Batı Anadolu’nun K-G uzanımlı genç havzalarının kökenine yeni bir bakış A new look at the origin of N-S trending young basins of western Anatolia
Ömer Feyzi GÜRERa*,
a Kocaeli Üniversitesi, Mühendislik Fakültesi, Jeoloji Mühendisliği Bölümü, Kocaeli, Türkiye.
ÖZ Batı Anadolu’da, Geç Senozoyik sırasında kabuk kısalmasından genişlemesine bir geçiş gerçekleşmiş ve bunun kanıtları bölgedeki temel birimlerinde ve K-G ve D-B yönlü, iki farklı havza türünde kaydedilmiştir. Bu çalışmada havzaların tabanında yer alan ve bölgenin yapısal gelişiminde önemli bir rolü olan Menderes Masifi’nin yüzeylenme mekanizması farklı bir açıdan göz önüne alınmıştır. Farklı temeller üzerinde gelişen K-G yönlü havzalar bölgedeki yeni bulgular ışığında değerlendirilmiştir. Elde edilen bulgular bölge üzerinde süre gelen tartışmaları kısıtlayabilecek yeni sonuçlar üretme potansiyelindedir. Gözlemlerimiz ışığında önerilen modele göre, Batı Anadolu Erken-Orta Miyosen sırasında, K-G yönlü sıkışmalı kuvvetler etkisi altındadır. Sıkışma nedeniyle, Menderes Masifi sıkışmalı çekirdek karmaşığı olarak yükselmiş ve yüzeylenmiş olmalıdır.
Bu dönemde Marmara’dan Akdeniz’e kadar geniş bir coğrafyada K-G doğrultulu, oblik faylar arasında Gördes ve Demirci gibi çek ayır veya transtansiyonel çek ayır havzalar oluşmuştur. Bölgede Erken-Orta Miyosen’deki yaygın sıkışmanın kanıtları, K-G yönlü havzaları sınırlayan doğrultu atımın egemen olduğu oblik faylar, havza dolgularında gelişen kıvrımlar ve ters faylardır. Sıkışmalı tektonik rejimin, Pliyo-Kuvaterner’de gerilmeli rejime dönüşümü ile tüm bölge K-G yönünde gerilmiş ve bölgenin karakteristik yapısal özelliklerinden olan D-B yönlü Gediz, Büyük Menderes ve Gökova gibi grabenler gelişmiştir. K-G yönlü havzaların aksine, D-B yönlü grabenlerde normal faylar ve yer yer gerilmeyle ilişkili açık kıvrımlar gözlenmektedir. Geç Senozoyik yaşlı havzalardan elde edilen verilere göre bölgede çok evreli gerilmenin izleri gözlenmiştir.
Anahtar Kelimeler: Batı Anadolu, Geç Senozoyik, Sıkışmalı tektonik, K-G havzalar, Neotektonik
Geliş Tarihi: 10.11.2021 Kabul Tarihi: 31.01.2022
Keywords: Western Anatolia, Late Cenozoic, Compressional
Abstract
In the western Anatolia, the tectonic regime transitioned from crustal shortening to extension during Late Cenozoic time and evidence of this event was imprinted on basement lithologies and N-S and E-W oriented two distinct basin sub-types. Here, we examined the exhumation mechanism of the Menderes massif that forms the basement of these basins from a different perspective. The N-S oriented basins overlying different basement rock types were re- evaluated based on new evidence that has potential to put new constrains for interpreting the tectonic evolution of the area. Unroofing of the Menderes Massif must have developed due to compressional core complex. Per the model generated from our observations, we propose that the western Anatolia underwent a N-S contraction during the Early-Middle Miocene time. In this period from Marmara Sea at north to Mediterranean Sea at south, numerous basins, as in Gördes and Demirci, were bound by N-S oriented oblique faults. Evidence of contraction in the region during Early Middle Miocene time is understood by N-S oriented obique, strike-slip faults, folds, and reverse faults. Starting from the Plio-Quaternary time, the contractional regime was shifted to extension and ensuing E-W oriented grabens were formed in Gediz, Büyük Menderes, and Gökova. The structural deformation associated with these E-W oriented grabens are normal faults and related open folds. Geological evidence of multi-generation extension is recognized in the basins and basin-filling deposits throughout the Neogene to Quaternary time.
Citation Info: GÜRER, Ö.F. 2022. A new look at the origin of N-S trending young basins of western Anatolia. Bulletin of the Mineral Research and Exploration. Doi:10.19111/bulletinofmre.1066943
*Corresponding author: Ömer Feyzi GÜRER. ofgurer@kocaeli.edu.tr
uncorrected
proof
1. Giriş
Batı Anadolu, Geç Senozoyik'te sıkışma ve gerilme sistemlerinin karşılıklı etkileşimi altında kalmıştır. Bölgede, konumlarına göre başlıca iki grup havza yer alır; D-B ve K-G yönelimli olanlar. Farklı temeller üzerinde gelişmiş bu havzalarla ilgili günümüzde birçok tartışma vardır. Temel sorunlardan en önemlisi, sıkışma ve gerilme tektoniğinin ana verileri ile bunların ilişkilerini açığa çıkarmak ve buna bağlı olarak sıkışma ve gerileme tektoniklerinin başlangıç yaşlarını ortaya koymaktır.
Bu konularda henüz bir görüş birliği oluşmamıştır (ör, Şengör, 1979; Seyitoğlu ve Scott 1991; Yılmaz vd., 2000; Bozkurt 2003; Gürer vd., 2001, 2009, 2014; Sözbilir vd., 2011, Özburan ve Gürer 2012;
Gürbüz vd., 2012; Sangu vd., 2020). Bölgenin Neojen-Kuvaterner jeolojisi ve yapısal unsurları ile ilgili tam olarak uzlaşma sağlanamamış başlıca üç ana sorun vardır, bunlar;
(1) Gerilmenin kökeni nedir? Bu soruyu cevaplamak için başlıca altı farklı model önerilmiştir:
(a) Afrika levhasının güneye doğru geri dönüşü (roll- back) veya yay gerisi açılma modeli (McKenzie 1978; Jackson ve McKenzie 1988), (b) orojenez sonrası çökme modeli (Dewey 1988; Seyitoğlu ve Scott 1991; McClusky vd., 2000), (c) tektonik kaçış modeli (Dewey ve Şengör 1979; Şengör 1987), (d) post-orojenik çöküş ile birlikte kuzeye doğru yiten Afrika levhasının güney yönünde gerilemesi (Gautier vd., 1999; Jolivet 2001) ve (e) iki aşamalı genişleme modeli (orojenik çökme/dalan dilimin geri dönüşü ve tektonik kaçış) (Koçyiğit vd., 1999; Yılmaz vd., 2000; Bozkurt 2000, 2001, 2003, 2004; Purvis ve Robertson 2004; Bozkurt ve Rojay 2005). (f) Afrika levhasının, Avrasya litosferine göre kuzeydoğuya doğru farklı yakınsama oranlarının Ege Bölgesi’nde gerilmeye yol açtığı önerilmiştir. Ege-Batı Anadolu Rifti’ni, Yunanistan'ın Kıbrıs ve Anadolu'ya göre güneybatıya doğru daha hızlı olan hareketi sağlamıştır (Doglioni vd 2002).
(2) K-G doğrultulu havzaların kökeni nedir? K-G doğrultulu havzaların kökeni için genellikle altı farklı modelden biri önerilmiştir: (a) Havzalar, K-G sıkışma altında gelişen paleotektonik Tibet tipi çapraz-graben olarak geliştiler, bu havzalar daha sonra, K-G genişleme rejimi altında neotektonik Ege tipi çapraz-grabenlere dönüştüler (Şengör vd., 1985; Şengör 1987; Görür vd., 1995). (b) Havzalar, sin-sedimanter volkanizma ile ilişkili doğrultu atımlı havzalara benzer şekilde 'Ege tipi çapraz-grabenler' olarak gelişmiştir (Bozkurt 2003). (c) Üçüncü model, K-G yönlü havzaların K-G sıkışma ve D-B gerilme altında gelişen doğrultu atımlı faylarla ilişkili havzalar olduğunu önerir (ör, Yılmaz vd., 2000;
Gürer vd., 2009, 2013; Özburan ve Gürer 2012). (d) K-G ve D-B doğrultudaki havzalar, geç Oligosen- Erken Miyosen’den bu yana K-G gerilme rejimi sırasında eş zamanlı olarak gelişmiştir. Gerilme, Paleojen dönemi sıkışmanın sona ermesinden hemen sonra meydana gelen geç orojenik çöküşe bağlanmıştır. (örn. Seyitoğlu ve Scott 1991, 1994), (e) K-G doğrultulu havzalar gerilme ile ilişkili değildir,
bunlar dağlar arası havzalardır (İnci 1998, 2002). (f) havzalar, sıyrılma fayları üzerinde oluşan bir sıyrılma üstü (supradetachment) veya transtansiyonel havzalarda çökelmiştir (ör, Purvis ve Roberston 2004;
Seyitoğlu vd., 2004; Ersoy vd., 2011; Sözbilir vd., 2011; Sümer vd., 2020).
(3) Bölgedeki genişleme sürekli midir?
süreksiz midir? (a) Bazı araştırmacılara göre, gerilme sistemi Geç Oligosen'den Kuvaterner’e kadar sürekli olarak aktiftir (Seyitoğlu ve Scott 1991; Işık vd., 2003). Seyitoğlu ve Işık (2015)’e göre, bölgede Geç Pliyosen’e kadar devam eden veya Miyosen- Pliyosen arasında kısa süreli de olsa bir sıkışmalı rejimin bulunmadığını savunmuşlardır. (b) Diğer bazı yazarlar, iki farklı öneri ile çok aşamalı bir gerilme tarihçesi önermişlerdir. Birinci grup araştırmacılar, Geç Oligosen-Erken Miyosen gerilmesinin tüm genişlemeli tektoniğin tarihinden sorumlu olamayacağını ve bölgedeki kıtasal genişlemenin sürekli bir olay olmadığını öne sürmüştür (Purvis ve Robertson 2004; Bozkurt ve Sözbilir 2004; Bozkurt ve Rojay 2005). Bu modele göre Batı Anadolu'da gerilme yönü her zaman K-G olmuştur. İkinci grup, farklı yönde veya çoklu gerilme evreleri önermiştir (Koçyiğit vd., 1999; Yılmaz vd., 2000; Genç vd., 2001; Gürer ve Yılmaz 2002; Ring vd., 2003; Gürer vd., 2001, 2003, 2006, 2009, 2021; Koçyiğit 2005;
Kaymakçı 2006; Çemen vd., 2006; Alçiçek ve ten Veen 2008; Gürbüz vd., 2012; Özburan ve Gürer 2012)
D-B yönlü grabenlerin en büyükleri Bakırçay, Kütahya, Simav, Gediz, Küçük Menderes, Büyük Menderes ve Gökova grabenleridir. Bu grabenler ve onları sınırlayan normal faylar, batı Anadolu’nun sismik olarak en aktif yapılarıdır. D-B- doğrultulu grabenlerin başlangıç zamanı konusunda bir fikir birliği yoktur. Bazı araştırmacılar, paleontolojik ve jeokronolojik verilere dayanarak grabenlerin Erken Miyosen'de (Seyitoğlu ve Scott 1991, 1996), bazıları Geç Miyosen’de (Şengör ve Yılmaz 1981; Şengör 1987; Şengör vd., 1985;
Kaymakçı 2006), bazıları ise Pliyo-Kuvaterner’de oluşmaya başladığını ileri sürmüşlerdir (Dewey 1988; Yılmaz vd., 2000; Sarıca 2000; Bozkurt 2000, 2001, 2002; Gürer vd., 2009; 2013; Özburan ve Gürer 2012; Yılmaz 2017a, b). Batı Anadolu’nun diğer yapısal unsurları, K-G doğrultulu havzalar ve yükselimlerdir. Bu havzalar, D-B grabenlere yüksek açılarla birleşirler. Bunlarından başlıcaları, Urla, Çubukludağ, Seyitömer, Sabuncupınar, Gördes, Demirci, Selendi-Uşak, Ören, Eskihisar ve Tınaz havzalarıdır.
Bu makalenin amacı Batı Anadolu’da yer alan havzalar hakkında kısa bilgiler vererek, özellikle K-G yönlü havzaların oluşumu üzerindeki tartışmaları yeniden değerlendirmektir. Bu değerlendirmeler yazarın bölgede yaptığı çalışmalar ve literatürdeki yayınlar kapsamında ele alınacaktır.
Kabuksal gerilmenin kökeni tartışmalı olsa da gerilmenin sürekliliği ile ilgili hipotezleri, özellikle havzalarda yapılan ayrıntılı jeolojik çalışmalar ile incelemek mümkündür.
uncorrected
proof
1. Bölgesel Jeoloji
Batı Anadolu’da başlıca iki tür kaya grubu yer alır; Neojen öncesi temel ve Neojen-Kuvaterner yaşlı istifler (Şekil 1). Ana tektonik birlikler kuzeyden güneye doğru; (a) Sakarya Kıtası, (b) İzmir-Ankara Kenet Zonu, (c) Menderes Masifi, (d) Likya Napları ve (e) Toroslar. Bu tektonik birlikler Neo Tetis’in kuzey kolunun (Vardar-İzmir-Ankara) Geç Kretase-Eosen aralığında kapanması ile bir araya gelmişlerdir.
2.1. Neojen öncesi Temel Birlikler
Batı Anadolu’da Neojen öncesi farklı jeolojik özelliklere sahip yapısal birlikler yer alır.
Bunlar; Sakarya Kıtası, İzmir-Ankara Kenet Zonu, Menderes Masifi, Likya Napları ve Toroslar. Bu yapısal birlikler aşağıda kuzeyden güneye doğru kısaca tanıtılacaktır.
2.1.1. Sakarya Kıtası
Sakarya Kıtası, Orta Jura-Alt Kretase karbonatlarına ve Üst Kretase filişine geçen Liyas konglomeraları ve kumtaşları tarafından büyük bir uyumsuzlukla örtülen, Karakaya Karmaşığı adı verilen değişken metamorfik ve kuvvetle deforme olmuş bir Triyas temel ile karakterize edilir (Bingöl vd. 1973; Genç ve Yılmaz 1995; Okay 1989).
Sakarya Kıtası, güneyde İzmir-Ankara Kenet ve kuzeyde Pontid İçi Kenet ile sınırlanan bir birimidir.
Temelinde, tamamen farklı jeolojik tarihler sunan tektonik topluluklar olarak birkaç Alpin öncesi istif içerdiğinden kompozit bir birlik olarak kabul edilir (Göncüoğlu vd., 1997).
2.1.2. İzmir-Ankara Kenet Zonu
İzmir-Ankara Kenet Kuşağı Neotetis'in kuzey kolunu temsil eder. Sakarya Zonu'nu Anatolid- Toridler’den ayıran bu kenet, genel olarak Türkiye'deki başlıca Tetis kenedi olarak kabul edilir (Yılmaz 1981). NeoTetis’in kuzey kolu Kretase- Eosen süresince Sakarya Kıtası altına kuzey yönünde tüketilmiştir. Bu kenet zonu, bazı kısımlarda yoğun bir yüksek basınç/düşük sıcaklıkta mavi şist fasiyesi metamorfizması içermektedir (Sherlock vd 1999;
Okay, 2002; Çelik vd 2011) ve bir dizi parçalanmış ofiyolit dilimleri içerir ve bunların Tetis okyanusal litosferinin kalıntılarını temsil ettiği yorumlanır.
(Göncüoğlu vd, 2000). Bu okyanusal litosferin parçaları, güneye doğru Anatolit-Torid platformunun pasif kenarı üzerine itilmişlerdir (örneğin, Şengör ve Yılmaz 1981; Gürer ve Aldanmaz, 2002; Çelik vd., 2011).
2.1.3. Menderes Masifi
Menderes Masifi, alt-orta kabuk kayalarının yüzeylendiği metamorfik çekirdek karmaşıklarından biri olarak kabul edilmektedir (Bozkurt vd., 1993;
Bozkurt ve Park 1994; Hetzel vd., 1995; Emre ve Sözbilir, 1997; Gessner vd., 2001a, b; Ring vd., 2003;
Seyitoğlu vd., 2004). Bu kristalin karmaşık güneyde Likya Napları, kuzey ve kuzey batıda ise yüksek basınç metamorfizması gösteren Tavşanlı zonu- Selçuk melanjı, Dilek napı, Afyon zonu-Ören birimi
gibi farklı tektonik birlikler veya zonlar tarafından tektonik olarak üzerlenir (Okay, 1981, 2004;
Sherlock vd, 1999; Candan vd, 2001, 2005; Önen ve Hal, 2000; Güngör ve Erdoğan, 2001; Pourteau vd, 2010; Yılmaz 2017a). Batıda ise Dilek Yarımadası boyunca uzanan metamorfik kayaçlar, jeolojik ve metamorfik özelliklerine göre Orta Ege Bölgesi Kiklad Masifi'nin doğudaki devamı olarak kabul edilmektedir (Candan vd, 2005; Rimmele vd, 2003, 2005; Gessner vd, 2001a, b; van Hinsbergen ve Schmid, 2012; Yılmaz 2017a). Masif birçok alanda Neojen-Kuvaterner yaşlı çökel/volkanik birimlerle örtülmektedir.
Menderes masifinin tektonik konumu ve evrimi tartışmalıdır. Masif hakkında devam eden tartışmalar, metamorfizma, magmatizma ve deformasyonun türü ve zamanlaması ile ilgilidir (Yılmaz 2017a). Masifin genel yapısı, masifin alt-orta kabuk kayalarının nasıl ve ne zaman yüzeylendiği ve çevresindeki diğer masiflerle olan ilişkisidir (Whitney ve Bozkurt 2002). Tartışmalar özellikle Menderes Masifi’nin güney bölümünün yapısal konumu ile ilişkilidir. Önerilen modeller başlıca şunlardır; masif içinde bir dizi kuzeye verjanslı bindirme (Bozkurt ve Park, 1994) (Şekil 2a) güney Menderes as masifini kuzeye verjanslı geniş bir yatık kıvrım (Okay 2001) (Şekil 2b), güneye doğru bindirme sırasında yığılmış bir dizi nap paketidir (Ring vd, 1999; Gessner vd, 2001b).
Önceki çalışmalarda basit bir yapıya sahip olduğu düşünülen Menderes Masifinin günümüzde Geç Alpin yaşlı sıkışma tektoniği ürünü bindirme faylarıyla tanımlanan kompleks bir içyapı sunduğu ileri sürülmüştür (Partzsch vd, 1998; Candan ve Dora, 1998; Ring vd., 1999, 2003; Gessner vd., 1998; Dora vd, 2001; Ring ve Collins 2005; Regnier vd., 2003;
Bozkurt 2007). Orta Menderes Masifi'nin metamorfik kayaçları, İzmir-Ankara Kenet Zonu boyunca Geç Kretase'den Eosen'e levha yakınsaması sırasında istiflenmiş dört naptan oluşur (örn. Ring vd, 1999;
van Hinsbergen, 2010; Gessner vd., 2013). En tabandan tavana doğru bu naplar, batıda Kiklad mavişist birimi tarafından yapısal olarak üzerlenen Bayındır, Bozdağ, Çine ve Selimiye naplarını içerir (Ring vd, 1999; Gessner vd., 2013; Heinike vd., 2019). Regnier vd., (2007) güney Menderes Masifi'ndeki ortognays ve çevresindeki metasedimanter kayaçların dokanağı boyunca metamorfik koşullara odaklanan bir çalışma yaparak masifteki naplı iç yapıyı göstermişlerdir (Şekil 2c).
Yılmaz (2017a)’a göre Menderes Masifi yarı kırılgan-kırılgan, K-G sıkışma deformasyonuna maruz kalmıştır. Bunun sonucunda bütün bölge kısalmış, imbrikasyon kazanmış ve kalınlaşmıştır.
Menderes Masifi'nde kalın kabuklu (thick-skinned) deformasyon meydana gelmiş ve tektonik bileşenleri yapısal olarak yeniden düzenlenmiştir. Derin gömülü metamorfik kayaçlar (çekirdek kayaçları) örtü kayaçların üzerine bindirilmiştir (Şekil 2d, Yılmaz 2017a)
Menderes Masifi ve çevresindeki masiflerin metamorfizmaları ve deformasyonları ile ilgili birçok çalışma yapılmıştır (Tablo 1). Bu çalışmalarda
uncorrected
proof
masifin deformasyon zamanları hakkında farklı görüşler ileri sürülmüştür. Masifteki sıkışma dönemi için Eosen’den Miyosen’e, K-G yönlü gerilme için ise Miyosen’den Pliyosen’e değişen yaşlar önerilmiştir.
2.1.4. Likya Napları
Likya Napları, batı Toros metamorfik temelinin dilimleri ve onu örten Mesozoyik platform karbonatları ile birlikte en üst napı oluşturan parçalanmış ofiyolitlerden oluşan bir nap paketi oluşturur. Likya napları, Menderes Masifi’nin güneyinde yaygındır (Şekil 3). Likya napları tektonik dilimler halinde, güneyde Batı Toroslara ait göreli Beydağı otoktonu’nu tektonik olarak üzerler (Poisson 1977, Gutnic vd., 1979; Ricou et al 1979; Collins ve Robertson, 1998; Ersoy 1990). Likya Napları’nın Menderes masifinin kuzeyinde yer alan Neo-Tetis okyanusundan Geç Kretase-Geç Miyosen aralığında tektonik dilimler halinde kuzeyden güneye masifi aşarak bölgeye yerleştiği benimsenmiştir (Şengör ve Yılmaz, 1981; Şengör vd., 1985; Okay, 1989; Collins ve Robertson, 1998).
2.1.5. Toroslar
Türkiye’nin güneyinde yer alan Toroslar’ın batısında Prekambriyen-Kuvaterner aralığında gelişmiş birçoğu allokton konumlu, daha az oranda da otokton konumlu kaya birimleri yüzeylenir.
Beydağları otoktonu, Mesozoyik boyunca karbonat, platformu niteliğinde olup Mesozoyik sonunda ve/veya Paleosen’de Antalya ve Alanya Napı’nın, Erken Miyosen sonunda Orta Miyosen başında (Erken Langiyen) Likya Napları’nın yerleşimine sahne olmuştur. Bu naplardan ilk ikisi güney kökenli, Likya Napları ise kuzey kökenlidir (Konak 2007).
Neo-Tetis Okyanusu'nun kuzey kolu, kuzeyde Sakarya zonu ile güneyde Toros-Anatolid Platformu'nun çarpışması sonucu Eosen’de kapanmıştır (Şengör ve Yılmaz 1981). Ofiyolitik napların ve platform istiflerin Toros platformu üzerine kuzeyden güneye doğru ilk bindirmesi Erken Eosen sırasında başlamış, nihai yerleşimi ise Orta Pliyosen'e kadar devam etmiştir (Poisson 1977;
Yılmaz vd., 2000).
2.2. Neojen-Kuvaterner Yaşlı Havzalar
Neojen-Kuvaterner yaşlı istifler ise başlıca iki farklı yöndeki havzalarda bulunurlar. Bu havzalardan K-G yönlü olanlar ortalama 20-25km uzunluğunda 5-10km genişliğinde, romboidal veya oluk biçimlidirler (Şekil 1). Havzaların açılmasını denetleyen faylar genellikle, yanal atımın egemen olduğu oblik faylardır (Yılmaz vd., 2000; Bozkurt 2003; Gürbüz vd., 2012; Gürer vd., 2001, 2009, 2013;
Ersoy vd., 2011, 2014; Yılmaz 2017a, b).
Havzalar karasal çökeller ve volkanitlerle doldurulmuştur. Stratigrafileri genellikle benzerdir, fasiyes ve litolojilerin kalınlıklarında yanal ve düşey yönde sık değişimler vardır. Çökeller başlıca alüviyal yelpaze, akarsu ve göl ortamlarında çökelmiştir.
Havza kenarlarında bloklu çakıltaşı, çakıltaşı ile başlayan istif daha sonra kumtaşı ve çamurtaşı
ardalanmasına ve havza ortasında ise marn ve kireçtaşlarına geçer. Çökellerin yanı sıra kuzeydeki havzalarda oldukça yaygın andezit, latit ve dasit bileşimli volkanit ve volkanoklastikler yer alır (Yılmaz 1989; Yılmaz vd., 2000). Havza dolguları 1500 m kalınlığına ulaşabilmektedir.
Kuzey-Güney yönlü havza istiflerinde çökelme sırasında ve sonrasında gelişmiş farklı ölçekte açık-kapalı kıvrımlar ve ters faylarla etkilenerek biçim değişimine uğramıştır. Gediz Grabeni kuzeyindeki havzalardaki Miyosen çökelleri, havza kenarlarına paralel eksenlere sahip geniş kıvrımlarla deforme olmuştur (Yılmaz vd., 2000;
Sözbilir 2002; Bozkurt 2003) (Şekiller 4, 5). Bazı araştırmacılara göre kıvrımlar, K-G gerilme rejimi altında (Seyitoğlu vd., 2000; Sözbilir, 2001, 2002, 2011; Çemen vd., 2006) bazılarına göre ise K-G sıkışma rejimi altında (ör, Yılmaz vd 2000; Gürer vd 2009, 2013; Özburan ve Gürer 2012) oluşmuştur
Batı Anadolu’nun en genç havzaları, yaklaşık D-B doğrultuludur. Uzun ve dar (birkaç km genişliğinde, onlarca km uzunluğunda), asimetrik ve genellikle kavisli (yay biçimli) biçimlidirler. Her havzada bir kenar, aktif fayların yüzey kırılmalarıyla ilişkili daha dik topografya ile karakterize edilir.
Havzaların taban ve tavan bloğunda,çok sayıda yakın aralıklı, yüksek eğimli antitetik ve sintetik normal faylar gelişmiştir. Horst ve graben türü morfoloji, Batı Anadolu'nun yüzey şekline egemedir ve batıya doğru akan büyük drenaj sistemini kontrol eder (Yılmaz 2017b).
Doğu-batı yönlü grabenlerin fayları kuzey- güney yönlü havzaları keser ve atıma uğratırlar (Koçyiğit vd., 1999a, b; Yılmaz vd., 2000; Sözbilir, 2001,2002; Bozkurt, 2001, 2003; Gürer vd., 2001, 2009, 2013; Westaway vd., 2004; Purvis ve Robertson, 2004; Ersoy vd., 2011). K-G havzalarının büyük bölümü komşu genç yükselimler üzerinde yaygın olarak asılı havzalar olarak gözlenmektedir.
Örneğin, Gördes, Demirci ve Selendi havzaları, Gediz ve Simav grabenleri arasında yükselen horst bloğunda yer almaktadır. Ayrıca Gediz Grabeni’nde K-G uzanımlı havzaların graben dolgusu altında kapanlandığı manyetotellurik yöntemle de saptanmıştır (Gürer A. vd., 2001, 2002)
D-B yönlü havzalar iki grup altında incelenebilir. Birinci grup havzalar (ör, Simav, Gediz, Büyük Menderes) gelişimlerine bir sıyrılma fayı ile başlamış, daha sonra daha yüksek açılı antitetik ve sintetik normal veya oblik faylarla gelişimini sürdürmüştür. Diğer grup havzaları (ör, Bakırçay, Kütahya Küçük Menderes, Gökova) sınırlayan faylar ise yüksek açılı normal veya oblik atımlıdır.
Havzaların dolgusu başlıca karasal kırıntılı çökellerdir. Havza kenarlarında kaba kırıntılılar ile başlayan istif, havza ortalarında ince kırıntılılar ile ardalanmalı devam eder. Havza dolgusu genellikle yataydır, ancak faylara doğru gerilmeyle ilişikli kıvrımlanma ve geriye doğru eğimlenme (back tilt) gözlenir (Sözbilir 2002; Bozkurt ve Sözbilir 2004).
uncorrected
proof
Günümüzdeki Bakırçay, Gediz ve Büyük Menderes gibi akarsular bu havzaların içlerinden akarlar.
Bölgedeki bu iki grup havzanın birbirleriyle olan ilişkileri ve kökenleri uzun zamandır tartışmalıdır. Bu çalışmada kendi gözlemlerimiz ve literatür bilgisine dayanarak temelde yer alan yapısal birlikler ve Neojen-Kuvaterner yaşlı havzalar hakkında kısa bilgiler verilerek, bunların birbirleri ile ilişkileri ve kökenleri konusundaki tartışmalara değinilecektir. Okuyucu havzalar hakkında daha detaylı bilgiye ilgili kaynaklardan ulaşabilir.
2.2.1. Edremit Havzası ve Çevresi
Edremit Havzası, Kuzeybatı Anadolu’da yer alan en büyük havzadır. Havza batı yönünde denizde genişleyerek devam eder (Şekil 6). Havzanın kuzey kenarı daha dik, çizgisel ve belirgin iken, güney kenar daha az eğimli, girintili çıkıntılı ve belirsizdir.
Havzanın yapısal ve geometrik özellikleri transtansiyonel bir havza olduğunu göstermektedir (Gürer vd., 2014, 2016).
Edremit çevresinde Erken-Orta Miyosen’de gölsel istifle temsil edilen bir havza istifi yer alır.
Kuzeyde Küçükkuyu ve çevresinde, güneyde ise Ayvalık ve çevresinde yüzeyleyen, bitümlü şeyl, tüf, çamurtaşı, kumtaşı ve kireçtaşından oluşan başlıca gölsel havza ürünü bu kırıntılı istif Küçükkuyu formasyonu olarak tanımlanmıştır. Başlıca gri, kahverengi ve yeşilimsi renklerin egemen olduğu birim ince-orta katmanlı ve istifsel özellikleri açısından monotondur (Gürer vd., 2016).
Küçukkuyu formasyonu, Biga Yarımadası’nın orta ve doğu bölümlerinde (Ayvalık, Küçükkuyu, Bayramiç, Çan, Yenice, Kalkım vd) olasılıkla birbirleri ile bağlantılı gölsel ortamlarda çökelmiştir. İstif, Kazdağ güneyinde ağırlıklı olarak Çetmi melanjı, seyrek olarak da Asos volkanitleri üzerinde gelişmiştir. Çakıltaşı ve kumtaşı ardalanması ile başlayan istif daha sonra kumtaşı, silttaşı ve çamurtaşı ardalanması ile devam etmiştir.
Formasyonun litolojisi, fasiyes dağılımı, geometrisi ve yapısal konumu birlikte değerlendirildiğinde, havza kenarının yüksek açılı bir kenara yaslı olduğunu ve havzanın doğudan batıya doğru derinleştiğini gösterir (Yılmaz ve Karacık 2001).
Birim Batı Anadolu’da yaygınca yüzeylenen Alt-Orta Miyosen yaşlı gölsel çökellerin eş değeridir.
Formasyon yüzeylendiği tüm alanlarda yer yer deforme olmuştur. Deformasyon, kıvrımlanma ve faylanma şeklinde gelişmiştir. Açık kıvrımlar yanı sıra devrik kıvrım örnekleri de gözlenmiştir (Şekil 4a, 5a).
2.2.2.Kütahya Grabeni ve Çevresi
Kütahya ve çevresi sıkışmalı ve gerilmeli sistemin iyi gözlendiği bir bölgelerden biridir. Bölge geniş Neojen-Kuvaterner istifleri, kıvrımlar, ters faylar, yükselim ve havza sistemleri sergiler.
Bölgenin en belirgin morfolojik unsuru, yaklaşık K650B yönelimli Kütahya Grabeni'dir (Şekil 7).
Graben yaklaşık 50 km uzunluğunda ve 2-8 km genişliğindedir. Bu asimetrik grabenin kuzey kenarı
belirsiz ve düzensizdir. Güney kenarı daha belirgin, doğrusal ve daha yüksek eğimlidir. Graben ve güneyindeki Yellice horstu arasındaki sınır sol yanal bileşenli normal fay zonudur. Horst ile Graben arasında küçük-orta ölçekli alüvyon yelpazeleri gelişmiştir.
Kütahya grabeni kuzeyinde KD-GB doğrultulu iki havza uzanır. Bunlar Seyitömer ve Sabuncupınar Havzaları’dır. Seyitömer Havzası yaklaşık 25 km uzunluğunda ve yaklaşık 14 km genişliğindedir. Her iki havza da Alt-Orta Miyosen ve Pliyosen'e ait iki paketten oluşan bir istif ile doldurulmuştur. Stratigrafik ve sedimantolojik veriler bu iki paket arasında belirgin bir açısal diskordansın olduğunu gösterir. Havzaların ilk dolguları birbirindenfarklıdır. Çakıltaşı, kumtaşı ve silttaşından oluşan Beke Formasyonu (Alt Miyosen) ile çakıltaşı, kumtaşı, silttaşı, marn, kiltaşı, tüf, kireçtaşı ara katkılı ve kömür damarlarından oluşan Tunçbilek Formasyonu (Alt-Orta Miyosen) Seyitömer Grabeni'nin ana dolgusunu oluşturur. Yaklaşık K300– 350D yönelimli Sabuncupınar Havzası ise başlıca tüf ve proklastiklerden oluşan volkanitlerle doldurulmuştur. Birbirine paralel bu iki havzanın dolgusunun birbirinden farklı olması bunlar arasında yer alan Karaöz Yükselimi'nin Erken-Orta Miyosen'de önemli bir yapısal eşik olduğunu düşündürmektedir (Özburan 2009; Özburan ve Gürer 2012).
Bu iki havza ve yükselimin ortak örtüsü Üst Miyosen-Pliyosen yaşlı istiftir. Bu istif Seyitömer Havzası’nda birinci paketin üzerinde açısal uyumsuzlukla, Sabuncupınar Havzası’nda ise paralel uyumsuzlukla başlar. İstifin ilk birimi çakıltaşı ile başlayıp daha sonra kumtaşı, silttaşı ve kiltaşı ardalanmasına dönüşen Çokköy Formasyonu'dur.
Daha üstte yer alan Emet Formasyonu, tabanda kumtaşı ve kiltaşı ardalanmasıyla başlar ve çamurtaşı, kireçtaşı ve marnla devam eder.
2.2.3 Bakırçay Havzası ve Çevresi
Bakırçay Havzası, yaklaşık 60 km uzunluğunda ve 5 km genişliğinde KD-GB doğrultulu papyon biçimli bir havzadır (Şekil 8). Asimetrik bir morfolojiye sahip havzanın batısında kuzey güney kenara göre daha dik ve çizgiseldir, ancak havzanın doğusunda bunun tersi bir morfoloji vardır. Havza, Ege gerilmeli Sistemi’nin K-G genişleme rejimi ile KD-GB doğrultulu Kuzey Anadolu Fay Sistemi'nin (KAFS) kesiştiği, tektonik olarak karmaşık bir bölgede yer alır. Bu nedenle bu iki faktörün bölgenin neotektonik deformasyonunu eş zamanlı olarak kontrol ettiği kabul edilmektedir (örn. Taymaz vd., 1991; Yılmaz vd., 2000; Pfister vd 2000; Bozkurt 2001a, b, 2003; Gürer vd., 2006, 2016; Yılmaz 2017).
Havza çevresinde birbiriyle uyumsuzlukla ayrılan üç istif yer alır. Bunlar Alt-Orta Miyosen yaşlı Dikili grubu, Üst Miyosen yaşlı Zeytindağ grubu ve Pliyo-Kuvaterner yaşlı Bergama Havzası dolgusudur.
Alt-Orta Miyosen yaşlı karasal çökeller ve bunlarla her düzeyde girik olan volkanitler havzanın kuzey ve güneyinde yer alır. Çökeller gölsel bir ortamda
uncorrected
proof
çökelmiş kumtaşı, çamurtaşı, marn ve şeyl aradalanmalı litolojilerden oluşur. Özellikle Çandarlı-Bergama hattının doğusunda KD-GB uzanımlı mostralara sahip olan gölsel çökeller Bakırçay Havzası doğusunda ve Soma çevresinde daha geniş yüzeylenmeler sunar. Dikili grubu adıyla anılan istifte yer yer açık ve kapalı kıvrımlar ve ters faylar gelişmiştir (Şekil 4c, 5c).
2.2.4. Gediz Grabeni ve Çevresi
Gediz Grabeni, Batı Anadolu’nun en gelişmiş grabenlerden biridir (Şekil 9). Graben son yıllarda birçok araştırmacı tarafından ayrıntılı olarak çalışılmıştır (ör, Cohen vd., 1995; Emre 1996;
Seyitoğlu ve Scott 1991, 1996; Koçyiğit vd., 1999;
Yılmaz vd., 2000; Sözbilir 2001; Işık vd., 2003; Çiftçi ve Bozkurt 2008, 2009; Öner ve Dilek 2011, 2012, 2013). Gediz Grabeni 140 km uzunluğunda ve 10-15 km genişliğinde ve yay şeklinde bir geometriye sahiptir. Graben asimetriktir, güney kenarı daha dik ve sismik olarak daha aktiftir. Graben dolgusunun büyük bölümü güney kenara yakın yüzeylenir. Gediz Grabeni çevresinde başlıca iki farklı yönde gelişmiş çökel havza yer alır. KD-GB gidişli ve Alt-Orta Miyosen yaşlı olanlar genç kırıntılı, volkanoklastik ve volkanik kayaçlarla dolguludur. Gediz Grabeni ise D- B gidişlidir ve başlıca kırıntılı kayaçlarla doldurulmuştur (Yılmaz vd., 2000; Purvis ve Robertson 2004; Ersoy ve Helvacı, 2007; Ersoy vd., 2010; Öner ve Dilek 2011, 2013).
KD-GB doğrultulu başlıca havzalar Gördes, Demirci, Selendi, Uşak-Güre Havzaları’dır. Bu havzaların çoğu doğrultu atımlı bileşenlere sahip yüksek açılı normal faylarla sınırlanmıştır (Yılmaz vd., 2000; Bozkurt, 2003; Ersoy vd, 2010). Gördes, Demirci ve Uşak-Selendi Havzaları Alt-Orta Miyosen yaşlı karasal kırıntılı kayaçların egemen olduğu bir istifi ile doldurulmuştur. Havza dolgusu, Menderes Masifi metamorfik kayaları ve İzmir- Ankara ofiyolitleri üzerinde uyumsuzlukla yer alır.
Bu havzaların stratigrafik ve yapısal özellikleri son yıllarda ayrıntılı olarak tanıtılmıştır (ör, Seyitoğlu ve Scott 1994, Seyitoğlu vd., 1994; Seyitoğlu ve Scott 1996; Yılmaz vd., 2000; Purvis ve Robertson 2004;
Ersoy vd., 2011)
Gediz Grabeni’ni oluşturan faylar, KD-GB yönlü havzaları kesmiş ve bir miktar yanal yönde atıma uğratmıştır (Yılmaz vd., 2000; Gürer A vd., 2001). Sonuç olarak KD-GB yönlü havzalar taban blokları üzerinde asılı grabenler olarak kalmıştır. Bu ilişki, KD-GB yönlü grabenlerin, Gediz Grabeni’nin gelişmesinden önce sürekli olduğunu göstermektedir 2.2.5. Büyük Menderes Grabeni ve Çevresi
Büyük Menderes Grabeni kuzey ve güneyden Menderes Masifi ile sınırlanan, 140 km uzunluğunda ve 2.5-14 km genişliğinde ve yay şeklinde bir yapısal geometriye sahip bir grabendir.
Graben yaklaşık olarak D-B yönünde Ortaklar'a uzanmaktadır. Ortaklar'dan batıya doğru doğrultusu büyük ölçüde KD-GB'ya doğru döner (Şekil 10).
Grabenin kuzey kenarı, 50 m'den 1750 m'nin üzerine
dik bir şekilde yükselen Aydın Dağı'nın çizgisel dağ cephesi ile sınırlandırılırken, güney kenarı daha alçak bir topoğrafyaya sahiptir. Bu morfoloji ve yapısal özellikleri Büyük Menderes Grabeni'nin asimetrik bir graben olduğunu gösterir (Gürer vd 2009; Yılmaz 2017a).
Büyük Menderes Grabeni ve çevresinde iki ana kaya grubu ayırt edilir: Menderes Masifi’nden oluşan bir temel ve 2.5 km kalınlığa kadar Neojen- Kuvaterner çökel örtü. Örtü birimlerinden elde edilen verilerin yorumlanması, A, B ve C olarak adlandırılan üç sistemsiz litostratigrafik birimin varlığını ortaya koymaktadır (Gürer vd., 2009). Bu üç birim grabenin kuzey kenarında, A ve C birimleri ise güney kenarda yüzeylenmektedir. İstiflerle, temeldeki metamorfik kayaçlar arasındaki ilişki genellikle tektoniktir.
Bölgede, Neojen-Kuvaterner döneminde farklı tektonik süreçler farklı fay sistemleri ve havzalar üretmiştir.
Graben ve çevresi, oblik atımlı faylardan, yüksek ve düşük açılı normal faylara kadar değişen çeşitli fay grupları tarafından kesilmiştir. Çapraz faylar (conjugate) esas olarak KD ve KB yönlerinde doğrultulara sahipken, normal atımlı fayların çoğu D- B doğrultuludur. Bölgede iki fay sistemi gelişmiştir:
(1) Birim A'ya bitişik yaklaşık olarak KD ve KB oblik faylar, (2) B ve C birimlerine bitişik D-B doğrultulu faylar. İkinci grup fay alt bölümlere ayrılabilir: (a) D- B doğrultulu düşük açılı Büyük Menderes Sıyrılma Fayı ve (b) yüksek açılı aralı aşmalı sintetik ve antitetik normal faylar (Yılmaz 2017a).
Büyük Menderes Grabeni'nin jeoloji haritası, farklı yaş ve yönlerde iki yapısal havza sisteminin varlığını gösterir. İlk sistem, Alt-Orta Miyosen karasal çökellerle dolu K-G doğrutulu yapısal çöküntülerle temsil edilir. İkinci sistem öncekini keser ve Pliyo-Kuvaterner karasal çökellerle doldurulmuş D-B doğrultulu Büyük Menderes Grabeni ile temsil edilir. Sentezlenen veriler, Büyük Menderes Grabeni çevresinde birbirini takip eden ve farklı iki tektonik rejimden kaynaklanan farklı yapısal ortamlarda gelişen iki farklı havza oluşumunu göstermektedir.
KB ve KD gidişli havzaların Alt-Orta Miyosen dolguları (Birim A) yer yer kıvrım ve ters faylar ile deforme olmuştur (Şekil 4e, f, 5d).
Kıvrımların ve oblik fayların bölgedeki K-G yönlü bir sıkışmaya karşılık geldiği ileri sürülmüştür (Yılmaz vd., 2000; Gürer vd., 2009). Büyük Menderes Grabeni güneyinde yer alan K-G doğrultulu Bozdağan ve Karacasu Havzaları’nda Miyosen ve Erken Pliyosen’de K-G yönlü sıkışma ile deforme olduğu fay kinematiği çalışmaları ile kanıtlanmıştır (Ocakoğlu vd 2014)
2.2.6. Gökova Grabeni ve Çevresi
Batı Anadolu gerilme bölgesinin en güneyinde yer alan Gökova Körfezi çevresinde gelişme dönemleri ve yönleri farklı dört grup havza yer alır. Havzaların oluşumu, farklı yapısal
uncorrected
proof
ortamlarda meydana gelmiş ve farklı, ardışık tektonik rejimlerden kaynaklandığı ileri sürülmüştür (Gürer ve Yılmaz 2002; Gürer vd., 2013). Bölgede iki farklı temel birim bir aradadır: Likya Napları ve Menderes Masifi (Şekil 11). Gökova bölgesi, sıkışmalı sistemden gerilmeli sisteme dönüşümün daha iyi anlaşılması açısından kritik bir bölgedir.
Birinci grup, Oligosen-Alt Miyosen sığ denizel-karasal çökellerle dolu KD-GB uzanımlı bir havza (Kale-Tavas Havzası) ile temsil edilir. Kale- Tavas Havzası Gökova Körfezi'nin kuzey ve güneyinde D-B, Gökova Körfezi ile Denizli arasında KD-GB uzanmaktadır. Kale-Tavas Havzası istifi, Gökova Körfezi'nin kuzeyinde Likya Napları’na ait kristalize kireçtaşı ve mermer, güneyinde Gökova Körfezi'nin güneyinde ve doğusunda ise Acıpayam, Denizli ve Burdur çevresinde Likya Napları’na iat ofiyolitik temeli uyumsuz olarak örter. Havza istifi tabanda kalın bir çakıltaşı, kumtaşı ardalanması ile başlar, üste doğru çakıltaşı, kumtaşı ve çamurtaşı ardalanması ile devam eden istif resifal kireçtaşı mercekleri ile son bulur.
İkinci grupta yer alan KD ve KB doğrultulu yapısal çöküntüler (Eskihisar ve Tınaz Havzaları) Alt-Orta Miyosen karasal çökelleriyle doludur. Her iki havza da geometrik olarak L biçimlidir. Kenarları oblik faylarla sınırlanan her iki havza da istif tabanda çakıltaşı, kumtaşı ardalanması ile başlar (Turgut fm) ve üste doğru linyit arakatkıları içeren kumtaşı, çamurtaşı ve marn ardalanması ile son bulur (Sekköy fm). İstifteki kireçtaşından ele geçen fosiller Orta Astarasiyen yaşını vermiştir (Orta Miyosen, 14 My) (Atalay 1980; Gürer ve Yılmaz 2002).
Bölgede yer alan üçüncü grup havza, Yatağan Havzası’dır. Havza, Yatağan ilçesi ile Gökova Körfezi arasında, KB-GD uzanan ve 30 km uzunluğunda ve 10 km genişliğinde, sınırları ve geometrisi çok iyi tanımlanamayan bir konumdadır.
Havzanın temeli kuzeyde MM ve güneyde Likya Napları'dır. Havza dolgusu, tabanında kahverengi, kötü boylanmalı, kalın tabakalı alüviyal çakıltaşından oluşur ve yukarıya doğru grimsi-kahverengi kumtaşı ve çamurtaşına geçer ve daha üstte açık gri, beyaz killi kireçtaşı ara katkılarıyla son bulur. İstifte farklı seviyelerde kireçtaşı ve marn mercekleri, tüf ara katkıları ve traverten yer alır. İstifin kalınlığı 300-500 m olup, kırmızı renkli katmanlar Muğla yöresinde Orta Astrasiyen'den Turoliyen'e kadar uzanan bir memeli faunası vermektedir (Atalay 1980). Havza önemli bir tektonik kontrol olmaksızın gelişmiş dağlar arası bir havza olarak yorumlanmıştır (Gürer vd., 2013). Bölgedeki Miyosen ve Pliyosen yaşlı istiflerde yer yer ters fayların geliştiği gözlenmiştir (Şekil 5e, f).
Gökova bölgesindeki dördüncü grup havza Muğla, Paşapınarı, Yeşilyurt, Ula ve Gökova Havzaları’dır. Bu havzalar, alüviyal, kolüviyal ve alüviyal yelpaze çökellerine ait blok-çakıl, çakıllı kum, kum ve killerle doldurulmuştur. İstif, Gökova Körfezi'nde ise denizel çökellerden oluşur. Muğla
Havzası 650–700 m, Gökova Havzası ise -850 m yükseltilerinde yer almaktadır.
Güneybatı Anadolu’da Fethiye-Burdur Fay Zonu içinde yer alan Çameli ve Eşen Havzaları’da Neojen-Kuvaterner döneminde gelişmiş karasal havzalardır. Oblik faylarla sınırlanan bu havzalarda da sıkışma ürünü deformasyonal yapılar gözlenmiştir.
Bu havzalarla ilgili ayrıntılı bilgilere ilgili çalışmalardan ulaşılabilir (ör, Alçiçek vd 2004, 2006;
Elitez ve Yaltırak 2014).
3. Tartışma
Batı Anadolu’daki Neojen-Kuvaterner yaşlı havzalarla ilgili yukarıda örnekleri verilen çalışmalar değerlendirildiğinde, özellikle gerilmenin başlangıç zamanı, bu genişlemenin sürekli veya süreksiz olması, havzaların kökeni ve evrimi hakkında görüş ayrılıklarının bulunduğu görülmektedir. Bu bölümde bölgedeki sıkışma ve gerilme evreleri hakkındaki tartışmalara kısaca özetlenerek değinilecektir.
Geç Kretase, Türkiye ve çevresinde yakınsak bir tektonik rejimin başlangıcını işaret eder ve özellikle ofiyolit naplarının yerleşimi ile karakterize edilir. Bu naplar, yerleşmenin başlamasıyla birlikte çökmeye başlayan geniş karbonat platformlarına taşınmıştır (Yılmaz 2017a, b). Geç Kretase-Eosen aralığında Sakarya Kıtası ile Torid-Anatolid kıtası arasında yer alan Neo Tetis’in kuzey kolunun kapanmasından türeyen ofiyolit dilimleri kuzeyden güneye doğru naplar şeklinde ilerlediği ileri sürülmüştür (Şengör ve Yılmaz 1981;
Özgül 1976, 1984; Hayward ve Robertson 1982;
Dixon ve Robetson 1984; Şengör vd., 1985; Collins ve Robertson 2003; Okay 2001; ten Veen vd., 2009;
Nemec vd., 2018). Menderes Masifi üzerinden geçerek Toroslar üzerine yerleşen naplar, Toroslar’ın deforme olmasına ve kalın nap dilimlerinin oluşmasına yol açmıştır. Sıkışma ve nap dilimleri, Batı Anadolu’da kıtasal kabuğun kalınlaşmasına neden olmuştur (Yılmaz 2017a).
Oligosen döneminden itibaren ise, Ege'nin metamorfik karmaşıklarının ilk yükselişi meydana gelmiştir ve kısmen açığa çıkmışlardır (Lacassin vd., 2007). Başta Menderes Masifi olmak üzere bölgedeki masiflerin yükselme mekanizması ve zamanı hakkında farklı görüşler ileri sürülmüştür. Bazı araştırmacılar Menderes Masifi’nin Oligosen-Orta Miyosen aralığında sıkışarak yükseldiğini Geç Miyosen veya Pliyo-Kuvaterner’den sonra ise K-G gerilme etkisi ile yükseldiğini ileri sürmüşlerdir (Yılmaz vd., 2000; Erkül vd., 2005a, b; Gürer vd., 2009, 2013). Bu araştırmacılara göre, Geç Oligosen- Erken Miyosen döneminde, Menderes Masifi ile Batı Anadolu'nun tamamı, K-G yönlü sıkışmalı bir deformasyon geçirmiştir. Bunun yanı sıra, Trakya Havzası ve Balkanların’da Geç Oligosen-Erken Miyosen’de KB-GD yönünde sıkıştığı ve kıvrımların meydana geldiği ileri sürülmüştür (Erbil vd., 2021).
Bu sıkışmanın bir sonucu olarak, tüm bölge kısalmış, kıvrımlanmış, imbrikasyon kazanmış ve kalınlaşmıştır. Bunu, muhtemelen orojenin çökmesi (Seyitoğlu vd., 2004) veya Güney Ege Hendeği’ndeki geriye (roll-back) çekilme mekanizmasının etkisiyle
uncorrected
proof
genişlemeli bir faz izlemiştir (Bozkurt 2003; Gürer vd., 2009, 2013; Yılmaz 2017). Bazı araştırmacılar masifin Geç Oligosen’den itibaren gerilmeli çekirdek karmaşığı şeklinde yükseldiğini ileri sürmüşlerdir (ör, Ring vd., 2003; Seyitoğlu vd., 2004; Emre ve Sözbilir 1997; Sözbilir 2005).
Batı Anadolu’daki havzaların gelişimini Menderes Masifi’nin yükselmesiyle ilişkilendiren birçok çalışma yapılmıştır (ör, Gessner vd., 2001a;
Ring vd., 2003; Seyitoğlu vd., 2004; Seyitoğlu ve Işık 2015). Ancak bugüne dek Menderes Masifi’ni çalışan araştırmacılar masif içindeki napların geometrisi ve hareket yönleri ile ilgili farklı görüşler ileri sürmüşlerdir (Tablo 1). Üst levhanın kuzey doğru hareketi, Alpin öncesi (Gessner vd., 2001b), Eosen öncesi (Regnier vd., 2003), Eosen (Rimmele 2003), Geç Oligosen-Erken Miyosen (Bozkurt ve Park 1997; Seyitoğlu vd., 2004; Bozkurt vd., 2006) olarak önerilmiştir.
Araştırmacıların büyük bölümü Menderes Masifi’nin Geç Oligosen-Miyosen döneminde çekirdek karmaşığı mekanizması ile yükseldiğini ileri sürmüşlerdir. Bu yazarlara göre bu yükselme Batı Anadolu’daki K-G yönlü gerilme ile ilişkilidir. Genel olarak, metamorfik çekirdek karmaşıkları (MÇK), litosferik gerilmeye karşılık olarak onlarca kilometrelik normal faylı yer değiştirmeye uğrayan yüksek gerilimli sıyrılmanın altında uzanan sünekten kırılgana değişen, yüksek gerilimli metamorfik kayaların maruz kaldığı domal yapılar olarak yorumlanmaktadır. Bu tür yapılarda gerilmenin yükselmeyi düzenleyen itici güç olduğu savunulmuştur (Searle ve Lamont 2019)
Searle ve Lamont (2019), özellikle Himalaya, Karakoram ve Pamir domları gibi birçok çekirdek kompleks, tamamen sıkışma ortamlarında meydana geldiğini ve litosferik gerilme ile ilgili olmadığını belirtmişlerdir. Daha önce gerilme sırasında oluşturduğu düşünülen birçok MÇK'nın sıkıştırma tektoniğiyle ilişkili olduğunu önermişlerdir. Yazarlara göre, Naxos'ta, bölgesel Ege gerilmesine bağlı düşük açılı normal faylar daha önce kabuksal kısalma ve kalınlaşmayla ilişkili sıkışma kıvrımları ve metamorfik fabrikler oluşturmuştur.
Geç Oligosen-Erken Miyosen süresinde Menderes Masifi'nin hangi mekanizma ile yüzeye çıktığı tartışmalı bir konudur. Masifin yükselmesini düşük açılı bindirmeler veya masifte yaygın olarak tanınan normal faylar mı sağlamıştır? Yoksa hareket yönleri ve zamanları konusunda bir uzlaşının olmadığı ve nap dilimlerinden oluşan iç yapısı düşünüldüğünde Menderes Masifi’nin de Searle ve Lamont (2019) tarafından önerilen Himalaya,Karakoram, Pamir ve Naxos örneklerinde olduğu gibi sıkışmalı bir metamorfik karmaşık olabileceği düşüncesini güçlendirmektedir.
Batı Anadolu’da Geç Kretase’de başlayan kıta-kıta çarpışması ve bunu izleyen sıkışmanın ne zamana kadar sürdüğü konusunda da tartışmalar devam etmektedir. Bazı araştırmacılara göre, Likya nap paketinin Erken Miyosen döneminde güneye doğru ilerlediği ve nihayet Geç Miyosen öncesinde Antalya Havzası'nın Alt Miyosen havza dolgusuna
yerleştiği bilinmektedir (Okay 1989; Collins ve Roberston 1998; Yılmaz vd., 2000, Gürer vd., 2009, 2013). Bazı araştırmacılara göre sıkışma güneyde batı Toroslar içinde ve Likya Naplarının ön bindirme zonu boyunca Geç Miyosen’e dek devam etmiştir (Şengör 1982; Hayward 1984; Şengör vd., 1985). Torosların güney yönünde Akdeniz’deki genç havzalarının üzerine Alt-Orta Miyosen denizel çökellerini de sırtında taşıyarak ilerlediği ve yükselmeğe başladığı savı ile sürülmektedir (Y. Yılmaz sözlü görüşme).
Seyitoğlu vd., (1992)’e göre ise, kuzeyde (Isparta'da) Erken Miyosen'den güney ve batıya Geç Miyosen'e kadar nap hareketi K-G sıkışmadan ziyade yerçekimi kaymasına bağlanmıştır. Bu hipotez daha sonra, Likya alloktonunun tabanındaki sıkışmalı makaslama zonunun Geç Oligosen-Erken Miyosen gerilmeli çökme sırasında genişlemeli bir sıyrılma olarak yeniden etkinleştirildiğini öne süren Collins ve Robertson (1998) tarafından da desteklenmiştir.
Erken Miyosen'de yoğun olarak oluşan akarsu ve göl çökelleri, Menderes Masifi'nin yüksek dereceli metamorfik kayaları üzerinde yer yer uyumsuzlukla bulunur. Masifin kuzeyden (Demirci- Simav bölgesi) güneye (Çine-Yatağan bölgesi) kenarlarına kadar gözlenen mostraları, Menderes Masifi'nin orta ve alt kabuk kayalarının yüzeylenmesi ile sonuçlanan ana yükselmenin, Erken Miyosen'den hemen önce meydana geldiği ve masiften yaklaşık 20 km'lik bir malzemenin aşındırıldığı ileri sürülmüştür (Yılmaz vd., 2000).
Batı Anadolu’da metamorfik ve plütonik kayalar ile faylanma mekanizması ektisinde gelişmiş mineraller farklı yöntemlerle tarihlendirilmiş, bölgenin jeolojik/jeodinamik evrimi yorumlanmış, bölgenin genişleme ile ilişkili plütonik kaya yerleşimi, yükselme hızı ve zamanlaması tartışılmıştır (Sümer vd., 2020). Menderes Masifi’ndeki ayrıntılı yapısal ve jeokronolojik çalışmaların yanı sıra, K-G doğrultulu havzalar için başlıca iki model önerilmiştir. Bunlardan ilki rift (Şekil 12b) (Ör, Görür vd 1995), sıyrılma üstü vb gerilmeli tip havzalardır (Şekil 12a, c) (Ör, Lips vd 2001; Sözbilir vd 2011; Öner ve Dilek 2013). Bu tür ortamlarda gerilmeyi sağlayan başlıca düşük veya yüksek açılı normal faylardır. Sıyrılma üstü sistemler, rift sistemlerine göre önemli ölçüde daha yüksek kabuksal genişleme oranları ile karakterize edilir (Friedmann ve Burbank, 1995). İkinci model ise sıkışmalı ortamlara özgü, transtansiyonal veya transpresyonal havzalardır. Batı Anadolu’daki K-G ve D-B uzanımlı havzalar arasındaki farklar Tablo 2’de verilmiştir.
Batı Anadolu’da yer alan Alt-Orta Miyosen yaşlı havzalar kuzeyde Marmara Bölgesi’nden, güneyde Akdeniz’e kadar farklı temeller üzerinde gelişmiştir. Güney Marmara’da Gönen ve çevresi (Gürer vd., 2003, 2006), Ayvalık-Altınova Havzası (Yılmaz vd., 2000; Sangu vd., 2020), Soma ve çevresi, Urla Havzası, Çubukludağ ve Kocaçay havzaları (Genç vd., 2001; Uzel ve Sözbilir 2008;
Göktaş 2020), Kütahya kuzeydoğusundaki Seyitömer ve Sabuncupınar havzaları bunlardan birkaçıdır
uncorrected
proof
(Özburan ve Gürer 2012). Görüldüğü gibi havzaların bir bölümü sıyrılma fayları üzerinde veya çevresinde gelişmiş iken, bazıları ise sıyrılma faylarının bulunmadığı alanlara yayılmıştır. Dolayısıyla, havzaların tamamını sıyrılma fayları veya normal faylar ile ilişkilendirmek mümkün görülmemektedir.
Batı Anadolu Erken Miyosen’den Kuvaterner’e kadar geçen zamanda farklı dönemlerde yaklaşık K-G yönde sıkışmıştır (Şekiller 4, 5).
Sıkışmaya ait kıvrım ve ters faylar Batı Anadolu’da çalışan birçok araştırmacı tarafından sergilenmiştir (Koçyiğit vd., 1999; Yılmaz ve Karacık 2001; Kaya vd., 2004; Beccaletto & Steiner, 2005; Bozkurt &
Rojay, 2005; Rojay vd., 2005; Erkül vd., 2005a, b;
Çiftçi ve Bozkurt 2009)
Sıkışmalı ortamlarda gelişebilecek başlıca havzalar, ön ülke havzası, sırt havzası, transpresyonel veya transtansiyonel havzalarıdır. Bölgenin jeolojisi göz önüne alındığında K-G yönlü havzaların doğrultu atımlı havzalarla ilişkili olabileceği öne çıkmaktadır.
Doğrultu atımlı havzaların birçok jeolojik özelliği özellikleri Nilsen ve Sylvester (1995) tarafından verilmiştir. Doğrultu atımlı havzaların karakteristik özellikleri ve Batı Anadolu’daki K-G yönlü havzaların stratigrafik, sedimantolojik, geometrik ve yapısal özellikleri ile karşılaştırıldığında bu havzaların doğrultu atımlı faylarla ilişkili çek ayır veya transtansiyonel çek ayır havzalar olduklarını düşündürmektedir (Şekil 13). Bununla birlikte bölgede yapılacak ayrıntılı çalışmalar K-G yönlü havzaların kökenlerine ilişkin yeni yaklaşımlar sağlayacaktır.
4.Sonuçlar
Batı Anadolu’nun Neojen-Kuvaterner jeolojisine ilişkin ele alınan savların da ışığında elde edilen temel sonuçlar aşağıda sıralanmıştır.
1. Menderes Masifi’nde birçok çalışma yapılmasına rağmen masifin yüzeylenme mekanizması ve yaşı konusunda tartışmalar sürmektedir. Menderes Masifi’nin nap paketlerinden oluşan iç yapısı, masifin Himalaya, Karakoram, Pamir ve Naxos Masifleri’nde gösterildiği gibi sıkışmalı bir çekirdek karmaşığı olabileceği düşüncesini güçlendirmektedir. Bu makalenin tartıştığı verilerin ışığında problem odaklı bir yaklaşımla bu sorunun çözümü mümkündür.
2. Marmara’dan Akdeniz’e kadar geniş bir coğrafyada gelişen Erken-Orta Miyosen yaşlı K-G yönlü havzalar farklı temeller üzerinde açılmıştır. Dolayısıyla bu havzaların tamamı sadece sıyrılma fayları üzerinde gelişmediğinden kökenlerini sadece sıyrılma üstü havza modeli ile açıklamak mümkün görülmemektedir.
3. K-G yönlü havzalar başlıca doğrultu atım bileşeni olan oblik faylar ile sınırlanmaktadır. Bu havzaları dolduran volkanik ve çökel istifler çökelme sırası ve sonrasında sıkışma tektoniği etkisinde kalmış kıvrılmış ve faylanmıştır.
Bölgedeki temel kayaların çeşitliliği ve üzerlerinde gelişen havzaların stratigrafik, geometrik ve yapısal özellikleri birlikte değerlendirildiğinde K-G
havzaların K-G yönlü sıkışmalı bir ortamda geliştiği düşüncesini güçlendirmektedir.
4. Batı Anadolu Miyosen-Pliyosen aralığında da K-G yönlü sıkışma etkisinde kalmıştır.
Bu sıkışmalar etkisi ile kıvrımlar ve ters faylar oluşmuştur. Ancak, Batı Anadolu’da sıkışmalı sisteminden gerilmeli sisteme geçiş Plio- Kuvaterner'de gerçekleşmiştir. Önerilen tek fazlı gerilemeli sistemin aksine, elde edilen veriler bölgenin gelişiminde ardışık sıkışma ve gerilme ile evrelerinin varlığını önermektedir.
5. Katkı Belirtme
Bu çalışma TÜBİTAK 105Y059, 108Y277, 111Y258, 119Y065 ve KOU BAP 2005/14 ve 2016/011 nolu projelerin sağladığı dolaylı destekle tamamlanmış olup yazar TÜBİTAK ve Kocaeli Üniversitesi BAP birimine teşekkürü bir borç bilir.
Batı Anadolu’nun jeolojisi konusunda sahada ve büroda engin bilgi ve tecrübelerinden yararlandığım Prof.Dr. Yücel Yılmaz’a çok teşekkür ederim. Bu çalışmaya temel oluşturan çalışmalar Dr. Ercan Sanğu, Dr. Alper Gürbüz ve Dr. Muzaffer Özburan ile birlikte gerçekleştirilmiştir, kendilerine çok teşekkür ederim. Yazar, makaleye yapıcı eleştirilerle katkı sağlayan hakemlere teşekkür eder.
Değinilen Belgeler
Alçiçek, M.C., Kazancı, N., Özkul, M. and Şen, Ş., 2004. Sedimentary infill and geological evolution of the Çameli Basin, Denizli, SW Turkey. Bulletin of Mineral Research and Exploration of Turkey, 128, 99-123.
Alçiçek, M.C., Kazancı, N. and Özkul M., 2005.
Multiple rifting pulses and sedimentation pattern in the Çameli Basin, southwestern Anatolia, Turkey. In: Kelling, G., Robertson, M. H. F. & Van Buchem, F. H. P (eds), Cenozoic Sedimentary Basins of South Central Turkey. Sedimentary Geology, Special Issue, 173(1-4), 409-431
Alçiçek, M.C. and ten Veen, J.H., 2008. The late Early Miocene Acıpayam piggy-back basin:
Refining the last stages of Lycian nappe emplacement in SW Turkey. Sedimentary Geology, 208, 3-4, 101-113.
Atalay, Z., 1980. Muğla-Yatağan ve yakın dolayı karasal Neojeninin stratigrafi araştırması.
Türkiye Jeoloji Bülteni, 23:93–99
Beccaletto, L. and Steiner, C., 2005. Evidence of two-stage extensional tectonics from the northern edge of the Edremit Graben, NW Turkey. Geodinamica Acta, 18, 3-4, 283- 297.
Bingöl, E., Akyürek, B., Korkmazer, B. 1975. Biga yarımadasının jeolojisi ve Karakaya formasyonunun bazı özellikleri (The geology of the Biga Peninsula and some features of the Karakaya Formation).
Cumhuriyetin 50. Yılı Yerbilimleri Kongresi Tebliğleri, Maden Tetkik ve Arama Enstitüsü Dergisi, 70-77.
uncorrected
proof
Bozkurt, E., Park, R.G., Winchester, J.A., 1993.
Evidence against the core cover interpretation of the southern sector of the Menderes Massif, west Turkey. Terra Nova, 5-5, 445-451
Bozkurt, E., and Park, R.G., 1994. Southern Menderes massif: An incipient metamorphic core complex in western Anatolia, Turkey.
Journal of Geological Society London, 151, 213–216.
Bozkurt E. and Park R.G., 1997. Geochemistry and tectonic significance of augen gneisses from the Southern Menderes Massif (West Turkey). Geological Magazine, 132-3, 287- 301.
Bozkurt, E. and Park, R.G., 1999. The structure of the Palaeozoic schists in the southern Menderes Massif, western Turkey: a new approach to the origin of the main Menderes Metamorphism and its relation to the Lycian Nappes. Geodinamica Acta, 12-1, 25-42.
Bozkurt, E. 2000. Timing of extension on the Büyük Menderes graben, Western Turkey, and its tectonic implications. Geological Society London, Special Publications, 173, 385–
403.
Bozkurt, E. 2001. A Late Alpine evolution of the central Menderes Massif, western Turkey, International Journal of Earth Sciences, 89, 728–744.
Bozkurt, E. 2001a. Origin of NE‐trending basins in western Turkey, Geodinamica Acta, 16, 61–
Bozkurt, E. 2001b. Neotectonics of Turkey‐A 81.
synthesis. Geodinamica Acta, 31, 3–30.
Bozkurt, E., 2003. Origin of NE trending basins in western Turkey. Geodinamica Acta, 16, 61–
81.
Bozkurt, E., 2004. Granitoid rocks of the southern Menderes Massif (southwestern Turkey):
field evidence for Tertiary magmatism in an extensional shear zone. International Journal of Earth Sciences, 93-1, 52-71
Bozkurt, E. and Sözbilir, H., 2004. Tectonic evolution of the Gediz Graben: field evidence for an episodic, two-stage extension in western Turkey. Geological Magazine, 141-1, 63-79.
Bozkurt, E., and Rojay, B. 2005. Episodic, two‐stage Neogene extension and short‐term intervening compression in western Turkey:
Field evidence from the Kiraz basin abd Bozdağ Horst. Geodinamica Acta, 18/3, 299–316.
Bozkurt, E., Winchester, J.A., Mittwede, S.K., Ottley, C.J., 2006. Geochemistry and tectonic implications of leucogranites and tourmalines of the southern Menderes Massif, Southwest Turkey. Geodinamica Acta, 19-5, 363-390
Bozkurt, E. 2007. Extensional v. contractional origin for the southern Menderes shear zone, SW Turkey: Tectonic and metamorphic implications, Geological Magazine, 144 (01), 191–210.
Brun, J.P., Sokoutis, D., Tirel, C., Gueydan, F., Van Den, D. and Beslier, M.O., 2018. Crustal versus mantle core complexes.
Tectonophysics 746, 22–45
Candan, O. and Dora, O.Ö., 1998. Menderes Masifinin genelleştirilmiş jeoloji haritası.
DEU Jeoloji Mühendisliği Bölümü Bornova‐İzmir (yayımlanmamış)
Candan, O., Dora, O.Ö., Oberhänsli, R., Çetinkaplan, M., Partzsch, J.H., Warkus, F. ve Dürr, S., 2001. Pan-African high-pressure metamorphism in the Precambrian basement of the Menderes Massif, Western Anatolia, Turkey. International Journal of Earth Science, 89, 4, 793-811.
Candan, O., Çetinkaplan M., Oberhansli R, Rimmelé, G. and Akal C., 2005. Alpine high-pressure / Low temperature metamorphism of Afyon Zone and implication for metamorphic evolution of western Anatolia, Turkey.
Lithos, 84, 102-124.
Cenki‑Tok, B., Expert, M., Işık, V., Candan, O., Monie, P. and Bruguier, O., 2016. Complete Alpine reworking of the northern Menderes Massif, western Turkey. International Journal of Earth Sciences, 105-5, 1507- 1524.
Cohen, H.A., Dart, C.J., Akyüz, H.S. and Barka, A., 1995. Syn-rift sedimantation and structural development of the Gediz and Büyük Menderes graben, Western Turkey. Journal of the Geological Society, London, 152, 629–638.
Collins, A.S., Robertson, A.H.F., 1998. Processes of Late Cretaceous to Late Miocene episodic thrust-sheet translation in the Lycian Taurides, SW Turkey. Journal of Geological Society. 155, 759–772.
Collins, A.S. and Robertson A.H.F. 2003. Kinematic evidence for late Mesozoic–Miocene emplacement of the Lycian Allochthon over the Western Anatolide Belt, SW Turkey.
Geological Journal, 38, 295–310
Çelik, Ö.F., Marzoli A., Marschik, R., Chiaradia, M., Neubauer, F. and Öz, İ., 2011. Early-Middle Jurassic intra-oceanic subduction in the Izmir-Ankara-Erzincan Ocean, Northern Turkey. Tectonophysics, 509,1-2, 120-134.
Çemen, İ., Catlos, E. J., Göğuş, O. and Ozerdem, C.
2006. Post‐collisional extensional tectonics and exhumation of the Menderes Massif in the Western Anatolia Extended Terrane, Turkey. in Postcollisional Tectonics and Magmatism in the Mediterranean Region, edited by Y. Dilek and S. Pavlides, 353–379, Geological Society of America, Special Papers, 409.
Çemen İ. and Yılmaz Y., 2017. Neotectonics and Earthquake Potential of the Eastern Mediterranean Region: Introduction 1. Book Series, Geophysical Monograph Book Series. John Wiley & Sons, Inc, 1-8
Çiftçi, NB. and Bozkurt, E., 2008. Folding of the Gediz Graben fill, SW Turkey: Extensional
uncorrected
proof
and/or contractional origin? Geodinamica Acta, 21(3), 145–167.
Çiftçi, N. B., and Bozkurt E. 2009. Pattern of normal faulting in the Gediz Graben, S.W. Turkey, Tectonophysics, 473, 234–260
Dewey, J.F. and Şengör, A.M.C., 1979. Aegean and surrounding regions - Complex multi-plate and continuum tectonics in a convergent zone. Geological Society of America Bulletin, 90-1, 84-92.
Dewey, J.F., 1988. Extensional collapse of orogens, Tectonics, 7, 1123–1139.
Dixon, J. E., and Robertson, A.H.F. 1984. The geological evolution of the eastern Mediterranean. Geological Society, London, Special Publications, 17.
Doglioni, C., Agostini, S., Crespi, M, Innocenti, F., Manetti, P., Riguzzi, F. and Savasçın, Y.
2002. On the extension in western Anatolia and the Aegean sea. In: Rosenbaum, G. and Lister, G. S. Reconstruction of the evolution of the Alpine-Himalayan Orogen. Journal of the Virtual Explorer, 8, 161-176
Dora, O.Ö., Candan, O., Kaya, O., Koralay, E. and Dürr, S., 2001. Revision of the so-called
“leptite-gneisses” in the Menderes Massif: a supracrustal metasedimentary origin.
International Journal of Earth Sciences. 89 (4), 836–851
Emre, T., 1996. Gediz Graben’nin tektonik evrimi.
Türkiye Jeoloji Bülteni, 39 (2), 1–18.
Emre, T. and Sözbilir, H., 1997. Field evidence for metamorphic core complex, detachment faulting and accommodation faults in the Gediz and Büyük Menderes grabens (Western Turkey). In International Earth Sciences Colloquium on the Aegean Region, İzmir, Turkey, Pişkin Ö, Ergün M, Savaşçon MY, Tarcan G (eds). 73-94.
Emre, Ö., Doğan, A., Yıldırım, C., 2012. Biga Yarımadası’nın diri fayları ve deprem potansiyeli, Biga Yarımadası'nın genel ve ekonomik jeolojisi, Editörler Erdoğan Yüzer, Gürkan Tunay. MTA Özel yayın serisi 28
Erbil, U., Okay, A.İ. and Hakyemez, A., 2021. Late oligocene-early miocene shortening in the Thrace Basin, northern Aegean.
International Journal of Earth Sciences, 110- 6, 1921-1936, DOI:10.1007/s00531-021- 02047-3
Erkül, F., Helvacı, C. and Sözbilir, H., 2005a.
Evidence for two episodes of volcanism in the Bigadiç borate basin and tectonic implications for western Turkey. Geological Journal. 40, 545–570
Erkül, F., Helvacı, C. and Sözbilir, H. 2005b.
Stratigraphy and geochronology of the Early Miocene volcanics in the Bigadiç borate basin, western Turkey. Turkish J. Earth Sci., Ersoy, Ş., 1990. Batı Toros Naplarının yapısal 14.
öğelerinin ve evriminin analizi. Jeoloji Mühendisliği Dergisi, 37, 5-16.
Ersoy, E.Y., and Helvacı C., 2007. Stratigraphy and geochemical features of the Early Miocene bimodal (ultrapotassic and calc‐alkaline) volcanic activity within the NE‐trending Selendi basin, western Anatolia, Turkey.
Turkish Journal of Earth Science, 16, 117–
139.
Ersoy, E. Y., Helvacı, C. and Sözbilir, H., 2010.
Tectono‐stratigraphic evolution of the NE–
SW trending superimposed Selendi basin:
implications for Late Cenozoic crustal extension in western Anatolia, Turkey.
Tectonophysics, 488, 210–232
Ersoy, E. Y., Çemen, İ., Helvacı, C. and Billor, Z., 2014. ̇Tectono‐stratigraphy of the Neogene basins in Western Turkey: Implications for tectonic evolution of the Aegean Extended Region. Tectonophysics, 635, 33-58
Ersoy, Y.E, Helvacı, C. and Palmer M.R., 2011.
Stratigraphic, structural Tectono‐
stratigraphy of the Neogene basins in western Turkey: Implications for associations of supra‐detachment and transtensional strike‐slip basin formation in extensional tectonic setting. Journal of Asian Earth Sciences. 41, 159–183.
Fossen, H., 2010. Structural Geology. Cambridge University Press, New York.
Friedmann, S.J. and Burbank, D.W., 1995. Rift basins and supradetachment basins-intracontinental extensional end-members. Basin Research, 7-2, 109-127.
Gautier, P., Brun, J.P., Moriceau, R., Sokoutis, D., Martinod, J. and Jolivet L., 1999. Timing, kinematics and cause of Aegean extension:
A scenario based on a comparison with simple analogue experiments.
Tectonophysics, 315, 31–37
Genç, Ş.C., and Yılmaz, Y., 1995. Evolution of the Triassic continental margin, northwest Anatolia. Tectonophysics 243, 193- 207.Bozkurt, E., Park, R.G. and Winchester, J.A., 1993. Evidence against the core cover interpretation of the southern sector of the Menderes Massif, West Turkey. Terra Nova, 5-5, 445-451.
Genç, Ş.C., Altunkaynak, Ş., Karacık, Z., Yazman, M. and Yılmaz Y., 2001. The Çubukludağ graben, South of Izmir: Its tectonic significance in the Neogene geological evolution of the western Anatolia.
Geodinamica Acta, 14, 45–55
Gessner, K., Lackmann, W., Ring, U., Passchier, C.W., Güngör, T., 1998. Structure and crustal thickening of the Menderes Massif, southwest Turkey, and consequences for large-scale correlations between Greece and Turkey. Bulletin of Geological Society Greece 32, 145–152
Gessner, K., Ring, U., Johnson, C., Hetzel, R., Passchier, C.W. and Güngör T., 2001a. An active bivergent rolling‐hinge detachment system: Central Menderes metamorphic core
uncorrected
proof
complex in western Turkey, Geology, 29 (7), 611–614.
Gessner, K., Piazolo, S., Güngör, T., Ring, U., Kröner, A. and Passchier C.W., 2001b.
Tectonic significance of deformation patterns in granitoid rocks of the Menderes nappes, Anatolide belt, southwest Turkey.
International Journal of Earth Sciences 89-4, 766–780.
Gessner, K., Ring, U., Passchier, C.W, Güngör,T., 2001c. How to resist subduction: evidence for large-scale out-of-sequence thrusting during Eocene collision in western Turkey.
Journal of the Geological Society 158, 769- 784.
Gessner, K., Gallardo, L.A., Markwitz, V., Ring, U., Thomson, S.N., 2013. What caused the denudation of the Menderes Massif: Review of crustal evolution, lithosphere structure, and dynamic topography in southwest Turkey. Gondwana Research, 24-1, 243- 274.
Göktaş, F., 2020. Çeşme Yarımadası’nın Neojen stratigrafisi ve bölgesel korelasyonu, Batı Anadolu, Maden Tetkik ve Arama Dergisi 162, 31-54.
Göncüoglu, M.C., Dirik, K., Kozlu, H., 1997. Pre- Alpine and Alpine Terranes in Turkey:
explanatory notes to the terrane map of Turkey. Annales Geologiques des Pays Helleniques 37, 515–536
Görür, N., Şengör, A.M.C., Sakınç¸ M., Tüysüz, O., Akkö,k R., Yiğitbaş¸ E., Oktay, F.Y., Barka, A., Sarıca, N., Ecevitoğlu, B., Demirbağ, E., Ersoy, Ş., Algan, O., Güneysu, C., Aykol, A., 1995. Rift formation in the Gökova region, southwest Anatolia: implications for the opening of the Aegean Sea. Geological Magazine 132:637–650.
Gutnic, M., Monod, O., Poisson, A., Dumont, I.F., 1979. Geologie- Des. Tauirides Occidentales (Turque).
Güngör, T., Erdoğan, B., 2001, Emplacement age and direction of the Lycian nappes in the Söke- Selçuk region, western Turkey. Int. J. Earth Sciences, 89, 874-882.
Gürbüz, A, Boyraz, S, İsmael, M.T., 2012. Plio- Quaternary development of the Baklan- Dinar graben: implications for cross-graben formation in SW Turkey. International Geology Review, 54–1:33–50
Gürer, A., Gürer, Ö.F., Pinçe, A., İlkışık, O.M., 2001.
Conductivity structure along the Gediz Graben, West Anatolia, Turkey: Tectonic implications. International Geology Review, 43(12):1129–1144.
Gürer A, Pinçe A, Gürer Ö.F., İlkışık O.M., 2002.
Resistivity distribution in the Gediz graben and its implications for crustal structure.
Turkish Journal of Earth Sciences 10 (1):15–
Gürer, Ö.F, Bozcu, M, Yılmaz, K, Yılmaz, Y., 2001. 25 Neogene basin development around So¨ke- Kus¸adası (western Anatolia) and its bearing
on tectonic development of the Aegean region. Geodinamica Acta 14:57–69 Gürer, Ö.F., and Yılmaz, Y., 2002. Geology of the
Ören and surrounding areas SW Anatolia.
Turkish Journal of Earth Sciences 11, 1–13.
Gürer Ö.F. and Aldanmaz, E., 2002. Origin of the Upper Cretaceous-Tertiary sedimentary basins within the Tauride-Anatolide platform in Turkey. Geological Magazine, 139-2, 191-197.
Gürer, Ö.F., Sarıca‐Filoreau, N., Özburan, M., Sangu, E. and Dogan B., 2009. Progressive development of the Buyuk Menderes Graben based on new data, western Turkey.
Geological Magazine 146, 652–673.
Gürer, Ö.F., Kaymakçı, N., Çakır, Ş. Özburan, M., 2003. Neotectonics of the southeast Marmara region, NW Anatolia, Turkey.
Journal of Asian Earth Sciences, 21-9, 1041- 1051.
Gürer, Ö.F., Sangu, E. and Özburan, M., 2006.
Neotectonics of the SW Marmara region, NW Anatolia, Turkey. Geological Magazine, 143-2, 229-241.
Gürer, Ö.F., Sangu, E., Özburan, M., Gürbüz, A., Sarıca-Filoreau, N., 2013. Complex basin evolution in the Gökova Gulf region:
implications on the Late Cenozoic tectonics of southwest Turkey. International Journal of Erath Sciences, 102-8, 2199-2221.
Gürer, Ö.F., Sanğu, E., Özburan, M., Gürbüz, A., Sinir, H., Gürbüz, E., 2014. Edremit Grabenini Oluşturan Fayların Kinematiği ve Batı Anadolu Gerilmeli Sistemi İçindeki Yeri. TÜBİTAK 111Y258, 249 s
Gürer, Ö.F., Sangu, E., Özburan, M. and Sinir H., 2016. Plio-Quaternary kinematic development and paleo stress pattern of the Edremit Basin, Western Turkey, Tectonophysics.
Gürer, Ö.F., Sangu, E., Gürer, A., Akın, M., 2021.
Late Cenozoic shift from extension to strike- slip stress regime in the west of the Biga Peninsula, NW Turkey. Journal of Structural Geology, 148, 104348.
Hayward, A.B. and Robertson, A.H.F., 1982.
Direction of ophiolite emplacement inferred from Cretaceous and Tertiary sediments of an adjacent autochthon, the Bey Dağlari, SW Turkey. Geological Society of America Bulletin, 93, 68–75
Hayward, A.B., 1984. Sedimentation and basin formation related to ophiolite nappe emplacement, Miocene, SW Turkey.
Sediemntary Geology, 40-1-3, 105-129.
Heineke, C., Hetzel, R., Nilius, N.P., Zwingmann, H., Todd, A., Mulch, A., Wölfler, A., Glotzbach, C., Akal, C., Dunkl, I., Raven, M. and Hampel, A., 2019. Detachment faulting in a bivergent core complex constrained by fault gouge dating and low- temperature thermochronology. Journal of Structural Geology, 127, 103865.
