T.C. ANKARA ÜNİVERSİTESİ BİLİMSEL ARAŞTIRMA PROJESİ KESİN RAPORU Proje Başlığı: Pamukkale Fayı Kocedere Hendeğindeki Farklı Deprem İzlerinin Optik Uyarmalı Lüminesans (OSL) Yöntemiyle Tarihlenmesi Proje Yürütücüsünün İsmi: Yard. Doç. Dr. Niyazi Meriç Proje Numarası: 20060745041 Başlama Tarihi: 23/03/2006 Bitiş Tarihi: 23/09/2007 Rapor Tarihi:11.10.07 Ankara Üniversitesi Bilimsel Araştırma Projeleri Ankara - 2007
I. PROJENİN TÜRKÇE VE İNGİLİZCE ADI VE ÖZETLERİ ÖZET
Pamukkale Fayı Kocedere Hendeğindeki Farklı Deprem İzlerinin Optik Uyarmalı Lüminesans (OSL) Yöntemiyle Tarihlenmesi Yaşadığımız ülkenin sıkça deprem üreten bir yer olması nedeniyle oluşan depremlerin periyotlarının hesaplanması, deprem öncesi gereken önlemlerinin alınması açısından önemlidir. Bu çalışmada, Batı Anadolu Genişleme Sistemi nde bulunan Büyük Menderes Grabeni ndeki Türkiye nin deprem riski açısından birinci derece önemli alanlarından Denizli ilinde paleosismoloji çalışmaları yapılmıştır. Denizli de açılan iki hendekten alınan sediman örneklerinde Optik Uyarmalı Lüminesans (OSL) yöntemiyle yaş tayini yapılmıştır. Yaş, eşdeğer dozun yıllık doza oranlamasıyla bulunmuştur. Eşdeğer doz tesbitinde SAR metodu uygulanmıştır. Alfa sayım cihazı, atomik absorbsiyon spektroskopisi ve Al 2 O 3 :C dozimetreler kullanılarak örneklerin yıllık dozu bulunmuştur. Denizli-Kocadere fayının yaşı MÖ. 704 den daha genç olarak belirlenmiştir. ABSTRACT The Dating of Different Earthquake Traces in The Kocadere Trench -The Fault of Pamukkale Through Optically Stimulated Luminescence (OSL) Method As the Country we live in is a place where earthquakes happen very frequently, periods determination of earthquakes is important to take pre-eartquake measures. İn this study, Paleoseismology studies were carried on in Denizli in Anatolian Graben System which is included the first degree earthquake zone. Age determination of the sediments samples taken from two trenches opened in the Denizli was carried out using Optically Stimulated Luminescence (OSL) method. The age was calculated from the ratio of equıvalent dose to annual dose. SAR method were implemented when determining equivalent dose values. By using Alpha counter, atomic absorbsiyon spectroscopy and Al 2 O 3 :C dosimeters, the annual doses of the samples were found. It was determined that the age of Denizli-Kocadere fault is younger than BC. 704.
II. AMAÇ VE KAPSAM Diri fayların yakın geçmişteki deprem etkinlikleri, kataloglardaki veri eksiklikleri nedeniyle yeterince bilinememekte, bu da o fayla ilgili yanlış saptamalar yapılmasına yol açmaktadır. Bu nedenle proje sahalarında sismik oluşumu denetleyen fayların haritalanması, kinematik analizlerinin yapılması ve fayların deprem potansiyellerinin ( hangi büyüklükte ve sıklıkta) belirlenmesi gerekmektedir. Geçmişte oluşan depremlerin kronolojisinin hazırlanmasında tarihlendirme çalışmaları önemli yer tutmaktadır. Günümüzde fizik başta olmak üzere birçok bilim dalı arkeolojik eserlerin ve jeolojik olayların oluşum tarihlerinin belirlenmesini araştırmaktadır. Tarihlendirme adı verilen bu çalışmalarda lüminesans yöntemler öne çıkmaktadır. Fen bilimlerine dayalı tarihlendirme yöntemleri içerisinde en çok tanınanı karbon-14 yöntemidir. 1950 lerden itibaren geliştirilmiş bu yöntem canlılığını kaybetmiş organik malzemedeki karbon 12 ile karbon 14 izotoplarının birbirlerine olan oranlarının belirlenmesine dayanmaktadır. Fakat oluşum tarihinin belirlenmesi istenilen jeolojik çökellerde her zaman Karbon-14 yönteminin ihtiyaç duyduğu organik materyal bulunamamaktadır. Bu da jeolojik çalışmalara kısıtlama getirmektedir. Bu sorunu aşmak için tipik toprak numunelerde bolca bulunan inorganik materyallerle çalışabilen lüminesans yöntemler tarihlendirme amacıyla kullanılmıştır. Çalışma alanı olarak Batı Anadolu Çöküntü Sisteminde bulunan Büyük Menderes Grabeni ndeki Türkiye nin deprem riski açısından birinci derece önemli alanlarından Denizli ili seçilmiştir. Geçmişte olmuş, Denizli ilini etkilemiş büyük depremler incelenmiş. Bu çalışmadan elde edilen bilgilerle depremleri oluşturan fay sistemleri ortaya çıkarılmaya çalışılmıştır. Çalışma üç aşamalı olarak yapılmıştır;
1.Arazi çalışması 2. Büro çalışması 3. Laboratuvar çalışması Arazi çalışması esnasında çalışma alanındaki diri faylar incelenirken bölgede daha önce MTA ve önceki araştırmacılar tarafından yapılan diri fay haritaları derlenmiştir. Ayrıca tektonik hatların belirlenmesinde hava fotoğraflarından yararlanılmıştır. Haritalardan, dokanak takibi yönteminden, tarihsel ve aletsel verilerden yararlanarak, yapısal jeoloji, jeomorfoloji, sismoloji teknik ve metodları kullanarak çalışma alanı incelenmiştir. Denizli Havzası nda uygun fay sarplıkları ve yüzey kırığı saptanmış Kocadere (Denizli) bölgesinde paleosismolojik çalışmalar yapılmıştır. Büro çalışmaları kapsamında da uzun bir süredir depremsellik açısından sakin olan, bu yüzden sismik boşluk olarak Denizli Havzası na ait tarihsel ve aletsel depremler incelenmiştir. Laboratuvar Çalışmalarında, Optik Uyarmalı Lüminesans (OSL) Metodu kullanılarak paleodoz tesbiti yapılmıştır. 2.1 DEPREMSELLİK Denizli ilini etkileyen tarihsel depremlere ait bilgiler (PINAR, 1952; ERGİN, 1967; KARNİK, 1971; AYHAN, 1980; SOYSAL, 1981) tarafından hazırlanan kataloglardan, (ŞİMŞEK, 2003) arkeolojik çalışmalarından yararlanılarak aşağıdaki tablo oluşturulmuştur (Tablo 2.1). Elde edilen verilerden bölgede IX ve daha büyük şiddetteki depremler baz alınarak çalışmalar yapılmıştır. TARİH ENLEM BOYLAM YER ŞİDDET AÇIKLAMA M.Ö. 304?? İzmir -Aydın Yöresi VII M.Ö. 65 37.75 29.25 Honaz -Denizli VII
M.Ö.31 37.85 27.85 Aydın VIII M.Ö.26 37.85 27.85 Aydın-Efes-Nazilli IX Denizli-Akhisar-Sakız M.Ö.20?? Adası VIII 11 37.8 27.8 Aydın VIII 23?? Gölhisar Yöresi-Denizli? 60 37.9 29.2 Pamukkale-Honaz- Denizli IX 64.65 68 37.74 27.4 Denizli VII 262?? Batı Anadolu IX Tsunami 297-305 37.9 29.2 IX-X 468?? İzmir-Aydın-İstanköy VIII 494 37.9 29.2 Denizli VIII-IX 700 - - Pamukkale - Denizli müze müdürlüğünün yaptığı Bizans dönemine ait araştırmalara gore Pamukkale de hasar tespit edilmiştir. 1358 - - Pamukkale - 09.06.1651 37.8 29.3 Honaz -Denizli VIII 23.02.1653 37.9 28.3 Aydın ve geniş yöresi IX 38.2N,38.5N,28.2E,27.0E, Io=X 25.02.1702 37.8 29.1 VIII Denizli-Sarayköy- 1717 - - Honaz 6000 kişi ölmüştür. 29.06.1847 37.85 27.8 Aydın-Tire VI 07.07.1847 37.85 27.8 Aydın? 27.10.1848 37.84 27.8 Aydın V
09.07.1850 37.8 27.8 Aydın VI 04.07.1850,Io=VIII,I0=IV,M=3.7,38.7N,27.7E 13.01.1873 40.4 27.0 Sisam ad.-ege denizi ve İzmir-Aydın IX Io=VII,M=5.5 Aydın-İzmir 09.04.1878 37.85 27.85 VI?.03.1880,Io=X- XI,Io=VI,M=7.3, sığ deprem, r=220 km.,4000 03.04.1881 38.25 26.1 Sakız Adası-Ege Den.- Çeşme-İzmir-Aydın X den fazla can kaybı,artçılar 1882 yılına kadar sürdü?.06.1885 37.85 28.2 Aydın VI Io=V,Bozdağ?.04.1886 37.8 29.1 Denizli VI Io=V,M=4.3?.01.1887 37.8 29.1 Denizli ve geniş yöresi VII 38 N,28 N,Io=IV,Io=VI?.11.1887 37.74 27.6 VI?.10.1888 38.2 28.0 İzmir-Aydın-Ödemiş VII 38.4N,27.2E,Io=VI,M=4.9?08.1890 38.0 28.0 VI?.02.1891 37.9 27.4 VI?.10.1891 38.3 27.2 VI 19.08.1895 37.8 27.8 Aydın ve yöresi IX Io=VIII,I0=VI,M=4.9,M= 6.25 13.11.1896 37.8 27.8 Aydın V 1896,39.N,27.2EIo=VII??.02.1898 37.9 28.0 Aydın ve Köşk VI 20.09.1899 37.9 28.1 Nazilli-Bozdoğan- Nazilli-Aydın-Uşak- Denizli IX 22.09.1899,M=6.7?.12.1899 37.75 29.1 Denizli VI Tablo 2.1 Denizli ve yakın çevresinde etkili olan tarihsel dönem deprem etkinliği
Denizli ve Çevresinde Hasar Yapan Depremler 297-305 Arası Pamukkale Üniversitesi Fen Edebiyat Fakültesi Arkeoloji Bölümü nün Laodikeia antik kentinde, sütunlu ana cadde nin kuzey kaldırımı kenarında yer alan duvar yıkıntılarında yaptığı kazılarda, duvar altından çıkan sikkelerin MS 3. yy. ın ilk çeyreğinden, MS 3. yy. ın sonlarına kronoloji verdiği görülmüştür. En geç tarihli olan buluntu, İmparator Diocletianus sikkesi MS 295-296 baskısıdır. Yıkıntı üzerinde ele geçen sikke ise İmparator Constantinus I MS 306-337 baskılıdır. Buna göre depremin tarihi 296-305 arası olarak tahmin edilmiştir (ŞİMŞEK 2003). Anıtsal giriş kapısı paye bloklarında görülen kalın demir ve kurşun kenetler, bölgenin sürekli depremlere maruz kaldığını çok iyi bilen mimarlarca, sağlamlığı daha da arttırmak için yerleştirilmiştir. Buna rağmen yapı MS 3. yy. ın sonunda meydana gelen bu depreme dayanamamıştır (ŞİMŞEK, 2003). Bu da depremin şiddeti hakkında yeterince bilgi vermektedir. MS 494 Laodikeia antik kenti tamamen yıkılmış ve bir daha toparlanamamıştır (ŞİMŞEK, 2003). 1653 Depremi Büyük Menderes Çöküntüsü nde etkili olan en büyük depremlerden birisi 23 Şubat 1653 depremidir. Şiddeti X olarak verilen bu deprem neredeyse tüm Batı Anadolu da hissedilmiştir (ERGİN vd. 1967). Asaf Gökbel in Evliya Çelebi Seyahatnamesi nden aktardığına göre 1653 depreminde biranda birçok ev ve cami yıkılıp yerle bir olmuştur. Birçok ev de içinde oturulamayacak kadar zarar görmüştür. Üç binden fazla kişi enkaz altında kalmıştır. Bir o kadar da yaralı çıkarılmıştır. Yerler yarılmış, Aydın ın içinde siyah katran gibi sular kaynamaya ve
akmaya başlamıştır. Bilhassa Hasan Efendi, Sarayiçi ve Ramazan Paşa Mahalleri en çok zarar gören yerlerdir. Sarayiçi Mahallesi Üveys Paşazade nin konakları mahalle ile beraber yere inmiştir (GÖKBEL, 1964). Koçak 2006 da bu depremde Aydın ilinin yıkıldığı, Tire, Nazilli, Köşk, Denizli, Sultanhisar, Kuyucak ve Ezine de çok sayıda binanın yıkıldığı belirtilmiştir. 1702 Tarihsel verilerde 25 Şubat 1702 olarak verilen ve Batı Anadolu da çok büyük hasarlara sebeb olmuş depremin Denizli ili ve civar kasabalarında kuvvetli olarak hissedildiği 12 bin kişinin öldüğü kayıtlarda yer almaktadır. Hatta Denizli nin 5 km kuzeyindeki Eskihisar yakınında akan Gümüşçayı nın akış yönünün bu depremle değiştiğide söylenmiştir (AMBRASEYS, 1987). Denizli Çevresinin Aletsel Dönem Deprem Etkinliği Deprem araştırma dairesi katalog verilerine göre; Tarih Enlem Boylam Derinlik Md Yer 21.11.1990 38,0000 29,0000 17,00 4,0 21.04.2000 37,7000 29,2500 6,80 5,0 Honaz-Denizli 27.04.2000 37,8300 29,2600 10,90 4,0 Honaz-Denizli 04.10.2000 37,9000 28,9600 11,10 4,8 Saraykoy-Denizli 30.07.2002 37,7000 29,1600 11,00 4,6 Honaz-DENIZLI 23.07.2003 38,1400 28,8300 11,00 5,3 Buldan-DENİZLİ 26.07.2003 38,1200 28,9000 10,60 5,1 Buldan-DENİZLİ 26.07.2003 38,0600 28,8900 10,90 5,5 Buldan-DENİZLİ 26.07.2003 38,0800 28,8200 10,70 5,0 Buldan-DENİZLİ 28.07.2003 38,1300 28,8700 10,60 4,0 Buldan-DENIZLI 28.07.2003 38,1200 28,9000 10,70 4,1 Buldan-DENIZLI 12.08.2003 38,1500 28,8900 17,00 4,0 Buldan-DENİZLİ
Tablo 2.2 Denizli ve yakın çevresinde 1900-2006 yılları arsında olan M>=4 depremlerin listesi Şekil 2.1 1900-2006 yılları arasında Denizli ve civarında meydana gelen M>=4 olan depremler Bölgenin Jeolojisi Denizli Havzası Denizli horst-graben sistemi doğu ve kuzeydoğuda yer alan 3 grabenin (Alaşehir, Küçük Menderes ve Büyük Menderes) buluştuğu bir yerde, Batı Anadolu genişleme bölgesinde yer almaktadır. Bu grabenlerin birleşim noktasındaki Neojen-Kuvaterner havzasına Westaway (1990, 1993) tarafından da Denizli Havzası adı verilmiştir (Şekil 2.2). Yapısal bir bağlantı durumunda olan Denizli Havzası kıtasal genişlemenin tarihsel evriminde çok önemli bir rol
oynamaktadır. 7-28 km genişlikte, 62 km uzunluktadır (KOÇYİĞİT, 2005). Denizli Havzası güneyde KD ya eğimli ve 2000 m yüksekliğe sahip, kuzeyde GB ya eğimli ve 700 m yüksekliğe sahip topoğrafik yükselimlerle sınırlıdır. Bu yükseltilerin aktif normal faylarla oluştuğu Şaroğlu (1992), Westaway (1990, 1993) tarafından yorumlanmıştır. Şekil 2.2 Denizli Havzası nın sadeleştirilmiş jeoloji haritası (ALTUNEL, 1996, ÖZKUL, 2001)
Denizli havzasının stratigrafisi Denizli havzası, Likya napları ve Menderes Masifi nin Oligosen öncesi metamorfik kayaçları üzerinde gelişen ve aktif olarak genişleyen bir rift sistemidir (OKAY, 1989, SÖZBİLİR, 2002, KOÇYİĞİT, 2005). Menderes Masifi alttan üste doğru Prekambriyen gnayslar, Alt Paleozoyik yaşlı mikaşistler, Permo-karbonifer yaşta metakuvarsit, siyah fillat ve siyah rekristalize kireçtaşları, Mesozoyik yaşta boksit seviyeli kalın tabakalı, rekristalize, neritik kireçtaşları, yaşı alt Eosene kadar çıkan rekristalize pelajik kireçtaşı ve fillitten oluşmuştur (OKAY, 1989). Menderes Masifi nin Eosen yaşlı filişinin üstüne tektonik bir dokanakla Orta Eosen de Likya Napları yerleşmiştir (OKAY, 1989). Koçyiğit e (2005) göre Menderes Masifi metamorfikleri, Likya Napları ve Üst Oligosen-Erken Miyosen Gökpınar Serisi graben öncesi dolgudur. Bunların üzerine Orta Miyosen Orta pliyosen yaşlı 660 m kalınlığındaki Eski graben dolgusu daha sonra da 350 m kalınlığındaki modern (neotektonik) graben dolgusu gelmiştir (KOÇYİĞİT, 2005). Şekil 2.3 Graben dolgularının sadeleştirilmiş stratigrafik kolonlarını ve bunların Denizli Graben-Horst sistemiyle olan ilişkilerini gösteren şekil (Koçyiğit 2005)
Şekil 2.3 de görülen stratigrafik kolonların açıklaması; 1- Menderes Masifi ndeki meta sedimentler 2- Pre-Oligosen anakayaları içeren Lycian napları 3- Sığ denizelden kıtasal kırıntılılara değişen bir seri 4- Oligosen-Akıtaniyen resifsel kireçtaşı egemen 5- Sarı- Kırmızı taban konglomerası 6- Tüfit ve kömür ara tabakalı fluviya-gölsel totul seri 7- Bitümlü yapraksı şeyli killi gölsel kireçtaşları 8- Fluviyal taban konglomerası 9- Tuzlu su tortulları, merceksi kanal konglomeralar ve kalın traverten tabakalı seriler içeren Kumtaşı-Kiltaşı geçişleri 10- Yelpazedelta depolanmaları 11- Sarı-kırmızı fluviyal Konglomeralar 12- Eski taban konglomeraları 13- Yeni yelpaze önü depolanmaları 14- Yeni oluşan travertenler 15-Yeni alüviyal sedimanları (KOÇYİĞİT, 2005) Alçiçek e (2006) göre Denizli havzanın ilk ürünleri, geç Erken Miyosen yaşlı Kızılburun Formasyonu nun alüvyon yelpazesi ve akarsu ortamlarını temsil eden tortulları ve bu alüvyon yelpazeleri, güneyde normal faylarla sınırlı bir yarı-grabenin kenarından kuzeye doğru ilerlemişlerdir. Yine aynı makalede Orta Miyosen in sonunda Kızılburun Formasyonu nun en üst seviyelerini oluşturan bataklık/sığ-gölsel çökeller üzerine geçişli/uyumlu olarak Sazak Formasyonu depolandığı ve Sazak Formasyonu üzerine geçişli/uyumlu olarak yerleşen Üst Miyosen-Üst Pliyosen yaşlı Kolankaya Formasyonu ise, alt ve orta seviyelerinde denizel/acısu ortamını yansıtan ve sığdan derin su ortamına geçen çökeller ile üst seviyelerinde tatlı su ortamını karakterize eden kıyı önü/kıyı yüzü ve alüvyon yelpazesi-akarsu çökellerinin geldiği belirtilmektedir. Üst Pliyosen sonunda Neojen yaşlı havza dolgusu, BKB-DGD doğrultulu normal faylarla parçalanmıştır. Pliyo-Kuvaterner de az-çok bugünkü morfolojisini kazanan Denizli Graben Havzası nın eski nehir yataklarında konglomera, kumtaşı ve çamurtaşı ardalanmasından oluşan ve günümüzde havza kenarlarında yükselmiş halde bulunan Asartepe Formasyonu`nun alüvyon yelpazesi ve akarsu çökelleri depolanmıştır. Günümüzde ise Büyük Menderes nehrinin tortulları, havza tabanını kısmen doldurulmuştur (ALÇİÇEK, 2006).
Şekil 2.4 Denizli ve yakın çevresinde değişik araştırmacılar tarafından saptanmış stratigrafik birimlerin korelasyonu (Semiz 2003) Denizli havzası fayları Denizli Havzası güneyde KD ya eğimli ve 2000 m yüksekliğe sahip, kuzeyde GB ya eğimli ve 700 m yüksekliğe sahip topoğrafik yükselimlerle sınırlıdır. Bu yükseltilerin aktif normal faylarla oluştuğu Şaroğlu (1992), Westaway (1990, 1993) tarafından yorumlanmıştır. Westaway e (1993) göre KD-GB yönündeki açılma yaklaşık 14 milyon yıl önce başlamış ve havzayı sınırlayan faylar o zamandan beri aktivitlerini sürdürmüşlerdir. Koçyiğit e (2005) göre Denizli Havzası nın kuzey ve güney kenarlarının her ikisi de sağ ve sol yönlü oblik düşey atımlı normal faylarla sınırlıdır. Bunlar Babadağ, Honaz, Aşağıdere, Küçükmalıdağ, Pamukkale ve Kaleköy Fay zonları olarak adlandırılmıştır. Fay zonları relay ramp lerle birbirine bağlanmışlardır ve herbiri 0.5-36 km uzunluğundaki fay segmentlerinden oluşmuşlardır. Basenin kuzey ve güneyini sınırlayan ana graben faylarının yanısıra, basenin ortasında KB-GD doğrultulu gömülü normal fayların varlığı jeologlar tarafından önerilmiştir (PAMİR, 1974, WESTAVAY, 1993). Toplam atım miktarı kuzey ve güney kenarında 1.050 m
ve 2.080 m arasındadır (Koçyiğit 2005). Yine Koçyiğit e (2005) göre Denizli Horst Graben Sisteminde düşey kayma miktarı yıllık 0.15-0.14 mm/yıl ve ortalama genişleme %7 dir. Koçyiğit e (2005) göre DHGS 4 segmentten oluşur; NW yönelimli Buldan- Pamukkale segmenti ( genişleyen modern grabeni de kapsar) D-B uzanımlı Honaz segmenti KD uzanımlı Kocabaş segmenti D-B uzanımlı Kaklık segmenti Pamukkale fay zonu Denizli Horst-Graben Sistemi nde yer alan Pamukkale Fay Zonu bu sistemin kuzey sınırında yer alır. Çakır a (1989) göre yaklaşık 4 km genişlikte, 53 km uzunlukta ve N 50 W doğrultulu (güneydeki 7 km lik uzunluğunki hariç bu bölüm D-B doğrultulu) normal faylardan oluşmuştur. Koçyiğit e (2005) göre iki ana fay zonundan oluşan bu segment paralelden yarı-paralele değişen, en kısası 0.5-8 km uzunluklarında arasında olan, en uzunu ortalama 36 km olan faylardan oluşmuştur. Ayrıca GB ya eğimli sintetik fay segmentleri üç adet relay rample birbirinden ayrılmaktadır. Bunlar doğudan batıya doğru Acidere, Irlıganlı ve Akköy relay rampleridir (Şekil 2.5). 21 Nisan 2000 (Ml= 5.2) Acidere relay rampınde olmuştur (ÖZALAYBEY, 2000, HORASAN, 2002).
Şekil 2.5 Denizli Horst-Graben Sistemi nin sadeleştirilmiş neotektonik haritası Koçyiğit (2005) ten değiştirilerek alınmıştır KB-GD doğrultulu Pamukkale Fayı, Büyük Menderes ve Gediz Grabenlerinin doğu uçlarındaki kesişim bölgesinde bulunur. Birçok uygarlığın üzerinde geliştiği Batı Anadolu, tarihsel dönemlerde de birçok yıkıcı depremlerin etkisinde kalmıştır. Tarihsel depremlerin büyük bir çoğunluğu Büyük Menderes, Denizli/Pamukkale, ve Gediz Grabenleri yakın dolayında görülmektedir (Şekil 2.6) (DAD katalog verileri).
Şekil 2.6 1900-2006 yılları arasında 37.50-38.20 K ve 27.00-29.50 D koordinatlarındaki M >= 4 olan depremlerin dağılımı (DAD katalog verileri) Güncel sismik aktivite de daha çok bu sistemlerin kesişim noktası olan bu bölgede yoğunlaşmaktadır (Şekil 2.7) (DAD verileri). 2000 yılından günümüze kadar (37.50-38.20) K ve (27.00-29.50) D koordinatlarında olan depremlerin dağılımı 38.40 K 38.20 38.00 37.80 37.60 37.40 37.20 37.00 2 >=M 3 3 >=M 4 4 >=M 5 5 >=M 6 6 >=M 7 26.60 26.80 27.00 27.20 27.40 27.60 27.80 28.00 28.20 28.40 28.60 28.80 29.00 29.20 29.40 29.60 29.80 30.00 Şekil 2.7 2000 yılından günümüze 37.50-38.20 K ve 27.00-29.50 D koordinatları olan depremlerin dağılımı (DAD verileri) arasında Çakır a (1998) göre, Pamukkale Fayı doğrultusu boyunca sol yönlü iki geometrik segmente
ayrılmıştır, bunlar Hieropolis ve Akköy segmentleridir Hieropolis fay segmenti bölgede yüzlek veren metamorfik kayaçlarla Neojen ve kısmen de Kuvaterner yaşlı alüvyonlar arasındaki sınırı belirlemektedir (Çakır 1998). Bu segment 13 km uzunluğunda olup Karahayıt ın kuzeyindeki Neojen kırıntılılarının içerisinde gözlenememektedir. Güneydoğu da ise Altunel ve Hancock e (1993) göre Hierapolis segmenti Yeniköy yakınlarında sonlanmakta ve sola sıçrayarak GB ya doğru birkaç km daha devam etmektedir. Akköy Fay Segmenti ise Neojeni Kuaterner yaşlı graben dolgusundan ayırmaktadır. Bu fay segmenti oldukça aşınmış durumdadır. Çakır (1998) bu segmentin yaklaşık 7 km uzunluğunda olup iki ucuna doğru alüvyal sedimentler içerisinde kaybolduğunu söylemektedir. Ancak yapmış olduğumuz arazi gözlemlerine göre Akköy Segmenti Yeniköy ve Sarıyar Köyleri arasında, Kardin Dere ve Çınarlı Dere nin Biriktirdiği Alüvyal yelpazelerle örtülmüştür. Tortul birikiminin hızlı ve çok miktarda olması fay izlerinin gömülü kalmasına neden olmuş, yüzeyde fay morfolojisi silinmiştir. Bu segmentin devamı Sarıyar ve Dombadan Köyleri arasında 7 km uzunluğunda olup, Neojen yaşlı birimlerle Kuvaterner yaşlı birimlerin sınırını oluşturan bu hat boyunca, yer yer asılı vadiler ve asılı taraçalar şeklinde gözlenir. Segment GD sunda sola doğru 3 km sıçrama yapar 2-3 km devam ederek Kızılyer Köyünün K inde alüvyon içinde kaybolur. Koçyiğit e (2005) göre modern Çürüksu grabeni ve yeni oluşmakta olan Denizli Grabeni uzunlukları değişen, relay ramplerle ayrılmış 5 ana fay segmentiyle sınırlandırılmıştır. Bunlar Yenice, Pamukkale, Yeniköy, Kocadere ve D-B yönelimli Gürleyik fay segmentleridir. Bu fay segmentleri yelpaze-önü sediman kümeleriyle kuşatılmışlardır ancak fay çizikleri burada gözlenmemektedir. Koçyiğit e (2005) göre yeni oluşmaya başlayan grabenin havza sınır fayı olan Karahayıt Fayı daha iyi gözlenebilmektedir. Kuzeydeki yeni oluşmaya başlayan grabenin havza sınır fayı olan ve tarihsel depremlerin kaynağı olarak fay Altunel (1996) tarafından da Pamukkale Fayı olarak adlandırılmıştır. Yine Koçyiğit (2005) aktif olan fayın modern Çürüksu grabeni kuzey havza sınır fay segmenti ve yakınındaki sintetik fayları kapsadığını belirtmekte ve düşüncesini morfotektonik yapılar ve faya paralel gelişen küçük depremlerle desteklediğini belirtmektedir.
2.2. OSL (Optik Uyarmalı Lüminesans) Toprak, kendi bünyesinde dogal olarak bulunan 40 K 232 238, Th, U gibi radyoizotoplardan veya kozmik ışınlardan gelen radyasyonun etkisinde kalır. Soğurulan radyasyon dozu atomik bölgelerdeki elektronların serbest kalmasına yol açar. Serbest elektronlar başka yerlerde tuzaklanır ve düzenli yapıda bozulmalara neden olurlar. Kristalde, negatif iyonun olması gereken yerden başka bir yerde olması gibi olaylar elektron tuzağı oluşturur. Elektronlar, jeolojik zaman dilimi içerisinde uzun süre bu tuzakların içinde kalabilirler. Tuzaklanmış elektron sayısı mineralin aldığı radyasyon miktarıyla (dozuyla) orantılıdır. Mineral bir şekilde uyarılırsa elektronlar bulundukları tuzaklardan serbest hale geçerler. Bu uyarma, termolüminesansda ısı, optik lüminesansta ışık ile sağlanır. Gömülme süresi ile alacağı radyasyon miktarı doğru orantılı olarak değişir. Toprağın aldığı radyasyon dozu en son gün ışığına maruz kaldığı tarihi tespit etmek için kullanılabilir. Minerallerin bazıları, ışık uyarımı ile kuvvetli lüminesans gösterirler. Kızıl ötesi ışınların uyarımı ile sadece feldspatlardan lüminesans üretildiği, kuartzlarda lüminesans oluşturulamadığı, kızıl ötesi ışığın feldspatlardaki lüminesansı ölçmek için kullanılabileceği, kuartzlar için görünür bölgedeki daha kısa dalga boylarını kullanmanın lüminesans ölçümü için mümkün olacağı literatürde belirtilmektedir (AITKEN,1998; BØTTER-JENSEN, 1997). Kuartzlar için dalga boyu 550 nm, feldspatlar içinse 880 nm dir. Uyarma, feldspatlar için IR (infrared) diodlar kullanılarak, hem feldspat hem de kuartzlar için, halojen lambadan çıkan yeşil ışık kullanılarak gerçekleştirilmiş. Yeşil ışık veren diodların maliyeti düşük olmasına rağmen şiddetlerinin yetersiz oluşu yaygın olarak kullanımlarını sınırlamıştır (WİNTLE, 1997).
Lüminesans : İyonik bir kristal (kalsiyum karbonat veya sodyum klorit gibi) pozitif ve negatif iyonlar içerir. Ancak düzenli sıralanmalarında safsızlık atomlarından kaynaklanan kusurlar vardır. Bu kusurlar çok yüksek sıcaklıktan hızlı soğumalar ile düşük sıcaklıklara inmekten kaynaklanabilir.en genel kusurlardan birine örnek; olması gereken yerden başka bir yerde yerleşmiş negatif iyon, negatif iyon boşluğu olarak adlandırılır ve bu negatif iyon elektron tuzağı gibi davranır. Nükleer radyasyonun iyonlama özelliği sonucu elektronlar lüminesans işlemini gerçekleştirirler.tuzaklanmış elektronlar örgü titreşimleriyle bulundukları tuzaklardan çıkarılıncaya kadar buralarda kalabilirler. Kuvvetli örgü titreşimleriyle tuzaklardan çıkan elektronlar daha derin tuzaklarda hapsolabilirler veya bir iyonla birleşebilirler. Bu birleşme iki şekildedir. Işık emisyonu veya ışık emisyonu olmadan. Işık emisyonu ile birleşmenin gerçekleştiği merkezlere luminesans merkezleri denir. Lüminesans merkezleri özel bir kusur tipidir ve genellikle Ag 2+ veya Mn 2+ safsızlıklarından kaynaklanır. Tek kristal yapıya sahip bir katının enerji bant yapısı şekil 2.8(a) da görülmektedir. Burada valans bandı, bağlı durumda bulunan, iletkenlik bandı ise kristal örgü içinde serbestçe hareket edebilen tüm elektronları içermektedir. İletkenlik bandı ile valans band aralığında, kuantum teorisine göre yasaklanmış olmasına rağmen kristaldeki yapı bozuklukları veya kristal içinde yabancı atomların bulunuşundan dolayı meydana gelen ara enerji durumları vardır. Bu ara enerji durumları holler veya elektronlar için tuzak olarak davranmaktadır. Kristalin radyasyonla uyarılması sonucu bu ara durumlara geçen holler veya elektronlar şekil 2.8(b) de görüldüğü gibi bu tuzaklara yakalanırlar.bu şekilde uyarma enerjisinin büyük bir kısmı kristalde depo edilmiş olur.
γ,x ışınları İLETKENLİK BANDI İLETKENLİK BANDI İLETKENLİK BANDI YASAK ENERJİ BÖLGESİ ELEKTRON TUZAKLARI HOL TUZAKLARI E TL FOTONU VALANS BAND VALANS BAND VALANS BAND ( a ) ( b ) ( c ) Şekil 2.8 (a) Tek kristal yapıya sahip katının enerji band diyagramı. (b) Radyasyon ile uyarılan kristalde oluşan serbest elektronlar ve hollerin tuzaklanması. (c) Isıtma sonucu yeterli termal enerji alan tuzaklanmış elektronların daha düşük enerji durumlarına dönmeleri halinde ışık fotonu yayınlanması Tuzak E enerjisi ile tanımlanabilir. Tuzaklanmış elektron buradan çıkmak için E enerjisini almalıdır. E enerjisini alarak tuzaktan çıkar ve kristal içine karışarak iletim bandına geçer. Tuzaklar ve lüminesans merkezleri iletim ve valans band arasındadır. Lüminesans işlemi şekil 2.8(c). de gösterilmiştir. İyonizasyon; elektron ve deşiklerin oluşumu, lüminesans ise; elektron ve deşiklerin luminesans merkezlerinde birleşmeleridir. Birleşme sonucu foton yayınlanmayabilir ancak bu luminesans değildir (ölü bölge). Burada fazla enerji ısı şeklinde açığa çıkar. Yayınlanan foton sayısı tuzaklanmış elektron sayısı ile, tuzaklanmış elektron sayısı ise kristalin aldığı nükleer radyasyon miktarıyla orantılıdır. Labaratuvarda lüminesans olayını gözlemlemek için madde bir etkenle uyarılmalıdır. Uyarıcı kaynağa göre lüminesansa farklı adlar verilebilir. Eğer malzemeyi uyarmak için ısı kullanılıyorsa Termolüminesans (TL), ışık kullanılıyorsa Optik Uyarmalı Lüminesans (Optically Stimulated Luminescence - OSL) adı verilir. Güneş ışığı, volkan patlaması, yangın gibi etkenler yoluyla uyarma işlemleri doğada kendiliğinden oluşabilir (AITKEN,1998).
1985 te Huntley ve arkadaşları tarafından optik uyarmalı lüminesans (OSL) tarihlendirme amaçlı kullanılmıştır (HUNTLEY, 1985). İlk çalışmalarda yeşil lazer ışığı kullanılmış daha sonra infrared (kızılötesi) ışık kullanılmıştır. Feldispatın tarihlendirilme çalışması Hütt ve arkdaşları tarafından gerçekleştirilmiştir (HÜTT, 1988). Aitken ve Smith, kuvarsın OSL özelliklerini ve tarihlendirme çalışmalarında kullanımını araştırdılar (AITKEN, 1990, AITKEN ve SMITH, 1988). Aynı zamanda birçok bilim adamı benzer çalışmalar yaptı (BERGER, 1988, DULLER, 1996, FORMAN, 1989, POOLTON, 1989, WİNTLE, 1997, 1999). Günümüzde, OSL yöntemi jeolojik numune tarihlendirilmesinde sıklıkla kullanılmaktadır (FATTAHİ, 2006, KİTAZAWA, 2006, KRAUSE, 1997, MURRAY, 1995, PORAT, 1997, RİNK,1999, STOKES, 1993, TANIR, 2004, YANCHOU, 2002). Jeolojik örneklerin bulundukları son konuma gelmeden hemen önce gün ışığı yoluyla lüminesans saatin sıfırlanması, OSL yöntemini jeolojik numunelerde kullanılabilir kılmaktadır. Lüminesans saatin sıfırlanmasının anlamı; toprak tanelerinin o ana kadar çevresel radyasyon tarafından doldurulan tuzaklarının boşaltılmasıdır. Bu işlem gün ışığı yoluyla olduğu için ışığa duyarlı tuzaklar boşalır. Boşalan bu tuzaklar ışıkla temasın kesilmesi ile birlikte tekrar dolmaya başlarlar. Bu andan numunenin toplanma anına kadar geçen sürede çevresel radyasyon dozuyla orantılı olarak tuzaklar tekrar dolar. Toplanan örnek labaratuvarda ışıkla uyarılır bunun sonucunda dolu tuzaklar boşalır. Bu boşalmayla elde edilen lüminesans sinyali örneğin lüminesans saatinin sıfırlanmasından itibaren aldığı doz (doğal doz, paleodoz veya eşdeğer doz) ile orantılıdır (FATTAHİ, 2006, PORAT, 1997, RİNK,1999, TANIR, 2004, YANCHOU, 2002). 3.3. TARİHLENDİRME Yeterli süre ısı yada ışığa maruz kalan toprak malzemenin tüm tuzakları boşalır. Bu olaya lüminesans saatin sıfırlanması denir. Genellikle, bir arkeolojik eserin lüminesans saati, eserin yapılışı esnasındaki fırınlamayla; bir jeolojik numunenin lüminesans saati ise bir önceki konumundan son konumuna taşınması sırasında maruz kaldığı gün ışığıyla sıfırlanır. Tarihlendirme çalışmalarının temel varsayımı tarihlendirilecek numune için sıfırlanma olayının gerçekleşmiş olmasıdır. Bir arkeolojik yada jeolojik numunenin tuzakları, toprağa gömülme anından çıkartılma anına kadar geçen süre içerisinde, topraktaki radyoaktif mineraller ve kozmik ışınlardan kaynaklanan çevresel radyasyon dozuyla orantılı olarak dolar. Dolan bu tuzaklar ışığa çok duyarlı olduğundan dolayı arazi ve laboratuvar çalışmaları süresince düşük şiddetli kırmızı
ışık kullanılır. Toplanan numune laboratuvarda ışıkla veya ısıyla uyarılır, bunun sonucunda dolu tuzaklar boşalır. Bu boşalmayla elde edilen lüminesans şiddeti, numunenin lüminesans saatinin sıfırlanmasından itibaren soğurduğu doz ile orantılıdır. Bu soğrulan doz miktarına eşdeğer doz ( doğal doz, paleodoz ) denir. Tarihlendirme için önemli başka bir büyüklük de yıllık dozdur ( doz hızı ). Yıllık doz; numunenin, toprağın içeriğinde bulunan radyoaktif elementlerden ve kozmik ışınlardan dolayı bir yılda soğurmuş olduğu dozdur. Tarihlendirme çalışmalarındaki önemli bir varsayımda tesbit edilen yıllık dozun, gömü boyunca numune için sabit kalmış olmasıdır. Eşdeğer Yaş= Doz ( 2.1 ) Yıllık Doz Yaş, denklem 2.1 den de görüldüğü gibi eşdeğer dozun yıllık doza oranlanmasıyla hesaplanır. Burada yaşla kastedilen; numunenin, son defa ışığa veya ısıya maruz kalmış olduğu tarihten topraktan çıkartılmasına kadar geçmiş olan süredir. Bugüne kadar lüminesans yöntemlerle yaş tayini çalışmalarında elde edilen yaşlar onlarca yıldan milyonlarca yıla kadar değişim göstermiştir. III. MATERYAL ve YÖNTEM 3.1.HENDEK ÇALIŞMALARI VE MALZEMELERİN TOPLANMASI Bu çalışmada kullanılmak üzere 4 farklı jeolojik numune Denizli il sınırı içindeki Kocadere Köyü mevkiinde iki aşamalı olarak açılan hendeklerden alınmıştır (Şekil 3.1).
Şekil 3.1 Denizli ilindeki hendekleri gösterir 1/100 000 lik harita İlk Aşama Çalışmanın ilk aşamasında bölgedeki diri fayların tespitine yönelik hendek çalışmaları yapılmıştır. Bu kapsamda Pamukkale Fayı nın güney doğu ucunda, Kocadere köyü nün 1.5 km GD sunda Bağlıdere nin oluşturduğu yelpaze çökelleri üzerinde iki adet hendek açılmıştır (Şekil 3.2-.3.3). I nolu hendek 60x5 m lik yarma şeklinde yelpazenin proksimal kesiminde kaba taneli malzeme içinde açılırken, II nolu hendek diğerine paralel olarak 50x5x5 m boyutlarında daha ince malzemenin depolandığı yelpazenin kenar kesiminde açılmıştır.
Şekil 3.2 Hendek yerini gösteren harita Şekil 3.3 İlk aşamada açılan hendekleri gösterir şekil Yapılan bu ilk hendek çalışmasından elde edilen bilgiler aşağıdaki gibidir; İlk aşama-i nolu hendek I nolu hendek (yarma) Bağlıdere nin oluşturduğu alüvyal yelpazenin üzerinde açılmıştır.
Yelpazenin proksimal kesiminde açılan yarmada Holosen yaşlı yüksek enerjili ortamda birikmiş örgülü akarsu yatak ve bar tortulları gözlenmektedir. Bunlar kendi içinde iyi boylanmalı çakıl ve kum mercekleri halindedirler (Şekil 3.4 (DEMİRTAŞ, 2003). Şekil 3.4 I No lu hendeğin KD dan görünüşü Yarmanın tamamı değişik boyutlarda tutturulmamış kum ve çakıllardan oluşmuş tabaka ve merceklerinden meydana gelmektedir (Şekil 3.5). İç yelpaze tortulları olarak kabul edeceğimiz bu birimler ayrıntılı olarak ayrılmamıştır. Fakat kesitin KD kesiminde görüleceği gibi yüzeyden 4 m derinlikteki çakıllı seviyeler arasında bir açısal uyumsuzluk bulunmaktadır. Eski depremlerin kayıtlarını saklayan, son birkaç binyılda depolanmış, bu tortullar tektonizmanın etkisiyle değişik taşınma rejimlerinin etkisi altında kalmışlardır. Bu kalın kaba taneli kırıntılı depolanmanın üzerinde ise ince bir toprak seviyesi bulunmaktadır.
Şekil 3.5 I No lu hendekte doğu duvarında kaba taneli iç yelpaze tortulları ve 2 nolu depremin izi Şekil 3.6 I No lu hendekte doğu duvarındaki kaba taneli seviyeler arasındaki açısal uyumsuzluk ve 1nolu depremin izi
1 nolu hendek duvarında iki deprem izi ve 10 farklı birim ayırt edilmiştir; 1 Kumlu-siltli seviye 2 Siltli-kumlu-çakıllı seviye 3 İnce taneliden kaba taneliye derecelenme gösteren çakıllı seviye 4 İnce kumlu-siltli seviye 5 Kumlu-killi seviye 6 Çakıllı kumlu seviye 7 Mercek şeklinde iri çakıllı seviye 8 Çakıllı seviye 9 Killi-siltli kumlu seviye 10 Çakıllı seviye Fay düzlemi K65D 55KD ölçülen bu kırık, bir süreksizlikte sonlanmıştır. Güney bloktaki birimler kuzey bloktakilere göre düşmüş olup karşılıkları daha derinde yer aldığı için gösterilememiştir (Şekil 3.6). 2 nolu deprem de ise kesitte gösterilen K55B, 50GB doğrultulu kırık oluşmuştur. Bu birimlerdeki atım yüzeyde yaklaşık 25-30 cm, derinde 1m ölçülmüştür (Şekil 3.7).
Şekil 3.7 I No lu hendeğin (Yarma) jeolojik kesiti İlk aşama-ii nolu hendek Hendek ve civarında Neotektonik dönem birimlerin temelini, Menderes Masifi nin metamorfik birimleri oluşturmaktadır. Bu birimlerin üzerinde pekişmemiş çakıltaşı, kumtaşı ve kiltaşından oluşan Pliyo-kuvaterner yaşlı Asartepe formasyonu bulunmaktadır (Şekil 3.8). Bu formasyonu üzerleyen birimler ise güncel alüvyal yelpaze ve akarsu çökelleri ile temsil edilmektedir. Hendek duvarlarında Pliyo-kuvaterner yaşlı akarsu çökelleri (a), depolanma süreçleri günümüzde de devam eden alüvyal yelpaze tortulları (b) ve toprak (c) gibi üç farklı çökele rastlanmıştır.
Şekil 3.8 II No lu hendeğin KD duvarı. Birimler Asartepe formasyonuna ait karasal tortullar. Okla gösterilen kırık ise 1 nolu depremin izidir Hendekte 10 farklı birim ayırt edilmiştir. Bu birimler tabandan tavana doğru aşağıdaki şekilde sıralanmıştır: 1 Açık kahve renkli ince taneli iyi boylanmış kum, 2 Sarı renkli kil bantlı yer yer çakıl derecelenmeli iyi boylanmış orta taneli kum, 3 3-4 cm çakıl büyüklükleri olan yönlenme gösteren orta-iri taneli çakıl, 4 Kahverengi renkli kısmen pekişmiş iyi boylanmış kum, 5 Kötü boylanmalı yönlenme gösteren çakıl, 6 Açık kahve bej renkli yer yer çakıllı kumlu killi silt, 7-8-9 Kötü boylanmalı tuturulmamış çakıl, 10 Toprak.
1-2-3-4-5 nolu birimler Pliyo-Kuvaterner yaşlı Asartepe Formasyonunu temsil etmektedir. Akarsu taşkın düzlüğü ortamında depolanmış olan 1ve 2 nolu birimler (açık sarı ve kırmızı) kum-kil bantları şeklinde depolanmışlardır. 3 ve 5 nolu birimler (turuncu) ise daha yüksek enerjili akarsu yatak tortullarını temsil eder. KB duvarında gözlenen 3 nolu birim GD duvarında yanal devamsızlığından dolayı gözlenememektedir. Antropozoik çağa ait kalıntılar bulunduran çok kötü boylanmalı, tabakalanma veya laminalanma göstermeyen 6 nolu birim, (açık yeşil) içerisinde 7-8-9 (açık pembe) numaralarla temsil edilmiş yanal devamlılık göstermeyen çakıl bantlarını içerir. 10 nolu birim (kahverengi) ise güncel toprak oluşumudur (Şekil 3.9) (Şekil 3.10) Şekil 3.9 II nolu hendek duvarlarını gösteren kroki Şekil 3.10 II No lu hendeğin jeolojik kesiti
0 1 2 3 4 5 m 50 48 46 44 42 40 38 36 34 32 30 28 26 24 22 20 18 16 14 12 10 8 6 4 2 0 Şekil 3.11 II No lu hendeğin GD duvarının boyuna jeolojik kesiti (c duvarı) Hendek duvarlarındaki tabakaların ayrıntılı stratigrafik ve yapısal özellikleri, Pamukkale fayının en az iki kez yüzey kırığı oluşturabilecek şekilde kırıldığını göstermiştir. Hendek duvarındaki en eski deprem izi (deprem 1, J) fayın belirli seviyede sona ermesi ve daha sonra olmuş deprem izine (deprem 2, B ve E) dayanarak kaybolmasıyla tanımlanmıştır Bu depremle güney bloktaki 2, 3, 4 ve 5 nolu birimler kuzey bloktaki birimlere göre 10 cm düşmüştür. Bu kırık 6 nolu birimle yüzeye yakın çakıl mercekleri içinde gözlenememiştir. Fay düzlemi K65D, 70KD ölçülen bu kırıkla I nolu hendekteki 1 nolu olay aynı depremin ürünüdürler (DEMİRTAŞ, 2003). İkinci deprem izi tabakaların bükümlenmesi, sürüklenmesi (tiltlenmesi) ve düşey atımlar kullanılarak ayırt edilmiştir. Hendek duvarında gözlenen diğer kırıkların tamamı (A,B,C,D,E,F,G,H) ikinci depremde oluşmuş olup fay düzlemleri K25-55B, 40-55GB ölçülmüştür. 2 nolu hendekteki ikinci depremde gelişmiş kırığın devamı olan bu kırıklar en genç birimleri kesmiş ve bu birimlerin düşey yönde 20 cm yer değiştirmelerine sebep olmuştur. Yüzeye kadar çıkan bu kırığı oluşturan depremin Pamukkale fayında yüzey deformasyonu yapmış olan son deprem veya depremlerden biri olduğu düşülmektedir. Çalışmanın ilk bölümü tamamlandıktan sonra hendekler kapatılmıştır. İkinci Aşama
Çalışmanın ikinci bölümünde OSL yaşlandırması yapılmak üzere hendekler tekrar açılmış ve hendek duvarları tekrar çalışılmıştır. Şekil 3.12 İki aşamalı hendek çalışmasını gösteren kroki Ancak OSL yaşlandırmasının yapılabilmesi için gerekli olan malzemenin güneş ışığı gördüğü en son tarih esas alındığından ilk açılan hendeklerin doğrultuları ve yerlerinde değişiklik yapılması gerekli olmuştur (Şekil 3.12). İkinci aşama-i nolu hendek I nolu hendek (yarma) yine aynı şekilde Bağlıdere nin oluşturduğu alüvyal yelpazenin üzerinde açılmıştır. Ancak ilk aşamada çalışılan duvardan numune almak mümkün olmadığından buna
paralel olarak yaklaşık 3-4 m doğusundan tekrar bir hendek açılmış ve numuneler bu hendeğin GB duvarından alınmıştır. Ancak hendek yerinin üzerinden toprak malzeme alındığı bölge halkı tarafından bildirilmiştir. I nolu hendek duvarında (yarma) tek deprem izi ayırt edilmiştir. Yarma duvarındaki deprem belirli stratigrafik seviyelerde fay kolcuklarının sona ermesi, tabakalardaki eş-sismik kıvrımlanmalar gibi jeolojik kriterler kullanılarak belirlenmiştir. Fay düzlemi K55B, 70GB ölçülmüştür. Güney bloktaki birimler kuzey bloktakilere göre yaklaşık 80-100 cm arasında düşmüştür. Bu hendekte de fay izinin kestiği en son seviyeden numune alınmıştır. Burada numune alınan killi-siltli birim ilk aşamada çalışılan 1 numaralı yarmadaki 9 numara ( en üstteki pembe renkli seviye) ile gösterilen killi siltli seviyeye karşılık gelmektedir (Şekil 3.13) (Şekil 3.14). Şekil 3.13 I nolu hendekten bir görünüm
Şekil 3.14 I No lu hendeğin (Yarma) jeolojik kesiti GB duvarından alınan numuneler fayın kestiği son birim olan killi birimin tavanından ve tabanından olmak üzere 2 adettir. İkinci aşama-ii nolu hendek Hendek duvarlarında Pliyo-Kuvaterner yaşlı akarsu çökelleri, depolanma süreçleri günümüzde de devam eden alüviyal yelpaze tortulları ve toprak gibi üç farklı çökele rastlanmıştır (Şekil 3.15).
Şekil 3.15 II nolu hendeğin KB-GD duvarı Hendekte 10 farklı birim ayırt edilmiştir. Bu birimler tabandan üste doğru aşağıdaki şekilde sıralanmıştır: 1 Açık kahve renkli ince taneli iyi boylanmış kum, 2 Sarı renkli yer yer çakıl derecelenmeli iyi boylanmış orta taneli kum, 3 İnce killi-siltli seviye, 4 Çakıllı-kumlu seviye, 5 Kötü boylanmalı yönlenme gösteren çakıl, 6 Açık kahve bej renkli yer yer çakıllı kumlu killi silt, 7 Killi-siltli seviye, 8-9 Kötü boylanmalı tuturulmamış çakıl, 10 Toprak. 1-2-3-4-5-6 nolu birimlerin Pliyo-Kuvaterner yaşlı Asartepe Formasyonunu temsil ettiği düşünülmüştür. 6 ve 8 nolu birimlerin diğer duvarlarda devamlılığı izlenememektedir (Şekil 3.16). Şekil 3.16 II nolu hendeğin kesiti
Bu hendekte K55B, 75GB doğrultulu bir fay izi tespit edilmiştir. Ana fay olduğu düşünülen bu fayda 20-30 cm lik düşey atımlar tespit edilmiştir. Hendek duvarında gözlenen diğer kırıkların tamamı bu depremde oluşmuş olup fay düzlemleri K25-55B 40-55GB ölçülmüştür. Şekil 3.17 II nolu hendek numune ve dozimetre yerlerini gösteren kesit Hendek duvarından alınan numunelerden 1. si fayın kestiği en son noktadan fay kaması olduğu düşünülen malzemenin içinden, 2. si ise bu birimin alt sınır yaşını vermesi açısından çakıllı alt seviyeden alınmıştır (Şekil 3.17) (Şekil 3.18).
Şekil 3.18 II nolu hendek kolüviyal kama 3.2 LABORATUVAR ÇALIŞMALARINDA UYGULANAN METODOLOJİ Numunelerin tarihlendirilmesi için tesbit edilmesi gereken büyüklüklerden birisi eşdeğer dozdur ( ED ). Eşdeğer doz için yapılan temel işlem numunelerin gömü boyunca soğurdukları doz ve laboratuvar dozlamaları sırasında soğurdukları dozları lüminesans sayımlarıyla ölçeklendirmektir. Bu çalışmada lüminesans ölçümleri için bir OSL cihazı kullanılmıştır. Nükleer radyasyona maruz kalan materyallerin enerji soğurma hızı farklıdır. Bu nedenle değişik maddelerde iyonlaşma ile enerjinin soğurulmasının tanımlanmasında bir standartın olması gerekmektedir. Bu niceliğe, soğurulan doz denir ve maddenin birim kütlesi başına iyonlaştırıcı radyasyon tarafından depo edilen enerjinin bir ölçüsüdür. Soğurulan dozun en yaygın kullanılan birimi rad ( radiation absorbed dose ) olup, 1 gram madde tarafından 100 erg lik enerji soğurulmasına eşittir. Soğurulan doz için SI birimi gray ( Gy ) dir ve kilogram başına madde tarafından 1 joule lük enerji soğurulmasına eşittir. Dolayısıyla 1Gy = 100 Rad tır ( KRANE, 2001 ). Eşdeğer dozun tespit edilebilmesi için farklı yöntemler geliştirilmiştir. Bu çalışmada eşdeğer doz tesbitinde tek disk yenileme ( single aliquot regeneration-sar ) yöntemi kullanılmıştır. Bu yöntemde uygulanan işlem adımları şöyledir; hazırlanan diske hiç doz verilmeden önısıtma yapılır ve doğal lüminesansı (LN) ölçülür. Böylece doğal doza (eşdeğer doz, paleodoz) (DN) karşılık gelen lüminesans şiddeti (LN) tesbit edilmiş olur. Uyarma sırasında boşalmayan tuzakları boşaltmak (sıfırlama) amacıyla numune ışığa maruz bırakılır. Sıfırlanan numuneye D1 dozu verilir, önısıtma işlemi yapılır, bu doza karşılık gelen lüminesans (L1) ölçülür. Bu işlem bir kaç defa tekrarlanır. Verilen dozlar (D1, D2,...) ile bunlara karşılık gelen lüminesans sayımları (L1, L2,...) arasında grafik çizilir. Şekil 3.19 de gösterilen bu grafiğe doz-cevap eğrisi denilir. LN sayımı bu grafiğe uydurularak buna karşılık gelen doğal doz bulunur. Bu deney algoritması
literatürde SAR metodu olarak adlandırılmaktadır (AITKEN, 1998). Lüminesans L3 L2 LN L1 D1 DN D2 D3 Verilen Doz Şekil 3.19 Doz-Cevap eğrisi Numunelerin gömü boyunca soğurmuş oldukları doz miktarını ( eşdeğer doz ) kaç yılda biriktirdiklerini bulmak için numunelerin bir yılda soğurdukları doz miktarını tespit etmek gerekmektedir. Yeraltında gömülü olan jeolojik, arkeolojik numuneler kendi yapılarında, toprakta bulunan radyoaktif elementler ve atmosferden gelen kozmik ışınlardan dolayı sürekli radyasyona maruz kalırlar. Gömülü numunelerin bir yılda soğurduğu doz; doz hızı veya yıllık doz olarak isimlendirilir. Yıllık doza katkı sağlayan önemli radyoaktif elementler 232 Th, 238 U ve 40 K dur. Tarihleme çalışmalarında kullanılan malzemenin tanecik boyutları ve türüne göre yıllık doz hızının hesabı farklılık gösterir. Bu çalışmada ince tanelerle tarihleme ( fine grain dating ) yapılmıştır. Alfa parçacıklarının doz hızına etkisini ihmal etmemek için, menzilleri göz önüne alınınca ince tanelerle yapılan tarihlemede <20 µm boyutlu tanecikler kullanılır. Bu çalışmada yaş aşağıda verilen eşitlik 3.1, 3.2, 3.3, 3.4 ile hesaplanmıştır.
Yıllık Doz = ad + D + D + D (3.1) α β γ c D = D + D (3.2) α α( U ) α( Th ) D = D + D + D (3.3) β β( U ) B( Th ) β( K ) D = D + D + D (3.4) γ γ( U ) γ( Th ) γ( K ) Burada D α, D β, D γ, D c sırasıyla alfa, beta, gama ve kozmik doz hızını gösterir. D α(u), D β(u), D γ(u) D α(th), D β(th), D γ(th), D β(k), D γ(k) sembolleri sırasıyla yıllık doza; uranyumdan kaynaklanan alfa, beta, gama, toryumdan kaynaklanan alfa, beta, gama, potasyumdan kaynaklanan beta ve gama katkılarını verir. Eşitlik 3.1 de a veya k ile verilebilen büyüklük ise alfa zayıflatma katsayısıdır; alfanın oluşturduğu lüminesansın betanın oluşturduğu lüminesansa oranıdır. Alfa radyasyonunun menzilinin beta ve gamaya göre kısa olması nedeniyle, lüminesans oluşturma verimliliği diğerlerine göre daha düşüktür. Çekirdeklerden yayınlanan α, β, γ ışınlarının topraktaki menzilleri sırasıyla 0,03 mm, 3 mm, 3000 mm dir ( AITKEN, 1998 ). Bu yüzden a sabiti kullanılarak alfa katkısında düzeltme yapılır. Bu çalışmada alfa zayıflatma katsayısı olarak 0,15 kabul edilmiştir ( AITKEN, 1998 ). Bu büyüklüklerin değerleri hesaplanırken numunelerdeki nem miktarı göz önüne alınmalıdır Topraktaki nem ( su ), taneciklere ulaşan radyasyonun bir kısmını soğurur. Bu nedenle su, kuru
toprağın birim kütlesi başına soğrulan radyasyon dozunu azaltır. Suyun soğurma katsayısı toprağa göre alfa, beta, gama radyasyonu için sırasıyla %50, %25, %14 daha fazladır. Bundan dolayı nemli toprağın alfa, beta, gama doz hızı değerleri için eşitlik 3.2, 3.3, ve 3.4 ile verilen denklemlere nemin katkısı aşağıdaki gibi ilave edilir; Dα D α (nemli) = (3.5) 1+1, 5 WF Dβ D β (nemli) = (3.6) 1+1, 25 WF Dγ D γ (nemli) = (3.7) 1+1, 14 WF Azalma miktarı nem miktarıyla orantılıdır. Fakat değişebilen çevre şartları, iklimsel değişiklikler gibi nedenlerle gömü boyunca topraktaki nem miktarı sabit değildir. Gömü boyunca varolan nem miktarı için bir yaklaşım kullanılabilir ( AITKEN, 1985 ). Bu yaklaşımda gömü boyunca tutulan ortalama su miktarı için iki parametre kullanılır. Bu parametrelerden birincisi, numunenin kütlece maksimum su tutma oranı ( W ), diğeri maksimum su tutma oranının kesridir ( F ). W ile F nin çarpımı gömü boyunca numunenin kütlece su tutma miktarını ( ortalama ) verir. Burada, W değeri deneysel işlemlerle tespit edilirken, F değeri için bir kabul yapılır. Literatürde F için bazı değerler önerilmesine rağmen, numunelerin toplandığı bölgenin iklim şartları da gözönüne alınarak F nin değeri için araştırmacı tarafından uygun görülen bir değer kabul edilir ( AITKEN, 1985 ). Yıllık doz ölçüm yöntemlerini dolaylı ölçüm ve doğrudan ölçüm olarak iki sınıfa ayırabiliriz. Dolaylı ölçümlerde sıklıkla kullanılan yöntem laboratuvarlarda farklı ölçüm sistemleriyle ( gama spektrometresi, X ışın spektrometresi, alfa sayım cihazı. ) numune içindeki radyoaktif madde konsantrasyonlarını tespit etmek ve birim konsantrasyon başına radyoaktif elementlerden salınan ışınım katkılarını kullanarak yıllık doz değerini hesaplamaktır ( AITKEN, 1985 ). Tablo 3.1 de
U, Th ve K un birim miktarları için yıllık α, β, γ doz hızı değerleri verilmiştir Kozmik ışınların yıllık doza katkısını hesaplamak için literatürde verilen; numunenin yeryüzünden derinliğine bağlı olarak değişen kozmik ışın katkıları kullanılır ( AITKEN, 1985 ). Tablo 3.1 Birim miktardaki ana radyoaktif çekirdek başına düşen yıllık α, β, γ doz hızı değerleri ( AITKEN, 1985 ). α ( mgy/yıl ) β ( mgy/yıl ) γ ( mgy/yıl ) U (1 ppm) 2,779 0,1461 0,1149 Th (1 ppm) 0,738 0,0286 0,0514 K 2 O (%1) 0,689 0,20 Doğrudan ölçüm için; TL dozimetreleri, taşınabilir gama spektrometreleri kullanılarak arazi şartlarında doz hızı ölçümleri yapılabilmektedir. Bu çalışmada U ve Th dan kaynaklanan alfa, beta doz hızları için bir alfa sayım cihazı, K dan kaynaklanan beta doz hızı için potasyum konsantrasyonu atomik absorbsiyon spektroskopisi ( AAS ), gama ve kozmik ışın katkısı için doğrudan ölçüm amacıyla arazide TLD ler kullanılmıştır. Ayrıca yıllık dozu önemli ölçüde etkileyen bir faktör olan numunelerdeki nem miktarı tespit edilmiş ve hesaplara yansıtılmıştır. 3.2.1 Malzemelerin Hazırlanması OSL ölçümü yapılacak malzemenin gün ışığına maruz kalmaması gereklidir. Bu nedenle malzeme alımı metal silindirlerin hendek duvarına çakılması yoluyla gece karanlığında kırmızı ışık altında yapılmıştır. Silindirlerin çakılacağı noktalar çakma işleminden önce 15 cm kadar kazınmıştır. Alınan malzemeler metal kutularda saklanarak labaratuvara taşınmıştır. Bu çalışmada kullanılan malzeme toprak numunelerdir. Numuneler, kalsit ve organik malzemeden arındırılmak için %10 HCl ve %30 H 2 O 2 kimyasal çözeltiler içinde tepkimeler sona erene kadar ortalama 12 saat bekletilmişlerdir. Bir kimyasaldan diğerine geçişte ve kimyasallarla
yıkama işlemi sonunda numuneler birkaç defa saf suyla yıkanmışlardır. Daha sonra numuneler 45 0 C daki etüvde kurumaya bırakılmışlardır. Kurutulan numuneler havanda aşırı bir mekaniksel kuvvet uygulamadan öğütülmüşlerdir. Toz haline getirilen örnekler otomatik elek sistemi kullanılarak istenilen boyutlara ayrıştırılmışlardır. Bu çalışmada <20 µm boyutunda tanecikler kullanılmışlardır. İstenilen boyuta getirilen malzemelere aseton ilave edilerek erlen içerisinde homojen karışım hazırlanmıştır. Bu karışım otomatik cam pipet kullanılarak tabanlarında 10 mm çapında ve 0.5 m kalınlığındaki alüminyum disklerin bulunduğu 5 cm yüksekliğindeki cam tüplere dökülmüştür. Bu tüpler 45 0 C deki etüvde asetonun buharlaşması tamamlanana kadar bekletilmişlerdir. Bu şekilde örnekler disklerin üzerine yerleştirilmişlerdir. Bu şekilde hazırlanan diskler OSL cihazında yapılan ölçümlerde kullanılabilir hale gelmişlerdir. Hazırlanan disklerin taşınımlarında üzerlerindeki malzemenin zarar görmemesi için cımbız kullanılmıştır. 3.2.2 OSL Tarihlendirme Sistemi OSL tarihlendirme sistemi OSL cihazı, alfa sayım cihazı ve beta kaynağından oluşmaktadır. 3.2.2.1 OSL Cihazı Bu çalışmada ELSEC-9010 OSL sistemi kullanılmıştır. Cihaz, şekil 3.20 de, cihazın elektronik şeması ise şekil 3.21 de görülmektedir.
Şekil 3.20 ELSEC, 9010 OSL sayım cihazı
Şekil 3.21 Elsec, 9010 OSL sayım cihazının şematik gösterimi Aşağıda cihazın temel parçaları ile ilgili bilgi verilmiştir. I ) Bilgisayar Kontrol Sistemi: Bu sistemde 80386 işlemcili, 40 MB hard diskli bir IBM-PC ve bir ekran kullanılmaktadır. II ) Arayüz Kısmı: Bu kısım yüksek ve düşük gerilim kaynakları, LED ler için kontrol devresi, LED akımı, şiddeti ve örnek sıcaklığı için göstergeleri içerir. III) Örnek Tepsisi ve Tepsi Taşıyıcı ( sürücü ): Tepside, üzerine toz halde numune yerleştirilen 10 mm çaplı, 0,5 mm kalınlıklı aliminyum diskleri alabilecek oyuklar bulunur. Örnek tepsisi, üzerinde 64 disk ( numune ) taşıma kapasitesine sahiptir. Tepsi, tepsi taşıyıcının üzerine yerleştirilir. Taşıyıcı bilgisayar kontrolünde X-Y düzleminde hareket ettirilerek ölçümü yapılacak diski fotoçoğaltıcı tüpün altına taşır. IV) Örnek Uyarıcı ( Aydınlatıcı ): Tuzaklanmış elektronları tuzaklardan çıkarmak için infrared ( kızılötesi ) LED ler kullanılmaktadır. 24 tane TEMT 484 IR LED alüminyum kalıp içine yerleştirilmiş ve bir noktaya odaklanmışlardır. Bu LED ler 880±80 nm dalgaboylu ışık yayınlamaktadır. V) Fotoçoğaltıcı ( PM ) Tüp: Fotoçoğaltıcı tüp örnekten gelen ışık fotonlarını elektrik pulsuna çevirerek sisteme iletir. Bir PM tüpünün şeması şekil 3.22 de gösterilmiştir. Fotokatotda az sayıda yayınlanan elektronlar dinot denen bir dizi elektrotla çoğaltılır ve odaklanırlar. Bir yüksek voltaj kaynağı tarafından dinot lar arasında tipik olarak yaklaşık 100 V potansiyel farkı oluşturulur. Dinotlarda oluşan elektronlar diğer dinot lara ve anota giderken sürekli çoğalırlar. Böylece çok az sayıda oluşan fotoelektronlar çoğaltılarak sayılabilecek seviyeye ulaşırlar. Enerji spektrometreleri için iki önemli özellik lineerlik ve kararlılıktır. Lineerlik, son çıkış puls genliğinin, sintilasyon olaylarının sayısı ile dolayısıyla radrasyon tarafından dedektörde depo edilen enerji ile doğru orantılı olması demektir. Her dinot daki artış, voltaj farkına bağlı olduğu için yüksek voltajdaki herhangi bir değişme çıkış pulslarındaki değişimlere neden olacaktır; bu yüzden yüksek voltaj kaynağının kararlı olması gereklidir. Her PM tüp belirli bir dalgaboyu aralığında ölçüm yapabilir. Sistemde, Thorn EMI 9235 QA PM
tüp kullanılmıştır. Ayrıca uyarma amaçlı kullanılan ışığın lüminesansla karışarak PM tüp tarafından sayılmasını engellemek için tüp önünde optik filtre bulunur. Kızılötesi ışığın PM tüpe ulaşmasını engellemek için Schott BG 39 filtre kullanılmıştır. Bu filtrenin geçirgenlik penceresi şekil 3.23 te gösterilmiştir. Işık Fotokatot Fotoçoğaltıcı Dinot lar Çıkış sinyali Anot Şekil 3.22 Fotoçoğaltıcı tüp için şematik gösterim 100 Geçirgenlik ( % ) 80 60 40 20 0 200 400 600 800 Dalgaboyu ( nm ) Şekil 3.23 BG-39 filtrenin, geçirgenliğinin dalgaboyuna bağlı olarak değişimi ( BØTTER-
JENSEN, 2003 ) 3.2.2.2 Alfa Sayım Cihazı Şekil 3.24 Elsec, 7286 alfa sayım cihazı Yıllık doz hızı tesbitlerinde EMI 6097B tipinde fotoçoğaltıcı tüpün kullanıldığı ELSEC-7286 alfa sayma sistemi kullanılmıştır ( şekil 3.24 ). Bu sistem temel olarak bir sintilasyon dedektörüdür. Bir sintilasyon dedektörünün şeması şekil 3.25 verilmiştir. Sintilasyon dedektörlerindeki sayım işleminin aşamaları aşağıdaki gibi verilebilir: 1) Gelen radyasyon dedektöre girer ve atomları uyarılmış düzeylere çıkaran çok fazla sayıda etkileşme yapar
2) Uyarılmış durumlar hızla, görünür bölgede ( veya görünür bölgeye yakın ) ışık yayınlar 3) Işık foto duyarlı yüzeye ( fotokatot ) çarparak foton başına en çok bir fotoelektron salınmasına neden olur. 4) Bu ikincil elektronlar fotoçoğaltıcı tüpte çoğaltılır ve çıkış pulsları şekline dönüştürülür. Gelen Radyasyon Sintilatör Işık Fotokatot Fotoelektronlar Fotoçoğaltıcı Şekil 3.25 Sintilasyon dedektörü için şematik gösterim Cihazın elektronik şeması ise şekil 3.26 de görülmektedir. Bu cihaz numune içerisindeki uranyum ve toryumdan gelen alfa parçacıklarının sayımını yapar. Bu sayımlar ve U, Th un radyoaktif bozunma zincirlerinden elde edilen bilgilerle türetilen denklemler kullanılarak U ve Th dan yıllık doz hızına gelen katkılar hesaplanabilir.
Şekil 3.26 ELSEC, 7286 alfa sayım cihazının şematik gösterimi ( AKTI, 2007 ) Numune, bir mika ( perspeks ) kap içinde bulunan çinko sülfür ( ZnS ) ekranın üzerine yerleştirilir. Bu kap PM tüpün üzerine oturtulur. Örnekten çıkan her alfa parçacığı ekrana çarparak ışıldama üretir. Bu ışıldama PM tüpte fotoelektronlar üretilmesine neden olur. Bu fotoelektronlar bir elektrik pulsu olarak sayıcıda kaydedilirler. 3.2.2.3 Beta Işın Kaynağı Numunelerin yapay ışınlanmasında ( dozlanmasında ) bir Sr-90 beta ışın kaynağı kullanılmıştır. Kaynağın açılması ve kapatılması bilgisayar kontrolünde otomatik olarak yapılabilmektedir. Kaynak şekil 3.27 da gösterilmiştir.
Şekil 3.27 Beta ışın kaynağı 3.2.3 Atomik Absorpsiyon Spektroskopisi ( AAS ) Gaz haldeki atomların veya gaz haldeki tek atomlu iyonların absorpsiyon özellikleri üzerine kurulmuş olan spektroskopi dalına atomik absorpsiyon spektroskopisi denir. Spektrum almak için, numuneler önce uygun bir sıcaklıkta gaz halde atomlar veya gaz halde tek atomlu iyonlar haline getirilerek atomlaştırılırlar. Gaz halde ve temel enerji düzeyinde bulunan atomlar üzerlerine gönderilen ışığı absorplar. Her bir atomun absorpladığı ışığın dalga boyu atomlar için ayırt edici bir özelliktir. Işığı absorplayan atomlar, temel enerji düzeyinden uyarılmış enerji düzeylerine geçerler ve absorpsiyon miktarı, temel düzeydeki atom sayısına bağlıdır ( GÜNDÜZ, 2004 ). Absorplanan fotonların sayısı, ortamdaki absorpsiyon yapan türün konsantrasyonu ile orantılıdır. Atomik absorpsiyon spektrometrelerinin en önemli kısımları; numunenin absorplayacağı ışımayı yapan ışık kaynağı, çözeltilerin atomik buhar haline getirildiği atomlaştırıcı ( ısı kaynağı ), absorplanmadan kalan ışığı ortamda olabilecek diğer ışınlardan ayırmak için çalışılan dalgaboyunun diğer dalgaboylarından ayrıldığı monokromator ve ışık şiddetinin ölçüldüğü dedektör (PM tüp) ve bilgilerin aktarıldığı bilgisayardır.