MADEN TETKİK VE ARAMA GENEL MÜDÜRLÜĞÜ. ALADAĞLAR (Kayseri, Niğde, Adana) KARST VE MAĞARA ARAŞTIRMALARI PROJESİ

MADEN TETKİK VE ARAMA GENEL MÜDÜRLÜĞÜ ALADAĞLAR (Kayseri, Niğde, Adana) KARST VE MAĞARA ARAŞTIRMALARI PROJESİ JEOLOJİ ETÜTLERİ DAİRESİ ŞUBAT-2010

MTA GENEL MÜDÜRLÜĞÜ JEOLOJİ ETÜTLERİ DAİRESİ KARST VE MAĞARA ARAŞTIRMALARI BİRİMİ ALADAĞLAR (Kayseri, Niğde, Adana) KARST VE MAĞARA ARAŞTIRMALARI PROJESİ

PROJE RAPOR YAZIM GRUBU Dr. Koray TÖRK Prof.Dr. C. Serdar BAYARI Dr. Alexander KLIMCHOUK Doç.Dr. N.Nur ÖZYURT Jeo.Müh. Fatih SAVAŞ

PROJE ÇALIŞMA GRUPLARI MTA KARST VE MAĞARA ARAŞTIRMALARI BİRİMİ Dr. Lütfi NAZİK Emrullah ÖZEL Dr. Koray TÖRK Dr. Kadir TUNCER Fatih SAVAŞ Umut Toprak AKÇAKAYA Murat AKGÖZ İsmail KAHRAMAN Cangül ACAR Hamit İNAN Fatih ÇINAR Tufan BAYDEMİR Özgür YILMAZ Proje Başkanı Kamp Şefi Hidrojeoloji Yük.Müh. Jeomorfolog Jeoloji Müh. Jeomorfolog Jeoloji Yük.Müh. Harita Teknikeri Jeomorfolog Jeomorfolog Harita Teknikeri Maden Müh. Jeoloji Müh.

PROJE DANIŞMANLARI Prof.Dr. C. Serdar BAYARI Dr. Alexander KLIMCHOUK Doç.Dr. N. Nur ÖZYURT Prof.Dr. Atilla ÇİNER (2002 yılında) Prof.Dr. Mehmet EKMEKÇİ (2004 yılında) Hacettepe Üniversitesi Ukrayna Mağara ve Karst Araştırmaları Enst. Hacettepe Üniversitesi Hacettepe Üniversitesi Hacettepe Üniversitesi ÜST KOT MAĞARA ARAŞTIRMA EKİBİ MTA Karst ve Mağara UKMK (2002-2008) CAVEX (2001) HÜMAK (2001) Ukrayna Mağara ve Karst Araştırmaları Enst. Ukrayna Mağara Araştırma Grubu Hacettepe Üniv. Mağara Araştırma Kulübü

İÇİNDEKİLER DİZİNİ İÇİNDEKİLER DİZİNİ... i ŞEKİLLER DİZİNİ... iii ÇİZELGELER DİZİNİ... v KISALTMALAR DİZİNİ... vi ÖZ... 1 1 GİRİŞ... 2 2 YÖNTEM VE VERİLER... 4 2.1 Yüzey Araştırmaları... 4 2.2 Mağara Araştırmaları... 4 2.3 Paleoiklim Araştırmaları... 5 2.4 Hidrojeolojik Araştırmalar... 5 3 ÇALIŞMA ALANI... 6 4 JEOLOJİ... 8 4.1 Giriş... 8 4.2 Aladağlar Kütlesi ve Dolayında Genel Yapısal Durum... 8 4.3 Aladağ Napları... 11 4.4 Aladağ İstiflerinin Fasiyes, Çökelme Ortamı ve Stratigrafi Özellikkeri... 14 4.4.1 Yahyalı İstifi... 14 4.4.2 Siyah Aladağ Formasyonu... 15 4.4.3 Çataloturan (Nohutluk) Formasyonu... 15 4.4.4 Arkaçça Formasyonu... 16 4.4.5 Küçüksu Formasyonu... 16 4.4.6 Horozkayası Dolomiti... 16 4.4.7 Emli Kireçtaşı... 16 4.4.8 Teknepınarı Formasyonu... 17 4.4.9 Minaretepeler Formasyonu... 17 4.4.10 Beyaz Aladağ Formasyonu... 17 4.4.11 Karanfil Dağı Formasyonu... 18 4.4.12 Belemedik Formasyonu... 18 4.4.13 Belemedik Dolomitleri... 19 4.4.14 Sırçak Formasyonu... 19 4.4.15 Divrikdağı Formasyonu... 19 4.4.16 Aladağ Senoniyen İstifi (Ofiyolitli Melanj)... 20 4.4.17 Aladağ Ofiyolit Karmaşığı (Kompleksi)... 20 4.5 Aladağların Paleocoğrafik ve Paleotektonik Evrimi... 21 4.5.1 Üst Paleozoyik (Üst Devoniyen-Üst Permiyen)... 21 4.5.2 Alt-Orta Triyas... 21 4.5.3 Orta-Üst Triyas... 22 4.5.4 Üst Triyas-Jura... 22 4.5.5 Jura-Alt Kretase... 22 4.5.6 Üst Kretase... 22 4.6 Aladağlar ın Yapısal Evrimi... 23 i

4.7 Aladağlar ın Genç Jeodinamik Süreçleri... 26 4.8 Ecemiş Fayı ve Uzantıları... 27 4.9 Post-tektonik Birimler... 28 5 JEOMORFOLOJİ... 29 5.1 Giriş... 29 5.2 Genel Morfolojik Yapı... 29 5.3 Düden Mağara Kapız Vadi (DMKV) Sistemleri... 30 5.4 Miyosen Taban Topografyası... 33 5.5 Yüzeysel Karstlaşmanın Alansal Yayılımı... 35 5.6 Aladağlar da Kuvaterner Buzullaşması... 35 5.6.1 Buz Takkesi yayılım alanı... 36 5.7 Glasiyo-Karst Kazınma Alanları... 38 5.8 Glasiyo-Karst Aşınım Yüzeyleri... 39 5.9 Başlıca Buzul Vadileri... 40 5.10 Poligonal Karstın Yayılımı... 42 6 MAĞARALAR... 45 6.1 Giriş... 45 6.2 Mağaralarının Genel Özellikler... 45 6.3 Kuzgun Mağarası... 59 6.4 Buzullaşmanın Mağaralar Üzerindeki Etkisi... 65 6.5 Mağarataşı U/Th ve ESR Yaşları... 68 6.5.1 Yaş bulgularının değerlendirilmesi... 69 7 HİDROJEOLOJİ... 71 7.1 Genel Beslenim ve Boşalım İlişkisi... 71 7.2 Asılı Kaynaklar ve Traverten Köprüleri... 78 7.3 Traverten Çökelleri... 81 7.4 Yeraltısuyu Kabuksal Helyum İçeriği... 83 8 SONUÇLAR... 85 9 DEĞİNİLEN BELGELER... 88 ii

ŞEKİLLER DİZİNİ Şekil 3.1. Aladağlar ve dolayı yer bulduru haritası... 7 Şekil 4.1.Aladağlar ve dolayındaki paleotektonik birlikler (Görür, 1998 den)... 9 Şekil 4.2. Aladağlar ve yakın çevresinde napların yayılımı (Tekeli ve diğ. nden, 1984)... 10 Şekil 4.3. Aladağ Birliği ne ait napların tektono-stratigrafik dizilimi (Tekeli ve diğ. nden, 1984)... 12 Şekil 4.4. Aladağlar ve yakın çevresinin jeoloji haritası (Tekeli ve diğ. nden, 1984)... 13 Şekil 4.5. Aladağlar ve çevresinin geneleştirilmiş kesiti (Tekeli ve diğ. nden, 1984)... 14 Şekil 5.1. Aladağlar Silsilesi ve dolayının SRTM tabanlı sayısal arazi modeli... 30 Şekil 5.2. Cimbar Düdeni... 31 Şekil 5.3. Cimbar Düdeni gelişimine epikarstik tavan çökmesi ile oluşan kapız... 32 Şekil 5.4. Eski Cimbar Kaynağı olası konumu ve kaynağı besleyen akım yolu (Cimbar Kapızı)... 32 Şekil 5.5, Demirkazık dolayında DMKV sistemi sürecinde oluşan kapızlar... 32 Şekil 5.6. Çamlıca dolayında Zamantı Vadisi boyunca Aladağ Birliğine ait karbonatlı birimler üzerinde çökelen Miyosen karasal-denizel çökelleri... 33 Şekil 5.7. Çamlıca dolayında Zamantı Vadisi boyunca Aladağ Birliğine ait karbonatlı birimlere ait Oligosen paleo topografyasının genel görünümü... 34 Şekil 5.8. Küçüksu dolayında Aladağ Birliğine ait karbonatlı birimler içinde gelişen bir megadolin üzerinde çökelen ince taneli durgun su çökelleri... 34 Şekil 5.9. Demirkazık dolayının kış aylarındaki görünümü... 36 Şekil 5.10. Aladağlar Silsilesi ve dolayında SBM için öngörülen kalıcı buzul sınırı ile silsileyi kaplayan buz takkesinin yayılımı... 37 Şekil 5.11. Pleyistosen boyunca atmosferik CO2 salınımı ile buzullaşma dönemleri arasındaki ilişki (http://en.wikipedia.org/wiki/pleistocene)... 38 Şekil 5.12.Aladağlar Silsilesinde Kuvaterner buzullaşmaları sırasında kazınmaya uğrayan yüzeylerin genel görünümü... 39 Şekil 5.13. Yedigöller bölgesinde buzul kazıması ile oluşan yüzeyin genel görünümü... 40 Şekil 5.14. Aladağlar Silsilesi batı yüzünde buzullaşma ile cilalanmış yüzeyler... 40 Şekil 5.15. Solda Harmancık sirkinden sağda Susuz buzul vadisine buzul kazıma ve moren depolanma alanları... 40 Şekil 5.16. Solda Hacer buzul vadisinin Tekelik Tepe dolayından görünümü, sağda Emli buzul vadisine akış aşağıdan bakış... 41 Şekil 5.17. Askıda kalmış Karagöl buzul vadisine akış aşağıdan bakış... 41 Şekil 5.18. Çobangediği buzul vadisine akış yukarıdan bakış... 42 Şekil 5.19. Kemikli buzul vadisine akış yukarıdan bakış... 42 Şekil 5.20. Kargediği Mevkiinde Jura-Kretase karbonatları içinde gelişen poligon karstı... 43 Şekil 5.21. Ziyaret Tepe dolayında Triyas dolomitleri üzerinde gelişen poligon karstı... 43 Şekil 5.22. Kemiki Vadisi akış aşağısında Triyas dolomitleri üzerinde gelişen poligon karstı ve yakınlardaki SBM morenleri... 44 6.1 Aladağlarda belirlenen mağaraların alansal dağılımı.... 46 Şekil 6.2 Aladağlarda belirlenen mağaraların sayısal arazi modeli üzerindeki dağılımı.... 47 Şekil 6.3 Mağaralarda derinlik dağılımı.... 57 Şekil 6.4 Mağaralarda giriş kotu dağılımı.... 57 Şekil 6.5 Mağaralarda derinlik-giriş kotu ilişkisi (Törk, 2008).... 57 Şekil 6.6 Başlıca derin mağaralar ve bunların çevre vadi konumları ile ilişkisi.... 58 Şekil 6.7 Bazı derin mağaraların açılmış kesitleri.... 59 Şekil 6.8. Şahin Mağarası açılmış kesiti ve planı... 62 iii

Şekil 6.9.Kuzgun Mağarası açılmış kesiti.... 63 Şekil 6.10. Kuzgun Mağarası planı... 64 Şekil 6.11. Kuzgun Mağarası çökellerinden görünüm... 64 Şekil 6.12. Kuzgun Mağarası nda dev hidrotermal kalsit nodülleri... 65 Şekil 6.13. Kuzgun Mağarasında hidrotermal kökenli aragonit gülleri... 65 Şekil 6.14. Aladağnin yüksek kesimlerinde tipik bir kafasıkesik baca örneği (H-C 100-a Mağarası)... 67 Şekil 6.15. Hacer Vadisi yüksek kesimlerinde parçalanmış yamaçlar üzerinde gözlenen kesik akım kanalları... 67 Şekil 6.16. Tipik bir çatısızlaşmış mağara örneği olan Cimbar Kapızı nın akış aşağıdan görünümü... 68 Şekil 6.17. Küçüksu Düdeni yakınlarında buzul kazınmasından korunmuş bir dikit kalıntısı 68 Şekil 6.18. U/Th yaş tayini amacıyla kullanılan Kuzgun Mağarasına ait bir mağara çökeli (B bölümü yaşı ~140 By) (Törk, 2008)... 69 Şekil 6.19. Aladağlar Silsilesine ait kozmojenik moren yaşlarının mağarataşı U/Th ve ESR yaşları ile birlikte gösterimi (Törk, 2008)... 70 Şekil 7.1. Aladağ karst akiferi ve dolayının genelleştirilmiş hidrojeoloji haritası (Özyurt 2005 ten)... 76 Şekil 7.2. Aladağlar Silsilesi doğu bölümünde başlıca karst kaynakları, mağaralar ve doymamış zon kalınlığını gösteren B-D uzanımlı kesit (Klimchouk vd., 2006)... 77 Şekil 7.3. Aladağlar Silsilesi doğu bölümünde başlıca karst kaynakları, mağaralar ve doymamış zon kalınlığını gösteren GB-KD uzanımlı kesit (Klimchouk vd., 2006)... 77 Şekil 7.4. Aladağ karst akiferi doğu bölümü kaynaklarının aktif rezervuar hacimlerinin farklı akım bileşenli türler arasındaki dağılımı (Özyurt 2005 ten)... 78 Şekil 7.5. Aladağ karst akiferi doğu bölümü kaynaklarının aktif rezervuar hacimleri ile bulundukları yükselti arasındaki ilişki (Özyurt 2005 ten)... 78 Şekil 7.6. Ulupınar (Topaktaş) Dere yatağının 10 m ile 20 m yukarısından boşalmakta olan Kapuzbaşı kaynakları... 80 Şekil 7.7. Zamantı Nehri yatağından 15 m kadar yukarıdan boşalan Yerköprü-1 kaynağı ve aktif traverten oluşumu... 80 Şekil 7.8. Eski Göynük Polyesi Kaynağınca çökeltilmiş fosil traverten deposu... 81 Şekil 7.9. Eski Hacer Kaynağınca çökeltilmiş fosil traverten deposu... 82 Şekil 7.10. Hacer Vadisi akış yukarısında vadi duvarlarında yer alan ve Eski Hacer Kaynağını beslediği düşünülen akım kanalları... 82 Şekil 7.11. Hacer Vadisi akış yukarısında yer alan ve Eski Hacer Kaynağını beslediği düşünülen akım kanalı... 83 Şekil 7.12. Aladağ karst akiferinin başlıca boşalımlarında gözlenen helyum içeriğinin kökenlere göre yüzde dağılımı (Özyurt 2005 ten)... 84 iv

ÇİZELGELER DİZİNİ Tablo 6-1 Aladağlarda keşfedilen mağaraların genel özellikleri.... 49 v

KISALTMALAR DİZİNİ By DMKV EC EHS ESR KŞPİ KVB MTK My SAM SBM T TDS TSİT U/Th UKRSA YBDS Bin yıl Düden-Mağara-Kapız-Vadi Elektriksel iletkenlik Erken Holosen Soğuması Elektron Spin Rezonans Karstlaşma şiddeti parametre indeksi Kapadokya Volkanik Bölgesi Messiniyen Tuzluluk Krizi Milyon yıl Sayısal Arazi Modeli Son Buzul Maksimumu Sıcaklık Toplam çözünmüş katı Termal Sınır İletim Tabakası Uranyum/Toryum Ukrayna Speleoloji Birliği Yüksek basınç, düşük sıcaklık vi

ÖZ Aladağ ve yakın çevreinde karstlaşma, bölgenin Kretase sonundaki napların yerleşmesini takip edem Paleosen de bölgenin karasallaşmaya başlamasına paralel olarak şekillenmeye başlamıştır. O dönemden itibaren bölge zaman zaman transgrasyon dönemleri yaşasa da karstlaşma süreçleri devam etmiştir. Neotektonik dönemle hızlanan tektonik hareketler bölgenin çevresine oranla daha hızlı yükselmesine ve bunun paralelinde de hızlı aşınımların gerçekleşmesine neden olmuştur. Tüm bu Aladağ kütlesinin karstik gelişimini etkileyen süreçlere ek olarak, özelllikle Kuvaterner döneminde yaşanan buzul dönemleri, güncel karst hidrodinamiğini derinden etkilemiştir. Yaşanan buzul dönemleri üst kotlarda yeralan epikarstın tamamen silinmesine ve tıkanmasına neden olmuştur. Bu nedenle üst kotlarda araştırması yapılan mağaraların büyük bölümü ya buzullar tarafından taşınan kırıntılı malzeme ile yada güncel mekanik çözülmeye bağlı olarak tıkanmışlardır. Kuvaterner deki buzullaşma dönemlerinde akifere olan beslenimin durması epijenik karstlaşmayı neredeyse tamamen durdurmuştur. Epijenik karstlaşma, Holosen de iklimdeki ısınmaya bağlı olarak yeniden canlanmaya başlamıştır. Yüksek hidrolik iletkenlik nedeniyle karst sisteminin besleniminde ve gelişiminde önemli role sahip olan mağaralardan, Aladağlar ve çevresinde toplam 217 adet mağaranın araştırılması yapılmıştır. Aladağların üst kotlarında gelişen mağaralar genellikle dikey karakterli olup, büyük bölümü günümüzde buzul kazımasından ve donma-çözülme süreçlerinden kaynaklanan moloz malzemesi ile (mağara diyamiktiti) tıkanmış durumdadır. Alt kot olarak belirtebileceğimiz alanlarda araştırması yapılan mağaraların arasında dikey yönde gelişenler olduğu gibi, geçirimsiz taban seviyesi boyunca uzanan yatay mağaralar da bulunmaktadır. 1

1 GİRİŞ Türkiye de geniş alansal yayılım gösteren ve ağırlıklı olarak karbonatlı birimlerde oluşan karst akiferleri yeraltısuyu potansiyeli açısından önemli rezervler içermektedirler. Bu karst akiferlerinin günümüzdeki hidrojeolojik davranışları ve içerdikleri yeraltısuyu potansiyelinin büyüklüğü, güncel iklim koşullarının yanısıra, bölgenin jeolojik tarih boyunca geçirdiği süreçlerce de kontrol edilmektedir. Ülkemizin en önemli karst sistemlerini içeren Toros Dağ Kuşağı nda günümüze kadar yürütülen çalışmaların hemen hemen hepsi alt kotlarda ve kaynak boşalım noktaları baz alınarak yürütülmüş, beslenim alanlarına yönelik ise sınırlı sayıda çalışma yürütülmüştür. Yine konuyla ilgili farklı alanlarda yapılmış olan mağara araştırmaları da, sistematik olmayan noktasal çalışmalar şeklinde kalmıştır.yüksek dağlık kesimlerde, geniş alanlara yayılan Toroslar Dağ Kuşağı karst ve mağara araştırmalarının yürütülmesi, ulaşım ve iklim koşullarından dolayı önemli güçlükler içermektedir. Bu nedenle, bu çalışmaya değin anılan amaç doğrultusunda bir araştırma ülkemizde gerçekleştirilmemiştir. Mağaralar sahip oldukları yüksek hidrolik iletkenlik nedeniyle karst sisteminin besleniminde ve gelişiminde önemli role sahiptirler. Bu nedenle Orta ve Doğu Toroslar ın kesişim hattında yeralan ve bölgenin önemli yeraltısuyu rezervlerinden birisini oluşturan Aladağlar (Kayseri, Niğde, Adana) karst sisteminin araştırılmasına yönelik veri elde edilmesine yönelik olarak mağara araştırmaları gerçekleştirilmiştir. Bu çalışmalarda interdisipliner bir yaklaşım kulanılarak; jeolojik, jeomorfolojik, hidrojeolojik, hidrojeokimyasal, çevresel izotopik vb veriler üretilmiş ve kullanılmıştır. Özellikle yüksek dağlık alanlarda saha çalışmaları, kar örtüsünün en düşük seviyede olduğu temmuz yada ağustos aylarında 1 aylık dönemde çadırlı araştırma kampı şeklinde yürütülmüştür. İlk araştırma çalışması Ekim 2000 tarihinde 6 kişilik küçük bir grupla, Maden Boğazı, Teke Kalesi ve Yedigöller yörelerini kapsayacak şekilde, 10 günlük bir süre içinde gerçekleştirilmiştir. 2001 yılı dağ kampları Yedigöller ve Büyük Harman bölgelerinde 3100 m 2

kotunda, 2002 yılı dağ kampı Susuz vadisinde 2500 m kotunda, 2003 ve sonraki yıllardaki dağ kampları ise Kemikli vadisinde 2850 m kotunda oluşturulmuştur. Bu kamplardaki faaliyetlere lojistik destek batıda Bademdere, kuzeyde Yahyalı ve doğuda Ulupınar yerleşimleri dolayında oluşturulan geçici etek kampları aracılığı ile sağlanmıştır. Yüksek dağ kesiminde yürütülen mağaraların araştırmaları, MTA Karst ve Mağara Araştırmaları Birimi nin koordinatörlüğünde Ukrayna Bilimler Akademisi ne bağlı Speleoloji Araştırma Birliği (UKRSA) 2005 ylında Ukrayna Mağara ve Karst Araştırmaları Enstitüsü oldu ile ortak yürütülmüştür. MTA ekibi bu 1 aylık çalışma dönemlerinde, diğer bölgelerde yürüttüğü arazi çalışmalarına büyük oranda ara vererek, adı geçen saha araştırmalarında yer almıştır. Alt kotlardaki mağara araştırmaları ise tamamıyla MTA Karst ve Mağara Ararştırmaları Birimi nce yürütülmüştür. 3

2 YÖNTEM VE VERİLER Çalışmada öncelikli olarak mevcut literatürden yola çıkarak Aladağlar ve yakın çevresindeki, karstik gelişime temel olabilecek jeolojik yapı ve jeodinamik süreçler derlenmiştir. Bu çalışmalar özellikle hava fotoğrafı ve uzaktan algılama çalışmaları ile de desteklenmiştir. Arazide sistematik olarak gerçekleştirilen saha çalışmaları ile de jeomorfolojik süreçler, mağara gelişimi ve hidrojeolojik yapıya ve sonucunda karst sistemine yönelik yerinde değerlendirmeler yapılmış ve anahtar nitelikteki saha verileri toplanmıştır. Saha çalışmalarında bölgenin özellikle üst kotlarındaki morfolojik değişimde etkili olduğu düşünülen Kuvaterner buzul alanlarının yayılımına yönelik gözlemler de yapılmıştır. Adı geçen sahada yer alan mağaralarda konuya ilişkin gözlem ve veri toplama çalışmaları gerçekleştirilmiştir. Özellikle yüksek kotlardaki derin mağara araştırmalarında, aynı zamanda farklı karstlaşma türlerine ilişkin veriler de elde edilmiştir. Araştırmada elde edilen ve değerlendirilen veriler a) havzanın sayısal arazi modeli, b) uydu görüntüleri, c) hava fotoğrafları, d) anahtar gözlem alanlarına ait saha fotoğrafları, e) çeşitli jeolojik harita, kesit ve jeodinamik model gösterimleri, f) çeşitli jeomorfoloji harita ve kesitleri, g) hidrojeolojik sistem dinamiğinin aydınlatılmasına yönelik hidrojeokimyasal ve izotopik analiz sonuçları, h) araştırılan mağara kesit ve planları, i) buzul ve mağara çökellerinin çeşitli yöntemler ile belirlenen yaş değerleri şeklinde tanımlanabilir. 2.1 Yüzey Araştırmaları Yüzey araştırmaları (jeomorfoloji) Aladağlarda karstlaşmanın evrimime ışık tutacak jeomorfolojik kanıtların toplanmasına yönelik saha çalışmalarını içermektedir. Hava fotoğrafları ve uydu görüntüleri üzerinde gerçekleştirilen ön değerlendirmelerin temelinde yürütülen bu çalışmalar kapsamında, Aladağların tamamına yakın bölümü sahada dolaşılarak incelenmiştir. Bu çerçevede güneyde Emli Vadisinin yukarı bölümleri (doğu ve güney) ile güneydoğuda Karayalak Vadisinin aşağı bölümlerinin ayrıntılı biçimde incelenmesi mümkün olmamıştır. Söz konusu alanlara ait değerlendirmeler hava fotoğraflarından ve uydu görüntülerinden edinilen gözlemler ile sınırlıdır. 2.2 Mağara Araştırmaları Karst araştırmalarında önemli yere sahip olan mağaraların araştırılmasında Aladağlar bölgesi üst kot ( 1800 m ve üstü) ve alt kot mağaraları olmak üzere iki gruba ayrılmıştır. Bu çalışmalar sonucunda toplam 303 adet mağara giriş ağzı saptanmıştır. Aladağlar ın üst 4

kotlarında (1800 m üstü) saptanan mağara sayısı 266 dır. Bu mağaraların 180 i detaylı araştırılmış, 86 tanesi ise ağızlarının tamamen tıkalı olması nedeniyle sadece ağızları saptanmıştır. Alt kotlarda (1800m altı) da toplam 37 mağaranın araştırması gerçekleştirilmiştir. Buna göre araştırması yapılan toplma mağara sayısı tüm Aladağlar için 217 dir. Aladağların karstik gelişimine yönelik veri toplanan mağaralarda, bölgenin paleoiklimine yönelik gözlem ve veri toplanması çalışmaları da yürütülmüştür. 2.3 Paleoiklim Araştırmaları Aladağların paleoikliminin belirlenmesine yönelik çalışmalar jeomorfolojik gözlemler ile buzullaşma dönemlerinin belirlenmesine yönelik nicel yaş tayin çalışmalarını içermektedir. Araştırmalarda kullanılan veriler, MTA projesi kapsamında yürütülen çalışmaların yanısıra, özellikle yaş tayinine yönelik araştırmalar Dr. Marek Zreda (Arizona Üniversitesi) ve Dr. Attila Çiner (Hacettepe Üniversitesi) yürütücülüğünde gerçekleştirilen TUBITAK projesi kapsamında, Dr. Ülkü Ulusoy (Hacettepe Üniversitesi) yürütücülüğünde başka bir TUBITAK projesi kapsamında elde edilen verileri de kapsamaktadır. Bu çalışmaların sonuçları Zreda et al. (2003, 2004, 2005 ve Ambar (2006) tarafından değerlendirilmiş olup; diğer bir kısım veriler de Törk (2008) kapsamında değerlendirilmiştir. Zreda et al. (2004) çalışması Yedigöller ve Hacer Vadisi bölgesine ait buzul çökellerinin kozmojenik klor-36 izotopuna dayalı yaş tayinlerini, Anbar (2006) çalışması silsilenin değişik yerlerinden derlenen mağara çökellerine ait ESR tekniğine dayalı yaş tayinlerini, Törk (2008) çalışması ise yine silsilenin çeşitli mağaralarından derlenen mağara çökelleri üzerindeki U/Th tekniğine dayalı yaş tayinlerini içermektedir. 2.4 Hidrojeolojik Araştırmalar Hidrojeolojik araştırmalar Aladağların mevcut beslenim-boşalım dinamiğinin belirlenmesi amacıyla akiferin başlıca boşalım noktalarını oluşturan kaynaklar üzerinde yoğunlaşmıştır. Bu yöndeki faaliyetler Özyurt (2005) te ayrıntıları açıklanan doktora tez metninde ve ilgili diğer yayınlarda değerlendirilmiştir. 5

3 ÇALIŞMA ALANI Araştırmalar, büyük bölümü Kayseri-Niğde-Adana sınırları arasında uzanan ve yaklaşık 1900 km 2 lik bir alana sahip olan Aladağların üst kotlarında (M34/a3/a2/b4/b1) ve dağın alt kotlarında (M33-L33-L34 paftaları) olmak üzere iki farklı alanda birlikte sürdürülmüştür (Şekil 3.1). Üst kotladaki araştırmalar Yedigöller platosu ve yakın çevresinde yoğunlaştırılırken, alt kotlardaki araştırmalar da Niğde Masifi ve yakın çevresinde yürütülmüştür. Orta ve Doğu Toros Kuşağının sınırında yer alan Aladağlar ve yakın çevresi 400-3750 m geniş yükselti aralığında, oldukça dik topoğrafyaya sahip bir bölgedir. Araştırmaların büyük bölümünün yürütüldüğü Aladağlar, zirvesini 3767 m yükseltideki Kızılkaya kütlesinin oluşturduğu, ortalama 2000 m dolayında yükseltiye sahip olan bir kütledir. Çalışma alanı güneyde Karsantı çukurluğu (~800 m), batıda Ecemiş fay zonu batısı (Niğde), kuzeyde Sultansazlığı düzlüğü (~1200 m) ve doğuda Zamantı Nehri (1100 m 400 m) ile sınırlıdır. Bölge genelindeki iklim özelliklerine bakıldığında İç Anadolu ya bakan orta-kuzey bölümler karasal özellik gösterirken, Akdeniz e bakan güney bölümü ise Akdeniz ikliminin etkisindedir. Ancak araştırma alanının önemli bir bölümünü oluşturan yüksek dağlık alanlarda (2000m ve üstü) yükselti nedeniyle, iklim ve çevre bölgelere oranla oldukça farklıdır. Aladağların alt bölgelerinde ve düşük kotlu alanlarda yaz ayları boyunca yağışsız bir dönem gözlenirken, yüksek kesimlerde yoğun yağmur oluşabilmektedir. Doğuda Zamantı, batıda Ecemiş vadi sistemleri Akdeniz kökenli hava akımlarının havza içlerine sokulmasına izin vermektedir. Çalışma bölgesinin çevresinin düzgün devlet karayolu ve köy yolları ile kaplı olması, bu alanlarda ulaşım problemi yaşanmadan araştırma yapılmasını sağlamaktadır. Buna karşılık yüksek kotlardaki araştırma alanları, sınırlı sayıdaki patika ve dağ yürüyüş rotaları kullanılarak gerçekleşebilen ulaşım olanakları sağlamaktadır. 6

Şekil 3.1. Aladağlar ve dolayı yer bulduru haritası 7

4 JEOLOJİ 4.1 Giriş Aladağ ve yakın çevresinin jeolojisi ve paleocoğrafik evriminde Tekeli ve diğ. (1984) temel alınmıştır. Aladağlar, güneyde Karsantı Havzası (~800 m), batıda Ecemiş Çayı Vadisi (~1500 m), Kuzeyde Sultansazlığı Kapalı Havzası (~1100 m) ve doğuda Zamantı Nehri Vadisi (~450 m-1100 m) ile sınırlanan alanı tanımlamaktadır. Bu sınırlar içerisinde silsile yukarıda anılan etek kotlarından başlayarak 3767 m kotuna (Kızılyar Zirvesi) ulaşan, ortalama 2200 m yükseltisi ve 40 km genişliğinde bir dağ kuşağı şeklinde kabaca K20D doğrultusunda uzanmaktadır. Orta Torosların doğu ucunu oluşturan Aladağlar Bölgesi, birbirinin üzerine Naplar (Yahyalı Grubu, Siyah Aladağ, Beyaz Aladağ ve Ofiyolit Napı) halinde gelen Paleozoik ve Mesozoyik yaşlı kayaçlardan oluşup, naplı tektonik yapı ve bu yapıyla ilintili olan ofiyolit yerleşimi ile karakterize edilir. Birinci grup nap, Üst Devoniyen den Üst Kretase ye kadar süren karbonat istifi süresinde gelişmiş naplanmayı, ikinci grup naplanma ise ofiyolit (Üst Kretase) yerleşimi sonrası gelişmiştir. 4.2 Aladağlar Kütlesi ve Dolayında Genel Yapısal Durum Görür e (1998) göre Aladağlar ve dolayı Kırşehir Bloku na ait Niğde Metamorfikleri, Bolkardağ, Aladağ, Bozkır ve Geyikdağı Birliklerine ait kaya toplulukları ile paleotektonik döneme ait Paleosen-Eosen çökelleri ve neotektonik döneme ait Oligosen-Miyosen ve daha genç çökelleri içermektedir (Şekil 4.1). Tekeli ve diğ ne (1984) göre Aladağlar kütlesi (Aladağ Birliği) tektono-startigrafik benzerlikler içeren, ağırlıklı olarak Üst Devoniyen ile Alt Kreatase arasında çökelmiş platform tipi karbonatlar içeren altı ayrı naptan oluşmaktadır. Aladağ Birliğine ait naplar tektonik konumlarına göre alttan üste (ve kuzeybatıdan güneydoğuya) doğru kabaca güneydoğuya eğimli Yahyalı, Siyah Aladağ, Minaretepeler (Üst Kuşak), Çataloturan, Emli ve Beyaz Aladağ nap birimlerini içermektedir. Melanj Özgül (1984) e göre Bozkır Birliğinden türemiştir. Dağın doğusunda, Zamantı Nehri Vadisi boyunca uzanan Pozantı-Faraşa Ofiyolit Napı, Beyaz Aladağ Napı ile Doğu Toros Otoktonu (Geyikdağı Birliği) arasındaki dokanağı örtecek biçimde her iki birlik üzerinde tektonik olarak yer almaktadır. Zamantı Nehri Vadisinin doğu bölümündeki yükseltiler -Doğu Toros ya da Tufanbeyli Otoktonu olarak da adlandırılan- Geyikdağı Birliği ne ait kaya topluluklarında oluşmaktadır (şekil 4.2). Vadi boyunca uzanan Aladağ silsilesinin doğusunda 8

Zamantı Nehri Vadisinde ofiyolit napı altından yüzeylenen Divrik Dağı kütlesi otokton serinin bir parçası olarak değerlendirilmekte; güneyde yer alan Karanfil Dağ kütlesinin ise Beyaz Aladağ napının ofiyolit napı altından güneye uzanan bir bölüm olduğuna inanılmaktadır. Şekil 4.1.Aladağlar ve dolayındaki paleotektonik birlikler (Görür, 1998 den) 9

Şekil 4.2. Aladağlar ve yakın çevresinde napların yayılımı (Tekeli ve diğ. nden, 1984) 10

4.3 Aladağ Napları Tekeli ve diğ. ne (1984) göre Aladağlar, Aladağ Birliği ne ait altı ayrı naptan oluşmaktadır. Tektonik konumlarına göre alttan üste doğru Yahyalı, Siyah Aladağ, Minaretepeler (Üçkuşak), Çataloturan, Emli ve Beyaz Aladağ olarak adlandırılan bu naplar ağırlıklı olarak Üst Devoniyen-Üst Kretase zaman aralığında epikontinental okyanus ortamında gelişen platform tipi karbonatlardan oluşmaktadır. Özgül ün (1984) Bolkardağ litostratigrafisi ile uyumlu bir görünüm sergileyen Yahyalı Napı nın Bolkardağ Birliği ne ait olması da olası görülmektedir. Benzer biçimde, kuzeyde Yahyalı batısında bulunan Yahyalı (Karamadazı) Plütonu nun da (granitoyid) Bolkardağ silsilesi kuzeyinde bulunan Horoz Plütonu (granit) ile eşlenik olduğu düşünülmektedir. Olasılıkla erken Eosen de aynı paleocoğrafi alanda oluşan bu iki plütonik kütlenin İç Torid Okyanusu kenet kuşağının mirasçısı olan Ecemiş Fayı nın Eosen de başlayan sol yanal atımı ile günümüzdeki konumlarını aldıkları düşünülmektedir. Aladağ naplarını oluşturan formasyonların genel litostratigrafik özellikleri ve yapısal konumları Şekil 4.3 de gösterilmiştir. Bu formasyonlar ağırlıklı olarak Üst Devoniyen-Üst Kretase zaman aralığında oluşan platform tipi karbonatlı kayalardan (killi, kırıntılı, çörtlü kireçtaşı, kireçtaşı, dolomit ve dolomitik kireçtaşı) oluşmaktadır. Bazı formasyonlar içinde hacımsal olarak oldukça sınırlı miktarda tüf, şeyl ve kuvarsitler de bulunmaktadır. Aladağ naplarının herbiri litostratigrafik olarak Senoniyen yaşlı ofiyolitli melanj ile sonlanmakta; tektono-stratigrafik açıdan anılan melanj birimi naplar arasında belirgin bir ayırtman seviye oluşturmaktadır. Bozkır Birliği ne ait Ofiyolit Napı Aladağ napları üzerinde tektonik olarak yer almaktadır. Günümüzde bu nap silsilenin doğu bölümünde, Aladağ ve Geyikdağı Birlikleri arasındaki sınırı örtecek biçimde Zamantı Nehri vadisi boyunca ve Karanfil Dağ kütlesinin güneyinde uzanmaktadır. Napın oldukça küçük bir parçası ile batıda, Emli Vadisi girişinin güney bölümünde karşılaşılmaktadır (Şekil 4.4 ve 4.5). 11

Şekil 4.3. Aladağ Birliği ne ait napların tektono-stratigrafik dizilimi (Tekeli ve diğ. nden, 1984) 12

Şekil 4.4. Aladağlar ve yakın çevresinin jeoloji haritası (Tekeli ve diğ. nden, 1984) 13

Şekil 4.5. Aladağlar ve çevresinin geneleştirilmiş kesiti (Tekeli ve diğ. nden, 1984) 4.4 Aladağ İstiflerinin Fasiyes, Çökelme Ortamı ve Stratigrafi Özellikleri Aladağ da yeralan istifler, Mesozoyik yaşlı kıta kenarına ve bunların Üst Paleozoyik yaşlı temeline aittir. (Tekeli, 1981). 4.4.1 Yahyalı İstifi Aladağlar ın yapısal en alt bölümünü oluşturan ve Yahyalı batısında geniş alanlarda yayılım gösteren bu istifin genel özelliği, yaygın bir iç deformasyon ve düşük dereceli metamorfizma izleri taşımasıdır. İstifte makro boyutlarda aşırı kıvrımlanma egemen olduğundan düzenli bir stratigrafi kurmak zor olmakla birlikte kuzeybatıya doğru istifin gençleştiği izlenebilmektedir. Üst Paleozoyik-Alt Mesozoyik zaman aralığını kapsayan Yahyalı istifi, yaygın iç deformasyon ve düşük dereceli metamorfizma etkilerine uğramış olmakla birlikte, ilksel özelliklerinin kısmen korunabileceği bölümlerden edinilen bilgilere göre Aladağlar ın diğer bölümlerindeki yaşıt istiflere kayatürü özellikleri yönünden büyük bir benzerlik gösterir (Tekeli, 1981). 14

4.4.2 Siyah Aladağ Formasyonu Yahyalı nın güneyinde ve Ecemiş Koridoru nun doğusunda geniş alanlarda yayılım gösteren Üst Devoniyen-Üst Permiyen zaman aralığını kapsayan bir istiftir. Kireçtaşlarının egemen olduğu istifin tabanında Üst Devoniyen den daha yaşlı düzeyler görülmemektedir. Üstte ise istif uyumlu olarak Alt Triyas yaşlı sınırlı platform fasiyesindeki düzeylere geçiş gösterir. İstifin alt bölümü (Üst Devoniyen) koyu gri-siyah, kalın tababakalanmalı, ufak mercan kolonili kireçtaşlarından oluşur. İstifin bundan sonraki bölümü (Karbonifer) ise koyu grisiyah, orta tabakalanmalı, kuvarsit aratabakalı iskeletli kireç vaketaşı-istiftaşı düzeyleriyle, daha üstte ise kireç istiftaşı-tanetaşı düzeylerinden oluşur. İstifin en üst bölümü (Üst Permiyen) koyu gri-siyah, ince-orta-kalın tabakalanmalı, pembemsi beyaz kuvarsit aratabakalı kireçtaşı türleri oluşturur. Toplam kalınlığı yaklaşık 1100 m dir. Kireçtaşlarının egemen olduğu Siyah Aladağ istifinde farklı kalınlıklarda düzenli tabakalanmanın yaygınlığı; gri, sarımsı kahverengimsi gri, koyu gri, yeşilimsi gri renklerde kayatürlerinin bulunuşu; düzenli ara tabakalar biçiminde terijen klastiklere (şeyl, kuvarsit) rastlanması ve kireçtaşlarının bileşenleri olarak kuvars ile makrofosil parçalarının kimi düzeylerde yaygın oluşu istifin şelf ortamlarında çökeldiğini gösterir. Mikrofasiyes özelliklerine bakıldığında ise istifin açık şelf lagün ortam koşullarında çökelldiği ortaya çıkmaktadır. (Tekeli, 1981) 4.4.3 Çataloturan (Nohutluk) Formasyonu Başyayla Koridoru nun güneydoğu yamaçlarından batıya doğru Yıldız Göl e kadar uzanan alanda yayılım gösteren Çataloturan istifi, düşey yönde farklı çökelme ortamlarını yansıtan bölümleri kapsar. Derin su fasiyesinden sığ su fasiyesine geçişin olduğu; ince, yeşil altere tüf aratabakalı, çörtlü kireçtaşları ve kuvarsit ve kuvars kumtaşı aratabakalı oolitik kireçtaşlarından oluşan istifin alt bölümünden (Alt Karbonifer), uyumsuz olarak Üst Permiyen yaşlı açık platform fasiyesindeki; orta-kalın tabakalanmalı, çört yumrulu kireçtaşlarıyla, yine orta-kalın tabakalı kristalin dolomitlerden oluşan çökellere geçilmektedir. Yaklaşık kalınlığı 400 m dir. Tektonik dokanağa bağlı olarak tabanında ofiyolitik melanj (Senomaniyen) bulunan istfin üstünde ise tedrici geçişli Küçüksu istifi (Sitiyen Alt Triyas ) yeralır (Tekeli, 1981). 15

4.4.4 Arkaçça Formasyonu Bu sekans çört nodüllü kireçtaşlarından (Üst Permiyen) oluşmaktadır. Orta kalın tabakalanması ve koyu gri rengiyle kendini belli etmektedir. Bu birim uyumsuz olarak Alt Karbonifer yaşlı birimi ( Nohutluk Formasyonu) üzerlemektedir. İki birim arasnda stratigrafik bir boşluk da yer almaktadır. Arkaçça Formasyonu dereceli olarak Küçüksu Formasyonu na (Alt-Orta Triyas) geçiş göstermektedir. Formasyonun kalınlığı yaklaşık 500 m dir. 4.4.5 Küçüksu Formasyonu Formasyon Üst Permiyen geçişi ile başlayan Alt-Orta Triyas sekansını kaplamaktadır. Temelde oolitik kireçtaşları yer almaktadır. Küçüksu Formasyonu alacalı kireçtaşı ve çamurtaşı-marn tabakalanmasından oluşmaktadır. İnce tabakalı olan formasyon genelde yumuşak bir topoğrafyaya sahiptir. Birim Siyah Aladağ Napı içinde yer alan Üst Paleozoyik yaşlı Siyah Aladağ Formasyonu ve Çataloturan napı içinde yer alan Üst Permiyen yaşlı Arkaçça Formasyonu nu üzerlemektedir.küçüksu Formasyonu nun kalınlığı 250 m dir. Formasyonun üstünde Horozkayası Dolomiti (Orta-Üst Triyas) yer alır. 4.4.6 Horozkayası Dolomiti Bu sekans kalın-masif tabakalı, beyaz dolomitik kireçtaşları ve dolomitten oluşmaktadır. Gri koyu gri renkli olan birimin tabanında taşınarak gelmiş boksit yer almaktadır. Kalınlığı yaklaşık 250 m olan Horozkayası Dolomiti Orta-Üst Triyas yaşlıdır. 4.4.7 Emli Kireçtaşı Birim Emli Vadisi nin kuzey kanadında yer almaktadır. Vadide başlayan birim ofiyolit melanja kadar uzanmaktadır. Birim orta-kalın tabakalıdır. Gri mikritik kireçtaşları major olarak bulunur. Üst bölümlere doğru birim dolomitik ve dolomit ara katkılı bir görünüm sergilemeye başlar. Orta-Üst Triyas yaşlı olan birimin yüzeysel olarak herhangi bir komşu kayaç ilişkisi bulunmamaktadır. Emli Kireçtaşları uyumsuz olarak ofiyolitik melanj tarafından örtülmektedir. Birimin kalınlığı yaklaşık 600 m dir. 16

4.4.8 Teknepınarı Formasyonu Beyaz Aladağ Napı nın en alt seviyesi olarak Emli Vadisi nin kuzey kanadında yer alan Teknepınarı Filişi, sadece bu bölgede yüzeylenmektedir. Formasyon kahverengimsi gri klastik kireçtaşlarından oluşmaktadır. Birim arazide filişimsi görüntüde, ince-orta kalınlıktadır. Teknepınarı Formasyonu tektonizmaya bağlı olarak Emli Vadisi nin kuzeyinde ofiyolitik melanjı üzerlemiştir. Kalınlığı 350 m olan formasyon üstte Beyaz Aladağ Formasyonu na geçişlidir. Teknepınar Formasyonu stratigrafik olarak Beyaz Aladağ Napı nın temelini oluşturan fliş fasiyesi özelliğinde bir istiftir ve Beyaz Aladağ istifine tedrici geçiş gösterir. Şelf kenarının açık deniz tarafında yeralan bir havzada çökelen istif özeliğini yansıtmaktadır. İstif volkanik kayaç kırınıtlarını bolca içeren, kimi düzeyleri çörtlü ve pelajik özelikte olan, yer yer dolomitize kireçtaşı görünümündedir (Tekeli, 1981). 4.4.9 Minaretepeler Formasyonu Siyah Aladağ istifi üzerinde tektonik dokanaklı olarak yeralan istifin üzerine ise Divrik Dağı istifi (Üst Kuşak yöresinde) ve Senoniyen yaşlı istifler uyumsuz olarak gelir. İstifin en alt bölümünde gri, masif-kalın tabakalı, kısmen dolomitize, kireçtaşı çamurtaşı-vaketaşı bulunur. Birimin kalınlığı 350 m kadardır Bölümün üst seviyeleri pelletli kireç istiftaşı-tanetaşı ile kaplıdır ve çökelim büyük oranda gelgit arası dönemde gerçekleşmiştir (Tekeli 1981). 4.4.10 Beyaz Aladağ Formasyonu Aladağlar da geniş alanlarda yayılım gösteren Beyaz Aladağ istifi taşıdığı fasiyes özellikleriyle önemli kalınlıklara ulaşmaktadır. İlk tanımlaması Blumenthal (1952) tarafından yapılan istif, Tekeli (1981) tarafından Üst Triyas-Jura zaman aralığında tanımlandığı gibi Alt Kretase yi de kapsayabilir. Kireçtaşı, dolomitik kireçtaşı ve dolomitden oluşan Beyaz Aladağ istifi, altta melanj karakterli Senoniyen istifi ile tektonik dokanaklı olup, üstte yine Senoniyen istifleriyle uyumsuz biçimde örtülmektedir. İstif orta-kalın tabakalı, gri-grimsi beyaz, diyajenetik özellikler taşıyan ve kireç-çamurtaşı ile kireç tanetaşı arasında değişen türler ile dolomitlerden oluşur. Dolomitize kireçtaşı özelliğinin gözlendiği bazı bölümlerde yer almaktadır. 17

Biyoklastik, pelletli kireç çamurtaşı-vaketaşı ve pelletli, iskeletli kireç istfitaşı-tanetaşı olmak üzere iki tür kireçtaşı yaygındır. Kireçtaşı ve dolomitin ardalanmasından oluşan Beyaz Aladağlar ın istif kalınlığı oldukça fazladır (~ 2000 m). Tekeli (1981) ce yapılan çalışmalarda istifin kıyıya yakın platform yada kıyı ötesi bankların açık ve sınırlı şelf lagünü ortamlarında çökeldiğini göstermektedir. 4.4.11 Karanfil Dağı Formasyonu Beyaz Aladağ istifinin yayılım gösterdiği bölgenin güneyinde yeralan Karanfil Dağı nda, ofiyolit napının altından antiklinal yapılı tektonik pencere biçiminde yüzeyleyen karbonat istifi, Beyaz Aladağ istifiyle yaşıt olmakla birlikte fasiyes özellikleri açısından farklılık gösterir. Karanfil Dağı istifinin, Üst Triyas dan daha yaşlı bölümleri yüzeylemediğinden taban ilişkisi bilinmemektedir. İstifin üzerinde ise uyumsuz olarak Senoniyen istifleri bulunur. Dolomitik kireçtaşı ve dolomitten oluşan Karanfil Dağı istifinde tabakalar çört yumruludur. Fasiyes yönünden iki bölüme ayrılan Karanflil Dağı istifinin alt bölümünde açık gri renkli kireçtaşı ve dolomit bulunmaktadır. Masif yapılı ve çört yumrulu olan istifte kireçtaşı seviyeleri mercan, alg ve foraminifer türü tane boylarından oluşmaktadır. Resifal fasiyes özellikleri taşıyan kireçtaşları aynı zamanda organik yığışım ortamına ait ürünleri de kapsamaktadır. Üstteki bölüm çamurtaşı-tanetaşı arasında değişen türlerde kireçtaşlarından oluşmaktadır. Çört yumrular içeren tabakaların kalınlıkları ince-kalın arasında değişmektedir. Birimin yaklaşık kalınlığı 1500 m dir İstifin bu bölümü resif gerisi fasiyes özellikleri belirtir ve şelf lagünü ortamlarına ait ürünleri içerir (Tekeli, 1981). 4.4.12 Belemedik Formasyonu Yapısal ve stratigrafik özellikleri ilk kez Blumenthal (1947) tarafından yapılan istif Üst Devoniyen den Üst Permiyen e kadar uzanmakta ve terijen klastiklerle aratabakalı kireçtaşlarından oluşmaktadır. İstifin alt bölümü sarımsı kahverengimsi gri; ince-orta-kalın tabaka ardalanmalı, bol kuvars taneli kireçtaşlarından oluşmaktadır. İstifin Alt Karbonifer yaşlı olan orta bölümü sarımsı gri, kahverengimsi gri, koyu gri, kalın-orta-ince tabaka ardalanmalı; demirli, killi, yer yer dolomitleşmiş, vaketaşı-istiftaşı türünde kireçtaşından oluşmaktadır. Alt Permiyen yaşlı üst bölümünde sarı-yeşil-kahverengi tonlarda gri; kalın-ortaince tabaka ardalanmalı, kuvars içeren kireçtaşları hakimdir. İstif açık şelf-şelf lagün ortam koşullarında çökelmiştir (Tekeli, 1981). 18

4.4.13 Belemedik Dolomitleri Belemedik yöresinde Üst Paleozoyik yaşlı istiflerin üzerinde dolomitlerin yoğunlukta olduğu, kireçtaşının sadece tabanda görüldüğü istif yer almaktadır. İstifin en alt düzeyini oluşturan açık gri, orta tabakalı kireçtaşında bileşen taneler pelletler ve iskelet taneleridir. Bu kireçtaşı türü pelletli, iskeletli kireç istiftaşı-tanetaşıdır. İstifin bundan sonraki bölümü açık gri-sarımsı açık gri, kalın tabakalı-masif dolomit orta kristalin olarak başlamakta, dokusu giderek ince kristalin yapıya geçmektedir. Sarı-kahverengi bir kireç çamurtaşı dokusu dolomit içinde yer yer görülmektedir. Bu doku, dolomitleşme öncesi dokuyu yada onun hamurunu yansıtabilir. İstif olasılıkla platform fasiyesi kuşağında gelgit gölcükleri ve gelgit düzlüğü lagünlerini yansıtan ürünlerden oluşmuştur (Tekeli, 1981). 4.4.14 Sırçak Formasyonu Birim masif yapıdaki kireçtaşlarından oluşmaktadır. Birim uyumlu bir geçişle Beyaz Aladağ Formasyonu nu üzerlemektedir. Miyosen yaşlı konglomeralarca uyumsuz olarak üzerlenen birim, Jura-Alt Kretase yaşlıdır. Birimin maksimum kalınlığı 500 m dir. 4.4.15 Divrikdağı Formasyonu Tekeli (1981) e göre Aladağlar da Beyaz Aladağ ve Karanfil Dağı istiflerinde (Üst Triyas-Alt Kretase) zaman aralığında sürekli karbonat çökelimi gerçekleşirken, diğer otokton ve parotokton istiflerde, genellikle Üst Jura transgresyonunun varlığı saptanmıştır. Tabanında aşınımlı uyumsuzluk ve stratigrafik boşluk bulunan istif, sınırlı platform fasiyes kuşağı özellikleri taşımaktadır. Divrik Dağı Formasyonu yaygın gri, kalın tabakalı kireçtaşı türleri pellet intraklast, alg, forominifer, ostrakod kavkı parçası gibi taneler içerir. Hamur mikrittir ve genellikle pelletlidir. Peloid kumlarına da rastlanmaktadır (Tekeli, 1981). İstifin başlıca kireçtaşı türleri biyoklastik, kuşgözü dokulu kireç çamurtaşı ve pelletli, intraklastlı, iskeletli kireç vaketaşıdır. Bu kayaç özelikleri istifin platform fasiyesinde olduğunu, kıyıya yakın şelf ve gelgit düzlüklerinin ürünlerini kapsadığını ortaya koymaktadır. 19

4.4.16 Aladağ Senoniyen İstifi (Ofiyolitli Melanj) Aladağlar da Üst Triyas-Alt Kretase yaşlı kıta şelfine ait platformda çökelmiş karbonat istiflerinin üzerinde, genellikle uyumsuzlukla Senoniyen havzasına ait istifler yer almaktadır. Aladağ Senoniyen istifleri Anadolu da yaygın olarak rastlanan ve ofiyolitli melanj olarak tanımlanan kayastratigrafi birim özellikleri taşır. Aladağlar da ofiyolitli melanj karakterli Senoniyen istiflerinin çökeliminden sonra bölge naplanmaya uğramış, günümüzde havzaya ait istifler naplar arasında sıkışmış, ince şeritler halinde yüzeylenmiştir. Bölgedeki ofiyolitik melanj istifinin yapısal, kayaç türü ve istif özellikleri ele alındığında birbirinden farklı üç gruba ayrılabilmektedir (Tekeli, 1981). Bunlardan ilki Üst Triyas-Alt Kretase yaşlı platform karbonatları üzerine uyumsuz olarak gelen ve düzenli tabakalanma özelliği gösteren bol ofiyolit kırıntılı türbidit ve konglomeratik tane akması çökelleri, çökel serpantinitler, pelajik mikrit ve çamurtaşlarından oluşan Düzenli Taban İstifi dir. İkinci grup ise Düzenli Taban İstifi nden tedrici olarak geçişi olan Olistostrom çökelleridir. Hamuru genellikle siyah-koyu kahverengi şeyl, yer yer volkanik kökenli yeşil renkli veya kırmızı, silisleşmiş şeyl olan Olistostrom, üst seviyelerinde tedrici olarak kırmızı radyolarit istifine geçmektedir. Üçüncü bölüm ise ofiyolitli melanjın düzenli taban istifi ve olistostrom bölümü üzerinde yeralan kaotik bölümdür. Bu bölüm volkanik fliş, volkanotortul, olistostrom, volkanik gereç ve radyolarit kırıntılı kütle akmaları, serpantinit gibi birbirleriyle kaotik ilişkili kayaç türleri bu bölümde yaygındır. Kaotik bölümün oluşması ve kaotik yapının kazanılması; düzenli bir ofiyolit diliminin parçalanması ve değişik boyutlardaki parçaların Senoniyen havzasına bir tür yığışması şeklinde tanımlanabilir (Tekeli, 1981). 4.4.17 Aladağ Ofiyolit Karmaşığı (Kompleksi) Aladağ Ofiyolitli Karmaşığı (Kompleksi) ultramafik-mafik bileşimli, tabanında metamorfik istifler taşıyan, nap karakterli bir birimdir. Aladağ Ofiyolit Karmaşığı nda yapısal, litolojik ve petrografik açıdan iki farklı bölüm bulunmaktadır. İlki harzburgit-dünit bileşimli olup foliasyon, lineasyon ve isoklinal kıvrımlanma gibi metamorfizmaya bağlı olarak gelişmiş yapısal özellikleri kapsar. İkinci bölüm ise bileşimsel tabakalanmalı ultramafik-mafik kayaç topluluğu şeklindedir (Tekeli, 1981). 20

4.5 Aladağların Paleocoğrafik ve Paleotektonik Evrimi Tekeli (1981) e göre Aladağ bölgesinde bulunan Üst Pleozoyik ve Mesozoyik yaşlı istiflerin fasiyes ve çökelme ortamları göz önüne alınarak yapılan paleocoğrafik ve paleotektonik sınıflamada; 4.5.1 Üst Paleozoyik (Üst Devoniyen-Üst Permiyen) İstif genellikle terijen klastiklerden ( yaygınlık sırasına göre kuvarsit, kuvars kumtaşı, çamurtaşı-marn ve şeyl) ve ara tabakalı kireçtaşlarından oluşmaktadır. Açık şelf-açık platform fasiyesi özelliğini gösteren istifte gerçekleşen sürekli ve düzenli çökelimin nedeni, bölgede oluşan düzenli öztatik deniz seviyesi değişimleri, glasiyal yada tektonik nedenlere bağlı olabilir. Dönemsel çökelim gösteren istifler alçalıp yükselen, sığ kraton içi havzalara ait şelf denizlerinden oluşurlar. Paleotektonik olarak sığ kraton içi havzalarda oluşan Aladağ Üst Paleozoyik istifleri açık ve sınırlı dolaşımlı şelflere ve sığ havzalara özgü, karbonatların yaygın olduğu stratigrafik konumdadırlar. Sığ kıraton içi havzalarda yeralan açık dolaşımlı şelf ve platformlarda oluşan Aladağ Üst Paleozoyik istifin yanısıra derin su koşullarını yansıtan ve volkanik malzemeleri kapsayan istifler ise olasılıkla sığ kraton içi havzaların yapısal olarak derinleşmiş bölümlerinde oluşmuştur. 4.5.2 Alt-Orta Triyas Aladağlar da bu dönemde çökelmiş alacalı renkli çamurtaşı-marn ve konglomera ara tabakalı kireçtaşları ve boksitli bir düzeyle başlayan dolomitler tipik gelgit arası ortamları yansıtırlar. Bu dönemde sınırlı dolaşımlı sığ platform üzerinde yer alan gelgit arası düzlükler, gelgit kanalları ve gölcükleri, gelgit düzlüğü lagünleri rüzgar etkisiyle terijen gereç katılımına açık ortamları kapsayan paleocoğrafik bölge hakimdir. Paleotektonik konum açısından Aladağ Üst Paleozoyik istifleriyle Alt Mesozoyik istifleri arasındaki belirgin değişim; Üst Paleozoyik istiflerin sığ kraton içi havzalardaki şelf denizinde oluşurken, Alt Mesozoyik istiflerinin kıta kenarı üzerindeki şelf denizde oluşması Neotetis evriminin başlangıç aşaması ile ilgili olabilir (Tekeli, 1981). 21

4.5.3 Orta-Üst Triyas Aladağlar da bu dönemde bankarası havzalarda sınırlı dolaşımlı platform ortamlarını yansıtan istifler yeralır. Bankarası havzalar volkanik etkinliğin izlerini taşımaktadır. Bu döneme ait karbonat istifleri paleotektonik konum yönünden karatonların uzağında yeralan kıyı ötesi banklarda oluşmuşlardır. Alt Triyas da kıta kenarları üzerinde gelişmeye başlayan şelf denizi bu dönemde kıyı ötesi bankların oluşumunu sağlayacak boyutlara ulaşmıştır (Tekeli, 1981). 4.5.4 Üst Triyas-Jura Aladağlar da bu dönemde platform/bank ortamlarıyla platform kenarı organik yığışım alanlarını yansıtan ve büyük kalınlıklara ulaşan istifler yeralır (Beyaz Aladağ ve Karanfil Dağı istifleri). Sınırlı dolaşımlı platformlar üzerindeki lagünlerde ve gelgit düzlüklerinde gelgitaltı ve gelgit arası koşullar egemen olmuştur. Üzerinde büyük kalınlıklarda karbonat istiflerinin oluştuğu platformların yaygınlaşması ve platform kenarı organik yığışım (resif) alanlarının gelişmesi, paleotektonik açıdan bu dönemde kıta kenarı üzerindeki şelf denizinin gelişiminin en geniş boyutlara geldiğini gösterir. 4.5.5 Jura-Alt Kretase Resif gerisi, açık ve daraltılmış platform ortamı bu dönemin karakteristik yapısıdır. Genel olarak Aladağlar bölgesinin paleocoğrafik özellikleri iki ana dönem altında toplanmaktadır. Birinci dönem Üst Paleozoyik periyodudur ve sığ intrakratonik havza koşulları ile tanımlanır. İkinci dönem ise Triyas-Alt Kretase aralığını kapsar ve sığ resifal ve resif gerisi ortamı karakterize eder. 4.5.6 Üst Kretase Tüm platform özelliğindeki Mesozoyik karbonat istifi deformasyona uğramış ve yeni havza özellikleri kazanılmıştır. Üst Kretase havzası olarak tanımlanan ofiyolitik malzeme havzaya taşınmıştır. Bu dönemde karbonat istifinin ofiyolitik katmanla örtüldüğü ancak bunun sığ denizel ortama kadar ulaşmadığı dönemdir. Bol ofiyolitik ve olistostrom-melanj karakterli kırıntılı türbiditler, Üst Kretase havzasındaki sığ karasal havzada üzerleyen ofiyolit kabuğunun üzerinde çökelmişlerdir. 22

Tekeli (1981) tarafından Aladağlar da Üst Devoniyen-Jura (Alt Kretase sonu) zaman aralığında paleotektonik açıdan iki farklı dönemin varlığı ortaya konmuştur.üst Paleozoyik döneminde sığ kraton içi havza koşulları egemenken, Mesozoyik başlangıcından itibaren kıta kenarı üzerindeki şelfe ait havza koşulları gelişmiş bu gelişim Üst Triyas da en geniş boyutlara ulaşmış ve olasılıkla Alt Kretase sonuna kadar sürmüştür. 4.6 Aladağlar ın Yapısal Evrimi Aladağ kütlesinin yapısal evriminde Tekeli (1981) e göre üç farklı dönem etkili olmuştur. Bunlar sırasıyla Üst Triyas-Alt Kretase zaman aralığını kapsayan duraylı kıta kenarı dönemi; Senoniyen de kıta kenarının bozulması ve ilk ofiyolit yerleşmesini kapsayan dönem, Meastrihtiyen de allokton ofiyolit naplarının yerleşmesiyle ve kıta kenarının naplanmasıyla sonuçlanan dağ oluşum dönemidir. Duraylı Kıta Kenarı Dönemi; Toros Dağ oluşum kuşağında yeralan Kambriyen den Meastrihtiyen e kadar uzanan istiflerin Paleozoyik-Alt Mesozoyik bölümlerinin Arap Levhası otokton istifleri ile benzerlikleri bulunmaktadır. Toros kuşağında yeralan Mesozoyik yaşta kıta kenarı çökelme ortamı özellikleri taşıyan istiflerin Arap-Afrika kıtasına ait bir temel üzerinde yer almışlardır ve Tetis Okyanusu nun Arap-Afrika kıtası ile olan ilişkilerinin duraylı kıta kenarı koşullarını yansıtmaktadırlar. Tetis in Doğu Akdeniz bölümünde deniz tabanı yayılması koşullarına en geç Üst Triyas da ulaştığı varsayılırsa, bu bölgede Üst Triyas- Alt Kretase zaman aralığında Tetis Okyanusu ile Arap-Afrika kıtası arasında duraylı kıta kenarı koşullarını yansıtan ilişkilerin bulunduğu düşünülebilir. Kıta Kenarının Bozulması ve İlk Ofiyolit Yerleşim Dönemi; Senoniyen de Aladağlar da duraylı kıta kenarı koşullarının bozulduğunu yansıtan olaylar bulunmaktadır. Kıta şelfine ait karbonat platformu, Senoniyen de blok faylanmasına uğrayarak çökmüştür. Senoniyen havzasına bol oranda ofiyolit malzemesinin taşınması bir taraftan platformun blok faylanmasına uğrayarak çökmesini, diğer taraftan da henüz kıta kenarının şelf ortamına kadar ulaşamamış ofiyolit yerleşmesinin gerçekleştiğini belirtir. Bu dönemde üzerleyen ofiyolit dilimi (Aladağ Ofiyolit Karmaşığı) ile kara arasında ve kıta şelfi temeli üzerinde yer alan 23

Senoniyen Havzasında, bol oranda ofiyolit malzemesi kapsayan türbidit, olistostrom ve melanj karekterli kırıntılı kayaçlar çökelmiştir. Dağ Oluşum Dönemi; Meastrihtiyen de Senoniyen havzası orojenik gerilme altında sıkışmış ve bölgede naplı bir yapı gelişmiştir. Naplar Senoniyen havzasına, eski kıta kenarına ve Paleozoyik temele ait istifleri kapsar. Parotokton konumlu olan bu napların da üzerinde bölgenin alloktonunu oluşturan ofiyolit napı yeralır. Ofiyolit üzerlemesinin son aşamasına karşılık gelen dağ oluşum döneminde, üzerleyen ofiyolit dilimi kıta şelfine ait istiflerin üzerinde tektonik bir örtü oluşturmuştur. Blumenthal (1952) tarafından ortaya konulan naplı yapı Aladağlar ın en önemli yapısal özelliğidir. Naplı yapı üç ana grupta toplanır. Bunlar sırasıyla Üst Devoniyen den Üst Kretase ye (Senomoniyen) kadar uzanan karbonat istif, tabanında yer yer metamorfik istifler taşıyan ultramafik-mafik bileşimli ofiyolit ve diğer istiflere göre daha dar alanda yayılım gösteren, ancak melanj karakteri ile göze çarpan Senoniyen havzsına ait istiflerdir (Tekeli, 1981). Aladağlar bölgesi Üst Devoniyen den Üst Kretase ye (Senoniyen) kadar herhangi bir orojenik etkinliğin bulunmadığı duraylı bir dönem geçirmiştir. Senoniyen başlangıcında kalın karbonat istifi blok faylanmalara uğrayarak çökmüş ve bu temel üzerinde gelişen havzada Senoniyen istifleri çökelmiştir. Bu istiflerin büyük bir çoğunluğu bol ofiyolit malzemesi içeren türbidit, kırıntı akması, olistostrom ve melanj türünde olması, ortamın önemli tektonik etkinlik altında bulunduğunu gösterir. Senoniyen havzası Meastrihtiyen sonunda sıkışmaya bağlı olarak havza temeli ile birlikte naplı yapı kazanmıştır. Yapısal konumları ile birbirlerinden ayırt edilen Aladağ Napları nın tümünde karbonat kayaçları hakim olmakla birlikte, diğer istif özellikleri ile de biribirlerinden ayırt edilebilirler. Aladağ Napları nın en altında yeralan Yahyalı Napı Üst Paleozoyik-Mesozoyik yaşlı istifleri kapsar. Nap aşırı iç deformasyon ile birlikte düşük dereceli metamorfizma izleri taşır. Yahyalı batısında yaygn olup kuzeydoğuya doğru Siyah Aladağ Napı altında dalarak kaybolur. 24

Siayah Aladağ Napı nda Üst Paleozoyik ve Alt Triyas yaşlı istifler geniş yayılım gösterir. İç yapısında büyük boyutlu, yer yer devrik kıvrımlar yaygındr. Başyayla Koridoru boyunca Çataloturan Napı, Başyayla dan batıya doğru ise Minaretepeler Napı nın altında yeralır. Mesozoyik yaşlı istifleri kapsayan Minaretepeler Napı, Başyayla Koridoru nun başlangıcından batıya doğru Ecemiş Fayı na kadar uzanır. Minaretepeler Napı doğuda Çataloturan, batıda Beyaz Aladağ Napı nın altında yeralır. Çataloturan Napı Başyayla Koridoru nun güneydoğu yamaçları boyunca yayılım gösterir. Üst Paleozoyik- Mesozoyik istiflerini kapsayan napın en karakteristik özelliği içerdiği Karbonifer fasiyesidir. Başyayla dan güneybatıya doğru incelerek Beyaz Aladağ Napı altında kaybolur. Beyaz Aladağ Napı diğer naplardan farklı olarak geniş bir alanda yayılım gösterir. Mesozoyik yaşlı geniş bir dolomitik kireçtaşı istifini kapsayan nap, Aladağlar ın güney etekleri boyunca ofiyolit napının altına dalar. Bölge, büyük oranda naplı yapıya bağlı olarak alansal daralmaya uğramıştır. Napların üst üste yığışım şeklinde olması da bunun bir göstergesidir. Tüm bu napların üstünde ise ortama bütünüyle yabancı, bir kök zonuyla bağlantısı bulunmayan ofiyolit napının yeralması bölgeye oldukça uzak mesafelerden de taşınmaların gerçekleştiğini göstermektedir. Bu nedenle allokton, parotokton ve otokton konumlu farklı tektonostratigrafik birimler bölgede ayırtlanabilmektedir. En üstte yer alan tektonik kat olan ofiyolit napı allokton, diğerleri ise Toroslar ın otokton istiflerine benzerlik gösterdiklerinden parotokton konumludur. Bölgedeki otokton istifler ise Aladağlar ın doğusunda Mansurlu-Tufanbeyli arasında yayılım gösteren Kambriyen-Eosen istifi oluşturmaktadır. Tufanbeyli otokton istifinin güneybatıya olan uzantısı olabileceği tahmin edilen Belemedik istifi, Aladağlar çevresinde bir başka otokton istifin de Belemedik çevresinde olabileceğini ortaya koymakadır (Tekeli, 1981). 25

Aladağlar ın güney ve güneydoğusunda bulunan yapısal unsurlardan Divrik ve Karanfil Dağları birer tektonik pencere konumundadırlar. Divrik Dağı; ofiyolit napının altından yüzeylenen antiklinal yapılı bir penceredir. Divrik Dağı, Aladağ Napları ndan çok Belemedik istifine benzerlik göstermektedir. Karanfil Dağı da Divrik penceresi gibi antiklinal yapılı, üç taraftan ofiyolit napı ile çevrili, batıdan Ecemiş Fayı ile kesilmiş konumdadır. Karanfil Dağı Beyaz Aladağ Napı nın güney doğu uzantısını oluşturabilir (Tekeli, 1981). 4.7 Aladağlar ın Genç Jeodinamik Süreçleri Aladağlar bölgesi Mesozoyik dönemi kalın karbonat çökelimi sırasında yer yer blok faylanmalara uğramış, daha sonra da tüm istif ofiyolit örtü ile kaplanmıştır. Ofiyolitin yerleşmesini takip eden süreçte ise bölge K-G sıkışmasına bağlı olarak, güneyden kuzeye doğru naplı bir yapı kazanmıştır. Bölge Kretase sonunda sıkışma tektoniğine (bindirme) bağlı olarak aynı zamanda yükselmeye de başlamıştır (Tekeli 1984). Sıkışma rejiminin K-G den D-B yönüne dönmesine bağlı olarak Aladağ-Niğde Masifi kontağı nda yer alan Ecemiş Fayı ters fay konumlu olarak gelişimine başlamıştır ve bu süreç Orta Miyosen e kadar sürmüştür. Bu dönem aynı zamanda paleotektonik dönem olarak da ifade edilir. Bu zaman aralığını Üst Miyosen e kadar çekmek olasıdır. Çünkü bu dönem paleotektonikten neotektonik döneme geçiş aralığıdır. Miyosen dönemine kadar yaklaşık aynı kotlarda olan Niğde Masifi (Orta Anadolu) ve Aladağ kütlesi (Erol 1983), arasıdaki yükselti farkının oluşmasında büyük olasılıkla bu süreçte D-B sıkıştırmasına bağlı gelişen ters faylanmaya bağlı yükselim etkili olmuştur. Kuzey Anadolu Fayı (KAF) ve Doğu Anadolu Fayı nın (DAF) birleşmesi ve bunun sonucunda da Anadolu Bloğu nun batıya kaçmaya başladığı Pliyosen dönemi, aynı zamanda tektonik aktivitelerin en hızlı ve şiddetli gelişmeye başladığı dönemdir. Doğu-Batı sıkışma tektonik rejimi doğrultu değiştirerek K-G yönüne dönmüştür. Miyosen sonuna kadar eğim atımlı ters fayın bulunduğu günümüz Ecemiş Koridoru nda, sıkışmaya bağlı olarak sol yönlü doğrultu atımlı Ecemiş Fayı aktivite kazanmıştır (Koçyiğit ve diğ., 1999). 26

İzleyen süreç içerisinde sıkıştırmanın K-G yönüne dönmesine bağlı olarak Ecemiş Fayı da ters fay konumudan sol yönlü doğrultu atım konumunu kazanmış ve ters fay aktivitesini yitirmiştir. Düşey konumlu olan Ecemiş Fayı, yatay bileşenin eklenmesi ile oblik bir yapı kazanmıştır (Koçyiğit ve diğ., 1999). Günümüzde ise genel tektonik hareket yönü tamamıyla K-G sıkıştırması şeklini almıştır. Bu harekete bağlı olarak Ecemiş Koridoru nda tek bir fay yerine birbirine parelel fay düzlemleri gelişmiştir. 4.8 Ecemiş Fayı ve Uzantıları Ecemiş Fayı Lütesiyen (Eosen) den önce Paleosen den sonra gelişmiştir (Özgül, 1976). Fay kuşağı Erzincan dan Sivas, Şarkışla, Gemerek, Kayseri, Çamardı (Niğde), Gülek hattı boyunca Mersin e kadar uzanmaktadır. Doğrultu atımlı sol yönlü olan Ecemiş Fay Kuşağı birincil ana doğrultu atımını (80 ± 10 km) Lütesiyen de kazanmıştır. Ecemiş Fay Kuşağının Kuvaterner evresindeki genç hareketleri daha çok düşey hareketler şeklinde olmuş, batı blok doğu bloğa göre 25 ± 2 m yükselmiştir (Yetiş, 1984). Güncel izlenebilen fay çizgisinin Kuvaterner yaştaki birimleri etkilemiş olması da fayın aktifliğinin bir göstergesidir. Ana kırık sistemi olan Ecemiş Fay Zonu nu kesen ikincil kırık sistemleri Emli, Cimbar ve Maden Boğazı gibi karstlaşma için önemli tektonik hatların gelişmesine de neden olmuştur. Akay ve Uysal (1988) e göre de Üst Pliyosen den günümüze kadar gelen sıkışma döneminde de mezoskopik faylarla tanımlanan D-B doğrultusunda sıkışma gelişmiş ve ileri evresinde de sıkışmanın K-G yönüne dönmesiyle Ecemiş Fayı dahil diğer bir kısım fayda diri faylar gelişmiştir. Erciyes Fayı, Ecemiş Fayı nın kuzeydeki devamı şeklindedir. Fay Üst Miyosen-Alt Pliyosen yaşlı volkano sedimanları kesmektedir (Dönmez ve diğ., 2003). Fay Erciyes Volkanı nın ortasından geçer ve volkanı KD-GB yönünde ayırır. 27

4.9 Post-tektonik Birimler Aladağ naplarının yerleşimi Senoniyen de başlamış Eosen de sona ermiştir. Post-tektonik birimlerin oluşum süreci nap yerleşim dönemini içeren paleotektonik ve neotektonik dönemleri kapsamaktadır. Aladağlar Silsilesi ve dolayında Paleosen den başlayarak günümüze değin uzanan zaman aralığı etkin karasallaşma süreci ile güncel epijenik ve hipojenik karstlaşmanın başlayıp devam ettiği bir dönemdir. 28

5 JEOMORFOLOJİ 5.1 Giriş Tektonostratigrafik olarak Orta ve Doğu Torosların sınırını oluşturan ve GB-KD doğrultusunda uzanan Aladağlar batı, ve doğudan fluviyal sistemlerce derin bir şeklilde yarılmıştır. Kütlenin üst bölümü ise ortalama yüksekliği 3000 m yi geçen zirve noktaları, bunların arasında yer alan çukurluk ve eski aşınım düzlüklerinden oluşmaktadır. 5.2 Genel Morfolojik Yapı Topografik gradyanın alansal değişimi göz önüne alındığında Aladağlar morfolojik olarak genç (yüksek kotlu, dik topografya) ve olgun (alçak kotlu, yumuşak topografya) bölümleri birlikte içermektedir. Genel olarak, morfolojik olgunluk GB dan KD ya doğru artış göstermektedir. Aladağlar kütlesi ve yakın çevresindeki drenaj sistemlerinin gelişkinlik düzeyi de topografik yüzeyin alçalma eğilimi ile uyumluluk göstermektedir. Genel olarak KD ve D yönüne doğru eğilimli olan kütleyi bu yönde drene eden Zamantı Nehri batıda yer alan Ecemiş Çayı ve güneyde yer alan diğer akarsulardan (Çakıt Çayı vs.) daha gelişmiş bir yapıya sahiptir. Bölgenin KD da (Develidağ güneyi) olgun karst topografyası özelliklerine sahipken, bu alanda yumuşak-olgun bir topografya içinde yuvalanan polye sistemlerinin daha sonra Zamantı drenaj sistemindeki gençleşmeye bağlı olarak buraya bağlandıkları öngörülmüştür. Bu durum, Aladağ kütlesini oluşturan karbonat naplarının GD yönlü eğimi ve buna bağlı olarak yeraltı drenajının genel yönelimi ile uyumludur. Batıda yer alan ve genelde 1500 m kotu dolayında olan Ecemiş Çayı, doğuda yer alan Zamantı Nehri ne (1100 m ile 400 m kotları arasında yerleşik) göre daha zayıf bir gelişim göstermiştir (Şekil 5.1). 29

Şekil 5.1. Aladağlar Silsilesi ve dolayının SRTM tabanlı sayısal arazi modeli 5.3 Düden Mağara Kapız Vadi (DMKV) Sistemleri Aladağlar da gerçekleştirilen saha gözlemleri yüzey ve yeraltı drenaj sistemleri arasındaki etkin etkileşimin bir sonucu olarak ortaya çıkan Düden-Mağara-Kapız-Vadi (DMKV) sistemlerinin karstlaşmanın evrimi açısından büyük bir öneme sahip olduğunu göstermektedir. DMKV sisteminin oluşumu karst akiferine allojenik ve/veya otijenik yüzeysel beslenimi sağlayan bir düden ve bu düdenden daha alt kotta, genellikle geçirimsiz bir sınır üzerinde oluşmuş bir mağara (karst kaynağı) bileşenlerini içermektedir. Allojenik ya da otijenik kökenli yüzeysel beslenimin bir düden aracılığı ile karst akiferine girmesini takiben karstik yeraltısuyu ulaşabileceği en derin noktaya doğru hareket etmekte, akiferin bazen yerel, ama çoğunlukla bölgesel doygun zon yayılımına bağlı olarak dolu savak ya da dip savak konumlu kaynaklarından boşalmaktadır. İlgili düden ve mağara arasındaki bu yeraltısuyu akımının yeterince uzun sürmesi halinde iki nokta arasında karstik akım kanalları gelişmekte ve genişlemektedir. Bu süreç ilk aşamada yeraltında çevreye göre bağıl olarak oldukça yüksek hidrolik iletkenliğe sahip bir akım kanalının (conduit) oluşmasını sağlamaktadır. Bu akım kanalı geliştikçe kendi içinde mağaralarda sıklıkla gözlenen- yıkım oluşturmaktadır. Diğer yandan 30

Düden ve Mağara arasındaki bölgede uzanan yeraltı akım hattı bir drenaj borusu işlevi üstlenerek yüzeysel sızmayı bünyesinde toplamaktadır. Bu durum, epijenik karstlaşmanın bu hat boyunca hızlanmasını sağlamaktadır. Sonuç, zaman içinde Düden ve Mağara noktaları arasında bir Kapız ın oluşmasıdır. Kapız oluşumundan sonra, sistemin gelişiminde flüviyal aşınma ağırlık kazanmakta ve hemen her zaman dik yamaçlara sahip olan bir ana vadi oluşmaktadır. Aladağlar da Emli, Hacer, Aksu, Karagöl gibi büyük vadilerin tümü DMKV gelişim sisteminin birer ürünüdürler. Bölgede DMKV gelişiminin Kuvaterner döneminde oluşan genç örneklerinden birisi batı yakada, Demirkazık zirvesi altında yer alan Cimbar Boğazıdır (Şekil 5.2). Demirkazık dolayındaki buzul vadilerinden türeyen buzul erime sularının ofiyolitik melanj üzerinde toplanması ile akış aşağıda bulunan karbonatlı kayalar üzerinde bir düden oluşmuş, bu düdenden akifer sistemine giren sular, daha alt kotlarda Bademdere dolayında akiferin Tersiyer yaşlı kırıntılı birimlerce sınırlanması nedeniyle oluşan Cimbar Kaynağından boşalmasına neden olmuştur. Büyük olasılıkla sürekli buzul erimesi ile desteklenen güçlü allojenik beslenimin bir sonucu olarak Cimbar Düdeni ve Cimbar Mağarası arasında gelişen akım sistemi gerek iç gelişimin gücü ve gerekse bu akım kanalına yönelen güçlü yüzeysel sızmaya bağlı epikarstik çözünme sonucu büyük bir hızla yıkıma uğrayarak günümüzde gözlenen kapızı oluşturmuştur (Şekil 5.3-Şekil 5.4). Bu çalışma kapsamındaki gözlemler kapız tipi dik yamaçlı vadi oluşumu için güçlü allojenik beslenim ve buna bağlı karstik akım sistemindeki iç yıkımının yanısıra, güçlü yüzeysel beslenime bağlı hızlı epikarst oluşumunun da gerekli olduğunu göstermektedir. Her iki şartın birlikte mevcut olmadığı durumlarda kapız oluşumu mümkün görünmemekte; yalnızca büyük ve güçlü yeraltı akım kanalları (akarsuları) oluşmaktadır. Demirkazık çevresinde öngörülen yaklaşım ile oluşmuş bir dizi kapız bulanmaktadır (Şekil 5.5). Şekil 5.2. Cimbar Düdeni 31

Şekil 5.3. Cimbar Düdeni gelişimine epikarstik tavan çökmesi ile oluşan kapız Şekil 5.4. Eski Cimbar Kaynağı olası konumu ve kaynağı besleyen akım yolu (Cimbar Kapızı) Şekil 5.5, Demirkazık dolayında DMKV sistemi sürecinde oluşan kapızlar 32

5.4 Miyosen Taban Topografyası Aladağlar ın KD bölümünde Çamlıca ve Dikme yerleşimleri dolayında yayılan Alt-Orta Miyosen yaşlı çökeller allta bulunan Beyaz Aladağ Birliği ne ait karbonatlar üzerinde uyumsuz olarak yer almaktadırlar (Şekil 5.6). KD ve G de bulunan karasal-denizel Miyosen havzaları ile bağlantılı olarak oluştukları düşünülen bu bölgedeki erken-orta Miyosen çökellerinin çökelimin sonlandığı Orta Miyosen sonrasından itibaren bulundukları bölgenin Zamantı Nehri ve kollarınca henüz yeterince kazılmamış olmasından dolayı varlıklarını koruyabildikleri anlaşılmaktadır. Söz konusu Miyosen çökelleri aynı zamanda üzerledikleri karbonatlı nap birimlerinin Miyosen öncesine ait paleo topografyasının da korunmasını sağlamışlardır. Karbonatlı kayaların Miyosen öncesi paleo topografyasına ait en güzel kesitler Zamantı Nehri boyunca izlenmektedir. Çamlıca dolayında 800 m kotunda uzanan Zamantı Nehir yatağı ile kabaca 1800 m kotunda yer alan Taştekne Mevkii arasında 1000 m dolayında kalınlığa sahip olan bu çökeller altta paleo topografya üzerine oturan bazı yerlerde kanal dolgusu tipli kaba taneli yüksek enerji çökelleri ile bazı yerlerde ise durgun su ortamlarına özgü ince taneli çökeller ile başlamaktadır (Şekil 5.7). Üst kesimlere doğru, havzanın dolmasına bağlı olarak genelde yatay uzanımlı bir yapıya bürünen bu çökeller daha üstlerde Taştekne dolayında- kısa süreli bir deniz girişimini temsil eden plaj çökelleri ve bunları üzerleyen düşük enerjili karasal çökeller ile sonlanmaktadır. Söz konusu çökel serisinin üst kesimlerde yataylığını korumasına karşın denizel kökenli fosiller içermesi Üst Miyosen de gerçekleşen deniz girişiminin bölgesel bir çökme olayının bir sonucu olduğuna işaret etmektedir. Çökellerin günümüzde de yatay konumlarının korunması bu çökelimi takiben gerçekleşen yükselimin de bölgesel karakterli olduğuna işaret etmektedir. Silsilenin diğer bölümlerinde de denizel fosil ve karasal-flüviyal çakıllar ile karşılaşılmış olması, söz konusu çökme ve yükselim olaylarının - beklendiği gibi- bölgesel, yani tüm Toros Dağ kuşağını etkileyen bir niteliğe sahip olduğunu göstermektedir. Şekil 5.6. Çamlıca dolayında Zamantı Vadisi boyunca Aladağ Birliğine ait karbonatlı birimler üzerinde çökelen Miyosen karasal-denizel çökelleri 33

Şekil 5.7. Çamlıca dolayında Zamantı Vadisi boyunca Aladağ Birliğine ait karbonatlı birimlere ait Oligosen paleo topografyasının genel görünümü Zamantı Vadisi boyunca gözlenen Oligosen topografyası silsilenin etkin biçimde karasallaşmaya başladığı Orta-Üst Paleosen ile Oligosen arasında önemli düzeyde epijenik karstlaşmaya uğradığını göstermektedir (Şekil 5.8). Miyosen çökellerinin yerleştiği paleo topografyanın en azından Çamlıca dolayında- sahip olduğu 1000 m lik yarılma, yaklaşık 30 My lık zaman dilimini kapsayan söz konusu dönemde Aladağlar Silsilesinde önemli düzeyde bir epijenik karstlaşmanın gerçekleştiğini göstermektedir. Dikme havzasındaki çökelimin uzanımı kabaca bugünkü Zamantı Nehri yatak doğrultusu ile uyumlu olduğunu belirtmektedir. Bu durum en azından- Çamlıca dolayında proto-zamantı Nehri yatağının günümüzdeki ile uyumlu bir rotaya sahip olduğunu göstermektedir. Miyosen çökeliminin iri taneli karasal çökelim ile başlaması ve plaj çökelleri ile sonlanması silsilenin Erken-Orta Miyosen arasında hızla yükselip, alçaldığına işaret etmektedir. Diğer yandan, Miyosen çökellerinin üzerine yerleştiği paletopografyanın 1000 m ye ulaşan yarılma düzeyi ise silsilenin Oligosen sonuna değin olasılıkla deniz düzeyinden 1500 m kadar yükseldiğine işaret etmektedir. Şekil 5.8. Küçüksu dolayında Aladağ Birliğine ait karbonatlı birimler içinde gelişen bir megadolin üzerinde çökelen ince taneli durgun su çökelleri 34

5.5 Yüzeysel Karstlaşmanın Alansal Yayılımı Aladağlar ın genelinde yüzeysel karstlaşma alansal olarak önemli farklılıklar göstermektedir. Karst sisteminin derinlerdeki aktifliği ile doğrudan ilgisi olmamakla birlikte yüzeyde gözlenen karstlaşma, epijenik karstlaşmanın güncel yayılımının belirlenmesi açısından önem taşımaktadır. Bu kapsamda silsilenin a) Yahyalı KD sunda uzanan bölümü olgun karst, b) doğuda Ulupınar Vadisinin batısında 1500-2000 m kotları arasında uzanan bölge aktif karstlaşma, c) güneyde Karanfildağ dolayında 1500-2000 m dolayında uzanan kesimler aktif karstlaşma özellikleri göstermektedir. Diğer yandan, genel olarak 2000 m nin üzerinde uzanan bölümlerde ise aktif güncel karstlaşma gerek geçmiş buzul dönemlerinde epikarst zonunda oluşan tahribat ve gerekse günümüz iklim koşullarından dolayı gözlenmemektedir. Yağmur tipi yağışın yoğun oluşu, çıplak karbonatlı kayalardan oluşan yüzey yapısı, çıplak ya da seyrek çam ağaçlarından oluşan bitki örtüsü güncel ve aktif yüzey karstlaşmasının gözlendiği bölgelerin ortak özellikleridir. 5.6 Aladağlar da Kuvaterner Buzullaşması Aladağlar Silsilesi olasılıkla Kuvaterner dönemindeki tüm buzul hareketlerinden etkilenmiştir. Şekil 5.9 da sunulan -ve belirlenemeyen bir kaynağa ait olan- fotoğraftaki görünüm silsilenin Kuvaterner buzullaşma dönemlerindeki yıl boyu kalıcı kar ve buz örtüsünün yayılımı hakkında genel bir fikir vermesi açısından önemlidir. Kuvaterner süresince gerek Aladağlar Silsilesinde ve gerekse Anadolu nun benzer yükselti aralığındaki diğer kesimlerinde günümüze değin varsayılandan- çok daha şiddetli ve yaygın bir buzullaşmanın etkili olduğu düşünülmektedir. Aladağlar Silsilesinde Kuvaterner buzul dönemleri sırasında kalıcı kar-buz birikimi zaman zaman (örğ. Son Buzul Maksimumu (SBM) döneminde) günümüzdeki etek kotlarına değin (doğuda 1100 m, batıda 1500 m) inmiştir. Buna karşın, kabaca iki milyon yıllık jeolojik geçmiş açısından bağıl olarak- kısa sürede gerçekleşen bu glasiyo-karstik ve glasiyo-flüviyal süreçler gerek silsilenin günümüzdeki şeklini alması açısından ve gerekse silsile genelindeki karstlaşmanın evrimi açısından önemli sonuçlar doğurmuştur. Bu dönemde Miyo-Pliyosen döneminden kalan epikarst silsile genelinde buzul kazıması sonucunda tamamen silinmiş, glasiyal ve periglasiyal süreçler sonucunda yüzeye yakın aktif karstik bacaların önemli bir bölümü büyük oranda tıkanmış, akiferin beslenimi açısından büyük öneme sahip olan üst kotlardaki beslenim buz olarak katı fazda kilitli kalmıştır. Bu durum yüzey ve yeraltı aşınmasını durdurmuş, erozyon süreçleri alçak kotlardaki akarsu açındırması ile sınırlı kalmıştır. Buzul erime ve buzul arası dönemlerdeki akış ana akarsular ve kollarında derin yarılmaların oluşmasına neden olmuştur. Kuvaterner dönemindeki buzullaşmaların 35

silsile üzerindeki etki şiddetinin büyüklüğüne ilişkin önemli kanıtlardan birisi Erken Holosen Soğuması sırasında Hacer Vadisi boyunca oluşan 14 km uzunluğundaki vadi buzuludur. Silsilenin günümüzdeki karstik unsurları (kaynaklar, traverten köprüleri vb) Orta Holosen den itibaren etkili olmaya başlayan günümüz iklim koşulları karst sisteminde halen gözlenmekte olan yeniden aktifleşmeyi sağlamıştır. Aşağıdaki bölümlerde Kuvaterner buzullaşmasının silsile üzerindeki etkilerine ilişkin kanıtlar sunulmuştur. Şekil 5.9. Demirkazık dolayının kış aylarındaki görünümü 5.6.1 Buz Takkesi yayılım alanı Kuvaterner deki buzullaşma süreçleri, buzul arası dönemler ile bölünen ve geçmişten günümüze Günz, Mindel, Riss ve Würm olarak adlandırılan dört ana buzul dönemini içermektedir. Gerek bu çalışmalar kapsamındaki saha gözlemleri ve gerekse bu çalışmaya paralel olarak sürdürülen bir başka araştırmadan elde edilen veriler SBM döneminde gerçekleşen buzullaşmanın silsilede bir buz takkesinin (ice cap) oluşmasını sağlayacak biçimde şiddetli olduğuna işaret etmektedir. Mevcut yan (lateral) ve uç (terminal) morenlerin bulundukları kotlar dikkate alındığında söz konusu buz takkesinin alt sınırı kabaca 2000 m kotuna değin alçalan bir yayılıma sahip olduğunu göstermektedir (Şekil 5.10). Anılan kot değeri buz takkesinin alt kotunu ya da kalıcı buz sınırını (equilibrium line altitude) yansıtmakta olup, üst kotlardan beslenerek Emli ve Hacer gibi vadiler boyunca sarkan vadi ve etek buzullarının doğuda 1100 m, batıda ise 1500 m kotuna değin uzandıkları anlaşılmaktadır. Söz konusu kot değerleri aynı zamanda topografik engellerden dolayı vadi ve etek buzullarının, ulaşabildikleri yükseltileri tanımlamakta olup, bu gibi engellerin olmaması durumunda buzul dillerinin daha alçak kotlara uzanma potansiyeline sahip oldukları değerlendirilmektedir. 36

Yukarıda anılan kalıcı buz sınırını gösteren Şekil 5.10 den Kuvaterner dönemindeki buzullaşmadan yalnızca Aladağlar Silsilesinin değil, aynı zamanda batıda Niğde Masifine ait Üçkapılı Dağın, doğuda Divrik Dağının ve güneyde Karanfildağın etkilenmiş olması gerektiğini göstermektedir. Bu önerme, anılan alanlarda gerçekleştirilen saha gözlemleri ile de doğrulanmıştır. Diğer yandan, yukarıda anılan kalıcı buz sınırı Würm dönemine ait SBM morenlerinin uzanımlarını dayanmakta olup, özellikle Riss dönemindeki buzullaşmada kalıcı buz sınırının daha alt kotlara inmiş olması ve buna bağlı olarak vadi buzullarının daha uzak mesafelere uzanmış olması da olası görünmektedir. Kabaca günümüzden 130-200 By öncesinde etkili olan Riss dönemi daha sonraki Würm döneminden daha kısa sürmüş olmasına karşın, daha zayıf sıcaklık salınımı içermektedir (Şekil 5.11). Bu nedenle, Riss dönemindeki buzullaşmada düşük sıcaklıklar daha uzun süreler boyunca etkili olmuş ve daha güçlü buzullaşmayı sağlamıştır. İleriki bölümlerde Aladağlar Silsilesinde Kuvaterner buzullaşmasına bağlı olarak buzul kazıma (ablation) ve buzul çökellerinin depolanma alanlarına ilişkin gözlemler sunulmaktadır. Şekil 5.10. Aladağlar Silsilesi ve dolayında SBM için öngörülen kalıcı buzul sınırı ile silsileyi kaplayan buz takkesinin yayılımı 37

Şekil 5.11. Pleyistosen boyunca atmosferik CO2 salınımı ile buzullaşma dönemleri arasındaki ilişki (http://en.wikipedia.org/wiki/pleistocene) 5.7 Glasiyo-Karst Kazınma Alanları Aladağlar da Kuvaterner buzullaşmalarına ilişkin kazıma yapıları yüksek kotlardaki sirkler ile bunların birleşmesinden oluşmuş (Yedigöller gibi) geniş buzul yataklarını, piramit tepeler ile farklı buzul vadilerinin ayıran sırtlar üzerinde gelişmiş kaya adalarını (arete), özellikle güneye eğimli vadi yamaçlarında ve nispeten düz olan sırtlar üzerinde gelişen geniş ölçekli cilalanmış/yontulmuş yüzeyleri, buzul vadilerini, hörgüç kayaları ve buzul vadilerini içermektedir (Şekil 5.12). Aşağıda bu yapıların yayılımı ve tipik örnekleri hakkında bilgiler sunulmuştur. Kuvaterner buzullaşma süreçleri sırasındaki yoğun donma-çözülme ve buzul kazıması faaliyetleri silsile genelinde daha önce gelişmiş epikarstik zonun tamamen kazınarak silinmesine neden olmuştur. Buzullaşma etkisi altında kalan alanlarda geçmiş epijenik karstlaşmadan günümüze ulaşabilen başlıca yapılar mağaralara ait kafası kesilmiş şaftlar ya da dikine yarılmış akım kanallarıdır (conduit). Diğer yandan, buzul kazıma alanları içinde gözlenen geniş ölçekli çukur alanların büyük bir bölümünün de geçmişteki dolin ve uvala sistemlerin bulundukları alanlarda geliştikleri düşünülmektedir. 38

Şekil 5.12.Aladağlar Silsilesinde Kuvaterner buzullaşmaları sırasında kazınmaya uğrayan yüzeylerin genel görünümü 5.8 Glasiyo-Karst Aşınım Yüzeyleri Aladağlar Silsilesinde Kuvaterner buzullaşmasına bağlı olarak oluşan başlıca aşınım yüzeylerine Yedigöller Mevkiinde (Şekil 5.13), buzul vadilerinin kaynak bölgelerinde (Şekil 5.14 Şekil 5.15) ve silsilenin eteklerinde rastlanmaktadır. Bu yüzeylerin tümü ardışık buzul dönemleri boyunca yoğun biçimde kazınarak günümüzde nispeten güçlü ana kaya bölümünün yüzeylenmesini sağlamıştır. Bu yüzeylerin çukur bölümleri yer yer moren depoları ile doldurulmuş olup, yüksek kesimler yer yer cilalanmış olarak korunmuş ya da buzullaşma sonrası bu yükseltide devam etmekte olan donma-çözülme süreçlerine bağlı olarak kısmen parçalanmaya uğramıştır. Söz konusu parçalanmanın başlıca ürünleri cm büyüklüğündeki sivri kenar ve köşeli ve çoğunlukla levhamsı çakıllardır. 39

Şekil 5.13. Yedigöller bölgesinde buzul kazıması ile oluşan yüzeyin genel görünümü Şekil 5.14. Aladağlar Silsilesi batı yüzünde buzullaşma ile cilalanmış yüzeyler Şekil 5.15. Solda Harmancık sirkinden sağda Susuz buzul vadisine buzul kazıma ve moren depolanma alanları 5.9 Başlıca Buzul Vadileri Aladağlar Silsilesi genelindeki başlıca buzul vadileri Kuvaterner öncesinde kurulan fluviyokarstik kökenli vadiler üzerinde gelişmişlerdir. Söz konusu buzul vadilerin büyüklüğü ve bu vadiler boyunca gelişen buzullaşmanın şiddeti Kuvaterner öncesi fluviyo-karstik vadilerin büyüklüğü ile orantılı görünmektedir. Büyük oranda Kuvaterner öncesi erozyon süreçleri ile şekillendirilen bu vadilerden başlıcaları batıdan itibaren saat yönünde Emli, Maden Boğazı, Körmenlik, Başyayla, Akçay-Aksu, Hacer ve Karagöl Vadilerini kapsamaktadır. Gerek Kuvaterner öncesi flüviyo-karstik süreçlerin bu yönde yüzey ve yeraltı drenajına bağlı DMKV sistemleri oluşturmamış olması ve gerekse güneş ışınlarının açısından dolayı silsilenin güney yamacı boyunca bu bölümde genel yükseltinin en yüksek değerlere ulaşmasına karşın- buzul vadisi yer almamaktadır. Bu kesimde yalnızca zirve hattına yakın bölümlerde büyük sirk 40

yapıları (örneğin. Kokarot Vadisinde) yer almaktadır. Dolayısıyla Kuvaterner buzul vadilerininin büyüklükleri yalnızca beslendikleri yükseltinin büyüklüğü ve akış doğrultuları tarafından değil aynı zamanda miras alınan flüviyo-karstik vadi büyüklüğü ve doğrultusunca kontrol edilmiş görünmektedir. Saha gözlemleri silsiledeki en büyük vadi buzulunun Hacer Vadisi boyunca gerçekleştiğini göstermektedir (Şekil 5.16). Öte yandan, batı yönüne değin gelişmiş olmasına karşın Emli Vadisi de büyüklüğü ile dikkat çekmektedir. Bu vadinin Hacer Vadisine göre daha sınırlı büyüklükte bir buzul beslenim alanına sahip olmasına karşın; anılan vadi ile kıyaslanabilir büyülükte olması, olasılıkla geçmişteki flüviyo-karstik gelişimin bir sonucudur. Silsilenin diğer büyük buzul vadileri olan Aksu-Akçay, Tahtacık ve Karagöl (Şekil 5.17), Çobangediği (Şekil 5.18) ve Kemikli (Şekil 5.19) vadilerine ait görünümler ilgili şekillerde sunulmuştur. Şekil 5.16. Solda Hacer buzul vadisinin Tekelik Tepe dolayından görünümü, sağda Emli buzul vadisine akış aşağıdan bakış Şekil 5.17. Askıda kalmış Karagöl buzul vadisine akış aşağıdan bakış 41

Şekil 5.18. Çobangediği buzul vadisine akış yukarıdan bakış Şekil 5.19. Kemikli buzul vadisine akış yukarıdan bakış 5.10 Poligonal Karstın Yayılımı Gerek Kuvaterner buzullaşmasının yoğun tahribatı ve gerekse buzullaşma öncesi ve sonrası etkili olan periglasiyal ortam koşullarından Aladağlar Silsilesinin üst kesimlerinde klasik karst yüzey şekilleri ile karşılaşılmamaktadır. Bu durum, ilk bakışta silsile genelinde yoğun bir karstlaşmanın oluşmadığı düşüncesini uyandırmaktadır. Bu kapsamda, halen silsilenin Akdeniz kökenli yağışlara açık olan doğu cephesinde 2400 m ile 1800 m kotları arasında uzanan poligonal tipteki yoğun epijenik karstlaşmanın varlığı karst evrimi açısından özel bir öneme sahiptir (Şekil 5.20, Şekil 5.21, Şekil 5.22). Kuvaterner süresince kabaca 2400 m üzerinde uzanan kalıcı buz sınırının hemen altında kalan, kısmen sarkan buzul dilleri ve kısmen de periglasiyal süreçler ile karst yüzey şekillerinin tahribata uğradığı bu kot aralığında SBM sonrasında (son 20 By) belirgin bir epikarst zonunun oluşmuş olması, uygun iklim 42

koşullarında yüzeysel karstlaşmanın hızla gerçekleşebildiğini göstermesi açısından önemlidir. Nitekim, sayısal model çalışmaları (örneğin Kauffman and Braun, 2001) bakir bir karbonat akiferinde, uygun koşullar altında etkili bir yeraltı drenaj-akım şebekesinin kurulması için 10,000 yıllık bir sürenin yeterli olduğunu göstermiştir. Poligonal karst yüzey şekilleri ile aynı zamanda silsilenin yoğun yağış alan Karanfildağ ve Emli Vadisi dolayında da karşılaşılmaktadır. Benzer kot aralığına sahip batı ve kuzey bölümlerde bu tip yüzey şekillerinin gelişmemiş olmasının bu alanlarda SBM sonrası yağış miktarının düşüklüğü ile ilgili olduğu sanılmaktadır. Şekil 5.20. Kargediği Mevkiinde Jura-Kretase karbonatları içinde gelişen poligon karstı Şekil 5.21. Ziyaret Tepe dolayında Triyas dolomitleri üzerinde gelişen poligon karstı 43

Şekil 5.22. Kemiki Vadisi akış aşağısında Triyas dolomitleri üzerinde gelişen poligon karstı ve yakınlardaki SBM morenleri 44

6 MAĞARALAR 6.1 Giriş Mağaralar, sahip oldukları yüksek hidrolik iletkenlik nedeniyle karst sisteminin besleniminde ve gelişiminde önemli role sahiptirler. Bu çalışma kapsamında Aladağlar ve çevresinde toplam 303 mağara ağzı saptanmış bunlardan 217 si detaylı araştırılmıştır. Üst kotlarda toplam araştırılan mağara sayısı 180 dir. Ayrıca bu alanda 86 tane mağara, ağzı tamamen tıkalı olması nedeniyle içine girilerek araştırılamamıştır. Alt kotlarda araştırması yapılan toplam mağara sayısı da 37 dir. Aladağların üst kotlarında gelişen mağaralar genellikle dikey karakterli olup, büyük bölümü günümüzde buzul kazımasından ve donma-çözülme süreçlerinden kaynaklanan moloz malzemesi ile (mağara diyamiktiti) tıkanmış durumdadır. Alt kot olarak belirtebileceğimiz alanlarda -günümüzdeki fluviyokarstik süreçlerin etkili olduğu alanlar- araştırması yapılan mağaraların arasında dikey yönde gelişenler olduğu gibi, geçirimsiz taban seviyesi boyunca uzanan yatay mağaralar da bulunmaktadır. 6.2 Mağaralarının Genel Özellikler Aladağlar da keşfedilen mağaraların alansal dağılımları Şekil 6.1 de, sayısal yükselti modeli üzerindeki dağılımları ise Şekil 6.2 de gösterilmiştir. Keşfedilen ve araştırması yapılan mağaraların büyük bir bölümü Yedigöller Platosu ile bu bölgeden doğuya uzanan sahada yer almaktadır. Bölgenin alansal olarak en büyük karstik kütlesi olan Aladağlar da yoğunlaşan çalışmalarda; bölgenin zor doğa ve morfolojik koşulları araştırmanın yönlenmesinde önemli kriter olmuşlardır. Buna ek olarak mağara oluşumuna uygun özelliklere sahip olan Beyaz Aladağ Birliği ne ait karbonatların, kütlenin orta ve ulaşımı sarp alanlarda yayılım gösterdiği de belirtilebilir. Araştırılan toplam 217 adet mağaranın (Çizelge 6.1) tamamına yakın bölümü dikey yönde gelişmiştir. Mağaraların 16 adedi 100 m yi, 34 adedi ise 50 m yi aşan derinliklere sahiptir (Şekil 6.3). Bununla birlikte söz konusu sayısal dağılımda mağaraların geçirdikleri Kuvaterner buzul süreçleri oldukça etkili olmuştur. 45

6.1 Aladağlarda belirlenen mağaraların alansal dağılımı. 46

Şekil 6.2 Aladağlarda belirlenen mağaraların sayısal arazi modeli üzerindeki dağılımı. 47

Aladağlarda araştırması tamamlanan mağaraların alansal dağılımına bakıldığında (bkz. Şekil 6.1 ve 6.2) alt kotlarda yer alan mağaraların tersine üst kot mağaralarının Yedigöller, Karagöl, Susuz, Kemikli ve Harmancık mevkiilerinde yoğunlaştıkları gözlenmektedir. Detaylı plan ve kesitlerinin EK de yer aldığı mağaraların hemen hemen hepsi dikey yönde gelişmiş ve tabanları yer yer Kuvaterner buzullarının taşıdığı malzeme ve yer yer de fiziksel aşınım ürünleri ile tıkanmıştır. İncelenen üst kot mağaraların tamamına yakın bölümü 2000 m ve üzerindeki giriş kotlarına sahip olup, 3000 m nin üzerindeki kotlarda 120 kadar mağara belirlenmiştir (Şekil 6.4). Öte yandan, mağaraların giriş kotları ile derinlikleri arasındaki ilişkiye bakıldığında ise mağaraların kotları ile derinlikleri arasında doğru bir orantının olmadığı, fiziksel koşullara bağlı olarak özellikle düz alanda yer alan mağaraların tıkanmış olduğu belirtilebilir (Şekil 6.5). Buzul kazıma malzemesi ile tıkanmayan mağaralarda kalın bir doymamış zon içeren bir karst akiferinden beklendiği gibi- derinlik ile giriş kotu arasında nispeten doğrusal bir ilişkinin bulunduğu izlenmektedir. Aladağlar da saptanan mağaraların genel olarak dikey bir gelişime sahip olduğu ve derinliklerinin yerel flüviyal aşınma tabanını oluşturan çevre vadilerin kotlarınca kontrol edildiği anlaşılmaktadır (Şekil 6.6). Örneğin önceki yıllarda (1992-1994) MAD tarafından araştırılmış bulunan Subatağı Mağarası nın derinliği yakınlarında bulunan Ulupınar Vadisi taban kotunca kontrol edilmektedir. Buna karşın, Aladağlar da belirlenen en derin (1400 m) mağara olan Kuzgun Mağarası nın ise yakın dolayında bulunan Hacer Vadisi nden daha derin kesimlere, Ulupınar Vadisi ne doğru yönlendiği saptanmıştır. Aladağlarda keşfedilen bazı derin mağaraların açılmış kesitlerine ilişkin örnekler Şekil 6.7 de sunulmuştur. Keşfedilen ve araştırması yapılan tıkanmamış durumdaki mağaraların büyük bir bölümünün yüzeye yakın kanalları, alt bölümlerine -dar çatlaklı- oranla daha geniş boyutta bulunmaktadır. Bu durum; olasılıkla üst bölümlerde yer alan geniş kanllar daha ılıman, fluviyokarstik süreçlere bağlı gelişmiş iken, dar çatlaklı dikey galeriler hızlı yükselimin sonucudur. Aladağların hemen hemen günümüzdeki yükseltisine ulaştığı Kuvaterner başlangıcından itibaren gerçekleşen buzullaşma dönemlerinde, beslenimin katı fazda buz kilitlenmesinin de dikey akım kanallarının büyümesini sınırlayan bir diğer etken olduğu düşünülmektedir. 48

Tablo 6-1 Aladağlarda keşfedilen mağaraların genel özellikleri. Sıra No Kod Bölge Giriş Kotu (m) Derinlik (- m) 1 C213 (Kuzgun) Kemikli Vadisi 2840 1400 2 SUBATAG Ulupınar Vadisi 1780 640 3 Z1C Ziyaret 2480 200 4 H-GUL Kemikli Vadisi 3050 185 5 Y-C01 Yedigöller 3100 180 6 U-C09 Kozmoz 2190 172 7 Z47C Ziyaret 2195 143 8 D1C Divrik 1457 141 9 H-C100A Dirsek 3380 134 10 H-KOS Kemikli Vadisi 3000 125 11 U-C20 Kozmoz 2385 120 12 U45C (Şahin) Kemikli Sırtı 3050 110 13 Z92C Ziyaret 2212 105 14 S2C Susuz-Bozkaya 2936 100 15 U40C Kozmoz 2250 88 16 Z82C Ziyaret 2092 88 17 S1C Susuz-Bozkaya 2680 83 18 K-C52 Karagöl Sırtı 2905 80 19 Z71C Ziyaret 2265 70 20 Z4C Ziyaret 2367 70 21 K-C44 Karagöl Sırtı 3100 70 22 Y-C27 Yedigöller 2860 67 23 Z76C Ziyaret 2215 66 24 H-C54 Kemikli Vadisi 3090 60 25 Z78C Ziyaret 2392 60 26 Z50C Ziyaret 2141 60 27 S11C Susuz-Bozkaya 3111 58 28 Z89C Ziyaret 2407 57 29 Y-C02 Yedigöller 3100 54 30 Z7C Ziyaret 2661 52 31 K-C26 Karagöl Sırtı 3226 50 32 U-C11 Kozmoz 2155 50 33 Z72C Ziyaret 2250 50 49

Tablo 6-1 devam ediyor Sıra No Kod Bölge Giriş Kotu (m) 34 Z24C Ziyaret 2225 50 35 U42C Kozmoz 2250 50 36 Z26C Ziyaret 2254 48 37 Z75C Ziyaret 2177 47 38 H-C59 Kemikli Vadisi 2960 47 39 Z23C Ziyaret 2247 47 40 U31C Kozmoz 2165 42 41 Z90C Ziyaret 2298 41 42 U34C Kozmoz 2149 41 43 U13C Kozmoz 2273 41 44 U-C10 Kozmoz 2170 40 45 Z80C Ziyaret 2362 40 46 U-C01 Kozmoz 2340 40 47 K-C42 Karagöl Sırtı 3249 40 48 D2C Zamantı Vadisi 644 38 49 U21C Kozmoz 2250 38 50 U48C Kozmoz 2250 35 51 Z83C Ziyaret 2193 34 52 Z64C Ziyaret 2205 34 53 Z77C Ziyaret 2275 33 54 U39C Kozmoz 2360 32 55 U35C Kozmoz 2135 32 56 H-C100C Dirsek 3380 31 57 Z27C Ziyaret 2290 31 58 Y-C31 Yedigöller 3080 31 59 Z9C Ziyaret 2384 30 60 Z99C Ziyaret 2179 30 Derinlik (-m) 50

Tablo 6-1 devam ediyor Sıra No Kod Bölge Giriş Kotu (m) 61 U47C Kozmoz 2250 30 62 U30C Kozmoz 2159 30 63 H80C Harmancık 3200 30 64 K-C43 Karagöl Sırtı 3155 30 65 H-C17 Çerkezkayası 3177 28 66 U-C04 Kozmoz 2380 27 67 Z30C Ziyaret 2304 27 68 Z8C Ziyaret 2496 25 69 U16C Kozmoz 2221 25 70 U15C Kozmoz 2256 25 71 K-C51 Karagöl Sırtı 2920 25 72 H-C70 Kemikli Vadisi 2750 25 73 Z18C Ziyaret 2253 23 74 S5C Susuz 2561 23 75 U41C Kozmoz 2250 22 76 U37C Kozmoz 2173 22 77 Z42C Ziyaret 2290 21 78 H-C100B Dirsek 3380 21 79 Z48C Ziyaret 2187 21 80 U41AC Kozmoz 2250 21 81 H-C102 Dirsek 3080 20 82 Z98C Ziyaret 2309 20 83 Z6C Ziyaret 2300 20 84 Z45C Ziyaret 2320 20 85 Z43C Ziyaret 2287 20 86 Z21C Ziyaret 2430 20 87 U-C05 Kozmoz 2330 20 88 K-C46 Karagöl Sırtı 3095 20 89 H-C45 Harmancık-Topaktas 3220 20 90 Z91C Ziyaret 2225 20 Derinlik (- m) 51

Tablo 6-1 devam ediyor Sıra No Kod Bölge Giriş Kotu (m) 91 H-C101 Dirsek 3380 20 92 Y-C21 Yedigöller 3305 19 93 Z20C Ziyaret 2181 19 94 S12C Susuz-Bozkaya 2620 19 95 K-C55 Karagöl Sırtı 3400 18 96 H-C16 Çerkezkayası 3135 18 97 Z2C Ziyaret 2380 17 98 U32C Kozmoz 2176 17 99 Z41C Ziyaret 2318 16 100 U27C Kozmoz 2157 16 101 Z87C Ziyaret 2330 15 102 Z79C Ziyaret 2350 15 103 Z73C Ziyaret 2150 15 104 Z65C Ziyaret 2253 15 105 Z5C Ziyaret 2182 15 106 Z49C Ziyaret 2177 15 107 U19C Kozmoz 2194 15 108 U-C07 Kozmoz 2200 15 109 K-C50 Karagöl Sırtı 3050 15 110 K-C45 Karagöl Sırtı 3110 15 111 K-C36 Karagöl Sırtı 2864 15 112 H-C44 Harmancık-Topaktas 3200 15 113 H-C03 Dirsek 3432 15 114 Z66C Kozmoz-Ziyaret (arası) 2416 15 115 Z86C Ziyaret 0 14 116 U22C Kozmoz 2158 14 117 H-C64 Harmancık-Topaktas 3144 14 118 EH5C D Harmancık platosu 2886 14 119 Z28C Ziyaret 2282 13 120 K-C41 Karagöl Sırtı 3274 13 Derinlik (-m) 52

Tablo 6-1 devam ediyor Sıra No Kod Bölge Giriş Kotu (m) 121 H-C60 Kemikli Vadisi 3206 13 122 H-C41 Harmancık 2938 13 123 H-C20 Harmancık 3235 13 124 H-C71 Kozmoz 2470 12 125 Z19C Ziyaret 2250 12 126 U36C Kozmoz 2173 12 127 S10C Susuz 3087 12 128 Y-C24 Yedigöller 3140 11 129 K-C21 Karagöl Sırtı 3202 10 130 H-C39P Harmancık 2984 10 131 H-C14 Harmancık 3040 10 132 H-C13 Harmancık 3130 10 133 Z11C Ziyaret 2244 10 134 YY-C31 Yedigöller 3268 10 135 K-C35 Karagöl Sırtı 3154 10 136 H-C05 Harmancık 3226 10 137 H-C04 Dirsek 3210 10 138 H-C55 Kemikli Vadisi 3030 10 139 Z13C Ziyaret 2247 10 140 Z88C Ziyaret 2408 9 141 U20C Kozmoz 2183 9 142 S7C Susuz-Bozkaya 2935 9 143 K-C25 Karagöl Sırtı 3242 9 144 S8C Susuz-Bozkaya 2977 8 145 Y-C05 Yedigöller 3130 8 146 S9C Susuz-Bozkaya 2967 8 147 H-C62 Harmancık-Topaktas 3124 8 148 H-C66 Harmancık-Topaktas 3180 8 149 H-C19 Çerkezkayası 3078 8 150 Z62C Ziyaret 2672 7 Derinlik (-m) 53

Tablo 6-1 devam ediyor Sıra No Kod Bölge Giriş Kotu (m) 151 Z17C Ziyaret 2260 7 152 U14C Kozmoz 2260 7 153 K-C34 Karagöl Sırtı 3264 7 154 H-C68 Harmancık-Topaktas 3170 7 155 H-C67 Harmancık-Topaktas 3152 7 156 Y-C07 Yedigöller 3230 7 157 U19AC Kozmoz 2194 6 158 U12C Kozmoz 2265 6 159 H-C53 Kemikli Vadisi 3062 6 160 H-C42 Harmancık 2983 6 161 H81C Harmancık 3184 6 162 H-C61 Harmancık 3175 6 163 U24C Kozmoz 2157 5 164 S3C Susuz-Bozkaya 2253 5 165 H-C69 Harmancık-Topaktas 3135 5 166 H-C35 Harmancık 3243 5 167 H-C12 Harmancık 3264 5 168 H-C06 Harmancık 3483 5 169 H-C15P Harmancık 3006 4 170 U-C03 Kozmoz 2017 4 171 H-C43P Harmancık-Topaktas 3120 4 147 H-C62 Harmancık-Topaktas 3124 8 148 H-C66 Harmancık-Topaktas 3180 8 149 H-C19 Çerkezkayası 3078 8 150 Z62C Ziyaret 2672 7 151 Z17C Ziyaret 2260 7 152 U14C Kozmoz 2260 7 153 K-C34 Karagöl Sırtı 3264 7 154 H-C68 Harmancık-Topaktas 3170 7 155 H-C67 Harmancık-Topaktas 3152 7 156 Y-C07 Yedigöller 3230 7 Derinlik (-m) 54

Tablo 6-1 devam ediyor Sıra No Kod Bölge Giriş Kotu (m) 157 U19AC Kozmoz 2194 6 158 U12C Kozmoz 2265 6 159 H-C53 Kemikli Vadisi 3062 6 160 H-C42 Harmancık 2983 6 161 H81C Harmancık 3184 6 162 H-C61 Harmancık 3175 6 163 U24C Kozmoz 2157 5 164 S3C Susuz-Bozkaya 2253 5 165 H-C69 Harmancık-Topaktas 3135 5 166 H-C35 Harmancık 3243 5 167 H-C12 Harmancık 3264 5 168 H-C06 Harmancık 3483 5 169 H-C15P Harmancık 3006 4 170 U-C03 Kozmoz 2017 4 171 H-C43P Harmancık-Topaktas 3120 4 172 H-C34 Harmancık 3383 3 173 H-C28P Çerkezkayası 3120 3 174 S4C Susuz-Bozkaya 2333 3 175 K-C59 Karagöl Sırtı 2610 3 176 H-C37P Harmancık 2980 3 177 H-C18 Çerkezkayası 3156 3 178 H-C11 Harmancık 3353 3 179 K-C29 Karagöl Sırtı 3204 2 180 Z45C Ziyaret 2280 1 181 Çamardı Bademdere 1830-10 182 Dündarlı 2027-55 183 Çamardı Üçkapılı 2240-5 184 Çamardı Celaller -64 185 Ulukışla 1438 8 186 Ulukışla Darboğaz 1602-8 187 Ulukışla Gümüş 1426-2 Derinlik (-m) 55

Tablo 6.1 devam ediyor Sıra No İlçe Köy Giriş Kotu (m) 188 Ulukışla Tekneçukuru 1286 +2 189 Ulukışla Alihoca 1454 108 190 Yahyalı Derebağ 1449 +51 191 Yahyalı 1496 32 192 Yahyalı 1494 4 193 Yahyalı Sazak 1539 21 194 Yahyalı Sazak 1534 9 195 Yahyalı Sazak 1 196 Yahyalı Ağcaşar 1139 +7 Derinlik (-m) 197 Yahyalı Ağcaşar 1163-2,5 198 Çamardı Celaller 2346 +15 199 Çamardı Demirkazık 25 200 Çamardı 118 201 Çamardı Pınarbaşı 1803 +5 202 Çamardı Pınarbaşı 1768 +20 203 Yahyalı Avlağı 1303 3,5 204 Yahyalı 1804 22 205 Yahyalı 2000 9 206 Yahyalı 2000 25 207 Yahyalı 2020 11 208 Merkez Gümüşler 1923 209 Yahyalı 2268 62 210 Yahyalı Derebağ 1836 32 211 Yahyalı Derebağ 1955 38 212 Merkez 2045 213 Merkez 1975 4 214 Merkez 1715 215 Merkez 1820 12 216 Çamardı Çukurbağ 1393 1 217 Merkez 1900 56

Derinlik (m) Giriş kotu (m) Log Derinlik (m) 10000 1000 100 10 1 1 14 27 40 53 66 79 92 105 118 131 144 157 170 Sıra No Şekil 6.3 Mağaralarda derinlik dağılımı. 3600 3400 3200 3000 2800 2600 2400 2200 2000 1800 1600 1 14 27 40 53 66 79 92 105 118 131 144 157 170 183 196 209 222 Sıra no Şekil 6.4 Mağaralarda giriş kotu dağılımı. 1600 1400 1200 1000 800 600 400 200 0 0 1000 2000 3000 4000 Giriş kotu (m) Şekil 6.5 Mağaralarda derinlik-giriş kotu ilişkisi (Törk, 2008). 57

Şekil 6.6 Başlıca derin mağaralar ve bunların çevre vadi konumları ile ilişkisi. 58

A B C Şekil 6.7 Bazı derin mağaraların açılmış kesitleri. 6.3 Kuzgun Mağarası Aladağlar da karstlaşmanın dikey yöndeki gelişiminin anlaşılması amacıyla sistem derinliklerine uzanan bir mağaranın keşfedilmesine özel bir önem atfedilmiştir. Yoğun çabalar sonucunda Kemikli buzul vadisinde bir koyun şekilli sırtın akış aşağı bölümünde 2003 yılında keşfedilen mağarada ilk aşamada 400 m, takip eden yıldaki çalışmalarda ise 1400 m derinliğe kadar inilmiştir. Mağaranın ulaşılabilen taban bölümü yoğun ve duraysız çöküntü oluşturan kaya bloklarından oluşmakta olup, yaşamsal riskin büyüklüğü nedeniyle bu mağara üzerindeki çalışmalar bu derinlikte sonlandırılmıştır. Giriş ağzı 2840 m kotunda bulunan mağaranın Ulupınar Vadisinin uzandığı 1100 m topoğrafik kotuna değin uzanma olasılığı 59

oldukça yüksektir. Bu durumda mağara 1750 m dolayındaki derinliği ile Türkiye nin bilinen en derin mağarası olma potansiyeline sahiptir. Gelecek yıllarda söz konusu derinliğe ulaşılması durumunda mağara Dünya sıralamasında 3ncü sıraya yükselecektir. Kuzgun Mağarası olasılıkla yakınlarında bulunan 3050 m giriş kotuna sahip olan Şahin Mağarası (Şekil 6.8) ile de bağlantılı olup, her iki mağara arasında bağlantı kurulması amacıyla Şahin Mağarası nda daha kapsamlı araştırmaların yürütülmesine 2008 yılında başlanmıştır. Kuzgun Mağarası gerek gelişimi ve gerekse içerdiği mağara çökelleri açısından Aladağlar da karstlaşmanın gelişimi açısından önemli bilgiler sunmaktadır. Mağaranın yüzeye yakın (-50 m ile 200 m arası) bölümünde yatay ve yataya yakın gelişimli, daha derinlerdeki bölümler ile kıyaslandığında daha geniş ve çökel açısından daha zengin bir yapı hakimdir (Şekil 6.10, 11). Bu bölümü takip eden derinliklerde ise genel olarak hızla derinleşen bir karst sistemine özgü dar galeriler ve yüksek eğimli galeriler ve bacalar ile karşılaşılmaktadır. Kuzgun mağarasının üst bölümlerinde yer alan büyük galerilerin bir bölümü belirgin olarak hidrotermal karstlaşma izleri taşımaktadır. Hidrotermal karstlamaya ilişkin bu kanıtlar arasında en dikkat çekici olanlar, içine insan girebilecek büyüklükteki hidrotermal kalsit nodülleri ve olağanüstü güzellikte ve alışılmadık yapıdaki aragonit gülleridir (Şekil 6.12, 13 ve 14). Söz konusu aragonit güllerinin yoğun magnezyumlu yeraltısuyundan itibaren oluşmuş olma olasılığı bulunmakla birlikte bulundukları ortamdaki diğer çökeller (köpek dişi tipi kalsit çökellleri, hidrotermal nodüller) dikkate alındığında hidrotermal köken öncelik kazanmaktadır. Kuzgun Mağarası nda gerçekleştirilen dikkat çekici bir diğer gözlem; kabaca 2250 m topografik kotuna karşılık gelen derinliklerinde pekişmemiş kırıntılı malzeme içinde iyi korunmuş, Orta Miyosen (Langiyen) yaşlı denizel fosillerin bulunmuş olmasıdır. Saptanan türler (tanımlama Dr. Y. İslamoğlu) Pelecyora (Cordiopsis) islandicoides, Ventricoloidea multilamella, Clausinella suplicata, Cassidaria taurinensis, Melania aquitanica, Euspira cf. catena helicina, Ostrea sp (?), Cardita sp, Crassatella cf. raulini, Melania sp., Turritella sp., pelesipod indet türlerini içermekte olup, Orta Miyosen yaşlı bir sığ deniz ortamına ait oldukları anlaşılmaktadır. Diğer yandan Subatağı Mevkiindeki Miyosen çökelerinden alınan örneklerde ise Terebralia bidentata, Terebralia lignitarum türleri tanımlanmış olup, bunların Erken-Orta Miyosen yaşlı (Burdigaliyen?) lagüner(brakiş)-sığ denizel ortamlara ait olduğu anlaşılmaktadır. Oldukça bol bulunan bu fosillerin mağara içine nasıl taşındıkları konusunda 60

net bir görüş belirtmek olanaklı değildir. Söz konusu fosiller mağara girişinin deniz basmasına uğraması ile ilksel olarak taşınmış olabilecekleri gibi, daha sonra ilgili çökellerin erozyon sonucu taşınımı ile de mağaraya ulaşmış olabilirler. Bazı örneklerde kavkı olasılıkla karst yeraltısuyunca- çözünmüş olup, tanımlamalar kalıplardan yapılmıştır. Yine de kavkıların ya da kalıpların tanımlamaya izin verecek ölçüde korunmuş olması ve pekişmemiş malzeme içinde yer almaları erozyon sonucu yakın bir bölgeden taşınmış olma olasılığını güçlendirmektedir. Öte yandan, söz konusu fosiller, taşınım biçimleri ne olursa olsun, Aladağlar ın bu bölümünün de Langiyen deniz girişimi etkisi altında kaldığını göstermesi açısından büyük önem taşımaktadır. 61

Şekil 6.8. Şahin Mağarası açılmış kesiti ve planı 62

Şekil 6.9.Kuzgun Mağarası açılmış kesiti. 63

Şekil 6.10. Kuzgun Mağarası planı Şekil 6.11. Kuzgun Mağarası çökellerinden görünüm 64

Şekil 6.12. Kuzgun Mağarası nda dev hidrotermal kalsit nodülleri Şekil 6.13. Kuzgun Mağarasında hidrotermal kökenli aragonit gülleri 6.4 Buzullaşmanın Mağaralar Üzerindeki Etkisi Aladağlar da Kuvaterner buzullaşmaları daha önce de belirtildiği gibi geçmiş dönemlerde oluşan epikarstik zonu tamamen tahrip etmişlerdir. Söz konusu tahribata ilişkin başlıca yüzey 65

şekilleri arasında kafasıkesik bacalar (decapitated shafts) (Şekil 6.14), kesik kanallar (unwalled caves) (Şekil 6.15) ve çatısız mağaralar (unroofed caves) (Şekil 6.16) başlıcalarıdır. Buzullaşma faaliyetleri ayrıca, Aladağlar ın yüksek kotlarında buzullaşma arası dönemlerde aşırı karstik gelişim sonucu yıkılan mağaralara ait kalıntıların da tamamen ortadan kaybolmasına neden olmuştur. Söz konusu mağara kalıntılarına ancak buzullaşmanın etkili olmadığı ya da sınırlı etkiye sahip olduğu alanlarda rastlanmaktadır. Bu kapsamda, Küçüksu Polyesinde, ana düden dolayında yer alan devasa dikit kalıntıları (Şekil 6.17) Kuvaterner öncesi ılıman dönemlerde oluşan karstlaşmanın boyutlarının anlaşılması açısından önemli bir örnek oluşturmaktadır. Aladağlar genelinde kafasıkesik bacalara, buzullaşmanın tüm şiddeti ile etkili olduğu 2400 m kotu üzerindeki yükseltilerde, genellikle yerel ya da genel sırt ya da zirve hatları boyunca karşılaşılmaktadır. Bu bacaların tamamı gerek buzullaşma dönemlerindeki buzul kazıması ve gerekse buzullaşma arası dönemlerdeki donma-çözünme süreçlerinden türeyen kırıntılı malzeme ve/veya yıllık yağıştan arta kalan kar-firn karışı ile tıkanmış durumdadır. Mevcut koşullarda gözlenen bacaların tamamı ile sırt ve zirve hatları boyunca karşılaşılması, söz konusu dolma sürecinin bu alanlarda daha az etkili olmasından kaynaklanmaktadır. Çukur alanlarda kafasıkesik bacalar ile karşılaşılmaması büyük olasılıkla bu alanlardaki bacaların moren ve toprak örtüsü altında kalmasından kaynaklanmaktadır. Buzullaşmanın geçmiş dönemlerde oluşan mağaralar üzerindeki bir diğer etkisi vadi buzullarında buzulun yamaç üzerinde yavaş yavaş oluşturduğu baskının hızla gerçekleşen buzul erime döneminde hızlı bir biçimde ortadan kalkmasından kaynaklanmaktadır. Kayaç kütlesinin stres kaybına aynı hızda ayak uyduramaması nedeniyle vadi duvarları parçalanmakta, bu durum ise duvar yakınlarındaki mağara bölümlerine ait akım kanallarının açığa çıkmasına neden olmaktadır. Bu süreç Aladağlar genelinde geçmiş dönemlerde oluşmuş mağara sistemlerinin tahrip olmasında oldukça etkilidir. Geçmiş dönemlerde oluşan mağara sistemlerinin tahrip olmasında etkili bir diğer süreç olan çatısızlaşma ise buzul erime dönemlerindeki aşırı beslenim sonucu yeraltı akım kanallarının (derelerinin) hızla gelişmesi ve derinleşmesi sonucunda tavan bölümlerinin çökmesini kapsamaktadır. Erime döneminde akım kanallarının hızlı gelişimi aynı zamanda yüzeysel sızmayı oluşan bu yüksek hidrolik iletkenlik zonlarına toplamaktadır. Bu durum ise akım kanalı tavanının aynı zamanda yüzeyden de aşındırılmasına neden olmakta, tavan göçmesi sürecini hızlandırmaktadır. Özetle buzullaşma dönemlerinde, epikarst zonunun hızla tahrip 66

olmasına ve mevcut mağara bacalarının büyük oranda kar-buz karışımı ile dolarak tıkanmasına karşın; buzul erimesi, düdenler ile beslenen aktif karst kanallarının daha hızlı biçimde gelişmesine neden olmaktadır. Bununla birlikte, söz konusu gelişim tavan bölümlerinin çökmesi ve oluşan mağara sisteminin tahrip olması ile de sonuçlanabilmektedir. Şekil 6.14. Aladağnin yüksek kesimlerinde tipik bir kafasıkesik baca örneği (H-C 100-a Mağarası) Şekil 6.15. Hacer Vadisi yüksek kesimlerinde parçalanmış yamaçlar üzerinde gözlenen kesik akım kanalları 67

Şekil 6.16. Tipik bir çatısızlaşmış mağara örneği olan Cimbar Kapızı nın akış aşağıdan görünümü Şekil 6.17. Küçüksu Düdeni yakınlarında buzul kazınmasından korunmuş bir dikit kalıntısı 6.5 Mağarataşı U/Th ve ESR Yaşları Kozmojenik moren-ana kaya yaşlarınca belirtilen şiddetli buzullaşmanın karstlaşma ve buna bağlı olarak mağara çökelleri üzerindeki etkilerinin belirlenmesi amacıyla söz konusu çökeller üzerinde U/Th ve ESR tekniklerine dayalı yaş tayinleri gerçekleştirilmiştir (Şekil 6.18). Buzullaşma döneminde yüzeyden sağlanan yeraltısuyu besleniminin katı fazda kilitli kalmasının bu beslenim aracılığı ile mağara çökeli oluşumunu engellemiş olması beklenen bir durumdur. Diğer bir deyişle, mağara çökellerinden elde edilen yaşların buzullaşma dönemleri dışında kalan buzul erime ya da buzullaşma arası dönemlere ait olması beklenmektedir. Silsilenin üst kotlarında yer alan Kuzgun (giriş kotu 2850 m) ve Şahin (giriş kotu 3100 m) mağaralarından alınan çökel örneklerinden 140 By ile 300 By arasında değişen U/Th yaş değerleri elde edilmiştir. Benzer örneklerden elde edilen ESR yaşları ise 40 By ile 220 By 68

arasında değişmektedir. Şekil 6.18 de gösterilen B katmanının U/Th ve ESR teknikleri ile belirlenen yaşları ise sırasıyla 144 By (+/- 9 By) ve 137.5 By (+/- 11.9 By) olarak belirlenmiştir (Törk, 2008). Bu yaş değerlerinin karşılık geldikleri iklim dönemleri Bölüm 8.3.4.3 te tartışılmaktadır. Şekil 6.18. U/Th yaş tayini amacıyla kullanılan Kuzgun Mağarasına ait bir mağara çökeli (B bölümü yaşı ~140 By) (Törk, 2008) 6.5.1 Yaş bulgularının değerlendirilmesi Yedigöller ve Hacer Vadisinden elde edilen moren ve ana kaya kozmojenik 36Cl yaşları daha önce de belirtildiği gibi EHS dönemine karşılık gelmektedir. Şekil 6.19 de görüldüğü gibi bu dönem önceki buzullaşma dönemleri ile kıyaslandığında çok zayıf bir soğumaya işaret etmekte olup, genel olarak buzullaşma arası zayıf soğuma dönemlerinden birisine karşılık gelmektedir (Törk, 2008). Diğer yandan, elde edilen U/Th yaşları Mindell-Riss buzullaşma arası dönemine, Riss buzullaşma dönemi başlangıcına ve Mindel 3-4 buzullaşma dönemleri arasına karşılık gelmektedir. Riss buzullaşma döneminde oluşan bir örnek ise Riss başlangıcındaki kısa süreli bir ısınma dönemine karşılık gelmektedir. Gerek ESR ve Gerekse U/Th tekniği ile yaş tayini yapılan örneğin ise Riss buzullaşma dönemini takip eden ısınmanın başlangıcında oluştuğu anlaşılmaktadır. U/Th yöntemi ile elde edilen yaşlar örneklerin yoğun miktarda kırıntılı malzeme içermesi nedeniyle geniş bir hata aralığına sahiptir. Bu nedenle diğer bir kısım örnekte ESR yöntemi ile yaş tayini tercih edilmiş olup, elde edilen ESR yaşlarının bir bölümü Mindel 4-Riss ve Riss-Würm buzullaşma arası dönemlerine karşılık gelmektedir. Bazı ESR yaşları ise Riss ve Würm buzullaşma dönemleri arasındaki kısa süreli ısınma dönemlerine karşılık gelmektedir. 69

ESR ve U/Th yaş değerlerinden elde edilen sonuçlar karst akiferine olan yüzeysel beslenimin buzullaşma arası dönemlerin yanısıra buzullaşma içindeki kısa süreli ısınma dönemlerinde de gerçekleştiğini göstermektedir. Özellikle buzullaşma içindeki kısa süreli ısınma dönemlerinde mağara çökellerinin oluşmuş olması silsile genelindeki buzullaşmanın oldukça aktif bir dinamiğe sahip olduğu göstermektedir. Diğer bir deyişle, Aladağlar Silsilesinin etkilendiği buzullaşma ve buzullaşma arası dönemlerin Günz, Mindel, Riss ve Würm gibi kaba dönemsel tanımlamalardan çok atmosferik CO 2 değişimi gibi daha ayrıntılı iklim salınım göstergeleri ile uyumlu olduğu anlaşılmaktadır. Öte yandan, Riss döneminde dikkate değer sayıda çökel oluşmaması olasılıkla bu buzul döneminin diğerlerinden daha şiddetli olmasının bir sonucudur. Diğer bir deyişle Aladağlar Silsilesi üzerinde 140 ile 200 By önce gerçekleşen Riss buzullaşmasının takip eden Würm buzullaşmasından çok daha büyük bir etkiye sahip olmuş olması güçlü bir olasılık olarak görünmektedir. Şekil 6.19. Aladağlar Silsilesine ait kozmojenik moren yaşlarının mağarataşı U/Th ve ESR yaşları ile birlikte gösterimi (Törk, 2008) 70

7 HİDROJEOLOJİ Aşağıdaki bölümlerde Aladağlar Silsilesinde günümüze değin gerçekleştirilen güncel hidrojeolojik sistem hakkındaki gözlemler karstlaşmanın evrimine ışık tutacak bir biçimde sunulmuştur. 7.1 Genel Beslenim ve Boşalım İlişkisi Aladağlar karstik akiferi genel olarak tüm yönlerden geçirimsiz birimlerce çevrelenmiş büyük oranda izole bir akiferdir (Şekil 7.1). Bu akiferin beslenimi esas olarak silsilenin yüksek kesimlerine düşen, büyük oranda kar şeklindeki yağış aracılığı ile sağlanmaktadır. Akiferin başlıca boşalım noktaları doğuda ve güneydoğuda, Zamantı Nehri ya da kolları üzerinde bulunan akış yukarıdan aşağıya doğru- Yerköprü 1-2 (850 m), Göksu (650 m), Kapuzbaşı (750 m) ve Yerköprü 3 (Küp, (450 m) kaynaklarınca sağlanmaktadır. Bu kaynaklar ofiyolit napı altından tektonik pencere şeklinde yüzeylenen karbonatlı birimler içinde yer almaktadırlar. Bu kaynakların tümünün akifer patlağı şeklindeki bir oluşum süreci sonucunda oluştukları anlaşılmaktadır. Söz konusu kaynaklardan Küp sistemin dip savağını temsil etmekte olup, diğer kaynaklar ara savak niteliğindedir. Silsilenin doğu eteğinde bulunan Ulupınar (Barazama) Kaynakları (1100 m) ise mevsimlik karakterde olup, dolu savak tipi boşalımlardır. Aladağlar akiferini boşaltan diğer kaynaklar yukarıdakiler ile kıyaslandıklarında oldukça zayıf boşalım noktaları oluştururlar. Bu kaynaklar arasında en önemlileri KD bölümde yer alan Derebağ (1450 m), Yahyalı (1200 m) ve Ağcaşar (1100m) Kaynakları ile batıda yer alan Bademdere (1500 m) Kaynağıdır. Bunlardan Derebağ dolu savak, Yahyalı ara savak, Bademdere ve Ağcaşar ise dip savak niteliğine sahiptir. Akiferin ana boşalım bölgesi olan Zamantı Nehri boyunca yer alan ana kaynakların kotlarından doygun zon üst kotunun kuzeyde 850 m ile güneyde 450 m arasında değiştiği anlaşılmaktadır (Şekil 7.2 ve 3). Akarsu kotunun 850 m üzerinde uzanması nedeniyle Yerköprü 1 kaynağının kuzey bölümünde önemli bir boşalım ile karşılaşılmamaktadır. Son on yıl içinde yağış miktarındaki azalamaya bağlı olarak Yerköprü 1 kaynağının boşalım kotunda 10 m ye varan azalma gerçekleşmiştir. Yeraltısuyunun dolaşım derinliği dikkate alındığında traverten çökelten Yerköprü 1-2 ve Küp kaynaklarının derin dolaşım, Göksu, Kapuzbaşı ve Ulupınar kaynaklarının ise sığ dolaşım sistemlerince beslendikleri anlaşılmaktadır. Özyurt (2005) tarafından çoklu izleyici 71

kullanımına dayalı olarak gerçekleştirilen çalışmanın sonuçlarına göre ana boşalımların tümünde ortalama yeraltısuyu geçiş süresi (yaş) 20 yıl dolayındadır. Ana boşalım bölgesi olan Zamantı Nehri üzerinde yer alan kaynakların uzun dönem ortalama yıllık boşalımları 1 milyar m 3 dolayında olup, bu boşalımın %50 ye yakın bölümü dip savak konumlu Küp ve dolayındaki kaynaklarca, kalan bölümü ise akış yukarıya doğru azalan biçimde diğer kaynaklarca sağlanmaktadır (Şekil 7.4 ve 5). Bu durum, karstlaşmanın akiferin derinlerine doğru etkin biçimde ilerlediğini göstermektedir. Silsilenin genel yüzey profilinin, Ulupınar ve Zamantı yatak profillerinin ve Kuzgun ve Subatağı mağaraları ile başlıca kaynak konumlarının gösterildiği kesitlerden, akifer sisteminin oldukça derin bir doymamış zona sahip olduğu anlaşılmaktadır. Bu durum, doymamış zonun söz konusu kaynaklar ile ana beslenim alanı olan yüksek kotlar arasında etkin beslenimi sağlayacak biçimde ileri düzeyde karstlaşmaya uğradığını göstermektedir. Aladağlar Silsilesinde karstlaşmanın içsel gelişimi (evrimi) akiferin hidrojeolojik davranışının (yani beslenim-boşalım ilişkilerinin) zaman içindeki değişimine bağlı olarak gerçekleşmiştir. Akiferin beslenim-boşalım ilişkilerinin zamanla değişimi ise başlıca; a) ofiyolit napı sıyrılması ve b) Zamantı nehri boyunca akifer patlaklarının gelişmesince kontrol edilmiştir. Sürecin ilk aşamalarında akiferi drene aden tüm kaynakların, silsilenin bugünkü yamaçları boyunca geliştikleri düşünülmektedir. İlk gelişen kaynaklar günümüzdeki vadi büyüklüklerinden de anlaşılacağı gibi günümüzde mevcut/aktif olmayan- Eski Emli, Eski Hacer ve Eski Göynük Polyesi kaynaklarıdır. Eski kaynakların DMKV sistemleri şeklinde gelişmesiyle ortaya çıkan en büyük vadilerin Emli ve Hacer olması, bu bölgenin karasallaşma başlangıcında daha yüksek olmasından ve ofiyolit napı sıyrılmasının öncelikle bu bölgede (güneyde) başlamış olmasından kaynaklandığı düşünülmektedir. Diğer yandan, günümüzde derin bir vadi sistemi oluşturmamasına karşın, büyük bir traverten çökeli oluşturan KD daki Göynük Polyesi kaynağının da bu dönemde oluştuğu sanılmaktadır. İlk dönemde oluşan bu kaynaklar dip savak karakterlidir. Eski Emli ve Eski Hacer kaynaklarının silsilenin güneyinde sırasıyla batıya ve doğuya doğru olan drenajı sağlamış olmaları silsilenin bu bölümlerinde yüzeysel drenajın (akarsu sistemlerinin) o dönemde kurulmuş olduğunu göstermektedir. Eski Emli kaynağı olasılıkla ilk gelişen DMKV kökenli drenaj sistemidir. Güncel vadi derinlikleri ve gelişim büyüklükleri dikkate alındığında, Eski Emli ve Eski Hacer kaynakları boyunca gerçekleşen ilksel karstik yeraltı drenaj gelişiminin sırasıyla Akçay-Aksu ve Karagöl Vadileri boyunca gelişen drenaj sistemlerince takip edildiği anlaşılmaktadır. İlksel olarak KD 72

yönünde, olasılıkla Eski Göynük Polyesi drenaj sisteminin bir parçası olarak kurulan Aksu- Akçay drenaj sisteminin daha sonra doğuya yönelmesinin ise Zamantı Nehrindeki derinleşmeye bağlı olarak gerçekleştiği sanılmaktadır. Söz konusu derinleşme sonucunda Zamantı Nehri boyunca oluşan ilk kaynaklar bu bölgedeki ofiyolit napı erozyonuna bağlı olarak akifer patlağı şeklinde oluşmuşlardır. Diğer bir deyişle, günümüzde de Yerköprü 1-2, Göksu ve Kapuzbaşı gibi kaynakların bulunduğu tektonik pencereler proto-zamantı Vadisi boyunca ilk oluşan kaynakların oluşum alanlarıdır. Bu kaynakların oluşumu ile birlikte söz konusu alana yönelen karstik drenaj ilk aşamada Eski Emli ve Eski Hacer kaynaklarının askıda kalarak dolu savak karakterine bürünmelerine neden olmuştur. Daha sonra, yüzeysel drenaj sistemindeki gelişime bağlı olarak büyük kaynakların Zamantı Nehri üzerindeki akifer patlaklarında toplanmış olması ile Eski Emli ve Eski Hacer kaynakları kurumuştur. Aladağ karbonat naplarının Zamantı Nehrine doğru eğimli olmasının bu yöndeki yeraltı drenejı gelişimini kolaylaştırıcı bir etkisinin olduğu da düşünülmektedir. Kaynakların üzerinde toplanmasını sağlayan Zamantı Nehrinin mevcut rotasında kurulmuş olması olasılıkla karasallaşmanın başlangıcından beri bu hattın topografik olarak alçak konumda bulunmasından kaynaklanmaktadır. Ayrıca, doğu ve batı bölümlerdeki karbonatlı birimlerin yüksek geçirimliliğinden dolayı üzerlerinde yüzey drenaj sistemi geliştirme potansiyelleri zayıftır. Bu potansiyel geçirimsiz karakterli ofiyolit napı ve ofiyolitik melanj birimlerinde daha yüksektir. Karasallaşma başlangıcında ofiyolit napının sıyrılması başladığından drenaj genelde proto- Ecemiş Vadisinden proto-akdeniz e ve proto-zamantı Vadisinden Karsantı Havzası yoluyla- proto-akdeniz e doğrudur. Diğer bir deyişle üst kotlarda örtü sıyrılırken alt kotlarda da Ecemiş ve Zamantı Vadileri gelişmeye başlamıştır. Bu vadilerin o dönemde çukur alanlar oluşturmalarının da tektonik nedenlere bağlı olduğu düşünülmektedir. Proto-Ecemiş ve proto- Ulupınar ın derinleşmesi ve üst kotlardaki ofiyolit napının sıyrılmasıyla DMKV sistemleri olarak Eski Emli ve Eski Hacer kaynakları gelişmiştir. Bu aşamada Zamantı üzerinde Divrik Dağı tektonik pencere olarak açığa çıkmış olmakla birlikte, Eski Emli ve Eski Hacer boşalımlarının daha alt kotlarda gerçekleşmesinden dolayı Divrik Dağı dolayında, bu aşamada kaynak gelişimi olmadığı düşünülmektedir. Silsilenin Karsantı Havzasına yakın olan güney bölümde, bu yönde derin vadi gelişimi ile karşılaşılmaması ilgi çekicidir. Bu durumun karasallaşmanın başlangıcından itibaren Karsantı Havzasının dolmasından kaynaklandığı sanılmaktadır. Diğer bir deyişle doğu ve batı bölümlerde erozyona bağlı kazınma akifer 73

patlaklarına bağlı kaynaklar oluştururken Karsantı Havzasındaki ofiyolit napı silsileden türeyen yüzeysel akışın getirdiği kırıntılı malzeme ile doldurulmuştur. Bu bölgede karbonatofiyolit sınırının doğu ve batı sınırlara göre daha yüksek kotta yer alması nedeniyle de söz konusu sınır boyunca dolu savak tipi kaynaklar gelişememiştir. Özetle, silsilenin karasallaşmanın başlangıcından itibaren günümüzdekine benzer bir topografik yapıyı ve topografik gradyanı koruduğu düşünülmektedir. Bu durum silsilenin yükselmesine etkiyen tektonik kuvvetlerin karasallaşmanın başlangıcından itibaren bağıl büyüklük ve etki yönlerini koruduğuna işaret etmektedir. Silsilenin kuzey bölümünde yer alan Suçatı ve Başyayla drenaj sistemleri ilksel olarak KB yönünde kurulmuş, sitemleri daha sonra Zamantı Nehri drenaj sisteminin gelişmesi ile doğuya yönelmişlerdir. Bu durum, silsilenin kuzey bölümünde karasallaşmayı takip eden ilksel drenajın önce KD yönünde Eski Göynük Polyesi kaynağını besleyecek biçimdekurulduğunu göstermektedir. Öte yandan, yeraltı denaj sisteminin evriminde Küp kaynağının oluşumu önemli bir dönüm noktasıdır. Bu kaynağın oluşumu ile Zamantı Nehrinin Karsantı Havzasına doğru olan KD doğrultulu uzanımında, Divrikdağı akış aşağısında bir kırılma oluşmuş, akış GD yönüne dönmüştür. Jeolojik yapının bir sonucu olarak proto-küp kaynağının da dip savak konumlu olduğu değerlendirilmektedir. Küp kaynağının oluşumuna neden olan örtü sıyrılmasının ise Adana Havzasındaki derinleşme ile ilgili olduğu değerlendirilmektedir. Bu derinleşme proto- Seyhan nehri kolunun akış yukarı doğru olan yarma gücünü arttırmış ve kaynağın bir akifer patlağı olarak ilksel oluşumunu sağlamıştır. Anılan derinleşme olasılıkla Aladağlar Silsilesi de dahil olmak üzere tüm Toroslar kütlesini etkileyen genel bir yükselimin bağıl sonucu olmalıdır. Söz konusu olayın Langiyen de başlayan genel yükselim fazının geç Pliyosen dolayındaki bölümünde gerçekleştiğine inanılmaktadır. Kuramsal açıdan Küp kaynağına ulaşan akım yollarının zamanla daha da gelişmesi ile bu kaynağın silsilenin tüm drenajını gerçekleştirecek şekilde büyümesi, buna bağlı olarak üst kotlardaki tüm kaynakların atıl kalarak kuruması beklenen bir durumdur. Bu durumun henüz gerçekleşmemiş olması -yeraltı karst drenajının yüksek gelişim hızı da dikkate alındığında- Küp kaynağının yakın geçmişte oluştuğuna işaret etmektedir. Bu gelişimin geç Pliyosen sonrasında gerçekleştiği düşünülmektedir. Kuvaterner buzullaşmalarından dolayı karstik beslenimin uzun süre katı fazda kilitli kalmasının ise bu kaynağın oluşum sürecini yavaşlattığı düşünülmektedir. Günümüzde doğu bölümü Zamantı Nehrince yarılmış olmakla birlikte 74

Aladağlar Silsilesinin doğuda Dikme batıda Dündarlı arasında uzanan bölümü bir tür Pliyosen su bölüm hattı oluşturmaktadır. Bu hattın güneyinde Ecemiş Çayı hafif yatak eğimini koruyarak güneye uzanmakta, Zamantı Nehri yatağında ise ani bir eğim kırıklığı izlenmektedir. Hattın doğusunda Pliyosen çökelleri henüz yıkanmamış halde nispeten olgun bir topografya üzerinde yer almakta olup, batıda da benzer bir görünüm izlenmektedir. Söz konusu çökeller ve tali su bölüm hattının varlığı Akdeniz yönünde gerçekleşen yarılmadaki ani artışın geç-pliyosen de başladığına işaret etmektedir. Olasılıkla Kuvaterner buzul erime dönemlerindeki şiddetli akarsu akışı, yeraltı drenaj sisteminin yeniden aktifleşmesi ve tektonik yükselime bağlı artan hidrolik gradyana bağlı olarak söz konusu yarılmanın oldukça hızlı biçimde gerçekleştiği düşünülmektedir. Akarsu vadilerinin henüz olgunlaşma dönemine geçme eğiliminde olmayan genç görünümlü, dik yamaçları bu görüşü desteklemektedir. Bu kapsamda, özellikle doğuda yer alan İndiresi yatağının Zamantı Nehri ne bağlanan akış aşağı bölümündeki ani derinleşme de dikkat çekicidir. Bu akarsuyun yatak profili anılan derinleşmeye neden olan yarılmanın (ve topografik yükselimin) Kuvaterner döneminde gerçekleşen genç bir süreç olduğunu göstermektedir. Saha gözlemleri Ecemiş Çayı nın Kamışlı dolayında olasılıkla bir DMKV sistemi gelişimine bağlı olarak- Karsantı Havzasınca kapılmasının; Karsantı Havzası batı bölümünde Çakıt Suyunun bir DMKV sistemi ile Adana Havzasına açılmasının bu dönemde gerçekleştiğine işaret etmektedir. Benzer biçimde Bolkardağın kuzey yamaçlarındaki buzul vadilerinin kuzeye Konya Kapalı Havzasınauzanımlı olması dağ yamacındaki Maden Deresi nin Kuvaterner de oluştuğunu, Ulukışla dolayında Konya Kapalı Havzasına doğru olan drenajın ise Pozantı Çayındaki derinleşmeye bağlı olarak Akdeniz yönüne kapıldığını göstermektedir. Sonuç olarak Kuvaterner yükseliminin yalnızca Aladağlar Silsilesini değil yakın dolayını da etkileyen bölgesel bir süreç olduğu anlaşılmaktadır. 75

Şekil 7.1. Aladağ karst akiferi ve dolayının genelleştirilmiş hidrojeoloji haritası (Özyurt 2005 ten) 76

Şekil 7.2. Aladağlar Silsilesi doğu bölümünde başlıca karst kaynakları, mağaralar ve doymamış zon kalınlığını gösteren B-D uzanımlı kesit (Klimchouk vd., 2006) Şekil 7.3. Aladağlar Silsilesi doğu bölümünde başlıca karst kaynakları, mağaralar ve doymamış zon kalınlığını gösteren GB-KD uzanımlı kesit (Klimchouk vd., 2006) 77

Kümülatif A kifer Hacmi (Mm3) Hacim (Mm3) 10000 9000 8000 7000 6000 5000 4000 3000 2000 1000 0 Eksponansiyel Hacim Piston Hacim Toplam Hacim Yerköprü-3 Göksu Kapuzbaşı Yerköprü-1/2 Şekil 7.4. Aladağ karst akiferi doğu bölümü kaynaklarının aktif rezervuar hacimlerinin farklı akım bileşenli türler arasındaki dağılımı (Özyurt 2005 ten) 20000 Küm. Hacim(Mm3) = -48.509* Kot(m) + 40560 18000 R 2 = 0.9995 16000 14000 12000 10000 8000 6000 4000 2000 0 400 500 600 700 800 900 Kot (m) Şekil 7.5. Aladağ karst akiferi doğu bölümü kaynaklarının aktif rezervuar hacimleri ile bulundukları yükselti arasındaki ilişki (Özyurt 2005 ten) 7.2 Asılı Kaynaklar ve Traverten Köprüleri Tektonik ve hidrolojik rejim açısından duraylı havzalarda geniş bir alandaki yağışın tek bir boşalım noktasına toplanmasından dolayı kaynakların bulunduğu noktadaki karstik derinleşme (yarılma) hızı akarsu yarılma hızından çoğunlukla daha yüksektir. Bu durumun bir sonucu olarak kaynak ağızları akarsu kotunda yer almakta,bazı durumlarda da boşalım akarsu yatağı tabanında gerçekleşmektedir. Bu çerçevede, Aladağlar Silsilesinde günümüzdeki etkin drenajı sağlayan Yerköprü 1 ve 2, Göksu, Kapuzbaşı ve Küp kaynaklarının tümünün akarsu 78

yatağından 10 m ile 15 m yukarıda yer almaları ilgi çekici bir durumdur (Şekil 7.9 ve 10). Bu durumun Aladağlar Silsilesinde, Kuvaterner deki buzullaşma dönemlerinde karstik beslenimin katı fazda kilitli kalması nedeniyle kaynak boşalımlarının azalmasından/durmasından buna karşın, buzul eteklerindeki erimeden dolayı Zamantı Nehrinin bulunduğu alçak kotlarda (günümüzde 1100 m ile 400 m arası) yüzelsel akışın kısmen de olsa sürdürülmüş olmasından kaynaklandığı düşünülmektedir. Kaynak ve akarsu kotları arasındaki farklılığa katkıda bulunan olası bir diğer sürecin ise buzul erime dönemlerinde oluşan şiddetli akarsu akışı olduğu değerlendirilmektedir. Yeraltısuyunun oksijen-18 izotop içeriğine dayalı değerlendirmeleri günümüzde yeraltısuyunun ortalama beslenim yükseltisinin 1800 m ile 2000 m aralığında olduğunu göstermektedir (Özyurt, 2005). Bu değer, kabaca 1100 m ile 3700 m arasında uzanan silsilenin ortalama yükseltisi olan 2400 m dolayına oldukça yakındır. Öte yandan, buzullaşma dönemlerinde kalıcı buz sınırının 2100 m kotu dolayına inmiş olması, beslenimin 1100 m ile 2100 m arasındaki kot aralığına hapsedilmesine neden olmuştur. Kalıcı buz sınırının eteklerinde etkili olan periglasiyal koşulların söz konusu aralığı daha da daraltmış olması beklenen bir durumdur. Buzullaşma dönemlerinde, beslenimde ardışık yıllardaki sürekli azalmanın beklenen bir diğer sonucu ise doygun kalınlığın sürekli azalmasıdır. Bu azalmanın akış yukarıdaki kaynakların kurumasına, akış aşağıdaki kaynaklarda ise debinin önemli oranda azalmasına neden olduğu düşünülmektedir. Günümüzdeki bağıl debi büyüklükleri dikkate alındığında buzullaşma döneminde Yerköprü 1 ve 2 gibi kaynakların tamamen kuruduğu, Kapuzbaşı ve Göksu gibi kaynakların mevsimlik akışa sahip olduğu, Küp gibi kaynaklarda ise sınırlı bir boşalımın gerçekleştiği sanılmaktadır. Aladağlar Silsilesinde derin yeraltısuyu akımınca beslenen Yerköprü 1 ve 2 ile Küp (Yerköprü 3) kaynaklarınca Zamantı Nehri üzerinde oluşturulan traverten köprüleri günümüzde yataktan 5 m ile10 m kadar yukarıda yer almaktadır (Bayarı, 2002). Bu durum, mevcut kaynak kotları ile akarsu yatak kotları arasındaki farkın bir sonucudur. Anılan travertenden çökellerinden Yerköprü 1 ve 2 tek kademeli bir oluşum görüntüsüne sahip olup, olasılıkla SBM ndan sonra Holosen de çökeldikleri kanısını uyandırmaktadır. Diğer yandan, sistemin en düşük kotlu boşalımı olan Küp kaynağında, mevcut çökellerden 20 m ile 30 m kadar daha yukarıda traverten çökelleri ile karşılaşılmaktadır. Farklı kademelerde yer alan bu çökellerin olasılıkla Holosen ve Würm-Riss buzullaşma arası dönemlerde oluştukları düşünülmektedir. 79

Şekil 7.6. Ulupınar (Topaktaş) Dere yatağının 10 m ile 20 m yukarısından boşalmakta olan Kapuzbaşı kaynakları Şekil 7.7. Zamantı Nehri yatağından 15 m kadar yukarıdan boşalan Yerköprü-1 kaynağı ve aktif traverten oluşumu 80

7.3 Traverten Çökelleri Aladağlar Silsilesinin Göynük Polyesi ve Hacer Vadisi akış aşağısındaki eski traverten çökelleri geçmişteki güçlü ve derin dolaşıma sahip yeraltısuyu boşalım noktalarını işaret etmeleri açısından önemlidirler (Şekil 7.11 ve 12). Bunlarda Göynük Polyesi traverteni daha yaşlı bir görünüme sahiptir. Saha çalışmaları sırasında her iki travertenin de çökelimini sağlayan kaynak konumları hakkında güvenilir kanıtlara ulaşılamamıştır. Hacer Vadisi traverteni kısmen morenlerce örtülmüş olup, bu durum oluşumun Erken Holosen ya da SBM öncesinde gerçekleştiğine işaret etmektedir. Bununla birlikte, Eski Hacer Kaynağınca çökeltildiği düşünülen travertenin yaşı hakkında elde kesin veri bulunmamaktadır. Hacer Vadisi boyunca gerçekleştirilen gözlemler vadinin akış yukarı bölümünde bu tür bir traverten çökelimini oluşturabilecek güçlü bir karst kaynağını besleyebilecek akım kanallarının mevcut olduğunu göstermektedir (Şekil 7.13 ve 14). Şekil 7.8. Eski Göynük Polyesi Kaynağınca çökeltilmiş fosil traverten deposu 81

Şekil 7.9. Eski Hacer Kaynağınca çökeltilmiş fosil traverten deposu Şekil 7.10. Hacer Vadisi akış yukarısında vadi duvarlarında yer alan ve Eski Hacer Kaynağını beslediği düşünülen akım kanalları 82

Şekil 7.11. Hacer Vadisi akış yukarısında yer alan ve Eski Hacer Kaynağını beslediği düşünülen akım kanalı 7.4 Yeraltısuyu Kabuksal Helyum İçeriği Aladağlar Silsilesinde karstlaşmanın evrimine yönelik veriler ve değerlendirmeler, bölgenin özellikle Langiyen den günümüze oldukça hızlı bir biçimde yükselmekte olduğunu göstermektedir. Gerek jeolojik yapıya ve gerekse de bölgesel sismik aktiviteye ilişkin bu gözlemleri destekleyen bir diğer veri kaynağı da yeraltısuyunun kabuksal helyum içeriğidir. Yeraltısuyundaki helyumun başlıca kaynakları atmosfer, kabuktaki radyojenik elementler ve mantodur. Havzanın çeşitli kaynaklarından alınan örneklerin helyum içeriği (Özyurt, 2005) Bademdere, Göksu, Kapuzbaşı, Yerköprü 1 ve 2, Yahyalı ve Ayranpınarı (Ulupınar Vadisi) gibi kaynakların yüksek düzeyde radyojenik ve primordiyal (manto kökenli) helyum içerdiğini göstermektedir (Şekil 7.15). Bademdere kaynağında gözlenen helyum içeriğinin Ecemiş Fayı aktivitesi ile ilişkili olduğu düşünülmektedir. Benzer biçimde, Ayranpınarı kaynağında gözlenen yüksek değerin Ulupınar Vadisi boyunca uzanan fay ile ilişkili olması olası görünmektedir. Buna karşın, Zamantı Nehri boyunca yer alan Yerköprü 1-2 ve Göksu kaynaklarında gözlenen değerlerin bilinen bir tektonik yapı ile ilişkilendirilmesi mümkün değildir. Bu kaynaklarda gözlenen değerlerin ofiyolit napı altında uzanan eski ve aktif olmayan bir tektonik hat ile ilişkili olduğu sanılmaktadır. 83

Soğukpınar Kapuzbaşı Bademdere Göksu Yerköprü-1 Yerköprü-2 Yahyalı Ağcaşar Kapuzbaşı Yerköprü-1 Yerköprü-2 Yerköprü-3 Yahyalı Ayran P. Alimpınarı Kapuzbaşı Yerköprü-1 Yerköprü-2 100 90 80 70 71 92 81 88 84 83 89 60 50 40 30 49 51 53 29 41 20 10 0 0 13 2 1 11 Atmosferik Fazla Hava Radyojenik+Primordiyal Şekil 7.12. Aladağ karst akiferinin başlıca boşalımlarında gözlenen helyum içeriğinin kökenlere göre yüzde dağılımı (Özyurt 2005 ten) 84

8 SONUÇLAR Aladağlarda epijenik (yüzeysel kökenli) karstlaşma; kütlenin etkin biçimde karasallaşmaya başladığı Paleosen döneminden itibaren gerçekleşmeye başlamıştır. Kuvaterner buzullaşmaları süresince Aladağların 2400 m ve üzerindeki kotlarında buz takkesi oluşmuş, takkeden sarkan vadi buzulları batıda 1500 m, doğuda 1100 m kotuna değin inmişlerdir. Kuvaterner dönemi buzullaşma faaliyetleri sonucunda yüksek kotlardaki epikarst zonu tamamen silinmiş, oluşan morenler buzul çanaklarında, sirklerde, vadilerde ve silsile eteklerinde depolanmıştır. Aladağ kütlesinin üst kotlarında epikarst zonunun tamamen tahrip olmasına neden olan Kuvaterner buzullaşmaları, çok sayıda mağara sisteminin üst bölümlerinin de yok olmasına neden olmuştur. Buzullaşma süreçlerine bağlı olarak pek çok mağaranın kafa bölümleri kesilmiş, vadi yamaçlarına paralel gelişen mağaralarda ise duvar yıkılmaları gerçekleşmiştir. Karbonatlı birimler ile geçirimsiz birimler sınırında yer alan düdenlerden itibaren gelişen düden-mağara sistemlerinin buzul erime dönemlerindeki yoğun allojenik beslenim sonucu hızla geliştikleri, bu gelişime bağlı olarakta tavan bölümlerinde hızlı göçmelerin oluştuğu izlenmektedir. Bu süreç düden-mağara sistemlerinde kapızlara, kapızların da zamanla flüviyal vadilere dönüşmesini sağlamaktadır. Düden-mağara-kapız-vadi sistemlerinin (örğ. Cimbar Kapızı) silsile genelindeki karstlaşmanın gelişiminde önemli unsurlar oldukları gözlenmektedir. Bu tür yapıların Kuvaterner öncesi dönemlerde de geliştikleri anlaşılmaktadır. Buzullaşma dönemlerinde karstik erozyon yavaşlamış ya da durmuştur. Ancak buna karşın; kar-buz erimesi ve alt kotlardaki yağış katkısıyla akarsu akımının sınırlı düzeyde de olsa sürdürülmesi, akarsu yataklarındaki flüviyal erozyonun devam etmesini sağlamıştır. Bu durumun bir sonucu olarak Zamantı Nehri ve kolları üzerinde yeralan ve karst sisteminin başlıca boşalımlarını oluşturan kaynaklar akarsudan 10 m ile 15 m yukarıda askıda kalmışlardır. 85

Mağarataşı örneklerinden elde edilen U/Th yaş değerleri 567 By ile 4 By arasında değişmekte olup, örneklerin önemli bölümünün 300 By ile 150 By arasındaki buzullaşma-arası dönemlerde oluştukları belirlenmiştir. En yaşlı örnek Günz-Mindel-1 arası buzullaşma dönemine, en genç örnek ise Geç Holosen dönemine aittir. Diğer örnekler ise Mindel-1 ile Riss buzullaşmaları arasındaki dönemlere aittir. Aladağlarda radyometrik yaşlandırma yapılan örneklerde Würm ün buzullaşma-arası dönemlerine ait mağara çökeli ile karşılaşılmamıştır. Mağara araştırmalarına yönelik yürütülen çalışmalarda Aladağ kütlesinin üst kotlarında ve çevresinde toplam 303 adet mağara saptanmıştır. Bu mağaralardan 217 sinin detay araştırması yapılmıştır. Üst kotlarda toplam araştırılan mağara sayısı 266 dır. Bunların 180 inin detay araştırması yapılmıştır. Geri kalan 86 adet mağara ise, ağzı tamamen tıkalı olması nedeniyle içine girilerek araştırılamamıştır. Alt kotlarda fluviyo karstik alanlar- araştırması yapılan toplam mağara sayısı da 37 dir. Aladağların üst kotlarında gelişen mağaralar genellikle dikey karakterli olup, büyük bölümü günümüzde buzul kazımasından ve donma-çözülme süreçlerinden kaynaklanan moloz malzemesi ile (mağara diyamiktiti) tıkanmış durumdadır. Alt kot olarak belirtebileceğimiz alanlarda -1800 m altı- ve günümüzdeki fluviyokarstik süreçlerin etkili olduğu alanlar- araştırması yapılan mağaraların arasında dikey yönde gelişenler olduğu gibi, geçirimsiz taban seviyesi boyunca uzanan yatay mağaralar da bulunmaktadır. Aladağlarda keşfedilen en derin mağara Kuzgun Mağarası olup, bir koyun sırtı yapısının gerisinde yer alması nedeniyle tıkanma süreçlerinden etkilenmeksizin korunabilmiştir. Mağara da 1400 m derinliğe inilmiş, göçüntülerin yaşamsal tehlike yaratması nedeniyle ilerleme faaliyetleri durdurulmuştur. 86

Kuzgun Mağarasındaki dikkat çekici başlıca gözlemler hidrotermal karstlaşmaya ait metrik büyüklükteki kalsit nodüllerini ve Orta Miyosen denizel fosil depolarını içermesidir. Hidrotermal nodüllerin varlığı Erken Eosen deki hipojenik süreçlerin silsilenin yüzey bölümlerine değin etkili olduğunu göstermeleri açısından önemlidir. Diğer yandan, denizel Miyosen fosillerinin varlığı ise silsilenin üst kotlarını da kapsayan geniş bölümlerinin kısa süreli de olsa deniz girişiminden etkilendiğini göstermektedir. Yaygın karen ve dolin oluşumlarını içeren poligonal karst alanlarının varlığı, uygun iklim koşulları altında tamamen tahrip olmuş epikarstın jeolojik açıdan bağıl olarak kısa bir zaman diliminde yeniden oluşabileceğini göstermektedir. Bu alanlardaki hızlı epikarst gelişiminin Akdeniz kökenli yoğun yağış girdisinden kaynaklandığı anlaşılmaktadır. Yüksek dağlık alandaki karst ve mağara araştırmaları bu yükseltide iklim koşullarında çalışma potansiyeline sahip yoğun bir insan gücü gerektirmektedir. Bu nedenle ülkemizde gelecekte bu yönde araştırmalar yürütülebilmesi; ilgili kurumların anılan koşullarda çalışma yapabilecek insan gücü potansiyellerini geliştirmeleri gerekmektedir. Türkiye genelinde dağlık karst alanlarının yaygınlığı dikkate alındığında bu yöndeki çalışmaların hızla gerçekleştirilmesinin gerekli olduğu düşünülmektedir. 87

9 DEĞİNİLEN BELGELER Anbar G., 2006, Mağara çökellerinin elektron spin rezonans yöntemi ile incelenmesi, Yüksek Mühendislik Tezi, Hacettepe Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü, Ankara, 73s. Akay, E., Uysal, Ş.,1988, Orta Toroslar ın post-eosen tektoniği, MTA Dergisi, 108, 57-68. Bayarı, C.S., 2002, A rare landform: Yerköprü travertine bridges in the Taurids karst range, Turkey, Earth Surface Processes and Landforms, 27, 577-590. Bayarı, C.S., Zreda, M., Ciner, A., Nazik, L., Tork, K., Ozyurt, N.N., Klimchouk, A., Sarıkaya, M.A., 2003, The extent of Pleistocene ice cap,glacial deposits and glaciokarst in the Aladaglar Massif: Central Taurids Range, Southern Turkey, XVI Inqua Congress, Paper #55360, XVI Inqua Congress, Reno Nevada USA, 23-30 July 2003, Abstracts, pp. 144. Bayarı, C.S., Gunay, G., 1995, Combined use of environmental isotopic and hydrochemical data in differentiation of groundwater flow patterns through the Aladag karstic aquifer-turkey. Application of Tracers in Arid zone Hydrology, IAHS Publication No. 232, IAHS, Wallingford, UK, pp 99 117 Bayarı, C.S., 1991, Aşağı Zamantı Havzası (Aladağlar) Karst Hidrojeolojisi İncelemesi, Doktora Tezi, Hacettepe Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü Ankara, 164 s. Bayarı, C.S. and Gürer, İ., 1993, Hydrogeology of the reservoirs planned in Lower Zamantı Basin and karst related problems, DOĞA: Turkish Journal of Earth Sciences, vol 2, 37-47. Bayarı, C.S., Kurttaş,T., Temel,A., Tezcan,L, Ekmekçi, M., Tunoğlu, C., 1995, Aşağı Zamantı Havzası (Aladağlar) Karstik Traverten Çökellerinin Hidrojeokimyasal- Jeokimyasal İncelenmesi. TÜBİTAK-YBAG-108, Ankara, 121 s. Blumenthal, M.M., 1952, Das taurische Hochgebirge des ladag, neuere Forschungen zu seiner Geographie, tratigraphie und Tektonik. Bulletin of Mineral Research nd Exploration, 6, 136 pp. Blumenthal, M.M., 1956, Geology of northern and estern Bolkardag region (in Turkish). Bulletin of ineral Research and Exploration, 7, 153p. 88

Ciner, A., Zreda, M., Bayari, S., Sarikaya, M.A., 2005. Late Quaternary glacial deposits of Turkey, 6th International Conference on Geomorphology, 7-11 September, 2005, Zaragoza-Spain. Abstracts Volume, p.3. Ciner, A., Zreda, M., Sarikaya, M.A., Bayari, S., 2004, La Repartition Des Glaciations Quaternaires En Turquie, Reunion des sciences del la terre, Joint Earth Sciences Meeting, Societe Geologique de France Geologische Vereinigung, 20-25 Septembre 2004, Strabourg France. Çiner A, Zreda M, Sarıkaya MA, Bayarı CS, Özverim T, 2003, Kozmojenik (36Cl) yaş tayini yönteminin Türkiye Kuvaterner buzul çökellerine uygulanmasi ve ön veriler, Türkiye Kuvaterneri Çalıştayı, 23 Mayıs 2003, İTÜ, İstanbul, 7s. Çevrim, M., Echle, W., Friedrich, G., 1986, Aladağlar da paleokarstlaşmaya bağlı Zn-Pb mineralizasyonu, Türkiye Jeoloji Kurumu Bülteni, C.29, 27-41. Erol, O., 1999, A geomorphological study of the Sultansazligi lake, central Anatolia, Quaternary Science Reviews, 18, 647-657. Görür N. (1998): Türkiye nin Triyas-Miyosen Paleocoğrafya Atlası, İTÜ-MTA Ankara, 55 s. Kauffman, G., and Braun, J., 2001, Modelling karst denudation on a synthetic landscape, Terra Nova, 13 (5), 313-320. Klimchouk A, Bayari CS, Nazik L, Tork K (2006) Glacial destruction of cave systems in high mountains, with special reference to the Aladaglar massif, Central Taurids, Turkey. Acta Carsol 35(2):111 121 Klimchouk,A., Kasjan,Yu., Samokhin, G., Nazik,L., Bayari,S., Tork,K. and Ozel E., 2006 Kuzgun Cave in the Aladaglar Massif, Turkey: recent developments and the perspectives. Abstracts, 2nd Middle-East Speleology Symposium, Lebanon, April 21-23, 2006. - pp.52-53. Koçyiğit, A., Beyhan, A., 1999, A new intracontinental transcurrent structure: the Central Anatolian Fault zone, Turkey, Tectonophysics 284, 317-336. Koçyiğit, A., Erol, O., 2001, A tectonic escape structure: Erciyes pull-apart basin, Kayseri, central Anatolia, Turkey, Geodinamica Acta, 14, 133-145. 89

Özgül, N., 1984, Stratigraphy and Tectonic evolution ofthe central Taurides: O. Tekeli ve M.C. Göncüoğlu (Ed), Geology of the Taurus Belt: Procceedings Int. Sym., 26-29 sept., Ankara, Turkey, P. 77-99. Özgül, N., 1976, Torolar ın bazı temel jeoloji özellikleri, Türkiye Jeoloji Kurumu Bülteni, C.19, 65-78. Özyurt, N.N., 2005, Aladağ (Kayseri-Adana) Karstik Akiferinde Yeraltısuyu Geçiş Zamanı Dağılımının İncelenmesi, Doktora Tezi, Hacettepe Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü, Ankara, 273s. Tekeli, O., 1980, Toroslar da Aladağların Yapısal Evrimi. TJK Bülteni, c.23, 11-14. Tekeli, O., 1981, Toroslarda Aladağ Ofiyolitli Melanjının Özellikleri. TJK Bülteni, c.24, 57-64. Tekeli, O., Aksay, A., Ürgün, B.M. and Işık A.,1984. Geology of the Aladağ Mountains. Geology of the Taurus Belt, Proceedings Int. Sym., 26-29 September, Ankara-Turkey. Toprak, V. and Göncüoglu, M.C., 1993, Tectonic control on the development of Neogene- Quaternary Central Anatolian Volcanic Province, Turkey: Geological Journal, 28, 357-369. Törk, K., 2008, Aladağlarda (Niğde, Kayseri, Adana) buzullaşma evrelerinin karstlaşma üzerindeki etkileri, Doktora Tezi, Hacettepe Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü, Ankara, 140 s. Yetiş, C., 1984. New Observation on the age of the Ecemiş fault: International symposium on the Geology of the Taurus Belt (1984), MTA Ankara, 159464, Zreda M, Ciner A, Sarikaya MA, Bayari CS, 2003, Glaciers And Late Quaternary Glacial Deposits Of Turkey, XVI INQUA Congress, Paper #55388, XVI INQUA Congress, Reno Nevada USA, 23-30 July 2003, Abstracts, pp. 72. Zreda, M., Çiner, A., Bayarı, S. and Sarıkaya, A., 2004, Magnitude of Quaternary Glaciers and Glaciations from Low to High Latitudes: Global or Local Dominant Controlling Factors, TÜBİTAK NSF JOINT PROJECT, Zreda Marek (Principal Investigator), Final Report, 86p. 90

Zreda M, Ciner A, Bayari CS, Sarikaya A, 2005, Remarkably extensive early Holocene glaciation in Turkey. EGU 2005, Vienna, Austria, 24 29 April 2005, Geophysical Research Abstracts vol 7, no. 06068 91

MAĞARA EKLERİ 92

93

94

95

96

97

98

99

100

101

102

103

104

105

106

107

108

109

110

111

112

113

114

115

116

117

118

119

120

121

122

123

124

125

126

127

128

129

130

131

132

133

134

135

136

137

138

139

140

141

142

143

144

145

146

147

148

149

150

151

152

153

154

155

156

157

158

159

160

161