T.C. Niğde Üniversitesi Fen Bilimleri Jeoloji Anabilim Dalı. Orta Anadolu nun Sismotektonik Özellikleri. Ernam Öztürk. Seminer

Transkript

1 T.C. Niğde Üniversitesi Fen Bilimleri Jeoloji Anabilim Dalı Orta Anadolu nun Sismotektonik Özellikleri Ernam Öztürk Seminer Danışman: Yrd.Doç.Dr. Tekin YEKEN Ocak

2 Fen Bilimleri Enstitüsü Müdürlüğüne Bu çalışma jürimiz tarafından Jeoloji ANABİLİM DALI ında SEMİNER TEZİ olarak kabul edilmiştir. Başkan : Üye : Üye : Üye : ONAY: Bu tez 27/01/2004 tarihinde, Fen Bilimleri Enstitüsü Yönetim Kurulunca belirlenmiş olan yukarıdaki jüri üyeleri tarafından uygun görülmüş ve Enstitü Yönetim Kurulu nun kararıyla kabul edilmiştir. 00.././2 Prof.Dr. Emine Erman KARA Enstitü Müdürü 2

3 ÖZET ORTA ANADOLU BÖLGESİ NİN SİSMOTEKTONİK ÖZELLİKLERİ Danışman : ÖZTÜRK, Ernam Niğde Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü Jeoloji Ana Bilim Dalı Ocak 2004, Sayfa 83 Bu çalışma Niğde Üniversitesi nin Fen bilimleri enstitüsüne jeoloji ana bilim dalında yüksek lisans statüsünde bir seminer çalışması olarak hazırlanmıştır.bu çalışmanın amacı; Türkiyede son yıllarda meydana gelen depremler ve bu depremlerin sonucunda meydana gelen gelişmeler dikkate alınarak, tektonik ve sismolojik açısından Orta Anadolu nun sismotektonik özelliğini incelenmiştir. Orta Anadolu nun sismotektonik özelliğini incelediğimizde; Türkiye nin diğer bölgelerine nazaran depremselliği oldukça sakindir ancak çok eski tarihsel verilere baktığımızda bölgede oldukça yıkıcı depremler olmuştur.orta Anadolu Bölgesinde etkin faylar; Tuzgölü fayı, Ecemiş fayı, Kırıkkale (Ezinepazarı) fayı ve Kırşehir yöresi diri faylardır, Bölge nin sismolojik episantr yoğunlaşmaları çoğunlukla Kırıkkale fayının uç kısmı, Kırşehir fayları, Çankırı civarı ve Ecemiş fayının orta kesimleridir, bölgede deprem riski açısından en tehlikeli yerler episantr yoğunlaşmaların olduğu yerlerdir. Bu seminer çalışmasın da sırasıyla; Orta Anadolu bölgesi nin tektonik gelişimi, güncel tektoni, bölgedeki etkin fayları, ve Bölge nin genel sismoaktif, özelliği ile ilgili veriler incelenerek yorumlanmıştır. Anahtar Sözcükler: Orta Anadolu, Tuzgölü fayı, Ecemiş fayı, Sismik, Tektonik 3

4 SUMMARY REGİON OF MİDDLE ANATOLİA SEİSMOTEKTONİC SPECİALS Supervisor : ÖZTÜRK, Ernam Niğde University Graduate School of Natural and Applied Sciences Department of Geology January 2004, Pages 83 This study; Prepared as seminar study of high licence programme of geology main line science branch of science İnstitute of Niğde üniversity.this aim of study; Examined peculliarity seismotektonic of Middle Anatolia to take into consideration direction seismology and tektonic develop of formation at result of Earthquqkes at last years in Turkey. Middle Anatolia of seismotektonic to examine; Active of Earthquake, quite calm, according to other region of Turkey but at region fairly destructive Earthquakes occured, data of very last historical to examine.active faults in region of Middle Anatolia; Saltlake fault, Ecemiş fault, Kırıkkale(Ezinepazarı) fault and active faults region of Kırşehir.Kırşehir faults, near Çankırı and Middle chapter fault of Ecemiş, at region viewpoint of Earthquake risk dangerous zones increase of episantr being on areas.this study of seminar timely; Development tektonik region of Middle Anatolia, current of tektonic, aktiva faults of region and general seismoaktive characteristic of region with explained examining connected data.episantr accumulations of region mostly at tip chapter fault of Kırıkkale, Seismology Key Words; Middle Anatolia, Saltlake fault, Ecemiş fault, Seismic, Tektonic 4

5 İÇİNDEKİLER Sayfa No ONAY SAYFASI I ÖZET II SUMMARY III İÇİNDEKİLER DİZİNİ IV TABLOLAR DİZİNİ VI RESİMLER DİZİNİ VII ŞEKİLLER DİZİNİ VIII 1.ÖNSÖZ Materyal ve Metod Önceki Çalışmalar 4 2. Anadolu nun Tektonik Gelişimi Permotriyas Alt Jura Orta Jura Üst Jura-Alt Kratese Üst Kratese-Paleosen Alt-Orta Eosen Üst Eosen-Alt Miyosen Orta-Üst Miyosen Pliyosen-Güncel Orta Anadolu Bölgesi nin Tektonik Gelişimi Orta Anadolu nun Güncel Tektoniği Orta Anadolu Bölgesinde ki Etkin Faylar Tuzgölü Fay Zonu Kırşehir Bölgesi nin Aktif Fayları Ezinepazarı (Kırıkkale) Fay Zonu Kılbasan-Hotamışgölü (Konya) Fay Zonu Ecemiş Fay Zonu Deprem Parametreleri Deprem Dalgaları P Dalgaları S Dalgaları L Dalgaları Deprem in Şiddeti Deprem in Şiddeti ve Büyüklüğü nün Belirlenmesi Mercalli Sieberg (Ms) Ölçeği Richter Ölçeği (1-8,5 M) Deprem Episantrı nın Belirlenmesi Odak Mekanizması Çözümü 42 6.Bölge nin Sismik Etkinliği Sismik Etkinliği nin Dağılımı Raporları Tutulmuş Olan güncel Depremler Güdül Depremi Çankırı Depremi Sismolojik Veriler Aktif Tektonik Özellikler Dodurga Fayı Çankırı Deprem nin Değerlendirilmesi Sonuç ve Öneriler 65 KAYNAKLAR IX 5

6 EKLER EK A EK B EK C X XI XII XIII 6

7 TABLOLAR DİZİNİ Tablo-1: Değişik yazarlar göre Anadolu nun tektonik üniteleri Tablo-2: Tektonik birliklerin karşılaştırması Tablo-3: Önemli artçı-depremlerin listesi Tablo-4: Çankırı depremine ilişkin çeşitli kuruluşlarca açıklanmış sismolojik bilgiler Tablo-5: Magnitüd ile Şiddetin karşılaştırmalı açıklaması Tablo-6: yılları arasında Orta Anadolu Ova bölgesinde (Ms 4,5) büyük olan can kaybı ve hasara neden olan depremlerin tablo ve grafiksel (Ms-zaman) açıklaması 7

8 RESİMLER DİZİNİ Resim-1 ve 2 : 19 Nisan 1938 Kırşehir depreminde meydana gelen yüzey kırıklıkları Resim-3 ve 4 : Villalardaki hasarlar Resim- 5 : Dodurga da tamamen yıkılmış taş örme duvarlı ev Resim- 6 : Dodurga da ağır hasar görmüş kerpiç bir yapı Resim- 7 : Buğuören köyünde kerpiç evlerdeki hasara örnek Resim- 8 : Buğuören köyünde kerpiç evlerdeki hasara örnek 8

9 ŞEKİLLER DİZİNİ Şekil-1 : Permotriyas paleotektonik haritası Şekil-2 : Alt Jura paleotektonik haritası Şekil-3 : Orta Jura paleotektonik haritası Şekil-4 : Üst Jura alt Kratese paloetektonik haritası Şekil-5 : Üst Kratese-Paleosen paleotektonik haritası Şekil-6 : Alt-Orta Eosen paleotektonik haritası Şekil-7 : Üst Eosen-alt Miyosen paleotektonik haritası Şekil-8 : Orta-Üst Miyosen paleotektonik haritası Şekil-9 : Pliyosen-Günümüz paleotektonik haritas Şekil-10 : Orta Anadolu Kristalen Kamaşığı nın basitleştirilmiş jeolojik haritası Şekil-11 : Tuzgölü havzasının önemli yapısal şekilleri Şekil-12 : 19 Nisan 1938 Kırşehir depremi nin makrosismik haritası Şekil-13 : Ecemiş fayı Şekil-14 : Ecemiş fay zonu nun evalüsyonu nun blok diyagram gösterimi Şekil-15 : Ecemiş fay zonu nun sismik epsantr ları Şekil-16 : ERTS-A görüntülerinden yararlanılarak hazırlanan taslak yapı haritası (Yetiş 1978) Şekil-17 : P,S ve L deprem dalgaları Şekil-18 : Depremlerde iç ve dış merkezler arasındaki mesafenin belirlenmesi Şekil-19 : Deprem merkez üssü nün belirlenmesi Şekil-20 : Esnek serbestleme kuramına göre bir fayın aşama aşama gösterimi Şekil-21 : Schimdt Eşit-alan izdüşüm yöntemine göre odak mekanizması çözümü aşamaları gösterimi Şekil-22 : Jeolojik faylanma taslakları ile ilgili odak mekanizması ilişkisi Şekil-23 : tarihleri arasında Aksaray ilinde meydana gelen (Ms 4.0) olan depremlerin sismolojik episantr dağılımı Şekil-24 : Türkiye nin son bir yıl (2003) sismik episantr dağılımları Şekil-25 : Orta Anadolu Ova bölgesinin ( ) yılları arasında sismik episantr dağılımları Şekil-26 : Uruş-Güdül fayı ve Kuzey Anadolu Fay zonu ile olan ilişkisi Şekil-27 : Uruş-Güdül fayı Şekil-28 : Türkiye Diri Fay haritası ve Orta depreminin lokasyonu Şekil-29 : Orta depremi için önerilen dış merkez episantr lokasyonları Şekil-30 : Orta depremi sonrası tarihlerinde meydana gelen artçı depremlerin dağılımı Şekil-31 : Orta depremine ait fay düzlemi çözümleri Şekil-32 : Dodurga fayı, drenaj özellikleri ve gözlem noktaları Şekil-33 : Orta (Çankırı) batısının jeoloji haritası Şekil-34 : Dodurga fayı yakın çevresinin heyelan haritası Şekil-35 : Ortabayındır köyünde gelişen kılcal çatlakları gösterir kroki Şekil-36 : Dodurga köyünde Balıklıpınar havuz duvarlarında oluşan çatlakları gösterir kroki 1. ÖNSÖZ Orta Anadolu bölgesi; kuzeyde Kuzey Anadolu Fayı, doğuda Doğu Anadolu Fayı, güneyde Helenik-Kıbrıs yayı ve batıda Ege çöküntü sistemi arasında kalmış geniş bir alanı kapsar. Bölgenin tektonik yapısına baktığımızda; orta ve batı 9

10 Anadolu nun Metamorfik-Kristalin masifleri ile bunların doğuya doğru olan uzantıları bu bölge kapsamında olup, Tektonik ünite ayırımında ise orta Anadolu bölgesi Anatoridler ünitesi içerisindedir. Bölge içerisinde KD-GB ve KB-GD doğrultulu bağımsız faylar bulunur, Bölgede önemli faylar sırasıyla; Tuzgölü fayı, Ecemiş fayı, Kırıkkale(Ezinepazarı) fayı ve Kırşehir yöresi diri faylardır. Tuzgölü fayı; Tuzgölü nün doğusunda yer alan bu fay yaklaşık 180 km uzunluğunda olup genel doğrultusu KB-GD dur. Türkiye nin önemli yapısal unsurlarından biri olarak değerlendirilen (Arıkan 1975, Uygun 1981, Şengör 1980) bu fay için Siyami ÖZER ile yaptığı sözlü görüşmeye dayanarak ilk defa Şengör (1980), Tuzgölü fayı adını kullanmış ve yine Özer in sözlü bilgisine göre aynı araştırmacı fayın sağ yönlü doğrultu atımlı nitelikte olduğu belirtmiştir. Tuzgölü fayı için derlenen verilere göre fay esas olarak sağ yönlü doğrultu atım bileşenli olan eğim atımlı bir fay niteliğindedir. Fayın diriliği için ise Tuzgölü fayı iki bölüme ayrılarak kuzey bölümü olasılı diri, güney bölümü ise diri fay olarak haritalanmıştır. Ecemiş fayı; kuzeyde, Yahyalı batısında Dündarlı köyünden başlayarak KKD- GGB doğrultusunda, güneyde Gülek(Adana) yakınlarına kadar yaklaşık 107 km lik bir alanda izlenir. Genel doğrultusu K27 D olan Ecemiş fayı birbirine paralel ve en-echolen sıçramalar yaparak devam eden bir çok kırıktan meydana gelmektedir. Dündarlı-Pozantı arasında kalan 78 km lik bölümde morfolojik olarak çok belirgindir ve bu bölümde fay diri fay olarak haritalanmıştır. Kırıkkale(Ezinepazarı) fayı; Orta Anadolu nun kuzeyinde Niksar ın 10 km güneyinde Kuzey Anadolu Fay ından ayrılarak GB ya doğru Ezinepazarı, Amasya, Sungurlu yörelerinden geçen ve Delice güneyinde sönümlenen yaklaşık 250 km uzunluğunda bir çizgisellik, uzay görüntülerinde çok belirgindir. KD-GB doğrultulu ve güneye iç bükey bir yay çizerek uzanan bu fayın tipik olarak izlediği olan Ezinepazarı yöresi ve buranın doğusudur. Bu bölümde fay arazi gözlemleriylede denetlendiği için Ezinepazarı fayı olarak adlanmıştır. 10

11 Fay doğrultusu ile doğudan Kuzey Anadolu Fayı na dar bir açı ile birleşecek bir uzanım gösterir ve genelde Kuzey Anadolu Fay zonunun uzanımına uygundur. Kırşehir yöresi aktif fayları; 1938 yılında Kırşehir-Keskin-Yerköy çevresinde etkili olan yıkıcı bir depremin(ms=6,6) meydana gelmiş olması nedeniyle söz konusu faylardan Kırşehir bölgesindeki fayların aktivitesinin tartışılması zorunlu görülmüştür. Kırşehir bölgesinde yer alan faylar Kırşehir-Mucur ve Keskin bölgesi olmak üzere iki alanda yoğunluk gösterirler. Bu bölgedeki bütün fayların ortak özelliği küçük boyutlu olmaları ve birbirinden bağımsız olarak değişik doğrultularda bulunmalarıdır yılları arasında Orta Anadolu bölgesinde oluşmuş hasar yapıcı (Ms 4.7) yalnızca beş deprem meydana gelmiştir. Bunlar sırasıyla; tarihinde (Ms=5.9) Çankırı depremi 4 can kaybı 3000 yıkık tarihinde (Ms=6.6) Kırşehir-keskin depremi 149 can kaybı 3860 yıkık tarihinde (Ms=4.8) Kırşehir depremi Can kaybı yok 300 yıkık tarihinde (Ms=5.0) Niğde depremi 58 can kaybı 586 yıkık tarihinde (Ms=4,7) Kayseri depremi Can kaybı yok 45 yıkık. Son 10 yılda oluşmuş olan Ms 4.0 olan depremlerin dışmerkezleri özellikle Kırıkkale fayının güneybatı ucunda Ecemiş fayının orta kısmında yer almaktadır. Bu faylardan Kırıkkale fayı üzerinde oluşabilecek büyük bir deprem Ankara yı önemli derecede etkileyebilir, yine uzun süredir suskun olan Tuzgölü fayı üzerinde Şereflikoçhisar, Aksaray ve Bor gibi önemli yerleşim alanları bulunmaktadır. Bir seminer çalışması olarak hazırlanan bu çalışma eğitim-öğretim yılında Yrd.Doç.Dr Tekin YEKEN denetiminde yapılmıştır.öncelikle beni bitirme öğrencisi olarak kabul eden, çalışmalarım süresince beni yönlendiren, aydınlatıcı bilgiyi, yapıcı eleştiriyi ve özeni esirgemeyen sayın hocam Yrd.Doç.Dr. Tekin YEKEN e teşekkürlerimi sunarım. Ayrıca; Bayındırlık İskan Bakanlığı nın afet işleri genel müdürlüğü nün sismoloji bölümünde çalışan Yrd.Doç.Dr Ramazan DEMİRTAŞ beye ve deprem araştırma dairesinde çalışan SABONET ve TÜRKNET gurubun sıcakkanlı elemanlarına teşekkür ederim Materyal ve Metod Orta Anadolu nun sismisitesi ile tektoniği arasındaki ilişkinin kurulabilmesi için bu çalışmadaki materyalin büyük bir kısmını 1989 yılında Afet İşleri Genel Müdürlüğü Deprem Araştırma Dairesi bünyesinde kurulan TURKNET (Türkiye 11

12 Ulusal Telemetrik Sismik İstasyon Ağı) kayıtları, Türk-Alman Ortak İşbirliği Projesindeki İstasyon okumaları ile 1986 yılından bu zamana Ankara, ahlatlıbel de faaliyet gösteren Belbaşı istasyon verileri oluşturmaktadır yılında kurulan Belbaşı deprem istasyonu tek istasyon olduğu için 1990 yılına kadar episantr çözümü yapılamamıştır. Ancak 1500 depremin S-P dalgalarının varış zaman farklarından, merkezi Belbaşı İstasyonundan geçen daireler çizilerek sismik aktivitelerin istasyona olan uzaklıkları hesaplanmıştır yılından sonra TURKNET in kurulması ile istasyon sayısı artmış ve depremlerin episantr çözümlerinin yapılabilmesi imkanı doğmuştur. Bu seminer çalışmasında; Odak mekanizması çözümleri TURKNET den sağlanmıştır, ayrıca yılları arasındaki sismik episantr dağılımları, Boğaziçi Üniversitesi Kandilli Rasathanesin den sağlanmıştır. Orta Anadolu Bölgesi nin tektonik özeliği için bir çok araştırmacının çalışmaları incelenmiş, fakat ağırlık olarak Maden Tetkik Enstitüsü nün kütüphanesinde bulunan yerli ve yabancı dergiler, bildiri özetleri, Türkiye Jeoloji Kurultayı bildiri yayınları, servis bölümünde bulunan kayıt raporları kullanılmıştır. Elde edilen bu sismolojik ve tektonik veriler, orantılı olarak değerlendirilerek Orta Anadolu bölgesi nin sismotektonik yorumu yapılmıştır. 12

13 1.2. Önceki Çalışmalar Anadolu sıradağlarını tektonik ünitelere ayırma tecrübesi, bilindiği gibi, 1896 da E. Naumann ile başlamış, daha sonra E. Argand (1924), R. Staub (1924,1928), W.Seidlitz (1931), L.Kober (1931, 1942) gibi alp jeologları tarafından geliştirilmiştir. Bu ilk devrede Anadolu nun orojenik şeritleri, Alpler e benzetilerek kuzeyden güneye doğru: Pontidler, ara masifler ve Toridler olmak üzere üç üniteye ayrılmış ve bunlardan Pontidler batıya doğru yüksek Balkanlar ve Karpatlar üzerinden Alpidler e Toroslar ise, aynı şekilde Helenidler üzerinden Dinaridler e bağlanmıştır bağlanmıştır da P.Arni ilk defa olarak Anadolu sıradağlarının daha çok sayıda ünitelere ayırma teşebbüsüne girişmiş ve Doğu, Güneydoğu Anadolu hakkındaki jeolojik ve paleontolojik araştırmalarına dayanarak, Anadolu nun Doğu kısmı ile İran ın batı bölgesindeki dağ şeritlerini birbirleri ile mukayese etmiş, her iki ülkede de, tektonik gelişmeleri bakımından benzerlik göstren üniteleri birleştirmiştir. M.M. Blumenthal (1946) da, Türkiye nin 1: ölçekli jeolojik haritasını tamamladıktan sonra, bu haritadan elde edilen yeni bilgilere göre, Anadolu nun tektonik ünitelerini yeniden ele almış ve prensip olarak Arni nin beş sayılı tasnifine uymakla beraber, ona bazı yenilikler de katmıştır. N.Egeran (1947) de, prensip olarak P.Arni (1939) da, ileri sürdüğü üniteleri kabul etmiş, fakat bunları ikinci derecede-tali ünitelere bölerek, sayılarını ona çıkarmıştır. Ecemiş fay zonu nu; French (1916), Tekir Grabeni ; Blumenthal (1914), Ecemiş Çayı Koridoru ; Blumenthal (1952) ve Çalapkulu (1973), Ecemiş Koridoru ; Metz (1956), Ecemiş Koridoru veya Tekir Dislokasyonu ; Ketin (1966), Ecemiş Çaprazvari fayı ; Beyhan (1994), Yetiş (1978), Ecemiş Yarılım Kuşağı ; Scott (1981), Pozantı-Kayseri fayı ; Yetiş (1984), Ecemiş Fay Kuşağı olarak adlandırmışlar. Koçyiğit (1998), Orta Anadolu Fay Zonu olarak tanımlamışlar. Blumental (1952), Ecemiş Koridorunu Anatolid-Torid kuşağının sınırında göstermiş. Ketin (1966), Türkiye Tektonik haritasında bu sınırı Niğde metamorfiklerinin batısından geçirmiştir. 13

14 Yetiş (1978), Ecemiş fay zonu nun Maden Boğazı-Kamışlı arasındaki bölümünü çalışmış, fay zonunun bu alanı boydan boya kesmiş olduğunu ve zonun Ecemiş Fayı ile cevizlik Fayı na az çok paralel bir uzun tekne oluşturduğunu beliritir. Araştırmacı, Ecemiş ve Cevizlik fayları nın topoğrafyadaki izlerinin her yerde belirgin olduğunun 1972 de ERTS-A uydusundan çekilen görüntüler ile hava fotoğraflarında net olarak görülebildiğini, bu birim ve Çukurbağ Formasyonu üzerindeki dere yataklarının ötelenmiş, bazı eski çimentolanmış birikinti konilerinin biçilmiş olduğunu, doğudaki ve batıdaki blokların morfoloji, stratigrafik ve tektonik özellikleriyle karşıt görünümlü olduğunu, Ecemiş fay zonu nun oluşturduğu çukuru Kaleboyunu Formasyonu, Çukurbağ Formasyonu ve daha genç birimlerin doldurduğunu kaydederek, fay zonunun kuzeyde Kayseri ili dolayından, güneyde Mersin ili batısına kadar sürekli olduğunu, arazide gözlenebilen uzunluğun yaklaşık 300km. olduğunu ileri sürmüştür. Ketin ve Güçlü (1967) Türkiye nin sismotektonik haritasını yaparken orta Anadolu ova bölgesi için; Tektonik açıdan, ağırlıklı olarak Graben ve depresyon sahaları, kıvrımlı ve mesozoik tersiyer yaşlı alpin silsileler, tersiyer ve kvaterner yaşlı volkanikler diyerek tanımlamalar yapmışlardır Metamorfik-kristalin masifler için ise ülkemizin jeolojik iskeletidir tanımlaması yapmışlardır. Yetiş (1978) Atabey ve Ayhan (1986) araştırmacılara göre; Ecemiş fayı, bölgede yaklaşık (80±10)km sol yönlü bir doğrultu atıma sahip olduğunu. Koçyiğit (1998) ise bölgede yaptığı çalışmalarda Ecemiş fayının 74km lik bir atıma sahip olduğunu belirtmiştir. Ayrıca lütesiyen yaşlı Kaleboyu Formasyonu nun her iki blokta yaklaşık karşı karşıya bulunmasını baz alarak hareketin Lütesiyen den önce olması gerektiğini ileri sürmüşlerdir. Beyhan (1994) Ecemiş fay zonu nu Sulucaova-Kovalı segmenti üzerinde yaptığı çalışmada fay için, eecemiş ana fay hattı adını benimsemiş ve fayın Toros dağları nın batı yamacını takip eder şekilde K20 o -30 o D doğrultusunda sahip olduğunu belirtmiştir. Fayın, suderesi akarsuyu nun kuzeyi Tüllice tepe nin hemen güneyinden başlayıp, iki akarsu kolu içinde iki parçaya ayrıldığını ve bu iki kol arasında kalan alanın bir tepe olarak yükseldiğini kaydeden araştırmacı, bu fayın batı kollarından ikisi tarafından sınırlandırılmış İkitepeler tepesi nin de basınç sırtına 14

15 diğer bir örnek teşkil ettiğini açıklamış ve fay zonlarında gözlenen tipik yapıların bu fay boyunca geliştiğini kaydetmiştir. Leventoğlu (1994) tuzgölü fay kuşağının Şereflikoçhisar ve Aksaray arasındaki kesiminin neotektonik özelliklerini incelemiştir. Ayrıca tuzgölü fay kuşağı için; 2 km genişliğinde KB-GD gidişli bir çok faydan oluşmuştur, faylar eğim-atım bileşeni fazla olan verev faylardır ve olağan içinde bir horst oluşturur, tuzgölü fay kuşağının geç miyosende oluşmaya başlamış ve halen aktif olduğu ileri sürmüştür. Koçyiğit (1998) Ecemiş fay zonu nu Refahiye yakınlarından doğrultu atımlı sağ yönlü Kuzey Anadolu dönüşüm fay zonu ndan ayrılan yaklaşık 700 km uzunluğunda, 2-8 km genişliğinde, diri ve sol yönlü doğrultu atımlı bir fay kuşağı olduğunu belirlemiştir d Tuzgölü havzasında arazide gözlenen, jeofizik çalışmalarda ve uzay görüntülerinden algılanan bilgiler doğrultusunda büyük yapısal şekilleri hakkında Naci Görür, Özer Balkaş, Muzaffer Şenol, İhsan Ketin, Yavuz Dilbaz, Ali Uygun, Oğuz Erol ve daha bir çok araştırmacılar konu ile ilgili yorumlamalar yapmışlardır. Arıkan (1975) ve Şengör (1980), Tuzgölünün doğusunda yer alan bu fay yaklaşık 180 km uzunluğunda olup genel doğrultusu KB-GD dur. Türkiye nin önemli yapısal unsurlerından biri olarak değerlendirilen bu fay için Siyami ÖZER ile yaptığı sözlü görüşmeye dayanarak ilk defa Şengör (1980) Tuzgölü fayı adını kullanmıştır. Beekman (1966), Çukuryurt yayla ile Berendi yaylası arasında Hasandağı volkan sistemine ait dom şekilli volkanik çıkış merkezlerini kesen tuzgölü fayı GD ya doğru üst Miyosen-Pliyosen yaşlı Keçiboyunduran dağı andezit ve aglomeraları kesmiştir diyerek yorumlama yapmıştır. 15

16 2. Anadolu nun Tektonik Gelişimi Türkiye nin bugüne kadar yapılan çalışmalarında Permotriyasdan günümüze kadar olan zaman dilimi içinde ki paleotektonik gelişmesi, levhatektoniği kavramı içinde ana hatlarıyla ortaya konulabilmiştir. Aşağıda tektonik zaman dilimlerini, geçmişten günümüze doğru jeolojik yaşını, orojenik evresini, içerdiği organizmalarını belirterek ifade edilmiştir.(mc. Kenzie, 1972; Şengör, 1979 ve Kidd 1979, Gutnic, 1979) Permotriyas Bu dönemde Türkiye gondwana kıtasının kuzey kesiminde idi. Paleotetisin tabanı Anadolu nun altına doğru dalarak levha yitimine uğramıştır, Karakaya kenar denizi (Şekil.1) de gösterilmiş olmasına rağmen varlığı şüphelidir Paleotetis içinde özellikle bu okyanusun yitim zonun da Karakaya formasyonu depolanmıştır. Güneyde neotetisin güney kolu (Doğu Akdeniz) açılmaya başlamıştır, bu neotetis orta miyosende Bitlis sütürü boyunca kapanmıştır. Neotetisin güney kolu ile paleotetisin arasında kimmer kıtası yer almaktadır. Bu zaman dilimi jeolojik yaş olarak (180 ile 210) milyon yıl arasıdır, gözlenen orojenik evreler ise Eski kimmeriyen ve erken alpindir, bulunan başlıca organizmalar ilk coccolitler dir. Şekil.1: Permotriyas paleotektonik haritası.(altınlı, Saner, 1977) 16

17 2.2. Alt Jura Bu zaman diliminde; Neotetisin kuzey kolu dallara ayrılmış ve buna bağlı olarak (Torid-Anatolid) platformu ile Sakarya kolu ortaya çıkmıştır (Şekil.2). Jeolojik yaş olarak (180 ile 210) milyon yıl arasıdır, gözlenen orojenik evresi Eski kimmeriyen ve erken alpin dir, bulunan başlıca organizmalar ilk coccolitler dir. Şekil.2: Alt jura paleotektonik haritası.(mc.kenzie, 1972; Şengör, 1979, Kidd1979) 17

18 2.3. Orta Jura Bu zaman diliminde; Paleotetis tamamen kapanmıştır, doğu pontitlerin kıtasal temeli kuzeye doğru Avrasya kıtası ve onun üzerindeki ofiyolitler üzerine itilmiştir (Şekil.3). Şekil.3: Orta jura paleotektonik haritası.(mc.kenzie, 1972; Şengör, 1979, Kidd 1979) 2.4. Üst Jura-Alt Kratese Bu zaman diliminde; Sakarya kıtası üzerinde Bilecik kireçtaşı depolanmaktadır, alt kratesede ise plajik ortamda soğukcan kireçtaşları depolanmaktadır. Anatorid- Torid platformu üzerine sığ denizel kireçtaşları depolanmaktadır ve bütün pontidlerde dalma-batma meydana gelmiştir yani; Neotetisin kuzey kolu, kuzeye doğru pontidlerin altına dalmaktadır (Şekil.4). Jeolojik yaş olarak (97 ile 160) milyon yıl arasına tekabül etmektedir ve gözlenen orojenik evresi Yeni kimmeriyen ve erken alpin dir, bulunan başlıca organizmalar İlk rudistler dir. 18

19 Şekil.4: Üst jura alt kratese paleotektonik haritası.(mc.kenzie, 1972, Şengör, Kidd 1979) 2.5. Üst kratese Paleosen Bu zaman diliminde; Pontid ada yayının gerisinde ise Karadeniz açılmaya başlamıştır. Anatolid-Torid Platformunun her kesimine ve Arap platformunun kuzey bölümü üzerine ofiyolitler yerleşmiştir. Jeolojik yaş olarak, (56 ile 97) milyon yıllara tekabül eder ve gözlenen orojenik evreleri Laramiyen, Subhersiniyen, Oregoniyen, Erken alpin dir. Bulunan başlıca organizmalar; ilk diatomeler, son rudist, ammonit, dinazorların sonu dur (Şekil.5). 19

20 Şekil.5: Üst kratese Paleosen paleotektonik haritası.(mc.kenzie, 1972, Şengör 1979, Kidd 1979) 2.6. Alt-Orta Eosen Bu zaman diliminde; Anatolid-Torid platformu pontidlerle çarpışmış ve bu platform kendi içinde dilimlenmiştir, sonuç olarak Maden ve Cüngüş havzaları ortaya çıkmıştır. (Şekil.6) Jeolojik yaş olarak (38 ile 56) milyon yıl arasına tekabül etmektedir ve gözlenen orojenik evreleri Preniyen, Orta alpin dir. Bulunan başlıca organizması Equidae dir. Şekil.6: Alt orta eosen paleotektonik haritası.(mc.kenzie, 1972, Şengör, 1979, Kidd 1979) 20

21 2.7. Üst Eosen Alt Miyosen Bu zaman diliminde; Türkiye Kuzey-Güney doğrultusunda daralmaya devam etmiştir. Anatolidler yükselmiş kısmen aşınmıştır, Eosenin sonunda Maden havzası kapanmıştır, Cüngüş havzası halen açıktır ve Rize platosunun yerleşimi Eosenin sonunda tamamlanmıştır. Jeolojik yaş olarak (18 ile 38) milyon yıl arasıdır, gözlenen orojenik evreler Saviyen, Preniyen, Orta alpin dir. Bulunan organizması Rodentia dır.(şekil.7) Şekil.7: Üst eosen alt miyosen paleotektonik haritası. ( m = ofiyolitik melanj) 2.8. Orta Üst Miyosen Bu zaman diliminde; Cüngüş havzası kapanmıştır. Bitlis kenet kuşağı boyunca Arabistan ile Avrasya çarpışmaya başlamıştır Kuzey Anadolu ve doğu Anadolu bu dönemde oluşmuş ve bunun sonucu olarak orta Anadolu levhası ortaya çıkmıştır yine bu dönemde, büyük menderes, küçük menderes ve Gediz grabenleri oluşmuştur (Şekil.8). Jeolojik yaş olarak (5 ile 18) milyon yıllara tekabül eder, gözlenen orojenik evreleri Attikan, Styriyen, yeni Alpin, Himalaya orojenezi dir organizmalar araştırılan kaynaklarda bulunamamıştır. 21

22 Şekil.8: Orta-Üst miyosen paleotektonik haritası.(mc.kenzie,1979,şengör,1979, Kidd,1979) 2.9. Pliyosen Güncel Bu zaman diliminde; Doğu Anadolu da ki daralma Batı Anadolu da ki genişleme devam etmiştir (Şekil.9). Jeolojik yaş olarak (0,01 ile 5) milyon yıllar arasıdır, gözlenen orojenik evreleri Pasadeniyen, Vallakiyen, Poaniyen, Yeni Alpin, Himalaya orojenizi dir. Şekil.9: Pliyosen Güncel paleotektonik haritası.(mc.kenzie, 1972,Şengör, 1979, Kidd1979) Ülkenin tektonik gelişmesini inceledikten sonra; ( Tablo.1) e bakıldığında bazı araştırmacıların Anadolu nun tektonik birliklerini değişik ünitelere ayırdıkları görülmektedir. Bu çalışmanın baz aldığı en son model olan İhsan Ketinin modeline göre Anadolu nun tektonik birliklerini dört ana üniteye böldüğünü ve bunları; Pontid, Anatolid, Torid, Kenar kıvrımlar olarak tanımladığını aşağıdaki ( Tablo.1) de 22

23 görülmektedir, ( Tablo.2) de ise bu dört ünitenin kronostratigrafik karşılaştırması görülmektedir.(i.ketin). Tablo.1: Değişik araştırmacılara göre Anadolu nun Tektonik üniteleri (İ.Ketin) Anadolu da alp orojenezinin hemen hemen bütün safhaları faaliyette bulunmuş fakat bunlar farklı bölgelerde farklı oranlarda ve farklı şiddetlerde meydana gelmişlerdir. Anadolu platformunun tektonik tanımlamasının, kuzeyden güneye doğru dört bölge içerisinde, dört ünite halinde gösterilebilir. Bunlar sırasıyla; 1) Kuzey Anadolu sıradağları veya geniş anlamı ile Pontidler; bu bölge Marmara havzasını, Biga ve Karaburun yarımadalarını da içerisine alır. 2) İç Anadolu bölgesi veya geniş anlamı ile Anatolidler; metamorfik kristalin masifler sahası. ( Kızılırmak ve Menderes Masifleri ile bunların temadisi.) 3) Güney Anadolu sıradağları veya geniş anlamı ile Toroslar ( Ege-ıranid kavisleri de dahil). 4) Güneydoğu Anadolu sıradağları veya kenar kıvrımları bölgesi. 3. Orta Anadolu Bölgesi nin Tektonik Gelişimi Orta Anadolu bölgesinde; orta ve batı Anadolu nun metamorfik-kristalin masifleri ile bunların doğuya doğru olan uzantıları bu üniteye dahil olurlar. Metamorfik-kristalin masifler; Anadolu nun tektonik gelişmesinde önemli bir rol oynayan ve geniş sahalarda tezahür eden metamorfik-kristalin masifler, ülkenin bir nevi jeolojik iskeletini teşkil ederler, bunlar gnays, mikaşist, kuvarsit ve mermer gibi farklı dereceler metamorfizmaya uğramış taş kitlelerinden ve bunlar içerisinde nüfuz 23

24 etmemiş bazik ve asit bileşimli kristalin kayaçlardan meydana gelmiştir, yapıları bakımından masif dirler; Tektonik deformasyonlara karşı rijit bir mukavemet unsuru olarak temasda bulunurlar.(ketin.1975) Anadolu da çok sayıda ve değişik büyüklükte mostra veren bu masiflerin başlıcaları, batıdan doğuya doğru: Istranca, Armutlu, Bolu, Kaz dağı, Ulu dağ, Menderesler, sultan dağı, Kızılırmak, Anamur, Ilgaz, Daday, Amasya-Tokat ve doğuda Bitlis masifleridir. Bu bölgede paleozoik ve alt mesozoik formasyonlar tamamen metamorfik olup, bunların üzerine konkordan olarak kretase yaşlı ofiolitik seriler gelir. Buna göre, bölgede paleozoikten üst kretase sonuna kadar devamlı bir sedimantasyon serisi mevcuttur ve bu serinin mühim kısmı metamorfiktir; paleozoik ile mesozoik arasında bir diskordans görülmez (İ.Ketin ve U.Güçlü). Devamlı serinin ilk ve şiddetli kıvrılma hareketi üst kretase nin sonunda, laramien orojenezi esnasında meydana gelmiştir. Eosen flişi 200 metreye kadar bir kalınlık gösteren taban konglomerası ile başlar ve bunların çakılları, esas itibariyle, kretase yaşlı ofiolitik malzemeden müteşekkildir. Orta ve Batı Anadolu nun granitik ve gabroid plutonları nın intruzyonları da bu safhaya rastlar. Lütesiyen bu bölgede de sığ deniz karakterinde olup, üst seviyeleri kısmen jipsli ve tuzludur. Lütesienden sonra deniz bu havalinden çekilmiş oligosende lagünler teşekkül etmiştir. Bu lagünlerde, miosen içlerine kadar, jipsli ve tuzlu çok kalın klastik tabakalar meydana gelmiştir.. Bölgenin aktivitesi lütesiyenden sonra, oligosen başlarında meydana gelmiş, miosende hareketler hafif olarak devam etmiş ve daha çok yükselmeler ve bunlarla ilgili olarak volkanik olaylar faaliyete geçmiştir. Pliosen hemen hemen yatay durumludur. 24

25 Şekil. 10 Orta Anadolu Metamorfik Kristalen Karmaşığının Basitleştirilmiş jeolojik haritası. (A.Koçyiğit). 25

26 3.1.Orta Anadolu nun Güncel Tektoniği Orta Anadolu bölgesi, esas itibariyle kretase sonunda teşekkül etmiştir ve Anadolu nun tektonik-orojenik belirlenmesinde ikinci sırada gelir, buradaki kristalin kitlelerin intrüzyonları da tersiyer başında tamamlanmış bulunuyordu. Bu sebeble bu iç bölge ancak eosenden itibaren aramasif olarak reaksiyonda bulunmuş ve bilhassa Toroslar ın ve güney silsilesi nin yapılanmasında önemli rol oynamıştır. Bu açıklamaya göre Anadolu da tektonik-orojenik gelişme, kuzeyden güneye doğru yavaş yavaş ilerlemiştir. Önce kuzey silsileleri sonra iç kesimler daha sonra Toroslar ve güney silsileleri ve en son kenar kıvrımları meydana gelmiş bulunmaktadır. Tablo.2 : Anadolu nun Tektonik Birliklerinin Karşılaştırması 26

27 4. Orta Anadolu Bölgesin deki Etkin Faylar 4.1.Tuzgölü Fay Zonu Tuzgölü nün doğusunda yer alan bu fay yaklaşık 180 km uzunluğunda olup genel doğrultusu KB-GD dur.(ek A) Anadolu nun önemli yapısal unsurlarından biri olarak değerlendirilen ( Arıkan 1975, Uygun 1981, Şengör 1980 ) bu fay için Siyami Özer ile yaptığı sözlü görüşmeye dayanarak ilk defa Şengör ( 1980 ) Tuzgölü fayı adını kullanmış ve yine Özer in sözlü bilgisine göre aynı araştırıcı fayın sağ yönlü doğrultu atımlı nitelikte olduğunu belirtmiştir. Aynı fay Uygun 1981 de Şereflikoçhisar-Aksaray fayı olarak tanımlanmıştır. Tuzgölü fayının Kulu KD su ile Aksaray güneyi arasındaki bölümü 1/ ölçekli Türkiye jeoloji haritasında da gösterilmiştir. Proje kapsamında yapılan çalışmalarda Tuzgölü fayının Hasandağı doğusundan geçerek Bor yakınlarına kadar devam ettiği sonucuna varılmıştır. Fayın KB daki bölümü Tüzgölü havzasını morfolojik olarak sınırlamaktadır. Yaklaşık 100 km uzunluğunda olan bu kuzey bölümü Aksaray GD sunda Boğazkaya köyüne kadar aynı özellikte devam eder. Fay bu bölümde kuvaterner yaşlı, çoğunlukla tutturulmamış seki dolguları ve etek döküntüsü türünden birikintileri sınırlar veya olasılıkla onların içerisinden geçer. Söz konusu genç çökelleri sınırladığı yerde doğu blokunda miyosen veya daha yaşlı kayalarla dokanak oluşturmaktadır. Kuzey bölümde bazı alanlarda ana faya paralel olarak uzanan küçük boyutlu kırıklar izlenmektedir tarihinde meydana gelen depremde hasar gören Kulu ve Bala ilçeleri arasında kalan köylerin dağılımı ( Köşker, Karahamzalı, Aktaş, Abdülgediği köyleri ) bu fayın uzamına karşılık gelmektedir. Ayrıca depremle ilgili kataloglarda da Şereflikoçhisar ve Aksaray da geşmişte depremlerin olduğu bilinmektedir. Ancak, bu depremlerin Tuzgölü fayının bu bölümünün hareketinden kaynaklandığı ( yüzey kırıkları vb. gibi veriler olmadığından ) kesin değildir. Kulu KD su ile Aksaray- Boğazkaya köyü arasında kalan alandaki Tüzgölü fayının kuzey bölümünün diriliğine ilişkin belirgin olarak izlenen bir morfolojik diskordansın dışında veri toplanamamıştır. Fakat, Boğazkaya-Bor arasındaki diri olan bölüm göz önüne alınarak kuzeyindeki kısmı da olasılı diri fay olarak haritalanmıştır. 27

28 Tuzgölü fayının Aksaray-Bor arasında kalan güney bölümü yaklaşık 80 km uzunluğu sahiptir ve K 42 o B doğrultuludur. Aksaray GD sunda Boğazkaya köyünden itibaren belirginleşen fay GD da Altunhisar a kadar kesin olarak izlenmektedir. Altunhisar bölgesinde birçok kırıktan meydana gelen bir zon haline dönüşen fay Bor yakınlarında belirginliğini yitirir. Boğazkaya-Karaören arasında 7 km lik bir alanda kuvaterner dolgularıyla üst miyosen-pliyosen yaşlı tüf ignimbirit, kiltaşı ve marn ardalanmasından meydana gelen birimi sınırlar. Karaören-Helvadere arasında yine üst miyosen-pliyosen yaşlı kayalarla olasılıkla yine aynı yaştaki aglomeratik kayaları birbirinden ayırmaktadır. Helvadere GD sunda Hasandağının kuvaterner yaşlı lavlarını kesen fay, bu alanda bazı kısımlarda Hasandağının en genç lavları tarafından örtülmüştür. Çukuryurt yayla ile Berendi yaylası arasında Hasandağı volkan sistemine ait dom şekilli volkanik çıkış merkezlerini kesen fay GD ya doğru üst miyosen-pliyosen yaşlı Keçiboyduran dağı andezit ve aglomeralarını ( Beekman, 1966 ) kesmektedir. Hasandağ doğusunda fayınbatı blokunda fay zonunda birçok volkanik çıkış merkezinin yer almasına karşılık doğu blokunda hiç volkan çıkış merkezinin gelişmemiş olması ilgi çekicidir. Çömlekci-Bor arasında Melendiz dağı volkanitlerine ait aglomera ve andezitleri kesen fay Bor yakınında bunlar alüvyon arasında dokanak oluşturur. Çömlekçi helvadere arasında kalan ve Hasandağının kuvaterner yaşlı lav akıntılarını kesen fayın batı bloku düşmüştür. Doğu blokunda asılı durumda kalmış ve çıkış merkezleri batı blokunda bulunan lav akıntıları ( Hüseyingazi Tepe lav akıntısı) çok belirgindir. Bu lav akıntılarının her iki blokta bulunan kısımlarının deneştirilmesi fay sağ yönlü doğrultu atım özelliği de göstermektedir. Kuvaterner yaşlı kayaları kesmiş olması nedeniyle tuzgölü fayının Aksaray-Bor arasındaki kısmı aktif olarak haritalanmıştır.(mta kayıt raporları), (Şekil 24 de Tuzgölü fay zonunun yüz yıllık episantr dağılımların görürüz) Tuzgölü fayı için derlenen verilere göre fay esas olarak sağ yönlü doğrultu atım bileşeni olan eğim atımlı bir fay niteliğindedir. Eğim atımın normal veya ters olduğunu belirleyen verilerin yeterli olmaması yanında bölgesel tektonik rejim içerisinde değerlendirildiğinde fayın ters fay olma olasılığının fazla olduğu düşünülebilir. Diriliği için ise Tuzgölü fayı iki bölüme ayrılarak kuzey bölümü olasılı diri, güney bölümü ise aktif fay olarak haritalanmıştır. (Şekil 11).. 28

29 Şekil.11: Tuzgölü havzasının önemli yapısal şekilleri.(mta yayınları Orta Anadolu Sempozyumu) Kırşehir Bölgesi nin Aktif Fayları Bu başlık altında Kırşehir bölgesinde Keskin-Yerköy-Mucur-Kaman arasında kalan alanda yer alan faylar anlatılacaktır. Aslında bu bölgede yer alan faylar Orta Anadolu da sık olarak izlenen ve aşınım şekillerinin fayın yapısal konumundan kaynaklanan morfolojiyi ortadan kaldırmış olduğu diğer faylarla aynı özellikleri göstermektedir. Orta Anadolu da bulunan ve belirli bir düzeni bulunmayan bu faylardan büyük boyutlara ulaşan ve Neojen i etkilemiş olanlardan bazıları haritaya 29

30 olasılı olarak işlenmiş, diriliklerine ilişkin fazla bilgi edinilemediğinden ayrıca anlatılmamıştır. Ancak, bunlarla aynı özellikleri göstermekle birlikte 1938 yılında Kırşehir-Kesin-Yerköy çevresinde etkili olan yıkıcı bir depremin meydana gelmiş olması nedeniyle söz konusu faylardan Kırşehir bölgedeki fayların güncel aktiviteleri tartışılması gerekmektedir. Kırşehir bölgesinde yer alan faylar Kırşehir-Mucur ve Keskin yöresi olmak üzere iki alanda yoğunluk gösterirler, bu bölgedeki tüm fayların ortak özelliği küçük boyutlu olmaları ve birbirinden bağımsız olarak değişik doğrultularda bulunmalarıdır. Kırşehir-Mucur bölgesinde en belirgin kırık Mucur un KD sunda Seyfe gölü güneyinde yer almaktadır. İki kırıktan oluşan ve toplam 7 km uzunluğunda olan fayın genel doğrultusu KB-GD dur. Fayın batı blokunda metamorfitler doğu blokunda ise Pliyosen çökelleri yer alır. Hava fotoğraflarında belirgin olarak izlenebilen fay muhtemelen Kuvaterner yaşlı yelpaze çökellerini kesmekte veya denetlemektedir. Yalnız bu ilişkiyi arazide denetleme olanağı bulunağı bulunamamıştır (MTA rapor yayınları). Yine hava fotoğraflarının yorumuna göre fayın doğu bloku düşmüş durumdadır. Mucur yöresinde izlenen diğer bir fay ise Mucur-Kırşehir karayolunun 8.km sine karşılık gelir. Bu fayda KB-GD doğrultuludur. Neojen yaşlı kayaları kesmektedir ve fayın batı bloku aşağıdadır. Bu alanda bunlardan başka, Kırşehir batısında üç fay daha yer alır. Küçük boyutlu olan bu faylarda Neojen çökellerini kesmiş olmalarının dışında veri toplanamamıştır (MTA rapor yayınları). Keskin yöresinde ise KKB-GGD ve KD-GB olmak üzere genelde iki doğrultunun egemen olduğu birçok kırık yer almaktadır, birbirinden kopuk veya birbirine paralel parçalar halinde bulunan bu fayların uzunlukları 6 km yi aşmaz. Granit ve ofiyolit türünden eski kayalarla Neojen yaşlı çökel kayaları etkilemiş olan faylardan bazıları, Keskin ilçesi yakınında ve Kılıçözüdere vadisinde olduğu gibi Kuvaterner alüvyonlarını sınırlandırmaktadır depreminden en fazla etkilenmiş olan yerleşim yerlerinin Keskin doğusunda yer almaları ( Arni 1940) bu kırıklara ayrı bir önem kazandırmaktadır. Arni ( 1940) depremde yüzey kırıklıklarının geliştiğini belirtmektedir ( Resim 1 ve 2 ). Yine aynı yazar tarafından yapılan eş hasar eğrisi haritasında ( Şekil.12) en fazla hasar gören yerleşme merkezlerinin KKD-GGB ve KB-GD doğrultusunda sıralanmaları her ne kadar bu alana bir tek kırığın dışında 30

31 fay işlenmemiş olsa da Keskin yöresinde haritalanan aynı doğrultudaki fayları destekler niteliktedir. Kırşehir yöresinde yer alan fayların bir kısmının çok kolay aşınabilen Neojen çökellerinde yer alması bunlarda diriliklerine ilişkin morfolojik verilerin toplanmasında bir engel oluşturmaktadır. Bir kısmının ise granit, ofiyolit ve metamorfik gibi eski kayalarda izlenmesi de yine diriliklerine ilişkin yaşlandırmada ayrı bir sorundur. Bunların yanında faylar üzerinde bazı vadilerin gelişmiş olduğu dikkati çekmektedir. Kuvaterner şekillenmesi olan bu vadilerde de fayın mı vadiyi kontrol ettiği yoksa vadinin sübsekant olarak faya yerleştiği konusu tartışmalıdır. Tüm bunlara rağmen 1938 yılında meydana gelen deprem göz önüne alınarak eleme yapılmadan yöre faylarının tümü olasılı diri olarak haritalanmıştır. Yukarıdaki tanımlamalardan yörede 1938 yılında meydana gelen yıkıcı depremi yapabilecek bir fayın saptanamadığı ilk bakışta anlaşılabilir. Bu durumda depreme neden olan bir fay hareketi iki şekilde açıklanabilir. Bunlardan ilki Keskin doğusunda yüzeyleyen ofiyolitlerde kaya türünün özelliği olarak büyük bir faydan çok bir zon şeklinde küçük fayların gelişmiş olabileceğidir. Bunun bir örneği Erzurum yöresinde 1983 te meydana gelen Horasan-Narman depreminde izlenmiştir ( Barka ve diğerleri, 1983; Şaroğlu ve Barka, 1983 ). İkinci bir olasılık ise Kırşehir depreminin bir ters fay hareketinden kaynaklandığıdır. Bu gibi hareketlerde genellikle yüzey kırığı izlenememekte ancak fayla ilgili küçük boyutta ikincil kırıklar görülmektedir Lice depremi bu tür bir harekete örnektir. Lice depreminde hareket bindirme kökenlidir ve yüzeyde kırıklar gelişmemiş ancak heyelan, blok akması ve ufak çatlaklar gibi dolaylı veriler elde edilmiştir ( Arpat, 1974). Jackson ve Mc Kenzie (1984) tarafından Kırşehir depreminin fay düzlemi çözümü yapılmış ve sağ yönlü doğrultu atımlı olduğu sonucuna ulaşılmıştır. Bu durumda Kırşehir depremine yol açan büyük fayların izlenememesinin nedeni olarak sağ yönlü doğrultu atımlı bir fayın ofiyolit türü, plastik özellik gösteren kayalarda bir zon şeklinde geliştiği görüşü ağırlık kazanmaktadır. 31

32 (1) (2) Resim.1 ve 2: 19 Nisan 1938 Kırşehir depreminde meydana gelen yüzey kırıkları ( Arni 1940 dan alınmıştır). Şekil.12: 19 Nisan 1938 Kırşehir depreminin makrosismik haritası ( Ergin ve diğ ye göre). 32

33 4.3. Ezinepazarı (Kırıkkale) Fay Zonu Orta Anadolu nun kuzeyinde, Niksar ın 10 km güneyinde, KAF dan ayrılarak GB ya doğru Ezinepazarı, Amasya, Sungurlu yörelerinden geçen ve Delice güneyinde sönümlenen, yaklaşık 250 km uzunluğunda bir çizgisellik uzay görüntülerinde çok belirgindir.(ek A, EK C) Amasya batısındaki bölümünde ayrıntılı arazi incelemesi yapılamayan bu fayın uzay görüntülerinde niteliği iyi bilinen DAF ve KAF gibi faylarla karşılaştırıldığında depremsellik açısından büyük önem taşıyabileceği sonucuna varılmıştır. Ayrıntılı çalışma gerektiren bu fay için toplanabilen sınırlı bilgiler aktarılmıştır.(şekil 24 de fay zonunun yüz yıllık episantr dağılımını görürüz). Seymen (1975) KAF nın Reşadiye-Niksar arasındaki bölümünde yaptığı çalışmasında Erzinepazarı fayının doğu ucuna rastlayan Niksar-Ezinepazarı arasını haritalamıştır. Fayı sağ yönlü doğrultu atımlı olarak nitelendiren yazar fayı KAF nın bir devamı olarak kabul etmiştir. Depremselliği hakkındaki bilgileri parejas ve diğerleri (1942) den aktaran yazar, 1939 yılı Erzincan depreminde meydana gelen 340 km lik yüzey kırığının batı ucunun bu faya rastladığını belirtmektedir. Uzay görüntülerinden yaptığımız değerlendirmelere göre bu fayın Ezinepazarı ndan GB ya doğru Alaca ya kadar devam ettiği görülmüştür. Doğu ucunda KAF dan bağımsız bir uzanım sunar. Kabaca KD-GB doğrultulu ve güneye içbükey bir yay çizerek uzanan bu fayın tipik olarak izlediği alan Ezinepazarı yöresi ve buranın doğusudur. Bu bölümde fay arazi gözlemleriyle de denetlendiği için Ezinepazarı fayı olarak adlanmıştır. Niksar-Ezinepazarı arasında 56 km uzunluğundaki kısımda fay çok belirgin olup genel doğrultusu D-B dır. Doğuda KAF na iyice yaklaştığı Yağmurlu-Hacıali köyleri arasında fayın genelden farklı olarak K 80 B doğrultusunda olduğu görülür. Fay doğrultusu ile doğudan KAF na dar bir açı ile birleşecek bir uzanım gösterir ve genelde KAF nın uzanımına uyumludur. Hacıali köyü güneyinde bu parçanın batı ucu GB ya yön değiştirir ve Sokutaş köyü kuzeyinde bu parça son bulur. Burada kuzeye doğru en echelon sıçrama yapar ve buradan batıdaki Fındıcak köyü güneyine kadar 16 km uzunluğundaki bir alanda süreklidir. Fındıcak ta yine kuzeye sıçrayarak batıdaki Kargın köyüne kadar olan 7 km lik bölümde güneye içbükey bir kavis 33

34 yapar. Kargın-Ezineparazarı arasında yine D-B doğrultusunu kazanan fayın bu parçası 14 km uzunluğundadır. Ezinepazarın da 3 km aralıklarla kuzeye sıçrayan fay batıya doğru Deliçay vadisini izleyerek devam eder. Ezinepazarı ile Amasya güneyindeki Kavakçayırı köyü arasında ayrıntılı incelenemeyen ve Deliçay vadisine karşılık gelen fay bu bölümde 30 km uzunluğundadır. Ezinepazarı yakın bölümleri D-B doğrultu olan fayın bu parçası batıda 5 lik bir açı ile KD ya yön değiştirmektedir. Amasya güneyi ile Niksar güneyindeki Yağmurlu arasındaki alanda fay, genelde Paleozoyik yaşlı yeşil şist, metatüf, fillit ve kalkşistlerden meydana gelen Tozanlı grubu ( Seymen, 1975) kesmektedir. Vadilere karşılık geldiği bölümlerde alüvyonları sınırlandırmakta veya kesmektedir. Doğu ucunda metamorfitlerle alüvyon arasında dokanak oluşturur. (DAF;Doğu,Anadolu Fay Zonu) (KAF;Kuzey Anadolu Fay Zonu) Erzincan depreminde meydana gelen yüzey kırıklarıyla da diriliği kesin olan Ezinepazarı fayı morfolojide ötelediği birimlere göre Seymen 1975 te vurguladığı gibi sağ yönlü doğrultu atımlıdır. Ezinepazarı doğusunda kalan bölümünde güney bloğun aşağıda bulunduğu izlenmiştir. Bu ilişki özellikle Eze-Efe köyleri arasında Hacıali köyü batısında ve Kargın köyü yöresinde belirgindir. Fay zonundaki günümüz drenajı tamamen fayın kontrolünde gelişmiş olup fay üzerinde büyük fay vadileri açılmıştır. Deliçay vadisi bunlara en güzel örnektir. Yine doğrultu atımlı faylara özgü jeomorfolojik yapı türü olan ve yörenin genel morfolojisine ters konumda bulunan faya paralel sırtlar yaygındır. Doğrultu atımın iyi izlediği Böke-Ümük ve Fındıcak-gölünü köyleri arasında fay vadilerinin yan kollarının ana akarsuya kavuşma açıları normal flüviyal şekillenmenin tersine bir durum gösterir. Bunlar fay vadisine dolaysıyla faya kancalı bir birleşme şekli gösterirler. Fay vadisine fayın hareket yönünün tersi ile dar açı yapan bu birleşme açısından fayın sağ yönlü doğrultu atımlı olduğu ve günümüz drenajını kontrol ettiği sonucuna varılmıştır deprem kırığı ve sayılan bu morfolojik verilerle fayın diriliği şüphe götürmemektedir. Ezinepazarı fayı yukarıda da belirtildiği gibi Niksar güneyinden başlayıp Amasya ve Sungurlu yöresinden geçerek Alaca güneyine kadar uzanır. Amasya doğusunda yukarıda belirtilen verilere karşılık, Amasya batısındaki bölümünde fayı arazide inceleme olanağı bulunamamıştır. Ancak, uzay görüntülerinde izlenen çizgisellik 34

35 1/ ölçekli Türkiye jeoloji haritası ile karşılaştırıldığında bazı bölümlerinin bu haritada izlenen faylarla çakışabileceği görülmüştür. Bu karşılaştırmayı arazi verileriyle destekleme olanağı bulunamadığından günümüz morfolojisine yansıması göz önüne alınarak Ezinepazarı fayının Amasya batısında kalan olasılı diri olarak haritalanmıştır Kılbasan-Hotamışgölü (Konya) Fay Zonu Karaman kuzeyinde yer alan bu fay zonu yaklaşık 25 km uzunluğunda ve KKB- GGD doğrultuludur ( Şekil.24). Birbirinden farklı birkaç faydan meydana gelir bu zonun iki ana kırığı önemli özellikler göstermektedir. Madenşehiri-Eğilmez köyleri arasındaki kırık 10 km uzunluğundadır. KKB-GGD doğrultulu bu kırık zonu kuzey ve güney ucunda birleşecek şekilde uzanan iki kırıktan meydana gelir ve mercek şekilli bir geometrisi vardır. mercek şekli gösteren bu zonda orta blok düşmüş ve yandaki bloklar yükselmiş durumdadır. Karadağ volkanının bir yan konisi olan Kızıldağ konisinde iyi izlenen bu kırık zonu kuzeye doğru Mezozoyik yaşlı kristalize kireçtaşlarında da iyi izlenmektedir. Eğilmez yöresinde alüvyonlarda belirginliğini yitirmektedir. Uzunkuyu-firuz arasında 5 km uzunluğunda ve yaklaşık K-G doğrultusunda yer alan diğer bir kırık bu zonun devamı şeklindedir. Alüvyonda izlenebilen bu kırığın doğu bloku yüksekte bulunmaktadır. Kılbasan-Hotamışgölü fay zonun ikinci bölümü ise batıda Adakale-Süleymanhancı köyleri arasında yer alır. 8,5 km uzunluğunda ve K 10 B doğrultulu olan bu zon birbirine paralel iki ana kırıktan oluşmaktadır. Mezozoyik yaşlı kayaları kesen fay zonunda faya paralel Pliyo-Kuvaterner yaşlı volkanik çıkış merkezlerinin de dizilmiş olduğu görülür. Niteliği hakkında kesin veriler toplanamamakla birlikte jeomorfolojik olarak orta bloğun aşağıda, yan blokların yukarıda bulunduğu bir normal fay sistemi şeklinde gelişmiş olduğu kabul edilmiştir. İki fay arasında yer alan Acıgölün bu fayların denetiminde gelişmiş olduğu söylenebilir. Kılbasan-Hotamışgölü arasında yer alan fay zonun da toplanan verilere göre doğudaki Eğilmez-Madenşehiri fay zonunun açılma çatlağı şeklinde gelişmiş olduğu belirgin olarak izlenmektedir. Karadağ yöresindeki volkanik çıkış merkezlerinin bu zon üzerinde dizilmiş olmalarında bu zondaki kırıkların açılma nitelikli olduklarını desteklemektedir. 35

36 Günümüz morfolojisinde belirgin olarak izlenmesinin yanında Pliyo-Kuvaterner yaşlı kaya topluluklarını etkilemeleri nedeniyle bu kırık zonu aktif olarak değerlendirilmiştir Ecemiş Fay Zonu Adana nın kuzeyinde, kabaca KKD-GGB doğrultulu bir tektonik kuşak yer almaktadır. 1/ ölçekli Türkiye jeoloji haritasında da belirgin olarak görülebildiği gibi Ecemiş Koridoru ( Blumenthal. 1952) önemli jeolojik tarihçesi olan ve değişik jeolojik birimleri karşı karşıya getiren bir kuşaktır (Özgül, 1976). Yetiş (1978) Ecemiş koridorundaki tektonik hattın lütesiyen öncesinde ve Paleosen sonrasında oluştuğunu, fayın hem doğrultu atım bileşenli hem de düşey atım bileşenli olduğunu, düşey atımın günümüzde geliştiğini ve doğu blok unun batı blok una göre 10 metreden fazla yükseldiğini belirtmektedir. Yazar, fayın doğu ve batı blokundaki kaya gruplarının benzerliğinden hareketle doğrultu atımın sol yönlü olduğunu ve atım miktarının 80±10 km olabileceğini belirterek fayın diriliğini vurgulamaktadır. Tekeli ve diğerleri, (1984) ise Ecemiş fayının Aladağların yapısal gelişiminde önemli rol oynadığını belirterek en son hareketinin sol yönlü doğrultu atımlı olduğuna işaret etmişlerdir. Arpat ve şaroğlu (1975) de Ecemiş koridorunun Çamardı yakınlarındaki bir bölümünün incelenmesi sonucunda bu alanda Demirkazık fayı olarak adlandırdıkları aktif bir fayın varlığı belirtilmiş ve doğrultu atımın izlenemediği vurgulanmıştır. Yörenin tektonik çatısında önemli yeri olan Ecemiş koridorunda yaptığımız incelemeler sonucunda fayın deprem açısından önemli bir potansiyel taşıdığı ortaya çıkarılmıştır. Yukarıda belirtilen önceki çalışmalar da dikkate alınarak Ecemiş fayı adı korunmuştur.ecemiş fayı kuzeyde, Yahyalı batısında Dündarlı köyünden başlayarak KKD-GGB doğrultusunda, güneyde Gülek (Adana) yakınlarına kadar yaklaşık 107 km lik bir alanda izlenir (Şekil.13). Genel doğrultusu K 27 D olan Ecemiş fayı birbirine paralel ve enechelon sıçramalar yaparak devam eden birçok kırıktan meydana gelmektedir. Dündarlı-Pozantı arasında kalan 78 km lik bölümde morfolojik olarak çok belirgindir ve bu bölümde fay diri fay olarak haritalanmıştır. Buna karşılık Pozantı-Gülek arasında fay küçük parçalara bölünmekte, doğrultusundan bazı sapmalar göstererek güneye doğru belirginliğini yitirmektedir. Bu 36

37 güney bölümü ise olasılı diri fay olarak haritalanmıştır.fayın kuzeyde Dündarlı- Sulucaova köyleri arasında 12,5 km uzunluğundaki parçası sık sık doğrultu değiştirip kavisler yaparak uzanır. Fay doğu blok unda üst Paleozoyik-alt Mezozoyik yaşlı kristalize kireçtaşı, dolomitik kireçtaşı ve konglomeratik kireçtaşlarından meydana gelen Yahyalı gurubu, batı blok unda ise oligosen yaşlı kumtaşı, silttaşı, miltaşı ardalanmasından oluşan kaya topluluğu olmak üzere farklı yaş ve türdeki iki kaya topluluğunu ayırmaktadır. Sulucaova güneyine doğru küçük parçalar halinde devam eden fay Kocakapuz deresinden sonra hafif yön değiştirerek Kırkpınar yaylası ile Elekgölü köyü yakın güneyi arasında 30 km uzunluğunda tek bir çizgi halinde uzanır. Bu bölümde doğrultusu K 25 D dur. Bu parça kuzey bölümünde 8 km lik bir alanda üst Jura-alt Kratese yaşlı ve kireçtaşlarından meydana gelen divrikdağı formasyonunu kesmektedir. Güneye doğru oligosen yaşlı dentritik kayalardan oluşan Çukurbağ formasyonunu kese. Fayın bu bölümü daha güneye doğru batıda oligosen yaşlı dentritiklerle doğudaki etek döküntülerini ayırmaktadır. Demirkazık-Elekgölü güneyi arasında kalan bölümde ise fay Kuvaterner yaşlı birikinti konileri ile yer yer bunların altında yüzeylenen Çukurbağ formasyonuna ait dentritikleri kesmektedir.elekgölü yöresinde doğuya doğru 2 km lik aralıkla enechelon sıçrama yapan fayın güneye doğru devam eden diğer bir parçası aynı doğrultuda olup 14 km uzunluğundadır. Bu parçanın kuzey ucunda fay Jura-alt Kretase yaşlı Sırçak kireçtaşlarını kesmekte, sonra güneye doğru bu kireçtaşları ile ofiyolitlerle Ecemiş cayı alüvyonlarını ve birikinti konilerini yan yana getirmektedir. Cevizlik köyünden sonra çatallanarak iki ana kola ayrılan fayın batıda kalan 20 km lik parçası, kuzeyde Cevizlik yöresinden batıya doğru bir sıçrama yaparak başlar ve güneyde Asar yaylası yakın GB sına kadar belirgin olarak izlenir. Bu parça kuzeyde Cevizlik- Aşcıbekirli arasında Ecemiş çayı vadisini izlemektedir. Vadi tabanındaki alüvyonlarda belirgin olarak izlenememesine rağmen faya karşılık gelen vadinin batısında Paleosen yaşlı Çamardı formasyonu doğusunda ise Mazmılı ofiyoliti yer almakta her iki birim fayda kesilmektedir. Aşcıbekirlinin 3 km kuzeyinde (Şekil.16) bir miktar, alüvyonlarla Paleosen yaşlı Karadağ spiliti arasında yer alan fay sonra güneye doğru bu spilitlerle oligosen yaşlı Çukurbağ formasyonunu karşı karşıya getirmektedir. Kamışlı ya kadar aynı birim içerisinden geçen fay Kamışlı güneyinde Berendi kireçtaşlarında belirginliğini yitirmektedir. Cevizli-Pozantı arasında doğuda yer alan ikinci kırık ise iyi izlenemeyen birçok küçük parçaların birleşiminden oluşur ve batıya doğru hafif bir kavis yaparak 37

38 Alpu ya kadar ulaşır. Morfolojik olarak büyük bir diklik meydana getiren fay, Karanfildağı yamaçlarında iyi izlenemediği bu alanda yamaç döküntüleriyle örtülmüştür. Pozantı-Gülek arsında olasılı diri olarak haritalanan bölümünde fay tek çizgi olmaktan çok birbirini tamamlayan küçük parçalar halindedir. Bu bölümde fayın batı blok unda Paleozoyik yaşlı Öşün formasyonu, doğu blok unda oligosen yaşlı dentritiklerden oluşan Çukurbağ formasyonu karşı karşıya gelmiştir. Gülek kuzeyinde fazla belirgin olmasa da fay birkaç parça haline dönüşerek Kratese yaşlı kireçtaşından oluşan Aslanköy formasyonunda belirginliği yitirmektedir. Jeomorfolojik olarak çok belirgin olan Ecemiş fayı doğrultu atımlı faylara özgü olan fay vadilerinin iyi gelişmiş olması ile tanınır ve bu nedenle Ecemiş koridoru olarak litaratüre geçmiştir. Jeolojik olarak farklı birimleri açık bir şekilde karşı karşıya getirmiş olan fay morfolojik olarak da yükselti farkının çok fazla olduğu bir topoğrafik diskordansa yol açmıştır. Fay boyunca yapısal denetimli etek döküntüleri ve yelpazeler sıralanmaktadır. Fayın doğrultu atımını belirleyen morfolojik ötelenmeler belirgin olarak izlenememekte beraber jeolojik birimlerin karşılaştırılması (Özgül, 1976; Yetiş, 1978; Tekeli, 1984) yöntemiyle fayın sol yönlü doğrultu boyunca hareket ettiği bilinmektedir. Buna karşılık Demirkazık-Elekgölü arasında Kuvaterner yaşlı etek döküntüsü ve yelpazelerini kestiği bölümlerde eğim atım izlenmiştir. Bu alanda doğu blok batıya oranla yaklaşık 8-10 metre kadar aşağıda yer almaktadır (Arpat ve Şaroğlu 1975). Bu duruma göre Ecemiş fayının sol yönlü doğrultu atımlı olması söz konusu olmakla beraber en son (Kuvaterner) hareketinin eğim yönünde olduğu söylenebilir. Sol yönlü doğrultu atım bileşenli eğim atımlı fay olduğu diğer bir olasılıktır.ecemiş fayının Dündarlı-Pozantı arasındaki bölümünün Kuvaterner yaşlı kaya topluluk larını kesmesi, morfolojik olarak çok belirgin olması ve bölge, fay zonundaki yerleşme alanlarında yıkıcı olmayan depremlerin hissedildiğinin anlaşılması (Kandilli) nedeniyle aktif bir fay olarak değerlendirilmiştir.(şekil 15 de yüz yıllık episantr dağılımlarını görebiliriz). 38

39 Şekil.13: Ecemiş Fayı(Yetiş) 39

40 Şekil.14: Ecemiş Fay Zonu nun evalüsyonu nun blok diyagram gösterimi.(a.beyhan,1994) 40

41 Şekil.15: Ecemiş Fay Zonu nun Sismik Episantrları(A.Beyhan,1994) 41

42 Şekil 16 : ERTS-A görüntülerinden yararlanılarak Ecemiş fayı için, hazırlanan taslak yapı (Yetiş 1978). 5. Deprem Parametreleri Deprem olayı, yerkabuğunda meydana gelen bir takım kırılma ve kayma hareketlerinin fiziksel bir sonucudur. Deprem, yerkabuğunun belli bir derinliğinde ortaya çıkar ve dalgalar halinde yayılır. Bu yer, bir nokta, bir çizgi veya bir 42

43 düzlem şeklinde olabilir. Bir depremin yerkabuğu içindeki başlangıç yerine iç merkez (hiposantr odak noktası, ocak) denir. Depremin yeryüzünde en şiddetli duyulduğu yere dış merkez (episantr, merkez üssü) adı verilir. Dış merkez, iç merkezin dik olarak tam üstüne rastlar. Yani iç merkezden yer yüzeyine çıkılan dikmenin yeryüzünü kestiği noktaya dış merkez denir. İç ve dış merkezler arasındaki bu mesafeye iç merkez derinliği (odak noktası derinliği) denir. Bu derinlik çoğu kez km arasında değişir.iç merkez, genelde kırık hatları veya fay üzerinde bulunur. Fay üzerinde ilk kırılmanın olduğu an, depremin oluş zamanı dır. Deprem oluş zamanı ve yerinin saptanmasında dünyada çok sayıdaki deprem istasyonu kayıt yapar. Kırılma olayı bu noktadan başlar ve fay boyunca aktarılarak çevreye yayılır. Deprem sırasında bir takım dalgalar oluşur. Bu dalgalar tıpkı su veya ses dalgaları gibi her doğrultuda titreşerek yüzeye erişirler. Yeryüzüne çıkınca sarsıntı halinde duyulur ve çeşitli yıkıntılar yaparlar. Depremin en yıkıcı olduğu nokta dış merkez dir. Dış merkez, bir nokta olabildiği gibi, en çok hasar gören noktaları içine alan bir bölge durumunda da olabilir. Bu bölgeye dış merkez bölgesi (Episantr bölgesi) denir. Bir deprem olduğunda, deprem alanındaki arazi verileri ve oluşturduğu tahribata göre, deprem şiddetini gösterir haritalar hazırlanır. Aynı derecede sallanan veya hasar gören noktalar, birbirleri ile birleştirilerek eş deprem eğrileri ve sonunda da bunlardan yararlanılarak deprem haritaları hazırlanır. Bu haritalarda en içte kalan eş deprem eğrisinin çerçevelediği alan, en büyük hasarı gören depremin dış merkez bölgesidir Deprem Dalgaları Deprem, yerkabuğunun kırılması veya önceden mevcut olan bir kırık hattı boyunca kabuğun bir bölümünün hareket etmesidir. Yerkabuğunda hareket meydana getiren bu kırıklara fay (fault) adı verilir. Faylanma olayı sonucu ortaya hızları ve doğrultuları farklı, bir takım sismik dalgalar çıkar ve bunlar çevreye yayılarak deprem dalgalarını oluşturur. Depremlerde gerek iç merkezden ve gerekse dış merkezden çıkan çeşitli deprem dalgaları, yerkabuğu içerisine yayılarak çevreye dağılır. Başlıca üç tür deprem dalgası vardır. 43

44 P dalgaları Dış merkeze ve deprem kayıt istasyonuna ilk gelen deprem dalgalarıdır. Primer dalgalar olarak da isimlendirilirler. Hızları en fazla olan dalgalardır. Bu dalga çeşidinde, zemin taneciklerin titreşim doğrultusu, depremin yayılma doğrultusunda olur. Bu dalgalar boyuna dalgalardır ve ileriye-geriye doğru tekrarlanan titreşim hareketi yaparlar. P dalgaları, katılığı sıfır olan gaz veya sıvı ortamlardan geçebilir. Bu dalgaların hızı, içerisinden geçtiği ortamın katılığı, esnekliğine ve yoğunluğuna bağlıdır. Hızları 6-72 km/sn dir S dalgaları Depremin dış merkezine ve deprem kayıt istasyonuna ikinci olarak gelen dalgalardır. Sekonder dalgalar olarak da isimlendirilirler. Hızları P dalgalarına oranla daha azdır. Bu dalga çeşidinde zemin taneciklerinin titreşim doğrultusu, depremin yayılma doğrultusuna diktir. S dalgalarına enine dalgalar adı da verilmektedir. Hızları 4 km/sn dir. S dalgaları yalnız katı cisimlerde oluşabilir. Sularda ve gazlı ortamlarda oluşmazlar ve bu tür ortamlardan geçemezler. Bu özellikleri ile yer yapısının saptanmasında çok önemli rol oynarlar L dalgaları Depremin dış merkezine ve deprem kayıt istasyonuna en geç gelen dalgalardır. Buna rağmen bu dalgalar, depremlerde en büyük yıkımı yapan can ve mal kaybına yol açan dalgalardır. Bu dalgalar özellikleri gereği S dalgalarına çok benzerler. Peryodları ve dalga boyları daha büyüktür fakat hızları S dalgalarından çok azdır. Bunlar, yeryüzüne yakın hareket ederler bu nedenle de bunlar yüzey dalgaları olarak da bilinir.yukarıda belirtilen deprem dalgaları iç merkezde boşalan enerjiyi uzaklara taşırlar. Bu taşıyıcı dalgaların amplitüdleri de, merkezden uzaklaştıkça küçülürler. İyi kayıt edilmiş bir depremin merkezi nerede olursa olsun, enerjisi dolaysıyla magnitüdü hesaplanabilmektedir. Depremin enerjisi ile magnitüdü arasında aşağıdaki bağıntı bulunur. 44

45 LogE=12+1,8M dir. (E=Enerji, M=Magnitüd) Depremler, sismograf adı verilen aletlerle kayıt edilir. Bu aletlerin çalışma prensibi, deprem dalgalarını kayıt ve analiz etmek üzerinedir. Bu aletler üzerinde siyah içli bir kağıt bulunur. Oluşan bir depremdeki deprem dalgaları, bu kağıdın üzerine alete bağlı bir iğne ucuyla kayıt edilir. Kağıt üzerine çizilen bu şekle sismogram adı verilir. Deprem dalgaları kayıt sırası, kayıt istasyonundan itibaren önce P dalgaları, sonra S ve en son olarak da L dalgaları şeklindedir. Deprem dalgalarında çizgiler doğru şeklinde değil, dalgalıdır, yani bir çeşit sinüs eğrileri şeklindedir. Şekil.17: P, S ve L deprem dalgaları(e.karaman ve Y.Kibici) En hızlı yayılan P dalgaları, sismograf aletine ilk önce ulaşır. Sismograflarda ilk kayıt edilen titreşimlere ilk veya haberci sarsıntılar adı verilir. Bunlar deprem istasyonuna ilk gelen dalgalardır. Bunlardan sonra, depremin esas dönemi başlar ve bu dönemde S dalgaları ve L dalgaları gözlem yerine ulaşmaya başlar. Bu dalgalar ilkine oranla daha uzun periyodludur. L dalgalarının bir başlangıcı vardır. Bunu maksimum bir dönem izler ve genliğin yavaş yavaş azalması ve periyodun kısalmasıyla son bulur. Odak noktası, istasyona ne kadar yakınsa, sismografdaki dönemler o kadar birbirlerine yakın olacağından, dalgalar birbirini içerisine girebilir. Dönemlerin birbirlerinden ayrılmaları halinde Laska formülleri ile istasyon ve merkez arasındaki uzaklık hesaplanabilir. *(S-P)-L=1000 km *L-P/3=1000 km Depremin yer yüzeyinde yaptığı şiddet derecelerinden yararlanarak, iç merkez tayini, basit bir hesapla yapılabilmektedir. m=e deki deprem şiddeti n=g deki deprem şiddeti d=e ile G arasındaki uzaklık r=g ile F arasındaki uzaklık h=e ile F arasındaki uzaklık α=emerjans açısı (deprem dalgalarının yeryüzüyle kesişme açısı) 45

46 h=tanα d dir. E ile G noktalarındaki depremlerin şiddetleri iç merkeze olan uzaklıklarının kareleriyle ters orantılıdır. n/m=h²/r²=sin² n/m=sin² dir. Episantr, E (m) d Gözlem, G (n) h r α Hiposantr, Odak (F) Şekil.18: Depremlerde iç ve dış merkezler arasındaki mesafenin belirlenmesi Yukarıdaki formüllerde n ve m bellidir ve bunlar ölçülebilir. Buradan α açısı bulunur. A açısı bulunduktan sonra h=tan α d formülünde yerine konularak h mesafesi bulunabilir Deprem in Şiddeti Deprem şiddeti, oluştuğu bölgedeki yaptığı hasarı, tahribatı ve yıkımı gösterir. Depremin şiddeti, depremin büyüklüğü ile çok yakın ilişkilidir. Dünyada her gün çok sayıda ve değişik şiddetlerde deprem oluşur. Depremlerin büyük bir kısmı hafif şiddette olduğu için insanlar tarafından algılanamaz, sadece özel hassas sismograflarca belirlenirler. Depremler esnasında, bir noktadaki sarsıntının algılanması, o yerin odaktan uzaklığı ve o noktaya ulaşan sismik dalgaların türü ve özelliklerine bağlıdır. Depremin magnitüd süresi ve dış merkeze yakınlığı oluşan hasarlarda önemli rol oynar. Depremlerin, jeolojik birimler üzerinde değişik etki dereceleri bulunur. Kayaçlarda depremin şiddeti azalmamış veya artmamış ise, bu şiddete gerçek deprem şiddeti adı verilir. Böyle bir depremin şiddetine, yüzeyindeki yerel jeolojik yapıların hiçbir etkisi olamamıştır. Halbuki çoğu depremlere az veya çok bazı faktörlerin etkisi vardır ve bu faktörler gerçek şiddetin ortaya çıkmasını engeller. Bize kadar gelen bu gerçek şiddet, doğrudan depremin etki yerinde görülür. Bazı hallerde deprem şiddeti, gerçeğine oranla azalmış veya çoğalmış. Buna 46

47 görünür deprem şiddeti adı verilir. Görünür deprem şiddetinden yararlanarak, gerçek deprem şiddeti yaklaşık olarak bulunabilmektedir Deprem in Şiddeti ve Büyüklüğü nün Belirlenmesi Depremlerde büyüklük kavramı, depremin çıkardığı enerjidir. Şiddet ise, deprem büyüklüğünün doğurduğu bir sonuçtur. Deprem oluşumları zaman içerisinde rassallık gösterdiği için, geçmişteki depremler kullanılarak gelecekteki depremleri tahmin etmek veya bunların büyüklüklerini ve şiddetini tanımlayabilmek için bir çok yöntem kullanılmaktadır. Örneğin, Mercalli-Sieberg(Ms) yöntemi, Poisson yöntemi, Gumbell yöntemi vb gibi.bunlar arasında Mercalli-Sieberg yöntemi ile Gutenberg- Richter yöntemi ülkemizde ve dünyada en yaygın kullanılan yöntemlerdir. (Ms) ölçeği doğrudan depremin şiddetini verirken, Richter ölçeği ise depremin büyüklüğünü ortaya koyar. Aşağıda bu yöntemler hakkında kısaca bilgi verilmiştir Mercalli Sieberg (Ms) ölçeği Bu yöntem, olagelen depremlerin şiddetleri ve oluşturduğu hasarlarından esinlenerek geliştirilmiştir. Burada depremler, 1. dereceden 12. Dereceye kadar değişik şiddet derecelerine ayrılır ve depremlerin insanlar tarafından algılanması ve oluşturduğu hasar oranları burada ana kriterlerdir. Örneğin 1. Derecedeki deprem insanlar tarafından algılanamaz, sadece özel sismograflar tarafından tespit edilebilir. Diğer derecelere doğru algılanma ve tahribat artarak devam eder. Nihayet 12. Derecede tüm binalar yıkılır, insan ve canlı için ufuk ve yataylık kavramı yok olur Richter ölçeği (1-8,5M) Günümüzde depremlerin büyüklüğünü saptamak için, dünyada en yaygın kullanılan ölçektir. Burada depremler, 1 ile 8,5 arasında büyüklük derecelendirmesine ayrılır. Belirli bir bölgede kayıt edilen depremlerin oluş sayıları (frekansı) ile belirli aralıklı magnitüdleri arasında doğrusal bir bağıntı olduğu ilk kez, Gutenberg-Richter, (1942) tarafından ortaya konmuştur. Bu ilişki basit bir formül ile şöyledir. 47

48 *LogN=a-bM N=Depremlerin frekansı M=Yüzey dalga magnitüdü a=depremin yeri ve oluş zamanına bağlı bir katsayı b=deprem bölgesinin yapısal özelliklerine bağlı bir katsayı (a.b=regresyon katsayıları) Günümüzün teknik olanakları ile her hangi bir bölgede olan depremin odak noktası, magnitüdü, şiddeti ve oluş zamanı ile bunlara dayanarak depremle ilgili çeşitli parametreler hesap edilebilmektedir. Bu parametrelerden istatistiksel bir yaklaşımla sismik risk hesabı yapılabilmektedir. Sismik risk analizinde geçmiş deprem bilgileri önemli kaynak oluşturur. Geçmişteki depremlerden deprem lerden hareketle, ileride tekrarlanması muhtemel depremlere ilişkin matematiksel bir yorum getirilmesi istatistiksel olarak mümkün olmaktadır. Sismik risk analizinden amaç,eskiden olmuş depremlere ait eldeki verileri, jeolojik ve tektonik yapıyı da inceleyerek sismolojik, istatistiksel ve diğer bilgilerle düzenli bir şekilde birleştirerek, ileride beklenmesi muhtemel olabilecek deprem tehlikesine karşı belirli olası değerleri saptayabilmektir. Halen pek çok ülkede sismik risk analizi üzerinde uygulamalı çalışmalar yapılmaktadır. 48

49 Tablo 5: Ms Şiddet skalası(koeri) 5.4.Deprem Episantrı nın Belirlenmesi Dünyanın her hangi bir noktasında meydana gelen önemli depremlerden hemen birkaç dakika sonra depremin oluştuğu yer ajanslardan anında bildirilir. Bu kadar kısa süre içerisinde deprem merkezi nasıl belirlenebilmektedir? Aşağıda bu konu kısaca açıklanmıştır. 49

50 Bilindiği üzere Dünya üzerinde farklı yerlerde çok sayıda deprem kayıt istasyonları bulunur ve bunlar günün 24 saati kayıt yapmaktadırlar. Her hangi bir noktada meydana gelen depremden sonra etrafa yayılan deprem dalgaları, bu kayıt istasyonlardaki hassas sismograflarca kayıt edilir. Nasıl ki, durgun bir su ortamına bir taş parçası atıldığında meydana gelen dairesel dalgalar, giderek açılır ve çok uzaklara kadar devam ederse; deprem sonucu açığa çıkan sismik dalgalar da, tıpkı su dalgaları gibi dairesel bir şekilde açılır ve tüm kayıt istasyonlarına kadar ulaşır. Bu dalgalar yardımıyla, her kayıt istasyonu dalganın sismik ve jeofizik özelliklerinden yararlanarak, deprem noktasının kendisinden ne kadar uzaklıkta olduğunu anında bilgisayar ortamında hesap eder. Böylece her bir kayıt istasyonu Dünya haritası üzerinde kayıt istasyonu merkez olmak üzere, belirlenen bu mesafede tam bir daire çizer. Depremin yeri bu daire üzerinde her hangi bir noktada bulunmaktadır. Ancak tek bir kayıt istasyonu kendi başına depremin odak noktasını tam koordinatları ile belirleyemez. Deprem odak noktasının koordinatlarını tam belirleyebilmek için en az iki veya daha fazla sayıda ek deprem kayıt istasyonunun verilerine ihtiyaç bulunur. Örneğin bir deprem merkez üssünün (episantr) kayıt istasyonuna uzaklığı 350 km olarak belirlenmişse, bunun ifade ettiği anlam, bu noktanın, kayıt istasyonundan 350 km yarıçaplı bir daire üzerinde bulunduğudur. Ancak bu dairenin hangi noktasında depremin meydana geldiğini saptayabilmek için, birbirlerine on-line (anında) bağlantı kurabilen diğer 2 istasyonun kayıt verileri devreye sokulur. Örneğin: A istasyonu, depremin kendisinden 350 km uzaklıkta bulunduğunu belirlemiş olsun: B istasyonu, depremin kendisinden 150 km uzaklıkta bulunduğunu belirlemiş olsun: C istasyonu, depremin kendisinden 500 km uzaklıkta bulunduğunu belirlemiş olsun: Yukarıdaki bu üç istasyonun her biri kendilerinin saptadığı ilgili uzaklık bilgilerini anında bir diğerine bildirilir ve yine anında Dünya koordinat sistemli haritalar üzerinde ilgili yarıçaplı daireler çizilir. Bundan sonra depremin yerini belirlemek artık kolaylaşmıştır. Çünkü, bu dairenin ortak kesim noktası depremin oluştuğu merkez üssünü verir (Şekil 19). Depremin meydana geldiği bu nokta koordinat sistemi ile belirlenir. Gerekirse daha da detaylandırılarak nokta, mevki ve şehir kasaba ismiyle kamuoyuna duyurulur. 50

51 Şekil.19: Deprem merkez üssünün belirlenmesi(e.karaman ve Y.Kibici) 5.5. Odak Mekanizması Çözümü Depremler ile ilgili saha gözlemlerini çoğalması ve 1900 lerden sonra depremlerin aygıtlarla algılanması ile birlikte deprem kaynağının ne olduğu konusunda önemli adımlar atıldı. İlk olarak Reid (1910) tarafından, tektonik bir depremin oluşum nedenini, kayalarda biriken esnek yamulma enerjisinin kayanın direncini aşarak kayanın kırılması olayı olduğu biçiminde somut bir açıklama getirildi. Bu kurama esnek serbestleme kuramı denir. Belirli bir yönde gerilme altında tutulan cisim için esnek serbestleme olayı (Şekil 20) da gösterilmiştir. Şekil:20. Elastik yenilenme kuramına göre bir fayın aşama aşama gösterimi. Bir depremin çeşitli cisim dalgası fazlarının ilk hareket bilgileri toplandıktan sonra, odak mekanizması çözümünü elde etmek için birkaç yol vardır. Okunan ilk hareket bilgilerini bir odak küresi üzerine uygun bir izdüşüm tekniği ile aktarmak en çok benimsenen çözüm biçimidir. Bu amaçla merkezi, Wulff (eşit açı) ve Schimdt (eşit alan) iz düşüm teknikleri kullanılmaktadır. (Şekil 21) de odağın küre üzerinde 51

52 olduğu varsayımından hareketle bir istasyonun eşit alan tekniğine göre ekvator düzlemine eş düşürülmesi gösterilmiştir. Şekil.21: Schimdt eşit-alan izdüşüm yöntemine göre odak mekanizması çözümü aşamaları gösterimi. Şekil. 22: Jeolojik faylanma taslakları ile ilgili odak mekanizma çözümlerinin ilişkisi. a)normal faylanma b)ters faylanma c)doğrultulu faylanma d)oblik faylanma Görüldüğü gibi, odak mekanizması çözümleri deprem faylanması nın doğrultusu ve ilgili levha sınırının hareket doğrultusu verdiğinden Levha Tektoniği ne önemli katkıları sağlamışlardır. 52

53 6. Bölgenin Sismik Etkinliği yılları arasında Orta Anadolu Ova bölgesinde oluşmuş hasar yapıcı ve yüzey kırığı oluşturmuş (Ms 4.6) yalnızca 5 deprem meydana gelmiştir (Tablo. 6) Kırşehir-Keskin depremi (M=6.6) dışında üzerlerinde önemli sayılabilecek bir deprem olmamıştır. Ancak tarihsel kayıtlar, Tuzgölü fay zonu üzerinde önemli yıkıcı büyük depremlerin olduğunu belgelemektedir Sismik etkinliğinin dağılımı Orta Anadolu Ova bölgesinin depremsellik açısından, Türkiye nin diğer bölgeleriyle karşılaştırıldığında en sakin bölge olduğunu söyleyebiliriz (Şekil.24). Ancak burasının güvenli bir bölge olduğunu anlamına gelmez. (Şekil:24-25) leri incelediğimizde Orta Anadolu Ova bölgesinde bazı önemli şehirlerimizin tehdit altında olduğunu görürüz. Ayrıca (Şekil.23) ü incelediğimizde Aksaray ilinin sismolojik dağılımını görürüz Tablo. 6 : yılları arasında Orta Anadolu Ova bölgesinde (Ms 4.6) büyük olan, can kaybı ve hasara neden olan depremlerin tablo ve grafiksel (Ms-zaman) açıklaması. 53

54 Şekil.23 : tarihleri arasında Aksaray ilinde meydana gelen, (Ms 4.0) olan depremlerin sismik episantr dağılımı. 54

55 Şekil.24 : Türkiye nin son bir yıl (2003) sismik Episantr dağılımları(koeri) 55

56 Şekil.25:Orta Anadolu Ova bölgesinin ( ) yılları arasında sismik Episantr dağılımları.(koeri) 56

57 7. Raporları Tutulmuş Olan Güncel Depremler 7.1. Güdül Depremi 22 Ağustos 2000 tarihinde Uruş beldesinin (Beypazarı-Ankara) 3 km kuzeyinde küçük büyüklükte (MI=4.8) bir deprem olmuştur. Depremin aletsel dış-merkezi, 40,25K ve 32,13D (DAD) koordinatları arasında saptanmıştır. Depremin gözlemsel merkezi (şiddete dayanan) ise Kırkavak-Sağar ile Tahtacıörencik köyleri arasında yer almıştır (Şekil 26 ve 27). Uruş Fayı-Çeltikçi Fayı olarak isimlendirilen fay, K80D doğrultulu olup, Devrez Fayı-Orta Fayı nın (Demirtaş vd. 2000b) batı devamı (?) gibi görünmektedir (Şekil 26 ve 27). Bu depremde Uruş Fayı nın hareket ettiği tahmin edilmektedir. Uruş Fayı, Kırkavak, Sağar ve Tahtacıörencik köyleri civarında topoğrafik olarak çok belirgindir. Bu köyler civarında belirgin normal fay sarplıkları izlenmektedir. Bu özellikler, fayın Orta Fayı na benzer şekilde sağ yanal doğrultu atım bileşenli normal atımlı fay olduğunu göstermektedir. Deprem, yüzeyde herhangi bir deformasyon oluşturmamıştır. Depremin Cimder (Kırkavak)-Tahtacıörencik arasında, 6.2 km derinlikte yaklaşık 1-2 km uzunlukta bir yırtılmaya neden olduğu düşünülmektedir. Deprem, Uruş un 3 km güneydoğusunda bulunan ve jips gibi birimlerden oluşan Akyar Tepe kayalıklarında kaya düşmelerine neden olmuştur. Akyar Tepe nin hemen güneyinde dar ve derin vadi şeklinde Kirmir Çayı akmaktadır. Akyar Tepe kayalıkları, Kimir Çayı nın yatağını daha derin kazması sonucu gelişmiştir. Bu durum bölgenin bölgesel olarak yükseldiğinde işaret etmektedir. 22 Ağustos ile 29 Ağustos arasında olmuş artçı depremler Uruş Fayı ve yakın civarında dağılım göstermiştir. En önemli artçı depremlere ait bilgiler, Tablo 3 de özetlenmiştir. Çizelgeden artçıdeprem derinliklerinin yeryüzünün 1.7 km ile 10.2 km altında değiştiği görülmektedir. Bölgenin miyosen yaşlı görsel birimler ve volkanitler üzerinde kurulması nedeniyle hasar hiç olmamıştır. Deprem odak derinliği (6.2 km) yüzeye çok yakın olduğu için çok yerel ölçekte hafif hasar gelişmiştir. Deprem, Uruş fayının 2 km güneyinde, 12 villa tipi konutta, çatlaklara neden olmuştur(resim 57

58 3 ve 4). Bu villalardaki hasar, yapım hatasından kaynaklanmış olup önemli hasar olarak nitelendirilmektedir. Deprem, ayrıca Cimder (Kırkavak), Tahtacıörencik, Sağar, Kayıköy, Karacaviran, Özköy, Katla, Adalıkuzu, Garipçe köyleri ve güdül merkezde çok hafif ölçekte hasara neden olmuştur. Deprem, Beypazarı nda hiç hasar yapmamıştır. Hasarın çok hafif olması, kuvvetli yer hareketi (%5g) süresinin kısa olması ve büyüklüğünün çok küçük olmasından ileri gelmiştir. Depremin şiddeti, dış-merkez ve yakın civarını kapsayan çok dar bir alan için V(MSK) olarak belirlenmiştir. Şekil.26: Uruş-Güdül Fayı ve Kuzey Anadolu Fay Zonu ile olan ilişkisi.( Şekil. 27: Uruş-Güdül Fayı.( 58

59 Tablo. 3: Önemli artçı-depremlerin listesi.( (3) (4) Resim. 3 ve 4: Villalardaki Hasarlar.( Çankırı Depremi 06 Haziran 2000 günü saat de Orta Anadolu nun kuzeyinde orta büyüklükte bir deprem meydana gelmiştir (Şekil.28). Deprem Orta Anadolu ve Karadeniz bölgesinde geniş bir alanda hissedilmiş, Çankırı ilinin Orta, Çerkeş, Şabanözü, Atkaracalar, Kurşunlu ile Ankara ilinin çubuk ve Kızılcahamam ilçelerinde hasara yol açmıştır. En fazla hasar ise Orta ilçesi ve köylerinde yoğunlaşmıştır. Kesin olmayan açıklamalara göre deprem sonucunda 3 kişi ölmüş, yaklaşık 200 kişi yaralanmış ve 3000 den fazla yapı hasar görmüştür. Hasarlar daha çok yapı kalitesi kötü köy yerleşmelerinde gerçekleşmiştir. Kırsal alandaki en fazla hasar Orta ilçesinin batısında kabaca K-G yönünde sıralanan köylerde meydana gelmiştir. Çeşitli kuruluşlardan edinilen verilere (USGS, KOERİ, HARVARD, ERI) göre depremin aletsel dışmerkezi (episantr) Kuzey Anadolu Fayı nın yaklaşık km güneyine rastlamaktadır.(şekil.29). aletsel episantr ve en fazla hasar alanının uyumu göz önüne alınarak adı geçen deprem Orta Depremi olarak adlandırılmıştır. Çalışmada depreme yol açan aktif fayın belirlenmesi ve oluşan hasara etki eden jeolojik faktörlerin ortaya konulması amaçlanmıştır. 59

60 Şekil.28: Türkiye Diri Fay Haritası (Şaroğlu ve diğ. 1992) ve Orta depreminin lokasyonu.(mta Kayıt Raporları) 60

61 Şekil.29: Orta depremi ( ) için önerilen dış merkez (episantr) lokasyonları. 61

62 Sismolojik Veriler Depremin yeri, büyüklüğü ve derinliği ilişkin çeşitli kuruluşlardan elde sismolojik veriler (Tablo 4) de gösterilmiştir. Tablo 4: Depreme ilişkin çeşitli kuruluşlarca açıklanmış sismolojik bilgiler. Kandilli: Boğaziçi Üniversitesi Kandilli Rasathanesi, DAD: Bayındırlık Bakanlığı, Deprem Araştırma Dairesi, USGS-NEIC: USGS National Earthquake Infotmation Center, HRDV: Harvard University Seismology Group, ERI: Tokyo University Earthquake Research Institute HRDV: Çeşitli kuruluşlarca önerilen episantr koordinatları birbirine yakın olup Çerkeş güneyi-orta batısına rastlamaktadır. Magnitüdü 4 ten büyük artçı şokların episantr ları da ana şokla aynı bölgede yer almaktadır (Şekil 30). Yapılan fay düzlemi çözümleri depremin eğim atımlı (normal) kırılma (faylanma) sonucu oluştuğunu göstermektedir (Şekil 31) Aktif Tektonik Özellikler Mevcut bilgilere göre depremde en fazla hasarın gerçekleştiği Çerkeş-Orta- Şabanözü yöresine en yakın aktif fay Kuzey Anadolu Fayı dır. Bu fay deprem bölgesinin kuzeyinde yer alır (Şekil 28,29,30). Ilgaz-Çerkeş arasında Kuzey Anadolu Fayı K80 D genel doğrultuludur. Bu alanda KAF nın aktif kırığı tek bir çizgisel yapı oluşturur. Son yıllarda bölgede yapılan gözlemler Kuzey Anadolu Fayı yakın çevresinde ana fayın doğrultusuna aykırı uzanan bazı açılma çatlaklarının varlığını ortaya koymuştur (Ömer Emre ve Fuat Şaroğlu, yayınlanmamış bilgi). Bunların en tipik olanları İsmetpaşa kuzeyinde fayın kuzey bloğunda yer alan İmanlar ve güney bloğunda yer alan Çavundur açılma Çatlağıdır (Şekil 29,30). Her iki açılma çatlağında da sıcak su çıkışları ve güncel traverten oluşumları izlenir. Yaklaşık 500 metre uzunluğunda olan İmanlar açılma çatlağı KAF nın 10 km kuzeyinde yer alır ve 62

63 K20 B doğrultuludur. Güney boktaki Çavundur açılma çatlağı ise belirgin olarak 300 metre uzunluğunda olup K18 D doğrultuludur. Kuzey Anadolu Fayının bu kesiminde son yüzyılda magnitüdü 6.0 ve daha büyük dört yıkıcı deprem meydana gelmiştir. Bunlardan, 1943 (M 7.2), 1944 (M 7.2) ve 1951 (M 6.9) depremlerinde yüzey kırılması oluşmuştur (Ambraseys, 1969, 1988) 1953 depreminde (M 6.1) ise yüzey kırılması gelişmemiştir. Önerilen episantr lokasyonları ve hasar dağılımına göre Orta depreminin Kuzey Anadolu fayında yaklaşık km uzaklıktaki bir alanda gelişmiş olduğu ortaya çıkmaktadır. Deprem öncesi mevcut bilgilere göre bu bölgede herhangi bir aktif fay tanımlanmamıştır. Ancak, deprem sonrasında yapılan hava fotoğrafı incelemesi ve saha gözlemleri orta batısında K-G doğrultusunda uzanan ve jeomorfolojik özellikleri açısından aktif olarak tanımlanabilecek bir fayın varlığını ortaya koymuştur (Şekil 29,30). Bu fay dodurga fayı olarak adlandırılmıştır Dodurga Fayı Orta ilçesinin 10 km batısında yer alır. Yaylaçukuören-Bayındır köyleri arasında fayın toplam uzunluğu 22 km dir. Genel doğrultusu K10 D dur. Doğrultusu Kuzey Anadolu Fayı ile 70 lik açı yapar. Buğurören yöresi hariç birbirini izleyen kırıklardan oluşmuştur (Şekil 32). Güney ucu dışında genelde Miyosen-Pliyosen yaşlı volkanit ve volkanosedimanter kaya topluluklarında izlenir (Şekil 33). Ortabayındır yöresinde kumtaşı, kiltaşı, çamurtaşı, kireçtaşı ve marndan oluşan üst kratese yaşlı çökeller yüzlek verir. Güney kesiminde heyelanların yaygın olması nedeniyle dokanak ilişkilerine göre faya ilişkin yorum yapmak güçtür. Buğurören köyü yöresi ve kuzeyinde ise Miyosen-Pliyosen yaşlı volkanit ve volkano sedimanterlerden oluşan istifteki farklı birimler fay boyunca karşı karşıya gelmiştir. Dentiritik drenajla parçlanmış ve genelde dağlık rölyef özellikli bölgesel jeomorfoloji içerisinde Dodurga fayı K-G uzanımlı bir topoğrafik uyumsuzluk oluşturur. Devrez Çayı tarafından drene edilen Orta depresyonunu batısını sınırlandıran fayın batı bloğu morfolojik olarak yukarıdadır. Fayın batı bloğu 63

64 ortalama metreler seviyesinde yüksek plato karakteri gösterir. Bu yüksek plato dar ve derin vadilerle yarılmıştır. Güneyindeki 10 km lik kesiminde fayın doğu bloğunun ortalama yükseltisi ise metredir. Bu kesimde alüvyon dolgulu vadi tabanları geniş yer tutar. Fayın güney kesiminde heyelanlar nedeniyle aktif fay morfolojisi bozulmuştur. Kuzeye doğru gidildiğinde aktif faylara özgü morfolojik bulgular artar. D-B yönünde gelişmiş olan drenaj, kuruluş ve gelişim özellikleri açısından fayın kuvaterner içerisinde aktif olduğunu gösterir. Buğuören yöresinde kıskaç drene 1.5 km, güney kesiminde ise Yazır çayında yaklaşık 2 km sol yönlü dirseklenme izlenir (Şekil 32). Bunların dışında Dodurga nın yaklaşık 750 metre kuzeyinde küçük bir sel kanalında metrelik sol yönlü doğrultu atım bileşenini gösteren veriler olarak kabul edilmiştir. Öte yandan, Dodurga-Buğurören arası ve Buğuören yakın kuzeyinde fayın doğu bloğunda batı-kuzeybatı yönüne eğimli yüzey tiltlenmesi izlenmiştir. Bu tip yüzey tiltlenmesi aktif normal faylara özgüdür. Bu morfolojik veriler Dodurga fayının doğu bloğu aşağıda sol yönlü doğrultu atım bileşenli normal fay olduğuna işaret etmektedir. Fay çizgisi boyunca eski depremlere ilişkin belirgin sarplıklar izlenememiştir. Bu durum yüzey yırtılması ile sonuçlanan depremlerin tekrarlanma süresinin çok geniş aralıklı olması ile açıklanabileceği gibi fayda, gelişmiş olan eski depremlerin depremi gibi yüzey yırtılmasına yol açan büyüklükte olmadığına da yorumlanabilir. Gözlemler bu köylerdeki yıkımlarda heyelan kütlelerinde meydana gelen aktivite sonucu oluşan zemin deformasyonlarının rol oynadığını göstermiştir. Atkaracalar- Kurşunlu-Tosya koridoru ile Şabanözü ve Çubuk kuzeyinde hasarın yoğun olmasının başlıca sebebi heyelan reaktivitesidir. Yapı kalitesi aynı fakat ana kaya üzerine kurulu, topoğrafyası düz veya az eğimli yerleşmelerde fazla hasar meydana gelmediği görülmüştür. 64

65 Çankırı Depremi nin Değerlendirilmesi Hasar dağılımı ve sismolojik veriler tarihli Orta depreminin (Mw 6.1) Kuzey Anadolu Fayının yaklaşık 35 km güneyinde yer alan kabaca K-G uzanımlı Dodurga fayı üzerinde gerçekleştiğini ortaya koymaktadır. Bu fayın toplam uzunluğu 22 km olup jeomorfolojisinden sol yönlü doğrultu atım bileşeni olan normal fay karakterinde olduğu anlaşılmaktadır. Bu fay, yakınındaki Çavundur ve İmanlar açılma çatlakları gibi Kuzey Anadolu Fayı yakın çevresinde kıta içerisinde gelişen D-B yönlü gerilmeyi temsil eden aktif bir tektonik yapı olarak tanımlanabilir. Saha bulguları depremde fayın 10 km lik güney yarısında yüzey kırılması emaresi olarak değerlendirilebilecek küçük boyutlu bazı çatlakların geliştiğine yorumlanabilmektedir. Ancak bunlardan kırılmanın niteliğine ilişkin veri toplanamamıştır. Depremde, özellikle kaya düşmesi, moloz ve toprak akması gibi küçük çaplı kütle hareketleri gelişmiştir. Mevcut olan heyelanların çoğunluğunda ise tetiklenme sonucu reaktivite izlenmiştir. Heyelan reaktivitesi dodurga fayı boyuca yoğundur. Bu faydan uzak alanlarda ise reaktivitede heyelan kütlelerinin özel koşulları belirleyici olmuştur. Depremde meydana gelen hasarın dağılımı Çerkeş-Orta-Çubuk arasında K-G yönünde uzanmaktadır. En fazla hasar ise Dodurga fayı yakın çevresinde oluşmuştur. Bu fay yakın çevresi dışında deprem daha çok heyelan kütleleri üzerine kurulu kırsal yerleşmelerde hasara yol açmıştır. Bölgenin yeniden imarı konusunda yapılacak düzenlemelerde jeolojik açıdan heyelanlı alanlardan kaçınılması zorunluluğu vardır. MTA tarafından bölgenin 1: ölçekli heyelan ve jeoloji haritaların karar vericilere katkı sağlayacağı umulmaktadır. 65

66 Şekil 30: Orta depremi sonrası tarihlerinde meydana gelen artçı depremlerin dağılımı (KOERI). 66

67 Şekil 31: Orta depremine ait fay düzlemi çözümleri (Aydan,2000). 67

68 Şekil 32: Dodurga fayı: Drenaj özellikleri ve gözlem noktaları 1.yol, 2.Morfolojik olarak (U) yükselen- (D) düşen blok, 3. Sol yönlü öteleme, 4. gözlem yeri, 5.tiltleme yönü, 6. yükseklik.( 68

69 Şekil 34: Dodurga fayı yakın çevresinin heyelan haritası. 1. yol 2. (U) Yükselen- (D) Düşen blok, 3. Sol yönlü ötelenme, 4.Gözlem yeri, 5. Tilt, 6. Yükselti, 7. aktif heyelan, 8. İnaktif heyelan. ( 70

70 Şekil 35: Ortabayındır köyünde gelişen kılcal çatlakları gösterir kroki.( Şekil 36: Dodurga köyünde Balıklıpınar havuz duvarlarında oluşan çatlakları gösterir kroki.( 71

71 Resim 5: Dodurga da tamamen yıkılmış taş örme duvarlı bir ev.(mta rapor yayınları Resim 6: Dodurga da ağır hasar görmüş kerpiç bir yapı.(mta rapor yayınları) 72

72 Resim 7: Buğuören köyünde kerpiç evlerdeki hasara örnek.(mta rapor yayınları) Resim 8: Buğuören köyünde kerpiç evlerdeki hasara örnek.(mta rapor yayınları) 73

73 8. Sonuç ve Öneriler Genel olarak Anadolu nun sismik ve tektonik haritalarına karşılaştırmalı bakıldığında, Orta Anadolu ova bölgesinin depremselliği açısından diğer bölgelere nazaran en sakin bölge (asismik bölge) olduğu bilinmektedir. Diğer yandan Orta Anadolu bölgesinde yer alan bağımsız faylar olarak bilinen Tuzgölü fay zonunda Köşker yakınlarında 1983 yılında MI=4.1, Kırşehir-Keskin fayında 1938 yılında Ms=6.6, Ecemiş fayında Develi (Kayseri) 1940 yılında Ms=5.3, 1970 yılında Gürün de 4.8 büyüklüğünde depremler olmuştur. Gerek KAFZ nundan ayrılan KD- GB yönlü faylar gerekse Anadolu bloğunda bulunan bağımsız fayların çok yakından gözlemlenmesi gerekmektedir. Son yıllarda Ankara ve yakın çevresini yakından etkileyen önemli depremler olmaktadır. Bu depremlerin hiç biri Ankara merkezli ve yıkıcı olmamıştır. Ankara yı etkileyen en önemli deprem 1 Şubat 1944 Gerede-Bolu depremidir (Ms=7.4). bu deprem, Ankara nın yaklaşık 100 km kuzeyinden geçen ve KAFZ nun Abant- Gerede-İsmetpaşa arasında uzanan segmenti üzerinde meydana gelmiştir. Bu deprem sonucu Beypazarı, Ayaş, Çamlıdere ve Kızılcahamam ilçelerinde önemli hasar ve can kayıpları (125 ölü, 158 yaralı, 1450 yıkık, 2716 hasarlı) olmuştur (Taşman 1944, Ketin 1969, Ambraseys 1970, Baran 1996, Demirtaş 2000) Kırşehir-Keskin depremi (Ms=6.6), Ankara da oldukça hissedilmiş ve önemli can kaybı ve hasara (149 ölü, 211 yaralı, 3860 yıkık) neden olmuştur.uzun süredir sismik olarak oldukça suskun olan Tuz gölü fayı üzerinde de Şereflikoçhisar, Aksaray ve Bor gibi önemli yerleşim alanları bulunmaktadır, Adana Dinar depreminin büyüklüğü, Niğde ilinde ürkütücü boyut da hissedildiği ve bazı binalarda küçük çaplı hasar yaptığını, Dinar depreminin merkez üssünün Niğde ilinde olan uzaklığını göz önüne alındığında ve çarpık kentleşme (Gece kondulaşma, hatlı bina yapımı) göz önünde bulundurduğumuz takdirde Orta Anadolu bölgesinin her zaman deprem tehdidi altında olduğunu söylenebilir. (KAFZ; Kuzey Anadolu Fay Zonu). 74

74 KAYNAKLAR 1- Arpat, E. Ve Şaroğlu, F. Türkiye deki bazı genç tektonik olaylar, TJK bülteni, No: 18, , (1975). 2-Ayhan, A. Ve Lengeranlı Y. Yahyalı-Demirkazık (Aladağlar yöresi) arasının Tektonostratigrafik özellikleri, Jeo. Müh. Dergisi, No:27, (1986). 3-Beyhan, A., Stratigraphic outline and neotectonics of the sulucaova-kovalı segment of Ecemiş Fault, M.S. METU,109 pages, (1994). 4-Göncüoğlu, M. C., Niğde Masifi nin Jeolojisi İç Anadolu nun Jeolojisi Sempozyumu, TJK 35. Bilimsel ve teknik Kurultayı, 16-19, (1981). 5-Demirtaşlı, E., Turhan, N., Bilgin, A.Z. Bolkardağları ile Ereğli Ulukışla Havzasının genel jeolojisi, MTA Raporu, No.8097, (1986). 6-Koçyiğit, A. Kıta içi yeni bir doğrultu atımlı yapı: Orta Anadolu Fay Zonu workshop-1 bildiri özleri, 3-5, Niğde, (1998). 7-Okay, A.C., Niğde-Çamardı (Maden) ve Ulukışla arasındaki bölgenin jeolojisi MTA Raporu, No.2381, (1955). 8-Sönmez, M., Ecemiş fay zonun jeolojisi, Fırat ünv. Fen bil. Enst. Doktara semineri, 47 s. Elazığ, 81997). 9-Şaroğlu, F.,Boray A., Özer, S., Kuşcu, İ., Orta Toroslar-Orta Anadolu nun güneyinin Neotektoniği ile ilgili görüşler jeomorfoloji dergisi, no. 11, (1983). 10-Yetiş, C., Ecemiş yarılım kuşağının maden boğazı kamışlı arasındaki özellikleri ve batı-doğu bloklarının stratigrafik korelasyonu Ç.Ü. temel bilimler fakültesi, Adana, 1-32, (1981). 11-Yetiş, C., ve Demirkol, C Ecemiş fay kuşağının jeotektonik evrimi H.Ü. yerbilimleri dergisi cilt. 11,1-12 (1984). 12-Arıkan, Y., 1975 Tuzgölü havzasının jeolojisi ve petrol imkanları, MTA dergisi 85, Atabey E., Tahran N., akarsu B., ve Taşkıran M.A., Şereflikoçhisar, panlı (Ankara)-Acıpınar (Niğde) yöresinin jeolojisi MTA rapor No: Görür, N., Tuzgölü-Haymana havzasının stratigrafik analizi, İç Anadolu nun jeolojisi sempozyumu, TJK, Ketin, İ., Tectonics units of Anatolia Min. Res. Expl. Inst. Bull. 66, Şengör, A.M.C.., Türkiye nin neotektoniğinin esasları,türkiye jeoloji kurumu konfernslar serisi, No:2, pp, Uğurtaş, G., Tuzgölü havzasının bir bölümünün jeofizik yorumu, MTA derg Savoja, A., Aksaray-acıgöl-Yeşilhisar(Nevşehir) bolgesinin jeolojisi ve petrol imkanları, MTA raporu No: Pisoni, Ortaköy (Aksaray), Nevşehir, Avanos ve İncesu bölgeleri jeolojisi ve petrol imkanları. M.T.A. raporu No: Uygun. A Tuzgölü havzasının jeolojisi, evaporit oluşumları ve hidrokarbon olanakları, iç Anadolunun jeolojisi sempozyumu, TJK, Uygun. A Tuzgölü havzası projesi cilt2: jeoloji raporu, MTA raporu No: Alptekin, Ö., (1978) Batı Anadolu depremlerinin odak mekanizmaları ve bunların aktif tektonik ile ilşkileri, 2. odak mekanizmaları ve plaka tektoniği modeli, jeofizik, 3, bigöl,E.(1986), Doğrultu atım sorunu ve jeolojisi, MTA yay., Eğitim serisi, No:28, Ankara. 24-Canıtez, N., (1969), Türkiye ve civarında deprem odak hareketleri ve gerilme dağılımları, İTÜ-MF. Yayını. 75

75 EKLER EK A : Türkiye nin diri Fay Haritası (Fuat, Ömer, İsmail) EK B : Türkiye nin Tektonik Haritası (Barka) EK C : Türkiye nin 2003 yılı için sismik episantr dağılımı (KOERI) 76

76 EK A : Türkiye nin Diri Fay Haritası (Fuat, Ömer, İsmail) 77

77 EK B : Türkiye nin Tektonik Haritası (Barka) 78