oluşan istif ilk kez Sakızcılar Köyü’nde (Uşak) Konak ve diğ. (1990) tarafından adlandırılmıştır.
Birim, killi kireçtaşı, marn, kiltaşı, silttaşı ve çok ince kumtaşı ara düzeylerinden oluşan kaya türleri içermektedir ve kalınlığı 150-200 m.dir. Genelde koyu sarımsı ve kırmızımsı renklerde olan kumtaşı düzeylerinde, yer yer çapraz katmanlanma, laminalanma gibi çökel yapılarına da rastlanmaktadır. Bu çökeller nispeten gevşek dokulu ve iyi boylanmalı olup, bazı kesimlerde taneler çakıl boyutuna kadar ulaşır. Bu çakıllar kuvars, kuvarsit, şist ve mermerlerden ibaret olup, siltli-killi bir malzemeyle çimentolanmıştır. Grimsi ve bej renkli olan silttaşları, ince, belirgin ve düzenli tabaklanmalı ve kumtaşlarına oranla daha sıkı dokuludurlar. Aralarında yer yer gastrapod ve jips oluşumlarına rastlanır (Sun, 1990).
Formasyon içindeki Gastrapod ve Ostracod fosilleri tatlı su ortamını, jips oluşumları da buharlaşmanın etkin olduğu sığ çökel havzalarını belirtmektedir. Formasyon içinde akarsu etkinlikleriyle çökeltilmiş, iyi yuvarlaklaşmış mikrokonglomeralar ve çapraz katmanlı kumtaşları da izlenmektedir. Çok ince kumtaşı ara düzeyleri içeren çamurtaşı litofasiyesi ise bir gölsel yelpaze deltasının varlığına işaret etmektedir. Tüm bu verilerden sonra Sun (1990) birimin, bir yelpazenin ıraksak kesiminin, sığ bir göle ulaştığı ortamda ve Kolonkaya Formasyonu ile aynı gölde, fakat, karasal etkinliklerin görüldüğü bir bölümde çökeldiğini belirtmiştir.
Eski çalışmalarda birim için Alt Pliyosen yaşı benimsenmişse de (Taner, 1974; Şimşek, 1984), Taner (2001) tarafından Üst Miyosen olarak yaşlandırılan Kolonkaya Formasyonunun altında bulunması, yani stratigrafik konumu nedeniyle bu çalışmada birimin yaşı Üst Miyosen’ in orta-üst düzeyleri olarak kabul edilmiştir.
2.2.4. Kolonkaya Formasyonu
Sakızcılar Formasyonu üzerine geçişli bir dokanak ilişkisiyle gelen ve üstten Asartepe Formasyonu ile uyumsuz olarak örtülen, kiltaşı, silttaşı, kireçtaşı ve marn ara düzeyleri içeren egemen kumtaşı istifi Kolonkaya Formasyonu olarak ayırtlanmıştır. Birimin adı Sarayköy yakınlarındaki Kolonkaya Tepe’den alınmış ve ilk kez Şimşek (1984) tarafından kullanılmıştır.
İstifin egemen kaya türünü oluşturan kumtaşları, genellikle sarımsı, açık pas ve koyu pas renkli, daha çok gevşek tutturulmuş ve dağılgan, parlak mika pullu, genellikle tane destekli, iyi boylanmalı, bazı düzeylerde çakıllı, genellikle paralel, yersel çapraz katmanlıdır. Ayrıca yer yer Gastrapod ve Pelesipod kavkıları yönünden de zengindirler.
Çalışma alanında gözlenen bu birimin hakim rengi sarımsı, boz renklerdedir ve yanal geçişler göstermektedir. Ayrıca birimin içinde çok sık olarak kuvars çakıllarına rastlanmaktadır. Birimdeki tabakalanmalar net olarak izlenebilmektedir. Çakıllar ise, genellikle orta ve yarı köşeli, yer yer yuvarlaklaşmış, bazı yerlerde iyi tutturulmuş olarak görülmektedir.
İçerdiği kaya türlerinden birimin çökelme ortamı, düşük enerjili göl ortamı olduğunu ve zaman zaman gölü besleyen akarsuların göl içinde etkinliklerini sürdürdüklerini, fosillere göre de ortamın somatr olduğu belirlenmiştir (Sun, 1990).
Formasyon üstte Kuvaterner yaşlı Asartepe Formasyonu, yamaç molozu ve alüvyon çökeller ile uyumsuz olarak örtülmektedir.
Kastelli (1971), tarafından ; Cyprideis ponnanica MEHES Cyprideis tuberculata MEHES Cyprideis cf. torosa JONES Taner (1975), tarafından ;
Theodoxus (Calvertia) depressus n.sp. Theodoxus (Calvertia) bukowskii Opp. Pseudocardita bukowskii Opp.
ve Şimşek (1984), tarafından; Hemicythere sp.
Candona sp. Miocypriders Cyprinotus
fosilleri bulunmuş ve birime Alt Pliyosen yaşı verilmiştir. Ancak Taner (2001)’in yaptığı son çalışmada birimin yaşını Üst Miyosen olarak düzeltilmiştir.
Birim içerisinde farklı bölgelerden ölçülü stratigrafik kesitler alınmıştır. Bunlar aşağıda sırasıyla anlatılmıştır.
Kumtepe kesiti:
Kesit, Denizli il merkezi, İlbadı Mahallesi, Fatih Camii yanı, 297 Sokakta ölçülmüştür. (Şekil 2.3). Son yıllara kadar kum ocağı olarak işletilmiş olan bu tepe güvenlik gerekçesiyle olsa gerek, tel örgü içine alınmıştır. Kesit ölçümüne kum ocağı tabanından başlanmıştır. Kolonkaya Formasyonu’nun üst düzeylerine karşılık gelen kesit, tabanda 1 m’lik gri kiltaşı-çamurtaşı ile başlar ve üste doğru çoğunlukla pas rengi, sarı, yer yer gri renkli kumtaşlarına geçer. Kesitin %90’ı kumdur. Kumlar zayıf tutturulmuş olduklarından çekiçle kolayca kazılabilir. Bu kumlarda arıların yuva yapmaları da karakteristiktir. Kalın kumtaşı düzeyleri arasına yer yer kalınlıkları 15 cm.ye kadar çıkan gri kiltaşı-çamurtaşı seviyeleri girer. Kumlar çoğunlukla kötü boylanmalı, orta-kaba taneli, bazen granüllü ve ince çakıllıdır. Kesit son 1 metresinde tutturulmuş çakıl, kum karışımları ile biter. Kesit bir bütün olarak üstte alüvyal konglomeralarla biten tipik bir gölsel yelpaze deltası özellikleri taşır (Şekil 2.3).
Şekil 2.3: Kumtepe ölçülü kesiti (Kolonkaya Formasyonu’nun üst düzeylerine karşılık
gelir).
Mehmet Gazi kesiti:
Kesit, Denizli il merkezi, İlbadı Mahallesi, Mehmet Gazi Tepesi, Eski mezarlık batı duvarı, 253 Sokakta ölçülmüştür. Kesit ölçümüne 253 sokakta yol seviyesinden başlanmıştır. Kolonkaya Formasyonu’nun üst düzeylerine karşılık gelen kesitin ilk 4 metresinde ince çakıllı, granüllü orta-kaba taneli sarı, yer yer gri kumlar görülür. Sarı kumlar toplam kalınlığın %75’ni oluşturur. Orta-kaba taneli sarı kumların değişik seviyelerinde kalınlıkları 4-5 mm olan açık krem-bej renkli marn ve yeşilimsi gri kiltaşı çamurtaşı laminaları yer alır. Kesit en üstte 1 metrelik iyi çimentolanmış kırmızımsı, kahve renkli çakıltaşları ile son bulur. Çakıltaşı alttaki sarı kumlar üzerine aşınmalı tabanla oturur
(Şekil 2.4). Çakıl boyu taneler genellikle şist, kuvarsit, mermer gibi metamorfik kayaçlardan türemiştir. Tane destekli, orta-iyi yuvarlaklaşmıştır. Çakıltaşı seviyesi kendi içinde ince ve kaba düzeylerden meydana gelir. Kaba çakıllı düzeylerde maksimum tane boyu 13 cm, ince çakıllı düzeylerde ise 2-3 cm’dir. En üstteki bu çakıltaşı düzeyi alttaki gölsel yelpaze istifi üzerine aşınmalı tabanla yerleşmiş alüvyal yelpaze tortullarıdır.
Şekil 2.4: Mehmet Gazi ölçülü kesiti (Kolonkaya Formasyonu’nun üst düzeylerine
karşılık gelir).
Eskihisar Yolu Kesiti:
Bu kesit, Sevindik Mahallesi, Top Tepe batısında, demiryolunun geçtiği Ellez Dere vadisi batı yamacı, karayolu yarmasında ölçülmüştür. Kesit başlangıcı Eskihisar’a giden karayolu seviyesidir. Yol seviyesinden itibaren 15 m kalınlık ölçülmüştür. Kolonkaya Formasyonu’nun üst düzeylerine karşılık gelen kesitin ilk 6.5 metresi zayıf tutturulmuş
kumtaşlarından oluşur (Şekil 2.5). Kumlar yer yer granül ve ince çakıl içerir. Kumlara arada çakıl tabakaları eşlik eder. Orta kalın kum tabakaları sarı-açık gri marn ve sert gri marn ara düzeyleri ile ardalanır. Bu marnlı seviyeler lamina ve ince tabaka düzeyindedir. İlk 6.5 metrelik kumlar üzerinde 2.8 metre kalınlığında çakıltaşı yer alır. Bu çakıltaşı, birbirine parelel ince ve kaba çakıl düzeylerinin ardalanmasından meydana gelmiştir. Çakıltaşlarından sonra tane boyu ve tabaka kalınlıkları yukarı doğru azalan kumlar ve bunlarla ardalanan silt ve kil seviyeleri görülür. Kesitin ölçüldüğü yol yarmasında KD’ya eğimli listrik normal bir fay istifi kesmektedir. Ayrıca bu kesit içerisinde Şekil 4.13.B’ deki bozulmuş tabaka yapısı da gözlenmiştir.
Şekil 2.5: Eskihisar Yolu ölçülü kesiti (Kolonkaya Formasyonu’nun üst düzeylerine
2.3. Kuvaterner Yaşlı Çökeller
Pliyo-Kuvaterner yaşlı flüviyal çökeller Asartepe Formasyonu olarak, Kuvaterner yaşlı çökeller alüvyon yelpazeleri, alüvyonlar ve travertenler olarak incelenmiştir.
2.3.1. Asartepe Formasyonu
Konglomera, kumtaşı ve silttaşlarından oluşan alüvyal kökenli çökeller Asartepe Formasyonu olarak ayırtlanmıştır. Adlama ilk kez Ercan ve diğ. (1977) tarafından kullanılmıştır.
Tekkeköy, Kınıklı ve Bereketler Köyü çevresinde gözlenen birim genelde kızılımsı, kahvemsi ve turuncu renklerin hakim olduğu halde, yer yer kirli beyaz ve sarımsı renkler de görülmektedir. Orta-kalın ve az belirgin tabakalanma gösteren çakıltaşı-kumtaşı-silttaşı-çamurtaşı düzensiz ardalanması başlıca kaya topluluğudur. Formasyon, yer yer kiltaşı ve marn mercekleri de içermektedir. Konglomeralar polijeniktir ve elemanları genellikle yuvarlak, yarı yuvarlak çakıllardan oluşmaktadır. Çakıllar çoğunlukla temel kayaçlara ait ve kuvarsit, kuvars-şist, fillat ve mermer gibi metamorfik kayaç çakıllarıdır. Kötü boylanmalı olan konglomeralarda çakıl boyutları 15-20 cm.ye ulaşabilmekte zaman zaman da blok büyüklüğüne çıkmaktadır.
Kaynak alanından uzaklaşıldıkça, doğal olarak aşınma fazlalaştığından, çakıllar giderek ufalmakta, boylanma daha iyiye gitmekte ve tabakalanma belirgin hale gelmektedir. Birimin kalınlığı 50-150 metre arasında değişmektedir.
Asartepe Formasyonu’nun içerdiği çökel topluluğu, temelin oluşturduğu topografya üzerinde akan, alüvyon yelpazesiyle başlayıp, örgülü ve menderesli akarsu çökelleriyle devam eden bir flüvyal ortamı yansıtmaktadır. Kötü boylanmalı ve köşeli elemanlar içeren konglomeralar alüvyon yelpazeleri ortamında, marn, kumtaşı ve silttaşları ise akarsuyun
menderesli kanallarında oluşmuştur. Bu flüvyal ortam hiçbir zaman bir göl ortamına ulaşmamıştır (Sun, 1990).
Formasyona yaş verilebilecek herhangi bir yaş verisi olmadığından, stratigrafik konumu nedeniyle Ercan ve diğ. (1977) tarafından Pliyo-Kuvaterner yaşı verilmiştir.
2.3.2. Traverten
Denizli havzası traverten oluşumları yönünden önemli bir konuma sahiptir. Güncel Pamukkale travertenleri dışında havzanın değişik kesimlerinde çok sayıda traverten kütleleri bulunur (Özkul ve diğ., 2002).
İnceleme alanında gözlenen travertenler, normal faylanmalara ve açılma çatlaklarına bağlı su çıkışlarının oluşturduğu, açık sarı, beyazımsı renkli, yer yer konglomeralarla ardalanmalı olarak Tekkeköyün D’sunda, Ovacık Köyü ve Çömleksaz köyü çevresinde gözlenmiştir (EK 1).
Travertenler aktif tektonik çalışmalarda yaygın bir şekilde kullanılmaktadır (Altunel, 1996; Çakır, 1999; Hancock ve diğ., 1999; Altunel, 2000).
Çakır (1999)’a göre sıcak su travertenleri, Denizli havzasını kuzeyden sınırlayan, KB-GD uzanımlı ve uzunlukları en fazla 12-13 km olan fay parçalarının sıçrama yaptıkları alanlarda oluşmuştur. Denizli havzası gibi açılmanın devam ettiği ve dünyanın çeşitli bölgelerinde sıcak su çıkışlarına bağlı olarak gelişen travertenlerden yararlanarak yerel açılmanın yönü ve hızı hakkında çalışmalar yapılmıştır (Altunel, 1996; Hancock ve diğ., 1999).
Hancock ve diğ. (1999), Ege Bölgesi, Kuzey Apeninler (İtalya) Basin and Range Bölgesi’nde (ABD) yaptıkları çalışmalarda traverten çökellerinin kırıklar boyunca açılma
çatlaklarının üst kesimlerinde veya normal fayların tavan bloklarında oluştuklarını ortaya koymuşlardır.
Aynı çalışmada Pamukkale travertenleri U-serisi metoduyla 400.000 yıldan daha genç yaş bulgusuyla, ortalama genişleme-zaman ilişkisi ve tek kırıklar için yanal yayılma oranlarını hesaplamışlardır. Özkul ve diğ. (2003) Belevi-Kocabaş arasında yer alan travertenlerde termolüminesans yöntemiyle 0,33 ±0.03 ile 0.51± 0.05 My arasında değişen yaşlar elde etmişlerdir. Ayrıca Özkul ve diğ. (2002) Kaklık KB’sındaki traverten ocaklarında, travertenler içerisinde buldukları omurgalı dişleri de (Equus) Kuvaterneri işaret etmektedir.
Aktif tektonik çalışmalarında genellikle sırt tipi travertenler kullanılmaktadır. Sırt tipi travertenlerinin oluştuğu açılma çatlakları yerel olarak bölgede gelişen açılmanın yönünün bulunmasında kullanılmaktadır (Hancock ve diğ., 1999).
Sıcak su travertenleri faylara ve açılma çatlaklarına bağlı su çıkışları ile ilgili olduğundan, bu tür travertenler fayların izlerinin bulunmasında yardımcı olabilirler (Hancock ve diğ., 1999).
2.3.2. Alüvyon
Çalışma alanında alüvyal tortullar, nispeten daha düşük topografyalı bölgelerde yer alır. İnceleme alanında Denizli il merkezi ve çevresinde, Karateke köyü D’sunda ve Akhan-Sarıyar arasındaki çöküntü alanında gözlenen alüvyonlar, çakıl, kum, silt ve kil boyutundaki gevşek malzemelerden oluşmaktadır. Alüvyonlar alttaki Neojen tortulları üzerinde uyumsuz olarak bulunurlar.
ÜÇÜNCÜ BÖLÜM
TEKTONİK
3.1. Bölgesel Tektonik
Türkiye tektonik olarak Alpin-Himalaya Orojenik Kuşağı’nda Anadolu, Avrasya ve Arap levhaları üzerinde yer alır. Türkiye’de Neotektonik dönem, Geç Miyosen sonu-Pliyosen başında Doğu Anadolu’da kabuk kalınlaşması ve kısalmasına neden olan kıtasal çarpışmayla başlayıp, Anadolu bloğunun Kuzey ve Doğu Anadolu fayları boyunca batıya doğru kaçışı olaylarını kapsar. Bu kaçış Ege bölgesinde Hellen dalma-batma zonunda durmuş ve doğu-batı yönlü sıkışmadan dolayı kuzey-güney yönlü genişleme meydana gelmiştir (Şekil 3.1)( McKenzie, 1972; Şengör ve Yılmaz, 1981; Dewey ve diğ. 1986). Türkiye için Neotektonik dönemin başlangıcı için esas alınan bu olaylardan sonra Geç Miyosen-Pliyosen’den itibaren batı Anadolu’da kabuksal genişleme “Neotektonik Dönem” adı altında baskın tektonik rejim oluşmuştur (Angelier ve diğ. 1981).
Denizli Havzası’nın içinde bulunduğu Batı Anadolu graben sisteminin evrimi hakkında önceden yapılmış çalışmalar ve bunlar arasındaki görüş farklılıklarına kısaca değinilecektir. Ege bölgesinde günümüze kadar süren genişleme tektoniğine ilişkin farklı görüşler bulunmaktadır: Dewey ve Şengör (1979) ve Dewey ve diğ. (1986)’nin savunduğu tektonik kaçma modeline göre Anadolu plakacığının batı-güneybatı yönlü hareketi, Geç Serravaliyen’de Arap-Avrasya levhalarının Güneydoğu Anadolu’da Bitlis kenedi boyunca çarpışmasından sonra, Batı Anadolu’da bir genişleme rejimi oluşturmuştur. Anadolu levhası bu çarpışmanın ardından meydana gelen sıkışmayı önce kalınlaşarak, daha sonra Kuzey ve Doğu Anadolu fayları boyunca batıya doğru hareket ederek karşılamıştır. Orta Miyosen sonu-Geç Miyosen başında meydana gelen bu hareket Yunan makaslama zonunda engellenmiş ve Ege Denizi ile Batı Anadolu’da D-B yönlü bir sıkışma, buna karşılık K-G yönlü bir genişleme meydana gelmiştir (Şengör, 1979; Şengör, 1980; Şengör, 1982).
Le Pichon ve Angelier (1979) ve Meulenkamp ve diğ. (1988) tarafından savunulan yayardı açılma modeline göre ise Afrika levhasının kuzey kenarının Hellen yayı boyunca kuzeye dalması sonucu Ege bölgesinde Geç Serravaliyen-Tortoniyen’de başlayan kabuksal gerilme meydana gelmiştir.
Dewey (1988) tarafından Geç Miyosen’den ve Seyitoğlu ve Scott (1991) tarafından Erken Miyosen’den itibaren önerilen orojenik çökme modeline göre aşırı kalınlaşan kabuğun yayılması sonucu genişlemeli Neotektonik rejim başlamıştır.
Koçyiğit ve diğ. (1999), Koçyiğit ve diğ. (2000) ve Bozkurt (2000) tarafından önerilen iki evreli grabenleşme modeline göre ilk gerilme İzmir-Ankara kenet zonu boyunca orojenik çökme sonucu gelişir ve bu gerilmeyi bölgede kısa süreli K-G yönlü sıkışma rejimi izler. İkinci gerilme fazı Anadolu levhasının batıya doğru hareketinin sonucudur. Neotektonik rejimin yerleşim yaşının Orta Pliyosen olduğunu savunan modele göre hem batı hem de orta Anadolu’da horst-graben sistemleri, Geç Miyosen-Erken Pliyosen sıkışma fazı ile bölünen iki genişleme fazında gelişmiştir.
Seyitoğlu (1999) ve Seyitoğlu ve diğ. (2000) kısa süreli sıkışma fazına karşı çıkarak, bölgedeki genişlemenin herhangi bir sıkışma olmaksızın Erken Miyosen’den itibaren günümüze kadar devam ettiğini öne sürmüşlerdir.
Şekil 3.1:Türkiye’nin genel tektonik hatları (Barka, 1992).
Ege bölgesindeki K-G yönlü gerilme neticesinde D-B doğrultulu birçok graben meydana gelmiştir. Ege bölgesindeki güncel genişleme birden çok yönde gelişimini sürdürmektedir. Bölgede meydana gelen deprem odak mekanizmaları incelendiğinde aktif olan genişlemenin K-G ve KKD-GGB arasında olduğu görülür (Koçyiğit, 2000). Bu grabenleri oluşturan kenar fayları K-G yönlü gerilme devam ettiği için aktif konumdadırlar (Seyitoğlu ve diğ, 2002). Bu nedenle Ege Bölgesinde sık sık depremler yaşanmaktadır. Bölgedeki grabenlerin kesişme noktalarından biri de Denizli ve yakın dolayıdır.
Denizli ve çevresi, Büyük Menderes, Gediz ve Çürüksu grabenlerinin kesişme noktalarında yer alır. Çevresinde ise Çivril, Acıgöl, Çameli, Burdur ve Dinar grabenleri bulunur. Çivril, Acıgöl ve Burdur grabenleri KGB doğrultulu, B.Menderes grabeni de D-B doğrultuludur. Gediz grabeni ise İzmir-Salihli hattı boyunca D-D-B doğrultulu olup; Denizliye yakın bölümlerde KB-GD doğrultulu konuma geçer (Şekil 3.2).
Şekil 3.2: Ege bölgesindeki grabenlerin genel görünümü. 3.2. Denizli Havzası’nın Tektoniği
Büyük Menderes ve Gediz grabenlerinin kesiştiği bölgenin doğusunda kalan çöküntü alanına önceki çalışmalardan bazılarında Çürüksu Grabeni (Şimşek ve diğ., 1978) bazılarında da Denizli havzası (Westaway, 1990, 1993; Çakır 1999) adı verilmiştir. Denizli havzası 50 km uzunluğunda, 24 km genişliğinde KB-GD uzanımlı bir çöküntü havzasıdır. Havza kuzey ve güneyden normal faylarla sınırlandırılmıştır. Havza, sınır fayları ve bunlara az çok paralel birçok sintetik ve antitetik faylarla parçalanmıştır.
Sınır fayları tek parça olmayıp, uzunlukları en fazla 13 km olan fay parçalarından (segment) oluşmaktadır (Çakır, 1999). Kuzeydeki fay parçaları Pamukkale’den itibaren Hierapolis, Akköy, ve Tripolis parçaları olarak adlandırılmıştır (Çakır, 1999). Bu fay parçaları birbirine göre sıçrama yapmaktadırlar. Sıçrama zonlarının genişliği 1-2 km’ dir.
Açılma çatlakları sıçrama zonlarında yoğunlaşır. Sıçrama zonları aynı zamanda tercihli traverten oluşum alanlarıdır. Havza, KB-GD gidişli ‘Karakova yükselimi’ ile 2 alt bölüme ayrılmıştır. Havza içinde Neojen istifinin yükselmesi sonucu ortaya çıkan ve küçük çaplı bir horst olan Karakova yükselimi, her iki tarafından faylıdır (EK 1). Karakova yükselimi boyunca yüzeylemiş olan Neojen istifi çok sayıda sintetik ve antitetik fayla kesilmiştir. Denizli il merkezi Karakova yükselimi ile güney sınır fayı (Babadağ fayı) arasında yer alır (EK 1).
Babadağ fayı güneydeki sınır faylarının genel adıdır. Doğuda Bağbaşı’ndan başlayıp, Servergazi, Şirinköy ve Göveçlik üzerinden batıda Babadağ’a kadar uzanır. Fayın güneydeki taban bloğunda Menderes metamorfitleri, kuzeydeki tavan bloğu üzerinde ise Neojen ve Kuvaterner birimleri yer alır. Her ne kadar daha önce yapılan haritalarda fay tek bir çizgi olarak gösterilmiş ise de gerçekte havzanın kuzeyinde olduğu gibi farklı uzunluktaki parçalardan oluşmaktadır.
Havzayı GD’dan sınırlayan Honaz fayı yaklaşık D-B doğrultulu olup, 40-600 kuzeye
eğimlidir (EK 1). Batıda Karateke köyünden başlayıp, doğuya doğru Honaz üzerinden Menteş ve Kızılyer’e kadar uzanır. Uzunluğu 13 km olan fay aktif olup, zaman zaman düşük ve orta büyüklükte depremler üretmektedir. 1965 ve 2000 yıllarında sırasıyla 5.7 ve 5.2 büyüklüklerinde iki deprem kaydedilmiştir. 1965 depreminde yüzey kırığı oluşmuştur (Bozkuş ve diğ., 2001).
Karakova yükselimi, Çürüksu alt havzasından KB-GD uzanımlı bir fay hattı ile sınırlanır. Söz konusu fay güneydoğuda Karateke-Ovacık Köylerinden başlayıp Kaleköy, Akhan, Laodikya ve Bozburun üzerinden KB-B’ya doğru uzanır. Fay Neojen birimleri ile Çürüksu alt havzasının alüvyonları arasında bir sınır oluşturur.
Denizli Havzası KD-GB yönünde genişlemeye devam etmektedir. Bu açılmanın 14 milyon yıl önce başladığı belirtilmiştir (Westaway, 1993). Açılma miktarı aynı yazar tarafından havzanın batısında 4 km, Pamukkale bölgesinde 2.2 km, ve doğu kısmında 1
km. kadar olduğu ileri sürülmüştür. Pamukkale travetenlerinde yapılan çalışmalarda son 200 bin yıl içinde 45 ile 120 m.lik bir açılmanın olduğu belirtilmiştir (Altunel, 1996).
Tarihsel deprem verileri incelendiğinde, Denizli ve çevresinde meydana gelen depremlerin odak merkezleri Gediz ve B. Menderes grabenlerinin doğu uçları ile Denizli havzası içinde yoğunlaştığı gözlenmiştir (Hançer ve diğ., 2001). Bu grabenleri oluşturan kenar fayları Denizli havzasının batısında, Sarayköy ve Buldan dolaylarında kesişirler. O nedenle bu bölge depremsellik bakımından oldukça önemlidir.
3.2.1. Uyumsuzluklar
İnceleme alanında mostra veren birimlerde, Neojen öncesi temel birimler ile Neojen yaşlı birimler arasında uyumsuzluk vardır. Neojen öncesi temel birimler genelde metamorfik kayalardır. Neojen yaşlı birimler ise karasal, gölsel, akarsu ve yelpaze çökelleridir. Denizli il merkezinde ise Neojen yaşlı birimler ile genç Kuvaterner yaşlı alüvyonlar ve yelpaze çökelleri arasında uyumsuzluk bulunur. Yelpaze çökelleri ve alüvyonlar Neojen yaşlı birimleri uyumsuz olarak örtmüşlerdir.
3.2.2. Tabakalanmalar
Bölgedeki Neojen yaşlı çökellerde tabakalanma iyi gelişmiş olup eğimleri oldukça azdır ve genellikle 25° yi geçmez. Ancak fay dokanaklarına yaklaşıldığında tabaka eğimleri 35-40° ye çıkar. Özellikle fayların düşen bloklarında ya da tavan bloklarında bulunan tabakaların fay düzlemine doğru eğimli oldukları gözlenmiştir. Tabakaların fay düzlemine doğru eğim kazanmasına literatürde ‘tilting’ adı verilir. Faylar listrik şekillidirler. Dolayısıyla eğimleri derine doğru azalır. Bölgedeki genç birimlerden ölçülen tabaka
konumlarına göre hazırlanan kontur diyagramında, egemen tabaka konumları K 480-680B/
200 -250GB olarak ortaya çıkmıştır (Şekil 3.3). Yani egemen doğrultu KB-GD, egemen
düştüğü ve düşen bloklardaki tabakaların da GB’ya doğru eğim kazandıkları şeklinde yorumlanabilir (Ek 1).
Şekil 3.3: Çalışma alanındaki birimlerin tabaka konumlarına göre hazırlanan kontur
diyagramı.
3.2.3. Faylar
Çalışma alanında haritalanan faylar genellikle eğim atımlı normal faylar olup, çalışma alanı içinde kalan faylar Denizli havzasını güneyden sınırlayan ana fayın tavan bloğu üzerinde gelişen ikinci dereceden (tali) normal faylardır. Fay düzlemi net olarak izlenebilen bazı faylarda yer yer oblik atım gözlenmiştir (Şekil 3.4). Bu faylar çoğunlukla KB-GD doğrultulu, Denizli havzasını oluşturan kenar faylara genellikle paralel konumdadırlar (Şekil 3.4, 3.5, 3.6, 3.7).
Şekil 3.4: Pamukkale yol ayrımı ile Akhan köprüsü arasında petrol ofisinin 30 m
GD’sunda yapılan kazıda Neojen istifinde açığa çıkan K35ºB/50ºKD duruşlu fay düzlemi ve fay çiziklerinden ölçülen kayma yönü..
3.2.3.1. Sintetik Faylar
Kenar faylara paralel olarak gelişen bu faylardan en önemlisi Bakırlı Fayıdır. Bu fay, İlbadı Mahallesi’ndeki Eski mezarlık ve Kaleiçi’nin KD yamaçlarını izleyerek GD’ya doğru devam eder. Yaklaşık olarak İzmir Bulvarı’na parelel uzanır. Fay mücavir alan dışındaki EGS Park KB’sındaki yol yarmasında net olarak izlenir. Fayın KB yönünde Kumkısık yakınlarına kadar uzandığı tahmin edilmektedir. Yol yarmasında fay düzleminin duruşu K35°B, 50KD° dir (Ek. 1, Şekil 3.5). Bu fayın şehir merkezinde alüvyon birimler içerisindeki uzantısı jeofizik ve hidrojeolojik verilerle de kanıtlanmıştır (PAÜ, 2002). Denizli il merkezi sınırları içerisinde yapılan sismik ve gravite çalışmaları sonucunda hazırlanan KD-GB doğrultulu enine kesitlerde yaklaşık 40-50 metrelik bir atım hesaplanmıştır.
Şekil 3.5: Bakırlı fay aynası, İzmir yolu üzeri, EGS Park kuzeyi, yol yarması.
3.2.3.1. Antitetik Faylar
Varlığı sismik ve gravite verileriyle de desteklenen Sevindik fayı, Dikmen Tepe yakınlarından başlayıp KB’ya doğru uzanmaktadır (PAÜ, 2002). KB-GD doğrultulu bu fay GB’ya eğimlidir. Ancak çalışma alanı dışında GD ucu Tekkeköy’e, KB ucu ise Kumkısık köyüne kadar uzandığı tahmin edilmektedir. Bakırlı ve Sevindik fayları arasında kalan çukurluk gevşek alüvyonla doldurulmuştur. Sevindik fayının KD’sunda, Karakova yükselimi boyunca, KB-GD doğrultulu çok sayıda fay gözlenmiştir.
Şekil 3.6: Çalışma alanındaki fayların doğrultularına göre hazırlanan gül diyagramı.
Şekil 3.8: Denizli havzasının şematik enine kesitleri. A) faylarla birlikte tiltlenme, B)
faylarla birlikte tiltlenme ve sintetik faylarla havza kalınlığının azalması, C) yatay tabakaların kesilmesi ve bozulması, D) sintetik ve antitetik faylarla birlikte havzanın kalınlığının azalması ve tabakaların bozulması. A,B ve C, Westeway, 1993’ten alınmıştır.
Westeway (1993) yaptığı çalışmada, Denizli Neojen istifinin evrimini ortaya koyarken havza içerisinde sintetik fayları belirlemiş ve bu faylarla birlikte havzadaki yatay Neojen çökellerinin tiltlenmeye uğrayarak bozulduğunu ortaya koymuştur (Şekil 3.8a,b,c). Bu çalışmada da havza içerisinde sintetik faylarla birlikte antitetik fayların da bulunduğu belirlenmiş ve sismik verilerle de desteklenmiştir (Şekil 3.8d, PAÜ, 2002).
3.2.4. Çatlaklar
İnceleme alanından alınan eklem ölçüm değerlerinin gül diyagramında değerlendirilmesi sonucu KB-GD doğrultulu eklemlerin yoğun olarak geliştikleri gözlenir
(Şekil 3.9). Bunlar KB-GD doğrultulu faylara paraleldirler. Neojen istifinin üst
kesimlerindeki kumlu seviyelerinde gelişmiş eklemler yer yer ikincil jips oluşumları ile doldurulmuştur. Bölgedeki eklemler KD-GB yönlü çekme gerilmeleri sonucu faylarla birlikte meydana gelmişlerdir ve bunlar açılma çatlakları olarak yorumlanmışlardır.
Şekil 3.9: Çalışma alanındaki Neojen birimlerinde gelişmiş çatlakların dağılımını
3.3. Depremsellik
Batı Anadolu genişleme bölgesinde Gediz ve Büyük Menderes grabenlerinin kesiştiği alanın doğusunda yer alan Denizli ili kuzeyden ve güneyden eğim atımlı normal faylarla sınırlanan Denizli grabeni içerisinde yer alır. 1900 öncesi yıllara ait arkeolojik verilere göre Denizli ili ve yakın çevresini etkileyen ve ağır can kaybına ve hasara neden olan depremler söz konusudur.
3.3.1. Tarihi Depremler
Bu depremlere ait veriler incelendiğinde Denizli grabeninin kuzey kesimindeki antik yerleşim yerleri (Hierapolis, Tripolis, Laodikea gibi) bu depremlerden çok etkilenmiştir. Özellikle Pamukkale (Hierapolis)’de meydana gelen hasarların çokluğu dikkati çekmektedir. Yerleşim yerlerindeki yapıların yıkılmasına ve çok sayıda insanın hayatını kaybetmesine neden olan bu depremler sonucu oluşan enkazın kaldırılması ve şehrin yeniden yapılanması için tarihsel çağlarda imparatorluklar arası iş birliği ve yardımlaşma çağrıları yapılmıştır (Çizelge 3.1).
Çizelge 3.1: Denizli ve yakın çevresinde meydana gelen tarihi depremler
TARİH YARATTIĞI HASAR
MS. 17 Deprem sonucu Hierapolis kenti yıkılır ve Roma İmparatorluğu'’dan büyük yardım alınır (Altunel, 2000).
MS. 60 Pamukkale’deki yapılarda yıkılmalar olur ve Roma İmparatorluğundan Domitian Ana cadde ve Kaplanı yaptırır (Altunel, 2000).
MS. 700 yılı Pamukkale antik tiyatrosunun sahne köşe duvarı kısmen yıkılır ve duvardaki bloklar düşer. Pamukkale’deki antik hamamda tuğla ile onarılmış tonazlar çöker. Agora’da Latrin ve Anıtsal çeşme duvarları yan yatar ve devrilir (Bizans dönemine ait verilere göre) (Altunel, 2000).
1358 Bu deprem ile Pamukkale ağır hasar görür ve yerleşim yeri terk ediliyor (Altunel, 2000).
1717 Denizli-Sarayköy-Honaz arasındaki köylerde ağır hasar meydana gelmiş ve 6000
kişi ölmüştür (Altunel, 2000).
1878 Denizli ve Pamukkale’de önemli hasarlar meydana gelir. Sultan II Abdülhamit
Denizli’ye deprem hasar tesbiti için teknik eleman görevlendirir (Altunel, 2000).
1899 B. Menderes Grabeninde meydana gelen bu deprem sonucu 50km uzunluğunda
yüzey kırığı oluşmuş, Aydın ve Denizli illerinde ağır hasar meydana gelmiş ve 1117 kişi ölmüştür (Altunel, 2000).
3.3.1. Aletsel Dönem Depremleri
Çizelge 3.2: Denizli ilinde 1900 yılı ve sonrası meydana gelen aletsel büyüklüğü 4.5 ve üzerindeki
depremler ve etkileri (Deprem Araştırma Dairesi ve Kandilli Rasathanesi verilerine göre).
Tarih Aletsel
Büyüklüğü (Magnitüdü)
Yer Can Kaybı Hasarlı Bina
20.09.1900 5 Denizli Tesbit edilemedi
20.11.1922 4,8 Denizli Tesbit edilemedi
11.09.1923 4,9 Denizli Tesbit edilemedi
07.08.1925 5,9 Denizli Tesbit edilemedi
08.05.1929 4,6 Denizli Tesbit edilemedi
17.09.1933 5,7 Çivril 20 200
21.12.1945 6,8 Denizli 190 400
10.08.1948 5,1 Denizli Tesbit edilemedi
21.06.1961 5,4 Denizli 54
11.03.1963 5,5 Denizli 14 488
13.06.1965 5,7 Honaz Tesbit edilemedi
17.06.1965 4,5 Denizli Tesbit edilemedi
02.12.1965 4,6 Denizli Tesbit edilemedi
29.03.1966 4,9 Denizli Tesbit edilemedi
19.07.1967 4,9 Denizli Tesbit edilemedi
25.07.1967 4,5 Denizli Tesbit edilemedi
13.11.1967 4,5 Denizli Tesbit edilemedi
28.03.1969 6.5 Denizli Tesbit edilemedi
28.03.1970 4,8 Denizli Tesbit edilemedi
20.02.1971 4,5 Denizli Tesbit edilemedi
19.08.1976 4,9 Denizli 4 887
24.02.1989 4,8 Honaz 11
18.07.1990 5,2 Çameli Tesbit edilemedi
18.08.1995 4,9 Kaklık 142
21.04.2000 5,2 Honaz yok yok
01.10.2000 4.7 Denizli yok yok
Afet İşleri Genel Müdürlüğü Deprem Araştırma Dairesi ve Kandilli Rasathanesi verileri değerlendirildiğinde, 1900 yılı ve sonrasında Denizli İli ve çevresinde hasar yapıcı depremler meydana gelmiştir (Çizelge 3.2). Bu depremlerden 1945 yılında 6.8 büyüklüğünde meydana gelen deprem sonucu 190 kişi ölmüş ve 400 bina ağır hasara uğramıştır. Altunel (2000)’in yaptığı çalışmada bu deprem için, 5,1 büyüklüğünde,
havzanın batı ucuna yakın bölgelerde ufak çaplı heyelanlar ve Hierapolis’in GB’sındaki Goncalı tren istasyonunda çatlaklar görüldüğünü belirtmiştir.
1963 yılında 5.5 büyüklüğünde meydana gelen deprem sonucu 14 kişi ölmüş ve 144 binada ağır hasar oluşmuştur. 1976 yılında meydana gelen 4.9 büyüklüğündeki deprem sonucu 4 kişi ölmüş ve 887 binada hasar meydana gelmiştir (Deprem Araştırma Dairesi ve Kandilli Rasathanesi).
Westeway (1993), Denizli havzası içerisinde meydana gelen 1965 ve 1976 yıllarındaki depremlerle ilgili daha farklı bilgiler vermektedir. Bu çalışmaya göre 1965 depremi, 13 Ocak 1965 tarihinde, saat 20:01’de, 5,3 büyüklüğünde ve Denizli havzasının doğu ucunda olmuştur. 1976 depremi ise, 19 Ağustos 1976 tarihinde, saat 01:12’de, 5.0 büyüklüğünde ve Denizli merkezde olmuştur. 1965 depreminde Bozkuş ve diğ. (2000)’e göre, Honaz ve Kızılyer yakınlarında yüzey kırıkları meydana gelmiştir.
28.03.1969 tarihinde, 6.5 büyüklüğünde olan depremde, Denizli Havzasının güney kenarında normal faylanmalar meydana gelmiştir. Toplam uzunluğu yaklaşık 30 km olan yüzey kırığı boyunca kuzey blok aşağı düşmüştür (Altunel, 2000).
DÖRDÜNCÜ BÖLÜM
DEPREM KÖKENLİ DEFORMASYON YAPILARI
(SİSMİTLER)
Sismik şoklarla oluşturulduğu düşünülen deformasyon yapıları sismit (seismites) olarak adlandırılmıştır (Seilacher, 1969). Seilacher (1969) bu terimi, söz konusu yapıların, faylanmaya bağlı dizilişleri için önermiştir. Yapıların bu dizilişlerinde bozulmamış çökellerden sıvılaşmış, homojenleşmiş çökellere kadar bir sıra yer alır. Bu tür bir sıralanma California’daki Miyosen yaşlı Monterey Şeylleri’nde gelişmiştir (Seilacher, 1969).
Çökellerin deformasyonu hakkında her ne kadar bol miktarda kaynak varsa da, bunların oluşumlarına yol açan pek çok neden olduğundan, stratigrafik kayıtlarda, sismik olayları tanımlamada hala uygun ve açık kriterler yoktur (Ricci Lucchi, 1995). Yine de diri fay hendeklerinin çalışılmasıyla paleosismolojideki ilerlemeler, sismitler hakkındaki bilgilerimizin gelişmesine yardımcı olacaktır (McCalpin, 1996).
Özellikle göl ve kapalı iç havzalar gibi depolanma alanları, sismik aktivite sonucu ortaya çıkmış deformasyon yapılarının analizi için en uygun yerler olarak kabul edilirler (Ricci Lucchi, 1995). Tektonik bakımdan aktif yörelerde fay hareketleriyle ilişkili sismik şokların etkisi göl çökellerinde deformasyon yapıları olarak iz bırakabilir. Eğer sismik olaylar (deprem) belirli bir büyüklüğün üzerinde olursa, çökellerin sıkışması sıvılaşmaya yol açar (Owen, 1996). Stratigrafik kayıtta sismik şokların bıraktığı izler, ilk kez Sims (1973, 1975) tarafından Kaliforniya ve Washington’daki güncel göl çökellerinde incelenmiştir. Bu araştırmacının bulguları, bu tür çökellerdeki paleosismolojik çalışmalar için kavramsal bir temel oluşturmuştur.
% 95’i deprem riski altında olan ülkemizde bir bölgenin depremselliğini belirlemede, tarihi ve tarih öncesi bilgilere de ihtiyaç vardır. Örneğin Batı Anadolu grabenlerinin Neojen-Kuvaterner çökel dolguları, geçmişten günümüze söz konusu graben alanlarının depremselliğine ilişkin kayıtları bünyesinde barındırmaktadır. Ancak bugüne kadar ülkemizde genç çökel istiflerinde meydana gelen deprem kökenli sedimanter deformasyon yapılarını araştırarak, o bölgenin sismik tarihçesinin ortaya konmasına yönelik paleosismolojik çalışmalar yok denecek kadar azdır. Hempton ve Dewey (1983) ile Scott ve Price (1988) sırasıyla, Doğu Anadolu Fayı üzerinde bulunan Hazar Gölü’nde ve Burdur havzasında yaptıkları çalışmalarda bazı deformasyon yapıları ile deprem büyüklükleri arasındaki ilişkilerden söz etmişlerdir. Scott ve Price (1988), bu amaçla yastık yapılarından yararlanmışlardır (Topal ve Özkul, 2003).
Deprem kökenli deformasyon yapıları genellikle çökellerin bir deprem sırasında sıvılaşması sonucu oluşur. Depremler sırasında sismik dalgalar, suya doygun gevşek siltli kum ve kumlu zeminler içinde yayılırken, birbirine etkiyen kuvvet çiftleri (makaslama kuvvetleri) yaratarak zemin tanelerinin yer değiştirmesine neden olurlar. Bu koşullar altında gevşek kum taneleri birbirlerine yakınlaşma eğilimi gösterirler. Bu davranış sırasında tanelerin temas noktalarındaki gerilim, taneleri çevreleyen suya aktarılır. Depremler ani ve çok kısa süreli hareketler olduğundan, taneler arasındaki suyun kaçması için yeterli zaman yoktur. Bu nedenle ortamdan uzaklaşamayan gözenek suyu basıncında ani bir artış olmaktadır. Bu ani artış, zemin tanelerini bir arada tutan temas kuvvetlerini yok ederek, taneleri birbirinden uzaklaştırır ve böylece zemin dayanımını yitirir. Efektif gerilimin de kaybolduğu bu koşullar altında zemin, deprem öncesinde gösterdiği katı malzeme davranışı yerine, bir sıvı gibi davranarak, suyla birlikte yüzeye doğru hareket eder ve yüzeyden çıkmaya başlar. Zeminin sergilediği bu davranış biçimi “sıvılaşma” olarak tanımlanır (Ulusay, 2001).
Sıvılaşma yüzeyde; kum fışkırması, tek başına veya ardarda dizilmiş kum volkanları ve yarıklar boyunca kum daykları şeklinde görülür. Kum volkanları, sıvılaşan malzemenin yüzeye çıktıktan sonra oluşturduğu konilerdir (Şekil 4.1).
Sıvılaşmanın son aşaması olarak geri akma süreci önerilmiştir (Takahama ve diğ. 2000). Deprem öncesinde normal konumlarında bulunan sedimanlar deprem sırasında, sismik şokların etkisi ile üstteki kapalı zemini parçalayarak yüzeye çıkar. Sarsıntının bitmesiyle birlikte yüzeye çıkan malzeme üstteki toprak parçasıyla karışık halde ortamdaki suyun kaçmasıyla oluşan boşluğu doldurur, bu olaya geri akma süreci denir (Şekil 4.2) (Takahama ve diğ. 2000). D ü ş ü k g e ç i r g e n l i ğ e s a h i p s ı v ı l a ş m a y a n z e m i n K u m d a y k ı K u m k o n i s i S u t a b l a s ı S ı v ı l a ş a n k u m S u a k ı ş h a t t ı
Şekil 4.1: Sıvılaşmayla ilgili kum
konilerinin ve kum dayklarının oluşumunu gösteren şematik kesit (Obermeier ve diğ. 1993’ ten değiştirilerek).
Şekil 4.2: Geri akma prosesinin şematik
görünümü, (A: deprem öncesi, B: deprem sırasında, C: deprem sonrası) (Takahama ve diğ. 2000’ den değiştirilerek).
Yumuşak çökel deformasyon yapıları stratigrafik kayıtta çok değişik şekillerde görülür. Bu çeşitlilik tanımlamayla ilgili terimlerin fazla sayıda olmasından kaynaklanmaktadır. Allen (1986)’e göre, yumuşak çökel deformasyon yapılarının oluşması için geçerli kriterler şunlardır:
1. Tabakanın gözenek suyu basıncını çekme dayanımının üzerine çıkaracak güçte bir hareket,
2. Bu harekete karşı hassas bir tabaka,
3. Sıvı benzeri bu çökele hasar verebilecek yeterlilikte bir güç.
Deprem kökenli deformasyon yapıları çalışma alanında, özellikle Karakurt Köyü’nün DKD’ sunda yoğun bir şekilde gözlenmiştir. Bunun yanı sıra Gökpınar Baraj gövdesi GD’sunda, Eskihisar köyünün G’inde ve GD’sunda, Pamukkale yol ayrımının KD’sunda, Leyna Tepe’nin D’sunda, Kaleköy Köyünün GB’sında da bu tür yapılar gözlenmiş (EK 1) ve tipik olanları aşağıdaki sınıflamaya göre sırasıyla anlatılmıştır.
Bu çalışmada deprem kökenli deformasyon yapıları; 1) dayklar, 2) bozulmuş tabakalar, 3) yük kalıpları ve alev yapıları olmak üzere üç alt grupta toplanmıştır.
4.1. Dayklar
Bu çalışmada dayklar, içerdiği kum ve çakıl oranlarına göre, kum daykları ve çakıllı kum daykları olmak üzere iki alt grupta incelenmiştir.
4.1.1. Kum Daykları
Kum daykları inceleme alanında Karakurt Köyü’nün D’ sunda, Karakurt Köyü’nün DKD’sunda, Eskihisar Köyü’nün GD’sunda ve Karakurt Köyü’nün KD’sunda gözlenmiştir. Bu dayklar, tipik olarak enine kesitlerde çatlakların kumla doldurulduğu çizgisel yapılar olarak görülürler. Düşey uzanımları 15 cm. den 150 cm. ye kadar değişir. Kumla dolmuş çatlaklar genellikle alttaki bir kum tabakasıyla bağlantılıdır. Dayklar, kum tabakası üzerinde belirli litolojilerden oluşan sınırlı bir düzeyi keserler. Daykların, sismik şoklarla tetiklenmiş, alttaki tamamen suya doygun kum tabakasının sıvılaşması sonucu meydana geldiği belirtilmiştir (Audemard ve De Santis, 1991; Obermeier vd., 1993).
Şekil 4.3: Kum daykı. Karakurt Köyü’nün D’ sunda 1 nolu alanda gözlenmiştir (Ek 1).
Karakurt Köyü’nün D’sunda gözlenen bu yapıda, kaba kum boyutundaki malzeme, bej renkli, ince tabakalanma gösteren ve bol kırıklı marnlar içerisine 90 cm kadar sokulmuştur. Dayk oluşurken marn tabakalarının uçlarını yukarıya doğru bükmüştür (Şekil 4.3). Marn biriminin orta seviyelerinde gözlenen tabakaların bozulmuş yapısı, kum daykının oluşumu sırasında, yukarıya doğru yaptığı zorlamadan kaynaklanmış olabilir.
Şekil 4.4: Kum daykı. Karakurt Köyü’nün DKD’sunda 2 nolu alanda gözlenmiştir (Ek 1).
Karakurt Köyü’nün DKD’sunda gözlenen bu yapıda, ince kum boyutundaki malzeme, açık gri renkli, kalın tabakalanma gösteren ve yaygın kırılmalar içeren marnlar içerisine 80 cm. kadar sokulmuştur. Sıvılaşan malzeme, hem marn tabakalarını keserek yukarıya doğru sokulmuş hem de siller şeklinde tabakalanmaya paralel yayılım göstermiştir. Çalışma alanında gözlenen diğer kum dayklarının aksine bu yapıda, sokulum yapan kum yüzeye kadar ulaşmıştır. Yüzeye ulaşan malzeme güncel bir toprak düzeyi ile örtülmüştür.
Şekil 4.5: Kum daykı. Eskihisar Köyü’nün GD’sunda 3 nolu alanda gözlenmiştir (Ek 1).
Eskihisar Köyü’nün GD’sunda gözlenen bu yapıda, ince çakıllar içeren, orta kum boyutundaki malzeme, fay düzlemi (K20°B/50°GB) boyunca yukarıya doğru çıkmış ve silt boyutundaki birim içerisine 150 cm. kadar sokulmuştur. Siltli birimi, koyu gri renkli ve yataya yakın konumlu, fazla belirgin olmayan tabakalanma göstermektedir.
Şekil 4.6: Kum daykı. Karakurt Köyü’nün KD’sunda 4 nolu alanda gözlenmiştir (Ek 1).
Karakurt Köyü’nün KD’sunda 4 nolu alanda gözlenen bu yapıda, ince kum boyutundaki malzeme, yataya yakın tabakalanma gösteren, açık gri renkli marnlar içerisine sokulmuştur. Sıvılaşan malzeme, marn birimi içerisine hem dayklar şeklinde sokulmuş hem de siller şeklinde tabakalanmaya paralel olarak yayılım göstermiştir. Sıvılaşma sırasında marn biriminden kopan parçalar, sıvılaşan ince kum boyutundaki malzeme içerisinde yüzer durumda bulunmaktadır. Bu da sıvılaşmayı oluşturan deprem büyüklüğünün fazla olduğunu göstermektedir.
4.1.2. Çakıllı Kum Daykları
Çakıllı kum daykları inceleme alanında Karakurt Köyü’nün KKD’ sunda, Gökpınar baraj gövdesinin GD’sunda ve Karakurt Köyü’nün D’sunda Denizli-Ankara karayolu, Pamukkale yol ayrımının KD’sunda gözlenmiştir. Bu yapılar, göl ortamlarının kıyıya yakın, sığ kesimlerinde depolanmış iri taneli kırıntılı çökellerde gelişen bu deformasyon yapısı, üstteki çökeller içerisine değişik miktarlarda (kumla birlikte) çakılların sokulumu sonucu meydana gelen bir tür çakıl dayklarıdır (Obermeier ve diğ., 1993). Sokulum yapmış kaba kırıntılar ile çevre çökeller arasındaki dokanaklar genellikle keskindir. Söz konusu deformasyon, bir gölsel yelpaze deltası (lacustrine fan delta) ortamında depolanmış çakıl ve kumları etkilemiştir. Depolanma konumu açısından iri taneli çökeller deformasyonun gerçekleştiği sırada belirgin şekilde suya doygun haldedirler. Çakıl ve kumların sıvılaşması veya akışkan hale geçerken meydana gelen kırılmalar bu iri taneli çökellerin sıvılaşmaya karşı duyarlılıklarının düşük olmasından ileri geldiği şeklinde yorumlanmaktadır (Guiraud ve Plaziat, 1993).
Şekil 4.7: Çakıllı kum daykı. Karakurt Köyü’nün KKD’ sunda 5 nolu alanda
Karakurt Köyü’nün KKD’sunda gözlenen bu yapıda, ince çakıllı kumlardan oluşan birim, sarımsı-pas renkli kaba taneli kumları keserek yukarıya doğru çıkmıştır. Dayk içinde yer alan çakılların maksimum tane boyu 2 cm.dir. Sıvılaşan malzeme, kumlu birim ile açık gri, bej renkli marn dokanağında sil şeklinde yatay yayılım göstermiştir. Marn sınırı boyunca yayılan çakıllı kumlu malzeme, birim içerisindeki bir zayıflık zonundan yukarıya doğru sıvılaşmıştır. Sıvılaşma sırasında marnlar parçalanarak malzeme içerisine karışmıştır.
Şekil 4.8: Çakıllı kum daykı. Gökpınar baraj gövdesinin GD’sunda 6 nolu alanda
gözlenmiştir (Ek 1).
Gökpınar baraj gövdesinin GD’sunda gözlenen bu yapıda (Şekil 4.8), açık gri bej renkli, yatay ve orta kalınlıkta tabakalanma gösteren marnlar içerisine 90 cm kadar kumlarla birlikte çakılların karışık şekilde sokulmasıyla meydana gelmiştir. Sıvılaşan malzeme içerisinde bol miktarda Pelesipod fosillerine de rastlanmıştır. Sıvılaşan malzeme içerisindeki çakılların boyutlarının kaba olması (7 cm), sıvılaşmayı oluşturan kuvvetin büyüklüğüyle doğru orantılıdır.
Şekil 4.9: Çakıllı kum daykı. Karakurt Köyü’nün D’sunda 7 nolu alanda gözlenmiştir
(Ek 1).
Karakurt Köyü’nün D’sunda gözlenen bu yapıda, ince çakıllar içeren kumlu birim, killi kumlar içerisine sokulmuş ve fayla birlikte kesilmiştir.
Şekil 4.10: Çakıllı kum daykı. Denizli-Ankara karayolu, Pamukkale yol ayrımının
