BÜYÜK MENDERES GRABENİ İÇİNDEKİ AKTİF FAYLARIN JEOLOJİSİ VE PALEOSİSMİSİTESİ

ANKARA ÜNİVERSİTESİ

FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ

YÜKSEK LİSANS TEZİ

BÜYÜK MENDERES GRABENİ İÇİNDEKİ

AKTİF FAYLARIN JEOLOJİSİ VE PALEOSİSMİSİTESİ

Bengi ERAVCI

JEOLOJİ MÜHENDİSLİĞİ ANABİLİM DALI

ANKARA

2006

Her hakkı saklıdır

Prof. Dr. Gürol SEYİTOĞLU danışmanlığında, Bengi ERAVCI tarafından hazırlanan

“Büyük Menderes Grabeni İçindeki Aktif Fayların Jeolojisi ve Paleosismisitesi”

adlı tez çalışması 06/11/ 2006 tarihinde aşağıdaki jüri tarafından oybirliği ile Ankara

Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü Jeoloji Mühendisliği Anabilim Dalı’nda YÜKSEK

LİSANS TEZİ olarak kabul edilmiştir.

Başkan : Doç. Dr. Kadir DİRİK

Hacettepe Üniversitesi Jeoloji Mühendisliği Anabilim Dalı

Üye : Prof. Dr. Gürol SEYİTOĞLU

Ankara Üniversitesi Jeoloji Mühendisliği Anabilim Dalı

Üye : Yrd. Doç. Dr. Veysel IŞIK

Ankara Üniversitesi Jeoloji Mühendisliği Anabilim Dalı

Yukarıdaki sonucu onaylarım

Prof. Dr. Ülkü MEHMETOĞLU

Enstitü Müdürü

i

ÖZET

Yüksek Lisans Tezi

BÜYÜK MENDERES GRABENİ İÇİNDEKİ AKTİF FAYLARIN JEOLOJİSİ VE PALEOSİSMİSİTESİ

Bengi ERAVCI

Ankara Üniversitesi

Fen Bilimleri Enstitüsü Jeoloji Mühendisliği Anabilim Dalı

Danışman : Prof. Dr. Gürol SEYİTOĞLU

Batı Anadolu Genişleme Sistemi’nde bulunan Büyük Menderes Grabeni’ndeki Türkiye’nin deprem riski açısından birinci derece önemli alanlarından Aydın ve Denizli illerinde ve yakın çevrelerinde paleosismoloji çalışmaları yapılmıştır. Geçmişte olmuş ve Aydın - Denizli illerini etkilemiş büyük depremler incelenmiş ve bu çalışmadan elde edilen bilgilerle depremleri oluşturan fay sistemlerinin yaşı ortaya çıkarılmaya çalışılmıştır. Uzun bir süredir depremsellik açısından sakin olan, bu yüzden sismik boşluk olarak nitelendirilen Aydın–Denizli arasına ve Denizli Havzası’na ait tarihsel ve aletsel depremler incelenmiş, bölgede üç adet hendek açılmıştır. I nolu hendekte (Pınardere-Aydın) K 76°D doğrultulu ve K 80 - 85° D doğrultulu olmak üzere iki farklı deprem izi tespit edilmiştir. II nolu hendekte (Muslucadere-Aydın) iki fay izi tespit edilmiştir. III-2 nolu hendekte (Kocadere-Denizli) K 55°B, 75°GB doğrultulu bir fay izi tespit edilmiştir. III-2 ye paralel açılan III-1’de de K 55° B, 70° GB doğrultulu bir fay tespit edilmiştir. Hendeklerden alınan OSl (Optical stimulated lüminescence) yaşlandırmaları sonucu yapılan değerlendirmelerle Aydın-Pınardere ‘de tespit edilen fayın OSL yaşlandırma hata payları da göz önünde tutularak MÖ. 661’den daha genç (Holosen sınırları içinde) bir diri fay olduğu, Denizli –Kocadere’deki fayın MÖ. 584’den daha genç bir diri fay olduğu, Aydın- Muslucadere’de tespit edilen fayın ise, fay izlerinin takibindeki güçlük ve yaşlandırmadaki hata sınırları göz önünde bulundurulmadığında diri fay olmadığı söylenebilir.

2006, 92 Sayfa

Anahtar Kelimeler: Büyük Menderes Grabeni, Paleosismoloji, Hendek, Dirifay,

Optik Lüminesans

ii

ABSTRACT

Master Thesis

GEOLOGY AND PALEOSEISMILOGY OF ACTIVE FAULTS IN BÜYÜK MENDERES GRABEN

Bengi ERAVCI

Ankara University

Graduate School of Natural and Applied Sciences Department of Geology Engineering

Supervisor: Prof. Dr. Gürol SEYİTOĞLU

Paleoseismology studies were carried on in Aydın and Denizliand sorrounding area in West Anatolian Graben System (Büyük Menderes Graben) which is included the first degree earthquake zone. Historical earthquakes which affected Aydın and Denizli province were investigated and obtained infomation was used to expose age of fault systems. Historical and recent earthquakes were investigated between Aydın and Denizli region where no great earthquake has occurred for along time and because of that reason it is considered as sismic gap and three trench were excavated. In the first trench (Pınarbaşı - Aydın), two faults were determined with the direction of N 76°E and N 80-85° E. In the second trench (Muslucadere - Aydın) two faults determined with the direction of N 80° E and N 85° E. In third trench (Kocadere-Denizli-III-2and III-1) two faults were determined with the direction of N 55° W, 75° SW and N 55° W, 70° SW. By taking the error possibilities in the aging process into consideration it can be said that Aydın-Pınardere fault is younger than BC. 661 and Denizli-Kocadere fault is younger than BC. 584 also it can be said that the fault determined in Muslucadere can be considered as inactive fault when the difficulties in observing the fault traces and the error possibilities in the aging process are taken into consideration.

2006, 92 Page Key Words: Büyük Menderes Graben, Paleosesmology, Trench, Active Fault, Optic Lümminesans

iii

TEŞEKKÜR

Çalışmalarımı yönlendiren, araştırmalarımın her aşamasında bilgi, öneri ve yardımlarını

esirgemeyen danışmanım sayın Prof. Dr. Gürol SEYİTOĞLU’na teşekkürlerimi

sunarım.

Arazi ve büro çalışmalarımın her aşamasında bana destek olan arkadaşlarım Müjdat

YAMAN ( Afet İşleri Gen. Müd. DAD), Eren TEPEUĞUR (Afet İşleri Gen. Müd.

DAD), Cenk ERKMEN (Afet İşleri Gen. Müd. DAD), Türkan AKTAN (Afet İşleri

Gen. Müd. DAD), İsmail DOĞAN (Afet İşleri Gen. Müd. DAD), Hakan ALBAYRAK

(Afet İşleri Gen. Müd. DAD)’a, çalışmalarım sırasında önemli katkılarda bulunan ve

beni yönlendiren Dr. Ramazan DEMİRTAŞ (Afet İşleri Gen. Müd. DAD)’a, grafik ve

haritaların hazırlanmasındaki ve tez yazımı sırasında problemlerin çözümündeki

yardımlarından dolayı Kenan YANIK (Afet İşleri Gen. Müd. DAD) ’a, arazi

çalışmalarım sırasında maddi manevi desteklerini esirgemeyen Afet İşleri Genel

Müdürlüğü Deprem Araştırma Dairesi Sismoloji Şube Müdürü Yıldız IRAVUL’a,

Aydın Bayındırlık İl Müdürlüğü, Denizli Bayındırlık İl Müdürlüğü, Denizli Belediyesi

ve Umurlu Belediyesi’ne, numunelerin tarihlendirmesinde laboratuar çalışmalarını

yürüten Ankara Üniversitesi Mühendislik Fakültesi Fizik Mühendisliği Bölümü

araştırma görevlisi Altay ATLIHAN’a, çalışmalarım süresince birçok fedakarlık

göstererek beni destekleyen eşime en derin duygularla teşekkür ederim.

Bu tez çalışması “Batı Anadolu’nun Paleosismolojisi (DPT İleri Araştırma Projesi-2002

K 120050)” tarafından desteklenmiştir.

Bengi ERAVCI

Ankara, Kasım 2006

iv

İÇİNDEKİLER ÖZET.................................................................................................................................i ABSTRACT.....................................................................................................................ii TEŞEKKÜR....................................................................................................................iiiŞEKİLLER DİZİNİ........................................................................................................v ÇİZELGELER DİZİNİ................................................................................................vii 1. GİRİŞ............................................................................................................................1 1.1 Çalışma Alanının Konumu.......................................................................................1 1.2 Çalışmanın Amacı......................................................................................................1 1.3 Çalışmanın Yöntemleri.............................................................................................2 1.3.1 Arazi çalışmaları.....................................................................................................3 1.3.1.1 Hendek Açma Yöntemi………………………………………………………...3 1.3.2 Laboratuar çalışmaları..........................................................................................5 1.3.2.1 OSL yöntemi........................................................................................................5 1.3.3 Büro çalışmaları......................................................................................................8 2. İNCELEME ALANININ GENEL JEOLOJİSİ.......................................................9 2.1 Ege Bölgesinin Aktif Tektonizması..........................................................................9 2.2 Ege’deki Kıtasal Genişlemenin Oluşumu Konusunda İleri

Sürülen Modeller…..……………………………………………………….……....9 2.2.1 Tektonik kaçma modeli........................................................................................10 2.2.2 Yay ardı açılma modeli .......................................................................................10 2.2.3 Orojenik çökme modeli........................................................................................10 2.2.4 İki safhalı grabenleşme modeli.........................................................................11 2.2.5 Çekirdek kompleksi modeli.................................................................................11 2.3 Büyük Menderes Grabeni.......................................................................................12 2.3.1 Büyük menderes grabeni’nin stratigrafisi.........................................................13 2.3.2 Büyük menderes grabeni fayları.........................................................................17 2.4 Denizli Havzası.........................................................................................................19 2.4.1 Denizli havzasının stratigrafisi............................................................................20 2.4.2 Denizli havzası fayları..........................................................................................22 2.4.2.1 Pamukkale fay zonu..........................................................................................23 3. DEPREMSELLİK.....................................................................................................27 3.1 Aydın ve Denizli İlleri ve Yakın Çevresinin Tarihsel Dönem

Deprem Etkinliği......................................................................................................27 3.2 Aydın-Denizli ve Çevresinde Hasar Yapan Depremler.......................................29 3.3 Aydın ve Denizli Çevresinin Aletsel Dönem Deprem Etkinliği….......................37 4. GÜNCEL SİSMİK AKTİVİTE VE SİSMİK BOŞLUKLAR................................48 4.1 Sismik Boşluk Kavramı...........................................................................................48 5. ARAŞTIRMA BULGULARI ..................................................................................50 5.1 Aydın İlinde Yapılan Çalışmalar...........................................................................50 5.1.1 Hendek I (Pınardere Hendeği)............................................................................57 5.1.2 Hendek II (Muslucadere Yarması).....................................................................60 5.2 Denizli İlinde Yapılan Çalışmalar.........................................................................66 5.2.1 Hendek III (Kocadere Hendeği)..........................................................................66 6. SONUÇ.......................................................................................................................83 KAYNAKLAR...............................................................................................................85ÖZGEÇMİŞ...................................................................................................................92

v

ŞEKİLLER DİZİNİ

Şekil 1.1 Yer Bulduru Haritası .........................................................................................1 Şekil 2.1 Türkiye’nin neotektonik haritası (Barka vd. 1995)…........................................9 Şekil 2.2 Büyük Menderes Grabeni ve çevresindeki genç-tektonik yapılar....................12 Şekil 2.3 Büyük Menderes Grabeni Sultanhisar-Kuyucak arasının ayrıntılı

jeoloji haritası ve enine jeolojik kesiti .....................................................13 Şekil 2.4 Büyük Menderes grabeni kuzey kenarı (Nazilli-Sultanhisar, Aydın-Köşk) ile güney kenarında gelişen genç çökellerin stratigrafik korelasyonu……….…..15 Şekil 2.5 Neotektonik dönem fayları ve genleşmeyle eş yaşlı tortullar arasındaki ilişkileri gösteren enine jeolojik kesit.............................................18 Şekil 2.6 Denizli Havzası’nın sadeleştirilmiş jeoloji haritası..........................................19 Şekil 2.7 Graben dolgularının sadeleştirilmiş stratigrafik kolonlarını ve bunların Denizli Graben-Horst sistemiyle olan ilişkilerini gösteren şekil..................................20 Şekil 2.8 Denizli ve yakın çevresinde değişik araştırmacılar tarafından saptanmış stratigrafik birimlerin korelasyonu.................................................22 Şekil 2.9 Denizli Horst-Graben Sistemi’nin sadeleştirilmiş neotektonik haritası …..…24 Şekil 2.10 1900-2006 yılları arasında 37.50-38.20 K ve 27.00-29.50 D koordinatlarındaki M>= 4 olan depremlerin dağılımı…….............................25 Şekil 2.11 2000 yılından günümüze 37.50-38.20 K ve 27.00-29.50 D koordinatları arasında olan depremlerin dağılımı..................................................................25 Şekil 3.1 Aydın-Denizli arasında oluşan tarihsel depremlerin dağılımı..........................29 Şekil 3.2 Eskihisar yakınındaki Gümüşçay’ın günümüzdeki akış yönü.........................31 Şekil 3.3 1895 depreminde hasar gören yerler................................................................32 Şekil 3.4 20 Eylül 1899’da oluşan Menderes Depremi’nin etki alanını gösteren izosismik harita..................................................................................34 Şekil 3.5 1899 depreminin hissedildiği ilçeler................................................................35 Şekil 3.6 Aydın’nın mahallelerini gösterir kroki............................................................36 Şekil 3.7 1900-2004 yılları arasında Büyük Menderes Grabeni’nde olan depremlerin dağılımı.............................................................................................................41 Şekil 3.8 1900-1920 yılları arası magnitüd-deprem sayı grafiği.....................................42 Şekil 3.9 1920-1940 yılları arası magnitüd-deprem sayı grafiği.....................................43 Şekil 3.10 1940-1960 yılları arası magnitüd-deprem sayı grafiği............................43 Şekil 3.11 1960-1980 yılları arası magnitüd-deprem sayı grafiği............................43 Şekil 3.12 1980-2000 yılları arası magnitüd-deprem sayı grafiği............................44 Şekil 3.13 21 Nisan 2000 Denizli-Honaz depremi ve takip eden 6 aylık dönemdeki sismik etkinlik.................................................................................................45 Şekil 3.14 1900-2006 tarihleri arasında büyüklüğü M ≥ 4.0 olan depremlerin GB görünümlü 3 boyutlu derinlik kesiti...............................................................46 Şekil 3.15 1900-2006 tarihleri arasında büyüklüğü M ≥ 4.0 olan depremlerin GD görünümlü 3 boyutlu derinlik kesiti...............................................................47 Şekil 5.1 Aydın ilindeki hendek yerlerini gösterir 1/100.000’lik harita……..................50 Şekil 5.2 Aydın’ın doğusundaki iki hendek yerini gösterir 1/25.000’lik topoğrafik harita...............................................................................................50 Şekil 5.3 Yılmazköy’de tespit edilen sarplık ..................................................................51 Şekil 5.4 Sarayköy yakınları-Köprübaşı deresi…….……..............................................52 Şekil 5.5 Sarayköy-Köprübaşı Deresi doğu duvarı…………………………………….52

vi

Şekil 5.6 Aydın-Ilıcabaşı kum ocağı doğu duvarı...........................................................53 Şekil 5.7 Kuyucak-Kumluk doğu duvarı.........................................................................53 Şekil 5.8 Kuyucak-Kumluk doğu duvarı.........................................................................54 Şekil 5.9 Hendek yeri seçimi sırasında gözlem yapılan ilçeler……………….………..54 Şekil 5.10 Kuyucak-Mezarlık mevkii fay aynası kuzeye bakış…...…............................55 Şekil 5.11 Hendek yeri seçimi sırasında Nazilli ve çevresinde gözlem yapılan yerler ..56 Şekil 5.12 Nazilli–Dallıca doğu duvarı……………………………………...…………56 Şekil 5.13 Hendek yerinin 1/25 000 lik jeoloji haritası...................................................57 Şekil 5.14 Hendek yerinin D-B uzanımlı genel görünümü.............................................57 Şekil 5.15 Hendek yerinde numune alım yerlerini ve dozimetre bırakılan yerlerin derinliklerini gösteren kesit............................................................................58 Şekil 5.16 I numaralı-Pınardere hendeğinin kesiti..........................................................58 Şekil 5.17 II numaralı yarmanın yerini gösterir kroki.....................................................60 Şekil 5.18 II numaralı yarmanın yerinin 1/25 000 lik jeoloji haritası.............................61 Şekil 5.19 Hendek yerinin genel görünümü....................................................................61 Şekil 5.20 II numaralı Muslucadere yarmasının K-G uzanımlı genel görünümü……...62 Şekil 5.21 II numaralı Muslucadere yarmasında batı duvarında gözlemlenen fay….....63 Şekil 5.22 Yarmanın batı duvarında alım yerlerini gösteren şekil..................................64 Şekil 5.23 Muslucadere yarmasının tam kesiti................................................................64 Şekil 5.24 Muslucadere yarmasının kesiti.......................................................................64 Şekil 5.25 Denizli ilindeki hendekleri gösterir 1/100 000 lik harita…........................66 Şekil 5.26 Hendek yerini gösteren harita.........................................................................67 Şekil 5.27 İlk aşamada açılan hendekleri gösterir şekil………………………………...67 Şekil 5.28 I nolu hendeğin KD’dan görünüşü.................................................................68 Şekil 5.29 I nolu hendekte kaba taneli iç yelpaze tortulları ve 2 nolu depremin izi……69 Şekil 5.30 I nolu hendekte doğu duvarındaki kaba taneli seviyeler arasındaki açısal uyumsuzluk ve 1’nolu depremin izi..............................................................69 Şekil 5.31 I nolu hendeğin (Yarma) jeolojik kesiti.........................................................70 Şekil 5.32 II nolu hendeğin KD duvarı. Birimler Asartepe formasyonuna ait karasal tortullar...........................................................................................................73 Şekil 5.33 II nolu hendek duvarlarını gösteren kroki……………...……………….......73 Şekil 5.34 II nolu hendeğin jeolojik kesiti.......................................................................73 Şekil 5.35 II nolu hendeğin GD duvarının boyuna jeolojik kesiti (c duvarı)……...…...76 Şekil 5.36 İki aşamalı hendek çalışmasını gösteren kroki...............................................75 Şekil 5.37 I nolu hendekten bir görünüm……................................................................76 Şekil 5.38 I nolu hendeğin (Yarma) jeolojik kesiti........................................................77 Şekil 5.39 II nolu hendeğin KB-GD duvarı.....................................................................78 Şekil 5.40 II nolu hendeğin kesiti....................................................................................79 Şekil 5.41 II nolu hendek numune ve dozimetre yerlerini gösteren kesit.......................79 Şekil 5.42 II nolu hendek kolüviyal kama.......................................................................80

vii

ÇİZELGELER DİZİNİ

Çizelge 3.1 Aydın ve Denizli illerinde etkili olan tarihsel dönem deprem etkinliği.......27

Çizelge 3.2 1900-2006 yılları arasında Aydın ve Denizli civarında M ≥ 4 olan

depremler…………………………………………………………………...37

Çizelge 3.3 1900-2000 yılları arasında Aydın ve Denizli civarında oluşan M ≥ 4 olan

depremlerin 20 yıllık periyodlardaki deprem sayıları...................................42

1

1. GİRİŞ

1.1 Çalışma Alanının Konumu

Çalışma alanları Ege Bölgesi’nde Aydın ili batısından başlayarak Büyük Menderes

Grabeni boyunca ve Denizli Havzası Kuzeyi’nde yer almaktadır. Çalışma alanları M19,

M20, M21 ve M22 paftalarında yer alır. Yerleşim yeri olarak Umurlu, Köşk,

Sultanhisar, Atça, Nazilli, Kuyucak, Horsunlu, Buharkent, Sarayköy ilçeleri çalışma

sahasına girmektedir (Şekil 1.1).

Şekil 1.1 Yer bulduru haritası

1.2 Çalışmanın Amacı

Tezin amacı Batı Anadolu Genişleme Sistemi’nde bulunan Büyük Menderes

Çöküntüsü’nde ve Denizli Havzası’nda yapılmış ve halen yapılmakta olan

depremsellikle ilgili çalışmalara katkıda bulunmaktır.

2

Türkiye’nin deprem riski açısından birinci derece önemli alanları içerisinde kalan Aydın

ve Denizli illeri ile yakın çevrelerinde, geçmişte olmuş ve bu illeri etkilemiş büyük

depremlerin incelenmesi, bu çalışmadan elde edilecek bilgilerle depremleri oluşturan

fay sistemlerinin ortaya çıkarılması, bunların yakınlarındaki günümüz yerleşim

alanlarının depremselliğinin belirlenmesi tezin amaçlarındandır.

Uzun bir süredir depremsellik açısından sakin olan, bu yüzden sismik boşluk olarak

nitelendirilen (Bölüm 4) Aydın-Denizli arasında daha önce sınırlı sayıda

paleosismolojik çalışmaların yapılmış olması, bölgenin aktif tektonik durumunun kesin

olarak bilinmemesi tezin en önemli gerekçesidir.

Tarihsel deprem katalogların kapsadığı periyodun uzun olması nedeniyle, depremlerle

ilgili bilgilerin güvenilirliklerinin az olması ve tarih-öncesi depremlere ait oldukça kesin

ve güvenilir bilgilerin, paleosismolojik çalışmalar ile elde edilebilmesi ikinci önemli

husustur. Tarihsel ve tarih-öncesi döneme ait depremlerin detaylı bir şekilde

incelenmesi, bir bölgedeki depremlerin tekrarlanma aralıkları, diri fayların ortaya

çıkarılması, diri faylar ile ilgili segmentlerin ayırt edilmesi de tezin önemini gösterir

çalışmalardır.

Bir bölgedeki deprem tehlikesinin belirlenebilmesi ve zararlarının en aza indirilmesi

çalışmalarında ilk adımının, diri fay haritasının hazırlanması olduğu düşünülürse

yapılan çalışma bu açıdan da katkı sağlayabilecektir.

1.3 Çalışmanın Yöntemleri

Çalışma alanındaki diri fayların belirlenmesine yönelik çalışmalar arazi, büro ve

laboratuvar çalışmaları olmak üzere 3 aşamada yürütülmüştür.

3

1.3.1 Arazi çalışmaları

Çalışma alanındaki diri faylar arazide incelenirken, önceden büro çalışmaları

kapsamında derlenen, bölgede daha önce MTA ve önceki araştırmacılar tarafından

yapılan diri fay haritaları kullanılmıştır. Hava fotoğraflarından, haritalardan, dokanak

takibi yönteminden, tarihsel ve aletsel verilerden yararlanarak büro çalışması sırasında

arazideki tektonik hatlar belirlenmiş bu bilgiler ışığında yapısal jeoloji, jeomorfoloji,

sismoloji teknik ve metodları kullanarak çalışma alanı incelenmiştir. Büyük Menderes

Grabeni ve Denizli Havzası’nda (Aydın-Denizli yakınları) uygun fay sarplıkları ve

yüzey kırığı saptanmış Pınardere (Aydın), Umurlu-Musluca (Aydın), Kocadere

(Denizli) bölgelerinde paleosismolojik çalışmalar yapılmıştır.

Paleosismoloji, jeolojik ve jeomorfolojik özellikleri kullanarak, sismik tehlike

değerlendirmelerine ışık tutmak amacıyla, geçmiş büyük depremlerin çalışılmasıdır.

Hendek açma (trench) paleosismoloji çalışmalarında en sık kullanılan tekniktir. Bu

tekniğin iyi neticeler vermesi izlenecek yolların iyi bilinmesi ve çalışmalarda hassas

davranılmasıyla olur. Hendek çalışmaları sonucunda depremlerin neden olduğu

ortalama kayma miktarları, fayın yıllık kayma miktarı, iki deprem arasındaki zaman

aralığı, olan son büyük depremden bu zamana kadar geçen süre tespit edilebilir. Bütün

bu elde edilen bilgiler belli bir fayda, bir depremin oluşum olasılığı ve çalışılan

bölgenin sismik risk değerlendirilmesi gibi konulara ışık tutar (Demirtaş 1997).

1.3.1.1 Hendek Açma Yöntemi

Hendek açma yöntemi, yüzey kırığı meydana getirmiş bir diri fayın araştırılması için

kullanılan en yaygın yöntemdir. Bu yöntemde önemli olan konu yer seçiminin çok

dikkatli yapılmasıdır. Bunun için yapılması gerekenler;

1. Hendek yerleri geçmiş deprem izlerinin korunmasını sağlayacak uygun

sedimantasyonun gelişmiş olduğu bölgelerde açılmalarıdır. Bu nedenle hendek yeri

seçimi için en uygun alanlar fayın her iki tarafındaki Holosen-Geç Pleyistosen yaşlı

alüviyonların bulunduğu yerlerdir (Demirtaş 1997).

4

2. Yeraltı su seviyesi derinde olan bölgeler tercih edilmelidir (Demirtaş 1997).

3. Hendek yeri seçiminde fay tarafından kesilmiş ve yaşlandırma yapılabilecek

sedimanların korunmasını sağlayabilecek alanlar seçilmeleridir. Bu duruma en uygun

yerler dereler, yelpazeler, alüviyal teraslar ve havzalardır (Demirtaş 1997).

4. Hendek çalışması yapılacak olan yerlerdeki fay sarplıkları, basıç sırtları birkaç metre

hassasiyetle saptanmalıdır (Demirtaş 1997).

5. Bu bölgedeki saptırılmış dereler, gençleşmiş dere profilleri, terkedilmiş, ötelenmiş ve

geriye tiltlenmiş yelpazeler, saptırılmış nehir tabakaları, ötelenmiş alüviyal teraslar

tespit edilmelidir (Sieh and Jahns 1984).

Hendek açma şekilleri de dikkat edilmesi gereken konular arasındadır. Hendek açım

şekli, incelenen fayın tipine göre değişiklik gösterir.Eğim atımlı faylarda hendekler fay

sarplıklarına dik olarak açılır, doğrultu atımlı faylarda hendekler sarplıklara dik ve

paralel olmak üzere en az iki tane açılır. Hendek faya dik açıldığında düşey olan fay

boyunca kayma, fay zonu mostrasında değerlendirilir. Hendek faya paralel açıldığında

ise eskiden yanyana olan birimler yeniden değerlendirilebilir ve yatay atım

hesaplanabilir (Demirtaş 1997). Hendek yeri ve hendek tipi belirlendikten sonra hendek

açma yöntemi tespit edilir. Hendekler genellikle kazıcılarla açılır. Ekonomik durumun

iyi olmadığı ülkelerde ise insan gücü ile kazı yapılır. Hendeklerin derinliğine göre

kazıcılar paletli veya lastik tekerli olarak seçilir. Hendekler genellikle 20-30 m.

uzunlukta, 3-4 m. derinlikte ve 1-4 m. genişlikte açılır.Bu ölçüler fay tarafından

etkilenmeyen kısımlara erişinceye kadar devam ettirilir (Demirtaş 1997). Hendek

genişliği ve derinliği hendek stabilitesi açısından önemlidir. Stabiliteyi arttırmak için

hendek içi desteklenmeli veya hendek basamaklı şekilde açılmalıdır. Hendek içi destek

1m. genişliğindeki hendeklere uygulanır, destekleme mümkün değilse genişlik arttırılır.

Hendek açılma işleminden sonra hendek duvarları elle, kazıcının izlerini ortadan

kaldıracak ve sedimanter, tektonik yapılar görülecek şekilde düzeltilir. Düzeltme

işleminden sonra faylar, birimler renkli çiviler veya bayraklarla işaretlenir. Daha sonra

ayrıntılı çalışma yapabilmek için hendek duvarları iplerle 1m.lik genişlik ve uzunluktaki

karelere bölünür. Bu şekilde hendek duvarlarından kesit almak kolaylaşır. Bu çalışmalar

5

bittiğinde her metrekare ayrıntılı olarak incelenir. Hendek duvarlarının 1:20 ölçekli

logları çizilir. Bu çalışma tamamlandıktan sonra hendek duvarlarında tespit edilen

yapılar ve sedimanlar ilişkilendirilir, sismikle eş zamanlı yerdeğiştirmeler incelenir.

Fayların tipi, atım miktarı tespit edilir.

1.3.2 Laboratuar çalışmaları

1.3.2.1 OSL yöntemi

Bölgede yapılan 4 adet hendek çalışması sonucu alınan numunelerin yaşlandırması

Ankara Üniversitesi Mühendislik Fakültesi, Fizik Mühendisliği Bölümü doktora

öğrencisi Altay Atlıhan’ın yayınlanmamış doktora tezinden alınmıştır. Yaşlandırma

yöntemi olarak OSL (Optik Lüminesans) yöntemi kullanılmıştır. Bu yöntem alınan

numunelerin en son gün ışığı gördüğü tarihi tespit etmeye yönelik bir yöntemdir. Güneş

ışığını iyonize eden optik lüminesans özelliği gösteren kuvars ve feldispat gibi

mineraller incelenerek yapılan analizde optik lüminesans yaşı, laboratuarda optik

lüminesans özelliği sıfır oluncaya kadar numunenin ısıtılmasıyla ölçülür ve yaşlandırma

hassas mineral tanelerinin gömülme zamanından başlayarak yapılır (Aitken 1998).

Sedimentlerin lüminesans ile tarihlendirilmeleri iki temel büyüklüğün ölçülmesine

dayanır:

1-Paleodoz (Eşdeğer doz=P)

2-Yıllık Doz.

Eşdeğer doz, örneğin son güneş ışığına maruz kaldığı günden bu yana aldığı toplam

nükleer radyasyon dozunu ve yıllık doz, bir yılda maruz kalabileceği dozu tanımlar.

Çevresinden enerji alan bir maddenin atom veya molekülleri kararsız hale geçer. Bu

atom ve moleküller uyarılma sonucu temel hale dönerler. Temel hale geçiş esnasında

atomdan dışarı ışık yayılır. Bu olaya lüminesans denir.

6

Laboratuvarda lüminesans olayını gözlemlemek için madde bir etkenle uyarılmalıdır.

Uyarıcı kaynağa göre lüminesansa farklı adlar verilebilir. Malzemeyi uyarma amacıyla

ısı kullanılırsa Termolüminesans (TL), ışık kullanılırsa Optik Uyarmalı Lüminesans

(Optically Stimulated Luminescence - OSL) olarak adlandırılır. Güneş ışığı, volkan

patlaması, yangın gibi etkenler yoluyla uyarma işlemleri doğada kendiliğinden

oluşabilir (Botter - Jensen 1997, Wintle 1997, Aitken 1998).

Yöntemin Kusurları ve Tuzakları

Lüminesans mekanizmasının açıklaması için katılarda enerji bant modeli kullanılır.

Katılarda bulunan atomlar birbirine çok yakındır. Dolayısıyla enerji seviyeleri birbiri

içerisine geçebilir. Bu iki band arası elektronlar için yasak bölgedir. Katının oluşumu

sırasında kristal kusurları oluşması ile bu yasak bölgede içinde elektron tutabilen

tuzaklar meydana gelir (Atlıhan 2006).

Numune eğer çevresel radyasyona maruz kalır ise valans (değerlik) banttan iletkenlik

bandına elektron çıkar. Burada elektronun ömrü azdır ve elektron valans banda doğru

düşerken tuzaklarda (T) yakalanır. Elektronun valans bantta ayrıldığı yerde (-) yük

eksilmesinden dolayı boşluk oluşur. Bu boşluk bant içinde hareket ederek lüminesans

merkezine (L) çıkar. Bu aşamada numune ışık veya ısı gibi bir uyarıcı etkiye maruz

kalır ise elektron tuzaktan tekrar iletkenlik bandına çıkar, oradan da düşerken

lüminesans merkezine yakalanabilir ve eşikle birleşir. Bunun sonucunda numuneden

ışık yayınlanır. Bu mekanizma ile oluşan ışık, lüminesans olarak adlandırılır (Aitken

1985).

Bu mekanizma içinde bazı sığ tuzaklar hiçbir uyarıcı etken olmadan kendiliğinden

lüminesans verebilir. Bu tip tuzaklara “kararsız tuzaklar“ denir. Laboratuvar

çalışmalarında, kararsız tuzaklardan gelen sinyallerden kurtulmak için numunelere

önısıtma işlemi uygulanır. Numuneler lüminesans sayımı uygulamasından önce ön

ısıtmaya tabi tutulmalıdır. Ön ısıtma işleminin hangi sıcaklıkta hangi sürede yapılacağı

deneysel işlemle tesbit edilir.

7

Jeolojik örneklerin bulundukları son konuma gelmeden hemen önce gün ışığı yoluyla

lüminesans saatin sıfırlanması, OSL yöntemini kullanılabilir kılmaktadır. Lüminesans

saatin sıfırlanmasının anlamı; toprak tanelerinin o ana kadar çevresel radyasyon

tarafından doldurulan tuzaklarının boşaltılmasıdır. Bu işlem gün ışığı yoluyla olduğu

için ışığa duyarlı tuzaklar boşalır. Boşalan bu tuzaklar ışıkla temasın kesilmesi ile

birlikte tekrar dolmaya başlarlar. Bu andan numunenin toplanma anına kadar geçen

sürede çevresel radyasyon dozuyla orantılı olarak tuzaklar tekrar dolar. Toplanan örnek

labaratuvarda ışıkla uyarılır bunun sonucunda dolu tuzaklar boşalır. Bu boşalmayla elde

edilen lüminesans sinyali örneğin lüminesans saatinin sıfırlanmasından itibaren aldığı

doz (doğal doz, paleodoz veya eşdeğer doz) ile orantılıdır (Porat et al. 1997, Rink et al.

1999, Yanchou et al. 2002, Tanır vd. 2004, Fattahi et al. 2006,).

Tarihlendirme

Lüminesans saatinin sıfırlandığı andan itibaren geçen süre, numunenin maruz kaldığı

dozla orantılıdır. Bu doz, tuzaklarda biriken elektron sayısıyla orantılı bu sayı,

labaratuvardaki uyarma sonucu oluşan lüminesans miktarıyla orantılıdır. Dolayısıyla

lüminesans miktarı numunenin gömülü kaldığı süreyle orantılıdır

Bir yılda numunenin maruz kaldığı çevresel doz (yıllık doz) tesbit edildiğinde,

Yaş = Doğal Doz / Yıllık Doz denklemi kullanılarak malzemenin yaşı hesaplanabilir

(Aitken 1985).

Normal faylar üzerinde açılan hendeklerden OSL numunesi alma yöntemi

Fay sarplığına dik olarak açılan hendek duvarlarından numune alımı gece

yapılmaktadır. Önceden temizlenmiş ve karelajı yapılmış hendek içinde fay yerleri,

kamaları ve paleosismik olaylar tespit edilir ve hendekte numune alım yerleri önceden

belirlenir. Numune alırken tespit edilen her fay kamasının içinden, tavan blokta fayın

kesitiği en son birimin tabanından numune almaya dikkat edilmesi gerekir. Numune

alınan yerlere yıllık doz miktarını tespit etmek amacıyla dozimetre yerleştirilmelidir.

8

1.3.3 Büro çalışmaları

Çalışma alanına ait raporlar, haritalar, makaleler derlenmiş ve incelenmiştir. Bu

çalışmalardan elde edilen bulguların değerlendirilmesi yapılmıştır. Arazide yapılan

hendek çalışmasına ait hendek logları bilgisayar ortamına aktarılmış ve hendek

yorumları yapılmıştır.

9

2. İNCELEME ALANININ GENEL JEOLOJİSİ

2.1 Ege Bölgesinin Aktif Tektonizması

Ege Bölgesi tektonik hareketler yönünden oldukça aktif bir bölge niteliğindedir. Batı

Anadolu’da Senozoyik tektoniği ile yerkabuğunda önce bir sıkışma daha sonra da bir

gerilme meydana gelmiştir (Şengör 1979). Ege Bölgesindeki aktif tektonizmanın

kaynağı olan hareketler tanımlanırken çok farklı görüşler ortaya çıkmıştır.

Şekil 2.1 Türkiye’nin neotektonik haritası (Barka vd. 1995)

2.2 Ege’deki Kıtasal Genişlemenin Oluşumu Konusunda İleri Sürülen Modeller

Ege bölgesindeki gerilmenin başlangıcı, yaşı ve oluşum evreleri hakkında çeşitli

araştırmacılar tarafından değişik modeller ortaya konmuştur. Bunlar :

10

2.2.1 Tektonik kaçma modeli

Dewey and Şengör (1979) ‘e göre Kuzey Anadolu Fayı ve Doğu Anadolu Fayı’nın

sınırlandırdığı Anadolu Bloğu’nun batıya kaçışı Geç Serravaliyen’den (12 my) beri

devam etmektedir. Bu modele göre Arabistan Plakası’nın Avrasya Levhası’yla

Güneydoğu Anadolu’da Bitlis Kenet Kuşağı boyunca çarpışmasından sonra Anadolu

Levhası önce kalınlaşmaya başlamış daha sonra da Kuzey Anadolu ve Doğu Anadolu

fayları boyunca batıya doğru hareket etmeye başlamıştır. Bu hareketin sonucu olarak da

Batı Anadolu’da D-B yönlü bir sıkışma buna karşılık K-G yönlü bir genişleme meydana

gelmiştir (Şengör and Kidd 1979, Şengör and Yılmaz 1981, Şengör et al. 1984).

2.2.2 Yay ardı açılma modeli

Bu model Le Pichon and Angelier (1979) tarafından savunulmaktadır. Modele göre

Afrika Levhası’nın kuzey kenarının, Helenik Yay boyunca kuzeye dalması ve dalan

levhanın dönme noktasının geriye hareketiyle (roll-back) üst levhada bir genişleme

yaratması sonucu Ege bölgesinde Geç Serravaliyen-Tortoniyen’de K-G kabuksal bir

genişleme olmuştur.

2.2.3 Orojenik çökme modeli

Bu model Ege bölgesi için Dewey (1988) tarafından Geç Miyosen’de görülen

genişlemeli tektoniği açıklamak için önerilmiştir. Ancak Seyitoğlu and Scott (1991,

1992) ve Seyitoğlu (1996) Batı Anadolu’da D – B gidişli grabenler ve diğer havzalardan

elde ettikleri palinolojik ve izotopik yaş verileri ile genişlemeli tektoniğin başlangıcını

Erken Miyosen olarak belirlemişlerdir. Bu zaman dilimi, hem tektonik kaçma modelinin

neden/sonuç ilişkisine hem de yay ardı açılma modelinin Le Pichon ve Angelier (1979)

tarafından öne sürülen zamanlamasına uymamaktadır. Sonuç olarak Paleosen’deki

çarpışma sonucu İzmir-Ankara-Erzincan-Neotetis Keneti boyunca Anadolu Levhası’nın

kısalıp kalınlaşmasıyla, Geç Oligosen-Erken Miyosen’de aşırı kalınlaşan kabuğun

yayılması sonucu genişlemeli tektonik rejimin başladığı belirtilmiştir.

11

Değişik araştırmacılar tarafından, yukarıda anlatılan üç modeldeki bilgiler temel

alınarak aşağıdaki iki model ortaya konulmuştur.

2.2.4 İki safhalı grabenleşme modeli

Koçyiğit et al. (1999) ve Koçyiğit (2000) tarafından savunulan bu modelde Batı

Anadolu’da grabenleşmenin iki evreli olarak meydana geldiği anlatılmıştır. Birinci evre

Miyosen-Erken Pliyosen olup bu evrede grabenlerin oluşumunda “orojenik çökme” rol

oynamış ve ikinci evre olan Pliyosen-Kuaterner’de ise Anadolu Bloğunun batıya kaçışı

ile ilgili olarak gerçekleşen K-G doğrultulu açılmanın ikinci safhası meydana gelmiştir.

2.2.5 Çekirdek kompleksi modeli

Metamorfik çekirdek kompleksleri ABD’nin batı kenarında tanımlanmıştı ve düşük açılı

sıyrılma (detachment) fayları ile 20 km derinlikte sünümlü ortamdaki kayaların kırılgan

ortama ve yüzeye ulaşmalarını açıklar. Batı Anadolu’da Menderes Masifi’nin bir

çekirdek kompleksi olduğu Bozkurt and Park (1994), Verge (1993) tarafından

belirtilmiş olsa da kapsamlı bir modelin sunulması için 2003 yılına kadar beklenmesi

gerekmiştir. Ring vd. (2003)’de Menderes Masifi’ni güneye eğimli Likya Sıyrılma Fayı

ve kuzeye eğimli Simav Sıyrılma Fayı (Işık et.al 1997; Işık and Tekeli 2001) ile

Oligosen’de simetrik çekirdek kompleksi olarak tanımlar. Orta Menderes Masifi ise

kuzey ve güney Sıyrılma Fayları ile yine simetrik olarak yüzeyler (Ring vd. 2003).

Buna karşın Seyitoğlu vd. (2004) Menderes Masifi’ni Oligosen’de bir asimetrik

çekirdek kompleksi olarak görür. Ana ayrılma fayı kuzeye eğimli Datça-Kale Fayı’dır

ve düşen blokta Oligosen Kale Havzası gelişmiştir. Datça – Kale ana ayrılma fayının

bükülerek yükselmesi sonucu Erken Miyosen’de Menderes Masifi yüzeyler ve bu fayın

kuzeydeki parçası Simav Sıyrılma Fayı’dır. Dom şeklini almış olan masif Erken

Miyosen’de kuzeye eğimli Alaşehir Fayı ve güneye eğimli Büyük Menderes Fayı ile

parçalanır ve bunların dönerek düşük açılı hale gelmeleri ile Pliyosende bu sefer

simetrik çekirdek kompleksi şeklinde orta Menderes Masifi yüzeyler (Seyitoğlu vd.

2004).

12

2.3 Büyük Menderes Grabeni

Batı Anadolu K-G yönünde genişleyen sismik yönden aktif bir kabuğa sahiptir (Dewey

and Şengör 1979, Şengör 1987). Bu genişleme kuvvetleri etkisinde şekil değiştiren Batı

Anadolu üst kabuğu yaklaşık D-B uzanımlı grabenlerin sınırladığı normal faylarla

kırılmıştır. Bu çöküntülerin en önemlilerinden biri Büyük Menderes Grabeni’dir (Şekil

2.2).

Şekil 2.2 Büyük Menderes Grabeni ve çevresindeki genç-tektonik yapılar (Bingöl 1989, Sözbilir 2001)

Büyük Menderes Grabeni 150 km’lik uzunluk ve 10-20 km genişliğe sahip olan aktif

normal faylarla sınırlı D-B doğrultulu bir çöküntüdür (Paton 1992). Grabenin

doğrultusu Ortaklar’dan itibaren değişir ve Söke’ye doğru KD-GB doğrultusunda

uzanır. Graben Buldan’ın doğusunda Alaşehir Grabeni ile kesişir ve Sarayköy’den

itibaren Denizli havzasına değişir (Westaway 1993).

13

2.3.1 Büyük Menderes Grabeni’nin stratigrafisi

Büyük Menderes Grabeni’nde (Sultanhisar-Nazilli-Kuyucak çevresinde) metamorfik

temel üzerinde gelişmiş olan ve birbirinden uyumsuzluk yüzeyleriyle ayrılan dört tortul

paket yüzeyler (Şekil 2.3) (Sözbilir 2001).

Metamorfik Temel: Metamorfik kayaçları şistler ile bu şistleri yapısal olarak üzerleyen

metagranit ve gnayslar oluşturur. Kılavuzlar, Uzunlar civarında gnayslar, Malgaç

Mustafa ve Uzunlar Doğusunda mermerler, Uzunlar çevresinde ise kuvarsitler

yaygındır. Granitik kayaçlar ise sadece Uzunlar civarında yüzlek verir (Şekil 2.3)

(Sözbilir 2001).

Şekil 2.3 Büyük Menderes Grabeni Sultanhisar-Kuyucak arasının ayrıntılı jeoloji haritası ve enine jeolojik kesiti (Sözbilir and Emre 1991, Sözbilir 2001)

I. Tortul Paket: Bu birim Dereağzı kuzeydoğusunda, Hasköy çevresinde ve

Sultanhisar-Güvendik arasında yüzlek verir. Birim Dereağzı kuzeyinde blok boyutunda

bileşenler içeren bloklu konglomera ve konglomeralardan yapılıdır. İstif bu

14

özellikleriyle batıdan doğuya doğru; alüvyal yelpaze çökelleri, yelpaze delta ve göl

ortamına geçiş gösteren bir havzada çökelmiştir. Birim ayrıca Hasköy çevresinde

günümüzde de işletilen kömür damarları içerir. Bu kömürlü düzeylerden elde edilen

Eskihisar sporomorf topluluğuna göre istif (20-14 my) Erken-Orta Miyosen yaşlıdır

(Seyitoğlu and Scott 1992).

II. Tortul Paket: Bu istife ait çökeller kızıl kırmızı renkli karasal çakıltaşı ve

kumtaşlarıyla karakterize edilir. Birime ait yüzlekler Güvendik güneydoğusunda,

Bayındır – Gediz arasında ve Gökkıran Tepe çevresinde gözlenir. Birim I. Tortul pakete

ait bitümlü şeyller ve kumlu kireçtaşları üzerinde uyumsuzlukla oturur. İstifin üst

kesimlerine karşılık gelen Bayındır – Güvendik arasındaki kesiminde kömür mercekleri

içeren kumtaşı-kiltaşı litolojileri baskındır (Sözbilir 2001).

Şekil 2.4 Büyük Menderes grabeni kuzey kenarı (Nazilli-Sultanhisar, Aydın-Köşk) ile güney kenarında gelişen genç çökellerin stratigrafik korelasyonu (Sözbilir 2001)

15

16

III. Tortul Paket: Baskın çakıltaşı ve kumtaşı ardalanmasından oluşan birim

Sultanhisar’dan Kuyucak’a kadar devam eden D-B doğrultulu bir şerit şeklinde uzanır.

Birime ait yüzlekler Nazilli’nin hemen kuzeyinde ani bir topoğrafya değişimiyle başlar

ve kuzeye doğru yaklaşık 2 km. genişliğinde bir yüzlek sunar. Istifin fasiyes özellikleri,

yaklaşık D-B doğrultulu faylarla denetlenen fay önü yelpazeleriyle ilişkili olduğunu

gösterir. Şevketin Dağı çevresinde saptanan fosil bulguları, III.Tortul paketin Geç

Pliyosen-Pleyistosen yaşında olduğunu göstermiştir (Ünay vd. 1995).

IV. Tortul Paket: Bu istifin tortullarını, günümüzde Büyük Menderes Çöküntüsü’nü

dolduran alüvyonlar oluşturur. Bu tortullar Büyük Menderes Nehri’nin taşıdığı ince

taneli nehir çökelleri ile bu çökellere dik olarak gelişen alüvyonal yelpaze tortullarından

yapılıdır. İstif günümüzde de oluşumunu sürdürmektedir (Sözbilir 2001).

Sözbilir (2001) grabenin stratigrafik korelasyonunda Büyük Menderes Grabeni’nin

kuzey kenarındaki tortul dolgu ile güney kenarı üzerindeki tortul arasında farklılık

olduğunu belirtir (Şekil 2.4) ve Erken-Orta Miyosen istifinin (I. Tortul Paket) grabenin

her iki tarafında geliştiğini öne sürerek bunun K-G uzanımlı bir havzanın ürünü olduğu

sonucuna varmıştır. Geç Miyosen–Erken Pliyosen istifinin (II. Tortul paket) ise sadece

grabenin kuzey kenarında gözlendiği öne sürülerek, Büyük Menderes Grabeni’nin geç

Miyosen-Erken Pliyosen‘de kuzey kenarı faylı bir yarım graben niteliğinde geliştiği

belirtilmiştir. Bu istiflerin Pliyo–Pleyistosen yaşlı az pekleşmiş alüvyonal yelpaze

çökelleriyle (III.Tortul paket) uyumsuzlukla örtüldüğü, III.Tortul paketin yaklaşık D–B

uzanımlı yüksek açılı fayların denetiminde geliştiği ve grabenin her iki kenarında da

yüzlek verdiği rapor edilmiştir. Tüm bu çökellerin günümüz Menderes ovasını

denetleyen D-B doğrultulu aktif fayların önünde çökelimini sürdüren alüvyonal yelpaze

ve akarsu çökelleriyle uyumsuzlukla örtüldüğü belirlenmiştir (Sözbilir 2001).

Seyitoğlu vd. (2002) tarafından temel olarak Alaşehir grabeni ile ilgili olmasına rağmen

Büyük Menderes grabeni ile olan benzerlik vurgulanmıştır. Bu grabende I. tortul

paketin Erken Miyosende D-B gidişli normal fayın önünde çökeldiği ve I. ve II. tortul

paketler arasında uyumsuzluk gözlenmediği belirtilmiştir. Büyük Menderes

17

Grabeni’nde ölçülü stratigrafik kesitler kullanılarak yapılan manyetostratigrafi

çalışmalarında da iki paket arasında uyumsuzluğa rastlanmamış ve geçisin 17,2 my’da

gerçekleştiği belirtilmiştir ( Seyitoğlu et al. 2002a).

2.3.2 Büyük Menderes Grabeni fayları

Aydın’ın doğusundan başlayarak Denizli’ye doğru K-G ve D-B doğrultulu fay takımları

gelişmiştir. K–G doğrultulu olanlar Nazilli kuzeyinde, Kuyucak batısında ve Atça–

Kılavuzlar arasında bulunur. Sözbilir (2001) bu fayların yüzeyde izlenen uzunluklarının

3-5 km arasında değiştiğini ve K-G fayların, I. Tortul pakete ait çökellerin oluşumunu

kontrol ettiğinden, Erken–Orta Miyosen’de oluştukları ve daha sonra da aktif hale

geçerek daha genç çökelleri kestiğini söylemiştir. Yaklaşık D-B doğrultusunda gelişen

ikinci fay takımının, Büyük Menderes grabeninde basamaklar oluşturacak şekilde

gelişmiş güneye eğimli normal faylar niteliğinde olduğu ve bahsedilen bu fayların

oluşum yaşının Geç Miyosen’den itibaren başlayıp, günümüze kadar devam ettiği

belirtilmiştir (Sözbilir 2001).

Alternatif olarak, Seyitoğlu vd. (2002) Büyük Menderes grabeni ile olan benzerliğin

vurgulandığı çalışmasında I. ve II. tortul paketlerin D-B gidişli yüksek açılı normal

fayların kontrolünde geliştiğini III. Tortul paketin ise 2. fay sistemine bağlı olarak

çökeldiğini ve birinci fay sisteminin dönerek düşük açılı bir hal aldığını, güncel

alüvyonların ise üçüncü fay sistemi tarafından kontrol edildiği belirmektedir (Seyitoğlu

vd. 2001, 2002).

18

Şekil 2.5 Neotektonik dönem fayları ve genleşmeyle eş yaşlı tortullar arasındaki ilişkileri gösteren enine jeolojik kesit (Sözbilir vd. 2001)

Büyük Menderes grabeninde ovaya en yakın olan en güneydeki fayın düşen bloğunda

Holosen yaşlı IV. Tortul paket bulunduğundan, alüvyonla dokanak yapan faylar,

bölgedeki en genç diri faylardır (Sözbilir 2001) (Şekil 2.5). Sözbilir (2001) bu faylar

boyunca gelişen fay dikliklerinin Kuyucak-Nazilli-Sultanhisar arasında K-G derelerle

kesilerek devam ettiğini ve Nazilli Fayı olarak adlandırılan bu fayın 10 km’yi aşmayan

segmentler oluşturacak şekilde Aydın-Germencik-İncirliova hattı boyunca uzandığını

belirtmiştir.

Büyük Menderes Grabeni’ndeki en genç tortul dolguda (Holosen) Hakyemez vd. 1999

tarafından yapılan sedimantolojik çalışmalar grabenin kuzey kenarı boyunca faylarla

kontrol edilen alüvyal yelpazelerin güneye oranla daha çok geliştiğini ve dolayısıyla

kuzey kenarının tektonik yönden daha aktif olduğunu göstermektedir (Sözbilir 2001).

19

2.4 Denizli Havzası

Denizli horst-graben sistemi doğu ve kuzeydoğuda yer alan 3 grabenin (Alaşehir,

Küçük Menderes ve Büyük Menderes) buluştuğu bir yerde, Batı Anadolu genişleme

bölgesinde yer almaktadır. Bu grabenlerin birleşim noktasındaki Neojen-Kuvaterner

havzasına Westaway (1990, 1993) tarafından da Denizli Havzası adı verilmiştir (Şekil

2.6). Yapısal bir bağlantı durumunda olan Denizli Havzası kıtasal genişlemenin tarihsel

evriminde çok önemli bir rol oynamaktadır. 7-28 km genişlikte, 62 km uzunluktadır

(Koçyiğit 2005).

Denizli Havzası güneyde KD’ya eğimli ve 2000 m yüksekliğe sahip, kuzeyde GB’ya

eğimli ve 700 m yüksekliğe sahip topoğrafik yükselimlerle sınırlıdır. Bu yükseltilerin

aktif normal faylarla oluştuğu Şaroğlu (1992), Westaway (1990, 1993) tarafından

yorumlanmıştır.

Şekil 2.6 Denizli Havzası’nın sadeleştirilmiş jeoloji haritası (Altunel ve Hancock 1996, Özkul vd. 2001)

20

2.4.1 Denizli havzasının stratigrafisi

Denizli havzası, Likya napları ve Menderes Masifi’nin Oligosen öncesi metamorfik

kayaçları üzerinde gelişen ve aktif olarak genişleyen bir rift sistemidir (Okay 1989,

Sözbilir 2002, Koçyiğit 2005).

Menderes Masifi alttan üste doğru Prekambriyen gnayslar, Alt Paleozoyik yaşlı

mikaşistler, Permo-karbonifer yaşta metakuvarsit, siyah fillat ve siyah rekristalize

kireçtaşları, Mesozoyik yaşta boksit seviyeli kalın tabakalı, rekristalize, neritik

kireçtaşları, yaşı alt Eosene kadar çıkan rekristalize pelajik kireçtaşı ve fillitten

oluşmuştur (Okay 1989). Menderes Masifi’nin Eosen yaşlı filişinin üstüne tektonik bir

dokanakla Orta Eosen’de Likya Napları yerleşmiştir (Okay 1989).

Koçyiğit (2005)’e göre Menderes Masifi metamorfikleri, Likya Napları ve Üst

Oligosen-Erken Miyosen Gökpınar Serisi graben öncesi dolgudur. Bunların üzerine

Orta Miyosen–Orta pliyosen yaşlı 660 m kalınlığındaki eski graben dolgusu daha sonra

da 350 m kalınlığındaki modern (neotektonik) graben dolgusu gelmiştir (Koçyiğit

2005).

Şekil 2.7 Graben dolgularının sadeleştirilmiş stratigrafik kolonlarını ve bunların Denizli Graben-Horst sistemiyle olan ilişkilerini gösteren şekil (Koçyiğit 2005)

21

Şekil 2.7’de görülen stratigrafik kolonların açıklaması; 1- Menderes Masifi’ndeki meta

sedimentler 2- Pre-Oligosen anakayaları içeren Lycian napları 3- Sığ denizelden kıtasal

kırıntılılara değişen bir seri 4- Oligosen-Akitaniyen resifal kireçtaşı egemen 5- Sarı-

Kırmızı taban konglomerası 6- Tüfit ve kömür ara tabakalı fluviyal-gölsel tortul seri 7-

Bitümlü yapraksı şeyli killi gölsel kireçtaşları 8- Fluviyal taban konglomerası 9- Tuzlu

su tortulları, merceksi kanal konglomeralar ve kalın traverten tabakalı seriler içeren

kumtaşı-kiltaşı geçişleri 10- Yelpaze-delta depolanmaları 11- Sarı-kırmızı fluviyal

konglomeralar 12- Eski taban konglomeraları 13- Yeni yelpaze önü depolanmaları 14-

Yeni oluşan travertenler 15-Yeni alüviyal sedimanları (Koçyiğit 2005)

Alçiçek (2006)’e göre Denizli havzanın ilk ürünleri, geç Erken Miyosen yaşlı

Kızılburun formasyonunun alüvyon yelpazesi ve akarsu ortamlarını temsil eden

tortulları ve bu alüvyon yelpazeleri, güneyde normal faylarla sınırlı bir yarı-grabenin

kenarından kuzeye doğru ilerlemişlerdir. Bu çalışmada Orta Miyosen’in sonunda

Kızılburun formasyonunun en üst seviyelerini oluşturan bataklık/sığ-gölsel çökeller

üzerine geçişli/uyumlu olarak Sazak formasyonun depolandığı belirtilmiş. Sazak

Formasyonu üzerine geçişli/uyumlu olarak Üst Miyosen-Üst Pliyosen yaşlı Kolonkaya

formasyonu yerleşmiştir. Kolonkaya formasyonun alt ve orta seviyelerinde

denizel/acısu ortamını yansıtan ve sığdan derin su ortamına geçen çökeller ile üst

seviyelerinde tatlı su ortamını karakterize eden kıyı önü/kıyı yüzü ve alüvyon yelpazesi-

akarsu çökellerinin geldiği belirtilmektedir. Üst Pliyosen sonunda Neojen yaşlı havza

dolgusu, BKB-DGD doğrultulu normal faylarla parçalanmıştır. Pliyo-Kuvaterner’de az-

çok bugünkü morfolojisini kazanan Denizli Graben Havzası’nın eski nehir yataklarında

konglomera, kumtaşı ve çamurtaşı ardalanmasından oluşan ve günümüzde havza

kenarlarında yükselmiş halde bulunan Asartepe formasyonu`nun alüvyon yelpazesi ve

akarsu çökelleri depolanmıştır. Günümüzde ise Büyük Menderes nehrinin tortulları,

havza tabanını kısmen doldurulmuştur (Alçiçek 2006).

22

Şekil 2.8 Denizli ve yakın çevresinde değişik araştırmacılar tarafından saptanmış

stratigrafik birimlerin korelasyonu (Semiz 2003)

2.4.2 Denizli havzası fayları

Denizli Havzası güneyde KD’ya eğimli ve 2000 m yüksekliğe sahip, kuzeyde GB’ya

eğimli ve 700 m yüksekliğe sahip topoğrafik yükselimlerle sınırlıdır. Bu yükseltilerin

aktif normal faylarla oluştuğu Şaroğlu et al. (1992), Westaway (1990, 1993) tarafından

yorumlanmıştır. Westaway (1993)’e göre KD-GB yönündeki açılma yaklaşık 14 milyon

yıl önce başlamış ve havzayı sınırlayan faylar o zamandan beri aktivitlerini

sürdürmüşlerdir.

Koçyiğit (2005)’e göre Denizli Havzası’nın kuzey ve güney kenarlarının her ikisi de sağ

ve sol yönlü oblik düşey atımlı normal faylarla sınırlıdır. Bunlar Babadağ, Honaz,

Aşağıdere, Küçükmalıdağ, Pamukkale ve Kaleköy Fay zonları olarak adlandırılmıştır.

Fay zonları relay ramp’lerle birbirine bağlanmışlardır ve herbiri 0.5-36 km

uzunluğundaki fay segmentlerinden oluşmuşlardır. Basenin kuzey ve güneyini

sınırlayan ana graben faylarının yanısıra, basenin ortasında KB-GD doğrultulu gömülü

23

normal fayların varlığı jeologlar tarafından önerilmiştir (Pamir ve Erentöz 1974,

Westaway 1993). Toplam atım miktarı kuzey ve güney kenarında 1.050 m ve 2.080 m

arasındadır (Koçyiğit 2005). Yine Koçyiğit’e (2005) göre Denizli horst-graben

sisteminde düşey kayma miktarı yıllık 0.15-0.14 mm/yıl ve ortalama genişleme %7 dir.

Koçyiğit (2005)’e göre DHGS 4 segmentten oluşur. Bunlar;

NW yönelimli Buldan- Pamukkale segmenti (genişleyen modern grabeni de kapsar)

D-B uzanımlı Honaz segmenti

KD uzanımlı Kocabaş segmenti

D-B uzanımlı Kaklık segmenti

2.4.2.1 Pamukkale fay zonu

Denizli Horst-Graben Sistemi’nde yer alan Pamukkale Fay Zonu bu sistemin kuzey

sınırında yer alır. Çakır (1997)’e göre yaklaşık 4 km genişlikte, 53 km uzunlukta ve N

50˚ W doğrultulu (güneydeki 7 km’lik uzunluğunki hariç bu bölüm D-B doğrultulu)

normal faylardan oluşmuştur. Koçyiğit (2005)’e göre iki ana fay zonundan oluşan bu

segment paralelden yarı-paralele değişen, en kısası 0.5-8 km uzunluklarında arasında

olan, en uzunu ortalama 36 km olan faylardan oluşmuştur. Ayrıca GB’ya eğimli sintetik

fay segmentleri üç adet relay rample birbirinden ayrılmaktadır. Bunlar doğudan batıya

doğru Acidere, Irlıganlı ve Akköy relay rampleridir (Şekil 2.9). 21 Nisan 2000 (Ml=

5.2) Acidere relay rampınde olmuştur (Özalaybey vd. 2000, Horasan et al. 2002).

24

Şekil 2.9 Denizli Horst-Graben Sistemi’nin sadeleştirilmiş neotektonik haritası (Koçyiğit (2005)’ten değiştirilerek alınmıştır.)

KB-GD doğrultulu Pamukkale Fayı, Büyük Menderes ve Alaşehir Grabenlerinin doğu

uçlarındaki kesişim bölgesinde bulunur. Birçok uygarlığın üzerinde geliştiği Batı

Anadolu, tarihsel dönemlerde de birçok yıkıcı depremlerin etkisinde kalmıştır. Tarihsel

depremlerin büyük bir çoğunluğu Büyük Menderes, Denizli/Pamukkale, ve Alaşehir

Grabenleri yakın dolayında görülmektedir (Şekil 2.10) (DAD katalog verileri).

25

Şekil 2.10 1900-2006 yılları arasında 37.50 - 38.20 K ve 27.00 - 29.50 D koordinatlarındaki M >= 4 olan depremlerin dağılımı (DAD katalog verileri)

Güncel sismik aktivite de daha çok bu sistemlerin kesişim noktası olan bu bölgede

yoğunlaşmaktadır (Şekil 2.11) (DAD verileri).

26.60 26.80 27.00 27.20 27.40 27.60 27.80 28.00 28.20 28.40 28.60 28.80 29.00 29.20 29.40 29.60 29.80 30.0037.00

37.20

37.40

37.60

37.80

38.00

38.20

38.40 K

2 >=M 3 3 >=M 4 4 >=M 5 5 >=M 6 6 >=M 7

2000 yılından günümüze kadar (37.50-38.20) K ve (27.00-29.50) D koordinatlarında olan depremlerin dağılımı

Şekil 2.11 2000 yılından günümüze 37.50°-38.20° K ve 27.00°-29.50° D koordinatları arasında olan depremlerin dağılımı (DAD verileri)

26

Çakır (1997)’e göre, Pamukkale Fayı doğrultusu boyunca sol yönlü iki geometrik

segmente ayrılmıştır, bunlar Hieropolis ve Akköy segmentleridir Hieropolis fay

segmenti bölgede yüzlek veren metamorfik kayaçlarla Neojen ve kısmen de Kuvaterner

yaşlı alüvyonlar arasındaki sınırı belirlemektedir (Çakır 1997). Bu segment 13 km

uzunluğunda olup Karahayıt’ın kuzeyindeki Neojen kırıntılılarının içerisinde

gözlenememektedir. Güneydoğu’da ise Altunel and Hancock’e (1993) göre Hierapolis

segmenti Yeniköy yakınlarında sonlanmakta ve sola sıçrayarak GB’ya doğru birkaç km

daha devam etmektedir. Akköy Fay Segmenti ise Neojeni Kuaterner yaşlı graben

dolgusundan ayırmaktadır. Bu fay segmenti oldukça aşınmış durumdadır. Çakır (1997)

bu segmentin yaklaşık 7 km uzunluğunda olup iki ucuna doğru alüvyal sedimentler

içerisinde kaybolduğunu söylemektedir. Ancak yapmış olduğumuz arazi gözlemlerine

göre Akköy Segmenti Yeniköy ve Sarıyar Köyleri arasında, Kardin Dere ve Çınarlı

Dere’nin Biriktirdiği Alüvyal yelpazelerle örtülmüştür. Tortul birikiminin hızlı ve çok

miktarda olması fay izlerinin gömülü kalmasına neden olmuş, yüzeyde fay morfolojisi

silinmiştir. Bu segmentin devamı Sarıyar ve Dombadan Köyleri arasında 7 km

uzunluğunda olup, Neojen yaşlı birimlerle Kuvaterner yaşlı birimlerin sınırını oluşturan

bu hat boyunca, yer yer asılı vadiler ve asılı taraçalar şeklinde gözlenir. Segment

GD’sunda sola doğru 3 km sıçrama yapar 2-3 km devam ederek Kızılyer Köyünün

K’inde alüvyon içinde kaybolur.

Koçyiğit’e (2005) göre modern Çürüksu grabeni ve yeni oluşmakta olan Denizli

Grabeni uzunlukları değişen, relay ramplerle ayrılmış 5 ana fay segmentiyle

sınırlandırılmıştır. Bunlar Yenice, Pamukkale, Yeniköy, Kocadere ve D-B yönelimli

Gürleyik fay segmentleridir. Bu fay segmentleri yelpaze-önü sediman kümeleriyle

kuşatılmışlardır ancak fay izleri burada gözlenmemektedir (Şekil 2.9). Koçyiğit’e

(2005) göre yeni oluşmaya başlayan grabenin havza sınır fayı olan Karahayıt Fayı daha

iyi gözlenebilmektedir. Kuzeydeki yeni oluşmaya başlayan grabenin havza sınır fayı

olan ve tarihsel depremlerin kaynağı olarak fay Altunel (1996) tarafından da

“Pamukkale Fayı” olarak adlandırılmıştır. Yine Koçyiğit (2005) aktif olan fayın yeni

Çürüksu grabeni kuzey havza sınır fay segmenti ve yakınındaki sintetik fayları

kapsadığını belirtmekte ve düşüncesini morfotektonik yapılar ve faya paralel gelişen

küçük depremlerle desteklediğini belirtmektedir.

27

3. DEPREMSELLİK

3.1 Aydın ve Denizli İlleri ve Yakın Çevresinin Tarihsel Dönem Deprem Etkinliği

Aydın ve Denizli illerini etkileyen tarihsel depremlere ait bilgiler Pınar vd. (1952),

Ergin vd. (1967), Karnik (1971), Ayhan vd. (1980), Soysal vd. (1981), tarafından

hazırlanan kataloglardan, Şimşek ve Ceylan (2003) arkeolojik çalışmalarından ve Güneş

(2005)’ten yararlanılarak aşağıdaki tablo oluşturulmuştur (Çizelge 3.1). Elde edilen

verilerden bölgede IX ve daha büyük şiddetteki depremler baz alınarak çalışmalar

yapılmıştır.

Çizelge 3.1 Aydın ve Denizli illerinde etkili olan tarihsel dönem deprem etkinliği

TARİH ENLEM BOYLAM YER ŞİDDET AÇIKLAMA

M.Ö. 304 ? ? İzmir -Aydın Yöresi VII

M.Ö. 65 37.75 29.25 Honaz -Denizli VII

M.Ö. 31 37.85 27.85 Aydın VIII

M.Ö. 26 37.85 27.85 Aydın-Efes-Nazilli IX

M.Ö. 20 ? ? Denizli-Akhisar-Sakız Adası VIII

11 37.8 27.8 Aydın VIII

23 ? ? Gölhisar Yöresi-Denizli ?

60 37.9 29.2 Pamukkale-Honaz-Denizli IX 64.65

68 37.74 27.4 Denizli VII

262 ? ? Batı Anadolu IX Tsunami

297-305 37.9 29.2 IX-X

468 ? ? İzmir-Aydın-İstanköy VIII

494 37.9 29.2 Denizli VIII-IX

700 - - Pamukkale -

Denizli müze

müdürlüğünün yaptığı

Bizans dönemine ait

araştırmalara gore

Pamukkale’de hasar tespit

edilmiştir.

1358 - - Pamukkale -

28

Çizelge 3.1 Aydın ve Denizli illerinde etkili olan tarihsel dönem deprem etkinliği (devam)

09.06.1651 37.8 29.3 Honaz -Denizli VIII

23.02.1653 37.9 28.3 Aydın ve geniş yöresi IX 38.2N,38.5N,28.2E,2

7.0E,Io=X

25.02.1702 37.8 29.1 VIII

1717 - - Denizli-Sarayköy-Honaz 6000 kişi ölmüştür.

29.06.1847 37.85 27.8 Aydın-Tire VI

07.07.1847 37.85 27.8 Aydın ?

27.10.1848 37.84 27.8 Aydın V

09.07.1850 37.8 27.8 Aydın VI

04.07.1850,Io=VIII,

I0=IV, M=3.7,

38.7N, 27.7E

13.01.1873 40.4 27.0 Sisam ad. - Ege denizi ve

İzmir-Aydın IX Io=VII, M=5.5

09.04.1878 37.85 27.85 Aydın-İzmir VI

03.04.1881 38.25 26.1 Sakız Adası-Ege Den.-

Çeşme-İzmir-Aydın X

?.03.1880, Io=X-XI,

Io=VI, M=7.3, sığ

deprem, r=220 km.,

4000 den fazla can

kaybı, artçılar 1882

yılına kadar sürdü

? .06.1885 37.85 28.2 Nazilli-Bozdoğan-Aydın VI Io=V, Bozdağ

? .04.1886 37.8 29.1 Denizli VI Io=V, M=4.3

? .01.1887 37.8 29.1 Denizli ve geniş yöresi VII 38 N, 28 N, Io=IV,

Io=VI

? .11.1887 37.74 27.6 VI

? .10.1888 38.2 28.0 İzmir-Aydın-Ödemiş VII 38.4N, 27.2E, Io=VI,

M=4.9

? .08.1890 38.0 28.0 VI

? .02.1891 37.9 27.4 VI

? .10.1891 38.3 27.2 VI

19.08.1895 37.8 27.8 Aydın ve yöresi IX Io=VIII, I0=VI,

M=4.9, M=6.25

13.11.1896 37.8 27.8 Aydın V 1896, 39.N, 27.2E

Io=VII?

? .02.1898 37.9 28.0 Aydın ve Köşk VI

20.09.1899 37.9 28.1 Nazilli-Aydın-Uşak-Denizli IX 22.09.1899, M=6.7

? .12.1899 37.75 29.1 Denizli VI

29

Şekil 3.1 Aydın-Denizli arasında oluşan tarihsel depremlerin dağılımı (DAD katalog verileri)

Çeşitli araştırmacıların kataloglarından ve DAD verilerinden derlenerek yapılan haritada

(Şekil 3.1) tarihsel verilerin yerleri gösterilmiştir. Ancak tarihsel verilerin koordinatları

bilgilerdeki eksiklik nedeniyle tam deprem episantr noktasını göstermemektedir.

3.2 Aydın - Denizli ve Çevresinde Hasar Yapan Depremler

297-305 Arası

Pamukkale Üniversitesi Fen Edebiyat Fakültesi Arkeoloji Bölümü’nün Laodikeia antik

kentinde, sütunlu ana cadde’nin kuzey kaldırımı kenarında yer alan duvar yıkıntılarında

yaptığı kazılarda, duvar altından çıkan sikkelerin MS 3. yy.’ın ilk çeyreğinden, MS 3.

yy.’ın sonlarına kronoloji verdiği görülmüştür. En geç tarihli olan buluntu, İmparator

Diocletianus sikkesi MS 295-296 baskısıdır. Yıkıntı üzerinde ele geçen sikke ise

İmparator Constantinus I MS 306-337 baskılıdır. Buna göre depremin tarihi 296-305

arası olarak tahmin edilmiştir (Şimşek ve Ceylan 2003). Anıtsal giriş kapısı paye

bloklarında görülen kalın demir ve kurşun kenetler, bölgenin sürekli depremlere maruz

kaldığını çok iyi bilen mimarlarca, sağlamlığı daha da arttırmak için yerleştirilmiştir.

Buna rağmen yapı MS 3. yy.’ın sonunda meydana gelen bu depreme dayanamamıştır

(Şimşek ve Ceylan 2003). Bu da depremin şiddeti hakkında yeterince bilgi vermektedir.

30

MS 494

Laodikeia antik kenti tamamen yıkılmış ve bir daha toparlanamamıştır (Şimşek ve

Ceylan 2003).

1653 Depremi

Büyük Menderes Çöküntüsü’nde etkili olan en büyük depremlerden birisi 23 Şubat

1653 depremidir. Şiddeti X olarak verilen bu deprem neredeyse tüm Batı Anadolu’da

hissedilmiştir (Ergin vd. 1967). Asaf Gökbel’in Evliya Çelebi Seyahatnamesi’nden

aktardığına göre “1653 depreminde biranda birçok ev ve cami yıkılıp yerle bir olmuştur.

Birçok ev de içinde oturulamayacak kadar zarar görmüştür. Üç binden fazla kişi enkaz

altında kalmıştır. Bir o kadar da yaralı çıkarılmıştır. Yerler yarılmış, Aydın’ın içinde

siyah katran gibi sular kaynamaya ve akmaya başlamıştır. Bilhassa Hasan Efendi,

Sarayiçi ve Ramazan Paşa Mahalleri en çok zarar gören yerlerdir. Sarayiçi Mahallesi

Üveys Paşazade’nin konakları mahalle ile beraber yere inmiştir” (Gökbel 1964). Koçak

2006’da bu depremde Aydın ilinin yıkıldığı, Tire, Nazilli, Köşk, Denizli, Sultanhisar,

Kuyucak ve Ezine’de çok sayıda binanın yıkıldığı belirtilmiştir.

1702

Tarihsel verilerde 25 Şubat 1702 olarak verilen ve Batı Anadolu’da çok büyük hasarlara

sebeb olmuş depremin Denizli ili ve civar kasabalarında kuvvetli olarak hissedildiği 12

bin kişinin öldüğü kayıtlarda yer almaktadır. Hatta Denizli’nin 5 km kuzeyindeki

Eskihisar yakınında akan Gümüşçayı’nın akış yönünün bu depremle değiştiğide

söylenmiştir (Şekil 3.2) (Ambraseys vd. 1987).

31

Şekil 3.2 Eskihisar yakınındaki Gümüşçay’ın günümüzdeki akış yönü (M 22 paftası)

10 Ağustos 1895 Depremi

Diğer önemli depremden birisi de 10 Ağustos 1895 depremidir. Aydın merkezli

gerçekleşen ve çevresinde de önemli tahribat yapan deprem VIII şiddetinde bir

depremdir. Güneş (2005) makalesinde, Ahenk Gazetesi’nin Journal de Smirini gazetesi

muhabirinden aktardığına göre Aydın’da şehir merkezinde on kadar ev ve bir o kadar da

dükkan tamamen yıkılmıştır. Ramazan Paşa Camii Şerifi tehlikeli bir biçimde zarar

gördüğünden bir süre ibadete kapatılmıştır. Aydın civarında Serçeköy ve İmamköy’de

sarsıntının etkisiyle evler ve damlar yıkılmış, Değirmenler yolundaki dağdan büyük bir

kaya parçası kopmuştur. Kepez mevkiinde tepelerden havaya toz bulutları yükselmiş

bazı toprak parçalarının kaydığı depremi yaşayanlar tarafından ifade edilmiştir (Şekil

3.3).

32

Şekil 3.3 1895 depreminde hasar gören yerler (M 19 paftası)

Halk dükkanları kapatıp, evleri terk ederek açık alanlara çıkmıştır. Yer sarsıntıları

bölgede kısa aralıklarla hafif şekilde bir aydan fazla devam etmiştir (Güneş 2005).

Depremde Aydın’ın Pınardere ve Emirdoğan, İmamköy ve Gölcük Köylerinde 72 hane

ile on hayvan damı tamamen yıkılmış, 13 hane kısmen zarar görmüştür. Serçeköy ile

Umurlu’daki evler de sarsıntılardan tahrip olmuştur. Deprem sırasında Gölcük Köyünde

20 hane kısmen zarar görmüş, iki kadın yıkıntılar nedeniyle yaralanmışlardır. Dağdan

yuvarlanan taşların ağaçları tahrip etmesinden bir incir bahçesi zarar görmüştir. Büyük

can kaybının olmamasının en büyük sebebi depremin Ağustos ayında gerçekleşmesi

olarak gösterilmiştir. Halk incir bahçelerinde, açık alanlarda, tarlalarda bulunduğundan

can kaybı olmamıştır (Ahenk 1895). Philipson (1911) Aydın’ın doğusundaki ovanın bir

kısmının 1895 depreminden sonra 1m. yükseldiğini ve kırık hatlarının yüzlerce metre

doğuya doğru uzandığını belirtmektedir. Chaput (1947)’de 1895 depremin en yoğun

hissedilen bölgesi olarak gösterdiği Tahtacıköy (Yılmazköy)’de bu deprem esnasında

oluştuğu belirtilen 110-115 metre yükseklikte, batıya doğru 2 km uzaklıkta bulunan

Ilıca Kaplıcası yakınındaki 45 metre irtifada bulunan bir grabenden söz etmektedir.

33

Yine Chaput (1947)’a göre Aydın şehrinin içinde hasar büyük olmuş Ilıca yolunun

Tabakhane Deresinin geçtiği köprünün yakınındaki bir çeşme kuvvetle eğilmiştir

(Chaput 1947).

20 Eylül 1899 Depremi

Büyük Menderes Grabeni’nin kuzey kenarını denetleyen faylar üzerinde olan 20 Eylül

1899 yılında meydana gelen ve şiddeti IX (Ambraseys and Finkel 1987 tarafından

yaklaşık 6.5 - 7.0 büyüklüğünde olduğu tahmin edilmektedir) olan Menderes Depremi

de diğer büyük depremdir (Şekil 3.4).

Yarattığı tahribat göz önünde bulundurularak deprem uzmanlarının 10 şiddetinde olarak

belirttiği yer sarsıntısı Büyük Menderes grabeninde yaklaşık 200 km’lik bir hat boyunca

Söke-Kuşadası’ndan Sarayköy-Buldan’a kadar etkisini hissettirmiştir. Aydın’da bu

deprem sırasında yıkılmış olan Yıkık Sebil ile Eski-Yeni Cami arasında DGD-BKB

doğrultusunda 400 m uzunluğunda ve 1 m genişliğinde bir yarık açılmıştır. Pınarbaşı

Vadisi’nin batı yamacı çökmüştür. Aydın ve Nazilli ile bu iki şehir arasındaki köyler

tahribata uğramıştır (Ergin vd. 1967). Ancak 1899 depreminin en büyük yıkımı

Sarayköy’de yaşanmıştır. Bu yerleşim biriminin neredeyse tamamı haritadan silinmiştir.

Büyük Menderes grabeninin eksenine paralel, toplam uzunluğu 50 km kadar olan

yarıklar açılmış ve arazi 1.5 m kadar alçalmıştır. Bölgenin coğrafyasında görülen bu

değişiklikler daha başka felaketlerin de habercisi olmuştur. Sonraki yıllarda görülecek

olan sel afetlerine depremin yarattığı tahribat yol açmıştır (Pınar and Lahn 1952).

34

Şekil 3.4 20 Eylül 1899’da oluşan Menderes Depremi’nin etki alanını gösteren izosismik harita (Ambraseys and Finkel 1987, Altunel 1999)

1899 Depremi ile ilgili olarak en ayrıntılı resmi rapor 26 Eylül tarihinde vilayet

tarafından hazırlanmıştır (Güneş 2005). Bu rapora göre sadece Aydın’da 350 hane, 6

cami yıkılmış, 26 kişi yaşamını yitirirken 11 kişi de yaralanmıştır. Doğuya doğru

gidildikçe hasar daha da artmıştır. Köşk, Sultanhisar, Atça Nahiyeleri ile Nazilli

Kasabasında 2052, Kuyucak ve Ortakçı’da 2931 hane, cami ve kilise yıkılırken, geri

kalan evlerin çoğu oturulamayacak durumdaydı. Sarayköy’de ise 727 haneden 720

hanenin yıkıldığı düşünülürse depremin yarattığı tahribat daha iyi anlaşılabilir. Bu

raporun sonunda açıklanan yıkılan hane sayısı 12.932, enkaz altında kalarak ölenlerin

sayısı 724, yaralı sayısı da 738’dir (Güneş 2005).

Depremin şiddetine göre ölü ve yaralı sayısının az olmasını dönemin yetkilileri

mevsime bağlamışlardır. Özellikle köylerde incir başta olmak üzere çeşitli mahsulün

toplanma zamanı olması, halkın bağlarda bulunması, kasabalarda ise sıcaklar nedeniyle

halkın binaların dışında yatması insan kaybının fazla olmasını önlemiştir.

35

Şekil 3.5 1899 depreminin hissedildiği ilçeler (M 19-20-21 paftaları)

20 Eylül 1899 depremi Aydın Sancağında Aydın, Nazilli, Umurlu, Atça, Köşk,

Sultanhisar, Yenipazar, Bozdoğan, Karahayıt (Dalama), Kuyucak ve Ortakçı yerleşim

birimlerinde fazlasıyla hissedilmiştir (Şekil 3.5). Bu bölgede bulunan kasaba, nahiye ve

köyler tamamen ya da kısmen tahrip olurken ölü ve yaralı sayısı da yüzlerle ifade

edilmektedir. Deprem sancağın merkezi Aydın’da şehrin Hacı Ali Paşazade Sadık

Beyin Konağı’nın üst tarafındaki Eski-Yeni Camii’den başlayarak doğuya doğru

Yahudi Mahallesi ve Ramazan Paşa Camii ile Akbulut Mahallesi ve Hayvan Pazarı,

Kavak Kahvesinden Rum ve Cuma Mahallesi yönünde Ilıcabaşı’na doğru geçmiş ve

sözü edilen hat üzerindeki tüm binaları yıkmış, tahrip etmiştir.

Fay hattı boyunca kimi yerler bir ile üç metre arasında alçalmış, bazı yerler de o nispette

yükselmiştir. Bu hattın dışında kalan şehrin geri kalan yerlerinde tahribat daha azdır

(Güneş 2005).

Eski-Yeni Camii, Ramazan Paşa, Kozdibi ve Abacıoğlu Camileriyle şehirdeki diğer iki

cami depremden zarar görmüşlerdir. Eski-Yeni Caminin minaresi dibinden yıkılırken,

Ramazan Paşa Camii işe yaramayacak kadar çatlayıp harap olmuştur. Bey Camii’nin

Minaresi’nin şerefeden yukarı kısmı kopmuştur (Gökbel 1964). Kozdibi Camii’nin

alemi şerefesinden yıkılmış, duvar ve kabaları hurda haline gelip yarılarak çatlamıştır.

Aydın’da İnas Mektebi ile Yeni Zükur Mektebi de depremle harap olan binalar arasında

yer alıyordu (Güneş 2005) (Şekil 3.6).

36

Şekil 3.6 Aydın’nın mahallelerini gösterir kroki (Başaran 2005)

Menderes Depremi olarak bilinen 20 Eylül 1899 depremi Büyük Menderes Grabenin

kuzey kenarı boyunca uzanan normal faylarda meydana gelmiştir (Ergin vd.1967, İlhan

1971, Allen 1975, Sipahioğlu 1979, Ambraseys and Finkel 1987).

Depremin oluşturduğu yüzey kırığının uzunluğu ve düşey atım miktarı hakkındaki

bilgiler değişiktir. Örneğin, İlhan (1971), Allen (1975) ve Sipahioğlu (1979) Umurlu

(Aydın’ın 10 km doğusu) dan Kuyucak’a kadar uzanan 40 km’lik bir segment olduğunu

söylemişlerdir. Ayrıca yine 1 m’lik de düşey atımdan bahsetmektedirler. Paton (1992)

de düşey atımın 1 m olduğunu düşünse de kırığın muhtemel uzunluğunun 10-20 km

olduğunu söylemektedir. Ergin vd. (1967) 50 km deprem sonrasında 50 km

uzunluğunda bir kırık ve 1.5 m’lik bir düşey atım oluştuğu görüşündedirler. Ambraseys

ve Finkel (1987) ise Aydın’ın doğusundan Nazilliye kadar 70 km’lik bir kırık olduğunu

37

yaklaşık 3m’lik de düşey atımın oluştuğunu söylemektedirler. 1899 Menderes Depremi

Büyük Menderes Grabeni’nde son 100 yılda oluşan en hasar verici depremdir.

3.3 Aydın ve Denizli Çevresinin Aletsel Dönem Deprem Etkinliği

Çizelge 3.2 1900-2006 yılları arasında Aydın ve Denizli civarında M >= 4 olan depremler

TARİH SAAT DAKİKA SANİYE ENLEM BOYLAM DERİNLİK MAGNİTÜD

20.09.1900 0 37,8 29,10 0 5

23.02.1901 0 37,9 27,90 15 4,6

28.02.1901 0 38,2 27,70 0 5

30.04.1901 0 37,8 27,80 15 5

30.04.1902 0 37,8 27,90 12 4

21.06.1902 0 37,8 29,10 15 4,3

01.01.1904 11 38 0 37,8 29,10 20 4,8

18.08.1904 20 7 0 38 27,00 30 6

22.10.1904 0 38 27,00 30 4,6

24.11.1906 16 47 3 37,5 28,00 7 4,2

08.03.1908 2 0 37,8 27,80 15 5

12.04.1908 0 38,2 27,70 9 5,3

29.10.1909 16 4 4,2 38 27,00 20 5,3

07.08.1910 21 45 0 37,8 28,70 30 5,3

08.02.1914 8 0 0 37,8 27,00 7 4,3

13.11.1918 10 13 2,7 37,8 27,30 35 5,2

02.07.1920 14 13 0 37,5 29,00 15 4,5

04.07.1920 12 17 5,8 37,5 29,00 15 5

04.07.1920 20 45 4 37,5 29,00 15 5,2

28.09.1920 15 17 37,3 37,89 28,35 10 5,7

20.11.1922 4 24 4,4 37,5 29,00 28 4,9

06.12.1922 14 1 0 37,5 29,00 15 5,2

11.09.1923 10 14 4,8 38 29,50 22 4,6

18.07.1925 13 22 0 38 27,00 15 4,5

18.07.1925 16 25 0 38 27,00 15 4,3

29.07.1925 19 8 5,4 37,5 27,50 15 4,5

38

Çizelge 3.2 1900-2006 yılları arasında Aydın ve Denizli civarında M >= 4 olan depremler (devam)

01.09.1925 8 16 2 38 29,00 15 5,6

03.09.1925 9 52 0 38 29,00 15 4,5

13.01.1926 1 46 58,2 38,06 28,81 10 5,7

16.03.1926 17 53 0 37,5 29,00 15 6,3

20.05.1927 13 59 0,6 37,5 27,50 15 4,5

31.03.1928 0 29 48,9 38,18 27,80 10 6,5

31.03.1928 1 15 0 38,1 27,40 15 5

31.03.1928 5 12 2,4 38,1 27,40 15 4,9

02.04.1928 0 38,1 27,40 15 4,4

13.04.1928 0 38 28,00 15 4,4

15.07.1928 9 33 32,8 38,05 27,32 10 5,5

08.05.1929 12 27 3 38 29,50 15 4,5

19.08.1929 23 17 5,1 38 29,50 15 4,4

24.07.1933 0 37,8 29,00 15 4,4

09.01.1941 18 13 3,4 38,03 27,40 70 5,2

21.09.1941 22 40 31,1 37,5 28,29 70 5,2

21.12.1945 18 35 0 37,9 29,00 4 4,7

13.01.1948 14 30 2,4 38,1 28,80 30 4,8

15.09.1952 19 29 0 37,6 27,60 32 4,6

13.04.1953 23 15 1,8 38 27,00 5 4,7

17.04.1953 21 50 1,5 37,6 27,60 16 4,5

01.05.1954 14 58 1,8 37,8 27,00 0 4,8

01.05.1954 15 24 56,4 37,88 27,39 30 5,1

01.05.1954 20 53 31,3 37,77 27,12 40 5,2

01.05.1954 23 31 45,1 37,75 27,29 60 4,8

20.08.1954 22 50 1,1 37,5 27,00 15 4,5

16.07.1955 7 7 17 37,65 27,26 40 6,8

18.07.1955 3 6 0 37,9 27,10 33 4,2

11.11.1955 20 4 0,9 37,5 27,20 18 4,2

27.06.1956 23 29 4,2 37,8 27,10 26 4

04.09.1958 6 22 0 37,9 27,60 20 4,3

10.04.1960 22 5 32,9 37,73 27,80 40 4,8

12.04.1960 4 22 45,6 37,69 27,70 40 4,6

21.06.1961 16 4 51,3 37,87 28,77 60 5,4

11.03.1963 7 27 24,2 37,96 29,14 40 5,5

39


13.06.1965 20 1 50,8 37,85 29,32 33 5,7

17.06.1965 2 58 25 37,77 29,36 37 4,7

12.07.1965 9 51 48,7 37,62 29,35 50 4,5

13.07.1965 14 19 0,1 37,5 27,80 35 4,5

04.10.1965 1 50 1,2 37,9 29,20 8 4,2

02.12.1965 6 45 55,3 37,61 29,32 38 4,7

29.03.1966 2 36 37,5 38 28,75 0 4,9

04.04.1966 0 26 26,6 38,2 27,10 0 4

04.05.1966 21 49 1,8 37,74 27,71 37 5,2

04.05.1966 21 52 29,4 37,8 27,90 0 4,5

07.05.1966 13 8 16,9 37,75 27,79 9 5,4

19.07.1967 9 6 22,2 38,1 28,87 41 4,8

25.07.1967 11 3 5,4 37,8 28,60 75 4,3

25.07.1967 12 39 2,8 37,9 28,70 101 4,5

13.11.1967 6 50 34,9 37,78 28,83 34 4,5

12.11.1968 9 28 32,9 37,6 28,50 0 4,4

23.03.1969 21 11 2,5 37,9 27,60 0 5

28.03.1969 5 40 1,4 38,09 29,02 29 4,6

23.10.1969 13 37 1,5 38,2 27,60 0 4

28.03.1970 21 23 28 38,1 29,20 33 4,7

23.10.1970 10 44 4,9 37,6 28,00 38 4

20.02.1971 7 15 22,8 37,82 29,39 36 4,5

12.05.1971 6 33 44 37,7 29,5 0 4,6

06.10.1971 23 16 4,8 38,06 27,27 0 4

24.12.1972 5 43 53,8 37,61 27,08 0 4

19.04.1975 6 52 58 37,69 27,3 0 4,3

04.09.1975 4 55 16,3 38,13 27,2 0 4

14.05.1976 1 23 13,2 37,75 29,47 21 4

14.08.1976 11 23 48 37,7 28,6 0 4,1

15.08.1976 4 50 37 37,7 28,5 0 4,1

15.08.1976 18 56 47 37,8 28,8 11 5,3

19.08.1976 1 12 40 37,71 29 20 5

25.08.1977 1 52 21,2 37,97 27,7 10 4,1

18.09.1977 5 30 29 38 27 0 4

25.09.1977 3 44 14 38,02 27,82 10 4,3

40


27.10.1977 22 43 52,2 37,87 27,88 16 4,7

28.10.1977 0 31 52,9 38 28,03 10 4,2

28.10.1977 0 41 11 37,97 28,01 5 4

10.11.1977 4 12 23 37,94 27,9 4 4

23.11.1977 9 8 16,5 37,92 27,92 10 4,2

26.11.1977 0 12 9,6 37,94 27,99 10 4,2

07.02.1978 7 34 33 38 27,6 0 4

09.04.1978 6 53 7,2 38,2 27,1 56 4,7

24.04.1978 1 49 33 38,05 27,71 10 4

17.06.1978 20 40 37 37,54 28,81 0 4,8

03.10.1978 9 55 4,2 37,68 29,3 10 4,1

22.08.1979 11 47 29,3 38,04 28,95 10 4

23.08.1979 17 35 11 37,99 28,91 10 4,2

19.12.1980 7 49 21,5 38,02 27,65 15 4,7

28.05.1981 21 4 3 37,5 29 10 4,1

09.01.1982 18 46 54 37,92 28,87 3 4,6

06.04.1983 14 48 5,2 38,11 27,16 9 4,1

24.06.1983 14 47 48,4 37,84 29,5 10 4,4

25.06.1983 5 33 49,3 37,79 29,35 10 4,1

04.08.1983 20 39 15,1 37,84 27,59 0 4,7

09.12.1983 0 40 11 37,83 29,42 6 4,4

21.03.1984 23 15 27,7 37,79 28,42 33 4,2

25.03.1984 14 48 21 37,7 28,7 0 4,4

01.09.1984 21 50 11,3 37,83 29,49 10 4,1

18.11.1984 13 48 20 37,95 28,95 13 4,1

24.11.1985 1 19 39,5 37,65 27,57 23 4,5

01.06.1986 6 43 9,8 37,96 27,39 10 4

11.10.1986 9 0 10,9 37,94 28,56 5 5,4

15.08.1988 7 47 9,9 37,89 29,24 11 4,7

19.08.1988 18 50 26,9 37,95 29,18 1 4,3

26.10.1988 10 10 28 37,96 27,69 19 4,8

24.02.1989 37,73 29,33 10 5

24.02.1989 1 17 44,1 37,72 29,26 19 4,4

24.02.1989 12 30 11,7 37,73 29,24 23 4,5

18.12.1989 13 58 12 37,87 29,22 7 4,5

41


18.12.1989 14 3 14,1 37,94 29,19 10 4,7

29.12.1990 13 33 58 37,9 28 10 4,1

15.05.1992 6 49 1,9 37,71 27,7 10 4,2

06.11.1992 20 5 58,8 38,03 27,06 10 4,5

07.11.1992 4 36 35,2 38,11 27 10 4,4

18.08.1995 0 52 23,8 37,84 29,43 6 4,8

18.08.1995 5 44 48,7 37,83 29,46 7 4,3

21.01.1997 20 47 46,6 38,12 28,92 9 4,8

14.03.1997 11 45 15,7 38,08 28,94 13 4

21.04.2000 12 23 7,6 37,92 29,29 11 4,3

23.04.2000 13 53 32,5 38,08 27,77 5 4

04.10.2000 2 33 56,9 37,94 29,03 6 4,7

30.07.2002 12 20 22 37,72 29,20 7 4,5

02.07.2003 4 43 35 38,06 28,95 5 4

19.10.2005 22 38 58,61 37,8747 27,1683 3,4 4,1

Şekil 3.7 1900-2004 yılları arasında Büyük Menderes Grabeni’nde olan depremlerin dağılımı (DAD verileri)

DAD katalog verilerinden yararlanılarak Büyük Menderes Grabeni’ndeki depremlerin

dağılımı harita üzerinde gösterilmiştir (Şekil 3.7). Haritada Aydın–Denizli arasında

42

deprem aktivitesinin az olduğu, aktivitenin Büyük Menderesin doğu ve batı ucunda

yoğunlaştığı görülmektedir.

Çizelge 3.3 1900-2000 yılları arasında Aydın ve Denizli civarında oluşan M ≥ 4 olan depremlerin 20 yıllık periyodlardaki deprem sayıları

1900 - 1920 YILLARI ARASINDA OLAN DEPREM SAYILARI

4.0 ≤ M < 4.5 4.5 ≤ M < 5.0 5.0 ≤ M < 5.5 5.5 ≤ M < 6.0 6.0 ≤ M < 6.5 6.5 ≤ M < 7.0

4 3 12 2 1 0

1920 - 1940 YILLARI ARASINDA OLAN DEPREM SAYILARI

4.0 ≤ M < 4.5 4.5 ≤ M < 5.0 5.0 ≤ M < 5.5 5.5 ≤ M < 6.0 6.0 ≤ M < 6.5 6.5 ≤ M < 7.0

5 9 5 5 1 1

1940-1960 YILLARI ARASINDA OLAN DEPREM SAYILARI

4.0 ≤ M < 4.5 4.5 ≤ M < 5.0 5.0 ≤ M < 5.5 5.5 ≤ M < 6.0 6.0 ≤ M < 6.5 6.5 ≤ M < 7.0

6 10 4 0 0 1


4.0 ≤ M < 4.5 4.5 ≤ M < 5.0 5.0 ≤ M < 5.5 5.5 ≤ M < 6.0 6.0 ≤ M < 6.5 6.5 ≤ M < 7.0

57 23 7 3 0 0


4.0 ≤ M < 4.5 4.5 ≤ M < 5.0 5.0 ≤ M < 5.5 5.5 ≤ M < 6.0 6.0 ≤ M < 6.5 6.5 ≤ M < 7.0

19 12 2 0 0 0

1900 - 1920 YILLARI ARASI MAGNİTÜD-DEPREM SAYI GRAFİĞİ

0

5

10

15

4.0 ≤ M < 4.5 4.5 ≤ M < 5.0 5.0 ≤ M < 5.5 5.5 ≤ M < 6.0 6.0 ≤ M < 6.5 6.5 ≤ M < 7.0

MAGNİTÜD

DEP

REM

SA

YISI

Şekil 3.8 1900-1920 yılları arası magnitüd–deprem sayı grafiği

43


02468

10

4.0 ≤ M < 4.5 4.5 ≤ M < 5.0 5.0 ≤ M < 5.5 5.5 ≤ M < 6.0 6.0 ≤ M < 6.5 6.5 ≤ M < 7.0

MAGNİTÜD

DEP

REM

SA

YISI



0

5

10

15

4.0 ≤ M < 4.5 4.5 ≤ M < 5.0 5.0 ≤ M < 5.5 5.5 ≤ M < 6.0 6.0 ≤ M < 6.5 6.5 ≤ M < 7.0

MAGNİTÜD

DEP

REM

SA

YISI



0

20

40

60

4.0 ≤ M < 4.5 4.5 ≤ M < 5.0 5.0 ≤ M < 5.5 5.5 ≤ M < 6.0 6.0 ≤ M < 6.5 6.5 ≤ M < 7.0

MAGNİTÜD

DEP

REM

SA

YISI


44


0

5

10

15

20

4.0 ≤ M < 4.5 4.5 ≤ M < 5.0 5.0 ≤ M < 5.5 5.5 ≤ M < 6.0 6.0 ≤ M < 6.5 6.5 ≤ M < 7.0

MAGNİTÜD

DEP

REM

SA

YISI


Aydın ve Denizli çevresinde 1900-2006 yılları arasında toplam 3572 deprem olmuştur.

M ≥ 6 olan depremlerin sayısı 4 olup 1960 yılına kadar her 20 yıllık periyotta en az 1

tane büyük deprem olmuştur. 1960 yılından sonra bölgede M ≥ 6 deprem olmamıştır.

Bölgedeki en büyük deprem 16.07.1955 Söke Depremi’dir.

Denizli ve yakın civarında 1933 Çal (Ms=5.8), 1963 Buldan (Ms=5.6), 1965 Honaz

(Ms=5.6), 1976 Denizli (Ms=5.0), 21 Nisan 2000 Denizli-Honaz (M=5.2) depremleri ve

22-31 Temmuz 2003 Sarıgöl-Buldan-Yenicekent depremleri (23 Temmuz 2003 günü

Md=5.3 ve 26 Temmuz 2003 günü Md=5.1, Md=5.5 ve Md=5.0 büyüklüklerinde 4 ayrı

deprem) olmuştur. 21 Nisan 2000 Denizli-Honaz depremini izleyen 6 aylık dönemde

büyüklükleri 3.0 ile 4.0 arasında değişen toplam 160 deprem olmuştur (Şekil 3.13).

45

28.80 29.00 29.20 29.40 29.60 29.80

37.20

37.40

37.60

37.80

38.00

DENİZLİ

K

2.5 =< M < 3.0 3.0 =< M < 3.5 3.5 =< M < 4.0 4.0 =< M < 4.5 4.5 =< M < 5.2

AFET İŞLERİ GENEL MÜDÜRLÜĞÜDEPREM ARAŞTIRMA DAİRESİ BAŞKANLIĞI

SİSMOLOJİ ŞUBE MÜDÜRLÜĞÜ

Serinhisar

Babadağ

Buldan

Buharkent

Gölhisar

Tefenni

Tavas

Sarayköy

Çal

Kale Acıpayam

Honaz

Çardak

Şekil 3.13 21 Nisan 2000 Denizli-Honaz depremi ve takip eden 6 aylık dönemdeki sismik etkinlik (DAD verileri)

1900-2006 tarihleri arasında büyüklüğü M ≥ 4.0 olan depremlerin derinlikleri

incelendiğinde Büyük Menderes’in batısından doğusuna gidildikçe depremlerin

derinliklerinde artış olduğu batıdaki depremlerin daha sığ olduğu görülmüştür (Şekil

3.14).

Şekil 3.14 1900-2006 tarihleri arasında büyüklüğü M ≥ 4.0 olan depremlerin GB görünümlü 3 boyutlu derinlik kesiti (DAD verileri kullanılarak çizilmiştir)

46

Şekil 3.15 1900-2006 tarihleri arasında büyüklüğü M ≥ 4.0 olan depremlerin GD görünümlü 3 boyutlu derinlik kesiti (DAD verileri kullanılarak çizilmiştir)

47

48

4. GÜNCEL SİSMİK AKTİVİTE VE SİSMİK BOŞLUKLAR

4.1 Sismik Boşluk Kavramı

Kabuk içerisinde gerilmelerin kümulatif olarak artıp, jeolojik birimlerin dayanım

gücünü aşacak düzeye erişince, aniden boşalması ile deprem meydana gelmekte ve

yüzeyde faylanmalar oluşmaktadır. Oldukça uzun faylar boyunca, uzun süredir

depremlerin olmadığı kısımlar, gelecekte deprem oluşturma potansiyeli yüksek olan

yerler olarak tanımlanmaktadır. Mogi (1979) tarafından bu kırılmadan kalan kısımlar

birinci tip sismik boşluk olarak (First kind of seismic gap=Spatial gap) tanımlanmıştır.

Sismik bir kuşakta büyük depremlerin artçı şokların yayıldığı bölgelerin harita üzerine

işaretlenmesi sonucu, arada yer alan boşlukların hepsinin gelecekte deprem

oluşturmasının şart olmadığı belirtilmiştir. Çünkü bu kuşakların bazı kesimlerinde

asismik kayma sonucu sürekli deformasyon boşalımı olabilir ve çok sık olarak mikro-

depremlere maruz kalırken büyük magnitüdlü depremler oluşturmazlar. Bu kısımlar,

fayların krip gösterdiği segmentleri olarak bilinir (Demirtaş vd. 2000).

Bazı durumlarda, büyük bir deprem oluşmadan önce, büyük depremin odak bölgesinden

uzakta yer alan bölgelerde yoğun mikro deprem etkinliği görülür. Büyük bir depremden

önce odak bölgesinde bir çeşit haberci olaylara işaret eden bu sismik suskunluk ilk defa

Inouye (1965), tarafından ikinci tip sismik boşluk (Second kind of seismic

gap=temporal gap) olarak tanımlanmıştır (Demirtaş vd. 2000).

Sismik boşluk alanları yorumlanırken dikkat edilmesi gereken bir konu sismik boşluk

teorisine uymayan bazı istisnaların olmasıdır. Örneğin İmperial Valley’de (Kaliforniya)

1979 yılında orta büyüklükte bir deprem, 1940 yılında benzer büyüklükte bir deprem

oluşturmuş fayın aynı segmentinde tekrarlanmıştır. Bu yüzden aynı fay segmenti

boyunca depremlerin hızlı bir şekilde tekrarlanması sözkonusu olabilir (Demirtaş vd.

2000).

49

Paleosismolojik çalışmalar, deprem tekrarlanma aralıklarının normal faylarda doğrultu

atımlı faylara nazaran daha uzun ve ters faylardaki depremlerin daha kısa aralıklı

olduklarını ortaya koymuştur (Demirtaş vd. 2000).

İnceleme alanındaki tarihsel deprem aktivitesi incelendiğinde Aydın-Denizli arasındaki

bölgede MÖ. 26, 1653, 1895, 1899 yıllarında, Denizli bölgesinde ise 60, 297-305 arası,

494, 1651, 1702, 1717 yıllarında şiddeti VIII’den büyük depremlerin olduğu, belirtilen

en son tarihten günümüze kadar olan sürede şiddeti VIII’e eşit veya daha büyük bir

depremin olmadığı gözlenmiştir. İnceleme alanındaki aletsel dönem aktivitesi

incelendiğinde ise Aydın–Denizli arasındaki bölgede sismik aktivitenin çok az olduğu,

Büyük Menderes Grabeninin batı ve doğu ucunda aktivitenin yoğunlaştığı gözlenmiştir.

Denizli ve Aydın illerindeki tarihsel ve aletsel dönem kayıtlarına bakıldığı zaman

Hieropolis, Laodekia, Nysa, Tralles gibi antik kentlerin yıkılmasına neden olan faylar

üzerinde uzun süredir büyük bir depremin olmaması, bu fayların gelecekte orta-büyük

magnitütlü deprem üretme olasılıklarının yüksek olduğunu göstermektedir. Bu durumda

Aydın-Denizli ve Yenicekent-Karahayıt-Pamukkale arasında uzanan faylar sismik

boşluk konumundadır. Bu bağlamda bölgedeki sismik boşluk boyunca yer alan fay

parçalarının tehlikelerinin belirlenebilmesi için, öncelikli olarak Nazilli Fayı ve

Pamukkale Fayı üzerinde paleosismolojik çalışmalar yapılmıştır.

50

5. ARAŞTIRMA BULGULARI

5.1 Aydın İlinde Yapılan Çalışmalar

Şekil 5.1 Aydın ilindeki hendek yerlerini gösterir 1/100 000’lik harita

Şekil 5.2 Aydın’ın doğusundaki iki hendek yerini gösterir 1/25 000’lik topoğrafik harita

Aydın merkeze bağlı Yılmaz Köy’ün 300-400 m batısında 1899 depreminde meydana

geldiğini tahmin ettiğimiz yaklaşık olarak 30-40 m uzunluğunda K50-80°B doğrultulu

51

bir sarplık tespit edilmiştir (Şekil 5.3). Bu sarplığın bulunduğu tarla sahibi ile de

görüşülmüş ve bu bölgede sürekli bir oturma olduğu öğrenilmiştir. Sarplığın tam

ortasında bulunan yaklaşık 150 yıllık olduğu tahmin edilen bir zeytin ağacının

ortasından ikiye ayrılıp bir tarafının devrilerek büyümesi fay kaynaklı olduğunu

düşündürmüştür. Ancak tespit edilen noktada açılan gözlem çukurlarında yapılan

incelemelerde fay izine rastlanılmamıştır.

Şekil 5.3 Yılmazköy’de tespit edilen sarplık

Umurlu ve Köşk arasında yapılan incelemelerde Musluca Deresi’nde hendek çalışması

yapılabilecek, alüvyon yelpazeyi kesen fay izleri bulunmuştur. Faylar yaklaşık K 85° D

doğrultulu ve 80° GD eğimlidir. Fayın bulunduğu bölge Aydın Organize Sanayii

bölgesidir. Bölge morfolojisinin tarım ve yerleşim nedeniyle değişikliğe uğraması genç

fay sarplıklarının bulunmasının imkansız hale gelmesine neden olmuştur. Menderes

vadisine boşalan akarsu yataklarında ise depolanma çok miktarda ve hızlı olduğu için

izler gömülü kalmış daha iyi bir sonuç alınmasını engellemiştir.

52

Sarayköy civarında ise Köprübaşı Deresi alüvyonlarında K60-80°D doğrultulu hendek

yeri olabilecek kırık izleri tespit edilmiştir (Şekil 5.4 ) (Şekil 5.5).

Şekil 5.4 Sarayköy yakınları-Köprübaşı deresi

Şekil 5.5 Sarayköy-Köprübaşı Deresi doğu duvarı

53

Aydın’ın doğusunda Ilıcabaşı mevkiindeki bir kum ocağında, Üst Pliyosen yaşlı

birimleri kesen, doğrultuları K40-45°D, 72°GD faylar tespit edilmiştir (Şekil 5.6). Bu

faydaki atım yaklaşık 1,5-2 m ölçülmüştür.

Şekil 5.6 Aydın–Ilıcabaşı kum ocağı doğu duvarı

Şekil 5.7 Kuyucak-Kumluk doğu duvarı

54

Şekil 5.8 Kuyucak-Kumluk doğu duvarı

Köşk ilçesi, Ovaköy, Baklaköy, Yavuzyavlu ve Salavatlı köylerinin çevresi ayrıntılı bir

şekilde incelenerek uygun hendek yeri araması yapılmış ancak bu çevrede diri fay izi

tespit edilememiştir (Şekil 5.9).

Şekil 5.9 Hendek yeri seçimi sırasında gözlem yapılan ilçeler

55

Kuyucak ilçesinin doğusundaki kumlukta yine Üst Pliyosen yaşlı birimleri kesen

K70°B, 65°GB doğrultulu faylar tespit edilmiştir (Şekil 5.7). Bu faydaki atım yaklaşık

2m ölçülmüştür (Şekil 5.8).

Yine Kuyucak’ın doğusunda Mezarlığın bulunduğu mevkide fay aynası olabileceği

düşünülen, doğrultusu muhtemel fay doğrultusuna uyan bir bölge tespit edilmiş,

buradaki kayma yüzeyinin heyelan nedeniyle olup olmadığı tespit edilmeye çalışılmıştır

(Şekil 5.10). Bölgenin heyelan morfolojisine uygun olmaması burasının fay aynası

olabileceğini düşündürmüştür. Ancak yamaç eğiminin yüksek olması da dikkat

çekicidir.

Şekil 5.10 Kuyucak-Mezarlık mevkii fay aynası kuzeye bakış Atça ilçesi ve köyleri, Nazilli ilçesi ve köyleri ayrıntılı olarak incelenmiş ve Nazilli’nin

batısındaki Dallıca ilçesi’nde (İsabeyli üstü- Hacıbaşçavuş tepe) K80°D, 75°GD faylar

tespit edilmiştir. Buradaki atım 1m ile 30 cm ölçülmüştür (Şekil 5.11- 5.12).

56

Şekil 5.11 Hendek yeri seçimi sırasında Nazilli ve çevresinde gözlem yapılan yerler

Şekil 5.12 Nazilli–Dallıca doğu duvarı Kuyucak ilçesi içerisinde 1899 depreminin meydana getirdiği kırık ve atım, yöre

halkınca da gösterilmiş ve tarafımızdan tespit edilen Kumluk mevkiindeki kırık ile

doğrultusunun uyumlu olduğu görülmüştür. Tespit edilen bu kırık ilçe merkezine 300-

500 m uzaklıktadır.

57

5.1.1 Hendek I (Pınardere Hendeği)

I numaralı hendek - Pınardere hendeği Aydın ilinin doğusunda eski bir dere yatağının

alüvyon yelpazesi üzerinde açılmıştır. Bu noktanın hendek yeri olarak seçilmesinde

muhtemel bir fay sarplığı ve tarihsel veriler etkili olmuştur.

Şekil 5.13 Hendek yerinin 1/25 000 lik jeoloji haritası

Şekil 5.14 Hendek yerinin D-B uzanımlı genel görünümü

58

Hendeğin doğrultusu fay sarplığına dik yani K-G olarak açılmıştır (Şekil 5.13). Hendek

uzunluğu 8 m derinliği 5 m’dir. Çalışma alanı bölgedeki sulama kanalının boşalım

noktasında olduğundan çalışmalar esnasında su basması ve göçük olayları yaşanmıştır.

Bu nedenle ölçümler cm. hassasiyetinde yapılamamıştır (Şekil 5.14).

Şekil 5.15 Hendek yerinde numune alım yerlerini ve dozimetre bırakılan yerlerin gösteren kesit.

Şekil 5.16 I numaralı-Pınardere hendeğinin kesiti

59

Hendek duvarlarında eski deprem izlerinin yorumlanmasında şu kriterler kullanılmıştır:

1 Yukarı doğru belirli stratigrafik seviyelerde fay kolcuklarının sona ermeleri,

2 Aşağı doğru belirli stratigrafik seviyelerde düşey atımlarda ani artışlar,

3 Tabakalardaki eş sismik kıvrımlanmalar

4 Tabakaların fay zonu boyunca sürüklenmeleri

5 Kolivyal kamalar (Deprem sonrası fay sarplıklarının aşınmasıyla açılmış yarıklara

dolan malzeme).

Hendek ve civarında Neotektonik dönem birimlerin temelini, Menderes Masifinin

metamorfik birimleri oluşturmaktadır. Bu birimlerin üzerinde pekişmemiş çakıltaşı,

kumtaşı ve kiltaşından oluşan Pliyo-Kuvaterner yaşlı birimler bulunmaktadır. Bu

formasyonu üzerleyen birimler ise güncel alüvyal yelpaze, akarsu çökelleri ile temsil

edilmektedir. Hendekte ayırt edilen birimler tavandan tabana doğru aşağıdaki şekilde

sıralanmıştır:

8 Toprak

7 Sarı renkli killi-siltli-kumlu birim

6 Kötü boylanmış kumlu çakıl

5 Koyu renkli killi-kumlu birim

4 Kötü boylanmış çakıllı –kumlu birim

3 Kahverengi renkli killi birim

2 Açık kahve bej renkli killi silt

1 Gri renkli kil-silt

Ayırt edilen birimler bir akarsu ortamında depolanmış tortulları temsil etmektedir.

Hendekte tespit edilen en eski deprem izi K 76° D doğrultulu olan gri renkli killi-siltli

birimi kesen izdir. Bu deprem izinin kestiği en son noktadan hendekteki stabilite ve

yeraltı suyu problemleri nedeniyle yaşlandırma için numune almak mümkün

olmamıştır. Bu kırığı oluşturan depremle güney bloktaki birimler kuzey bloktaki

birimlere göre düşmüştür. Kırığın takip edilebildiği son seviyeden numune alınmıştır

(Şekil 5.15).

60

Hendekte tespit edilen diğer üç kırığın aynı depremde oluştuğu düşünülmüştür. K80-

85°D doğrultulu bu kırıklar üzerinde. yüzeye yakın yerlerde 30 cm atım, derinde

yaklaşık 1-1.10 m atım ölçülmüştür. Atımların derinlikle artması, bu fay üzerinde

birden fazla deprem olduğunu düşündürmüştür. Kırıkların kestiği en son seviyeden OSL

tarihlendirmesinde kullanılmak üzere 21.09.2005 tarihinde numuneler alınmıştır. Ayrıca

bu kırıkların kestiği en yaşlı birim olarak gözlemlenen birimden (gri killi birim) de

numune alınmış, çıkan tarihin deprem tarihinden daha eski olması gerektiğinden yola

çıkılarak yorumlanmaya gidilmiştir.

5.1.2 Hendek II (Muslucadere Yarması)

II numaralı hendek, Muslucadere yarması, Aydın ili’nin yaklaşık 8 km doğusundaki

Umurlu ilçesi sınırlarında bulunan, Musluca Çayı’na ait alüviyal yelpaze üzerindedir

(Şekil 5.17).

Şekil 5.17 II numaralı yarmanın yerini gösterir kroki

61

Şekil 5.18 II numaralı yarmanın yerinin 1/25 000 lik jeoloji haritası

Şekil 5.19 Hendek yerinin genel görünümü

62

Çalışma sahası İlhan (1971), Allen (1975) ve Sipahioğlu (1979) nun bahsettiği, Umurlu

(Aydın’ın 10 km doğusu) dan Kuyucak’a kadar uzanan 40 km’lik bir segmentin olduğu

ve 1m’lik düşey atımdan bahsedilen bölge kapsamındadır (Şekil 5.18).

Musluca Deresi’nin günümüzdeki dere yatağının 1992 yılında ıslah edildiği, daha

öncesinde derenin 15 m kadar batıdan aktığı öğrenilmiştir. 1992 yılından önceki dere

yatağıyla günümüzdeki arasında yaklaşık 1 metre kot farkı bulunmaktadır. Hendek

çalışmasının yapıldığı günümüzdeki dere yatağı, eski dere yatağına göre 1 m daha

düşük kodludur. Musluca Deresi’nin yelpaze çökelleri oldukça kaba taneli, çakıllı ve

yer yer kum bantları bulunan çökellerdir (Şekil 5.20).

Şekil 5.20 II numaralı Muslucadere yarmasının K-G uzanımlı genel görünümü Malzemenin kaba taneli olması hassas çalışma yapılmasını zorlaştırmıştır.

Gözlenebildiği kadarıyla kırıkların, dere malzemesini yüzeyin yaklaşık 30 cm altına

kadar kestiği tespit edilmiştir.

63

Şekil 5.21 II numaralı Muslucadere yarmasında batı duvarında gözlemlenen fay

Yapılan diğer arazi gözlemlerinde tortul birikiminin çok hızlı ve fazla miktarda olduğu

gözlenmiş, ancak malzeme birkiminin belli bir zamandan sonra akarsuyun tabanında

devam ettiği, bu nedenle fay izlerinin kestiği en üstteki birimlerin Holosen olmaması

ihtimali de düşünülmüştür (Şekil 5.21).

Yarma duvarında iki fay izi tespit edilmiştir. Her iki fayda da 25–30 cm’lik düşey atım

ölçülmüştür. Bu iki fayın 1895 veya 1899 depremine ait olduğu düşünülmüştür.

Topoğrafik haritada incelendiğinde bu tespit edilen fayların bir önceki hendekte tespit

edilen faylara göre havza içinde kaldıkları görülmüştür. Ancak Pınardere fayının

doğrultusu doğuya doğru devam ettirildiğinde Muslucadere’de tespit edilen fayın eğer

bir transfer fay sistemi yoksa Pınardere fayının devamı olabileceği düşünülmüştür

(Şekil 5.22).

64

Şekil 5.22 Yarmanın batı duvarında numune alım yerlerini gösteren şekil

Şekil 5.23 Muslucadere yarmasının tam kesiti

Şekil 5.24 Muslucadere yarmasının kesiti

65

Yarma duvarından yaşlandırmada kullanılmak üzere 3 adet numune alınmıştır. 1

numaralı numune fay kaması malzemesi olduğu düşünülen noktadan, 2 numaralı

numune fay kamasının tabanından, 3 numaralı numune atımın en son görüldüğü

noktadan alınmıştır.

Hendeklerin Yorumu : Hendeklerden alınan numunelerin yaşları Paleodoz tayini

yapılarak ve literatürden faydalanılarak olası bir literatür yıllık doz değeri kullanılarak

hesaplanmıştır. Hesaplamalar Ankara Üniversitesi Mühendilik Fakültesi Fizik

Mühendisliği Doktora öğrencisi Altay Atlıhan’ın tamamlanmamış doktora tezinden

alınmıştır. Buna göre verilen yaşlar aşağıdaki gibidir:

Pınardere Paleodoz = 4,4 Gy Yıllık doz literatürden = 1,65.10-3 Gy

Yaş tahmini = 2667 yıl hata payı % 10

Muslucadere paleodoz = 77,37 Gy Yıllık doz literatürden=1,65.10-3 Gy

Yaş Tahmini = 46891 yıl % 10

Pınardere hendeğinde yüzeye en yakın numune alınan noktanın yüzeyden derinliği 90

cm’dir. Buradan alınan numune eğer çökelin yaşını veriyor ise;

2667 yıl öncesi 2667-2006=MÖ 661 yılı çökelin yaşıdır. İnceleme alanındaki en genç

fay bu çökeli kestiğine göre incelenen fayın diri fay olduğu, buna göre fayın kabaca

MÖ. 661 yılından daha sonra olduğu söylenebilir. Ancak verilen tahmini yaş faydan

sonra oluşan çökelin yaşı ise, fayın yaşı bu tarihten biraz daha yaşlıdır.

Musulucadere yarmasında yüzeye en yakın alınan numunenin yaşı günümüzden 46891

yıl çıkmıştır. Buna göre numunenin yaşı 46891 – 2006= MÖ. 44885 çıkmaktadır.

Verilen bu yaş fay kamasının yaşı ise bu fayın diri fay olmadığı söylenebilir. Ancak

Muslucadere yarmasından numune alınan noktanın derinliği günümüzdeki yüzeyden 2

m derindedir. Verilen yaşın yüksek çıkmasının nedeni olarak incelenen yaşının bu kadar

yaşlı olduğu değil, fayın kestiği malzemenin eski olduğu düşünülmüştür. Fayın

bulunduğu akarsu ortamında depolanmanın çok yavaş olduğu, asıl depolanmanın akarsu

66

yatağının tabanında devam ettiği bu nedenle fayın en son kestiği birimin güncel

depolanmayı temsil etmediği söylenebilir.

5.2 Denizli İlinde Yapılan Çalışmalar

Şekil 5.25 Denizli ilindeki hendekleri gösterir 1/100 000’lik harita

5.2.1 Hendek III (Kocadere Hendeği)

Çalışma alanında yapılan hendek kazıları iki aşamalı olarak gerçekleşmiştir. Çalışma

sonunda bu iki aşamalı çalışmadan elde edilen tüm veriler karşılaştırılmış ve

yorumlamaya gidilmiştir.

İlk Aşama

Çalışmanın ilk aşamasında bölgedeki diri fayların tespitine yönelik hendek çalışmaları

yapılmıştır. Bu kapsamda Pamukkale Fayı’nın güney ucunda, Kocadere köyü’nün 1.5

67

km GD’sunda Bağlıdere’nin oluşturduğu yelpaze çökelleri üzerinde iki adet hendek

açılmıştır (Şekil 5.26-5.27) (Demirtaş vd. 2003 b).

I nolu hendek 60x5 m’lik yarma şeklinde yelpazenin proksimal kesiminde kaba taneli

malzeme içinde açılırken, II nolu hendek diğerine paralel olarak 50x5x5 m boyutlarında

daha ince malzemenin depolandığı yelpazenin kenar kesiminde açılmıştır.

Şekil 5.26 Hendek yerini gösteren harita

Şekil 5.27 İlk aşamada açılan hendekleri gösterir şekil

Yapılan bu ilk hendek çalışmasından elde edilen bilgiler aşağıdaki gibidir;

68

İlk aşama-I nolu hendek

I nolu hendek (yarma) Bağlıdere’nin oluşturduğu alüvyal yelpazenin üzerinde açılmıştır.

Yelpazenin proksimal kesiminde açılan yarmada Holosen yaşlı yüksek enerjili ortamda

birikmiş örgülü akarsu yatak ve bar tortulları gözlenmektedir. Bunlar kendi içinde iyi

boylanmalı çakıl ve kum mercekleri halindedirler (Şekil 5.28) (Demirtaş vd. 2003).

Şekil 5.28 I No’lu hendeğin KD’dan görünüşü

Yarmanın tamamı değişik boyutlarda tutturulmamış kum ve çakıllardan oluşmuş tabaka

ve merceklerinden meydana gelmektedir (Şekil 5.29). İç yelpaze tortulları olarak kabul

edeceğimiz bu birimler ayrıntılı olarak ayrılmamıştır. Fakat kesitin KD kesiminde

görüleceği gibi yüzeyden 4 m derinlikteki çakıllı seviyeler arasında bir açısal

uyumsuzluk bulunmaktadır. Eski depremlerin kayıtlarını saklayan, son birkaç binyılda

depolanmış, bu tortullar tektonizmanın etkisiyle değişik taşınma rejimlerinin etkisi

altında kalmışlardır. Bu kalın kaba taneli kırıntılı depolanmanın üzerinde ise ince bir

toprak seviyesi bulunmaktadır.

69

Şekil 5.29 I No’lu hendekte doğu duvarında kaba taneli iç yelpaze tortulları ve 2 nolu depremin izi

Şekil 5.30 I No’lu hendekte doğu duvarındaki kaba taneli seviyeler arasındaki açısal uyumsuzluk ve 1 nolu depremin izi

70

1 nolu hendek duvarında iki deprem izi ve 10 farklı birim ayırt edilmiştir;

1 Kumlu-siltli seviye

2 Siltli-kumlu-çakıllı seviye

3 İnce taneliden kaba taneliye derecelenme gösteren çakıllı seviye

4 İnce kumlu-siltli seviye

5 Kumlu-killi seviye

6 Çakıllı kumlu seviye

7 Mercek şeklinde iri çakıllı seviye

8 Çakıllı seviye

9 Killi-siltli kumlu seviye

10 Çakıllı seviye

Fay düzlemi K65°D, 55°KD ölçülen bu kırık, bir süreksizlikte sonlanmıştır. Kuzey

bloktaki birimler güney bloktakilere göre düşmüş olup karşılıkları daha derinde yer

aldığı için gösterilememiştir (Şekil 5.30). 2 nolu deprem de ise kesitte gösterilen

K55°B, 50°GB doğrultulu kırık oluşmuştur. Bu birimlerdeki atım yüzeyde yaklaşık 25-

30 cm, derinde 1m ölçülmüştür (Şekil 5.31).

Şekil 5.31 I No’lu hendeğin (Yarma) jeolojik kesiti

71

İlk aşama-II nolu hendek

Hendek ve civarında Neotektonik dönem birimlerin temelini, Menderes Masifi’nin

metamorfik birimleri oluşturmaktadır. Bu birimlerin üzerinde pekişmemiş çakıltaşı,

kumtaşı ve kiltaşından oluşan Pliyo-Kuvaterner yaşlı Asartepe formasyonu

bulunmaktadır (Şekil 5.32). Bu formasyonu üzerleyen birimler ise güncel alüvyal

yelpaze, akarsu çökelleri ile temsil edilmektedir.

Hendek duvarlarında Pliyo-kuvaterner yaşlı akarsu çökelleri (a), depolanma süreçleri

günümüzde de devam eden alüvyal yelpaze tortulları (b) ve toprak (c) gibi üç farklı

çökele rastlanmıştır.

Şekil 5.32 II No’lu hendeğin KD duvarı. Birimler Asartepe formasyonuna ait karasal tortullar.

72

Hendekte 10 farklı birim ayırt edilmiştir. Bu birimler tavandan tabana doğru aşağıdaki

şekilde sıralanmıştır:

10 Toprak.

7-8-9 Kötü boylanmalı tuturulmamış çakıl,

6 Açık kahve bej renkli yer yer çakıllı kumlu killi silt,

5 Kötü boylanmalı yönlenme gösteren çakıl,

4 Kahverengi renkli kısmen pekişmiş iyi boylanmış kum,

3 3-4 cm çakıl büyüklükleri olan yönlenme gösteren orta-iri taneli çakıl,

2 Sarı renkli kil bantlı yer yer çakıl derecelenmeli iyi boylanmış orta taneli kum,

1 Açık kahve renkli ince taneli iyi boylanmış kum,

1-2-3-4-5 nolu birimler Pliyo-Kuvaterner yaşlı Asartepe Formasyonunu temsil

etmektedir. Akarsu taşkın düzlüğü ortamında depolanmış olan 1ve 2 nolu birimler (açık

sarı ve kırmızı) kum-kil bantları şeklinde depolanmışlardır. 3 ve 5 nolu birimler

(turuncu) ise daha yüksek enerjili akarsu yatak tortullarını temsil eder. KB duvarında

gözlenen 3 nolu birim GD duvarında yanal devamsızlığından dolayı

gözlenememektedir. Antropozoik çağa ait kalıntılar bulunduran çok kötü boylanmalı,

tabakalanma veya laminalanma göstermeyen 6 nolu birim, (açık yeşil) içerisinde 7-8-9

(açık pembe) numaralarla temsil edilmiş yanal devamlılık göstermeyen çakıl bantlarını

içerir. 10 nolu birim (kahverengi) ise güncel toprak oluşumudur (Şekil 5.33- 5.34).

73

Şekil 5.33 II nolu hendek duvarlarını gösteren kroki

Şekil 5.34 II No’lu hendeğin jeolojik kesiti

024681012141618202224262830323436384046 44 4250 48

0

1

2

3

4

5m

Şekil 5.35 II No’lu hendeğin GD duvarının boyuna jeolojik kesiti (c duvarı)

74

Hendek duvarlarındaki tabakaların ayrıntılı stratigrafik ve yapısal özellikleri,

Pamukkale fayının en az iki kez yüzey kırığı oluşturabilecek şekilde kırıldığını

göstermiştir.

Hendek duvarındaki en eski deprem izi (deprem 1, J) fayın belirli seviyede sona ermesi

ve daha sonra olmuş deprem izine (deprem 2, B ve E) dayanarak kaybolmasıyla

tanımlanmıştır. Bu depremle güney bloktaki 2, 3, 4 ve 5 nolu birimler kuzey bloktaki

birimlere göre 10 cm düşmüştür. Bu kırık 6 nolu birimle yüzeye yakın çakıl mercekleri

içinde gözlenememiştir. Fay düzlemi K65°D, 70°KD ölçülen bu kırıkla I nolu

hendekteki I nolu olay aynı depremin ürünüdürler (Demirtaş vd. 2003b).

İkinci deprem izi tabakaların bükümlenmesi, sürüklenmesi (tiltlenmesi) ve düşey

atımlar kullanılarak ayırt edilmiştir. Hendek duvarında gözlenen diğer kırıkların tamamı

(A,B,C,D,E,F,G,H) ikinci depremde oluşmuş olup fay düzlemleri K25-55°B, 40-55°GB

ölçülmüştür. I nolu hendekteki ikinci depremde gelişmiş kırığın devamı olan bu kırıklar

en genç birimleri kesmiş ve bu birimlerin düşey yönde 20 cm yer değiştirmelerine sebep

olmuştur. Yüzeye kadar çıkan bu kırığı oluşturan depremin Pamukkale fayında yüzey

deformasyonu yapmış olan son deprem veya depremlerden biri olduğu düşülmektedir.

Çalışmanın ilk bölümü tamamlandıktan sonra hendekler kapatılmıştır.

75

İkinci Aşama

Çalışmanın ikinci bölümünde OSL yaşlandırması yapılmak üzere hendekler tekrar

açılmış ve hendek duvarları tekrar çalışılmıştır.

Şekil 5.36 İki aşamalı hendek çalışmasını gösteren kroki

Ancak OSL yaşlandırmasının yapılabilmesi için gerekli olan “malzemenin güneş ışığı

gördüğü en son tarih” esas alındığından ilk açılan hendeklerin doğrultuları ve yerlerinde

değişiklik yapılması gerekli olmuştur (Şekil 5.36).

İkinci aşama-I nolu hendek

I nolu hendek (yarma) yine aynı şekilde Bağlıdere’nin oluşturduğu alüvyal yelpazenin

üzerinde açılmıştır. Ancak ilk aşamada çalışılan duvardan numune almak mümkün

olmadığından buna paralel olarak yaklaşık 3-4 m doğusundan tekrar bir hendek açılmış

76

ve numuneler bu hendeğin GB duvarından alınmıştır. Ancak hendek yerinin üzerinden

malzeme alındığı bölge halkı tarafından bildirilmiştir.

I nolu hendek duvarında (yarma) tek deprem izi ayırt edilmiştir. Yarma duvarındaki

deprem belirli stratigrafik seviyelerde fay kolcuklarının sona ermesi, tabakalardaki eş-

sismik kıvrımlanmalar gibi jeolojik kriterler kullanılarak belirlenmiştir. Fay düzlemi

K55°B, 70°GB ölçülmüştür. Güney bloktaki birimler kuzey bloktakilere göre yaklaşık

80-100 cm arasında düşmüştür. Bu hendekte de fay izinin kestiği en son seviyeden

numune alınmıştır. Burada numune alınan killi-siltli birim ilk aşamada çalışılan I

numaralı yarmadaki 9 numara ( en üstteki pembe renkli seviye) ile gösterilen killi siltli

seviyeye karşılık gelmektedir (Şekil 5.37- 5.38).

Şekil 5.37 I nolu hendekten bir görünüm

77

Şekil 5.38 I No’lu hendeğin (Yarma) jeolojik kesiti

GB duvarından alınan numuneler fayın kestiği son birim olan killi birimin tavanından

ve tabanından olmak üzere 2 adettir.

İkinci aşama-II nolu hendek

Hendek duvarlarında Pliyo-Kuvaterner yaşlı akarsu çökelleri, depolanma süreçleri

günümüzde de devam eden alüviyal yelpaze tortulları ve toprak gibi üç farklı çökele

rastlanmıştır (Şekil 5.39).

78

Şekil 5.39 II nolu hendeğin KB-GD duvarı Hendekte 10 farklı birim ayırt edilmiştir. Bu birimler tavandan tabana doğru aşağıdaki

şekilde sıralanmıştır:

10 Toprak.

8-9 Kötü boylanmalı tuturulmamış çakıl,

7 Killi-siltli seviye,

6 Açık kahve bej renkli yer yer çakıllı kumlu killi silt,

5 Kötü boylanmalı yönlenme gösteren çakıl,

4 Çakıllı-kumlu seviye,

3 İnce killi-siltli seviye,

2 Sarı renkli yer yer çakıl derecelenmeli iyi boylanmış orta taneli kum,

1 Açık kahve renkli ince taneli iyi boylanmış kum,

1-2-3-4-5-6 nolu birimlerin Pliyo-Kuvaterner yaşlı Asartepe Formasyonunu temsil

ettiği düşünülmüştür. 6 ve 8 nolu birimlerin diğer duvarlarda devamlılığı

izlenememektedir (Şekil 5.40).

79

Şekil 5.40 II nolu hendeğin kesiti

Bu hendekte K55°B, 75°GB doğrultulu bir fay izi tespit edilmiştir. Ana fay olduğu

düşünülen bu fayda 20-30 cm’lik düşey atımlar tespit edilmiştir. Hendek duvarında

gözlenen diğer kırıkların tamamı bu depremde oluşmuş olup fay düzlemleri K25-55°B

40-55°GB ölçülmüştür.

Şekil 5.41 II nolu hendek numune ve dozimetre yerlerini gösteren kesit

80

Hendek duvarından alınan numunelerden 1. si fayın kestiği en son noktadan fay kaması

olduğu düşünülen malzemenin içinden, 2. si ise bu birimin alt sınır yaşını vermesi

açısından çakıllı alt seviyeden alınmıştır (Şekil 5.41- 5.42).

Şekil 5.42 II nolu hendek kolüviyal kama

I. ve II. aşamadaki hendeklerin yorumu

Bu çalışmaların değerlendirilmesi iki aşamada yapılmıştır. Birinci aşamada Paleodoz

miktarları bilinmeden hendeklerin yorumu yapılmış, ikinci aşamada numune alımı ve

Paleodoz tayini yapılmış ve literatür den faydalanılarak olası bir yıllık doz değeri

kullanılarak yaş tahmini yapılmaya çalışılmıştır. Çalışmanın aşamaları aşağıda

anlatılmıştır;

81

Hendek çalışmasının ilk aşamasında ;

-Hendek duvarlarında iki deprem izine rastlanılmıştır.

-İlk aşama hendek çalışmasında yaşlandırma yapılamamış ancak iki olay arasındaki

sedimantasyon hızı ve tarihsel veriler dikkate alındığında olayların 1500-2000 yıl

aralıklarla tekrarlandığı ön görülmüştür.

-Son deprem kırığı yüzeyin hemen altına kadar erişmiş ve güncel toprak altında

kalmıştır, buna göre Pamukkale Fayı üzerinde olan en son depremin çok yakın bir

geçmişte olduğu (muhtemelen 1703), bir önceki olayın da muhtemelen MS. 60 veya

MS. 295-305 yılında olduğu tahmin edilmiştir (Demirtaş vd. 2003).

Paleodoz verilerine ve literatür değerlerine göre olası yaş tahminlerinde bulunmak üzere

numune alınan hendek çalışmalarının ikinci aşamasında (ikinci kez açılan) elde edilen

sonuçlar aşağıdaki gibidir;

- I numaralı hendek ilk çalışmadaki yarmanın paralelinde hemen onun 3-4 m doğusunda

açılmıştır. Ancak bu hendek yerinin üzerinden malzeme alındığı bölge halkı tarafından

bildirilmiş bu nedenle çalışılan fayın yüzeyi kestiği yer tespit edilememiştir. Fayın

kestiği en son noktadan alınan yaşlar aşağıdaki gibi çıkmıştır:

1 nolu paleodoz =5.99 Gy (1Gy=1joule/1 kg), literatür yıllık doz =2.31 Gy/ka, yaş =

2.59±0.14 (2590±140) ka (binyıl)

2 nolu paleodoz =6,72Gy, literatür yıllık doz = 2.298 Gy/ka, yaş = 2,92±0.16

(2920±160) ka (binyıl)

I nolu hendek numunelerinin fayın yaşını değil çökelin yaşını temsil ettiği düşünülürse

buna gore çökelin yaşı 2590-2006= MÖ. 584±140’dür. İncelenen fayın bu çökeli kestiği

düşünülürse fayın bundan daha genç ve diri fay olduğu söylenebilir.

82

- II numaralı hendekten alınan numunelerin yaşı aşağıdaki gibi çıkmıştır;

1 nolu paleodoz = 69.87 Gy, literatür yıllık doz = 0.906 Gy/ka, yaş = 77.10±5.65 (77100±5650) yıl 2 nolu paleodoz = 72,33 Gy, literatür yıllık doz = 1.744 Gy/ka, yaş= 41.46±2.36 (41460±2360) yıl

En üst seviyeden alınan numunenin yaşının çökel yaşını verdiği düşünülürse ;

77100 - 2006= MÖ. 75094±5650 yıl çökelin yaşını verir. İncelenen fayın bu çökeli

kestiği düşünülürse fayın yaşının bu tarihten genç olduğu söylenebilir. Ancak burada

yaşların, stratigrafiye uymadığı yani üstteki çökelin yaşının alttakine göre daha yaşlı

çıktığı belirlenmiştir. Üstte fay kaması olarak düşünülen kısımın buraya sonradan

taşınmış olabileceği göz önünde bulundurulursa, fayın kestiği diğer birimin yaşı baz

alınabilir o zaman fayımız 41460-2006= MÖ. 39454±2360 tarihinden daha genç bir

yaştadır.

Verilen yaşlar doğrultusunda hendekteki numunelerin Kuvaterner’e ait çökellerin yaşını

temsil ettiği düşünülmüştür. İkinci aşamada açılan hendeğin doğrultusunun ve yerinin

değiştiği göz önüne alındığında ilk aşamada G ile gösterilen fayın (Şekil 5.34), ikinci

aşamada ana fay olarak yorumlandığı düşünülmüştür. Bu nedenle yaşlandırmadan elde

edilen verilerin fayın yaşını değil çökelin yaşını verdiği söylenebilir.

83

6. SONUÇ

Batı Anadolu Çöküntü Sisteminde bulunan Büyük Menderes Grabeni’ndeki Türkiye’nin

deprem riski açısından birinci derece önemli alanlarından Aydın, Denizli illerinde ve

yakın çevrelerinde paleosismoloji çalışmaları yapılmıştır. Geçmişte olmuş ve Aydın -

Denizli illerini etkilemiş büyük depremler incelenmiş ve bu çalışmadan elde edilen

bilgilerle depremleri oluşturan fay sistemlerinin yaşı ortaya çıkarılmaya çalışılmıştır.

Uzun bir süredir depremsellik açısından sakin olan, bu yüzden sismik boşluk olarak

nitelendirilen Aydın-Denizli arasına ve Denizli Havzası’na ait tarihsel ve aletsel

depremler incelenmiş, bölgede üç adet hendek açılmıştır. I nolu hendekte (Pınardere-

Aydın) K76°D doğrultulu ve K80-85°D doğrultulu olmak üzere iki farklı deprem izi

tespit edilmiştir. II nolu hendekte (yarma) (Muslucadere-Aydın) aynı anda oluştuğu

düşünülen iki fay izi (K80-85° B, 85° GB) tespit edilmiştir. III nolu hendekte

(Kocadere-Denizli) III-2’de K55°B, 75°GB doğrultulu bir fay izi tespit edilmiştir. III-

2’ye paralel açılan III-1’de de K55°B, 70°GB doğrultulu bir fay tespit edilmiştir. Tüm

bu hendek yerlerinden alınan numunelerden elde edilen yaşlar doğrultusunda Aydın-

Pınardere’de tespit edilen fayın OSL yaşlandırma hata payları da göz önünde tutularak

MÖ. 661’den daha genç (Holosen sınırları içinde) ve Denizli-Kocadere’de I. Hendekte

tespit edilen fayın MÖ. 584’den daha genç (Holosen sınırları içinde) diri fay olduğu

belirlenmiştir. Kocadere II. Hendek ve Musluca hendeğindeki fayların yaşlarının ise,

fay izlerinin takibindeki güçlük ve yaşlandırmadaki hata sınırları göz önünde

bulundurulduğında diri fay olmadıkları söylenebilir. Aydın bölgesindeki hendeklerden

alınan numunelerin, Ankara Üniversitesi Fizik Mühendisliği tarafından sadece birer

tanesinin yaşlandırılması burada açılan hendeklerdeki yorumların yetersiz kalmasına

neden olmuştur.

Yaşlandırmada kullanılan OSL (Optik Lüminesans) Yöntemi’nin ülkemizde

uygulanmasının henüz yeni olması sonuçlardaki hata oranını yükseltmiştir. Yapılan bu

çalışmada hesaplanan yaşların kesinlik kazanabilmesi yaş hesaplamasında literatür doz

değil, bu numunelere ait olan yıllık doz değerlerinin tespit edilmesi gereklidir. Ayrıca

84

verilen yaşların kesinlik kazanabilmesi için numune sayısının artırılması, karşılıklı

duvarlardan, eş seviyelerden, tavan ve taban bloktan, ayırt edilen birimlerin tavan ve

tabanlarından numune almak daha doğru sonuçlar verecektir.

85

KAYNAKLAR Ahenk , 18 Ağustos 1895.

Aitken, M.J., Zimmerman, D.W. and Fleming, S.J. 1968. Thermoluminescence dating of ancient pottery. Nature, 219; 442-444.

Aitken, M.J., 1985. Thermoluminescence Dating. Academic Press, London. Aitken, M.J., 1998. An Introduction to Optical Dating. Oxford University Press, Oxford Akdeniz, E. 2005. Aşağı Büyük Menderes’in kıyı çizgisindeki jeoarkeolojik bazı

değişimler. S.1. (yayınlanmamış). Adnan Menderes Üniversitesi. Alçiçek, H. 2006. Denizli Neojen havzası’nın sedimanter fasiyesleri, depolanma

ortamları ve paleocoğrafik gelişimi, GB Anadolu, Turkiye. 59. Türkiye Jeoloji Kurultayı Bildiri Özetleri.

Allen, C.R. 1975. Geological criteria for evaluating seismicity. Geological Society of America Bulletin, 86, 1041-1057.

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

Altunel, E. ve Hancock, P.L. 1996. Structural attributes of travertine – filled extensioanal fissures in the Pamukkale plateau, Western Turkey.

Altunel, E. ve Barka, A.A. 1997. Hierapolis’teki arkeosismik hasarların değerlendirilmesi, Türkiye Jeoloji Dergisi.

Altunel, E. 1999. Geological ve Geomorphological observations in relation to the 20 September 1999 Menderes Earthquake, Western Turkey. Journal of the Geological Society, London. Vol 156., pp 241-246.

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

Ambraseys, N.N. 1983. Notes on historical seismicity. Bulletin of Seismological Society of America, v.73, p. 1917-1920.

Ambraseys, N.N. and Finkel, C.F. 1987. Seismicity of Turkey and neighbouring regions, 1899-1915. Annales Geophysicae, 5B,701,726.

Ambraseys, N.N. and Finkel, C.F. 2006. Türkiye’de ve komşu bölgelerde sismik etkinlikler. Bir tarihsel inceleme 1500-1800. Tübitak yayınları Akademik Dizi 4.

Atlıhan, M.A. 2006. Ege çöküntü sistemindeki bazı deprem izlerinin lüminesans yöntemiyle incelenmesi. Doktora tezi (basılmamış). Ankara Üniversitesi.

Ayhan, E., Alsan, E., Sancaklı, N. ve Üçer, S.B 2000. Türkiye ve dolaylarının deprem kataloğu 1881-1980. Boğaziçi Üniversitesi.

Barka, A.A., Reilinger, R., Şaroğlu, F. and Şengör, A.M.C. 1995. The Isparta Angle: Its importance in the Neotectonics of the Eastern Mediterranean Region. IESCA Procedings, 13-18.

Başaran, M. 2005. Aydın tarihine ilişkin bazı tespitler. Aydın Eski Eserleri Sevenler Derneği Aylık Tarih ve Kültür Bülteni. Sayı:11.

Bingöl, E. 1989. Geological map of Turkey at 1:2000000 scale. Maden Tetkik ve Arama Enstitüsü yayını.

Bötter-Jensen, L. 1997. Luminescence techniques: instrumentation and methods, Radiation Measurements, 27, 5/6; 749-768. Bozkurt, E. and Park, R.G. 1994. Southern Menderes massif: an incipient metamorfic

core complex in Western Anatolia, Turkey. J. Geol. Soc., London, 151, 213-216. Brune, J.N. 1968. Seismic movement, seismicity and rate of slip along major fault

zones. Journal of Geophysical Research, v.73, p.777-784.

86

Bucher, W.H. 1956. Role of gravity in orogenesis. Geol. Soc. America Bull. 67, 1295-1318.

Chaput E. 1947. Türkiyede jeolojik ve jeomorfolojik tetkik seyahatları, İstanbul, 218-219.

Cohen, H.A., Dart, C.J., Akyüz H.S and Barka A. 1995. Syn-Rift sedimentation structural development of the Gediz and Menderes Graben.Western Turkey. Journal of the Geological Society.London,152. 629-638.

Crone, A.J. and Omdahl, E.M. 1987. Directions in Paleoseismology: U.S. Geological Survey Open-File Report 87-673,456 p.

Çakir, Z. 1997. Aktif normal fayların segmentasyonu ve bunun traverten depolanmasına etkisi; Batı Anadolu bölgesinden örnekler. Aktif Tektonik Grubu Birinci Toplantısı Makaleler, 124-137.

DAD Verileri, 2006. Web sitesi. http://sismo.deprem.gov.tr/VERITABANI/ turknetkatalog.php. Erişim Tarihi: 05.12.2005

Demirtaş, R. 1997. Jeolojik kayıtlar içerisinde paleodepremleri tanımlama kriterleri. Paleosismoloji, 2-84.

Demirtaş, R., Erkmen, C. ve Yaman, M. 2000. Denizli ve yakın civarında deprem üreten diri faylar ve Gökpınar Sulama Barajı’nın depremsellik açısından irdelenmesi. Afet İşleri Genel Müdürlüğü Deprem Araştırma Dairesi Web Sitesi, http://sismo.deprem.gov.tr, Rapor No:011, Erişim Tarihi: 10.12.2005

Demirtaş, R., Baran, B., Erkmen, C., Iravul, Y., Çolakoğlu, Z., Yaman, M., Kartal, R. ve Yanık, K. 2003 a. 23-26 Temmuz 2003 Buldan depremlerinin, Denizli’nin deprem tehlikesi ve riski açısından önemi. Afet İşleri Genel Müdürlüğü Deprem Araştırma Dairesi Web Sitesi, http://sismo.deprem.gov.tr, Rapor No:024, Erişim Tarihi: 10.12.2005

Demirtaş, R., Erkmen, C., Yaman, M., Eravcı, B., Aktan, T., Tepeuğur, E. ve Özdemir, F. 2003 b. Pamukkale Fayı paleosismolojik çalışmaları Kocadere Hendek çalışması ön sonuçları. Afet İşleri Genel Müdürlüğü Deprem Araştırma Dairesi Web Sitesi, http://sismo.deprem.gov.tr, Rapor No:26, Erişim Tarihi: 10.12.2005

DePolo, C.M. and Slemmons, D.B. 1990. Estimation of earthquake size for seismic hazards, Krinitzsky, in, E.L. and Slemmons, D.B. (eds.) Neotectonics in earthquake evaluation. Reviews in Engineering Geology, Volume VIII, The Geological Society of Amerika, Boulder, Colorado.

Dewey, J.F., Pitman, W.C., III, Ryan, W.B.F. and Bonnin, J. 1973. Plate tectonic and the evolution of the Alpine system. Geol. Soc. Amer. Bull., 84, 3137-3180.

Dewey, J. F. and Şengör, A.M.C. 1979. Aegean and surrounding regions; complex multi-plate and continuum tectonics in a convergent zone. Geol. Soc. America Bull. Part 1.90., 84-92 p.

Dewey, J. 1988. Extensional collapse of orogens. - Tectonics, 7, 6; 1123-1139. Ergin, K., Güçlü, U. ve Uz, Z. 1967. Türkiye ve civarının deprem kataloğu (Milattan

sonra 11 yılından 1964 sonuna kadar). İstanbul Teknik Üniversitesi Maden Fakültesi Arz Fiziği Enstitüsü Yayınları, No:24.

Fattahi, M., Walker, R., Hollingsworth, J., Bahroudi, A., Nazari, H., Talebian, M., Armitage, S. and Stokes, S. 2006. Holocene slip-rate on the Sabzevar thrust fault, NE Iran, determined using optically stimulated luminescence (OSL). Earth and Planetary Science Letters, 245, 673–684.

Gökbel, A., 1964. Aydın ili tarihi.,113-114.

87

Güneş, G. 2005. Tarihte Aydın Depremleri (XIX. Yy’ın iki büyük depremi 1895 ve1899 depremleri). Aydın eski eserleri sevenler derneği aylık ve tarih ve kültür dergisi, Yıl:1, sayı:11, Ocak-2005.

Hakyemez, Y.H., Erkal, T. ve Göktaş, F. 1999. Late Quaternary evolution of the Gediz and Büyük Menderes grabens, Western Anatolia, Turkey. Quaternary Science Reviews, 18,549-554.

Horasan, G.,Gülen L., Pınar A., Kalafat D., Ozel N., Kuleli H.S., Isıkara A.M. 2002. Lithospheric structure of the Marmara and Aegean regions,Western,Turkey. Bull. Seism. Soc. Am., 92, pp.332-329.

Işık, V., Tekeli, O. and Cemen, I. 1997.Mylonitic fabric development along a detachment surface in northern Menderes massif, western Anatolia, Turkey. Geol Soc. Am., Annual Meeting, Abstracts with programs 29, A-220.

Işık, V. and Tekeli, O. 2001.Late orogenic crustal extension in the northern Menderes massif (western Turkey): Evidences for metamorfic core complex fornation.Int. J. Earth Sci. 89, 757-765.

İlhan, E. 1971.Earthquakes in Turkey. In: CAMPBELL A.S. (ed) Geology and Hıstory of Turkey. Petroleum Exploration Society of Libya. 431-442.

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

Karnik, V. 1971. Seismicity of the European Area Part 2. D.Reidel pblishing company Dordrecht-Holland.

Kastens, K.A. 1991. Rate of outward growth of the Mediterranean Ridge accretionary complex. Tectonophysics, 199,25-50.

Ketin, Y. 1968. Türkiye’nin genel tektonik durumu ile başlıca deprem bölgeleri arasındaki ilişkiler. MTA Enst. Derg., 71, 129 – 134 s.

Koçyiğit, A., Yusufoğlu, H. ve Bozkurt, E. 1999. Evidence from the Gediz graben for episodic two-stage extension in western Turkey. Journal of Geological Society, London, 156, 605-616.

Koçyiğit, A. 2000. Güneybatı Türkiye’nin depremselliği, Batı Anadolu’nun depremselliği Sempozyumu, 30-38.

Koçyiğit, A. 2005. The Denizli graben-horst system and the eastern limit of western Anatolian continental extension: basin fill,structure,deformational mode,throw amount and episodic evolutionary history,SW Turkey. Geodinamica Acta 18/3-4,167-208.

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

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

Mc Kenzie, D. and Yılmaz, Y., 1991. Deformation and volkanism in Western Turkey and the Aegean. Bulletin of the Technical Univ. of Istanbul, 44,345-373.

Meulenkamp, J.E. and Hilgen, F.J. 1987. Changes in the state of stress in the overriding plate of a subduction zone: the Aegan Arc from the Pliocene to the present. Annales Tectonicae, 1(1), 20-39.

Mogi, K.,1979, Two kinds of seismic gaps. Pure Appl. Geophys. 117,1172-1186. Müller, S., Kahle, H-G. and Barka, A. 1997. Plate tectonic situation in the Anatolian-

Aegean region.In: Schindler, C., Pfister, M.(Eds.), Active tectonics of

88

Northwestern Anatolia-The Marmara Polyproject, VDF, Hoschschulverlag AG an der ETH, Zürich, 13-28.

Okay, A.İ. 1989. Denizli’nin güneyinde Menderes Masifi ve Likya Napları’nın jeolojisi. MTA Bul. 109 , 45-58 (in Turkish with and English abstract).

Okumura, K., Yoshioka, T. and Kuşçu, İ. 1993. Surface Faulting on the North Anatolian Fault in these two Millennia. U.S. Geological Survey Open-File Report, 94-568, 143-144

Okumura, K., Yoshioka, T., Kuşçu, İ., Kayanne, H. and Suzuki, Y. 1990. Activity of the North Anatolian Fault during these two Millennia on the Surface Faults of 1944, Earthquake Based on Trenching and Microtopografic Studies. EDS, vol.71

Özalaybey, S., Ergin, F., Biçmen, C., Tapırdamaz, A., Yörük, A., Tarancıoğlu, Saatçılar A. ve Ergintav S 2000. Denizli bölgesindeki mikrodeprem etkinliğinin araştırılması. Scientific and Technological Research Council of Turkey (TÜBİTAK), Marmara Research Center, Earth Science Research İnstitute, Project No. 5007102, 15 p (in Turkish with an English abstract, unpublished).

Özmen, B. 1999. Türkiye ve çevresinin tarihsel deprem katoloğunun bölgesel düzenlenmesi. Bayındırlık ve İskan Bakanlığı Afet İşleri Genel Müdürlüğü Deprem Araştırma Dairesi Deprem Araştırma Bülteni Sayı:82 sayfa:59.

Özkul, M., Alçiçek, M.C., Heybeli, H., Semiz, B. ve Erten, H. 2001. Denizli sıcak su travertenlerinin depolanma özellikleri ve metamorfik açıdan değrelendirilmesi. Türkiye III. Mermer Sempozyumu Bildiriler Kitabı.

Pamir, H.N. and Erentöz, C. 1974. Explanatory Text of the Denizli Sheet of the Geological Map of Turkey, 1:5000,000 scale. Mineral Research and Exploration Institute, Ankara, Turkey.

Paton, S.M. 1992. The relationship between extension and volcanism in western Turkey, the Aegean Sea and central Greece, PhD thesis, Cambridge University.

Philippson, A. 1910–1915. Reisen und Forschurgen im Westlichen Kleinasien. Erganzungshefte 167, 172, 177, 180, 183 der Ptermans Mitteilungen, Gotha, Jüstus Perthas.

Pınar, N. ve Lahn E. 1952.Türkiye Depremleri İzahlı Kataloğu,T.C. Bayındırlık Bakanlığı Yapı ve İmar İşleri Reisliği Yayınlarından, Seri :6, Sayı 36, 151 sayfa, Ankara.

Pierce, K.L. 1986. Dating methods in Active tectonics: Washington, D.C., National Academy Press collection studies in Geophysics, p. 195-535.

Porat, N., Amit, R., Zilberman, E. and Enzel, Y. 1997. Luminescence dating of fault- related alluvial fan sediments in The Southern Arya Valley, Israel, Quaternary Science Reviews, 16; 397-402.

Reilinger, R., Mc Clusky, S., Oral, B., King, R., Toksöz, M., Barka, A., Kınık, İ., Lenk, O. ve Şanlı, F. 1997. GPS measurement of present-day crustal movements in the Arabia-Africa-Eurasia plate collision zone. J. Geophys. Res., 102, 9983-9999.

Ring, U., Johnson, C., Hetzel, R. and Gressr, K. 2003. Tectonic denutaion of a Late Cretaceous- Tertiary collisionalbelt: regionally symmtric cooling patterns and their relation extensional faults in the Anatolide belt of extensional faults in the Anatolide belt of western Turkey. Geol. Mag., 140, 421-441.

Rink, W. J., Toyoda, S., Rees-Jones, J. and Schwarcz, H.P. 1999. Thermal activation of OSL as a geothermometer for quartz grain heating during fault movements, Radiation Measurements, 30/1, 97-105.

89

Roberts, S.C. 1988. Active normal faulting in central Greece and western Turkey. Phd thesis. Univeristy of Cambridge.

Semiz, B. 2003. Denizli volkanitlerinin jeolojik ptrografikve petrokimyasal olarak incelenmesi. Yükseklisans Tezi. Pamukkale Üniversitesi, 140 s., Denizli.

Sen, S. and Seyitoglu, G. 2002. Magnetostratigraphy and vertical rotational tectonics in the Early - Middle Miocene deposits of Alasehir and Buyuk Menderes grabens, western Turkey. GSA Annual Meeting Abstracts with Programs, Denver, USA.

Seyitoğlu, G. and Scott, B.C. 1991. Late Cenozoic crustal extension and basin formation in west Turkey. Geological Magazine,128, 155-176.

Seyitoğlu, G. and Scott, B.C. 1992. Late Cenozoic volcanic evolution of northeastern Aegean region. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 54, 157-176.

Seyitoğlu, G., Benda, L. and Scott, B.C. 1994. Neogene palynological and isotopic age data from Gördes basin, west Turkey, Newletters on Stratigraphy, 149, 133-142.

Seyitoglu, G. 1996. Tectono-sedimentary development of Alasehir and Simav grabens. National Marine Geological and Geophysical Programme. Workshop 1, 46-51.

Seyitoğlu, G. 1996. Ege’nin Geç Senozoyik K-G yönlü genişlemeli tektoniği: Bölgesel tektonik ve volkanik evrim modelleri üzerine bir tartışma. 49. Türkiye Jeoloji Kurultayı Bülteni, 31-33s.

Seyitoglu, G., Sen, S., Tekeli, O., Cemen, I., and Isik, V. 2001. Stratigraphy and structure of the major E-W trending Turkish graben system. Fourth International Turkish Geology Symposium, Abstracts, p. 22. Cukurova University, Adana, Turkey.

Seyitoglu, G., Tekeli, O., Cemen, I., Sen, S. and Isik, V. 2002a. The role of the flexural rotation / rolling hinge model in the tectonic evolution of the Alasehir graben, western Turkey. Geological Magazine, 139, 15-26.

Seyitoglu, G., Cemen, I. ve Tekeli, O. 2002b. Discussion on the extensional folding in the Alasehir (Gediz) graben, western Turkey (reply). Journal of the Geological Society, London, 159, 105-109.

Seyitoğlu, G., Işık, V. ve Çimen, İ. 2004. Complete tertiary exhumanation history of the Menderes Massif, Western Turkey: an alternative working hypothesis, 10.1111/j.1365-3121.

Sieh, K.E. and Jahns, R.H. 1984 Holocene activity of the San Andreas fault at Wallace Creek, California: Geological Society of America Bulletin,v.95, no.8, p.883-896.

Sipahioğlu, S. 1979. Büyük Menderes alçalımı ile Menderes Masifi yükseliminin sınırını oluşturan kuşağa uygulanan bir deprem öncesi çalışma. Deprem Araştırma Enstitüsü Bülteni, 25,5-27.

Soysal, H., Sipahioğlu, S., Kolçak, D. ve Altınok, Y. 1981. Türkiye ve çevresinin tarihsel kataloğu (M.Ö. 2100-M.S. 1900).

Sözbilir, H. ve Emre ,T. 1991. Neogene stratigraphy and structure of the norther rim of the Büyük Menderes graben. İnternational Earth Science Congress on Aegean Regions, Proceedings, Voll. II, 314-322.

Sözbilir, H. 2001. Nazilli ve dolayının ( Büyük Menderes Grabeni) genç-tektoniği. Büyük Menderes Depremleri Jeofizik Toplantısı, 54-61.

Sözbilir. H. 2002. Revised stratigraphy and facies analysis of Palaeocene-Eocene supra-allochthonous sediments (Denizli, SW Turkey) and their tectonic significance. Turkish Journal of Earth Sciences, 11, 87-112.

90

Şaroğlu, F., Emre, Ö. ve Kuşçu, I. 1992. Active fault map of Turkey. Maden Tetkik Arama Enstitüsü. Ankara.

Şaroğlu, F. ve Yılmaz, Y. 1987. Geological evolotion and basin models during neotectonic episode in the Eastern Anatolia. Bull. Min. Res. Ezp., 107,74-94.

Şengör, A.M.C. and Kidd, W.S.F. 1979. Post-collisional tectonics of Turkish-Iranian plateau and a comprasion with Tibet. Tectonophysics, 55,361-376.

Şengör, A.M.C. 1980. Türkiyenin neotektoniğinin esasları. Türkiye Jeol. Kur. Konf. Ser, 2.

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

Şengör, A.M.C. 1982. Ege’nin neotektonik evrimini yöneten etkenler. T.J. Kurultayı Batı Anadolu’nun genç tektoniği ve volkanizması, Panel Kitabı. 59-72.

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

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

Şimsek, C. ve Ceylan, A. Leodikeia’da tespit edilen bir deprem ve Diocletianus’a ithaf edilen bir yazıt (Lykos Leodikeia’sı). Anadolu Arşivleri dergisi, A.Ü.D.T.C.F. Sayı: 6 (yayımda)

Tanır, G., Meriç, N., Aytekin, H. and Okuducu, Ş.A. 2004. Fitting procedure for palaeodose from Old Sandstone using IRSL. Czechoslovak Journal of Physics, 54: 941-946.

Ünay, E., Göktafl, F., Hakyemez, H.Y., Avflar, M. and Fidan, Ö. 1995. Büyük Menderes grabeninin kuzey kenarındaki çökellerin Arvicolidae (Rodentia, Mammalia) faunasına dayalı olarak yaşlandrılması. Türkiye Jeoloji Bülteni, 38,

75-80. Verge, N.J. 1993. The exhumation of the Menderes Massif metamorfic core complex of

Western Anatolia. Terra Abstracts 5, 249. Westaway, R. 1990. Block rotation of western Turkey: 1 Observaional Evidence. J.

geophys. Res.,95, 19857-19884. Westaway, R. 1993. Neogene evolution of the Denizli region of Western Turkey.

Journal of Structural Geology, 15, 37-53. Wintle, A.G. 1997. Luminescence dating: laboratory procedures and protocols.

Radiation Measurements, 27, 5/6, 769-817. Yılmaz, Y. 1993. New evidence and model on the evolution of the South East Anatolian

Orogen. Geol. Soc. America Bull., 105,251-271. Yılmaz, Y., Genç, Ş.C., Gürer, Ö.F., Bozcu, M., Yılmaz, K., Karacık, Z., Altunkaynak,

Ş. and Elmaz, A. 2000. When did the Western Anatolian grabens begin to develope?. Geological Society, London, Special Publication 173/ Tectonics and Magmatism in Turkey and the Surrounding Area, E.

Yanchou, L., Prescott, J.R., Hua, Z., Jie, C. and Lanying, W. 2002. Optical dating of colluvial deposits from Xiyangfang, China, and the relation to palaeo- earthquake events. Quaternary Science Reviews, 21, 1087-1097.

Yılmaz, Y. 2000. Ege bölgesinin aktif tektoniği. Batı Anadolu’nun Depremselliği Sempozyumu, 3-13.

91

Yeats, R.S. 1986. Active faults related to folding, in active tectonics: Washington, D.C., National. Academy Press collection studies in Geophysics, p.63-79

92

ÖZGEÇMİŞ

Adı Soyadı : Bengi ERAVCI

Doğum Yeri : ANKARA

Doğum Tarihi : 1973

Medeni Hali : Evli

Yabancı Dili : İngilizce

Eğitim Durumu (Kurum ve Yıl)

Lise : Aydınlıkevler Lisesi - 1990

Lisans : A.Ü Fen Fakültesi Jeoloji Mühendisliği - 1995

Yüksek Lisans : A.Ü. Fen Bilimleri Enstitüsü

Jeoloji Mühendisliği Anabilim Dalı (2006)

Çalıştığı Kurum/Kurumlar ve Yıl

MEB. 1997-2000.

Bayındırlık ve İskan Bakanlığı Afet İşleri Genel Müdürlüğü Deprem Araştırma Dairesi.

Yayınları (SCI ve diğer)

Eravcı, B. 2001. Hatay ve Çevresinin Tektoniği. İmar-Afet-Kıyı Semineri Bildiri Özetleri.

Demirtaş, R., Tepeuğur, E., Eravcı, B., Yaman, M. ve Yanık, K. 2002. 1965 Salihli, 2000 Denizli ve 1999-2001 Savaştepe (Balıkesir) deprem dizileri, deprem fırtınası mı?. 55.Türkiye Jeoloji Kurultayı Bildiri Özetleri.

Demirtaş, R., Yaman, M. ve Eravcı, B. 2003. Batı Anadolu Bölgesinde Yüzeyde Gözlenen Yarıklar Deprem Kırıkları Mı? Yakın Gelecekte Olası Bir Depremin Habercisi Mi? Zemin Yenilmeleri Mi?. 56. Türkiye Jeoloji Kurultayı Bildiri Özetleri.

Documents

BÜYÜK MENDERES GRABENİ İÇİNDEKİ AKTİF FAYLARIN JEOLOJİSİ VE PALEOSİSMİSİTESİ