MTA Dergisi 109, 77-88, 1989 DOĞU TOROSLAR'DA ÇARPIŞMA SONRASI KRATONİK HAVZALARIN EVRİMİ Ergün AKAY* ÖZ.- Doğu Toroslar, kıta-kıta çarpışması sonrasında kratonik havzaların gelişmesine sahne olmuştur. Bu çarpışma süreci içinde kıta yaklaşım hızındaki değişiklikler kratonik havzaların evrimini etkilemiştir. Geç Eosendeki çarpışmadan sonra, kıta yaklaşım hızı etkisinin azalmasına bağlı olarak Oligosen transgresyonu başlamıştır. Orta-Geç Oligosendeki hafif süren yaklaşım hızı etkisi litosferik deformasyonla bazı çanakların ve yükselimlerin gelişmesine neden olmuştur. En Üst Oligosende yaklaşım hızı etkisinin daha da azalmasıyle yaygın Erken Miyosen transgresyonu gelişmiştir. Langiyende yaklaşım hızı etkisi birden artarak bölge tümüyle su üstüne çıkmıştır. Serravaliyen-Tortoniyende kısmen hafifleyen yaklaşım hızı etkisi denizel ve karasal transgresyonu geliştirmiştir. En Üst Tortoniyende yaklaşım hızının çok etkili olması, Anadolu'nun büyük ölçüde şekillenmesine neden olmuştur. Erken-Geç Pliyosende kısmen azalan yaklaşım hızı, karasal havza koşullarında çökelmeyi sağlamıştır. En Üst Pliyosende sıkışma hızı etkisi yine artmış, En Üst Tortoniyen fazındaki hatları yeniden oynatmıştır. Erken-Geç Pleyistosende kısmen hafif olan sıkışma sınırlı karasal çökelme koşullarını getirmiştir. Geç Pleyistosenden günümüze, sıkışma etkinliğinin artması da diri fayları çalıştırmaktadır. Post-Eosen havzaların bu evrim şeması, çarpışmanın Geç Eosenden beri süregeldiğini belgelemektedir. GİRİŞ Daha önce, Doğu Toroslar'ın yakın zaman jeodinamik evrimiyle ilgili bazı araştırmalar yapılmıştır (Baştuğ, 1980; Dewey ve diğerleri, 1986; Şaroğlu ve diğerleri, 1980; Şaroğlu, 1985; Şengör, 1980; Şengör ve Yılmaz, 1983; Y- Yılmaz ve diğerleri, 1987). Doğu Toroslar denildiğinde, Doğu Anadolu fayının doğusu ile Güneydoğu Anadolu bindirmesinin kuzeyinde kalan Toroslar anlaşılmaktadır. Ancak, Muş Tersiyer havzasında yapılan ayrıntılı stratigrafik ve tektonik çalışmanın (Akay ve diğerleri, 1989) sonuçlarıyle Doğu Toroslar'daki diğer eski incelemeler ve Toros dağları kuşağı ile ilgili Paleomanyetik veriler bir arada değerlendirildiğinde, Doğu Toroslar'ın post-eosen jeodinamik evriminin yeniden kurulması gereği duyulmuştur. DOĞU TOROSLAR'IN PRE-OLİGOSEN GENEL JEOLOJİ ÖZELLİKLERİ Doğu Toroslar'da farklı stratigrafik, litolojik, tektonik ve metamorfik özellikler sunabilen değişik üniteler, Oligosen öncesinde yan yana gelmiştir. Bunlardan Bitlis masifi, Mestrihtiyen öncesinde metamorfizma geçirmiş Paleozoyik-Mesozoyik yaşta kaya topluluklariyle Geç Kretasede yerleşmiş ofiyolit ünitesinden oluşmuştur (Baştuğ, 1980; Göncüoğlu ve Turhan, 1983; Çağlayan ve diğerleri, 1983). Diğer yandan masifin kuzey kesimi de yığışım prizmasından oluşmuştur (Şengör ve Yılmaz, 1983). Munzur dağlan, Triyastan Kampaniyene kadar uzanan bir dönemde çökelmiş platform tipi kaya topluluğundan oluşmuş olup, üzerinde Geç Kretasede yerleşmiş ofiyolitik melanj bulunmaktadır (Özgül ve Turşucu, 1983). öte yandan, yeşil şist özelliğinde olan Keban platformu, Permiyenden üst Kretaseye kadar uzanan bir dönemde çökelmiş kaya topluluğundan oluşmuştur (Özgül ve Turşucu, 1983; Yazgan, 1983). Malatya metamorfik platformu kaya topluluğu da, Keban metamorfik platformuna benzemektedir (Yazgan, 1983). POST-EOSEN JEODİNAMİK EVRİM Oligosenden günümüze kadar geçen tektonik olayları anlatmaya başlamadan önce, Eosen öncesinde- * Maden Tetkik ve Arama Genel Müdürlüğü Jeoloji Etütleri Dairesi, Ankara.
78 Ergün AKAY ki ve sırasındaki bazı olaylara, bir göz atmakta yarar vardır. Şengör (1980), Güneydoğu Anadolu sütür zonunun, Orta Miyosen sırasındaki kıta-kıta çarpışmasına bağlı olarak oluştuğunu belirtmektedir. Ancak, diğer yandan Michard ve diğerleri (1985) bölgeyle ilgili iki hipotez öne sürmüştür. Birincisinde, Ecemiş fayının doğusunda kalan Toroslar'da kıta-kıta çarpışması En üst Kretasede oluşmuştur. Daha sonra, Eosene kadar, okyanusal kabuğun kalıntı dilimlerinin mantoya dalarak ergimesi, volkanizmaya neden olmuştur. Eosenden Orta Miyosene kadar, Arap kıtası kuzeye doğru Anatolidler'in altına dalmış ve buna bağlı olarak da volkanizma gelişmiştir. Günümüze kadar da kıta-kıta çarpışması sürmektedir. İkinci hipotezinde ise, Doğu Toroslar'da Eosene kadar kuzeye dalmakta olan okyanusal kabuğa bağlı olarak kalk alkalen volkanizma gelişmiştir. Daha sonra Miyosene kadar dönemde gelişen volkanizma, ya mantodaki okyanusal kabuğun kalıntı dilimlerinden ya da litosferin kıvrımlanmasına bağlı olarak ergimesinden dolayı gelişmiştir. Yukarıda bahsedildiği gibi, Doğu Toroslar'ın Oligosenden günümüze kadar pek belirgin olmayan jeodinamik evrimi, bölgedeki havzaların geometrisi, oluşma kapanma zamanı, deformasyon zamanı, volkanizma tipi ve zamanı değerlendirilerek, kurulmaya çalışılmıştır. En üst Eosen Geç Oligosen çökelme dönemi Muş Tersiyer havzasında (Akay ve diğerleri, 1989) bu döneme ait çökellerin (Şek. 1) en kalın olduğu yerde, altta yaklaşık 1000 m kalınlığında En Üst Eosen yaşındaki Ahlat formasyonunun akarsu çökelleri vardır. Onun üstünde uyumlu olarak yaklaşık 500 m kalınlığında Alt Oligosen yaşındaki Norkavak formasyonunun denizel tortulları bulunur. Onun üstünde de uyumlu olarak oturan, yaklaşık 3500 m kalınlığındaki dalga tabanının altında çökelmiş olan Orta-üst Oligosen yaşındaki Yazla formasyonu vardır. Yine bu havzanın doğusunda, alttaki Ahlat formasyonunun nehirsel çökellerinin kalınlığı pek bilinemezken (oldukça kalın olduğu tahmin edilmektedir), bunun üstüne uyumlu olarak 170 m kalınlığında Alt-Orta Oligosen yaşındaki Gerisor formasyonunun dalga tabanı içerisinde çökelmiş olan kireçtaşı tabakaları vardır. Bunun üstünde de, dalga tabanının altında çökelmiş Üst Oligosen yaşındaki Yazla formasyonunun 60 m kalınlığındaki çökelleri bulunmaktadır. Muş havzasının doğusuna doğru dalga tabanının altındaki çökellerin kalınlığı çok incelmektedir. Diğer yandan havzanın batısına doğru da tüm bu çökellerin oldukça inceldiği tahmin edilmektedir. Muş havzasının kuzeyindeki Hınıs havzasında (A. Yılmaz ve diğerleri, 1988), Muş havzasının En üst Eosen yaşındaki kırmızı nehirsel çökellerinin aynı olan birim 1200 m kalınlığındadır. Onun üzerinde geçişli olarak, Oligosen yaşında, üst seviyesi andezit arakatkılı, yaklaşık 300 m kalınlığındaki denizel çökeller bulunur. Palu yöresinde, altta detritiklerden, üstünde karbonatlardan oluşan Orta-üst Oligosen yaşındaki çökeller temel üzerinde açısal uyumsuzlukla oturmaktadır (Sirel ve diğerleri, 1975). Elazığ yöresinde, Alt-üst Oligosen yaşında kıta şelfi üzerinde çökelmiş karbonatlar, altındaki üst Eosen yaşlı denizel karbonatlarla geçişli olarak bulunmaktadır (Sirel ve Gündüz, 1979). Diğer yandan Kahramanmaraş Tersiyer havzasında, Alt-üst Oligosen yaşındaki denizel çökeller altındaki üst Eosen yaşlı denizel çökellerle geçiş sunmaktadır (Uysal ve diğerleri, 1985). Sonuçta, Kahramanmaraş havzasından Hınıs havzasına ya da daha kuzeydoğuya uzanan, aşağı yukarı bugünkü Doğu Anadolu fayı boyunca görülen, Oligosen yaşında çarpışma sonrası sınırlı bir kratonik havza var olmuştur. Muş Tersiyer havzasında (Akay ve diğerleri, 1989) Üst Oligosen yaşındaki Yazla formasyonunun denizel kiltaşı miltaşı tabakaları, Sergen formasyonunun riyolitik volkanitleriyle geçişlidir. Üstünde de Miyosen yaşındaki çökeller uyuşumsuzluk yüzeyiyle oturmaktadır (Şek. 1).
DOĞU TOROSLAR'DA KRATONİK HAVZALARIN EVRİMİ 79
80 Ergün AKAY Livermore ve Smith (1983) Anadolu'nun, Oligosen-Kuvaterner sırasında yaklaşık K-G doğrultuda sürekli sıkışmakta olduğunu belirtmiştir. Diğer yandan Dercourt ve diğerleri (1986) Eosen-Oligosen sınırında kıta yaklaşım hızının anîden azaldığını ve bu azlığın Oligosen boyunca da sürdüğüne söylemektedir. Geç Eosende yüksek olan kıta yaklaşım hızına bağlı olarak, Arap kıtası ile kuzey kıta yan yana gelmiş (Michard ve diğerleri, 1985) ve orojenik kuşak oluşmuştur. Daha sonra Geç Eosenden Erken Oligosenin sonuna kadar kıta yaklaşım hızı etkisinin düşmesi dönemine bağlı olarak, Muş Hınıs havzasındaki nehirsel çökeller ile üstündeki dalga tabanının içerisinde çökelmiş olan tortullar; Adilcevaz'daki nehirsel çökeller (Demirtaşlı ve Pisoni, 1965); Elazığ Palu yöresindeki şelf karbonatlan biriktirmiştir. Daha sonra sıkışma hızı etkisi Orta-Geç Oligosen sırasında yavaş ve sürekli olmuş, buna bağlı olarak da litosferik kıvrımlanmalar gelişmiştir. İşte Muş havzasında, dalga tabanının altında çökelmiş tortulların 30 km mesafede 3500 metreden 60 m kalınlığa düşmesi bu şekilde açıklanmaktadır. Havzalardaki çökeller deforme olmadan sıkışma sürerken, Geç Oligosene doğru litosfer önemli ölçüde deformasyona uğramıştır. Bu deformasyona bağlı olarak litosferin ergimesinden dolayı, Muş'taki riyolitik volkanitler (Akay ve diğerleri, 1989) Palu'daki kuvars porfirler (Sirel ve diğerleri, 1975), Hınıs'taki andezitik lavlar gelişmiştir. Diğer yandan Erken Geç Oligosen sırasında Elazığ Palu yöresinde şelf çökelimi koşulları, Adilcevaz yöresinde de nehirsel çökellerin birikimi (Demirtaşlı ve Pisoni, 1965) süregelmiştir. Bütün yukarıda anlatılan olaylar K-G doğrultulu sıkışmaya bağlı olarak geliştiğine göre, bugün için bu sıkışma yönüne oblik duran Doğu Anadolu fayının da, o günden beri etkin olan bir kırık sisteminin, günümüze uzantısı olarak düşünülmesi mümkündür. Hatta, asıl hareketinin olasılıkla Geç Eosende olduğu düşünülen Ecemiş fayı (Akay ve Uysal, 1987) ile DAF nın atası olan fay, Geç Eosendeki çarpışmanın hemen ileri evresinde, birlikte aynı sistem içerisinde hareket etmiş olabilir. Bu sırada KAF nın yaklaşık doğu kesiminin uzantısında olan bir fayın, DAF nın eşlenik fayı olarak çalışmış olması olanaklıdır. Akitaniyen Burdigaliyen çökelme dönemi Erken Miyosen transgresyonu Anadolu'da çok geniş bir alanda görülmektedir. Muş havzasında (Akay ve diğerleri, 1989) Alt Miyosen yaşındaki Adilcevaz formasyonu (Şek. 1) altındaki Oligosen yaşındaki Yazla formasyonuyle yaklaşık Murat nehrinin doğusunda denizel koşullarda, batısında da karasal koşullarda geçiş göstermektedir. Karbonat ve kırıntılılardan oluşan Alt Miyosen litolojileri genellikle 1000 m kalınlıkta ve dalga tabanının içerisindeki koşullarda çökelmiş olup, altındaki Oligosen çökellerine göre regresif karakterdedir. Hınıs havzasında Alt Miyosen çökelleri bazen altındaki Oligosen yaştaki çökellerle geçiş gösterirken, bazen de temel üzerinde transgresif olarak bulunmaktadır (A. Yılmaz ve diğerleri, 1988). Adilcevaz yöresinde Adilcevaz formasyonu altındaki Ahlat formasyonunun kırmızı nehirsel çökelleriyle (Demirtaşlı ve Pisoni, 1965) geçişli olup 500 m kalınlığındadır. Elazığ Palu yöresinde Alt Miyosen çökelleri alttaki Oligosen yaştaki çökellerle geçişli şelf çökelleri şeklinde gözlenmektedir (Sirel ve diğerleri, 1975; Sirel ve Gündüz, 1979). Malatya'nın kuzeybatısında Alt Miyosen çökelleri üst Eosen çökelleri üzerinde açısal uyumsuzlukla oturmaktadır (Örçen, 1986). Kahramanmaraş havzasında da Oligosen yaşındaki çökellerle, Alt Miyosen yaşındaki çökeller geçişlidir (Uysal ve diğerleri, 1985). Van gölünün en kuzey kenarında temel üzerine transgresif olan, Akitaniyen ve Burdigaliyen yaşları alınan kireçtaşı ve kumtaşı tabakaları birkaç yüz metre kalınlığında olup, olasılıkla Alt Langiyene kadar yaş vermektedir (Gelati, 1975). Erken Miyosen transgresyonu yalnız bu bölgede değil Adana (Yalçın ve Görür, 1984), Antalya ve Beydağları havzasında (Akay ve diğerleri, 1985) da gözlenmektedir. Sonuçta var olan Oligosen yaşındaki çarpışma sonrası kratonik havzanın daha çok genişlediği ortaya çıkmaktadır. Havzaların Erken Miyosendeki bu genişlemesi, niçin ve hangi mekanizmaya bağlı olarak gelişmiştir?
DOĞU TOROSLAR'DA KRATONİK HAVZALARIN EVRİMİ 81 Bu dönemde denizel havzalarda regresif, karasal bölgelerde de transgresif regresif çökeller birikmiştir. Biliyoruz ki Oligosende sürekli yavaş sıkışmayla litosferik deformasyon gelişmiştir. Bu deformasyonu sağlayan kıta yaklaşım hızı etkisi En üst Oligosende pek çok azalarak (Dercourt ve diğerleri, 1986) Erken Miyosendeki olayları şekillendirmiştir. Buna bağlı olarak karasal yükselimler çökerek deniz ilerlemesine, çökelme havzalarının tabanı da yükselerek regresif koşulların gelişmesine neden olmuştur. Erken Miyosen havzalarında çökel kalınlıklarının aşağı yukarı homojen olması ve herhangi bir volkanik arakatkının bulunmaması, daha önce Dercourt ve diğerlerinin (1986) dediği gibi kıta yaklaşma hızı etkisinin bu dönemde çok az ya da sıfır olduğunun göstergesidir. Diğer yandan Erol'un (1983) tamamladığı D I aşınma yüzeyinin oluşumu bu döneme rastlamaktadır (Şek.l). Langiyen kıvrımlanma dönemi Van gölünün en kuzeyinde Miyosen çökelim dönemi olasılıkla Alt Langiyende kesilmektedir (Gelati, 1975). Muş havzasında (Akay ve diğerleri, 1989), Hınıs havzasında (A. Yılmaz ve diğerleri, 1988), Elazığ- Palu havzasında (Sirel ve diğerleri, 1975; Sirel ve Gündüz, 1975) Alt Miyosen sonunda; Kahramanmaraş havzasında da Orta Miyosende (Uysal ve diğerleri, 1985) çökelme dönemi sona ermektedir. Diğer yandan Beydağları havzasında da Alt Langiyen çökelleri üzerinde önemli ölçüde bir sürüklenim söz konusu olup (Akay ve diğerleri, 1985), bu zaman Doğu Toroslar'daki çökelme dönemi bitimine denk düşmektedir. Şarkışla- Gemerek dolayında ise Miyosenin karasal çökelme koşulları Orta Miyosenin alt seviyesinde kesilmektedir (Sümengen ve diğerleri, 1987). Bilican dağı Mus Bingöl arasında, genellikle andezitten oluşan Elçiler formasyonunun volkanitleri (Akay ve diğerleri, 1989) Alt Miyosen çökelme döneminden sonra oluşmuştur. Hınıs havzasında Alt Miyosen çökelleri, doğubatı uzantılı kıvrımlar sunmakta olup, üstüne de Pliyosen çökelleri açısal uyumsuzlukta oturmaktadır (A.Yılmaz ve diğerleri, 1988). Aynı durum Muş havzasında Çakırlı Yünören yöresinde gözlenmektedir (Akay ve diğerleri, 1989). Palu havzasında Alt Miyosen çökellerini etkileyen kıvrımlar KD-GB uzanımlı olup, bu çökellerin üzerine Pliyosen döneminin çökelleri açısal uyumsuzlukla gelmektedir (Sirel ve diğerleri, 1975). Misis Andırın havzasında, temele ait kayatürleri Orta Miyosen yaşındaki çökeller içerisine devasa bloklar şeklinde aktarılmıştır (N.Turhan, 1988, sözlü görüşme). Y.Yılmaz ve diğerleri (1988) Oligosen Erken Miyosenden Orta Miyosene kadar devam eden sürekli bir sıkışmanın Kahramanmaraş dolayındaki Miyosen havzasını kapattığını savunmaktadır. Eğer böyleyse kuzeydeki nap alanında gelişen regresif tabakalar daha yaşlı, güneydekiler ise de daha genç yaşta olmalıydı. Halbuki kuzeydeki nap bölgesinde regresif tabakalar en azından Orta Miyosen yaşındadır. Kahramanmaraş yöresindeki Miyosen havzasının da regresif tabakalan Orta Miyosen yaşındadır. Diğer yandan Andırın dolayındaki Alt Miyosen yaşındaki Aslantaş formasyonu ile Orta Miyosen yaşındaki Karataş formasyonu arasında uyumlu bir dokanak vardır. Bu da, bölgede, Orta Miyosen yaşındaki regresif tabakaların oluşumuna kadar önemli bir deformasyonun oluşmadığını gösterir. Şu halde Doğu Toroslar için Erken Miyosende düşük olduğu savunulan kıta yaklaşım hızı etkisinin burada da düşük ya da çok düşük olduğu anlaşılmaktadır. Şu halde Kahramanmaraş dolayındaki Miyosen havzasının kapanması, Erken-Orta Miyosen sırasındaki sürekli gelişen olaylar zinciriyle değil de, tüm Anadolu'da izleri görülen Langiyen sıkışma dönemi sırasında olmuştur. Demek oluyorki, Erken Miyosen döneminde pek çok yavaş ya da sıfır olan kıta yaklaşım hızı etkisi, Langiyende birden çok önemli ölçüde artmış, buna bağlı olarak, bölgede litosfer deformasyona uğramış, dağarası havzalar oluşmuş ve Arap kıtası da kuzey kıtanın altına dalmaya zorlanmıştır. Bu nedenlerden dolayı da Elçiler formasyonu gibi andezitik volkanitler (Akay ve diğerleri, 1989) gelişmiştir. Şengör ve diğerlerinin (1985) Muş ovasının güney kenarında, sismik profile göre tanımladığı kuzeye doğru bindirmenin, Oligosen-Alt Miyosen çökellerini kestiği görülmekte-
82 Ergün AKAY dir. Bu bindirme Orta Miyosen fazında da hareket etmiş olmalıdır. Ayrıca kuzey-güney doğrultulu sıkışmaya oblik duran, Doğu Anadolu fayının atası olabilecek olan ve olasılıkla Oligosende hareket ettiği düşünülen kırık sistemi, bu zamanda da hareket etmiş olabilir. Serravaliyen Tortoniyen çökelme dönemi Langiyen sıkışma döneminden sonra, bölgede pek izlerine rastlanmayan, ancak civarda görülen bir rahatlama dönemi gelişmiştir. Buna bağlı olarak Van gölünün kuzeyinde Orta-Geç Miyosen denizel transgresyonu (Demirtaşlı ve Pisoni, 1965), Adıyaman yöresinde Tortoniyen denizel transgresyonu (Meriç, 1987), Misis Andırın havzasında Tortoniyen karasal-denizel transgresyonu (N.Turhan, 1988, sözlü görüşme), Adana havzasında Tortoniyen denizel transgresyonu (Yalçın ve Görür, 1984), İskenderun güney kesiminde Tortoniyen denizel transgresyonu (Y.Yılmaz ve diğerleri,1988) Şarkışla Gemerek havzasında Geç Miyosenin en altıyla başlayan karasal koşullarda bir transgresyon (Sümengen ve diğerleri, 1987), Antalya havzasında da Serravaliyen ve Tortoniyen sırasında denizel transgresyon (Akay ve diğerleri, 1985) gelişmiştir. Bu donem, bölgede daha önce var olan çarpışma sonrası denizel kratonik havza çökelme döneminden, dağarası havza çökelme dönemine geçişi temsil etmektedir. Diğer yandan Erol'un (1983) tanımladığı D II aşınım yüzeyinin oluşumu bu döneme rastlamaktadır (Şek.l). En üst Tortoniyen sıkışma dönemi Akay ve Uysal (1987) Antalya havzasındaki yaklaşık batıya doğru gelişen 11 km lik bindirmenin, Kuzey Anadolu fayı ile Doğu Anadolu fayının oluşumundan sonra bu iki fay arasındaki kısmın batıya hareketiyle gelişmiş olabileceğini öne sürmektedir. Bu nedenle En üst Tortoniyende kıta yaklaşım hızı etkisi Doğu Toroslar'da en çok olmuştur. Aynı anda Adana (Yalçın ve Görür, 1984), Misis-Andırın (N.Turhan, 1988, sözlü görüşme), Antalya (Akay ve Uysal, 1987) denizel kratonik basenleri ve Doğu Toroslar'daki dağarası havza çökelleri deforme olmuştur. Diğer yandan Şarkışla- Gemerek havzasındaki Geç Miyosen çökelleriyle Pliyosen çökellerinin geçişli olması (Sümengen ve diğerleri, 1987), bu faz sırasında bölgenin dağarası ya da gerilme havzası olarak korunmuş olduğunu göstermektedir. En Üst Tortoniyen fazının ilk evresinde bölge çevresiyle birlikte önce yaklaşık kuzey-güney doğrultulu sıkışma etkisinde kalmış ve sıkışmanın ileri evresinde de DAF yeniden hareket etmiş, KAF nın da bugünkü yay biçimi belirlenmiştir. Muş ovasının kuzey kenarında En Üst Pliyosen fazıyla gelişmiş bir bindirme vardır (Soytürk, 1973; Akay ve diğerleri, 1989). Bu bindirme olasılıkla En üst Tortoniyen fazıyla da hareket etmiştir. Çünkü bu bindirmenin altında bulunan Pliyosen çökellerinin alt seviyesi tamamen Oligosen yaşındaki litolojilerin çakıllarından oluşmuş olup, taşınma yönü de güneyi göstermektedir. Bu demektir ki, bugün için Muş ovasının kuzeyindeki yükselim En üst Pliyosen sıkışma dönemiyle oluşmuşsa, bundan önceki En üst Tortoniyen fazında da olasılı bir bindirme burada bir yükselim oluşturmuş ve Muş havzasının ilk olarak dağarası havza olarak gelişmesine neden olmuştur. Böylece bu yükselimden, güneydeki dağarası havzaya kırıntılılar gelmiştir. Daha sonra Pliyosen dönemi rahatlaması-sıkışma hızı etkisinin düşmesiyle, bu yükselimi aşan-örten ve altındaki tabakalarla uyumlu olan çökeller Bitlis masifinden kaynaklanarak çökelmiştir. Doğu Toroslar'da daha başka bu tip havzalar gelişmiş olmalıdır. Diğer yandan Bitlis masifinin kuzey kenarında gömülü olarak belirlenen, Langiyen sıkışma döneminde hareket ettiği düşünülen fay da, bu dönemde esas olarak hareket etmiş olabilir. Ayrıca, Langiyen döneminde belirlenen yapılar bu dönemde de tekrar deformasyon geçirmiştir. Erken Geç Pliyosen çökelme dönemi En Üst Tortoniyendeki kıta yaklaşım hızı etkisinin anîden azalmasına ya da bazı bölgelerde terslenmesine bağlı olarak, çöken bölgelerde Solhan formasyonunun andezitik bazaltik volkanitleriyle Zırnak formasyonunun karasal çökelleri birlikte depolanmıştır (Şek. 1). Muş Pliyosen havzasında bunlar yanal geçişlidir (Akay ve diğerleri, 1989). Daha önce Geç Miyosen yaşında yorumlanan Solhan formasyonu ile bunun
DOĞU TOROSLAR'DA KRATONİK HAVZALARIN EVRİMİ 83 hemen üstündeki bir dönemin volkanitleri kabul edilen Zırnak formasyonunun volkanitleri (Y.Yılmaz ve diğerleri, 1987) her iki volkanitlerle yanal geçişli olan tortullardan alınan Erken ve Geç Pliyosen yaşma göre, aynı dönemin volkanitleridir. Hınıs (A.Yılmaz ve diğerleri, 1988) Muş havzasında (Akay ve diğerleri, 1989) Erken ve Geç Pliyosen yaşları alınmıştır. Y.Yılmaz ve diğerleri (1987), Solhan formasyonunun neomagmatik dönemin ilk ürünleri olduğunu, ondan sonra da sırayla Zırnak formasyonunun volkanitleri ve Sergen riyolitinin geliştiğini belirtmektedir. Solhan'la Zırnak formasyonu volkanitlerinin yaşıt olmasından ve Sergen formasyonunun riyolitik magmatizmasının Oligosen yaşında olmasından dolayı, neomagmatizma döneminin gerekmektedir. yeniden gözden geçirilmesi Mus Hınıs havzasında Alt Pliyosenin altından Üst Pliyosenin üstüne kadar deformasyon geçirmemiş bir çökelme dönemi söz konusudur. Bu durum Barka'- nın (1987) KAF nın Erken Pliyosende en büyük hareket geçirdiği varsayımını çürütmektedir. Aksine fayı oluşturan kuvvetin kalkmasına ya da çok azalmasına bağlı olarak, fayın ters olarak biraz hareket etmiş olması mümkündür. Diğer yandan Adana havzasında (Yalçın ve Görür, 1984) ve Antalya havzasında (Akay ve diğerleri, 1985) da aynı dönemin denizel transgresyonunun gözlenmesi, rahatlamayla birlikte bölgesel bir olayın meydana geldiğini desteklemektedir. Muş ovasının güneyindeki Bitlis dağlarında Atalay (1983), farklı seviyelerde üç ayrı aşınma yüzeyinden söz etmektedir. Oligo Miyosende oluşan 2250 m ve Miyo Pliyosende oluşan 2000 2050 metredeki aşınma yüzeyleri jeomorfoloji haritasında tek aşınma yüzeyi olarak gösterilmiştir. Halbuki Muş ovasınınbatı kenarının güneyindeki 2100 m yüksekliğindeki Kozmadağını Pliyosen yaşındaki Solhan formasyonu oluşturmaktadır (Akay ve diğerleri, 1989). Bu yükseklik aşağı yukarı, yukarıdaki bahsedilen her iki aşınma yüzeyine denk düşmektedir. Bu nedenle her iki aşınma yüzeyi gelişimi Pliyosende olmuştur (Şek. 1). Bu yüzeyin korrelan depoları da Pliyosen havzasının çökelleridir (Şek. 1). Diğer yandan Erol'un (1983) tamamladığı D III aşınım yüzeyinin oluşumu bu döneme rastlamaktadır. En üst Pliyosen sıkışma dönemi Bu dönemin izleri Bitlis dağlarının kuzeyindeki havzalarda görülmektedir. Muş havzasında yaklaşık GD-KB doğrultusunda uzanan bindirme ve kıvrımlanmalar gelişmiştir (Akay ve diğerleri, 1989). Daha önce değinildiği gibi Muş ovası yöresi, önceki En Üst Tortoniyen dönemde sıkışmayla dağarası havza olarak şekillenmiştir. Sonra, Pliyosen çökelme dönemindeki çökmeyle, dağarası havzanın kuzeyindeki yükselimler de çökmüş ve çökelme havzasına iştirak etmiştir. En Üst Pliyosen fazında ovanın kuzeyindeki bindirmeyle tekrar dağarası havza şekillenmiştir (Akay ve diğerleri, 1989). Ovanın güney kenarının en batısında, Pliyosen çökelleri 10 ile kuzeye eğimli olarak bulunmaktadır. Doğuya doğru, bu tabakaların eğimleri daha da artmaktadır. Diğer yandan, ovanın güney kenarı boyunca gömülü olarak bulunan, Langiyen sıkışma döneminde az, En Üst Tortoniyen döneminde daha çok hareket etmiş olabileceği düşünülen fay bu sırada da, ovanın batısındaki tabakaları etkileyemeyecek şekilde biraz kuzeye doğru bindirmiş olabilir. Öte yandan bölgenin kuzeyine doğru, Hınıs havzasında Zırnak'ın doğu kesiminde kıvrım eksenleri KD-GB gidişli iken, Zırnak'ın batı kesiminde KB-GD ya dönüş göstermektedir (K. Sulu, 1988, sözlü görüşme). Bölgede, K-G doğrultulu sıkışmaya bağlı olarak gelişen K-G uzanımlı çatlaklardan çıktığı öne sürülen (Şaroğlu ve diğerleri, 1980; Güner, 1984) Nemrut, Süphan, Tendürek, Ağrı gibi yanardağlar KD-GB uzanan bir çizgi üzerinde bulunmaktadır. Bu çizgi, olasılıkla En üst Pliyosen sıkışma döneminde gelişmiş bir kırık olup, yukarıdaki volkanların gelişmesine neden olmuştur. Diğer yandan Şaroğlu ve Yılmaz (1987), Zırnak formasyonundaki Erken Pliyosen yaşına göre, bu for-
84 Ergün AKAY masyonu kesen DAF ile KAF nın Geç Pliyosende oluştuğunu belirtir. Muş havzasında Pliyosen havzasının regresif tabakalarından Geç Pliyosenin ortası yaşı alınmıştır (Akay ve diğerleri, 1989). Aynı şekilde Antalya havzasında da Pliyosen dönemi çökellerinin regresif tabakalarından Geç Pliyosenin ortası yaşı alınmıştır (Akay ve diğerleri, 1985). Şu halde bu orojenik faz Anadolu'nun her yerinde eşzamanlı olup, En üst Pliyosende gelişmiştir. - Antalya havzasında En Üst Tortoniyen fazında batıya 11 km lik bindirme vardır. Halbuki Pliyosen tabakaları en çok 40 eğimli olup, genellikle 5 10 eğimlidir (Akay ve Uysal, 1985). Eğer bu bölgede, En üst Tortoniyen ve En Üst Pliyosen fazları aynı yoldan deformasyon yaratmışsa, ki öyle olmalı, ilk faz ikinci fazdan en azından 11 kat daha etkin olmuştur. Bilican dağının batısında, 1:60 000 lik hava fotoğrafından çok iyi görülen 1550 m ile 1700 metreler arasında dört ayrı teras vardır. 1700 metreden sonra bugünkü yamaç eğimi daha da artmaktadır. Bunlar, Doğu Anadolu'daki Pliyosen gölünün, En Üst Pliyosen deformasyonuna bağlı olarak geri çekilmesi sırasında oluşmuştur. Diğer yandan Muş ovasının oldukça kuzeylerinde Pliyosen çökellerinin tabanı 1950 metreye kadar görülmektedir. Bu durum, bazı yerlerde çökellerin kalınlığı da hesaba katıldığında en azından 500 600 metrelik yükselmelerin olduğunu göstermektedir. Doğu Toroslar ve civarı, hatta bütün Anadolu, bugünkü morfolojisini ve morfolojiyi etkileyen drenaj şekillerini En üst Pliyosen sıkışma döneminden sonra kazanmaya başlamıştır. Diğer yandan Alt-üst Pliyosen çökelme döneminde gelişen aşınma yüzeyleri bölgenin yükselmesiyle oyulmuştur. Erken-Orta Pleyistosen çökelme dönemi En üst Pliyosen sıkışma döneminden sonra, Erken-Orta Pleyistosende, Erken Geç Pliyosen rahatlama döneminden daha az derecede öneme sahip bir rahatlama kıta yaklaşım hazı etkisinin azalması söz konusu olmuştur. Buna bağlı olarak, En Üst Pliyosen sıkışma döneminde gelişen dağarası havzaların daha da çökmesiyle Bulanık formasyonunun tortul kayaları depolanmıştır (Şek. 1). Muş ovasında bu çökellerin - üst seviyesinden Geç Pleyistosen yaşı alınmıştır (Akay ve diğerleri, 1989). Havza kenarlarında kaba litolojiler birikirken, ortalarda ise ince taneli çökeller depolanmıştır. En çok 200 m kalınlığında olup, genellikle kumtaşı miltaşı kiltaşı litolojisinden oluşmuştur. Alt ve üstündeki diğer çökelme dönemi depolarından farklı olarak kumtaşları bol beyaz küçük lamellibranş kırıntılı ve çapraz tabakalıdır. Bu çökelleri Hınıs Tutak Ağrı yöresine kadar gözlemek mümkündür (K. Sulu, 1988, sözlü görüşme). Nemrut Süphan Tendürek Ağrı yanardağlarını harekete geçiren, En üst Pliyosende oluşan KD-GB uzanımlı kırık bu dönemde de kısmen hareketli olmuş ve yanardağların yöresinde volkano tortulların gelişmesine neden olmuştur. Erol (1983), D IV aşınma yüzeyinin Erken Pleyistosende oluştuğunu belirtmektedir. Muş ovasının kuzeyinde bulunan 1500 1800 m aşınım yüzeyi ile güneyindeki 1750 1800 m aşınım yüzeyi (Atalay, 1983) Erken-Orta Pleyistosende oluşmuştur (Şek. 1). Ovanın kuzeyindeki aşınım yüzeyi bazen Nemrut volkanizmasının son ürünü olan ignimbrit-tüfitler (Özpeker, 1973) ile örtülüdür. Diğer yandan Bitlis vadisinin tabanında da aynı ignimbritler vardır. Bu vadi Geç Pleyistosenin ilk sıralarında oluşan ignimbritlerden (Akay ve diğerleri, 1989) önce oluşmuştur. Maxon (1936), eski Murat nehrinin uzantısı olarak düşündüğü Bitlis vadisi ve yöresinin Nemrut'un volkanitleriyle doldurulmasına bağlı olarak Van gölünün geliştiğini öne sürmüştür. Özpeker (1973), Şaroğlu ve Güner (1981), Güner (1984) bu görüşü desteklemektedir. Ancak bugün Bitlis vadisinin metamorfik kayalardan oluşan tabanının en yüksek yeri 1700 m kotundadır. 100 000 yıl öncesinde suyu olmayan Van havzasının (Wong ve Finslch, 1978) en çukur yeri 1200 m
DOĞU TOROSLAR'DA KRATONİK HAVZALARIN EVRİMİ 85 kotundadır. Muş ovasındaki Orta Pleyistosen dönemine ait menderesli nehir çökellerinin kotu da 1250 1300 metredir. Geç Pleyistosenden günümüze gelişen sıkışma döneminin, bu yöredeki kayaların konumlarını pek bozmadığı değiştirmediği kabul edilirse, Muş ovasındaki Orta Pleyistosen menderesli nehirini ve bu sırada suyu olmayan Van havzasına kavuşan nehirleri Bitlis çayının boşaltması mümkün değildir. Yani Bitlis çayı Erken-Orta Pleyistosen çökelme döneminden önce, olasılıkla Erken Geç Pliyosende çalışmakta olan nehrin bugüne uzantısı olmalıdır. Muş ovası ile Van gölü havzası Şaroğlu ve Güner'in (1981) dediği gibi Pleyistosen tektoniğiyle olmayıp, önce En üst Tortoniyen tektoniğiyle oluşup bozulmuş, daha sonra da En üst Pliyosen sıkışma dönemiyle tekrar oluşmuş bir dağarası havza niteliğindedir. Nemrut volkanitleri ilk oluşmaya başladığında bu iki havza birleşik durumdaydı. Daha sonra da Nemrut volkanitleri bu iki havzayı birbirinden ayırmıştır. Erken-Orta Pleyistosen sırasında çökme çökeliminin olması, kıta yaklaşım hızı etkisinin biraz azalmış olduğunu göstermektedir. Bu sırada KAF ile DAF nın hareketi azalmış, durmuş ya da bir olasılıkla terslenmiş olabilir. Geç Pleyistosenden günümüze sıkışma dönemi Alt-Orta Pleyistosen çökellerinde önemli bir deformasyon gözlenmemiştir. Muş'tan Ağrı'ya kadarki alanda tabakalar 3 5 eğimli ya da yatay olarak gözlenmektedir. Ancak tabakaların dağlara yaslandığı yerlerde 15 25 ye kadar eğimler gözlenmektedir (K.Sulu, 1988 sözlü görüşme). Diğer yandan Muş ovasına kavuşan Değirmen dere kenarında Bulanık formasyonuna ait çökelme döneminden sonra, dere 70 m derine kazılmıştır (Akay ve diğerleri, 1989). Yine Muş ovasına kavuşan Norkavak ve Çaksor dere kenarında Erken-Orta Pleyistosende gelişmiş aşınma yüzeyi üzerindeki tüfitlerin tabanı, dereler tarafından en çok 200 m oyulmuştur. Benzer oyulmalar Bitlis masifinin kuzey kenarında da görülmektedir. Diğer yandan Erol'un (1983) tanımladığı seki sistemleri bu dönemde gelişmiş olmalıdır. Bu demektir ki Erken-Orta Pleyistosendeki kısmî rahatlamadan sonra, kıta yaklaşım hız etkisi artmış, bölgenin biraz yükselmesine neden olmuş, ancak henüz etkili deformasyon oluşturmamıştır. Doğu Toroslar'daki bütün diri faylar bu döneme bağlı olarak hareket etmiştir. Ayrıca, yükselmeye bağlı biraz aşınmadan sonra Muşovası formasyonu (Akay ve diğerleri, 1989) gibi çökeller yörede dağarası havza çökelleri olarak depolanmıştır. Öte yandan En üst Pliyosende KD-GB ya uzanan kırıktan çıkmaya başlayan Nemrut ve diğer yanardağların yakın zaman volkanitlerinin çıkışı Şaroğlu ve diğerlerinin (1980) dediği gibi bugün etkili olan K-G doğrultulu sıkışmaya bağlı olarak gelişen K-G uzanımlı kırıklar tarafından kontrol edilmektedir. Van gölü suyunun yaşı major element demetlerine göre 60 000 yıl olarak tanımlanmış olup, bunun tartışılarak 100 000 yıl olabileceği belirtilmiştir (Wong ve Finckh, 1978). Diğer yandan gölün en derin yerinin kotu 1200 metredir. Şu halde, metamorfik kayalardaki yüksek yerinin kotu 1700 m olan Bitlis çayının herhangi bir yapısal konum değişikliği olmadığı kabul edildiğinde, üst Pleyistosende suyu olmayan Van basenine ulaşan nehirlerin suyunu bu çayın boşaltabilmesi mümkün değildir. Erken-Orta Pleyistosen çökelme döneminde bahsedildiği gibi, Bitlis çayının o dönemde de Muş ovasındaki nehirleri boşaltması olanaksızdır. Diğer yandan Van gölünün kenarındaki sekilere benzer sekilerin, Muş ovasının kenarında bulunmayışı Van- Muş havzasının bu dönemde birleşik olmadığını göstermektedir. Son deniz yüzeyi düşmesi ve kısmen de tektoniğin etkisine bağlı olarak Muşovası formasyonu (Akay ve diğerleri, 1988) oyulmuş ve bu çukurluklarda, tekrar deniz düzeyi yükselmesine bağlı olarak Holosen (güncel) çökelleri birikmiştir.
86 Ergün AKAY SONUÇLAR Şengör ve diğerleri (1985) ile Dewey ve diğerleri (1986) Doğu Anadolu'nun, Geç Serravaliyenden beri kıta-kıta çarpışmasına bağlı olarak, kıtasal litosfer kısalması etkisinde olduğunu belirtmektedir. Ancak Gelati'nin (1975) stratigrafik bulguları bu sıkışma döneminin Langiyenden beri olabileceğini göstermektedir. Diğer yandan Michard ve diğerleri (1985) kıtakıta çarpışmasının Geç Eosende olduğunu belirtmektedir. Oligosen havzasının pek yaygın olmaması, bu havzanın çökellerinin geometrisinin litosferik deformasyona bağlı olarak sıkça değişiklik göstermesi, havzanın son evrelerine doğru çok sınırlı asidi volkanizmanın bulunması, Güneydoğu Anadolu sütür zonunun güneyinde (Baştuğ, 1980; Meriç, 1987) ve kuzeyinde aynı zamana denk düşen Erken Miyosen transgresyonunun bulunması Geç Eosende çarpışmayı destekler görünmektedir. Şu halde neotektonik dönem Geç Eosende başlamıştır. Kıtasal litosfer kısalması da Geç Eosenden beri sürmektedir. Bölgede neotektonik dönemde kıta yaklaşım hızı etkisinin değişmesine bağlı olarak çökel havzaları ya da yükselim zincirleri oluşmuştur. Bunların yaygınlığına göre de kıta yaklaşım hızı etkisi kestirilebilir. Bu hız En üst Tortoniyende en çok, sonra sırasıyle, gitgide azalan biçimde Geç Langiyende, En üst Pliyosende, Erken-Orta Pleyistosende, Serravaliyen Tortoniyende, Erken Geç Pliyosende, Oligosende, Erken Miyosende daha az olmuştur. Geç Pleyistosenden günümüze gelişen yaklaşım hızı etkisi de oldukça yüksek olmalıdır. Langiyenden bu yana, havza yükselim oluşumunun sıkça tekrarlanmaya başlaması, kıtasal kabuğun gittikçe kalınlaşmış olmasına bağlıdır. Diğer yandan Y.Yılmaz ve diğerlerinin (1987) Geç Miyosende başlatmış olduğu neomagmatik dönem, Geç Oligosen volkanizmasından beri süregelmektedir. Şaroğlu ve Güner (1981), Muş havzasındaki Geç Miyosen litolojileri ile Pleyistosen litolojilerini hiç bir fosil verisine dayandırmadan yaslamasına rağmen, bu değerlendirmesinden yola çıkarak Muş dağarası havzasının özelliğinin, bir yerde Pleyistosende diğer yerde de Pliyosen sonunda kazanıldığını belirtmektedir. Ancak, Muş dağarası havzası ilk olarak En üst Tortoniyen sıkışma döneminde gelişmiş, sonra havza Erken Geç Pliyosen çökelme döneminde bozulmuş, tekrar En üst Pliyosen sıkışma döneminde de bugünkü halini kazanmış olup, Kuvaternerde önemli sayılacak bir biçim değişikliği kazanmamıştır. KATKI BELİRTME Yayının hazırlanması aşamasında metni okuyan Murat Erendil, Dr. Okan Tekeli ve Erdal Herece ile metni daktilo eden Nurten Dündar ve şekli çizen Kemal Sertok'un katkıları olmuştur. Kendilerine ayrı ayrı teşekkür ederim. DEĞİNİLEN BELGELER Yayına verildiği tarih, 28 Mart 1988 Akay, E. ve Uysal, Ş., 1985, Orta Toroslar'ın batısındaki (Antalya) Neojen çökellerinin stratigrafisi, sedimentolojisi ve yapısal jeolojisi: MTA Rap. 7799 (yayımlanmamış), Ankara. ; ; Poisson, A., Cravatte, J. ve Müller, C., 1985, Antalya Neojen havzasının stratigrafisi: Türkiye Jeol. Kur. Bült., 28, 105-119. ve, 1988, Orta Toroslar'ın Post-Eosen tektoniği : MTA Derg., l 08, 57-69, Ankara. ; Erkan, E. ve Ünay, E., 1989, Muş Tersiyer havzasının stratigrafisi : MTA Derg., 109, 59-76, Ankara. Atalay, I., 1983, Muş ovası ve çevresinin jeomorfolojisi ve toprak coğrafyası: Ege Üniversitesi Edebiyat Fakültesi Yayl. 24, 154 s, İzmir. Barka, A., 1987, Kuzey Anadolu Fay zonunun yaşı, toplam atımı ve Doğu Akdeniz bölgesinin tektonik tarihçesiyle günümüz dinamiğini daha iyi anlayabilmede önemi: Melih Tokay Jeoloji Simpozyumu 87, Özler, ODTÜ Jeoloji Mühendis iği Bölümü, 11-13 Kasım, Ankara.
DOĞU TOROSLAR'DA KRATONİK HAVZALARIN EVRİMİ 87 Baştuğ, M.C., 1980, Sedimentation, deformation, and melange emplacement in Lice basin, Dijle Karabegan area, Southeast Turkey: The Department of Geological Engineering of the Middle East Technical University these of Doctor of Philosophy, 282 s. (yayımlanmamış). Çağlayan, A.-, İnal, N.R.; Şengün, M. ve Yurtsever, A., 1983, Structural setting of Bitlis Massif: Tekeli, O. ve Göncüoğlu, M.C., ed., Geology of Taurus Belt da., International Symposium 26 29 September, Ankara Turkey. Demirtaşlı, E. ve Pisoni, C., 1965, Ahlat Adilcevaz bölgesinin jeolojisi (Van gölü kuzeyi): MTA Derg., 64, 22-23, Ankara. Dercourt, J.; Zonenshain, L.P.; Ricou, L.E.; Kazmin, V.G.; Le Pichon, X.; Knipper, AI.; Grand jacguet, C.; Sbortshikovv, I.M.; Geyssant, J.; Lepvrier, C.; Pechersky, D.H.; Boulin, J.; Sibuet, J.C.; Savostin, L.A.; Sorokhtin, O.; Westphal, M.; Bazhenov, M.L.; Lauer,J.F. ve Biju duval, B., 1986, Geological evolution of the Tethys belt from the Atlantic to the Pamirs since the Lias; Tectonophysics, 123, 241-315. Dewey, J.F.; Hempton, M.R.; Kidd, W.S.F.; Şaroğlu, F. ve Şengör, A.M.C., 1986, Shortening of Continental litosphere: the neotectonics of Eastern Anatolia a young collision zone: Geological Society Special Ruplication, 19, 3-36. Erol, O., 1983, Türkiye'nin genç tektonik ve jeomorfolojik gelişimi : Jeomorfoloji Derg., 11, 1 12. Gelati, R., 1975, Miocene marine sequence from the Lake Van area, Eastern Turkey: Riv. Ital. Paleont., V 81, 4, 477-490. Göncüoğlu, M.C. ve Turhan, N., 1983, Geology of the Bitlis Metamorphic belt: Tekeli, O. ve Göncüoğlu, M.C. ed., Geology of Taurus Belt da. International Symposium, 26-29 September, Ankara-Turkey. Güner, Y., 1984, Nemrut yanardağının jeolojisi, jeomorfolojisi ve volkanizmasının evrimi: Jeomorfoloji Derg., 12, 23-65. Livermore R.A. ve Smith A.G. (1983), Relative motions of Africa und Europe in Vicinity of Turkey: Tekeli, O. ve Göncüoğlu, M.C., ed., Geology of Taurus Belt da.,international Symposium 26-29 September, Ankara-Turkey. Maxon, J.H., 1936, Türkiye'nin krater gölü Nemrut: MTA Derg., Sene l, Sayı 5, Ankara. Meriç, E., 1987, Adıyaman yöresinin biyostratigrafik incelemesi: Türkiye 7. Petrol Kong., 6 10 Nisan, Jeoloji Bildirileri, Ankara. Michard, A.; Whitechurch, H.; Ricou, L.E.; Montigny, R. ve Yazgan, E., 1985, Tauric Subduction (Malatya-Elazığ provinces) and its bearing on tectonics of the Tethyan realm in Turkey: J.E. Dixon, A.H.F., Robertson ed. The Geological Evolution of the Eastern Mediterranean: Geological Society Special Publication, 17, 361 373, Edinburgh. Örçen, S., 1985-1986, Medik-Ebreme (KB Malatya) dolayının biyostratigrafisi ve paleontolojisi: MTA Derg., 105/106, 39-68, Ankara. Özgül, N. ve Turşucu, A., 1983, Stratigraphy of the Mesozoic Özpeker, L, carbonate seguence of the Munzur Mountains (Eastern Taurides): Tekeli, O. ve Göncüoğlu, M.C. ed., Geology of Taurus Belt da., International Symposium 26 29 September, Ankara Turkey. 1973, Nemrut yanardağının volkanolojik incelemesi: TÜBİTAK Temel Birimler Araştırma Grubu, Proje no. TBAG-83, İTÜ Maden Fakültesi, İstanbul. Sirel, E.; Medin, S. ve Sözeri, B., 1975, Palu (KD Elazığ) denizel Oligosenin stratigrafisi ve mikropaleontolojisi: Türkiye Jeol. Kur. Bült., 18, 175-180. ve Gündüz, H., 1979, Hatay ve Elazığ'da bulunan iki yeni Borelis türünün tanımları: MTA Derg., 92, 120-124, Ankara. Sümengen, M.; Terlemez, İ.; Bilgiç, T.; Gürbüz, M.; Ünay, E.; Ozaner, S. ve Tüfekçi K., 1987, Şarkışla Gemerek dolayı Tersiyer havzasının stratigrafisi, sedimentolojisi ve jeomorfolojisi: MTA Rap., 8188, 241 (yayımlanmamış) Ankara. Şaroğlu, F., 1985, Doğu Anadolu'nun neotektonik döneminde jeolojik ve yapısal evrimi: İstanbul Üniv. Fen Bilimleri Enstitüsü, Doktora tezi, 240, (yayımlanmamış). ; Güner, Y.; Kidd, W.S.F. ve Şengör, A.M.C., 1980, Neotectonics of Eostern Turkey: New exidencc for Crustal shortening and thickening in a collision Zone: EOS, Vol. 51, 17,360. ve Güner,. Y,., 1981, Doğu Anadolu'nun jeomorfolojik gelişimine etki eden öğeler; jeomorfoloji, tektonik, volkanizma ilişkileri: Türkiye Jeol. Kur. Bült., 24, 39-50. ve Yılmaz, Y., 1987, (sözlü bildiri) The age and offset of North Anatolian Fault: Melih Tokay Jeoloji Simpozyumu 87, ODTÜ Jeoloji Mühendisliği Bölümü, 11-13 Kasım, Ankara.
88 Ergün AKAY Şengör, A.M.C., 1980, Türkiye'nin neotektonik esasları: Türkiye Jeol. Kur. Konf. Ser., 2, 40. ve Yılmaz, Y., 1983, Türkiye'de Tetis'in evrimi: Levha tektoniği açısından bir yaklaşım: Türkiye Jeol. Kur. Yerbilimleri özel Dizisi, 1,75. ; Görür, N. ve Şaroğlu, F., 1985, Strike slip faulting and related basin formation in zones of-tectonic escape: Turkey as a case study: The Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, 227 264. Uysal, Ş.; Sirel, E. ve Gündüz, H., 1985, Güneydoğu Anadolu boyunca (Muş-Palu-Maraş-Hatay) bazı Tersiyer kesitleri: MTA Rap. 7783 (yayımlanmamış), Ankara. Wong, H.K. ve Finckh, P., 1978, Shallow structure in Lake Van: Degens, E.T. ve Kurtman, F. ed.. The Geology of Lake Vanda. MTA Yayl., 169, 20-30, Ankara. Yalçın, M.N. ve Görür, N., 1984, Sedimentological evolution of the Adana basin: O. Tekeli ve M.C. Göncüoğlu ed., Geology of the Taurus Belt da,. Proceedings Int. Sym., 26-29 Sept., 125-142 Ankara-Turkey. Yazgan, E-, 1983, Geodynomic evolution of thc Eastern Taurus region: Tekeli, O. ve Göncüoğlu, MC. ed., Geology of Taurus Belt da. International Symposium 26 29 - September, Ankara Turkey. Yılmaz, A.; Terlemez, İ. ve Uysal, Ş., 1988, Hınıs (Erzurum güneydoğusu) dolayının bazı stratigrafik ve tektonik özellikleri : MTA Derg., 108, 38-57, Ankara. Yılmaz, Y.; Şaroğlu, F. ve Güner, Y., 1987, İnitiation of the neomagmatism in East Anatolia: Tectonophysics, 134, 177-199. ; Gürpınar, O. ve Yiğitbaş, E., 1988, Amanos Dağları ve Maraş dolayında Miyosen havzalarının tektonik evrimi: Türkiye Petrolleri Jeologları Dern. 1/1,52-72.