ORTA TOROSLAR'IN POST-EOSEN TEKTONİĞİ GİRİŞ. Orta Toroslar'ın tektonik evrimi için birlikte değerlendirilmiştir.

Transkript

1 MTA Dergisi, 108, 57-68, 1988 ORTA TOROSLAR'IN POST-EOSEN TEKTONİĞİ Ergun AKAY* ve Şükrü UYSAL* ÖZ.- Orta Toroslar post-eosen dönemde, olasılı Üst Eosen-Alt Oligosen, Langiyen, Üst Tortoniyen ve Üst Pliyosenden günümüze olmak üzere dört ayrı sıkışma döneminin etkisinde kalmıştır.. Üst Eosen-Alt Oligosen sıkışma döneminde, yanal ve normal atımları olan eşlenik iki fay karakterindeki Ecemiş ve Beyşehir fayları gelişmiş olup, bunlar K-G doğrultuda bir sıkışmayla türemiştir. Langiyen sıkışma döneminde, Lisiyen napları kuzeybatıdan güneydoğuya doğru taşınarak yerleşmiş ve bu sıradaki tektonikten, Antalya Miyosen havzası ile Adana Miyosen havzası da kısmen etkilenmiştir. Üst Tortoniyen sıkışma döneminde, önce D-KD ile B-GB doğrultusunda sıkışmayla Aksu bindirmesi, Kırkkavak oblik ters fayı, Köprüçay senklini, Beşkonak antiklini, radyoring antiklini, Taşağıl senklini ve Kargı ters fayları belirlenmiştir. Sonra ileri evrede sıkışma kuzey - güney yönüne dönmüş ve buna bağlı olarak da Çakallar kıvrımları, Gökçeler normal fayı, Mut - Karaman'daki yayvan antiklin ve Ulukışla'daki senklin oluşmuştur. Üst Pliyosenden günümüze olan sıkışma döneminde de, mezoskopik faylarla tanınabilen D-B doğrultusunda sıkışma gelişmiş ve ileri evresinde de sıkışmanın kuzey - güney yönüne dönmesiyle Gökçeler ile Ecemiş fayı üzerindeki diri faylar ve Antalya körfezi grabeni gelişmiştir. GİRİŞ Ecemiş koridorundan (Blumenthal, 1952) Antalya Miyosen havzası ile Antalya Üst Miyosen-Pliyosen havzasının (Akay ve diğerleri, 1985) batı kenarına kadar uzanan Orta Toroslar önemli ölçüde araştırmalara neden olduğu halde, Eosen sonrası tektonik özellikleri pek berrak değildir. Arazi çalışması yılları arasında gerçekleştirilen Antalya havzasının yapısal sonuçlarıyle Orta Toroslar'ın diğer kesimleriyle ilgili tektonik ve stratigrafik özellikler birlikte değerlendirilerek, bölgenin post-eosen yapısal evrimi kurulmaya çalışılmıştır. Bazı küçük mikrotektonik değerlendirmelerin dışında, evrim, tümüyle makrotektonik özelliklere dayalı olarak anlatılmıştır. Daha önce Poisson (1977) Lisiyen fazını aydınlatmış, ancak Aksu bindirmesiyle ilgili verileri sınırlı kalmıştır. Dumont ve Kerey (1975) Kırkkavak fayında sınırlı çalışmıştır. Diğer yandan Beyşehir fayı (Akay, 1981 a; Özgül, 1976), Ecemiş fayı (Metz, 1956; Arpat ve Şaroğlu, 1975; Yetiş, 1984), Ulukışla baseni (Demirtaşlı ve diğerleri, 1984) ve Mut'tan geçen yayvan antiklin (Şaroğlu ve diğerleri, 1983) ile ilgili veriler *Maden Tetkik ve Arama Genel Müdürlüğü, Jeoloji Etütleri Dairesi, Ankara. Orta Toroslar'ın tektonik evrimi için birlikte değerlendirilmiştir. Böylece Orta Toroslar'ın post-eosen tektonik özellikleri tanıtılmaya çalışılmıştır. Orta Toroslar'ın önce doğudan batıya sonra da kuzeyden güneye doğru hareketi değerlendirilerek, Anadolu plakasının hareketi konusundaki tartışmalara katkıda bulunmaya çalışılmıştır. BÖLGENİN GENEL YAPISAL ÖZELLİKLERİ Orta Toroslar farklı stratigrafik, litolojik, tektonik ve metamorfik özellikler sunabilen değişik birliklerden oluşmuştur (Şek.l). Bunlardan otokton durumunda olan Geyikdağı birliği (Özgül, 1976), Infra- Kambriyenden (Dumont, 1976) Eosene (Özgül, 1976; Monod, 1977) kadar değişen kaya stratigrafi birimlerini kapsamaktadır. Diğer yandan Beydağlan otoktonu, genellikle platform özellikli karbonatlardan oluşup, Jurasikten Miyosene kadar olan kayaları kapsar (Poisson, 1977). Bu iki otokton arasında kalan Antalya napları ise çoğunluğu derin deniz karakterli çökeller olup, yukarıda değinilen iki otokton arasındaki havzadan türeyerek yerleşmiştir (Poisson ve diğerleri, 1984). Geyikdağı birliği ile Alanya metamorfitleri arasında ka-

2 58 Ergun AKAY ve Şükrü UYSAL lan Antalya napları ise bu iki tektonik birliğin arasındaki havzadan türemiştir (özgül, 1984). Lisiyen napları kuzeybatıdan güneydoğuya doğru taşınarak Miyosende yerleşmiştir (Poisson, 1977). Devoniyenden üst Kretaseye kadar yaştaki kayaları kapsayan Hadim napı (Monod, 1977; Özgül, 1976) ile Bolkar birliği (Özgül, 1976; Demirtaşlı, 1983) üzerine; Triyas-Kretase yaşındaki pelajik kireçtaşlarından oluşan Bozkır birliği- Beyşehir Hoyran napları ve ofiyolitik kayalardan oluşan ofiyolit napı Üst Kretasede yerleşmiştir (Özgül, 1984; Tekeli ve diğerleri, 1984; Demirtaşlı ve diğerleri, 1984). Daha sonra bu dört birlik, yeniden taşınarak, üst Lütesiyen-Alt Priyaboniyende Geyikdağı birliği üzerine yerleşmiştir (Özgül, 1976; Monod, 1977). Yüksek derecede metamorfik Niğde masifi ise Paleozoyik-Mesozoyik yaşta kaya topluluklarından oluşmuştur (Göncüoğlu, 1981). Ecemiş fayının doğusu, ofiyolit napı ve Devoniyenden Kretaseye kadar yaşta kayaları kapsayan Aladağ naplanndan oluşmuştur (Tekeli ve diğerleri, 1984). Aladağlar'da ince, volkanitsiz Lütesiyen çökelleri transgresif olarak temel üzerine oturmaktadır (Yetiş, 1984). Diğer yandan Ecemiş fayının batısında, doğusundaki Lütesiyen çökellerinin havzasal karakterine hiç benzemeyen, kalın, yaygın volkanitli Üst Mestrihtiyen-Orta Eosen yaşında volkano-tortullar bulunmaktadır (Oktay, 1982; Demirtaşlı ve diğerleri, 1984). Ayrıca, Ulukışla havzasının güneyinde, Bolkar birliği kuzeye doğru, Paleosen-Alt Eosen çökelleri üzerine bindirmiş, bunu da üst Lütesiyen çökelleri kapak olarak örtmüştür (Demirtaşlı ve diğerleri, 1984). POST-EOSEN TEKTONİK ÖZELLİKLER Orta Toroslar, Üst Eosen-Oligosen, Langiyen, Üst Tortoniyen ve üst Pliyosen dönemi olmak üzere dört ayn sıkışma sisteminden etkilenmiştir. Üst Eosen-Oligosen sıkışma döneminde Beyşehir fayı ve Ecemiş fayı önemli olarak hareket etmiştir. Bölgede, Üst Oligosen-Miyosen havzasının öncesinde açılıp kapandığını gösteren, başkaca bir Oligosen havzasının çökellerine rastlanmaması, bu sıkışma dönemi sırasında bölgenin bir yükselim şeklinde kaldığının göstergesidir. Langiyen döneminde Lisiyen napı-bindirmesi ve Davraz dağı bindirmesi gelişmiş ve bunları da Tortoniyen çökelleri örtmüştür. Üst Tortoniyen döneminde, tüm bölge, yoğun bir sakışma rejiminden etkilenerek, önemli yapısal unsurlar kazanmıştır. Sıkışma döneminin sonrasında da Antalya Neojen havzasının üst Messiniyen-Pliyosen çökelleri bu yapısal unsurları örtmüştür. Üst Pliyosenden günümüze sıkışma dönemi daha çok mezoskopik faylara göre tanınabilmekte olup, tüm Orta Toroslar'ı kapsayacak şekilde etkinliği zayıf olmuştur. Ecemiş fayı Adı jeoloji yayınlarında Ecemiş koridoru olarak geçen bu fay zonunun, önemli yanal atıma sahip olduğu söylenmektedir (Blumenthal, 1952). Yetiş (1984), Ecemiş fayı kuşağının Paleosenden sonra, Lütesiyenden önce geliştiğini belirtir. Ancik fayın gelişme dönemine ilişkin verileri yetersizdir. Ecemiş fayı kuşağının doğusunda, Mestrihtiyende yerleşmiş metamorfik olmayan ofiyolit napı ve platform parçalanmasından oluşan naplar bulunur (Tekeli ve diğerleri, 1984). Bunların üzerinde de çok sınırlı bir alanda, Lütesiyen transgresyonunun tortul litolojileri bulunmaktadır (Yetiş, 1984). Diğer yandan fayın hemen batı kenarında da, yüksek derecede metamorfik Niğde masifi (Göncüoğlu, 1981), Bolkar dağının hafif metamorfik litolojileri ve üst Kretasede oluşmuş ofiyolitik melanj bulunmaktadır (Demirtaşlı ve diğerleri, 1984). Bolkar dağı metamorfitleri ve ofiyolitik melanj üzerinde de Üst Mestrihtiyenden Lütesiyene kadar çökelmiş Ulukışla baseninin volkano-tortuları bulunmaktadır (Oktay, 1982; Demirtaşlı ve diğerleri, 1984). Metamorfik olan ünitelerle, metamorfik olmayan ünitelerin yan yana gelmiş olması, fay kuşağı boyunca onlarla kilometrelik yanal atımı gerektirmektedir. Diğer yandan fay kuşağının doğusundaki volkanitsiz, ince Lütesiyen çökelleri (Yetiş, 1984) fay kuşağının batısındaki kalın, yaygın volkanitli Üst Mestrihtiyen-Lütesiyen yaşındaki volkano-tortulların havzasal karakterine (Oktay, 1982; Demirtaşlı ve diğerleri, 1984) hiç benzememektedir. Bu durum, havzaların Ecemiş

3 k.l- Orta Toroslar'ın jeolojisi, l- Kuvaterner çökelleri; 2 Neojen-Kuvaterner volkanitleri; 3- Neojen volkanitleri; 4- Karasal Pliyosen çökelleri; 5 Denizel Pliyosen çökelleri; 6- Tortoniyen çökelleri; 7- Miyosen çökelleri; 8- Alt-Orta Miyosen çökelleri; 9- Oligosen- Miyosen çökelleri; 10 Oligosen çökelleri; 11 Eosen çökelleri; 12 Paleosen-Eosen volkanitleri; 13 Paleosen-Eosen çökelleri; 14 Paleosen çökelleri; 15 Lisiyen napı; 16 Beyşehir-Hoyran napı; 17 Ofiyolit napı; 18 Bozkır birliği; 19- Niğde masifi; 20 Bolkar birliği; 21 Hadim napı; 22 Alanya metamorfitleri; 23- Antalya birliği; 24 Aladağ napları; 25- Geyikdağı birliği; 26- Beydağları otoktonu; 27- Pre-Oligosen nap sının ve bindirme; 28- Pre-Oligosen fayı; 29 Dokanak; 30- Post-Eosen bindirme; 31- Post-Eosen ters fay (çizgiler yükselen tarafta); 32 Post-Eosen normal fay (+), yükselen (-) alçalan blok; 33 Post-Eosen örtülü yapılar. (Genel jeoloji: Göncüoğlu, 1981; Tekeli ve diğerleri, 1984; Demirtaşlı, 1983; Demirtaşlı ve diğerleri, 1984; Gedik ve diğerleri, 1979; Demirtaşlı, 1984; özgül, 1984, Monod, 1977; Akay, 1981 a; Akay ve Uysal, 1985; Akay ve diğerleri, 1985; Gutnic ve diğerleri, 1979; Poisson, 1977; Akbulut, 1977; Dumont ve diğerleri, 1980 den sadeleştirilmiştir.)

4 ORTA TOROSLAR'IN POST-EOSEN TEKTONİĞİ 59 fayı kuşağının hareketiyle yan yana gelmiş olabileceğini akla getirmektedir. Yani üst Eosen ya da sonrasında fay kuşağı onlarca kilometrelik yanal atımlı bir hareket geçirmiş olmalıdır. Metz'e (1956) göre, Ecemiş koridorunun yapısal gelişimi Kretase yaşındaki çökellerden sonra, Paleojen yaşındaki çökellerden önce oluşmuş olup, beliren bu yapısallıktan sonra da Oligosen yaşındaki çökeller birikmiştir. Şu halde Oligosen yaşındaki çökeller fay zonu üzerinde örtü olarak bulunuyor olmalıdır. Bu Oligosen yaşındaki çökeller, Oktay'ın (1982) Ulukışla'da belirlemiş olduğu Paleosenden Üst Eosene kadar yaştaki litolojileri kapsayan Ulukışla formasyonu üzerinde açısal uyumsuzlukla bulunan, karasal özellikli Kılan grubuna karşılık gelmektedir. Oligosen çökellerinin yaşı Blumentharin (1955) belirttiği, Şattiyen-Akitaniyen yaş tanımlamasına göre verilmektedir. Hatta Oktay (1982), Kılan grubunun olasılıkla çökelimini Alt Miyosende de sürdürdüğünü belirtir. Bu verilerin değerlendirilmesiyle Ecemiş fayı zonu en azından Oligosen-Alt Miyosen havza çökellerinin öncesinde en büyük hareketini geçirmiş olmalıdır. uzunluğunda bir diri fay saptanmıştır. Fay düzlemi doğuya doğru eğimli olup "hareket yönü gözlenmeksizin doğu tarafı alçalmıştır" (Arpat ve Şaroğlu, 1975). Şu halde Ecemiş fay zonu güncel olarak da hareket etmektedir. Ecemiş fayı kuşağının güney uzantısındaki, Ortaköy civarının jeoloji haritasına bakıldığında (Şek.2), fayın hareketinin, genellikle sığ deniz kireçtaşından oluşan Miyosen formasyonları içerisinde sıfırlandığı görülmektedir. Fayın kuzeye doğru etkinliği daha fazla olabilir. Bu durumda fayın onlarca kilometrelik hareketinin, Miyosen formasyonlarının altında uyumlu olarak bulunan Oligosen formasyonlarının çökeliminden de önce olmuş olması gerekmektedir. Diğer yandan, Ulukışla basenindeki Miyosen formasyonları da bu hareketten etkilenmiştir. Nitekim Blumethal (1955) tarafından yaşı Şattiyen-Akitaniyen olarak belirlenen Aktoprak formasyonundaki yaklaşık doğu-batı uzanımlı kıvrıma (Demirtaşlı ve diğerleri, 1984) oblik duran Ecemiş fayı, bu kıvrımlanma sırasında, Miyosen formasyonlarını da etkileyecek şekilde yeniden sol yanal hareket geçirmiş olmalıdır. Nitekim fayın güneyinde Şekil 2 deki gibi Miyosen formasyonlarını etkilediği görülmektedir. Diğer taraftan bu fay zonunda, Çamardı'nın 10 km doğusunda, zonun uzantısına uygun olarak 10 km Şek.2 Ortaköy civarının jeoloji haritası (Demirtaşlı, 1983). Beyşehir fayı Orta Toroslar'da Beyşehir'den Taşkent-Mut'a kadar uzanan Beyşehir fayı, Üst Eosen-Alt Oligosen sıkışma döneminin önemli bir yapısal unsurudur. Fay, Beyşehir yöresinde, allokton litolojilerle otokton litolojileri yan yana getirmiştir (Şek.3). Türkiye'nin 1: ölçekli Konya jeoloji haritasın-

5 60 Ergun AKAY ve Şükrü UYSAL da, Seydişehir'in 10 km kuzeyinde, Bostandere'nin yanında Dogger-Malm olarak gösterilen harita birimi; Mesozoyik yaşta pelajik kireçtaşı ve yeşil volkanitlerden oluşmuştur. Bunlar Bozkır birliğine ait (Özgül 1976) olmalıdır. Beyşehir fayı, bunlarla Seydişehir'in güneyindeki otokton arasından geçiyor olmalıdır, öte yandan Özgül'ün (1976), Bozkır-Hadim-Taşkent'in güneyinden geçirdiği kuzeydoğu bloğu çökmüş normal fay, Beyşehir fayının uzantısıdır. (Şek.3). Halbuki iki fay arasında kalan otokton parçasında Kambriyen dolomiti yoktur. Bu da, iki fay arasında kalan otokton dilimin, Kambriyen yaşındaki dolomitin yanına başka yerden taşınarak geldiğini gösterir. O halde iki fay arasında kalan otokton parçası, ilk konumundan en azından 4 km kadar ötelenmiştir. Yani fayın doğrultu bileşenli hareketi de söz konusudur. Diğer yandan, Özgül'ün (1976) Hadim yöresiyle ilgili enine kesitinde de fayın kuzeydoğu bloğunun önemli ölçüde çökmüş olduğu görülmektedir. Fay, Beyşehir yöresinde, Üst Lütesiyen-Alt Priyaboniyende Beyşehir-Hoyran naplarının yerleşmesinden (Monod, 1977) sonra gelişmiş ve böylece otokton ile alloktonları normal atımıyle yan yana getirmiştir. Diğer taraftan Üst Pliyosen çökelleri (Blumenthal, 1947) tarafından da örtülmektedir (Akay, 1981 a). Demek ki fay üst Eosen sırasında/sonrasında üst Pliyosen öncesinde gelişmiştir, öte yandan 1: ölçekli Konya jeoloji haritasında, Taşkent'in 14 km güneydoğusunda görülen Miyosen kireçtaşı tarafından da örtülmektedir (N. özgül, 1980,sözlü görüşme; A.Z. Bilgin, 1986, sözlü görüşme). Miyosen çökellerinin asıl yaşı daha güneyde çalışan Gedik ve diğerleri (1979) tarafından Langiyen-Serravaliyen olarak saptanmıştır. O halde fay bu yörede Langiyen öncesinde gelişmiştir. Sonuç olarak, Beyşehir'den Taşkent'e kadar uzanan fay, üst Lütesiyen-Alt Priyaboniyen sonrasında, Langiyen öncesinde oluşmuştur. En azından 4 km lik bir yanal atıma sahip olup, kuzeydoğu bloğu önemli miktarda alçalmıştır. Lisiyen napları bindirmesi Şek.3 Beyşehir güneyinin jeoloji haritası : Otokton : ^-Kambriyen dolomiti; O Ordovisiyen kırıntılıları; J-E Jurasikden Eosene kadar tortullar. Alloktonlar: H-J Karboniferden Jurasike kadar tortullar; Of Ofiyolit; PL-Q Pliyosen-Kuvaterner tortulları. Beyşehir yöresinde faydaki önemli normal atım, Otoktonun Eosen çökelleri üzerine yerleşmiş naplarla (Monod, 1977), Otoktonun Ordovisiyen çökellerini neredeyse yan yana getirmiştir. Otoktonun Kambriyen dolomiti, Beyşehir fayının batısındaki fayın hemen kenarında, yaklaşık 4 km lik bir uzanım göstermektedir Lisiyen napları, Isparta yöresinde, kuzeybatıdan güneydoğuya doğru taşınarak Beydağları ve Antalya napları üzerine yerleşmiş ve daha sonra da Tortoniyen tabakaları tarafından transgresif olarak örtülmüştür (Gutnic ve diğerleri, 1979). Aynı çalışmada, Aksu bindirmesinin de Kargı-Çukur-Davraz güneyi ve İsparta yöresinden geçtiği savunulmaktadır. Ancak, Çukur yöresinin jeoloji haritasında (Şek.l) Antalya Miyosen havzasının Tortoniyen yaşındaki çökellerinin; Çukur kuzeyindeki Davraz dağı tortullarını, Beydağları Miyosen havzası çökellerini ve Lisiyen naplarını örttüğü görülmektedir. Bu da bize,

6 ORTA TOROSLAR'IN POST-EOSEN TEKTONİĞİ 61 Aksu bindirmesinin, Çukur'dan kuzeybatıya geçmediğini gösterir. O halde Davraz dağının güneyinde, Beydağları Miyosen havzası çökellerinin kenarından geçen bindirme, Gutnik ve diğerlerinin (1979) ileri sürdüğü gibi Aksu bindirmesiyle değil de kuzeybatıdan gelen Lisiyen naplarının bindirmesiyle gelişmiştir. Yani Davraz dağı kısmen, Lisiyen naplarıyla birlikte taşınarak Beydağları Miyosen havzasının (Akay ve diğerleri, 1985) Langiyen çökelleri (Poisson, 1977) üzerine yerleşmiştir. Sonuç olarak, Lisiyen napları ile kısmen Davraz dağı çökelleri, birlikte, kuzeybatıdan güneydoğuya doğru taşınarak Beydağları Miyosen havzası çökelleri (Akay ve diğerleri, 1985) üzerine Langiyende (Poisson, 1977) yerleşmiştir. Kırkkavak fayı Kırkkavak fayı (Dumont ve Kerey, 1975), Geyikdağı birliği (Anamas-Akseki otoktonu; Monod, 1977) Mesozoyik çökelleriyle Antalya Miyosen havzasının (Akay ve diğerleri, 1985) çökellerini yan yana getiren ve Kırkkavak'tan geçen K-G uzanımlı bir hattır. Daha güneyde, Kızıldağ'ın güneyinde, denize kadar uzanmadan bitmektedir. Arazi gözlemlerine göre, Mesozoyik çökelleri, yüksek açılı bir fay düzlemiyle Antalya Miyosen havzasının çökelleri üzerinde bulunmaktadır (Şek.l). Diğer yandan fayın kenarında en echelon özellikte kıvrımlar bulunmaktadır. Güneyindeki kıvrım güneybatıya diz şeklinde, ortadaki simetrik, kuzeydeki de kanatlarının açısı yüksek olan bir kıvrımdır. Güneydeki ve ortadaki kıvrımlar fayla 35 lik açı yaparken, kuzeydeki kıvrım 10 lik bir açı yapmaktadır. Aynca Karabucak'ta, fayın doğusunda, uzanımına uygun 2 km uzunluğunda bir kıvrım bulunur. Diğer yandan Kırkkavak'tan geçen Yarımkavak deresinin kuzey kenarında, Kırkkavak fayının hemen doğusunda, Triyas kırıntıları üzerinde transgresif ve batıya devrik polijenik elemanlı Miyosen tabakaları bulunmaktadır. Fay, Antalya Miyosen havzasındaki çökelme koşullarının Tortoniyende kesilmesine (Akay ve diğerleri, 1985) neden olan tektonik ile oluşmuştur. Böylece Köprüçay kıvrımlarının gelişmesine neden olan rejimle (D-KD ile B-GB doğrultusunda sıkışmayla) hem sağ yanal doğrultu bileşeni hem de eğim tersinde atım bileşeni olan oblik ters fay olarak gelişmiştir. Oysa Dumont ve Kerey (1975), fayın önce, Burdigaliyen sırasında/sonrasında sağ yanal doğrultu atımla hareket ettiğini, Tortoniyende de sıkışma etkisinde kaldığını belirtmektedir. Dumont ve Kerey (1975), Kırkkavak fayı boyunca görülen, kireçtaşından türeme, monojenik elemanlı sıkı breşik kireçtaşını Miyosen havzasının taban litolojisi olarak kabul etmektedir. Yazarlar bu breşteki yapısal incelemelerine göre de fayın Burdigaliyen sırasında sonrasında sağ yanal hareket geçirdiğini belirtmektedir. Halbuki Yarımkavak deresi kenarındaki Miyosen polijenik tabakaları, Dumont ve Kerey'in (1975) bahsettiği, Miyosen havzasının taban breşi diye anılan, monojenik elemanlı litolojiye hiç benzememektedir. Şu halde breş tabakaları mutlaka daha yaşlı olmalıdır. Buna göre de breş tabakasını etkileyen tektonik daha yaşlı olabilir. Diğer yandan Triyas kırıntılıları üzerinde Miyosen tabakalarının transgresif olarak bulunması; Geyikdağı birliğinin bu kesimdeki Jurasik-Kretase-Paleojen çökellerinin Miyosen transgresyonu öncesinde önemli ölçüde a- şındırılmış olmasını gerektirmektedir. Öyle ki, bu yörede üst Lütesiyen-Alt Priyaboniyen tektoniğinden (Monod, 1977) başka, bu aşınmaya neden olabilecek önemli bir tektonik bilinmemektedir. Ayrıca Kırkkavak fayının, Üst Lütesiyen-Alt Priyaboniyen tektoniği ile gelişen makroyapılara (Monod, 1977) uygun olarak bulunması da (Şek.l), fayın sağ yanal hareketinin, Dumont ve Kerey'in (1975) belirttiği şekilde Burdigaliyen sırasında/sonrasında değil de, Üst Lütesiyen-Alt Priyaboniyen sırasında gelişmiş olması mümkündür. Triyas kırıntılılarının Miyosen çökelleri üzerinde yüksek açılı bir fay düzlemiyle yer alması, Yarımkavak deresi kenarındaki devrik Miyosen çökellerinin fay gidişine uygun olarak bulunması ve de Karabucak'ta faya paralel 2 km lik kıvrımın varlığı Kırkkavak fayının eğim tersinde hareket geçirdiğini göstermektedir. Diğer yandan fayla birlikte gelişen en echelon kıvrımlar doğrultu hareketinin göstergesidir. Buna göre, sıkışma yönüyle

7 62 Ergun AKAY ve Şükrü UYSAL yüksek açı yapan Kırkkavak fayının, sıkışma rejimi sırasında, sağ yanal atımı ve eğim tersinde atımı olan bir oblik ters fay şeklinde çalışmış olması gerekmektedir. Köprüçay kıvrımlarından çıkartılan sıkışma yönüne göre de doğu-kuzeydoğudan batı--güneybatıya doğru bir sıkışmayla gelişmiştir. Köprüçay kıvrımları Bu kıvrımlar Köprüçay senklini, Beşkonak antiklini, Radyoring antiklini ve Taşağıl senklininden oluşmuştur (Şek.l). Radyoring antiklininin ekseni her iki tarafa dalımlı ve kıvrım kanatlan yüksek açılıdır. KB-GD eskenel gidişli olup, 15 km uzunluğundadır. Bu antiklinin denize doğru uzantısında, aynı uzanımlı, küçük ölçekli diğer kıvrımları da görmek mümkündür. Taşağıl senklini, kuzeybatı-kuzey, güneydoğugüney gidişli ve 13 km uzunluğundadır. Kıvrımın doğu kanadı düşük, batı kanadı ise yüksek eğimlidir. Köprüçay senklini yaklaşık K-G uzanımlı olup, 30 km uzunluğunda, yayvan bir senklindir. Beşkonak antiklini KB-GD gidişli, 15 km uzunluğunda ve batı kanadı daha eğimli olan diz şeklinde bir kıvrımdır. Bütün bu kıvrımların eksenel gidişleri dikkate alındığında, bu yöre, D-KD ile B-GB doğrultusunda bir sıkışma geçirmiştir. Yukarıdaki yapısal özellikler de Antalya Miyosen havzasının Tortoniyen yaşındaki en son çökellerini (Poisson, 1977) etkileyen tektonikle gelişmiştir. Aksu bindirmesi Bindirme, Geyikdağı birliği ile Beydağları otoktonunun arasındaki bir havzadan türediği savunulan Antalya naplarının (Poisson ve diğerleri, 1984) oluşturduğu eski bir sütur zonu üzerinde bulunmaktadır. Gutnic ve diğerleri (1979), Aksu bindirmesinin Kargı-Çukur-Isparta yöresinden geçerek, sol yanal bir hareketle doğudan batıya doğru bindirdiğini belirtmektedir. Ancak bazı makrogözlemlere göre, uzanımının ve hareket niteliğinin biraz farklılık gösterdiği anlaşılmıştır. Güneyde Gökçeler'den başlayarak,kuzeyde Çukur'a kadar bindirme adım adım takip edilebilmektedir. Gökçeler'in güneyinde son bulan bindirme daha güneye devam etmemektedir. Gutnic ve diğerleri (1979) Aksu bindirmesini kuzeyde Çukur'un hemen kuzeyindeki Davraz dağının en güneyindeki bindirmeye bağlamaktadır. Halbuki, haritadan görüleceği gibi (Şek.l) Davraz dağı bindirmesi, Antalya Miyosen havzasının Tortoniyen yaşındaki tortullarıyle (Akay ve diğerleri, 1985) örtülmekte ve bu çökelleri etkileyen Aksu bindirmesi de başkaca yöne, kuzeye doğru sürmektedir. Bindirme, Şekil l de görüldüğü gibi, beraberindeki diğer bindirme ve ters faylarla birlikte gelişmiştir. Gebiz ile Gökçeler arasında, Antalya naplarının litolojileri yeniden taşınarak Antalya Miyosen havzasının çökelleri üzerine bindirmiş durumdadır. Güneyde en azından 10 km lik bir taşında söz konusudur. Pek veri yoksa da, yapısal hattın kuzeye doğru ters faya dönüşmesi söz konusu olabilir. Ayrıca kuzeyde, Aşağıgökdere'de görülen KB-GD uzanımlı kıvrımın bindirmeye oblik duruşu, bindirmenin bu kesimde sağ yanal atımla hareket etmiş olabileceğinin göstergesidir. Böylece Kırkkavak fayı ve Köprüçay kıvrımlarının gelişmesine neden olan KD-D dan GB-B yönüne doğru bir sıkıştırma Aksu bindirmesinin gelişmesine yol açmıştır. Kuzeye doğru sağ yanal atımın olması da söz konusudur. Bu değerlendirmenin ışığında Gutnic ve diğerlerinin(1979) belirtmiş olduğu gibi bindirmenin sol yanal atımının olması söz konusu değildir. Aksu bindirmesini oluşturan tektonik, Antalya Miyosen havzasının (Akay ve diğerleri, 1985), Tortoniyen yaşındaki (Poisson, 1977) tabakalarını bozmuştur. Diğer yandan, Gebiz yöresinde, Antalya üst Messiniyen-üst Pliyosen havzasının çökelleri (Akay ve diğerleri, 1985) tarafından da örtülmektedir. Bu da bize bindirmenin üst Tortoniyen-Alt Messiniyen sırasında gelişmiş olabileceğini gösterir. Kargı ters fayları Aksu bindirmesinin batısındaki, Antalya Miyosen havzasının tabanındaki çökeller, çakıltaşından oluşmuş iken üstündeki çökeller, kumtaşı-miltaşı ardalanmasından oluşmuştur (Akay ve diğerleri, 1985). Bu nedenle buradaki ters fayları saptamada, litoloji farkı ve tabaka

8 ORTA TOROSLAR'IN POST-EOSEN TEKTONİĞİ 63 duruşu birlikte çok önemli bir göstergedir. Kargı yöresinde görülen beş ters fay yukarıdaki kriterlerle tamnabilmektedir. Ayrıca Kargı'dan geçen ters fayın tavan bloğunun tabanında 2 km kadar uzanım gösteren peridotit yüzeylemesi vardır. Diğer yandan Gebiz'in kuzeyindeki ters fay boyunca, tavan bloğunun tabanında da Antalya naplarının litolojileri önemli ölçüde uzanım göstermektedir. Hatta bu fayın en güneyinde temele ait serpantin ve diğer tortullarla birlikte glokofon şistler de bulunmaktadır. Kargı yöresinde Antalya Miyosen havzası çökellerinin kalınlığı en azından 1500 m kadardır. Ters fayların, bu kadar kalınlıktaki çökellerin altındaki temeli yukarıya çıkartmış olması, önemli bir atımın söz konusu olduğunu göstermektedir. Şu halde Kargı ters fayları, KB-K ile GD-G yönünde uzanım gösteren, Tortoniyen çökel tabakalarının (Poisson, 1977) bozulmasıyle oluşan, doğu bloğu yükselmiş yapısallıklardır. Çakallar kıvrımları Manavgat ile Çakallar arasında bir antiklinalle bir senklin görülmektedir (Şek.l). Kıvrımlı Miyosen formasyonları büyük ölçüde aşındırılmış olmasına rağmen, 25 km lik bir korunmuş kıvrımlanma gözlenebilmektedir. Yayvan ve simetrik özellikli olan kıvrımlardan antiklin, gömülü olarak Manavgat güneyine kadar devam etmektedir (Canadian Superiour Oil Ltd., 1973). Bu da D-B uzanımlı en azından 50 km boyunda bir kıvnmlanmayı göstermektedir. Kıvrımlanma, Antalya Miyosen havzasının çökellerinde, Tortoniyene kadar süren havza çökelme koşullarının (Akay ve diğerleri, 1985) ardından gelişmiş olmalıdır. Ayrıca kıvrımların batı uzantısındaki (Şek.l) Üst Miyosen-Pliyosen havzasının çökelleri güneye monoklinal durmakta olup bu çökellerde Çakallar kıvrımlarının etkinliğinin görülmeyişi, Pliyosen çökellerinin kıvrımlanma sonrasında çökelmiş olmasını gerektirmektedir. Çakallar kıvrımları, D-B yönünde önemli nicelikte uzanım gösteren, Antalya Neojen havzasının üst Messiniyen-üst Pliyosen çökelleri öncesinde gelişmiş olan yapılardır. Gökçeler fayı Bu fay, yaklaşık kuzey güney uzanımlı, önemli düşey atımı olan, genelde düşey bir faydır. Gökçeler ile Pınargözü'nden geçip, Yanköy'e kadar uzanmaktadır (Şek.l). Gökçeler'de, fayın doğusundaki Miyosen çökelleri önemli ölçüde (yaklaşık 1000 m) alçalmıştır. Fayın alçalmış doğu bloğu kenarı boyunca, Beşkonak'ın batısına kadar küçük Miyosen yüzeylemelerini kopuk kopuk gözlemek mümkündür (Akay ve Uysal, 1985). Kuzeyde Yuvalı dağın hemen doğusunda, fayın doğu bloğunun yüzlerce metre çökmesiyle, temele ait Yuvalı dağ ile Miyosen çökellerinin sınırını çizen bu fay oluşmuştur. Diğer yandan Ballıbucak'ın batısındaki, Yanköy'deki ve Yanköy'ün doğusundaki fayların özelliği yukarıdakinin tersine önemlice atımı olan batıdaki bloğu çökmüş normal faylardır. Hatta Yanköy'ün 4 km doğusundaki fayın uzantısı üzerinde, Sarpdağ'ın batı yamacında, Katrandiş mevkiinin l km güneyinde, 1700 m kotunda, küçük bir kuru derecikte, beyaz-gri-siyah kireçtaşı çakıllarından oluşmuş sıkı, çok genç bir yamaç molozunda, 240 fay düzlemi eğimi gidişli, 62 eğimli fay düzlemi bulunmaktadır. Fay düzlemi üzerindeki yivler eğim çizgisiyle lik açı yapmaktadır. Bir olasılıkla Yanköy'ün doğusundaki fayın tümü Kuvaternerde de aktiftir. Kuzey-güney yönünde uzanan Gökçeler fayı, kuzeyde batıdaki, güneyde de doğudaki bloğu çökmüş normal fay olup, Antalya Neojen havzasının Tortoniyen yaşındaki tabakalarının (Akay ve diğerleri, 1985) bozulmasıyle oluşmuştur. Kuzeyde fay yersel olarak diridir. Gebiz-Aksu monoklini ve Manavgat monoklini Bu yapılar Üst Messiniyen-üst Pliyosen Antalya havzasının (Akay ve diğerleri, 1985) çökellerinde görülmektedir. Gebiz-Aksu monoklini, Alakilise-Gebiz-Aksu yöresinde 5-10 ile kuzeybatıya eğimli olarak durmaktadır. Alakilise'den geçen fayın (Şek.l) kuzeybatı bloğu m kadar alçalmıştır. Manavgat yöresinde,

9 64 Ergun AKAY ve Şükrü UYSAL özellikle doğusundaki Pliyosen çökelleri 5-10 ile güneye eğimlidir. Bu yapısal özellikler Üst Pliyosen regresif çökellerinin de (Akay ve diğerleri, 1985) gelişmesine neden olan tektonik hakkında pek bilgi vermez. Ancak Gebiz yöresinde Messiniyen yaşındaki kireçtaşında (Akay ve diğerleri, 1985) ölçülen küçük ölçekli doğrultu atımlı ve ters faylar doğu-batı doğrultulu sıkışmayı göstermektedir (Şek.4). Dupoux (1983), mikrotektonik değerlendirmesine göre, Antalya üst Messiniyen-üst Pliyosen havzasının kuzeyindeki (Şek.l) daha geniş bir alanda, Aksu bindirmesine neden olan Tortoniyen tektoniğinden daha genç, D-B doğrultusunda bir sıkışmanın varlığından söz etmektedir. Havza çökellerinin üst Pliyosen sırasındaki regresif tabakalarının oluşumu (Akay ve diğerleri, 1985) yukarıdaki sıkışmaya neden olan tektonikle sağlanmıştır. Diğer yandan Aksu Ant Birlik yolunda, Üst Pliyosen çökellerindeki (Akay ve Uysal, 1985) küçük ölçekli faylar K-G doğrultulu bir gerilme rejiminin etkisinde kaldığını gösterir. Diğer yandan Antalya Neojen havzasında Kuvaterner yaşındaki çökeller tümüyle yatay olup, herhangi bir sıkışma izi göstermez. TEKTONİK EVRİM Orta Toroslar'da Lütesiyen sonrasında;üst Eosen- Alt Oligosen, Langiyen, Üst Tortoniyen ve Üst Pliyosenden günümüze olmak üzere dört ayrı sıkışma dönemi gelişmiştir. Üst Eosen-Alt Oligosen sıkışma dönemi Bu sıkışma döneminde, şimdilik bilinen, Beyşehir fayıyle Ecemiş fayı gelişmiş olup, bu dönemden tümüyle Orta Toroslar etkilenmiştir. Bu dönemin faylanndan en önemlisi olan Ecemiş fayı, değişik zamanlarda devinmiştir. Fay üst Eosen sırasında/sonrasında, Oligosen-Miyosen havzasının çökelme dönemi öncesinde, olasılıkla ilk hareketi sırasında sol yanal onlarca kilometre devinmiştir. Diğer yandan, Beyşehir-Taşkent boyunca uzanan Beyşehir fayı, üst Lütesiyen-Alt Priyaboniyende Beyşehir-Hoyran naplarının yerleşmesinden sonra, Langiyen çökeliminin de öncesinde devinmiş olup, en azından 4 kilometrelik bir yanal atıma sahiptir. Ecemiş fayıyle Beyşehir fayının genel geometrik duruşu, iki eşlenik fay gibi görülmekte olup, bu iki fay aynı kinematik içerisinde hareket etmiş olabilir. Bu da fayların daha çok K-G yönlü bir sı- Şek.4 Gebiz'in güneydoğusundaki Messiniyen yaşındaki kireçtaşında (A) ve Aksu Antbirlik yolundaki Üst Pliyosen kırıntılarında (B) ölçülen fay düzlemlerinin diyagramı l- Normal fay; 2- Ters fay; 3 Sol yönlü fay; 4 Fay çizgisi; 5-Normal fay kutup izi; 6 Ters fay kutup izi; 7 Sol yönlü fay kutup izi.

10 ORTA TOROSLAR'IN POST-EOSEN TEKTONİĞİ 65 kısmaya bağlı olarak gelişmiş olabileceklerini göstermektedir. Üst Lütesiyen-Alt Priyaboniyen sırasında nap yerleşmesinden sonraki bir dönemde geliştiği düşünülebilecek olan bu sıkışma, bölgede ipuçları olmayan olasılı üst Eosen-Alt Oligosen sırasındaki bir orojenik fazın izleri olabilir. Ayrıca, Ulukışla havzasının güneyinde üst Lütesiyen çökelleri tarafından kapak olarak örtülen kuzeye doğru bindirmenin, üst Lütesiyen sonrasındaki kuzeye doğru yeniden hareketi (Demirtaşlı ve diğerleri, 1984) bu sırada gelişmiş olmalıdır. Üst Eosen-Alt Oligosen fazının hemen sonrasındaki bir rahatlamayla da Beydağları Miyosen, Antalya Miyosen, Mut Miyosen, Ulukışla Oligosen-Miyosen ve Adana Miyosen havzası oluşmuştur. Langiyen sıkışma dönemi Lisiyen naplarının yerleşmesine neden olan bu sıkışma döneminden, Beydağları Miyosen havzası(akay ve diğerleri, 1985) tümüyle, Adana Miyosen havzası da (Yalçın ve Görür, 1984) kısmen etkilenmiştir. Kuzeybatıdan güneydoğuya doğru taşınan Lisiyen naplan, yeniden taşınan Antalya napları ve taşınmış olan Davraz dağı çökellerinin yerleşmesiyle, üst Langiyende (Poisson, 1977) Beydağları Miyosen havzasında çökelme kesilmiştir. Bu sırada Antalya Neojen havzasında (Akay ve diğerleri, 1985) olasılıkla Ulukışla Oligosen-Miyosen havzasında (Oktay, 1982; Demirtaşlı ve diğerleri, 1984) ve Mut Miyosen havzasında (Gedik ve diğerleri, 1979) çökelme sürmekteydi. Adana Miyosen havzasında da çökelme kısmen duraklamıştır (Yalçın ve Görür, 1984). Yani Langiyen fazından Beydağları Miyosen havzası tamamen, Adana Miyosen havzası da kısmen etkilenmiş olup, diğer havzalarda çökelme sürmüştür. Bölgeyi kısmen etkileyen Langiyen fazından sonra bir rahatlama dönemi oluşmuş ve buna bağlı olarak da Tortoniyen çökelleri, Antalya Miyosen havzasında (Akay ve diğerleri, 1985) ve Adana Miyosen havzasında (Yalçın ve Görür, 1984; Gürbüz ve diğerleri, 1985) kısmen transgresif olarak gelişmiştir. Bu sırada, Antalya Miyosen havzasının doğusunda (Akay ve diğerleri,1985), Adana havzası güneyinde (Yalçın ve Görür, 1984) ve olasılıkla Ulukışla ve Mut havzalarında da çökelme koşullan sürmekteydi. Üst Tortoniyen sıkışma dönemi Antalya Neojen havzasında,serravaliyen (Poisson, 1977)-Alt Tortoniyen sırasındaki rahatlama rejimine bağlı olarak gelişen çökeller, üst Tortoniyen sırasında etkili bir tektonikle deformasyona uğramıştır. D-KD dan B-GB yönüne doğru gelişen sıkışmayla Kırkkavak oblik ters fayı, Köprüçay senklini, Beşkonak antiklini, Radyoring antiklini, Taşağıl senklini, Aksu bindirmesi ve Kargı ters fayları oluşmuştur. D-B doğrultulu sıkışmanın ileri evresinde, bölge kuzey-güney yönünde çalışan bir kuvvetin etkisinde Kalmış olup,buna bağlı olarak Çakallar kıvrımları ile Gökçeler fayı oluşmuştur. Ulukışla basenindeki Oligosen-Alt Miyosen yaşındaki çökellerde görülen D-B uzanımlı kıvrım (Demirtaşlı ve diğerleri, 1984) ve Mut-Karaman yöresinde bulunan Miyosen yaşh kireçtaşındaki D-B uzanımlı gelişen büyük ölçekli yayvan kıvrım da (Şaroğlu ve diğerleri, 1983) bu sırada gelişmiştir. Aynca Ecemiş fayı bu sırada hareket ederek, güney ucundaki Miyosen formasyonlarını kısmen etkilemiştir. Üst Tortoniyendeki fazdan sonra bölge Üst Messiniyen-Alt Pliyosen sırasında kısmen bir rahatlama etkisinde kalmıştır. Bu sırada Antalya Üst Messiniyen- Pliyosen havzasında (Akay ve diğerleri, 1985) ve Adana Pliyosen havzasında (Yalçın ve Görür, 1984; Evans ve diğerleri, 1979) transgresif denizel çökeller birikmiştir. Orta Toroslar'ın kuzeyinde bunlara karşılık gelen karasal çökeller gelişmiştir (Şek.l). Hoyran gölü dolayında ise Üst Miyosen-Pliyosen volkano-tortulları gelişmiştir (Koçyiğit, 1983). Üst Pliyosenden günümüze sıkışma dönemi Antalya havzasının Üst Pliyosen yaşındaki çökelleri (Akay ve diğerleri, 1985) 5-10 ile güneybatıya eğilimli (Şek.l) durmaktadır. Yine Manavgat yöresindeki Pliyosen çökelleri 5-10 ile güneye eğimli durmakta-. dir. Bunun yanında Antalya üst Messiniyen-üst Pliyosen havzasının tabanındaki Gebiz kireçtaşında (Akay ve diğerleri, 1985) ölçülen mezoskopik faylar, D-B yönlü bir sıkışmayı göstermektedir. Diğer yandan, Dupoux (1983), Antalya havzasının kuzey kesimlerinde Tortoniyen sıkışmasından daha genç, D-B yönlü bir sıkışmadan sözetmektedir. Şu halde, Orta Toros-

11 66 Ergun AKAY ve Şükrü UYSAL lar'da, Üst Messiniyen-Alt Pliyosen rahatlamasına bağlı olarak gelişen çökelme döneminden sonra, üst Pliyosende doğudan batıya doğru pek etkili olmayan bir sıkışma rejimi gelişmiştir. D-B yönlü sıkışmanın ileri - evresinde, bölge kuzey-güney yönlü sıkıştıran bir kuvvetin etkisinde kalmıştır. Buna bağlı olarak Gökçeler fayı üzerindeki ve Ecemiş fayı üzerindeki diri faylar ve Antalya körfezindeki yaklaşık K-G uzanımlı grabenin fayları (özhan, 1983) gelişmiştir. Ayrıca Evans ve diğerleri (1979) Adana baseninde, Silifke'nin güneyinde kalacak şekilde, Messiniyen öncesindeki D-B gidişli yapısallıklar tarafından kontrol edilen bir zonda, Messiniyen evaporitlerindeki güneye bindirme ve diz şeklindeki kıvrımların evaporit tabaka yüzeyindeki kaymalarla geliştiğini belirtmektedir. Bu gelişimin Üst Pliyosendeki K-G doğrultulu sıkışmadan da etkilenmiş olması olasıdır. Böylece Orta Toroslar ve güneyindeki deniz kesimi, McKenzie'nin (1972) de belirttiği gibi, bugün, üst Pliyosende en etkili olan bir fazın K-G sıkışma etkisindedir. SONUÇLAR Ecemiş ve Beyşehir fayı eşlenik iki fay olup, olasılı üst Eosen-Alt Oligosen orojenik fazı sırasında ilk olarak, önemlice devinmiştir. Lisiyen napları Beydağları üzerine Langiyende yerleşmiş (Poisson, 1977) olup, bu sıradaki olaylardan Antalya Miyosen havzası ve Adana Miyosen havzası hafifçe etkilenmiştir. üst Tortoniyen fazında, önce, D-KD dan B-GB ya doğru sıkıştırmayla Aksu bindirmesi, Kırkkavak oblik ters fayı ve beraberindeki diğer yapılar gelişmiştir. Diğer yandan Şengör (1980) yaklaşık Tortoniyende, Doğu Anadolu'nun kuzey-güney sıkışmasına bağlı olarak, Orta Anadolu'nun doğu-batı sıkışma etkisinde kaldığını belirtmektedir.işte bu sıkışmayla Antalya Miyosen havzası yapısallık kazanmıştır. Aynca, bu sırada, Orta Anadolu'nun doğu-batı doğrultuda sıkışabilmesi için Kuzey ve Doğu Anadolu faylarının gelişimlerini tamamlamış olmaları gerekmektedir? Orta Toroslar'ı etkileyen D-KD dan B-GB ya doğru sıkışmanın hemen sonrasında, bölge K-G doğrultuda işleyen bir kuvvetin etkisinde kalmış ve buna bağlı olarak da Çakallar kıvrımları, Mut'taki kıvrım (Şaroğlu ve diğerleri, -1983), Ulukışla'daki senklin (Demirtaşlı ve diğerleri, 1984) şekillenmiştir. Üst Tortoniyen fazının ardı sıra süren rahatlama döneminden sonra, bölge, Üst Pliyosende tekrar daha az etkili olan D-B doğrultulu bir sıkışma etkisinde kalmıştır. Bu sırada, üst Tortoniyende oluşan Doğu ve Kuzey Anadolu fayları benzer şekilde ikinci hareketliliğini yaşamıştır. Antalya Neojen havzasında görülen D-B doğrultulu sıkışmanın ileri evresinde, tüm bölge K-G doğrultulu çalışan bir kuvvetin etkisinde kalmıştır. Buna bağlı olarak Gökçeler ve Ecemiş fayı üzerindeki diri faylar ve Antalya körfezi grabeni (özhan, 1983) oluşmuştur. Orta Toroslar şu anda, daha önce de McKenzie'nin (1972) belirttiği gibi K-G doğrultulu sıkışma etkisindedir. KATKI BELİRTME Bu çalışma, yılları arasında MTA Genel Müdürlüğü, Temel Araştırmalar Dairesi projeleri içerisinde gerçekleştirilmiştir. Çalışmamız süresince bizleri destekleyen Daire Başkanı İ.Turan Çakmak ve Daire Başkan Yardımcısı Cengiz Karaköse'nin, yayının hazırlanması sırasında yönlendirici olan Dr.Okan Tekeli'nin, metni okuyan Erdal Herece ve A.Zafer Bilgin'in bu yayına katkıları olmuştur. Kendilerine ve metni daktilo eden Nurten Dündar'a ayrı ayrı teşekkür ederiz. Yayına verildiği tarih, 1 Nisan 1987 DEĞİNİLEN BELGELER Akay, E., 1981 a, Beyşehir yakın dolayının temel jeoloji özellikleri : MTA Rap., 7002 (yayımlanmamış), Ankara., 1981 b, Beyşehir yöresinde (Orta Toroslar) olası Alt Kimmeriyen dağ oluşumu izleri : Türkiye Jeol.Kur.Bült., 24, ve Uysal, Ş., 1985, Orta Toroslar'ın batısındaki (Antalya) Neojen çökellerinin stratigrafisi, sedimentolojisi ve yapısal jeolojisi : MTA Rap., 7799 (yayımlanmamış), Ankara.

12 ORTA TOROSLAR'IN POST-EOSEN TEKTONİĞİ 67 Akay, E.; Uysal, Ş.; Poisson, A.; Cravette, J. ve Muller, C., 1985, Antalya Neojen havzasının stratigrafisi : Türkiye Jeol.Kur.Bült., 28, Akbulut, A., 1977, Etüde geblogique d'une parti du Taurus Occidental au Sud d'eğridir (Turquie) : These de 3 e'me cycfe Üniversite Paris-Sud., Orsay. Arpat, E. ve Şaroğlu, F., 1975, Türkiye'deki bazı önemli genç tektonik olaylar : Türkiye Jeol.Kur.Bült., 18, Blumenthal, M., 1947, Geologie der taurusketten in hinterland Von Seydişehir und Beyşehir : MTA Yayl., seri D, 2, 108, Ankara., 1952, Toroslar'da yüksek Aladağ silsilesinin coğrafyası, stratigrafisi ve tektoniği hakkında yeni etütler : MTA, Yayl., seri D, 6, 136, Ankara., 1955, Yüksek Bolkardağ'ın kuzeyindeki kenar bölgelerin ve batı uzantılarının jeolojisi : MTA Yayl., seri D, 7, 153, Ankara. Canadian Superieur oil lt., 1973, Land seismic programe Manavgat :TPAO Rap., Demirtaşlı, E., 1983, Mersin'in Gülnar ilçesinde Akkuyu mevkiinde kurulacak olan nükleer santral yeri ile ilgili yerel jeolojik araştırma raporu : TEK Rap., MTA Jeoloji Dairesi Rap., 149 (yayımlanmamış)., 1984, Stratigraphy and tectonics of the area between Silifke and Anamur, Central Taurus Mountains : Tekeli, O. ve Göncüoğlu, M.C., ed., Geology of The Taurus Belt da., Proceedings Int.Sym., Eylül, , Ankara. ; Turhan, N.; Bilgin, A.Z. ve Selim, M., 1984, Geology of the Bolkar Mountains : Tekeli, O. ve Göncüoğlu, M.C. ed., Geology of the Taurus Belt da., Eylül, , Ankara. Dumont, J.F. ve Kerey, E., 1975, Kırkkavak fayı : Batı Toroslar ile Köprüçay baseni sınırında kuzey-güney doğrultu atımlı fay : Türkiye Jeol.Kur.Bült., 18, ; Uysal, Ş. ve Poisson, A., 1980, Batı Toros platformu : MTA Rap.,823 (yayımlanmamış), Ankara. Dupoux, B., 1983, Etüde compare'e de la tectonique.neogene des bassins du sud de Chypre et du bassin d'antalya (Turquie) : Docteur 3 e'cycle, Univ. Paris-Sud, 120 (yayımlanmamış), Orsay. Evans, G.; Morgan, P.; Evans, W.E.; Evans, T.R. ve Woodside, J M., 1978, Faulting and halokinetics in the northeastern Mediterranean betvveen Cyprus and Turkey : Geology, 6, Gedik, A.; Birgili, Ş.; Yılmaz, H. ve Yoldaş, R., 1979, Mut- Ermenek-Silifke yöresinin jeolojisi ve petrol olanakları : Türkiye JeoLKur.Bült., 22, Göncüoğlu, C., 1981, Niğde masifinin jeolojisi : İç Anadolu'- nun jeolojisi Simpozyumu: Türkiye JeolJCur.Yayl., Gutnic, M.; Monod, O.; Poisson, A. ve Dumont, J.F., 1979, Ge'ologie des Taurides Occidentales (Turquie) : Me'moires de La Societe Ge'ologique de France, 137, 112. Gürbüz, K.; Gökçen, S.L. ve Gökçen, N., 1985, Some stratigraphical remarks on the upper Neogene sequence of the northern Adana basin-southern Turkey : In the Abstracts of VIII th Congress of the regional committe on Mediterranean Neogene stratigraphy, Symposium on European Late Cenozoic Mineral Resources, , Sept., , Budapest, Hungaria. Koçyiğit, A., 1983, Hoyran gölü (İsparta büklümü) dolayının tektoniği : Türkiye Jeol.Kur.Bült., 26, McKenzie, D.P., 1972, Active tectonics of the Mediterranean region : Royal Astronomical Society Geophysical Journal, 30, Metz, K., 1956, Aladağ ve Karanfil dağının yapısı ve bunların Kilikya Torosu tesmiye edilen batı kenan hakkında malumat husulü için yapılan jeolojik etüt : MTA Derg., 48, Monod, O., 1977, Rechercher ge'ologiques dans Ie Taurus Occidental du sud de Beyşehir (Turquie) : These, l'universite de Paris sud "Centre d "Orsay", Docteur es Sciences, 442 (yayımlanmamış), Orsay. MTA Genel Müdürlüğü, 1963, lik Türkiye Jeoloji Haritası (Konya paftası) : MTA Yayl., Ankara. Oktay, F.Y., 1982, Ulukışla ve çevresinin stratigrafisi ve jeolojik evrimi : Türkiye Jeol.Kur.Bült., 25, Özgül, N., 1976, Toroslar'da bazı temel jeoloji özellikleri : Türkiye Jeol.Kur.Bült., 19, , 1984, Geology of the Central Taurides : Tekeli, O. ve Göncüoğlu, M.C., ed., Geology of the Taurus Belt da., Proceedings Int.Sym., Eylül, , Ankara. Özhan, G., 1983, Kryıötesi jeofizik verilerinin ışığında Antalya körfezinin jeolojik yorumu : Jeoloji Mühendisleri Odası Kurultayı Bült., 4,

13 68 Ergun AKAY ve Şükrü UYSAL Poisson, A., 1977, Recherches ge'ologiques dans Les Taurides occidentales (Turquie) : Thfese d'etat, Univ. Paris-Sud, 795 (yayımlanmamış), Orsay. ; Akay, E.; Dumont, J.F. ve Uysal, Ş., 1984, The Isparta angle (western Taurids-Turkey): a Mesozoik.paleorift : Tekeli, O. ve Göncüoğlu, M.C., ed., Geology of Taurus Belt da., Proceedings Int.Sym., Eylül, 11-26, Ankara. Şaroğlu, F.; Boray, A.; özer, S. ve Kuşçu, İ., 1983, Orto Toroslar-Orta Anadolu'nun güneyinin neotektoniği ile ilgili görüşler : Jeomorfoloji Derg., 11, Şengör, A.M.C., 1980, Türkiye neotektoniğinin esasları : Türkiye Jeol.Kur.Yayl, 40. Tekeü, O.; Aksay, A.; Ürgün, M.B. ve Işık, A., 1984, Geology of the Aladağ Mountains : Tekeli, O. ve Göncüoğlu, M.G., ed., Geology of the Taurus Belt da., Proceedings Int. Sym., Eylül, , Ankara. Yalçın, M.N. ve Görür, N., 1984, Sedimentological evolution of the Adana basin : Tekeü, O. ve Göncüoğlu, M.C. ed., Geology of the Taurus Belt da., Proceedings Int.Sym., Eylül, , Ankara. Yetiş, C., 1984, Nevv observations on the age of the Ecemiş fault : Tekeü, O. ve Göncüoğlu, M.C., ed., Geology of the Taurus Belt da., Proceedings IntJSym., Eylül, , Ankara.