BATI ANADOLU ÇÖKÜNTÜ BÖLGESİ NİN PALEOSİSMOLOJİ PROJESİ (DPT 2002 K ) SONUÇ RAPORU

Transkript

1 T.C. BAYINDIRLIK VE İSKAN BAKANLIĞI AFET İŞLERİ GENEL MÜDÜRLÜĞÜ DEPREM ARAŞTIRMA DAİRESİ BATI ANADOLU ÇÖKÜNTÜ BÖLGESİ NİN PALEOSİSMOLOJİ PROJESİ (DPT 2002 K ) SONUÇ RAPORU DEPREM ARAŞTIRMA DAİRESİ RAPOR NO: OCAK

2 T.C. BAYINDIRLIK VE İSKAN BAKANLIĞI AFET İŞLERİ GENEL MÜDÜRLÜĞÜ DEPREM ARAŞTIRMA DAİRESİ BATI ANADOLU ÇÖKÜNTÜ BÖLGESİ NİN PALEOSİSMOLOJİ PROJESİ (DPT 2002 K ) SONUÇ RAPORU Bengi ERAVCI Jeoloji Y. Müh. Müjdat YAMAN Jeoloji Müh. Eren TEPEUĞUR Jeofizik Müh. Cenk ERKMEN Jeoloji Y. Müh. Türkan AKTAN Jeoloji Müh. Hakan ALBAYRAK Jeoloji Müh. Dr. Ramazan DEMİRTAŞ Jeoloji Y. Müh.

3 İÇİNDEKİLER BÖLÜM I. 1 GİRİŞ...1 Çalışma Alanının Konumu...2 Çalışmanın Yöntemleri...3 Arazi Çalışmaları...3 Hendek Açma Yöntemi....5 Sismik Boşluk Kavramı...48 Laboratuar çalışmaları...6 OSL yöntemi...6 Büro çalışmaları...9 BÖLÜM II.10 I. Etap Büyük Menderes Denizli Havzası 10 Büyük Menderes Grabeni...10 Büyük Menderes Grabeni nin Stratigrafisi...10 Büyük Menderes Grabeni Fayları...15 Denizli Havzası...17 Denizli Havzasının Stratigrafisi...18 Denizli Havzası Fayları...20 Pamukkale Fay Zonu...21 Depremsellik...25 Aydın ve Denizli İlleri ve Yakın Çevresinin Tarihsel Dönem Deprem Etkinliği...25 Aydın-Denizli ve Çevresinde Hasar Yapan Depremler...27 Aydın ve Denizli Çevresinin Aletsel Dönem Deprem Etkinliği...35 ARAŞTIRMA BULGULARI...47 Aydın İlinde Yapılan Çalışmalar...47 Hendek I (Pınardere Hendeği)...54 Hendek II (Muslucadere Yarması)...57 Denizli İlinde Yapılan Çalışmalar...63 Hendek III (Kocadere Hendeği)...63 I. ETAP ÇALIŞMA SONUÇLARI BÖLÜM III II. Etap Gediz Grabeni 82 İnceleme Alanının Genel Jeolojisi...82 Gediz Grabeni nin Stratigrafisi..83 Gediz Grabeni Fayları Depremsellik...88 Tarihsel Dönem Deprem Etkinliği..88 Hasar Yapan Depremler..90 Bölgenin Aletsel Dönem Deprem Etkinliği.93 Araştırma Bulguları Gediz Grabeni nde yapılan çalışmalar Hendek I ( 1. Delemenler Hendeği) Hendek II ( 2. Delemenler Hendeği).115 i

4 Hendek III ( 1. Sarıgöl Bereketli Köyü Hendeği) 120 Hendek IV ( 2. Sarıgöl Bereketli Köyü Hendeği) 124 II. ETAP ÇALIŞMA SONUÇLARI KAYNAKLAR ii

5 BATI ANADOLU ÇÖKÜNTÜ BÖLGESİNİN PALEOSİSMOLOJİ PROJESİ SONUÇ RAPORU BÖLÜM 1. Giriş Projenin amacı Batı Anadolu Çöküntü Sisteminde bulunan Büyük Menderes ve Gediz çöküntülerinde yapılmış ve halen yapılmakta olan çalışmalara katkıda bulunmaktır. Türkiye nin deprem riski açısından birinci derece önemli alanları içerisinde kalan Aydın, Denizli, Manisa illeri ile yakın çevrelerinin, geçmişte olmuş ve bu illeri etkilemiş büyük depremleri inceleyerek, bu çalışmadan elde edilecek bilgilerle depremleri oluşturan fay sistemlerinin ortaya çıkarılması, bunların hemen yanı başındaki günümüz yerleşim alanlarının depremselliğini belirlemek ve olası deprem tehlikelerine karşı alınabilecek tedbirleri öngörmeye çalışmak, yerleşim ve şehir planlamacılığı açısından risk oluşturan bu alanların belirlenmesi, zeminlerin kısmen de olsa karakterlerinin belirlenmesi projenin amaçlarındandır. 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 ve her bir segment ile ilgili deprem modellerinin yapılabilmesi de projenin 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 katkı sağlayabilecektir. Proje II Etap şeklinde yürütülmüştür. I. Etapta Büyük Menderes Grabeni ve Denizli Havzası nın kuzey kesimi, II.Etapta da Gediz Grabeni nin doğu kesimi çalışılmıştır. Çalışma Alanının Konumu 1

6 Çalışma alanları Ege Bölgesi nde ilk aşamada Aydın ili batısından başlayarak Büyük Menderes Grabeni boyunca, Denizli Havzası Kuzeyi nde, ikinci aşamada ise Gediz Grabeni boyunca yer almaktadır. Çalışma alanları, Büyük Menderes Grabeni için M19, M20, M21 ve M22 paftalarında ve yerleşim yeri olarak Umurlu, Köşk, Sultanhisar, Atça, Nazilli, Kuyucak, Horsunlu, Buharkent, Sarayköy ilçeleri çalışma sahasına girmektedir. Gediz Grabeni için ise çalışma alanı, L20 ve L21 paftalarında Manisa ilinin güneydoğusunda Alaşehir ve Sarıgöl İlçeleri arasında bulunmaktadır (Şekil 2.1). a. b. Şekil 2.1 Proje çalışma alanı yer bulduru haritaları a. Büyük Menderes Grabeni ve Denizli Havzası b. Gediz Grabeni 2

7 Çalışmanın Yöntemleri Çalışma alanındaki diri fayların belirlenmesine yönelik çalışmalar arazi, büro ve laboratuvar çalışmaları olmak üzere 3 aşamada yürütülmüştür. 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, Denizli Havzası (Aydın-Denizli yakınları) ve Gediz Grabeni nde (Alaşehir Sarıgöl) uygun fay sarplıkları ve yüzey kırığı saptanmış Pınardere (Aydın), Umurlu- Musluca (Aydın), Kocadere (Denizli), Delemenler-Alaşehir (Manisa), Berketli-Sarıgöl (Manisa) 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). 3

8 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). 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, basınç 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 m. 4

9 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 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. 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 mikrodepremlere maruz kalırken büyük magnitüdlü depremler oluşturmazlar. Bu kısımlar, fayların krip gösterdiği segmentleri olarak bilinir (Demirtaş vd. 2000). 5

10 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). 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). Laboratuar çalışmaları OSL yöntemi Büyük Menderes ve Denizli Havzası 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. Gediz Grabeni nde yapılan 4 adet hendek çalışması sonucu alınan numunelerin yaşlandırması da Işık Üniversitesi, Fizik Bölümü tarafından yapılmıştır. 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 6

11 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. 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 7

12 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. 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 8

13 Bir yılda numunenin maruz kaldığı çevresel doz (yıllık doz) tesbit edildiğinde, Yaş = Doğal Doz / Yıllık Doz denklemi kullanılarak malzemenin yaşı hesaplanbilir (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. 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

14 BÖLÜM 2 I. ETAP (BÜYÜK MENDERES- DENİZLİ HAVZASI) 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 2.1). Şekil 2.1 Büyük Menderes Grabeni ve çevresindeki genç-tektonik yapılar (Bingöl 1989, Sözbilir 2001) Büyük Menderes Grabeni 150 km lik uzunluk ve km genişliğe sahip olan aktif normal faylarla sınırlı D-B doğrultulu bir çöküntüdür (Paton 1992). Grabenin 10

15 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). 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 2.2) (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 2.2) (Sözbilir 2001). Şekil 2.2 Büyük Menderes Grabeni Sultanhisar-Kuyucak arasının ayrıntılı jeoloji haritası ve enine jeolojik kesiti (Sözbilir and Emre 1991, Sözbilir 2001) 11

16 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 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). 12

17 13 Şekil 2.3 Büyük Menderes grabeni kuzey kenarı (Nazilli-Sultanhisar, Aydın-Köşk) ile güney kenarında gelişen genç çökellerin stratigrafik korelasyonu (Sözbilir 2001)

18 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 2.3) 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 14

19 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). 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). 15

20 Şekil 2.4 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 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). 16

21 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 2.5). Yapısal bir bağlantı durumunda olan Denizli Havzası kıtasal genişlemenin tarihsel evriminde çok önemli bir rol oynamaktadır 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 2.5 Denizli Havzası nın sadeleştirilmiş jeoloji haritası (Altunel ve Hancock 1996, Özkul vd. 2001) 17

22 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 2.6 Graben dolgularının sadeleştirilmiş stratigrafik kolonlarını ve bunların Denizli Graben-Horst sistemiyle olan ilişkilerini gösteren şekil (Koçyiğit 2005) 18

23 Şekil 2.6 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 yelpazesiakarsu çökellerinin geldiği belirtilmektedir. Üst Pliyosen sonunda Neojen yaşlı havza dolgusu, BKB-DGD doğrultulu normal faylarla parçalanmıştır. Pliyo-Kuvaterner de azçok 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). 19

24 Şekil 2.7 Denizli ve yakın çevresinde değişik araştırmacılar tarafından saptanmış stratigrafik birimlerin korelasyonu (Semiz 2003) 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 km uzunluğundaki fay segmentlerinden oluşmuşlardır. Basenin kuzey ve güneyini sınırlayan ana graben faylarının yanısıra, basenin ortasında KB-GD doğrultulu gömülü 20

25 normal fayların varlığı jeologlar tarafından önerilmiştir (Pamir ve Erentöz 1974, Westaway 1993). Toplam atım miktarı kuzey ve güney kenarında m ve m arasındadır (Koçyiğit 2005). Yine Koçyiğit e (2005) göre Denizli horst-graben sisteminde düşey kayma miktarı yıllık 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 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 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 2.8). 21 Nisan 2000 (Ml= 5.2) Acidere relay rampınde olmuştur (Özalaybey vd. 2000, Horasan et al. 2002). 21

26 Şekil 2.8 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 2.9) (DAD katalog verileri). 22

27 Şekil yılları arasında K ve 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 2.10) (DAD verileri) yılından günümüze kadar ( ) K ve ( ) D koordinatlarında olan depremlerin dağılımı K >=M 3 3 >=M 4 4 >=M 5 5 >=M 6 6 >=M Şekil yılından günümüze K ve D koordinatları arasında olan depremlerin dağılımı (DAD verileri) 23

28 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 2.8). 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. 24

29 DEPREMSELLİK 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 2.1). Elde edilen verilerden bölgede IX ve daha büyük şiddetteki depremler baz alınarak çalışmalar yapılmıştır. Çizelge 2.1 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 Honaz -Denizli VII M.Ö Aydın VIII M.Ö Aydın-Efes-Nazilli IX M.Ö. 20?? Denizli-Akhisar-Sakız Adası VIII Aydın VIII 23?? Gölhisar Yöresi-Denizli? Pamukkale-Honaz-Denizli IX Denizli VII 262?? Batı Anadolu IX Tsunami IX-X 468?? İzmir-Aydın-İstanköy VIII Denizli VIII-IX Pamukkale - Denizli müze müdürlüğünün yaptığı Bizans dönemine ait araştırmalara gore Pamukkale de hasar tespit edilmiştir Pamukkale - 25

30 Çizelge 2.1 Aydın ve Denizli illerinde etkili olan tarihsel dönem deprem etkinliği (devam) Honaz -Denizli VIII Aydın ve geniş yöresi IX 38.2N,38.5N,28.2E,2 7.0E,Io=X VIII Denizli-Sarayköy-Honaz 6000 kişi ölmüştür Aydın-Tire VI Aydın? Aydın V Aydın VI ,Io=VIII, I0=IV, M=3.7, 38.7N, 27.7E Sisam ad. - Ege denizi ve İzmir-Aydın IX Io=VII, M= Aydın-İzmir VI? , Io=X-XI, Io=VI, M=7.3, sığ Sakız Adası-Ege Den.- deprem, r=220 km., X Çeşme-İzmir-Aydın 4000 den fazla can kaybı, artçılar 1882 yılına kadar sürdü? Nazilli-Bozdoğan-Aydın VI Io=V, Bozdağ? Denizli VI Io=V, M=4.3? Denizli ve geniş yöresi VII 38 N, 28 N, Io=IV, Io=VI? VI? İzmir-Aydın-Ödemiş VII 38.4N, 27.2E, Io=VI, M=4.9? VI? VI? VI Aydın ve yöresi IX Io=VIII, I0=VI, M=4.9, M= Aydın V 1896, 39.N, 27.2E Io=VII?? Aydın ve Köşk VI Nazilli-Aydın-Uşak-Denizli IX , M=6.7? Denizli VI 26

31 Şekil 2.11 Aydın-Denizli arasında oluşan tarihsel depremlerin dağılımı (DAD katalog verileri) Çeşitli araştırmacıların kataloglarından ve DAD verilerinden derlenerek yapılan haritada (Şekil 2.11) tarihsel verilerin yerleri gösterilmiştir. Ancak tarihsel verilerin koordinatları bilgilerdeki eksiklik nedeniyle tam deprem episantr noktasını göstermemektedir. Aydın - Denizli ve Çevresinde Hasar Yapan Depremler 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 baskısıdır. Yıkıntı üzerinde ele geçen sikke ise İmparator Constantinus I MS baskılıdır. Buna göre depremin tarihi 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. 27

32 MS 494 Laodikeia antik kenti tamamen yıkılmış ve bir daha toparlanamamıştır (Şimşek ve Ceylan 2003) 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 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 2.12) (Ambraseys vd. 1987). 28

33 Şekil 2.12 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 2.13). 29

34 Şekil 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 metre yükseklikte, batıya doğru 2 km uzaklıkta bulunan Ilıca Kaplıcası yakınındaki 45 metre irtifada bulunan bir grabenden söz etmektedir. 30

35 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 büyüklüğünde olduğu tahmin edilmektedir) olan Menderes Depremi de diğer büyük depremdir (Şekil 2.14). 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). 31

36 Şekil 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 , 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. 32

37 Şekil depreminin hissedildiği ilçeler (M 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 2.15). 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 2.16). 33

38 Şekil 2.16 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 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 34

39 yaklaşık 3m lik de düşey atımın oluştuğunu söylemektedirler Menderes Depremi Büyük Menderes Grabeni nde son 100 yılda oluşan en hasar verici depremdir. Aydın ve Denizli Çevresinin Aletsel Dönem Deprem Etkinliği Çizelge yılları arasında Aydın ve Denizli civarında M >= 4 olan depremler TARİH SAAT DAKİKA SANİYE ENLEM BOYLAM DERİNLİK MAGNİTÜD ,8 29, ,9 27, , ,2 27, ,8 27, ,8 27, ,8 29, , ,8 29, , , , , ,5 28,00 7 4, ,8 27, ,2 27,70 9 5, , , , ,8 28, , ,8 27,00 7 4, ,7 37,8 27, , ,5 29, , ,8 37,5 29, ,5 29, , ,3 37,89 28, , ,4 37,5 29, , ,5 29, , , , , , , , , ,4 37,5 27, ,5 35

40 Çizelge yılları arasında Aydın ve Denizli civarında M >= 4 olan depremler (devam) , , , , ,2 38,06 28, , ,5 29, , ,6 37,5 27, , ,9 38,18 27, , ,1 27, ,4 38,1 27, , ,1 27, , , , ,8 38,05 27, , , , , , , ,8 29, , ,4 38,03 27, , ,1 37,5 28, , ,9 29,00 4 4, ,4 38,1 28, , ,6 27, , , ,00 5 4, ,5 37,6 27, , ,8 37,8 27,00 0 4, ,4 37,88 27, , ,3 37,77 27, , ,1 37,75 27, , ,1 37,5 27, , ,65 27, , ,9 27, , ,9 37,5 27, , ,2 37,8 27, ,9 27, , ,9 37,73 27, , ,6 37,69 27, , ,3 37,87 28, , ,2 37,96 29, ,5 36