DinarÕda zemin b�y�tmesi ve 1 Ekim 1995 depreminde g�zlenenhasarla ilißkisi

Site amplification in Dinar and relationship with damage observed on theOctober 1, 1995 earthquake

Eßref YAL�INKAYA, �mer ALPTEKÜNÜstanbul �niversitesi, M�hendislik Fak�ltesi, Jeofizik M�hendisliÛi B�l�m�, 34850 AvcÝlar, ÜSTANBUL

�Z

Bu �alÝßmada 1 Ekim 1995Õde meydana gelen Dinar depreminin art�Ý ßoklarÝ kullanÝlarak DinarÕda kurulmuß 5 is-tasyonda Klasik Spektral Oran (KSO) ve Yatay/D�ßey Spektral Oran (YDSO) y�ntemleri ile zemin b�y�tmeleri he-saplanmÝßtÝr. �alÝßma sonu�larÝna g�re, KSO y�ntemi ile hesaplanan b�y�tmeler YDSO y�ntemine g�re 2-3 katdaha b�y�kt�r. YDSO y�nteminin �zellikle b�y�tmelerde baßarÝsÝz kalmasÝnÝn ana nedeni, d�ßey bileßen kayÝtla-rÝnÝn varsayÝlanÝn aksine yerel zemin koßullarÝndan etkilenmesidir. Bu �alÝßmada Dinar OvasÝ i�inde yer alan istas-yonlarda d�ßey bileßendeki b�y�tme deÛerlerinin yatay bileßendeki b�y�tme deÛerlerine yakÝn olduÛu g�r�lm�ßve ova i�indeki istasyonlarda 8 katÝna varan b�y�tmeler belirlenmißtir. Bu istasyonlarda zemin hakim titreßim peri-yodu 0.43-0.5 s (2-2.3 Hz) civarÝndadÝr. Bu deÛer, DinarÕda en fazla hasar g�ren 4-5 katlÝ binalarÝn doÛal titreßimperiyodu ile �akÝßmaktadÝr. Bu nedenle, olußan hasarda zemin b�y�tmeleri ve rezonans etkisinin �nemli rol oyna-dÝÛÝ sonucuna varÝlmÝßtÝr.

Anahtar kelimeler: Dinar, klasik spektral oran y�ntemi, rezonans, yatay/d�ßey spektral oran y�ntemi, zemin b�-y�tmesi.

ABSTRACT

In this study, site amplifications at 5 stations located in Dinar were estimated with the aid of Classical Spectral Ra-tio (CSR) and the Horizontal-to-Vertical Spectral Ratio (HVSR) methods by using the records of the aftershocks ofthe October 1, 1995 Dinar earthquake. The results of the study suggested that site amplifications estimated byusing the CSR method were 2-3 times higher than those estimated by the HVSR method. The reason for this dis-crepancy is due to the vertical motion records which were also affected by local geological conditions. The resultsof this study indicated that amplifications on the vertical motion records were approximately equal to those on thehorizontal motion records. The stations located in the Dinar basin have site amplifications up to 8 times. At thesestations, predominant soil periods are between 0.43 and 0.5 sec (2-2.3 Hz) and very close to the natural periodsof buildings which were extensively damaged during the Dinar earthquake of October 1, 1995. Therefore, it wasconcluded that site amplifications and resonance effect have played important role in the damages occurred in Di-nar during the earthquake.

Key words: Dinar, classical spectral ratio, resonance, horizontal-to-vertical spectral ratio, site amplification.

Yerbilimleri, 27 (2003), 1-13Hacettepe �niversitesi Yerbilimleri Uygulama ve AraßtÝrma Merkezi B�lteniBulletin of Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

E. Yal�ÝnkayaE-mail: eyalcin@istanbul.edu.tr

GÜRÜÞ

Bir deprem meydana geldiÛinde, sismik dalgalarkaynaktan yola �Ýkarlar ve yer i�inde hÝzla yayÝ-lÝrlar. Bu dalgalar yer y�zeyine erißtiklerinde bir-

ka� saniyeden dakikalara varan s�relerde titre-ßimler �retirler. Belirli bir yerdeki titreßimin s�re-si ve ßiddeti, deprem kaynaÛÝna olan uzaklÝÛa,depremin b�y�kl�Û�ne ve o yerin zemin �zellik-lerine baÛlÝdÝr. Sismik dalgalar, kaynaktan yer

2 Yerbilimleri

y�z�ne kadar olan yayÝlmalarÝnÝn �nemli bir b�-l�m�n� yer kabuÛunu olußturan sert kaya i�indege�irmelerine karßÝn, yayÝlmanÝn son aßamasÝ�zellikleri kayaya g�re olduk�a farklÝ olan yumu-ßak zemin tabakalarÝ i�inde ger�ekleßir ve buzemin tabakalarÝnÝn �zellikleri yer y�z�nde g�z-lenen titreßimin �zelliÛini b�y�k �l��de etkiler.Zemin tabakalarÝ, sismik dalgalar i�in adeta birs�zge� gibidir. BazÝ frekanslardaki sismik dal-galar s�n�mlendirilirken bazÝlarÝ da b�y�t�l�r.Sismik dalgalarÝn zemin tabakalarÝ i�inde ge�ir-diÛi deÛißimlerin t�m�ne yerel zemin koßullarÝetkisi adÝ verilir. Genellikle bu deÛißim genlikle-rin artmasÝ ßeklinde g�zlendiÛinden, yerel ze-min koßullarÝ etkisi terimi zemin b�y�tmesi veyazemin transfer fonksiyonu ya da zemin tepkisiolarak da adlandÝrÝlÝr. Kuramsal olarak, zeminb�y�tmesi terimi, sismik dalgalarÝn yer y�z�neyakÝn yumußak zemin tabakalarÝ i�inden ge�er-ken genliklerinin artmasÝna karßÝlÝk gelir. Bununnedeni, zemin tabakalarÝnÝn sahip olduÛu d�ß�khÝz ve yoÛunluÛu, diÛer bir ifadeyle d�ß�k em-pedans deÛeridir (Kramer, 1996). Yumußak ze-min tabakalarÝnÝn gelen deprem dalgalarÝnÝ�nemli oranda b�y�tt�Û� ve yery�z�nde mey-dana gelen hasarda �nemli rol oynadÝÛÝ uzuns�redir bilinmektedir (Gutenberg, 1957). Ancakbu konudaki �nemli gelißmeler 80Õli yÝllardansonra meydana gelen 1985 Michoacan Meksi-ka, 1989 Loma Prieta, 1994 Northridge ve 1995Kobe depremleri gibi b�y�k depremlerden eldeedilen verilerin deÛerlendirilmesiyle olußmußtur(Singh vd., 1988; Irikura vd., 1996).

1 Ekim 1995 Dinar depremi (ML=6.0, MW=6.2),90 kißinin yaßamÝnÝ yitirmesine, 260 kißinin ya-ralanmasÝna ve 1000 civarÝnda binanÝn yÝkÝlma-sÝna, ya da aÛÝr hasar g�rmesine neden olmuß-tur (T�BÜTAK, 1995). Merkez �st�nden birka�kilometre uzakta bulunan MTR istasyonundaK-G, D-B ve d�ßey bileßenlerde kaydedilen enb�y�k yer ivmesi deÛerleri sÝrasÝyla 0.28g,0.33g ve 0.15gÕdir. 1 Ekim 1995 Dinar depremi,Dinar ve �evresinde �nemli derecede hasaraneden olmußtur. Ül�enin farklÝ jeolojik birimler�zerinde kurulu yerleßim birimlerinde olduk�afarklÝ derecelerde hasar g�r�lmesi nedeni ileolußan hasarda yerel zemin koßullarÝnÝn �nemlirol oynadÝÛÝ hemen g�ze �arpmÝßtÝr (Erdik vd.,1995). KayabalÝ (1997) yaptÝÛÝ �alÝßmada, son-daj verileri kullanarak SHAKE programÝyla Di-nar i�in zemin hakim titreßim periyodu ve b�y�t-me hesaplamÝß, bulduÛu periyod deÛerlerinin,

DinarÕda hasar g�ren binalarÝn doÛal titreßimperiyodlarÝndan olduk�a farklÝ olmasÝ nedeniyle,olußan hasarÝ daha �ok k�t� inßaat kalitesinebaÛlamÝßtÝr. FarklÝ sondaj verileri kullanÝlarakbenzer bir �alÝßma Erßahin (1997) tarafÝndanyapÝlmÝß, �nemli zemin b�y�tmelerine karßÝn,bir rezonans etkisi g�zlenememißtir. G�ll�(2001) ve Ansal vd. (2001) �alÝßmalarÝnda, son-daj verilerine ek olarak mikrotremor kayÝtlarÝnÝkullanmÝßlar ve aÛÝr hasarlÝ b�lgenin genel ola-rak y�ksek b�y�tmelere sahip ve bazÝ b�lgeleri�in rezonans etkisinin �nemli olduÛunu vurgu-lamÝßlardÝr. Bu konuda son bir �alÝßma BakÝr vd.(2002) tarafÝndan, yine kuramsal modeller kulla-nÝlarak yapÝlmÝß ve olußan hasar iki boyutlu hav-za kenarÝ etkileri ile a�Ýklanmaya �alÝßÝlmÝßtÝr.

Bu �alÝßmanÝn �nceki �alÝßmalardan farkÝ, veriolarak deprem kayÝtlarÝnÝ kullanÝlmasÝdÝr. Yerelzemin koßullarÝnÝn etkilerinin belirlenmesinde eng�venilir ve istenen yaklaßÝm, doÛrudan depremkayÝtlarÝnÝn kullanÝlmasÝdÝr. Ancak, �oÛu b�lgei�in bu t�r veriye sahip olmak neredeyse imkan-sÝzdÝr. Bu �alÝßmada, 5 istasyonda kaydedilen 1Ekim 1995 Dinar depremi art�Ý ßoklarÝ kullanÝla-rak, bu istasyonlarda yerel zemin koßullarÝnÝnetkisi belirlenmeye �alÝßÝlmÝß, daha sonra bulu-nan sonu�lar olußan hasar ile karßÝlaßtÝrÝlmÝßtÝr.Yerel zemin koßullarÝnÝn etkilerini belirlemektekullanÝlan y�ntemler; Klasik Spektal Oran (Borc-herdt, 1970) ve Yatay/D�ßey Spektral Oran(Nakamura, 1989) y�ntemleridir. Her iki y�n-tem, yerel zemin koßullarÝnÝn etkisinin belirlen-mesinde ve olußan hasarla ilißkilendirilmesindeen yaygÝn kullanÝlan y�ntemlerdir.

DÜNAR VE �EVRESÜNÜN JEOLOJÜSÜ

Dinar b�lgesi, a�Ýlma rejimi altÝndaki horst vegrabenlerden olußan g�neybatÝ AnadoluÕda yeralÝr (Alptekin, 1973; Þeng�r, 1980; Ko�yiÛit,1984). Dinar il�esi ve yakÝn �evresinde KB-GDve KKD-GGB doÛrultulu iki ana fay sistemi bu-lunmaktadÝr. Bunlar, Dinar ve AkdaÛ fay sistem-leridir (Þekil 1). Bu faylarÝn varlÝÛÝndan dolayÝ,Dinar ve �evresi iki b�y�k ��k�nt� (graben) veonlarÝ birbirinden ayÝran yapÝsal bir y�kselimalanÝna (horst) b�l�nm�ßt�r. Grabenlerden do-Ûuda yer alanÝ Dombayova, batÝdaki ise DinarGrabeni olarak adlandÝrÝlmÝßtÝr (�zt�rk, 1982;Ko�yiÛit, 1984). Dinar Grabeni KB-GD uzanÝm-lÝdÝr ve kuzeybatÝya doÛru genißliÛi 1.5 kmÕden15 kmÕye deÛin artar. Dinar GrabeniÕnin D-KD

kenarÝnÝ Dinar FayÝ sÝnÝrlar. Dinar FayÝ, �ok azyatay bileßeni olan eÛim atÝmlÝ normal bir faydÝrve uzunluÛu yaklaßÝk 75 kmÕdir. Dinar FayÝ g�-ney batÝya eÛimli olup, batÝ bloÛu d�ßen, doÛubloÛu ise y�kselen bloktur. Bu nedenle DinarFayÝÕnÝn batÝ bloÛu bir grabene (Dinar Grabeni),doÛu bloÛu ise bir horsta (AkdaÛ Horstu) karßÝ-lÝk gelmektedir. 1 Ekim 1995 Dinar depreminde,Dinar FayÝÕnÝn yaklaßÝk 10 kmÕlik bir kÝsmÝnÝn kÝ-rÝldÝÛÝ y�zey kÝrÝÛÝndan anlaßÝlmÝßtÝr (�ncel vd.,1998). Utkucu vd. (2002)Õne g�re, kÝrÝlma ikiaßamalÝ ger�ekleßmißtir ve y�zey kÝrÝÛÝnÝ olußtu-ran, fayÝn GD par�asÝdÝr. Buna karßÝn, fayÝn KBpar�asÝ y�zey kÝrÝÛÝ vermemißtir. Ana ßoka ne-den olan fay, k���k bir doÛrultu atÝma sahip nor-mal faylanma karakteri taßÝmaktadÝr (EyidoÛanve Barka, 1996).

Dinar ve �evresi zemin �zellikleri a�ÝsÝndan 3farklÝ b�lgeye ayrÝlabilir (Þekil 2). Bunlardan bi-

rincisi il�enin doÛu b�l�m�nde yer alan orta-sertkaya �zelliÛi taßÝyan daÛlÝk kesimdir ve Eosenve Kretase yaßlÝ kire�taßÝ, marn ve ßistlerdenolußur. Ül�enin bu b�lgede yer alan kesimlerindehasar oranÝ olduk�a d�ß�kt�r. Ül�enin yoÛun yer-leßim alanÝ, daÛlÝk kesimin batÝsÝnda bulunanal�vyonla kaplÝ ova i�inde yer alÝr. Bu b�lgede il-�e merkezinden 3 km uzaktaki Dinar K���k Sa-nayi SitesiÕnde yapÝlan bir sondajda ana kayaderinliÛinin 103 m olduÛu saptanmÝßtÝr (ODT�ve TMMOB, 1995). Sondaj bilgilerine g�re; y�-zeyden itibaren konglemeradan olußan ana ka-yaya kadar kil-killi kum-�akÝl-�akÝllÝ kumlu kil di-zilimi g�zlenmißtir. T�m ovanÝn; baßlÝca kum, kilve �akÝldan olußan Kuvaterner yaßlÝ al�vyon ilekaplÝ olduÛu d�ß�n�lmektedir. OvanÝn merkezi-ne doÛru al�vyon kalÝnlÝÛÝnÝn 150-200 mÕyeulaßtÝÛÝ, �zdiren� �l��mleri ve sondaj verilerin-den anlaßÝlmaktadÝr (�zpÝnar, 1978). Þekil 2ÕdeA-B kesiti, �zpÝnar (1978)ÕÝn �zdiren� �l��mle-

Yal�Ýnkaya ve Alptekin 3

Þekil 1. Dinar ve �evresinin neotektonik haritasÝ: 1)Pliyo-Kuvaterner yaßlÝ, gevßek al�vyon dolgusu, 2)talus, 3)te-mel kayalarÝ, 4)al�vyon yelpazesi, 5)fay, 6)1995 depreminin y�zey kÝrÝÛÝ, 7)al�vyon sÝnÝrÝ, 8)akarsular,9)yerleßim alanlarÝ (T�BÜTAK, 1995Õten).

Figure 1. Neotectonic map of Dinar and vicinity: 1)loosely-consolidated Plio-Quaternary alluvium, 2)talus, 3)limes-tone bedrock, 4)alluvial fan, 5)fault, 6)surface rupture of the 1995 earthquake, 7)alluvial deposits contact,8)rivers, 9)settlement areas (after T�BÜTAK, 1995).

rinden �ÝkarÝlmÝßtÝr. Bu b�lgede yeraltÝsuyu sevi-yesinin derinliÛi 2 m civarÝndadÝr. DaÛlÝk kesimve ova arasÝnda karasal ��keller ve yama� mo-lozlarÝ ile kaplÝ ge�iß b�lgesi yer alÝr. BunlarÝnkalÝnlÝÛÝ 0.5 ile 2 m arasÝnda deÛißmektedir.

1 EKÜM 1995 DÜNAR DEPREMÜNEÜLÜÞKÜN VERÜ

Yerel saat ile 17:57Õde meydana gelen 1 Ekim1995 Dinar depremi, Dinar ve �evresinde �nem-li can ve mal kaybÝna neden olmußtur. Ana ßok-

tan 4 g�n �nce baßlayan ve b�y�kl�kleriML=4.7Õe erißen �nc� ßoklar nedeniyle, halkÝnb�y�k �oÛunluÛunun yaßamlarÝnÝ evlerinin dÝ-ßÝnda ge�irmeleri �l� sayÝsÝnÝ azaltmÝßtÝr. An-cak, olußan yapÝsal hasar orta b�y�kl�kteki birdeprem i�in olduk�a y�ksektir. 1 Ekim 1995 Di-nar depremi ana ßokundan hemen sonra BoÛa-zi�i �niversitesi Kandilli Rasathanesi ve Dep-rem AraßtÝrma Enstit�s� Deprem M�hendisliÛiAnabilim DalÝ tarafÝndan Dinar il�esinde hemart�Ý ßoklarÝ izlemek, hem de hasar oranlarÝ veyerel zemin koßullarÝnÝn etkisini araßtÝrmak

4 Yerbilimleri

Þekil 2. Dinar ve �evresinin jeolojik �zellikleri ve �alÝßmada kullanÝlan istasyon yerleri.Figure 2. The geology of Dinar and vicinity, and locations of the stations used in this study.

DSÜ

amacÝyla 5 adet ivme �l�er yerleßtirilmißtir (bkz.Þekil 2). Üstasyonlardaki aletler SSA-320 �� bile-ßen sismometre ve GSR-16 kayÝt�Ýlardan mey-dana gelmektedir. Sismometrelerin tepki spek-trumlarÝ yaklaßÝk 30 HzÕe kadar d�zd�r. Bu �a-lÝßmada kullanÝlan kayÝt istasyonlarÝndan DSÜ is-tasyonu daÛlÝk b�lge i�inde, DDH istasyonu ge-�iß b�lgesinde, DCE, DJK ve DKH istasyonlarÝise al�vyon ova i�inde yer alÝrlar (bkz. Þekil 2).DJK istasyonu, en aÛÝr hasarÝn meydana geldi-Ûi b�lge i�ine konumlandÝrÝlmÝßtÝr. En az iki is-tasyon tarafÝndan kaydedilen art�Ý ßoklar bu �a-lÝßmaya kaynak olußturmußtur. KullanÝlan dep-remlerin merkez �st� koordinatlarÝ, b�y�kl�kleri,oluß zamanlarÝ ve kayÝt edildikleri istasyonlarÝnadlarÝ �izelge 1Õde verilmektedir. Þekil 3Õte ise,istasyonlarÝn ve merkez �stlerinin daÛÝlÝmÝnÝg�steren harita verilmißtir.

Y�NTEMLER VE VERÜNÜN HAZIRLANMASI

�alÝßmada kullanÝlan y�ntemler, yerel zemin ko-ßullarÝnÝn etkilerinin belirlenmesinde en g�venilirolarak kabul edilen Klasik Spektral Oran (KSO)

y�ntemi (Borcherdt, 1970) ve kolay uygulanabi-lirliÛi nedeniyle olduk�a yaygÝn olan Yatay/D�-ßey Spektral Oran (YDSO) y�ntemidir (Nakamu-ra, 1989). KSO y�ntemi, Borcherdt (1970) tara-fÝndan �nerildiÛinden bu yana, yerel zemin ko-ßullarÝ etkisinin belirlenmesinde en yaygÝn ola-rak kullanÝlan y�ntemdir. Bu y�ntem, belirli biryerdeki yerel zemin koßullarÝ etkisini yakÝn birreferans yerine g�re belirler. Yerel zemin koßul-larÝ etkisi, analiz edilen yerdeki bir kaydÝn genlikspektrumunun referans yerindeki aynÝ bileßenkaydÝnÝn genlik spektrumuna b�l�nmesi ile he-saplanÝr ve referans yerinin yerel zemin koßulla-rÝ etkisi taßÝmadÝÛÝ d�ß�n�l�r. DiÛer bir ifadeyle,referans istasyonu kaydÝnÝn zemin tabakalarÝ al-tÝndan giriß yapan ana kayaya ait kayda eßit ol-duÛu d�ß�n�l�r. Genellikle ana kaya mostrasÝ�zerinde yer alan istasyonlar referans olarak se-�ilirler. Ancak, son zamanlardaki araßtÝrmalar(Steidl vd., 1996), bu istasyonlarÝn da, y�zeyde-ki ayrÝßmalar ve �atlaklar nedeniyle zemin etkisitaßÝma �zelliÛine sahip olabileceÛini g�stermiß-tir. AyrÝca, b�y�k boyutlu havzalar d�ß�n�ld�-Û�nde, b�yle yakÝn bir istasyon yeri bulmak ol-duk�a zordur.

Yal�Ýnkaya ve Alptekin 5

�izelge 1. �alÝßmada kullanÝlan art�Ý ßoklara ait parametreler ve kaydedildikleri istasyonlar.Table 1. Parameters and recorded sites for the aftershocks used in this study.

Tarih Zaman Enlem-Boylam B�y�kl�k Üstasyon

(G�n.Ay.YÝl) (Saat:Dak:Sn) (oN-oE) (ML) DDH DKH DJK DCE DSÜ

08.10.1995 21:26:49 38.09-30.07 3.3 x x08.10.1995 22:00:32 38.13-30.08 3.3 x x08.10.1995 23:08:21 38.07-30.10 3.1 x x x08.10.1995 23:39:59 38.13-29.99 3.6 x x x09.10.1995 00:16:49 38.02-30.09 3.1 x x x09.10.1995 00:55:32 38.07-30.13 3.3 x x x09.10.1995 06:43:04 38.04-30.10 3.3 x x x09.10.1995 10:34:14 38.15-30.00 3.6 x x09.10.1995 17:50:50 38.09-30.06 3.2 x x x x09.10.1995 18:34:33 38.10-30.14 2.5 x x09.10.1995 21:37:02 38.03-30.16 3.2 x x x10.10.1995 00:22:55 38.04-30.12 3.3 x x x x x10.10.1995 04:14:42 38.13-30.12 3.6 x x x x10.10.1995 17:24:31 38.09-30.16 3.3 x x x10.10.1995 17:33:53 38.01-30.19 3.2 x x x11.10.1995 00:07:43 38.09-30.20 3.1 x x11.10.1995 01:13:16 38.09-30.17 2.9 x x x x11.10.1995 02:26:09 38.04-30.15 2.9 x x x x11.10.1995 06:44:58 38.11-30.10 4.1 x x x x x11.10.1995 08:40:20 38.09-30.17 3.1 x x x x11.10.1995 17:12:51 38.07-30.10 3.1 x x x x11.10.1995 17:59:55 38.10-30.05 2.7 x x12.10.1995 02:28:45 38.07-30.09 3.5 x x12.10.1995 03:07:14 38.01-30.14 2.5 x x12.10.1995 08:30:17 38.06-30.10 3.7 x x x x

ML: Richter b�y�kl�Û�

6 Yerbilimleri

Þekil 3. �alÝßmada kullanÝlan Dinar depremi art�ÝßoklarÝnÝn merkez �stlerinin (i�i boß daireler)ve kayÝt istasyonlarÝnÝn yerlerini (i�i dolu ��-genler) g�steren harita (ana ßok merkez �s-t� yÝldÝz ile g�sterilmißtir).

Figure 3. Map illustrating the epicenter locations ofthe aftershocks (circles) and recording sites(triangles; star indicates epicenter of themainshock).

YDSO y�ntemi ilk kez Langston (1979) tarafÝn-dan telesismik kayÝtlardan kabuk ve �st manto�alÝßmalarÝ i�in kullanÝlmÝßtÝr. Daha sonra, Na-kamura (1989) mikrotremor kayÝtlarÝ ile sedi-manter kaya�lardaki tabakalardan kaynaklananzemin b�y�tmelerini aynÝ y�ntem ile hesapla-mÝßtÝr. Lermo ve Chavez-Garcia (1993), aynÝy�ntem ile S dalgalarÝ �zerindeki yerel zeminkoßullarÝnÝn etkisinin hesaplanabileceÛini g�s-termißlerdir. Y�ntemin esasÝ; d�ßey bileßen ka-yÝtlarÝnÝn yerel zemin koßullarÝndan etkilenmedi-Ûi varsayÝmÝna dayanÝr. Bu ßekilde, yerel zeminkoßullarÝnÝn etkisi belirlenmek istenen bir yerde-ki kaydÝn yatay bileßeninin d�ßey bileßene oranÝyerel zemin koßullarÝnÝn etkisini verir. Yerel ze-min koßullarÝnÝn etkisini belirlemek i�in tek istas-yon kaydÝnÝn yeterli olmasÝ, y�ntemi olduk�akullanÝßlÝ kÝlar. Ancak, kuramsal temelindeki ek-siklikler nedeniyle, y�ntemin g�venirliliÛi halentartÝßmalÝdÝr (Lachet ve Bard, 1994; Field ve Ja-cob, 1995).

Zemin b�y�tmesini hesaplamak i�in veriler birdizi ißlemden ge�irilmißtir. Bu t�r �alÝßmalardagenellikle daha fazla b�y�tmeye uÛradÝklarÝn-dan ve yapÝsal hasarlarda �nemli olduklarÝndankayÝtlarÝn S dalgasÝ kÝsÝmlarÝ kullanÝlmaktadÝr.Bu ama�la her bir kayÝttan �nce 5.12 s uzunlu-Ûunda bir pencere ile S dalgalarÝ se�ilmißtir.%10 kosin�s pencere ile u�larÝ kesilen verilerinHÝzlÝ Fourier D�n�ß�m� (FFT) ile spektrumlarÝ

hesaplanmÝßtÝr. Spektral oranlarda olußabilecekani sa�ÝlmalarÝ �nlemek amacÝ ile t�m spek-trumlar �rnekleme frekansÝnÝn beß katÝ genißli-Ûinde bir kayan Parzen pencere ile yuvarlatÝl-mÝßlardÝr. Yuvarlatma penceresinin genißliÛi bir-ka� denemeden sonra belirlenmißtir. �ok darpencere kullanÝmÝ �nemli bir yuvarlatma yap-maz iken, �ok geniß pencere kullanÝmÝ spek-trumlarda �nemli doruklarÝn kaybolmasÝna ne-den olabilir. Son olarak, yatay bileßenlerdekiy�n farkÝnÝn giderilmesi i�in K-G ve D-B bileßenkayÝtlarÝn ortalamasÝ alÝnarak, ortalama yataybileßen spektrumu elde edilmißtir. B�y�tmefonksiyonlarÝ, sinyal/g�r�lt� oranÝnÝn 3Õten b�-y�k olduÛu ve m�hendislik �alÝßmalarÝ i�in ye-terli olan 10 HzÕe kadar hesaplanmÝßtÝr.

ZEMÜN B�Y�TMESÜ

Dinar b�lgesindeki beß istasyon i�in YDSO y�n-temi ile elde edilen ortalama yatay bileßen b�-y�tmeler Þekil 4Õte s�rekli eÛri ile g�sterilmißtir.KSO y�ntemi i�in bilindiÛi gibi �ncellikle ana ka-ya �zerinde yer alan bir referans istasyonuna ih-tiya� vardÝr. DSÜ istasyonu, b�lgenin en saÛlamlitolojik birimi olarak bilinen Eosen ve KretaseyaßlÝ kire�taßÝ, marn ve ßistlerden olußan daÛlÝkb�lge i�inde yer alÝr (bkz. Þekil 2). AyrÝca, Þekil4Õten g�r�ld�Û� gibi, YDSO y�nteminden eldeedilen sonu�larÝna g�re yerel zemin koßullarÝn-dan en az etkilenen bu istasyon olmakla birlikte,ideal bir referans istasyonu deÛildir. ��nk�, in-celenen frekans aralÝÛÝnda b�y�tmeler genelde1Õden b�y�kt�r. Muhtemelen kaya y�zeyindemeydana gelen aßÝnmalar, �atlaklar veya y�ze-yi kaplayan ince toprak �rt� bu b�y�tmeye ne-den olmußtur. DolayÝsÝyla bulunan b�y�tmelermutlak deÛil, DSÜ istasyonuna g�re farklardÝr.DSÜ istasyonu referans se�ilerek KSO y�ntemiile elde edilen ortalama yatay bileßen b�y�tme-ler Þekil 4Õte kesikli eÛri ile g�sterilmekte ve bußekildeki g�lgeli alanlar, ortalama ±1 standartsapmalarÝ g�stermektedir.

Her iki y�ntemden elde edilen sonu�larÝnÝn kar-ßÝlaßtÝrÝldÝÛÝ DKH, DJK, DCE ve DDH istasyon-larÝnda, KSO y�ntemi YDSO y�ntemine g�reDKH istasyonu hari� daha b�y�k b�y�tmelervermektedir (bkz. Þekil 4). Yine DKH istasyonuhari�, iki y�ntemden saptanan en b�y�k b�y�t-melerin g�r�ld�Û� frekanslar uyumludur. DKHistasyonunda YDSO y�ntemine g�re baskÝn fre-kans 4 Hz civarÝnda iken, KSO y�ntemi sonu�-

larÝna g�re bu deÛer 2.3 Hz civarÝndadÝr. AyrÝca,YDSO y�nteminin belirlediÛi en b�y�k b�y�tmeKSO y�nteminden alÝnan sonu�lara g�re yakla-ßÝk iki kat daha fazladÝr. DJK istasyonunda her

iki y�ntemin sonucuna g�re de en b�y�k b�y�t-me 2 Hz civarÝndadÝr. YDSO y�ntemi, yaklaßÝk 4HzÕe kadar b�y�tmeleri belirlemekte yetersizkalmaktadÝr. En b�y�k b�y�tme, KSO y�ntemi-

Yal�Ýnkaya ve Alptekin 7

Þekil 4. Ortalama yatay bileßen b�y�tme fonksiyonlarÝ ve standart sapmalar (s�rekli eÛriler Yatay/D�ßey SpektralOran (HVSR) y�ntemi sonu�larÝnÝ, kesikli eÛriler Klasik Spektral Oran (KSO) y�ntemi sonu�larÝnÝ, g�lge-li alanlar ortalama ± 1 standart sapmalarÝ g�sterir).

Figure 4. Average horizontal component amplification functions and standard deviations (continuous and dashedcurves indicate the results of the Horizontal-to-Vertical Spectral Ratio (HVSR) and the Classical SpectralRatio (CSR) methods respectively. The shaded regions indicate plus and minus standard deviations ofthe averages).

B�

y�m

e

Frekans (Hz)

Frekans (Hz)

Yatay/D�ßey Spektral Oran (YDSO)

Klasik Spektral Oran (KSO)

YDSO±1 standart sapma

KSO±1 standart sapma

Frekans (Hz)

Frekans (Hz)

Frekans (Hz)

B�

y�m

e

B�

y�m

eDDH

DJKDKH

DCE

DSI

B�

y�m

e

B�

y�m

e

10

10

8

8

6

6

4

4

2

2

0

0

10

8

6

4

2

0

10

8

6

4

2

0

10

8

6

4

2

0

10

8

6

4

2

0

1086420

1086420

1086420

1086420

ne g�re 8 civarÝnda iken, YDSO y�nteminde budeÛer 3 civarÝndadÝr. DCE istasyonunda d�ß�kfrekanslarda belirgin bir hakim frekans belirle-mek g��t�r. 4.8 HzÕte her iki y�ntem sonu�larÝda en b�y�k b�y�tmeyi vermektedir. Yine KSOy�ntemi ile elde edilen b�y�tmeler yaklaßÝk 6HzÕe kadar daha b�y�kt�r. DDH istasyonundaise, hakim frekansÝn g�r�ld�Û� 7.8 Hz civarÝndab�y�tmeler arasÝnda bir fark g�r�lse de, genel-de iki y�ntemden elde edilen sonu�lar olduk�abenzerdir.

Þekil 4Õte sunulan b�y�tme fonksiyonlardanYDSO y�nteminin �zellikle hakim frekans civa-rÝnda b�y�tmeleri belirlemekte yetersizliÛi anla-ßÝlmaktadÝr. BilindiÛi gibi, YDSO y�ntemininbaßlÝca varsayÝmÝ, d�ßey bileßen kayÝtlarÝnÝn ye-rel zemin koßullarÝndan etkilenmediÛidir. Hembu varsayÝmÝ kontrol etmek, hem de b�y�tmele-rin neden k���k belirlendiÛini araßtÝrmak amacÝile bu kez KSO y�ntemi ile d�ßey bileßen b�y�t-meleri hesaplanmÝßtÝr. Yine DSÜ istasyonu refe-rans se�ilerek hesaplanan ortalama d�ßey bile-ßen b�y�tmeler ve standart sapmalar Þekil 5Õteg�sterilmißtir. Normalde beklenen, eÛer ortam-dan kaynaklanan bir fark yok ise, ortalama d�-ßey bileßen spektral oranlarÝnÝn 1 civarÝnda ol-masÝdÝr. Ancak, Þekil 5Õte g�r�ld�Û� gibi, yataybileßenler kadar olmasa da, d�ßey bileßenler de�nemli b�y�tmelere sahiptirler. Genelde, d�ßeybileßen b�y�tme fonksiyonlarÝ d�rt istasyon i�inde �ok benzerdir. DKH, DJK ve DCE istasyonla-rÝnda zemin hakim titreßim frekansÝ 2.3 Hz civa-rÝndadÝr. DDH istasyonunda ise 2.3 HzÕteki do-ruk deÛerin yanÝ sÝra, 6.8 HzÕde ikinci bir dorukg�r�lmektedir. AyrÝca, DJK ve DCE istasyonla-rÝnda 4 Hz civarÝnda ikinci bir doruk da s�z ko-nusudur. B�y�tmeler genel olarak bu hakim fre-kanslar civarÝnda yoÛunlaßmÝß olup, DKH, DJKve DCE istasyonlarÝnda en fazla, yaklaßÝk 4 kat,DDH istasyonun da ise 2.5 kat civarÝndadÝr. D�-ßey bileßen b�y�tme fonksiyonlarÝnÝn benzerliÛi,istasyonlarÝn benzer yerel zemin koßullarÝna sa-hip olduklarÝnÝn bir g�stergesi olabilir. DKH, DJKve DCE istasyonlarÝnÝn tamamÝ al�vyonda yeralmalarÝna karßÝn, ana kaya derinliÛi veya taba-ka dizilimlerinin ve �zelliklerinin aynÝ olup olma-dÝÛÝ konusunda ayrÝntÝlÝ bir �alÝßma mevcut de-Ûildir. AyrÝca, d�ßey bileßen b�y�tme fonksiyon-larÝnda g�r�len benzerlik, yatay bileßen b�y�t-me fonksiyonlarÝnda a�Ýk olarak g�r�lmemekte-dir. B�y�tmenin daha k���k olduÛu DDH istas-yonu ise, daÛlÝk b�lge ile ova arasÝndaki ge�iß

b�lgesinde yer alÝr. Bu istasyonun yatay bileßenb�y�tme fonksiyonunda 7.8 HzÕde, d�ßey bile-ßen b�y�tme fonksiyonunda ise 6.8 HzÕde g�r�-len doruk, muhtemelen yama� molozlarÝndanolußan �rt�den kaynaklanmaktadÝr. Bu hususi�in diÛer bir neden de topoÛrafik etki olabilir.��nk�, bu istasyonun yerleßim biriminin hemeng�neydoÛusunda bir yama� �zerinde kurulmußolmasÝ, havza geometrisinin de b�y�tmelerdeetkin olabileceÛini g�sterir (Bruno vd., 1999).

ZEMÜN B�Y�TMESÜNÜN HASAR�ZERÜNDEKÜ ETKÜSÜ

1 Ekim 1995 depremi 35.000 n�fuslu Dinar il�e-sinde 90 kißinin yaßamÝnÝ yitirmesine, 260 kißi-nin de yaralanmasÝna neden olmußtur. DepremsonrasÝ hem Afet Üßleri Genel M�d�rl�Û�, hemde BoÛazi�i �niversitesi KRDAE Deprem M�-hendisliÛi Anabilim DalÝ tarafÝndan hasarÝ sapta-ma �alÝßmalarÝ yapÝlmÝßtÝr (Erßahin, 1997; Duru-kal vd., 1998). Bu �alÝßmalarÝn sonu�larÝna g�-re, il�e i�inde yaklaßÝk 1000 bina, ya tamamen��km�ß, ya da aÛÝr hasar g�rm�ßt�r. Ül�ede ge-nel olarak 1-3 katlÝ betonarme yapÝlar fazladÝr.Bundan y�ksek yapÝlar genel olarak il�e merke-zinde toplanmÝß olup, homojen bir daÛÝlÝm g�s-termezler. 4 ve 5 katlÝ yapÝlarÝn �oÛu ya tama-men ��km�ß, ya da aÛÝr hasara uÛramÝßlardÝr.BazÝ 3 katlÝ yapÝlarda benzer hasarlar g�r�lm�ß-t�r. 1-2 katlÝ binalar ise seyrek olarak ��km�ß-t�r. YakÝn �evredeki k�y ve kasabalarda hasaroranÝ hafif veya orta derecede olup, Dinar il�emerkezinden uzaklaßtÝk�a hasar hÝzla azalmak-tadÝr.

Dinar il�esi, 1 Ekim 1995 depreminde g�zlenenhasar oranlarÝna bakÝlarak genel olarak �� fark-lÝ b�lgeye ayrÝlabilir (Erdik vd., 1995; Erßahin,1997) (Þekil 6). Bu ayÝrÝm, olußan hasar beß ay-rÝ sÝnÝfta incelenerek ve her bir mahalle i�in busÝnÝflara d�ßen hasar oranlarÝnÝn hesaplanmasÝile yapÝlmÝßtÝr. Her bir mahalle i�in hesaplananhasar oranlarÝna bakÝlarak, benzer ayrÝmlar An-sal vd. (2001) ve BakÝr vd. (2002)Õnin �alÝßmala-rÝnda da mevcuttur. Birinci b�lge, hafif hasarb�lgesi olup, il�enin doÛusunda daÛlÝk b�lge�zerinde yer alan yerleßim birimlerini kapsar. Bub�lgede kat sayÝsÝ d�ß�k ve yapÝlar genelde es-ki tip, betonarme olmayan binalardan olußmak-tadÝr. Bu b�lge i�inde yer alan Su�Ýkan mahalle-si i�in kat sayÝsÝna g�re hasar oranÝ (tamamen��km�ß, ya da onarÝlamayacak hasar oranÝ) Er-

8 Yerbilimleri

ßahin (1997)Õden yararlanÝlarak Þekil 6Õda g�s-terilmißtir. Ükinci b�lge, orta hasar b�lgesidir vedemiryolunun batÝsÝnda kalan al�vyon �zerinde-ki yerleßim birimlerini kapsar. B�lge i�inde yeralan Yenimahalle ve H�rriyet mahalleleri i�in ha-sar istatistikleri Þekil 6Õda histogramlar halindeg�sterilmißtir. ���nc� b�lge ise, aÛÝr hasar b�l-gesi olup, batÝda demiryolu doÛuda ise al�vyonile kaya arsÝndaki sÝnÝrÝ olußturan �izgi arasÝndakalan alanÝ kapsar. Yerleßim yeri olarak en yo-Ûun ve bina olarak y�ksek katlÝ binalarÝn toplan-dÝÛÝ ßehrin merkezini olußturur. Bu b�lge i�indeyer alan Emniyet ve Adliye mahalleleri i�in aÛÝrhasar oranlarÝ Þekil 6Õda g�sterilmißtir.

Þekil 6Õdan g�r�leceÛi gibi, hasar b�lgeleri ileÞekil 2Õde g�sterilen jeolojik b�lgeler hemen he-men aynÝdÝr. Sert zemini olußturan daÛlÝk b�lge-de hasar oranlarÝ �ok d�ß�k iken al�vyon ovai�inde olduk�a y�ksektir. En aÛÝr hasar daÛlÝkb�lge ile ova arasÝnda kalan ge�iß b�lgesinde

olußmußtur. Y�zey kÝrÝÛÝnÝn da bu b�lge i�indeolmasÝ ve b�lgenin havza kenarÝnda yer almasÝhasarÝn y�ksek olmasÝnÝn nedeni olabilir. Ben-zer havza kenarÝ y�ksek hasar oranlarÝna Ter-tulliani (2000)Õnin �alÝßmasÝnda deÛinilmißtir.BakÝr vd. (2002), DinarÕda ge�iß b�lgesinde,�zellikle 1-3 katlÝ yapÝlarda olußan hasarÝ havzakenarÝ etkilerine baÛlamÝßlardÝr.

KayabalÝ (1997) ve Erßahin (1997) sondaj veri-leri kullanarak hesapladÝklarÝ zemin hakim titre-ßim periyodunun, DinarÕda hasar g�ren binalarÝndoÛal titreßim periyodlarÝndan farklÝ olmasÝ ne-deniyle, olußan hasarda bir rezonans etkisi be-lirleyememißlerdir. BilindiÛi gibi, ana kaya derin-liÛi arttÝk�a zemin hakim titreßim periyodu b�y�-mektedir (Dobry vd., 1976; Yal�Ýnkaya, 2002).KayabalÝ (1997) ve Erßahin (1997) �alÝßmalarÝn-da, Dinar ovasÝ i�inde ana kaya derinliÛini 100m ve daha b�y�k kullanmalarÝ nedeniyle, zeminhakim titreßim periyodunu her iki �alÝßmada sÝ-

Yal�Ýnkaya ve Alptekin 9

Þekil 5. Klasik Spektral Oran y�ntemi ile hesaplanan ortalama d�ßey bileßen b�y�tme fonksiyonlarÝ (g�lgeli alan-lar, ortalama ±1 standart sapmalarÝ g�sterir).

Figure 5. Average vertical component amplification functions estimated with the Classical Spectral Ratio method(the shaded regions indicate plus and minus standard deviations of the averages).

10 Yerbilimleri

A¤›

r H

asar

Ora

n› (

%)

A¤›

r H

asar

Ora

n› (

%)

A¤›

r H

asar

Ora

n› (

%)

A¤›

r H

asar

Ora

n› (

%)

A¤›

r H

asar

Ora

n› (

%)

Yenimahalle

Suç›kan Mah.

Adliye Mah.

Emniyet Mah.

Hürriyet Mah.

DKH

Þekil 6. 1 Ekim 1995 depreminde Dinar il�esinde g�zlenen 3 farklÝ hasar b�lgesi ve bazÝ mahalleler i�in kat sayÝ-sÝna baÛlÝ aÛÝr hasar oranlarÝnÝn (tamamen ��kme veya onarÝlamayacak hasar) deÛißimi (Erßahin,1997Õden). I. B�lge: hafif hasar b�lgesi, II. B�lge: orta hasar b�lgesi, III. B�lge: aÛÝr hasar b�lgesi.

Figure 6. Three different damage zones observed in Dinar after the October 1, 1995 earthquake and heavy dama-ge ratios (collapse or heavy damage) relative to number of story for some districts (after Erßahin, 1997).I. Zone: light damage zone, II. Zone: medium damage zone, III. Zone: heavy damage zone.

AÛÝ

r H

asar

Ora

nÝ (

%)

AÛÝ

r H

asar

Ora

nÝ (

%)

AÛÝ

r H

asar

Ora

nÝ (

%)

AÛÝ

r H

asar

Ora

nÝ (

%)

AÛÝ

r H

asar

Ora

nÝ (

%) Su�Ýkan Mah.

rasÝ ile 1.3-2.7 s ve 0.9-1.5 s aralÝÛÝnda hesap-lamÝßlardÝr. G�ll� (2001)Õn�n kullandÝÛÝ ana ka-ya derinliÛinin daha k���k olmasÝ (yaklaßÝk 30-40 m), hesaplanan zemin hakim titreßim peri-yodlarÝnÝn 0.2-0.5 s aralÝÛÝnda �ÝkmasÝna nedenolmußtur. Ansal vd. (2001)Õnin mikrotremor ka-yÝtlarÝyla yaptÝklarÝ �alÝßmada ise, hesaplananzemin hakim titreßim periyodlarÝ 0.14-0.93 s ara-lÝÛÝndadÝr. Bu �alÝßmada deprem kayÝtlarÝnÝ kul-lanarak, ova i�indeki DKH, DJK ve DCE istas-yonlarÝnda hesaplanan zemin hakim titreßim pe-riyodu 0.43-0.5 s (2-2.3 Hz) civarÝndadÝr (bkz.Þekil 4 ve 5). G�r�ld�Û� gibi bu deÛerler, mik-rotremor kayÝtlarÝndan ve daha sÝÛ ana kaya de-rinliÛi (30-40 m) kullanÝlarak hesaplanan zeminhakim titreßim periyodlarÝ ile uyußurken, 100 mve daha b�y�k ana kaya derinliÛi kullanÝlarakhesaplanan zemin hakim titreßim periyodlarÝnag�re �ok k���kt�r. Deprem kayÝtlarÝnda 0.43-0.5 s periyodlarda g�zlenen rezonans, muhte-melen ana kaya sÝnÝrÝnda olußan yansÝmalar ye-rine, iki boyutlu havza yapÝsÝna baÛlÝ olarak olu-ßan havza i�i y�zey dalgalarÝndan kaynaklan-maktadÝr. ��nk�, DinarÕda yaklaßÝk 100 m kalÝn-lÝÛÝ ve ortalama S dalga hÝzÝ 300 m/s kabul edi-len al�vyon i�in, zemin hakim titreßim periyodu-nun 1.3 s civarÝnda olmasÝ gerekir (T=4H/VS, T;zemin hakim titreßim periyodu, H; al�vyonun ka-lÝnlÝÛÝ, VS; al�vyonun S dalga hÝzÝ). Benzer hav-za kenarÝ y�zey dalgasÝ etkileri, Field (1996) veRaptakis vd. (2000) �alÝßmalarÝnda da bahsedil-mißtir.

YukarÝda deÛinilen �nceki �alÝßmalarda, olußanhasar daha �ok d�ß�k inßaat kalitesi ve zeminb�y�tmelerine baÛlanmÝßtÝr. Ancak, bu �alÝßma-da deprem kayÝtlarÝndan elde edilen sonu�lar,bir rezonans etkisinin de var olduÛunu g�ster-mektedir. Hasar sonu�larÝ, DinarÕda ova i�inde4-5 katlÝ binalarÝn en fazla hasara uÛrayan yapÝ-lar olduÛunu g�stermißtir (Erßahin 1997; Duru-kal vd., 1998; Ansal vd., 2001). BinalarÝn doÛaltitreßim periyodlarÝ, T=N/10 (N; kat sayÝsÝ) ba-ÛÝntÝsÝ kullanarak kabaca hesaplanabilir (Hays,1986). Buna g�re, 4-5 katlÝ bir binanÝn doÛal tit-reßim periyodu 0.4-0.5 sÕdir. Bu deÛerler, dep-rem kayÝtlarÝ kullanarak ova i�indeki istasyonlari�in hesaplanan zemin hakim titreßim periyoduile �akÝßmaktadÝr. Zemin hakim titreßim periyo-du ile bina doÛal titreßim periyodunun �akÝßma-sÝ rezonansa neden olur ve rezonans altÝndakiyapÝlar �nemli zararlar g�r�rler. Bu nedenle, Di-narÕda olußan hasarda, d�ß�k inßaat kalitesi ve

y�ksek zemin b�y�melerine ek olarak bir rezo-nans etkisinin var olduÛu a�ÝktÝr.

SONU�LAR

DinarÕda zemin b�y�tmelerinin hesaplandÝÛÝ 5istasyondan DSÜ istasyonu saÛlam zemin olarakbilinen daÛlÝk b�lgede, DDH istasyonu ova vedaÛlÝk b�lge arasÝndaki ge�iß b�lgesinde veDKH, DJK, DCE istasyonlarÝ ise ova i�inde yeralmaktadÝrlar. Referans istasyonu olarak se�ilenDSÜ istasyonunun ideal bir referans istasyonuolmadÝÛÝ anlaßÝlmaktadÝr. ��nk�, bu istasyoni�in YDSO y�ntemi ile hesaplanan b�y�tmefonksiyonu, incelenen frekans aralÝÛÝnda genel-de 1Õden b�y�k b�y�tmelere sahiptir. Muhteme-len kaya y�zeyinde meydana gelen ayrÝßmÝß ta-baka bu b�y�tmelere neden olmaktadÝr. Bu ne-denle, KSO y�ntemi ile hesaplanacak yerel ze-min koßullarÝnÝn etkilerinin deÛerlendirilmesi a�Ý-sÝndan, referans istasyonun se�iminde b�y�kdikkat g�sterilmelidir. DKH istasyonu hari�, heriki y�ntemle belirlenen hakim frekanslar kabacauyumludur. Ancak, �zellikle hakim frekanslardab�y�tmeler arasÝnda �nemli farklar g�r�lmekte-dir. KSO y�ntemi ile hesaplanan b�y�tmeler,YDSO y�ntemi ile hesaplanan b�y�tmelere g�-re yaklaßÝk 2-3 kat daha fazladÝr. YDSO y�nte-miyle k���k b�y�tmelerin belirlemesindeki en�nemli neden, d�ßey bileßen kayÝtlarÝnÝn da ye-rel zemin koßullarÝndan etkilenmiß olmasÝdÝr.KSO y�ntemi ile hesaplanan d�ßey bileßen b�-y�tme fonksiyonlarÝndan, yatay bileßenler kadarolmasa da, d�ßey bileßenlerin de yerel zeminkoßullarÝndan �nemli oranda etkilendiÛi g�r�l-mektedir. D�ßey bileßenlerin yerel zemin koßul-larÝndan etkilenmesi bazen, DKH istasyonundaolduÛu gibi, YDSO y�nteminin zemin hakim tit-reßim periyodunu da yanlÝß belirlenmesine ne-den olabilmektedir.

Ova i�indeki istasyonlardan belirlenen zeminhakim titreßim periyodu 0.43-0.5 s aralÝÛÝndadÝr.Bu periyodlarda hesaplanan en b�y�k b�y�tme-ler 8 kata kadar �Ýkabilmektedir. Bu periyodlar-daki rezonans, muhtemelen ana kaya sÝnÝrÝndaolußan yansÝmalar yerine, havza i�i y�zey dal-galarÝndan kaynaklanmaktadÝr. 1 Ekim 1995 Di-nar depreminde en b�y�k hasar, ge�iß b�lgesin-de ve ova i�indeki yapÝlarda meydana gelmißtir.�zellikle, 4-5 katlÝ yapÝlarÝn tamamÝna yakÝnÝaÛÝr hasar g�rm�ßt�r. Bu binalarÝn doÛal peri-yodlarÝ 0.4-0.5 s aralÝÛÝnda kabul edilirse (kat

Yal�Ýnkaya ve Alptekin 11

sayÝsÝna baÛlÝ olarak), bunlarÝn deprem kayÝtlarÝkullanarak hesaplanan zemin hakim titreßim pe-riyodlarÝ ile �akÝßtÝÛÝ g�r�lmektedir. Bu nedenle,d�ß�k inßaat kalitesi ve zemin b�y�tmesinin ya-nÝ sÝra, rezonans etkisinin olußan hasarda etkinolduÛu a�ÝktÝr.

KATKI BELÜRTME

Yazarlar deÛerli g�r�ß ve katkÝlarÝndan dolayÝ,dergi edit�r� Prof.Dr. Reßat UlusayÕa ve isimleribelli olmayan hakemlere teßekk�r ederler. Bu�alÝßma, Üstanbul �niversitesi AraßtÝrma FonutarafÝndan 1176/070998 ve B-798/02112000numaralÝ projeler ile desteklenmißtir.

KAYNAKLAR

Alptekin, �., 1973. Focal mechanism of earthquakesin western Turkey and their tectonic impli-cations. Ph.D. Thesis, New Mexico Institu-te of Mining and Technology, Socorro,New Mexico, 190 pp (unpublished).

Ansal, A.M., Üyisan, R., and G�ll�, H., 2001. Microtre-mor measurements for the microzonationof Dinar. Pure and Applied Geophysics,158, 2525-2541.

BakÝr, B.S., �zkan, M.Y., and CÝlÝz, S., 2002. Effectsof basin edge on the distribution of dama-ge in 1995 Dinar, Turkey earthquake. SoilDynamics and Earthquake Engineering,22, 335-345.

Borcherdt, R.D., 1970. Effects of local geology onground motion near San Francisco Bay.Bulletin Seismological Society of America,60, 29-61.

Bruno, P.P.G., Di Fiori, V., Rapolla, A., and Roberti,N., 1999. Influence of geometrical and ge-ophysical parameters on the seismic siteamplification factor. European Journal ofEnvironmental and Engineering Geophy-sics, 4, 51-70.

Dobry, R., Oweis, I., and Urzua, A., 1976. Simplifiedprocedures for estimating the fundamentalperiod of a soil profile. Bulletin Seismologi-cal Society of America, 66, 1293-1321.

Durukal, E., Erdik, M., AvcÝ, J., Y�z�g�ll�, �., Alpay,Y., Avar, B., Z�lfikar, V., Biro, T., and Mert,A., 1998. Analysis of the strong motion da-ta of the 1995 Dinar, Turkey earthquake.Soil Dynamics and Earthquake Engine-ering, 17, 557-578.

EyidoÛan, H. ve Barka, A., 1996. 1 Ekim 1995 Dinardepremi: kaynak �zellikleri ve sismotekto-nik yorumu. S�leyman Demirel �niversite-

si IX. M�hendislik Sempozyumu, BildirilerKitabÝ, 51-56.

Erdik, M., AydÝnoÛlu, N., PÝnar, A., and Kalafat, D.,1995. October 1, 1995 Dinar (Turkey)earthquake (Ms=6.1): preliminary recon-naissance report. Proceedings of the 5thInternational Conference on Seismic Zo-nation, Nice, France, Invited Papers, 3,2235-2245.

Erßahin, B., 1997. Assessment of the effects of localsoil conditions on earthquake damagedistribution case study: 1 October 1995 Di-nar earthquake. MSc Thesis, Departmentof Civil Engineering, Middle East TechnicalUniversity, 142 pp (unpublished).

Field, E.H., and Jacob, K.H., 1995. A comparison andtest of various site-response estimationtechniques, including three that are not re-ference-site dependent. Bulletin Seismolo-gical Society of America, 85, 1127-1143.

Field, E.H., 1996. Spectral amplification in a sedi-ment-filled valley exhibiting clear basin-ed-ge-induced waves. Bulletin SeismologicalSociety of America, 86, 991-1005.

Gutenberg, B., 1957. Effects on ground on earthqu-ake motion. Bulletin Seismological Societyof America, 47, 221-250.

G�ll�, H., 2001. DinarÕÝn zemin b�y�tmelerine g�recoÛrafik bilgi sistemlerine ile mikrob�lge-lenmesi, Doktora Tezi, Ünßaat M�hendisliÛiB�l�m�,Üstanbul Teknik �niversitesi, 289 s(yayÝnlanmamÝß).

Hays, W. W., 1986. Site amplification of earthquakeground motion. Proceedings of the ThirdU.S. National Conference on EarthquakeEngineering, 1, 357-368.

Irikura, K., Iwata, T., Sekiguchi, H., and Pitarka, A.,1996. Lessons from the 1995 Hyogo-KenNanbu earthquake: why where such dest-ructive motions generated to buildings?Journal of Natural Disaster Science, 17(2),99-127.

KayabalÝ, K., 1997. The role of soil behavior on da-mage caused by the Dinar earthquake (so-uthwestern Turkey) of October 1, 1995.Environmental and Engineering Geoscien-ce, III, 111-121.

Ko�yiÛit, A., 1984. G�neybatÝ T�rkiye ve yakÝn dola-yÝnda levha i�i yeni tektonik gelißim. T�rki-ye Jeoloji Kurumu B�lteni, 27, 1-6.

Kramer, S.L., 1996. Geotechnical Earthquake Engi-neering. Prentice Hall, New Jersey, USA,653 pp.

Lachet, C.D., and Bard, P.Y., 1994. Numerical andtheoretical investigations on the possibiliti-es and limitations of NakamuraÕs techni-que. Journal of Physics of the Earth, 42,377-397.

12 Yerbilimleri

Langston, C.A., 1979. Structure under Mount Rainer,Washington, inferred from teleseismicbody waves. Journal of Geophysical Rese-arch, 84, 4749-4762.

Lermo, J., and Chavez-Garcia, F.J., 1993. Site effectevaluation using spectral ratios with onlyone station. Bulletin Seismological Societyof America, 83, 1574-1594.

Nakamura, Y., 1989. A method for dynamic characte-ristics estimation of subsurface using mic-rotremor on the ground surface. QuarterlyReport of Railway Technology ResearchInstitute, 30, 25-33.

ODT� ve TMMOB, 1995. 1 Ekim 1995 Dinar depremim�hendislik raporu. ODT� Ünßaat M�hen-disliÛi B�l�m� Deprem AraßtÝrma Merkezive TMMOB Ünßaat M�hendisleri OdasÝ An-kara Þubesi, Ankara, 62 s.

�ncel, A.O., Koral, H., and Alptekin, �., 1998. TheDinar earthquake of October, 1995(Mw=6.2) in southwestern Turkey andearthquake hazard of Dinar-�ivril fault. Pu-re and Applied Geophysics, 152, 91-105.

�zpÝnar, B., 1978. Afyon-Dinar ovasÝ jeofizik rezistivi-te et�d�. Devlet Su Üßleri 18. B�lge M�d�r-l�Û�, Isparta, 8 s (yayÝmlanmamÝß).

�zt�rk, A., 1982. Tectonic of Dinar-SandÝklÝ-IßÝklÝ re-gion. Communications, Ankara �niversite-si Fen Fak�ltesi, Seri C, 25, 1-58.

Raptakis, D., Chavez-Garcia, F.J., Makra, K., and Pi-tilakis, K., 2000. Site effects at Euroseis-test-I. Determination of the valley structure

and confrontation of observations with 1Danalysis. Soil Dynamics and EarthquakeEngineering, 19, 1-22.

Singh, S.K., Lermo, J., Dominguez, T., Ordaz, M., Es-pinosa, J.M., Mena, E., and Quaas, R.,1988. The Mexico earthquake of Septem-ber 19, 1985 - A study of amplification ofseismic waves in the valley of Mexico withrespect to a hill zone site. EarthquakeSpectra, 4, 653-674.

Steidl, J.H., Tumarkin, A.G., and Archuleta, R.J.,1996. What is a reference site? BulletinSeismological Society of America, 86,1733-1748.

Þeng�r, A.M.C., 1980. Principles of TurkeyÕs Neotec-tonics. Turkish Geological AssociationConference Series, 2, 40 pp.

T�BÜTAK, 1995. 1 Ekim 1995 Dinar depremi. T�BÜ-TAK Ünßaat Teknolojileri AraßtÝrma Grubu,Ankara, 41 s.

Tertulliani, A., 2000. Qualitative effects of local ge-ology on damage pattern. Bulletin Seismo-logical Society of America, 90, 1543-1548.

Utkucu, M., PÝnar, A., and Alptekin, �., 2002. A deta-iled slip model for the 1995, October 1, Di-nar, Turkey, earthquake (Ms=6.1) determi-ned from inversion of teleseismic P andSH waveforms. Geophysical Journal Inter-national, 151, 184-195.

Yal�Ýnkaya, E., 2002. Bir boyutlu (1-D) modeller ilezemin b�y�tmesi. Jeofizik Dergisi (incele-mede).

Yal�Ýnkaya ve Alptekin 13

Gelgit d�zl�Û� sedimantasyonuna g�ncel bir �rnek: Mont-Saint-Michel K�rfezi (KuzeybatÝ Fransa)

A recent example for tidal flat sedimentation: Mont-Saint-Michel Bay(Northwestern France)

Attila �ÜNERHacettepe �niversitesi, Jeoloji M�hendisliÛi B�l�m�, 06532 Beytepe, ANKARA

�Z

FransaÕnÝn kuzeybatÝsÝnda 500 km2Õlik bir alan kaplayan Mont-Saint-Michel (MSM) K�rfezi yery�z�ndeki en b�y�kgelgit nedenli g�nl�k deniz seviyesi deÛißimlerinden birine sahne olmasÝ ile bilinir. Bahar aylarÝnda 15 mÕyi bulandeniz seviyesi deÛißimleri sonucu a�ÝÛa �Ýkan 250 km2Õlik gelgit d�zl�Û�nde ger�ekleßtirilen bu �alÝßma sonucun-da b�lge, �� adet jeomorfik birime ayrÝlmÝß ve her birinin i�erdiÛi sedimanter fasiyes ve ortamlar irdelenmißtir. Bu-na g�re; k�rfez sistemi, gelgit kanallarÝ, organik maddece zengin tuzlu bataklÝklar ve gelgit d�zl�Û�n�n �amurlu-kumlu �evrimlerinden olußur. K�rfezin batÝsÝnda ve orta kesimlerinde yer alan istridye-midye yÝÛÝßÝmlarÝ ve solu-can resifleri ise, zaman zaman engel adalarÝ olußturacak kadar gelißmißlerdir. KuzeydoÛudaki kÝyÝ kumul sistemiise, kuzeybatÝ r�zgarlarÝna a�Ýk bir alanda gelißmiß olup, kÝyÝ kumullarÝ ve gelgit akÝntÝlarÝnÝn yarattÝÛÝ megaripÝllar-dan olußur. Eldeki veriler ve yapÝlan g�zlemler; her �� sistemin de sadece doÛal nedenlerle deÛil, baraj, yol ve sukanalÝ yapÝmÝ gibi insan m�dahalesi nedeni ile de denize doÛru ilerlediÛini g�stermektedir. Bu baÛlamda jeomor-fik birimlerin ve i�erdikleri sedimanter fasiyeslerin olußum mekanizmalarÝnÝn tam olarak anlaßÝlabilmesi sadece je-olojik anlamda deÛil, �evresel ve ekolojik anlamda da �ok �nemli hale gelmektedir.

Anahtar kelimeler: Holosen, gelgit d�zl�Û�, gelgit kanalÝ, Mont-Saint-Michel K�rfezi, sedimanter �evrim, solucanresifleri, tuzlu bataklÝklar.

ABSTRACT

The Mont-Saint-Michel (MSM) Bay covers an area of 500 km2 to the northwest of France and is characterized byexceptional tidal amplitudes (up to 15 m during spring tides). Three geomorphic units together with their sedimen-tary facies and environments can be described from 250 km2 tidal flat exposed daily. The estuary system is com-posed of tidal channels, organic rich schorre and mud-sand alternations of the tidal flat. The oyster and mussel ac-cumulations and worm reefs situated to the west and center of the bay often create barrier islands. The dune sys-tem to the northeast is developed by strong northwesterly winds and contains coastal dunes and tide influencedmegaripples. Available data and observations indicate that all three systems prograde not only because of natu-ral processes but also because of human interventions such as dam, road and irrigation channel constructions.Therefore, a full understanding of the mechanisms that control the development of the geomorphic units and the-ir sedimentary facies is not only important from a geological point of view but also from environmental and ecolo-gical perspectives.

Key words: Holocene, Mont-Saint-Michel Bay, tidal channels, tidal flat, schorre, sedimentary cycle, worm reefs.

Yerbilimleri, 27 (2003), 15-27Hacettepe �niversitesi Yerbilimleri Uygulama ve AraßtÝrma Merkezi B�lteniBulletin of Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

A. �inerE-mail: aciner@hacettepe.edu.tr

GÜRÜÞ

Gelgit d�zl�Û� genelde �amur ve ince-kaba ta-neli kumdan olußan ve ayÝn d�nya �zerindeki

�ekim etkisinden kaynaklanan gelgit olayÝ sÝra-sÝnda y�zeyleyen �ok d�ß�k eÛimli geniß alanlarolarak tanÝmlanÝr (Curray, 1969; Chang ve Choi,2001). Gelgit d�zl�kleri dalga enerjisinin d�ß�k

16 Yerbilimleri

olduÛu kÝyÝ ßeritleri, lag�nler, k�rfezler ile ortave �ok g��l� gelgit etkisinde (mesotidal, macro-tidal) kalmÝß deltalarda �eßitli boyutlarda g�zle-nebilir (Reineck, 1967; Weimer vd., 1982; Re-ading, 1986). Olußan morfoloji gelgitin yayÝlÝmalanÝ, dalga g�c� ile ortamda bulunan sediman-larÝn �eßidi ve oranÝ ile yakÝndan ilgilidir (Kleinve Sanders, 1964; Hayes, 1975). G�n�m�zdeortalama su seviyesi deÛißiminin 8 mÕden fazlaolduÛu �ok g��l� gelgit, �zellikle Manß Deni-ziÕne kÝyÝsÝ olan �lkelerden Fransa, Üngiltere veHollanda ile ABDÕnde Kaliforniya K�rfezi, Kana-daÕnÝn kuzeydoÛusu, AvustralyaÕnÝn kuzeyi veArjantinÕin g�neydoÛusunda etkin bir ßekildeg�zlenmektedir (van Straaten, 1961; Evans,1965; Thompson, 1968; Dars vd., 1979; Levoyvd., 2000).

Her ne kadar �lkemizde bu t�r g�ncel sediman��kelim alanlarÝ g�zlenmese de ge�mißte oluß-muß gelgit d�zl�Û� ile ilgili fasiyesler i�eren bi-rimlerin varlÝÛÝ bilinmektedir (Varol ve KazancÝ,1983; T�rkmen vd., 1999; YÝlmaz, 1999; �inervd., 2002; Koßun ve �iner, 2002). Bu �alÝßma-nÝn amacÝ �ok g��l� gelgit etkisinin yery�z�nde

en iyi g�zlendiÛi yerlerden biri olan Mont-Saint-Michel (MSM) K�rfeziÕnde (kuzeybatÝ Fransa)rastlanan jeomorfik birimler ile sedimanter fasi-yes ve ortamlarÝn bir kÝsmÝnÝ irdelemektir. �alÝß-ma y�ntemi hava fotoÛraflarÝ ve arazi �alÝßmala-rÝyla belirlenen alanlarda �eßitli derinlik ve uzun-lukta a�Ýlan yarmalar aracÝlÝÛÝ ile fasiyeslerin za-man ve mekan i�indeki daÛÝlÝmlarÝnÝn g�zlen-mesine ve yorumuna dayanmaktadÝr.

MONT-SAINT-MICHEL K�RFEZÜÕNÜNJEOLOJÜK OLUÞUMU

MSM K�rfezi FransaÕnÝn kuzeybatÝsÝnda 500km2Õlik bir alan kaplar (Þekil 1). G�n�m�zdek�rfezin tabanÝnÝ olußturan granit k�tlesinin18.000 yÝl �ncesinde 120 m kadar yukarÝda yeraldÝÛÝ d�ß�n�lmektedir (Morzadec-Kerfourn,1974, 1975). Bug�n k�rfezin bulunduÛu alanÝ�evreleyen kaya�lar doÛuda ßist ve granodiyo-rit, batÝda migmatit, g�neyde ise PleistosenÕdeng�n�m�ze kadar gelißen al�vyonlardan oluß-maktadÝr (Deroin vd., 1997). Holosen �ncesibaßlayan iklimdeki ÝsÝnma sonucu y�kselen de-

Þekil 1. Mont-Saint-Michel K�rfezi yerbulduru ve ßematik jeoloji haritasÝ (Lefeuvre ve Bouchard, 2002Õden deÛißti-rilerek alÝnmÝßtÝr).

Figure 1. Location and schematic geological map of Mont-Saint-Michel Bay (modified from Lefeuvre and Bouc-hard, 2002).

Cancale

niz seviyesinin yarattÝÛÝ ��kel havza k�rfezeakan nehirlerin taßÝdÝÛÝ sedimanlar ile yavaß ya-vaß dolmaya baßlamÝßtÝr (Lefeuvre ve Bouc-hard, 2002). G�n�m�zden 6500 yÝl kadar �nceyavaßladÝÛÝ bilinen transgresyonun da etkisi ilek�rfezin dolum s�reci hÝzlanmÝß ve ortalama ka-lÝnlÝÛÝ 10 mÕyi bulan bir sediman �rt�s� b�lgeyikaplamÝßtÝr (Morzadec-Kerfourn, 1974, 1975;Lautridou, 1977). HavzanÝn kimi yerlerinde ise,sediman kalÝnlÝÛÝnÝn 20 mÕyi ge�tiÛi bilinmekte-dir (LÕHomer, 1981). �zellikle karaya yakÝn olankÝsÝmlarÝnda organik maddece �ok zengin �a-murdan olußan tuzlu bataklÝk alanlar ile kÝyÝ �n�-n�n ileri kÝsÝmlarÝnda karbonat oranÝ �ok y�ksek(40-55%) siltli-kumlu ��keller bulunur (Marc-hand vd., 1998). Yerel olarak bu ��kellere Òtan-gueÓ ve bunlarÝn olußturduÛu topoÛrafyaya iseÒwaddenÓ adÝ verilir (Þekil 2). YapÝlan sondajlar-da kÝyÝya yakÝn kesimlerde turba ve eski toprakseviyeleri ile siltli-kumlu ��kellerin (tangue) ar-dalandÝÛÝ ve t�m�n�n yaßÝnÝn Holosen olduÛug�r�lmektedir (SVT, 2002). KÝyÝdan a�ÝklaradoÛru gidildik�e ise turba seviyelerinin tamamenkaybolduÛu ve killi-siltli-kumlu ��kellerin �eßitlioranlarda ardalandÝÛÝ g�zlenmektedir.

K�rfezin doÛusunda y�zeyleyen Tombelaine veMSM AdacÝklarÝ da ana granit k�tlesinin sedi-manlarca kaplanmamÝß birer uzantÝlarÝ g�r�n�-m�ndedirler (Þekil 1 ve 3). YapÝlan hesaplar de-niz seviyesinin yÝlda ortalama 15 mm kadar y�k-seldiÛini ve bunun sonucunda da 25-30 hektarkadar alanÝn tuzlu bataklÝklar ile kaplandÝÛÝnÝg�stermektedir (Larsonneur, 1989; Bouchardvd., 1995). HolosenÕden bu yana, �zellikle deson 6000 yÝlda ��kelen sedimanlarÝn miktarÝnÝn

10 milyar m3 (yÝllÝk 1.5-1.75 milyon m3) kadar ol-duÛu hesaplanmÝßtÝr (Migniot, 1998).

JEOMORFÜK BÜRÜMLER VE SEDÜMAN��KEL ORTAMLARI

Okyanusal ÝlÝman bir iklimin h�k�m s�rd�Û�MSM K�rfeziÕnin bulunduÛu b�lge yery�z�ndeg�r�len en b�y�k gelgit k�kenli deniz seviyesideÛißimlerinden birine sahne olmasÝ ile bilinir(Lang vd., 1973; Larsonneur, 1989; Levoy vd.,2000). �zellikle bahar aylarÝnda 15 mÕyi bulabi-len g�nl�k deniz seviyesi deÛißimlerinin sonu-cunda MSM K�rfeziÕnin yarÝya yakÝn b�l�m�(yaklaßÝk 250 km2) a�ÝÛa �Ýkar (Chabert DÕHi-eres ve Le Provost, 1978; Deroin vd., 1997).B�ylece kuzeybatÝya doÛru yaklaßÝk 3oÕlik bireÛimi bulunan k�rfezin kÝyÝdan 15 km kadar birkesiminde g�n�n yarÝsÝnÝ kaplayan bir zamandilimi i�erisinde jeomorfolojik ve sedimantolojikg�zlemlerde bulunulabilmek olanaklÝ hale gelir.Bu �alÝßmada MSM K�rfeziÕnde g�zlenenjeomorfik birimler Marchand vd. (1998)Õdenesinlenilerek �� sistem altÝnda toplanmÝß olup,bunlar: 1. K�rfez sistemi, 2. Üstridye-midye yÝÛÝ-ßÝmlarÝ ve solucan resifleri, 3. KÝyÝ kumul siste-miÕdir.

K�rfez Sistemi

MSM K�rfeziÕne doÛu ve g�neydoÛudan ulaßan�� nehir (S�e, S�lune ve Couesnon Nehirleri)bulunmaktadÝr (bkz. Þekil 1). K�rfez sisteminiolußturan birimler anÝlan nehirlerin kÝyÝ �n�n�n�eßitli kesimlerinde olußturduÛu tuzlu bataklÝklarile gelgit d�zl�Û� ve kanallarÝ gibi sedimanter or-

�iner 17

Þekil 2. Mont-Saint-Michel K�rfezi sediman tiplerini g�sterir ßematik kesit. (SVT, 2002Õden deÛißtirilerek alÝnmÝß-tÝr).

Figure 2. Schematic section showing of sediment types in Mont-Saint-Michel Bay (modified from SVT, 2002).

18 Yerbilimleri

Þekil 3. MSM K�rfeziÕnde gelgit sÝrasÝnda gelißen sÝÛgelgit kanallarÝ ve ÒtangueÓ olarak bilinensiltli-kumlu birimler (fotoÛraf TombelaineAdacÝÛÝÕndan �ekilmiß olup, ileride MSMAdacÝÛÝ g�r�lmektedir. SaÛ ortada insanlarse�ilmektedir).

Figure 3. Silty-sandy units (tangue) and shallow tidalchannels in MSM Bay area (picture showsMSM Island taken from Tombelaine Island.Humans on the middle right).

tamlarÝ i�erirler. Benzer birim ve fasiyesler GBÜspanya-Portekiz sÝnÝrÝndaki Guardiana NehrideltasÝ (Morales, 1997) ile G�ney KoreÕnin batÝsahilleri (Wells vd., 1990) gibi �nemli gelgit olay-larÝnÝn g�zlendiÛi d�nyanÝn baßka b�lgelerindede tanÝmlanmÝßlardÝr.

Gelgit kanalÝ ��kelleri

MSM K�rfeziÕne ulaßan nehirler g�nl�k gelgit sÝ-rasÝndaki hÝzlÝ su akÝßÝ nedeni ile �nemli bir se-diman taßÝma mekanizmasÝ olußtururlar (Þekil4). K�rfeze vardÝÛÝ noktada derinliÛi fazla olma-makla birlikte (birka� metre) kanallarÝn genißliÛigelgit esnasÝnda birka� y�z metreye kadar ula-

ßabilmektedir. K�rfezin orta kesimlerine ulaßtÝk-larÝnda ise dallanÝp budaklanarak belirgin kanal-larÝ olmayan (anastomoze) bir nehir g�r�n�m�sunarlar (bkz. Þekil 3).

Gelgit kanallarÝndan birinde a�Ýlan yarmalardaiyi boylanmÝß ve yuvarlaklaßmÝß, ince-orta kumboyutunda sedimanlara rastlanmÝßtÝr. KanalÝntaban kÝsmÝnda kaba taneli kum ve az da olsagecikme �akÝllarÝ g�zlenmektedir. Kimi yerlerdebelli belirsiz de olsa, ince bir tabakalanma izle-nebilir. Ancak gelgit kanalÝnÝn en �nemli fasiye-si k���k boyutlu teknemsi �apraz tabakalanma(1-5 cm) ve bunlarÝn olußturduÛu setlerdir. Kimikesitlerde ise bu teknemsi �apraz tabakalarÝn�ukur �st kÝsÝmlarÝ silt-kil boyu sedimanlar ile �r-t�lm�ßt�r (Þekil 5). T�ys� tabakalanma olarakbilinen bu sedimanter yapÝ, gelgit sÝrasÝnda hÝz-la hareket eden suyun olußturduÛu kum ripÝllarÝ-nÝn �zerine suyun duraÛan hale geldiÛi d�nem-lerde asÝlÝ haldeki silt-kil boyu sedimanlarÝn (�a-mur) ��kelmesi ile olußur (Reineck ve Wunder-lich, 1968). B�lgede daha az da olsa g�zlenenbir diÛer sedimanter yapÝ ise, �amur katmanlarÝarasÝnda izole halde kum ripÝllarÝnÝn g�zlenebil-diÛi dalgalÝ tabakalanmadÝr. AkÝntÝ hÝzÝnÝn artÝpyavaßlayabildiÛi bazÝ ortamlarda (�rneÛin akar-su ortamÝ; Terwindt ve Breusers, 1972; Martin,2000) olußabilse de bu t�r sedimanter yapÝlar�zellikle gelgit kanallarÝ ve gelgit d�zl�klerinin ti-pik yapÝlarÝ olarak bilinirler (van Straaten, 1954;

Þekil 4. S�lune Nehri ve hÝzla ilerleyen gelgit dalgasÝ.Figure 4. S�lune River and advancing tidal wave.

Þekil 5. Gelgit kanalÝ i�inde gelißmiß t�ys� �apraz ta-bakalanmalar. (Ünce taneli kum ripÝllarÝnÝn(K) �ukur kesimleri (�) silt-kil boyu sediman-larca doldurulmußtur).

Figure 5. Flaser bedding within a tidal channel. (Thetroughs of fine sand ripples (K) are filled bysilt and mud (�)).

�iner 19

Reineck, 1967; Reineck ve Wunderlich, 1968;Terwindt, 1971; Elliott, 1986).

Tuzlu bataklÝklar

Nehirler tarafÝndan taßÝnan kil-silt boyu malze-menin gelgit etkisi ile kÝyÝya yakÝn kÝsÝmlarda ��-kelmesi sonucu gelißen tuzlu bataklÝk alanlarÝ(yaklaßÝk 40 km2) �zerinde yetißen otlardan do-layÝ tuzlu �ayÝr (schorre) olarak bilinir (Þekil 1 ve6). Tuzlu �ayÝrlarÝ olußturan bu sedimanlar (bal-�Ýk) �zerinde �zellikle Puccinellia bitkisi �ok ge-niß alanlar kaplar (Deroin vd., 1997). A�Ýlan yar-malarda organik maddece zengin �amurlar ileince-kaba taneli kumlarÝn yanal ve dikey y�ndefasiyes deÛißtirdikleri g�zlenmektedir (bkz. Þekil6). �zellikle �amur i�inde belli belirsiz bir lami-nalanma ve bol bitki k�k� izlerine rastlanÝr. Kimikesitlerde ise turba olarak adlandÝrÝlabilek oran-da organik maddece zengin seviyeler de g�z-lenmektedir (bkz. Þekil 2).

�amurlu gelgit d�zl�Û�

Gelgit ara d�neminde suda asÝlÝ halde bulunankil boyu malzemenin ��kelmesi sonucu tuzlu�ayÝrlarÝn denize doÛru a�Ýlan kÝsÝmlarÝnda olu-ßur ve geniß alanlar kaplar (Þekil 7). �st kesim-lerinde bitki �rt�s� ve canlÝ izleri gelißmemißolup, suyun tamamen �ekildiÛi d�nemlerde �a-mur �atlaklarÝ olußur. K�rfezin �eßitli kesimlerin-de �amur �atlaklarÝnÝn ayrÝßarak 5-50 cm b�-

y�kl�Ûe erißebilen �amur bloklarÝ ve bunlarÝnakÝntÝlar ile taßÝnmasÝ sonucu olußan �amur top-�uklarÝ bulunabilir. Dikine kesitlerde ise kalÝnlÝÛÝ1 mÕyi bulabilen masif �amura rastlanÝldÝÛÝ gibilaminalÝ veya �ok ince tabakalÝ kil-silt ardalan-malarÝndan olußan sedimanter �evrimler deg�zlenmektedir (Þekil 8). Yanal devamlÝ, siyahrenkli kil lamina ve/veya �ok ince tabakalarÝnÝn(1-2 cm) a�Ýk sarÝ renkli ince silt tabakalarÝ (2-3cm) ile ardalanmasÝndan olußan bu ��kellerin�zellikle siltli kesimlerinde �ok yavaß akÝntÝlarÝnolußturduÛu akÝntÝ ripÝllarÝ da g�zlenebilir.

Kumlu gelgit d�zl�Û�

Kumlu gelgit d�zl�Û� genellikle kÝyÝ �n�n�n ile-ri kÝsÝmlarÝnda gelißmißtir. Ünce-kaba kum boyu-tunda karbonat oranÝ �ok y�ksek ��keller yeryer midye ve istridye kavkÝlarÝ da i�erirler. Kimiyerlerde ise, kum boyutuna indirgenmiß canlÝ

Þekil 6. Tuzlu bataklÝklarÝn (tuzlu �ayÝr) genel g�r�n�-m� ve kesiti. Y�zeyde Puccinellia bitkileri vek���k bir gelgit kanalcÝÛÝ, kesitte ise organikmaddece zengin �amur fasiyesinin yanal vedikey y�nde silt oranÝ y�ksek fasiyeslere ge-�ißi g�r�lmektedir (k�rek 140 cmÕdir).

Figure 6. General view and cross section of saltmarches (schorre). Puccinellia plants andsmall tidal channel on the surface are visib-le. Section shows lateral and vertical facieschanges from organic rich mud to silty-sandy sediments (shuffle is 140 cm long).

Þekil 7. �amurlu gelgit d�zl�Û�n�n genel g�r�n�m�(arka planda MSM AdacÝÛÝ �n planda ise ye-ni olußmuß �amur �atlaklarÝ ve bunlardan t�-remiß �amur bloklarÝ g�r�lmektedir. Pala 50cmÕdir).

Figure 7. General view of the muddy tidal flat (MSMIsland on the background and newly develo-ped mud cracks and mud blocks on the fo-reground. Knife is 50 cm long).

20 Yerbilimleri

fasiyesidir (Þekil 12). A�Ýlan yarmalarda, kalÝn-lÝklarÝ 1 mÕyi ge�ebilen masif kum ve masif �a-mur tabakalarÝnÝn yanÝ sÝra ortalama 1-5 cm ka-lÝnlÝktaki �amur-kum tabakalarÝnÝn ardalanmala-rÝ da g�zlenmißtir (Þekil 13). Kum tabakalarÝnÝnkalÝnlÝklarÝ kimi yerde 10 cmÕyi ge�ebilir ve taba-kalar i�inde aßaÛÝdan yukarÝya doÛru tane boyuk���lmesi ve �st kÝsÝmlarda da k���k akÝntÝ ri-pÝllarÝ bulunabilir. �amur tabakalarÝ i�inde ise si-yahtan griye kadar deÛißen renklerde milimetrekalÝnlÝÛÝnda laminalanma g�zlenir. Bu �amur-kum ardalanmalarÝ �amurlu gelgit d�zl�Û�ndebahsedilen �evrimlerin kumlu eßdeÛeri olarakyorumlanabilirler.

Þekil 8. �amurlu gelgit d�zl�Û�nde siyah renkli kil la-mina ve/veya �ok ince tabakalarÝ ile a�Ýk sa-rÝ renkli ince silt tabakalarÝndan olußan sedi-manter �evrimler.

Figure 8. Sedimentary cycles made up of black mudlaminae and/or very fine beds alternatingwith yellow colored fine silty beds.

Þekil 9. Kumlu gelgit d�zl�Û�nde gelißmiß akÝntÝ ripÝl-larÝ (akÝß y�n� fotoÛrafÝn saÛÝndan solunadoÛru olup arka planda MSM AdacÝÛÝ g�r�l-mektedir).

Figure 9. Current ripples developed in sandy tidal flat(current direction is from right towards left.MSM Island on the background).

Þekil 10. Kumlu gelgit d�zl�Û�nde gelißmiß dil ßekilliripÝllar (akÝß y�n� fotoÛrafÝn �st saÛ kÝsmÝn-dan alt sol kÝsmÝna doÛrudur. Pala yaklaßÝk30 cmÕdir).

Figure 10. Lingoid ripples developed in sandy tidalflat (current direction is from upper right to-wards lower left. Knife is approximately 30cm long).

kavkÝlarÝ sedimanÝn tamamÝnÝ olußturabilir. Y�-zeyde, gelgit akÝntÝlarÝnÝn ßiddet ve y�n�ne baÛ-lÝ olarak gelißen �eßitli tipteki akÝntÝ ripÝllarÝ g�z-lenir (Þekil 9 ve 10). Dikine kesitlerinde ise ma-sif g�r�n�ml� kumda bol canlÝ ka�Ýß izleri ile suka�ma yapÝlarÝna rastlanabilir (Þekil 11).

KarÝßÝk (kumlu-�amurlu) gelgit d�zl�Û�

YukarÝda deÛinilen �amurlu ve kumlu gelgit d�z-l�Û�nde gelißen ��kellerin �eßitli oranlarda ka-rÝßmasÝ ve/veya ardalanmasÝ sonucu gelißen vecoÛrafi anlamda en yaygÝn olan gelgit d�zl�Û�

Þekil 11. Kumlu gelgit d�zl�Û�nden bir kesit ve canlÝka�Ýß izleri.

Figure 11. Sandy tidal flat section showing bioturba-tion.

�iner 21

Þekil 12. KarÝßÝk (kumlu-�amurlu) gelgit d�zl�Û�. Sa-rÝ renkli kaba kumdan olußmuß engel adasÝbir dil ßeklinde uzanmakta olup �zerinde k�-��k boyutlu r�zgar ripÝllarÝ gelißmißtir. �a-mur �atlaklarÝnÝn ayrÝßmasÝ ile olußmuß �apÝ1 mÕyi bulabilen �amur bloklarÝ ise geri plan-da g�r�lmektedir (uzakta MSM AdacÝÛÝ se-�ilmektedir).

Figure 12. Mixed tidal flat. Tongue shaped barrier is-land composed of yellow coarse sand on theforeground and mud blocks up to 1 m in di-ameter on the background (MSM Island onthe upper left of the picture).

Þekil 13. KarÝßÝk gelgit d�zl�Û�nden bir kesit (sarÝ ka-ba kum tabakalarÝnÝn ince laminalÝ siyah �a-mur tabakalarÝ ile ardalanmasÝndan olußansedimanter �evrimler).

Figure 13. A section through the mixed tidal flat (se-dimentary cycles composed of yellow coar-se sand beds alternating with finely lamina-ted black mudy beds).

KarÝßÝk gelgit d�zl�Û�nde g�zlenen diÛer bir fa-siyes de yutan kumlar (moving sands) ve k���kboyutlu �amur volkanlarÝdÝr (Þekil 14 ve 15). Yu-tan kumlar �stteki kum yÝÛÝnÝnÝn su ile doygunolmasÝndan dolayÝ alttaki �amur tabakasÝ �zeri-ne tam olarak ��kelememiß olmasÝndan kay-

naklanÝrlar. Kimi yerlerde 50 m2Õyi bulan alanlarkaplayan ve �zerine basanÝ (b�lgeyi ziyareteden turistler, istridye-midye toplayan kißiler vetuzlu �ayÝrlarda otlayan koyunlar gibi) aßaÛÝdoÛru �ekebilen tehlikeli bir olußum olarak bili-nirler. Yutan kumlar �zerine hafif�e basÝlmasÝ ilealttaki �amurun bir su ka�ma yapÝsÝ olußturaraky�zeye �ÝkmasÝ sonucu ise k���k boyutlu �a-mur volkanlarÝnÝn olußtuÛu g�zlenmißtir (bkz.Þekil 14 ve 15). Olußan �amur volkanlarÝnÝn ge-nißlikleri 5-20 cm y�kseklikleri de 2-4 cm olabi-lir. Benzer ßekilde hÝzlÝ ��kelimin ve tektonizma-

Þekil 14. KarÝßÝk gelgit d�zl�Û�nde g�zlenen yutankumlar ve �zerine yapÝlan basÝn� sonucuolußan k���k boyutlu �amur volkanlarÝ.

Figure 14. Moving sands and mud volcanoes in themixed tidal flat environment.

Þekil 15. �amur volkanlarÝndan bir ayrÝntÝ. Figure 15. Detail of a mud volcano.

10 cm

22 Yerbilimleri

nÝn aktif olduÛu b�lgelerde �zellikle organikmaddece zengin �amurlarÝ �zerleyen sediman-larÝn aÛÝrlÝÛÝ ile olußan metrelerce y�ksekliÛin-deki �amur volkanlarÝnÝn varlÝÛÝ da bilinmektedir(Hedberg, 1974; Kopp, 1985; Algar, 1993; As-lan vd., 2001).

Üstridye-Midye YÝÛÝßÝmlarÝ ve SolucanResifleri

MSM K�rfeziÕnin batÝsÝ ile orta kÝsÝmlarÝnÝ kap-layan b�lgede �eßitli deniz kabuklularÝnÝn oluß-turduÛu yÝÛÝßÝmlar ve solucan resifleri gelißmiß-tir.

Üstridye yÝÛÝßÝmlarÝ

�alÝßma alanÝnÝn batÝsÝndaki Cancale yarÝma-dasÝ a�ÝklarÝnda genelde kÝyÝya paralel uzananistridye yÝÛÝßÝmlarÝnÝn uzunluklarÝ birka� kmÕyi,genißlikleri 5-20 mÕyi, y�kseklikleri ise kimi yer-lerde 0.5-1 mÕyi bulabilir (Þekil 1 ve 16). KarayadoÛru tuzlu �ayÝrlara, denize doÛru ise karÝßÝkgelgit d�zl�Û�ne ge�iß yapan bu yÝÛÝßÝmlar, ba-zÝ yerlerde bir dalgakÝran g�revi yaparak sahilile arasÝnda �ok sÝÛ bir lag�n olußturabilirler.

Midye yÝÛÝßÝmlarÝ

K�rfezin g�neybatÝsÝndaki midye kabuklarÝnÝnolußturduÛu yÝÛÝßÝmlar ise �ok daha geniß alan-lar kaplarlar (bkz. Þekil 1). Gelgit akÝntÝlarÝnÝnetkisi nedeniyle genelde iyice kÝrÝlmÝß kavkÝlar-dan olußan ve kÝyÝya parallel olarak uzanan buyÝÛÝßÝmlarÝn bir kÝsmÝ da tÝpkÝ istridye yÝÛÝßÝmla-rÝ gibi bir engel adasÝ g�r�n�m�n� almÝßtÝr. Sa-

hil ile engel adasÝ arasÝnda olußan lag�nde isetipik olarak masif g�r�n�ml� ve yoÛun canlÝ ka-�Ýß izli �amur g�zlenir. Lag�n� kesen k���k bo-yutlu gelgit kanallarÝ ve bunlarÝ dolduran silt-kum boyu sedimanlara da sÝk�a rastlanÝr.

Solucan resifleri

K�rfezin orta kesimlerinde ise y�rede ÒHermel-lesÓ olarak bilinen Polychaeta annelids (Sabel-laria alveolata) solucan resifleri takriben 100hektar kadar bir alan kaplarlar (Deroin vd.,1997; Þekil 1, 17 ve 18). Gelgit esnasÝnda asÝlÝhalde taßÝnan silt-kum boyu malzemeleri yaka-layarak b�y�yen, a�Ýk kahve renkli bir t�p bi�i-mindeki solucanlardan olußan bu resifler, genel-de 40-80 cm (en b�y�k 150 cm) y�ksekliÛindek�meler ßeklinde gelißmiß olup, yanal olarak

Þekil 16. UfalanmÝß istridye kavkÝlarÝndan olußan vetuzlu �ayÝrlara yanal (geri plandaki otlukalan) ve dikey (suyun aktÝÛÝ kanalcÝk civarÝ)y�nde ge�iß yapan istridye yÝÛÝßÝmlarÝ.

Figure 16. Oyster accumulations passing laterally(plants on the background) and vertically(small tidal channel on the left) to the schor-re.

Þekil 17. Polychaeta annelids (Sabellaria alveolata)solucan resifleri.

Figure 17. Polychaeta annelids (Sabellaria alveolata)worm reefs.

Þekil 18. Solucan resiflerinin t�plerini g�sterir ayrÝntÝ(lens kapaÛÝnÝn �apÝ 5 cmÕdir).

Figure 18. Detail showing the tubes of the worm re-efs (lens cap is 5 cm in diameter).

�iner 23

fazla devamlÝlÝk g�stermezler ve kumlu gelgitd�zl�Û�ne ge�erler.

KÝyÝ Kumul Sistemi

MSM K�rfeziÕnin kuzeydoÛusunda Bec dÕAnda-ine olarak anÝlan b�lgede kuzeybatÝ r�zgarlarÝve gelgit akÝntÝlarÝnÝn etkisi ile kuzeyden g�neyedoÛru bir dil ßeklinde uzanan kÝyÝ kumul sistemigelißmißtir (bkz. Þekil 1). K�rfez sistemindekinehirlerin taßÝdÝÛÝ sedimanlarÝn gelißtirdiÛi tuzlu�ayÝrlarÝn yayÝlÝmÝnÝ engelleyen bir konumdabulunan bu kumullar kÝyÝya parallel olarak bir-ka� km boyunca uzanÝrlar. Karasal kesimindey�kseklikleri metrelerce olan kumullar gelgitakÝntÝlarÝna maruz kalan kesimlerde 20-40 cmy�kseklikte megaripÝllar olarak gelißmißlerdir(Þekil 19 ve 20).

TARTIÞMA VE SONU�LAR

Yery�z�ndeki b�y�k boyutlu g�ncel gelgitin en�nemlilerinden birinin g�zlenediÛi MSM K�rfe-ziÕnde �� jeomorfik birim (1. K�rfez sistemi, 2.Üstridye-midye yÝÛÝßÝmlarÝ ve solucan resifleri, 3.KÝyÝ kumul sistemi) ayÝrtlanarak bunlarÝn i�erdi-

Ûi sedimanter fasiyesler tanÝmlanmÝßtÝr. Bunag�re nehirlerin k�rfeze girdiÛi noktadan itibarengelißen k�rfez sisteminin sÝÛ gelgit kanallarÝnÝdolduran ��kellerin �nemli bir b�l�m� t�ys� vedalgalÝ tabakalanmalar ile temsil edilirler. Bu ka-nallarÝn i�inde ilerlediÛi organik maddece zen-gin �amur ve silt-ince kumdan olußan tuzlu ba-taklÝklar (tuzlu �ayÝrlar) ise �zerlerinde gelißenbitki �rt�s� ile tipiktirler.

K�rfez sisteminin diÛer sedimanter ortamlarÝnÝise, kÝyÝdan a�ÝÛa doÛru �amurlu ve kumlu gel-git d�zl�Û� ile bunlarÝn yanal ve dikey y�nde ge-�iß yaptÝÛÝ karÝßÝk gelgit d�zl�Û� olußturur. A�Ý-lan yarmalarda g�zlenen �amur-silt ve/veyakumdan olußan lamina ve tabakalarÝn olußturdu-Ûu sedimanter �evrimler gelgit d�zl�Û�n�n en�nemli fasiyeslerinden biridir. Varv olarak tanÝm-lanan benzer �evrimler tipik olarak buzul g�llerive kapalÝ havzalarda g�zlenmekte olup, her bir�ifti bir yÝllÝk ��kelime ißaret eder (Ashley, 1975).MekanizmasÝ veya olußtuÛu ortam ne olursa ol-sun sedimanter �evrimlerin olußabilmesi i�in�nemli oranda dikine birikmenin olmasÝ ve dola-yÝsÝ ile ��kelmenin erozyondan daha baskÝn ol-duÛu bir durumun olußmasÝ gerektiÛi geneldekabul g�ren bir yaklaßÝmdÝr (Allen ve Duffy,1998). Benzer g�ncel gelgit �evrimlerinde yapÝ-lan araßtÝrmalar koßullar uygun olduÛu takdirdeyÝllÝk net ��kelim miktarÝnÝn 10 cmÕden 1 mÕyekadar deÛißebildiÛini g�stermektedir (Archer veKvale, 1989; Williams, 1989a,b, 1991; Kuechervd., 1990; Miller ve Eriksson, 1997). Buna kar-ßÝn Proterozoik (Chan vd., 1994) ve Karbonifer

Þekil 19. KÝyÝ kumul sistemi (K) (geri plandaki aÛa�lÝb�lge) ve �n kÝsÝmda gelgit akÝntÝlarÝ ile ge-lißmiß megaripÝllar (akÝntÝ y�n� fotoÛrafÝnsaÛ �st k�ßesinden sol alt k�ßesine doÛru-dur. MegaripÝllarÝn �zerinde sÝÛ suda ve ha-fif akÝntÝ ile gelißmiß dil ßekilli ripÝllar (A) vefotoÛrafÝn saÛ alt k�ßesine doÛru ilerleyenboßaltma ripÝllarÝ (B) g�r�lmektedir).

Figure 19. Dune system (K) (forest on the backgro-und) and the megaripples developed by tidalcurrents on the foreground (flow directionfrom upper right towards lower left of the pic-ture. Smaller current ripples generated ontop of the megaripples: A) lingoid ripples, B)drainage ripples moving towards lowerright).

Þekil 20. MegaripÝllarÝn �anak kesiminde olußmußk���k boyutlu bir yelpaze (A) ve suseviyesinin tekrar al�almasÝ sonucu onukeserek olußan diÛer bir al�ak d�zey yel-pazesi (B).

Figure 20. Small fan (A) developed within the troughof a megaripple. Note the lowstand fan (B)cutting trough the previously formed fan.

24 Yerbilimleri

(Lanier vd., 1993; Kvale vd., 1994; Miller veEriksson, 1997) yaßlÝ kaya�larda g�zlenen sedi-manter �evrimler, gelgit etkisinden ziyade, gelgitb�lgesine ulaßan nehirlerin mevsimsel sedimanmiktarÝndaki deÛißime atfedilmißtir. Bu g�r�ßeparalel olarak MSM K�rfeziÕne giren nehirlerinsediman y�klerindeki mevsimsel deÛißimlerdendolayÝ yaz ve bahar aylarÝ s�resince silt-kum bo-yu malzeme ��kelirken, organik aktivitenin dahaaz olduÛu kÝß aylarÝnda ise genelde kil boyu se-dimanlarÝn ��kelmiß olabileceÛi ve dolayÝsÝylakarÝßÝk gelgit d�zl�Û�nde g�zlenen �evrimlerinen azÝndan bir kÝsmÝnÝn bu ßekilde olußmuß ola-bilecekleri yorumu yapÝlabilir. �amurlu gelgitd�zl�Û�ndeki kil-silt ardalanmalarÝnÝn her bir �if-ti ise yÝllÝk ve/veya ayÝn �ekim etkisi ile olußan28 g�nl�k (1 ay) gelgit k�kenli sedimanter �ev-rimler olabilir (Allen ve Duffy, 1998). Her ne ka-dar bu �alÝßmanÝn kapsamÝ dÝßÝnda ise de, but�r sedimanter �evrimlerin k�kenlerine ve olu-ßum mekanizmalarÝna ilißkin daha ayrÝntÝlÝ birkanÝya varÝlabilmesi i�in, g�ncel sedimantasyo-nun �eßitli izleme noktalarÝ aracÝlÝÛÝyla ve belirlibir s�re boyunca (�rneÛin a�Ýlan bir yarmadaaylÝk ve yÝllÝk sedimantasyon �l��mleri ve bunla-rÝn istatistiki bilgilerinin derlenmesi gibi) takipedilmesi gerekmektedir.

MSM K�rfeziÕnin batÝsÝ ile orta kÝsÝmlarÝnda bu-lunan istridye-midye yÝÛÝßÝmlarÝ ile solucan resif-lerinin gelgit d�zl�Û� �zerinde zaman zamanengel adalarÝ olußturabilecek kadar gelißtikleribilinmektedir. YapÝlan g�zlemler istridye-midyeyÝÛÝßÝmlarÝnÝn kapladÝÛÝ alanlarÝn gittik�e arttÝÛÝy�n�ndedir (Bonnot-Courtois, 1994; Marchand,1997).

K�rfezin kuzeydoÛusunda kuzeybatÝ r�zgarlarÝ-nÝn etkisine a�Ýk bir alanda gelißmiß olan kÝyÝ ku-mul sistemi de, diÛer sistemlerde olduÛu gibi,net bir ilerleme halindedir. �zellikle k�rfez siste-mini olußturan nehirlerin taßÝdÝÛÝ kumlar kÝyÝ ku-mullarÝnÝ ve gelgit etkisine maruz megaripÝllarÝnolußumunu beslemektedir. Bu alanlarÝn daSpartina townsendi ve Salicornia herbacea gibibitkilerce gittik�e artan bir ßekilde kaplanmasÝsonucu 10 yÝldan az bir zaman dilimi i�erisindesistemin 180 ile 270 m arasÝnda ilerlediÛi belirtil-mektedir (Marchand vd., 1998).

T�m bu doÛal olaylara ilave olarak, insan aktivi-tesinin de sedimantasyon �zerinde �ok �nemlibir etki yaptÝÛÝ ve b�lgenin morfolojisini deÛißtir-

diÛi g�zlenmektedir (Lefeuvre ve Bouchard.,2002). 11. Y�zyÝlÕdan itibaren ekilebilecek alan-lar a�mak ve taßkÝnlarÝ �nlemek amacÝ ile inßaedilen �eßitli settler ve k���k barajlar ile su ka-nallarÝnÝn yapÝmÝ nehirlerin taßÝdÝÛÝ sedimanla-rÝn gittik�e daha gerilerde ��kelmesine nedenolmaktadÝr (Morzadec-Kerfourn, 1974, 1975;Larsonneur, 1989). AyrÝca 1879 yÝlÝnda anakaraile MSM AdacÝÛÝ arasÝnda yapÝmÝ tamamlananyola, 1959 yÝlÝnda taßÝt park alanÝ da eklenmiß-tir. Her yÝl MSM ManastÝrÝnÝ ziyarete gelen mil-yonlarca turistin ihtiyacÝna yanÝt verse de, bu ya-pÝlanlar sedimantasyonu arttÝrmakta ve bununsonucu olarak da MSM AdacÝÛÝÕnÝn etrafÝ gelgitsÝrasÝndaki y�ksek deniz seviyesinde bile artÝksu ile kaplanamamaktadÝr (Migniot, 1998). Ünßaedilen barajlarÝn bir kÝsmÝnÝn nehir yataklarÝnÝnyer deÛißtirmesi sonucu yÝkÝlmalarÝ bile bu sonu-cu deÛißtirecek gibi g�r�lmemektedir (LÕHomer,1981). Nitekim yapÝlan hesaplar yÝllÝk 1.5 milyonm3Õl�k sediman girdisi olan k�rfezin pek de uzakolmayan bir gelecekte dolmaya mahkum oldu-Ûunu g�stermektedir (LCHF, 1977). MSM K�rfe-ziÕnde g�zlenen jeomorfik birimler ve bunlarÝni�erdiÛi sedimanter fasiyeslerin olußum meka-nizmalarÝnÝn iyi anlaßÝlabilmesi, sadece jeolojikanlamda deÛil �evresel, ekolojik ve beßeri an-lamda da b�y�k bir �nem taßÝmaktadÝr.

KATKI BELÜRTME

Yazar, bu �alÝßmanÝn ger�ekleßtirilmesi i�in ge-rekli olan arazi incelemesine maddi destek saÛ-layan T�rkiyeÕdeki FransÝz B�y�kel�iliÛiÕne, b�l-geyi kendisine tanÝtan Dr. Philippe Duringer (Lo-uis Pasteur �niversitesi, Strasbourg), Dr. MaxDeynoux (CNRS, Strasbourg) ve Dr. Ahmed Be-nanÕa (TOTAL Petrol Þirketi), ßekillerin d�zen-lenmesinde yardÝmcÝ olan Arß. G�r M. Akif SarÝ-kayaÕya (Hacettepe �niversitesi) ve makaleningelißmesine eleßtiriyle katkÝ saÛlayan Prof. Dr.Nizamettin KazancÝ ile adÝnÝ bilmediÛi diÛer ha-keme teßekk�rlerini sunar.

KAYNAKLAR

Algar, S.T., 1993. Controls on Jurassic through EarlyTertiary sedimentation, in Trinidad. In: J.L.Pindell and B.F. Perkins (eds.), Mesozoicand Early Cenozoic development of theGulf of Mexico and Caribbean region: Acontext for hydrocarbon exploration, 13th

Annual Research Conference Proce-

edings, Gulf Coast Section, Society ofEconomic Paleontologists and Mineralo-gists, 221-235.

Allen, J.R.L., and Duffy, M.J. 1998. Temporal andspatial depositional patterns in the SevernEstuary, southwestern Britain: intertidalstudies at spring-neap and seasonal sca-les, 1991-1993. Marine Geology, 146,147-171.

Archer, A.W., and Kvale, E.P., 1989. Seasonal andyearly cycles within tidally laminated sedi-ments-an example from the Pennsylvanianof Indiana, U.S.A. In: J. Cobbs (ed.), Ge-ology of the Lower Pennsylvanian in Ken-tucky, Indiana and Illinois. Illinois BasinStudies, 1, 45-56.

Ashley, G.M., 1975. Rhythmic sedimentation in glaci-al lake Hitchcock, Massachusetts-Connec-ticut. In: Glaciofluvial and glaciolacustrinesedimentation. A.V. Jopling, and B.C.McDonald (eds.), Special Publication Soci-ety Economic Paleontologists Mineralo-gists, 304-320.

Aslan, A., Warne, A.G. White, W.A., Guevara, E.H.,Smyth, R.C., Raney, J.A., and Gibeaut,J.C., 2001. Mud volcanoes of the OrinocoDelta, Eastern Venezuela. Geomorpho-logy, 41, 323-336.

Bonnot-Courtois, C. 1994. Les bancs coquillers duhaut estran de la baie du Mont-Saint-Mic-hel entre Saint-Benoit-des-Ondes et laChapelle-Sainte-Anne, Rapport Diren,Ecole pratique des hautes �tudes, Dinard,173 pp.

Bouchard, V., Digaire, F., Lefeuvre, J.C., et Guillon,L.M., 1995. Progression des marais sal�s_ lÕOuest du Mont Saint Michel entre 1984et 1994. Mappe Monde, 4, 28-34.

Chabert DÕHieres, G., et Le Provost, C., 1978. Atlasdes composantes harmoniques de la ma-r�e dans la Manche. Annales Hydrograp-hiques, 6, Fascicule 3.

Chan, M.A., Kvale, E.P., Archer, A.W., and Sonett,C.P., 1994. Oldest direct evidence of lu-nar-solar tidal forcing encoded in sedimen-tary rhythmites, Proterozoic Big Cottonwo-od Formation, central Utah. Geology, 22,791-794.

Chang, J.H., and Choi, J.Y., 2001. Tidal-flat sequen-ce controlled by Holocene sea-level rise inGomso Bay, West Coast of Korea. Estuari-ne, Coastal and Shelf Science, 52, 391-399.

Curray, J.R., 1969. Estuaries, lagoons, tidal flats anddeltas. In: The New Concepts of Continen-tal Margin Sedimentation: Application tothe Geological Record, D.J. Stanley (ed.),American Geological Institute, Washing-ton, 1-30.

�iner, A., Koßun, E., and Deynoux, M., 2002. Fluvial,evaporitic and shallow marine facies archi-tecture, depositional evolution and cyclicityin the Sivas Basin (Lower to Middle Mioce-ne), Central Turkey. Journal of Asian EarthSciences, 21(2), 147-165.

Dars, M., Bessero, G. et Guevel, D., 1979. Les mar�-es, tome 1. Cours de lÕEcole Nationale Su-p�rieure des Techniques Avanc�es. Edi-t�e par le centre dÕ�dition et de documen-tation de lÕEcole Nationale Sup�rieure desTechniques Avanc�es, 277 pp.

Deroin, J-P., Marchand, Y., and Auffret, J-P., 1997.Littoral survey using the JERS-OPS mul-tispectral sensor: example of the Mont-Sa-int-Michel bay (Normandy, France). Remo-te Sensing Environment, 62, 119-131.

Elliott, T., 1986. Siliciclastic shorelines. In: Sedimen-tary Environments and Facies. H.G. Re-ading (ed.), Blackwell, Oxford, 155-188.

Evans, G., 1965. Intertidal flat sediments and theirenvironments of deposition in the Wash.Quarterly Journal of Geological Society,121, 209-245.

Hayes, M.O., 1975. Morphology of sand accumulati-on in estuaries: an introduction to thesymposium. In: Estuarine Research. L.W.Cronin (ed.), Academic Press, London, 3-22.

Hedberg, H.D., 1974. Relation of methane generationto under-compacted shales, shale diapirs,and mud volcanoes. American Associationof Petroleum Geologists Bulletin, 58, 661-673.

Klein, G.D., and Sanders, J.E., 1964. Comparison ofsediments from Bay of Fundy and DuchWadden Sea tidal flat. Journal of Sedimen-tary Petrology, 35, 19-24.

Kopp, M.L., 1985. Genetic relationship between claydiapirs, mud volcanoes, and horizontalcompression structures as illustrated bythe Alyat Ridge, southeast Caucasus. Ge-otectonics, 19, 224-233.

Koßun, E. ve �iner, A., 2002. Zara g�neyi (SivasHavzasÝ) karasal-sÝÛ denizel Miyosen ��-kellerinin litostratigrafisi ve fasiyes �zellik-leri, MTA Dergisi, 125, 65-88.

Kuecher, G.J., Woodland, B.G., and Broadhurst,F.M., 1990. Evidence of deposition fromindividual tides and of tidal cycles from theFrancis Creek Shale (host rock of the Ma-zon Creek biota), Westphalian D (Pennsyl-vanian), northeastern Illinois. SedimentaryGeology, 68, 211-221.

Kvale, E.P., Fraser, G.S., Archer, A.W., Zawistovski,A., Kemp, N., and McGough, P., 1994. Evi-dence of seasonal precipitation inPennsylvanian sediments of the IllinoisBasin. Geology, 22, 331-334.

�iner 25

LÕHomer, A., 1981. Bilan s�dimentaire. Erosion enbaie du Mont Saint Michel depuis 1857.S�minaire National de Propriano: La rec-herche r�gionale des s�diments. Minist�rede lÕEnvironnement et du Cadre de Vie,Service G�ologique Nationale, 245-252.

Lang, J., Lucas, G., and Mathieu, R., 1973. Le doma-ine benthique de la baie du Mont-Saint-Michel (Manche). Sciences de la Terre,18(1), 21-78.

Lanier, W.P., Feldman, H.R., and Archer, A.W., 1993.Tidal sedimentation from a fluvial to estu-arine transition, Douglas Group, Missouri-an-Virgillian, Kansas. Journal of Sedimen-tary Petrology, 63, 860-873.

Larsonneur, C., 1989. La Baie du Mont-Saint-Michel:un modele de sedimentation en zone tem-p�r�e. Bulletin Institut G�ologique du Bas-sin dÕAquitaine, 46, 5-64.

Lautridou, J.P., 1977. Recherches de gelifraction ex-p�rimentale sur des facies vari�s de lÕAv-ranchin, du Sud-Coutan�ais et Mortainais.Bulletin Societ� Limnologie Normandie,105, 57-68.

LCHF (Laboratoire Central dÕHydraulique de France),1977. Baie du Mont Saint Michel. Etude dela dynamique s�dimentaire. Synth�se g�-n�rale de lÕ�tude en nature. LCHF docu-mentation, Montpellier, France, 20 pp.

Lefeuvre, J-C., and Bouchard, V., 2002. From a civilengineering project to an ecological engi-neering project: An historical perspectivefrom the Mont Saint Michel bay (France).Ecological Engineering, 18, 593-606.

Levoy, F., Anthony, E.J., Monfort, O., and Larsonne-ur, C., 2000. The morphodynamics of me-gatidal beaches in Normandy, France. Ma-rine Geology, 171, 39-59.

Marchand, Y., 1997. Cartographies s�dimentologiqu-es et morphologiques par t�l�d�tection dela baie du Mont-Saint-Michel (Ouest de laFrance). Comparaison de capteurs et dem�thodes de segmentation dÕimages. Do-cuments BRGM, 259, 196 pp.

Marchand, Y., Auffret, J-P., and Deroin, J-P., 1998.Morphodynamics of the Mont-Saint-Michelbay (West France) since 1986 by remotesensing data. Compte Rendu AcademieScience, 327, 155-159.

Martin, A.J., 2000. Flaser and wavy bedding in ephe-meral streams: a modern and an ancientexample. Sedimentary Geology, 136, 1-5.

Migniot, C., 1998. R�tablissement du caract�re mari-time du Mont Saint Michel. Synth�se desconnaissances hydro-s�dimentaires. Mis-sion Mont Saint Michel, 111 pp.

Miller, D.J., and Eriksson, K.A., 1997. Late Mississip-pian prodelta rhythmites in the AppalachiaBasin: a hierarchical record of tides and

climate periodicities. Journal of Sedimen-tary Research B, 67, 653-660.

Morales, J.A., 1997. Evolution and facies architectureof the mesotidal Guardiana River Delta(SW Spain-Portugal). Marine Geology,138, 127-148.

Morzadec-Kerfourn, M.T., 1974. Variations de la lignede rivage armoricaine au Quaternaire.Analyse pollinique de d�p�ts organiqueslittoraux. Memoire Societ� G�ologique Mi-n�rologique Bretagne, 17, 208.

Morzadec-Kerfourn, M.T., 1975. Evolution pal�og�-ographique du Marais de Dol en Bretagne(Ille et Vilaine) durant le Flandrien. BulletinSociet� G�ologique Min�rologique, 7(1),49-51.

Reading, H.G., 1986. Sedimentary Environments andFacies. Blackwell Scientific Publications,2nd Edition. 615 pp.

Reineck, H. E. 1967. Layered sediments of tidal flats,beaches and shelf bottoms of the NorthSea. In: Estuaries. G. D. Lauff (ed.), Ame-rican Association of Advanced Science,Washington, 191-206.

Reineck, H.E., and Wunderlich, F., 1968. Classificati-on and origin of flaser and lenticular bed-ding. Sedimentology, 11, 99-104.

SVT (Sciences de la Vie et de la Terre) 2002. Termi-nale S, Nathan, 159 pp.

Terwindt, J.H.J., 1971. Lithofacies of inshore estuari-ne and tidal inlet deposits. Geologie Mijn-bouw, 50(3), 515-526.

Terwindt, J.H.J., and Breusers, H.N.C., 1972. Experi-ments on the origin of flaser, lenticular andsand-clay alternating bedding. Sedimento-logy, 19, 85-98.

Thompson, R.W., 1968. Tidal flat sedimentation onthe Colorado River Delta, northwesternGulf of California. Memoirs Geological So-ciety of America, 107, 1-133.

T�rkmen, Ü., Ünce�z, M. ve Kerey, Ü.E., 1999. KÝrkge-�it Formasyonu (Orta Eosen-Oligosen):gel-git d�zl�Û� ve fÝrtÝnalÝ ßelf kompleksinebir �rnek (ElazÝÛ KKBÕsÝ). Yerbilimleri, 21,125-142.

van Straaten, L.M., 1954. Composition and structureof Recent marine sediments in the Nether-lands. Leidse Geolgie Mededel. 19, 1-110.

van Straaten, L.M., 1961. Sedimentation in tidal flatareas. Journal of Alberta Society Petrole-um Geologists, 9, 203-226.

Varol, B. ve KazancÝ, N., 1983. �st Kretase yaßlÝ birgelgit topluluÛunun fasiyes �zellikleri (Se-ben-GD Bolu). MTA Dergisi, 101/102, 14-19.

Weimer, P., Howard, J.D., and Lindsay, D.R., 1982.Sandstone Depositional Environments.

26 Yerbilimleri

P.A. Scholle and D. Spearing (eds). Me-moirs of American Petroleum Geology, 31,191-245.

Wells, J.T., Adams, C.E.J., Park, Y.A., and Franken-berg, E.W. 1990. Morphology, sedimento-logy and tidal channel processes on ahigh-tide-range mudflat, west coast of So-uth Korea. Marine Geology, 95, 111-130.

Williams, G.E., 1989a. Late Precambrian tidalrhythmites in South Australia and the his-tory of the EarthÕs rotation. Journal of Ge-ological Society London, 146, 97-111.

Williams, G.E., 1989b. Precambrian tidal sedimentarycycles and the EarthÕs palaeorotation.EOS, 70, 33-41.

Williams, G.E., 1991. Upper Proterozoic tidal rhythmi-tes, South Australia: sedimentary features,deposition and implications for the EarthÕspalaeorotation. Canadian Society Petrole-um Geolgists Memoir, 16, 161-178.

YÝlmaz, Ü.�., 1999. Taxonomic and paelogeographicapproaches to the Dasyclad algae in theUpper Jurassic (Kimmeridgian)-UpperCretaceous (Cenomanian) peritidal carbo-nates of the Fele (YassÝbel) area (WesternTaurides, Turkey). Turkish Journal ofEarth Science, 8, 81-102.

�iner 27

AlÝcÝ fonksiyon ve y�zey dalgasÝ bilgilerinin aÛÝrlÝklÝ ters��z�m�nden kabuk yapÝsÝnÝn belirlenmesi

Determination of crustal structure from joint inversion of receiver function andsurface wave information

�zcan �AKIR, Murat ERDURANKaradeniz Teknik �niversitesi, M�hendislik-MimarlÝk Fak�ltesi, Jeofizik M�hendisliÛi B�l�m�, 61080,TRABZON

�Z

Uzak-alan alÝcÝ fonksiyon izleri, yeraltÝnÝn makaslama dalgasÝ hÝz yapÝsÝnÝ ters ��zmek i�in etkin olarak kullanÝlanbir y�ntemdir. Ancak, bu y�ntemin �ok ��z�ml�l�k olarak bilinen �nemli bir sorunu vardÝr. �ok ��z�ml�l�Û�n ya-nÝ sÝra, yaygÝn olarak karßÝlaßÝlan 3-boyutlu jeolojik d�zensizlikler ise, ters ��z�m yapÝlarÝnda �nemli miktarda ya-nÝlgÝlara neden olmakta, y�zey dalgalarÝnÝn yapÝcÝ katkÝsÝ her iki sorunun ��z�lmesinde �nemli bir rol oynamakta-dÝr. Bu �alÝßmada kuramsal yeraltÝ hÝz yapÝlarÝnÝn yardÝmÝyla, y�zey dalgalarÝnÝn ne kadar katkÝ saÛlayabileceÛiaraßtÝrÝlmÝßtÝr. Y�zey dalgasÝ ile alÝcÝ fonksiyonu birlikte ters ��zmek i�in olußturulan aÛÝrlÝklÝ doÛrusal denklem sis-temi �� �nemli parametre i�ermektedir. Bunlar sÝrasÝyla; etki fakt�r�, s�n�m parametresi ve Gauss parametresi-dir. Etki fakt�r�, y�zey dalgasÝnÝn aÛÝrlÝÛÝnÝ kontrol etmektedir. D�ß�k etki fakt�r� deÛerlerinde ters ��z�m daha�ok alÝcÝ fonksiyon tarafÝna yakÝndÝr. Sabit bir s�n�m parametresinin yerine, y�ksek deÛerden baßlayan ve her birardÝßÝk adÝmda kademeli olarak azalan s�n�m parametresinin kullanÝlmasÝ �ok daha uygun bir yaklaßÝmdÝr. Gaussparametresi ise, alÝcÝ fonksiyon izlerini al�ak-ge�ißli bir s�zge�ten ge�irmektedir. Ters ��z�m esnasÝnda bu para-metreler arasÝnda doÛru bir dengenin olußturulmasÝ gerekmektedir. S�z konusu y�ntemin en �nemli avantajÝ, ters��z�m uzayÝna daha geniß bir a�Ýdan bakÝlmasÝnÝ saÛlamasÝdÝr.

Anahtar kelimeler: AlÝcÝ fonksiyon, kabuk yapÝsÝ, ters ��z�m aÛÝrlÝklarÝ, y�zey dalgasÝ.

ABSTRACT

Teleseismic receiver functions are well known method to solve the shear velocity structure beneath a seismic sta-tion. However, this method suffers from multiple solution problem. Along with the multiple solution 3-D scatterersbeneath the station complicate the problem to the extend that no reasonable solution can be obtained. Surfacewaves, however, provide valuable source of information to remedy the problem greatly. In this study theoreticalmodels were employed to investigate the case of surface wave contribution. The weighted linear equation systemset up for joint inversion of surface waves and receiver functions includes theree decisive parameters; i.e. influen-ce factor, damping parameter and Gaussian parameter. The influence factor is used to control the amount of sur-face wave contribution to the inversion results. A low p value mean low contribution from surface waves. A dam-ping parameter starting with some large value and then gradually decreasing in iteration proved to be more effec-tive than the one applied constantly for the whole range of iterations. Gaussian parameter acts to low-pass filterthe receiver function signals. It is necessary to make a correct equilibrium among these parameters during the in-version. The method provides tools for searching the model space in a broader sense.

Key words: Receiver function, crustal structure, inversion weights, surface waves.

Yerbilimleri, 27 (2003), 29-46Hacettepe �niversitesi Yerbilimleri Uygulama ve AraßtÝrma Merkezi B�lteniBulletin of Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

M. ErduranE-mail: merduran@ktu.edu.tr

30 Yerbilimleri

GÜRÜÞ

D�zlem dalgalardan olußan uzak-alan (30¡ ≤ ∆≤ 90¡) alÝcÝ fonksiyon izleri, dalga yayÝnÝm orta-mÝnÝn �ncelikle makaslama dalgasÝ (S) hÝz yapÝ-sÝna duyarlÝdÝr ve araßtÝrmacÝlar tarafÝndan g�-n�m�ze deÛin yeraltÝ jeolojisinin makaslamadalgasÝ hÝz yapÝsÝnÝ saptamak i�in yaygÝn olarakkullanÝlmÝßtÝr (Owens vd., 1987; Gurrola vd.,1994; Sheehan vd., 1995; Peng ve Humphreys,1997; Mangino vd., 1999; Darbyshire vd.,2000). YeraltÝ hÝz yapÝsÝnÝn ��z�m� aßamasÝn-da, tek d�ze ve paralel veya az eÛimli tabakalar-dan olußan kuramsal hÝz yapÝlarÝ ger�ek hÝz-de-rinlik daÛÝlÝmÝnÝ temsil etmek i�in kullanÝlabilir.AlÝcÝ fonksiyon izleri sÝnÝrlÝ miktarda ÝßÝn para-metresi i�ermektedir. Bu nedenle, dalga ßeklidaha �ok yeraltÝ hÝz s�reksizlikleri ve ortam i�in-deki yayÝlma zamanÝyla ilißkilidir. AyrÝca, ÝßÝnparametresinin sÝnÝrlÝ olmasÝ nedeniyle, alÝcÝfonksiyonlarÝn ortalama hÝz yapÝsÝna olan du-yarlÝlÝÛÝ azalmakta ve b�ylece istenmeyen �ok��z�ml�l�k sorunu ortaya �ÝkmaktadÝr (Ammonvd., 1990). HÝz-derinlik �d�nleßmesi olarak bili-nen �ok ��z�ml�l�k sorunu, farklÝ ortalama hÝzyapÝlarÝ kullanÝlarak Erduran ve �akÝr (2001) veErduran (2002) tarafÝndan irdelenmißtir. Yanald�zensizlik ve gelißig�zel sismik g�r�lt�ler ters��z�mdeki hata olasÝlÝÛÝnÝ y�kseltmektedir (Layve Wallace, 1995). KarßÝlaßÝlan sorunlarÝ azalt-mak i�in farklÝ istatistiksel yaklaßÝmlar denen-mißtir. �rneÛin Sandvol vd. (1998) ��z�m uza-yÝnÝ tarama y�ntemi, Julia vd. (1998) MonteCarlo y�ntemi, Sambridge (1999) ��z�m uza-yÝnda komßuluk y�ntemi ve Clitheroe vd. (2000)baÛÝßÝk y�ntemi denemiß araßtÝrmacÝlardÝr. Buy�ntemlerin yanÝ sÝra, yaygÝn olarak kullanÝlan,s�n�ml� en k���k kareler ters ��z�m y�ntemivardÝr ve bu y�ntemde tabakalar arasÝndaki hÝzfarklÝlÝklarÝ bir p�r�zs�zl�k parametresi ile kont-rol edilmektedir (Owens vd., 1984; Ammon vd.,1990; Ammon ve Zandt, 1993; Zhang ve Langs-ton, 1995). Bu �alÝßmada ise, s�n�ml� en k���kkareler ters ��z�m y�nteminden yararlanÝlmÝß-tÝr.

AlÝcÝ fonksiyon ters ��z�m ißleminin baßlangÝ�yapÝnÝn se�imine �ok duyarlÝ olduÛu Erduran ve�akÝr (2001) tarafÝndan verilmißtir. Bu nedenle,��z�m esnasÝnda baßlangÝ� yapÝsÝnÝn ortalamahÝzÝnÝn doÛru se�ilmesi �n koßulu bulunmakta-dÝr. S�z konusu �n koßulu her zaman saÛlamaolanaÛÝ yoktur. Bu sakÝncanÝn, alÝcÝ fonksiyon

ve y�zey dalgasÝ dispersiyon bilgisinin birlikteyorumuyla giderilebileceÛi �nerilmißtir (Last vd.,1997; �zalaybey vd., 1997; Du ve Foulger,1999; Julia vd., 2000; Zhou vd., 2000). Y�zeydalgasÝ dispersiyonu yeraltÝnÝn �oÛunlukla uzundalga boylu S dalgasÝ hÝzlarÝna duyarlÝdÝr, fakatara y�zeylerdeki hÝz s�reksizliklerine fazla du-yarlÝ deÛildir (�zalaybey vd., 1997; �akÝr vd.,2000; Julia vd., 2000). En k���k kareler ters ��-z�m y�ntemi y�zey dalgasÝ kayÝtlarÝna baßarÝy-la uygulanmakta olup, y�nteme ait bilgiler diÛer�alÝßmalarda ayrÝntÝlÝ olarak verilmißtir (�rneÛin;Erduran ve �akÝr, 2001; Erduran vd., 2001). Ya-pÝlan incelemelerden, y�zey dalgasÝ ters ��z�-m�n�n baßlangÝ� yapÝnÝn se�imine baÛÝmlÝ ol-madÝÛÝ ve yeraltÝ hÝz yapÝsÝnÝ ortalama olarak��zd�Û� g�r�lm�ßt�r (Erduran ve �akÝr, 2001).Buradan anlaßÝlacaÛÝ �zere; y�zey dalgasÝ dis-persiyonu alÝcÝ fonksiyonun i�ermediÛi ortalamahÝz bilgisini ve alÝcÝ fonksiyon ise, y�zey dalgasÝdispersiyonunun i�ermediÛi hÝz s�reksizlikleribilgisini i�ermektedir. DiÛer bir deyißle, bu ikisismik veri kaynaÛÝ birbirlerinin eksiklerini ta-mamlamaktadÝr.

Y�zey dalgasÝ dispersiyonu, deprem kaynaÛÝ ilesismik istasyon arasÝndaki y�r�ngeye baÛlÝdÝr.Buna karßÝn; alÝcÝ fonksiyon ise, istasyon altÝn-daki yerel yapÝyÝ �rneklemektedir. AlÝcÝ fonksi-yon ve y�zey dalgasÝ bilgisini etkin olarak biraraya getirmek i�in, her iki veri grubunun �rnek-lediÛi b�lgenin yanal uzanÝmÝnÝn birbirine ben-zer olmasÝ gerekir (Julia vd., 2000). Ancak, b�y-le bir benzerliÛi her zaman saÛlama olanaÛÝ ol-mayabilir. BenzerliÛin tam olmadÝÛÝ durumlarda,matematiksel aÛÝrlÝklar yardÝmÝyla, her iki verigrubunu birlikte ��zme olanaÛÝ vardÝr. Bu �alÝß-mada, b�yle bir olasÝlÝÛÝn yanÝtÝ kuramsal yeral-tÝ hÝz yapÝlarÝ ve ters ��z�m hesaplarÝ kullanÝla-rak araßtÝrÝlmÝßtÝr. Þekil 1Õde, araßtÝrÝlan proble-min grafiksel bir senaryosu Anadolu plakasÝ�zerinde �rnek olarak d�zenlenmißtir. Þekil1aÕda, sismik istasyonlar (kareler), deprem dÝßodaklarÝ (i�i dolu daireler) ve g�zlemsel y�zeydalgasÝnÝn olasÝ istasyon-odak hatlarÝ (d�z �iz-giler) T�rkiye haritasÝ �zerinde g�sterilmektedir(�rneÛin; Mokhtar ve Al-Saeed, 1994). Þekil1bÕde, herhangi bir istasyon-odak hattÝ i�in, y�-zey dalgalarÝnÝ olußturan olasÝ ÝßÝn y�r�ngeleri-nin kabuksal yapÝ i�indeki �rnek daÛÝlÝmÝ ve ay-rÝca �rnek bir sismik kayÝt verilmißtir. Benzerolarak, Þekil 1cÕde, herhangi bir istasyonda alÝcÝ

fonksiyonlarÝ olußturan olasÝ ÝßÝn y�r�ngeleri ve�rnek bir alÝcÝ fonksiyon izi g�r�lmektedir.

Þekil 1aÕda g�sterildiÛi gibi, her bir sismik istas-yon (kareler) i�in kabuk yapÝsÝnÝ ters ��zme ola-naÛÝ vardÝr. Yerel anlamda, her bir istasyonunaltÝndaki kabuk hÝz yapÝsÝ b�lgesel ortalamadanaz veya �ok fiziksel farklÝlÝk g�sterebilir. AyrÝca,istasyon-odak hatlarÝnÝn ge�tiÛi b�lgelerdeki ye-rel jeolojik farklÝlÝklar y�zey dalgasÝ dispersiyon

eÛrilerinde belli oranda sa�Ýlmalara neden ola-caktÝr. B�yle bir durum, y�zey dalgasÝ ile alÝcÝfonksiyonun birlikte ��z�m� esnasÝnda, bazÝ be-lirsizlikler yaratmakta ve pek �ok y�zey dalgasÝdispersiyon verisinin g�z ardÝ edilmesine nedenolmaktadÝr. Hem alÝcÝ fonksiyon, hem de y�zeydalgasÝ verisini olabildiÛince g�z ardÝ etmeden,bu �alÝßmada tartÝßÝlan ters ��z�m y�ntemi b�l-gesel jeodinamik �alÝßmalarÝn yapÝlabilmesi i�inuygun bir alternatif olarak g�r�nmektedir.

�akÝr ve Erduran 31

Þekil 1. (a) Basitleßtirilmiß T�rkiye haritasÝ �zerinde olasÝ b�lgesel y�zey dalgasÝ ÝßÝn hatlarÝ, (b) y�zey dalgasÝnÝnolasÝ ÝßÝn y�r�ngeleri ve (c) alÝcÝ fonksiyonun olasÝ ÝßÝn y�r�ngeleri.

Figure 1. (a) Some possible propagation directions of regional surface waves on the simplified map of Turkey, (b)some possible raypath diagrams of surface waves, and (c) some possible raypath diagrams of receiverfunctions.

AÚIRLIKLI TERS ��Z�M KURAMI

Yapay alÝcÝ fonksiyon, sabit bir ÝßÝn parametre-siyle, sismik istasyona d�ßeye yakÝn gelen d�z-lemsel uzak-alan P dalgalarÝnÝn kabuksal tepki-sinden hesaplanmaktadÝr (Ammon, 1991). AlÝcÝfonksiyonun doÛrusal olmayan kuramsal ifadesi,yansÝma y�nteminden uyarlanmÝßtÝr (Kennet,1983; M�ller, 1985). AlÝcÝ fonksiyon kuramÝ,Langston (1979) ile Erduran ve �akÝr (2001) ta-rafÝndan verilmiß olup, burada bahsedilmemißtir.AßaÛÝda verilen ters ��z�m kuramÝ kullanÝlarak,alÝcÝ fonksiyon izleri ve y�zey dalgasÝ dispersi-yon eÛrileri birlikte ��z�lm�ßt�r. B�yle bir ters��z�m y�ntemi i�in d�zenlenen doÛrusallaßtÝrÝl-mÝß eßitlikler sistemi Eßitlik 1Õdeki gibi ifade edi-lebilir (Ammon vd., 1990; Julia vd., 2000). Eßit-lik 1Õde verilen sistem alÝßÝla gelmiß benzer birsistemden (�rneÛin, Erduran ve �akÝr, 2001)daha uygundur. ��nk� i�erdiÛi aÛÝrlÝk �arpanla-rÝnÝn sayesinde alÝcÝ fonksiyon yada y�zey dal-gasÝna gerektiÛi kadar aÛÝrlÝk verilebilmektedir.

3 4m≈ 3 4+3 4mo (1)

Burada; N x M boyutlu R dizini, makaslama dal-gasÝ hÝzlarÝna g�re alÝcÝ fonksiyonun kÝsmi t�-revlerini i�ermektedir. Sismik tabakalarÝn sayÝsÝM ve ters ��z�mde kullanÝlan g�zlemsel alÝcÝfonksiyon frekanslarÝnÝn sayÝsÝ ise, N ile g�ste-rilmißtir. AlÝcÝ fonksiyonun kÝsmi t�revleri yeraltÝ-nÝn frekans ortamÝndaki b�t�n karmaßÝk tepkisidikkate alÝnarak hesaplanmÝßtÝr (Erduran ve �a-kÝr, 2001). K x M boyutlu S dizini dispersiyonunkÝsmi t�revlerini tanÝmlamaktadÝr. K ise, y�zeydalgasÝ periyotlarÝnÝn sayÝsÝnÝ g�stermektedir. ∆dizini ters ��z�m hÝzlarÝ (m) arasÝndaki farklÝlÝÛÝsÝnÝrlayan p�r�zs�zl�k dizinidir. G�zlemlereolan yaklaßÝm ile ters ��z�m yapÝsÝnÝn p�r�z-s�zl�Û� arasÝndaki �d�nleßme ise, negatif ol-mayan s�n�m parametresi (Y≥0) tarafÝndankontrol edilmektedir. Eßitlik 1Õdeki doÛrusal sis-tem matematiksel olarak aßÝrÝ boyutludur ve mobaßlangÝ� yapÝsÝ kullanÝlarak en k���k karelery�ntemiyle ��z�lebilir. G�zlemsel ile kuramsalalÝcÝ fonksiyon spektral genlikleri arasÝndaki farkr diziniyle ve g�zlemsel ile kuramsal dispersiyoneÛrileri arasÝndaki fark ise, s diziniyle temsil edil-mißtir. r ve s dizinleri, L2 normu kullanÝlarak, ar-

dÝßÝk adÝmlarla k���lt�lmektedir. Eßitlik 1Õdekib�y�k koyu harfler iki boyutlu dizinleri, k���k ko-yu harfler bir boyutlu dizinleri ve diÛer karakter-ler ise boyutsuz deÛerleri g�stermektedir.

Eßitlik 1Õdeki sistem aßaÛÝda tanÝmlanan aÛÝrlÝkfakt�rleri ile �arpÝlmÝßtÝr.

λ2 = (2a)

κ2 = (2b)

Burada; _σ2

r ve _σ2

s sÝrasÝyla, alÝcÝ fonksiyon ve y�-zey dalgasÝ dispersiyon eÛrisi i�in ortalama de-Ûißebilirlik (varyans) deÛerleridir. Eßitlik 2a ve2bÕdeki aÛÝrlÝk fakt�rleri (λ ve κ), ters ��z�mekatÝlan her iki veri grubunun katkÝsÝnÝ dengele-mek i�in kullanÝlan parametrelerdir. Bu paramet-relerde, K ve N veri sayÝlarÝnÝ kontrol etmekte ve_σ2

r ile _σ2

s ise, varyanslarÝ farklÝ fiziksel birimlerinetkisini eßitlemektedir. AÛÝrlÝk tanÝmlarÝndaki et-ki fakt�r� (0 ≤ p ≤ 1) ise, her bir veri grubunung�receli etkileri arasÝndaki �d�nleßmeyi saÛla-maktadÝr; �rneÛin, p=0Õda dispersiyonun etkisisÝfÝrdÝr, p=1Õde alÝcÝ fonksiyonun etkisi sÝfÝrdÝr vep=0.5Õde ise, alÝcÝ fonksiyon ile y�zey dalgasÝeßit etkiye sahiptir. Ters ��z�len yeraltÝ yapÝsÝ-nÝn ve mevcut verinin �zelliklerine baÛlÝ olarak,deÛißik p deÛerlerinde ��z�m yapÝlabilir ve bun-larÝn arasÝndan uygun p deÛeri (�rneÛin,p=0.25) se�ilebilir. YukarÝda verilen aÛÝrlÝklÝ ��-z�m y�ntemi ilk olarak Julia vd. (2000) tarafÝn-dan tanÝmlanmÝßtÝr. �alÝßmanÝn bundan sonrakib�l�m�nde, kuramsal yeraltÝ hÝz yapÝlarÝnÝn yar-dÝmÝyla, y�ntemin g�zlemsel verilere uygulan-masÝ esnasÝnda karßÝlaßÝlacak sorunlar irdelen-mißtir.

AlÝcÝ fonksiyon ile y�zey dalgasÝnÝn birlikte ters��z�m� i�in 16 adet kuramsal kabuk hÝz yapÝ-sÝndan yararlanÝlmÝßtÝr. Ger�ek yeraltÝ hÝz yapÝ-sÝnÝ temsil ettiÛi d�ß�n�len bu hÝz yapÝlarÝ Þekil2Õde 3 grup halinde verilmißtir. Sismik istasyo-nun altÝndaki kabuk hÝz yapÝsÝ kesikli �izgi ileg�sterilmißtir. Üstasyonun etrafÝnda olduÛu d�ß�-n�len farklÝ kabuksal hÝz yapÝlarÝ ise, her bir ka-rede d�z �izgi ile verilmißtir. Üstasyonun altÝ ileistasyonu kußatan b�lgenin altÝndaki kabuk hÝz

1 Ð pN

_σ2

r

pK

_σ2

s

κR

λS

0

κr

λS

0

κR

λS

Y∆

32 Yerbilimleri

yapÝlarÝ birbirinden belli oranda farklÝ olabilir. BufarklÝlÝk, �zellikle �st ve alt kabukta ve aynÝ za-manda kabuk altÝ derinliklerde belirgindir. Tortul-laßmanÝn i�eriÛine ve kalÝnlÝÛÝna baÛlÝ olarak,�st kabuktaki sismik hÝzlar b�lgesel farklÝlÝk g�s-terebilir. Bu olasÝ farklÝlÝk ilk 10 kmÕdeki sismikhÝzlarÝn daÛÝlÝmÝ ile temsil edilmißtir (bkz. Þekil2). Benzer ßekilde, alt kabuktaki (20-30 km civa-rÝnda) sismik hÝzlar b�lgeden b�lgeye farklÝlÝkg�sterebilir. Bu farklÝlÝÛÝ temsil etmek i�in Þekil2Õde g�sterilen alt kabuk hÝz deÛißimleri d�ß�-n�lm�ßt�r. Tektonik duraÛanlÝk veya manto y�k-selimi, en �st mantodaki sismik hÝzlarÝn b�lge-

den b�lgeye deÛißimine neden olabilir. Þekil2Õdeki y�ksek �st manto hÝzlarÝ tektonik dura-ÛanlÝÛÝ ve d�ß�k sismik hÝzlar ise, manto y�kse-limini temsil edecek ßekilde d�zenlenmißtir. Herbir gruptaki kabuk hÝz yapÝsÝ i�in kuramsal y�zeydalgasÝ dispersiyon eÛrileri �retilmiß ve bu eÛri-ler istasyonun altÝndaki kabuk yapÝsÝnÝ ��zmeki�in alÝcÝ fonksiyon izleriyle birlikte kullanÝlmÝßtÝr.Þekil 2Õde verilen sismik yapÝlardaki hÝz farklÝlÝÛÝ%5 civarÝndadÝr ve bu farklÝlÝÛÝn, Eßitlik 1Õdekisistem ��z�l�rken, ne t�r etkiler yaratacaÛÝaraßtÝrÝlacaktÝr.

�akÝr ve Erduran 33

Þekil 2. AÛÝrlÝklÝ ters ��z�mde kullanÝlan kuramsal kabuk hÝz yapÝlarÝ.Figure 2. Theoretical crustal velocity structures used in the joint inversion.

Love y�zey dalgalarÝ yeraltÝnÝn sadece S dalga-sÝ hÝz yapÝsÝna, buna karßÝn Rayleigh y�zey dal-galarÝ, alÝcÝ fonksiyonda olduÛu gibi, yeraltÝnÝn Pve S hÝz yapÝsÝna duyarlÝdÝr. Rayleigh dalgalarÝ,bu �zelliklerinden dolayÝ, alÝcÝ fonksiyonlar ilebirlikte yeraltÝ hÝz yapÝsÝnÝ ters ��zmek i�in uy-gun bir ara�tÝr. Bununla birlikte, yayÝnÝm ortamÝ-nÝn fiziksel �zelliklerine baÛlÝ olarak sismik dal-galar y�n baÛÝmlÝlÝk (anizotropi) ßeklinde adlan-dÝrÝlan bir �zellik daha g�sterirler. Son zaman-larda yapÝlan �alÝßmalar (�rneÛin; Levin ve Park,1997; Frederiksen ve Bostock, 2000) sonucun-da, kabuksal hÝz yapÝsÝndaki y�n baÛÝmlÝlÝÛÝnalÝcÝ fonksiyonlar ile araßtÝrÝlabileceÛi ortaya �Ýk-mÝßtÝr. Bu nedenle; y�zey dalgalarÝ ile alÝcÝ fonk-siyonlarÝn birlikte ters ��z�m� esnasÝnda, Ray-leigh y�zey dalgalarÝnÝn yanÝ sÝra, Love y�zeydalgalarÝnÝn kullanÝmÝ �nemli katkÝ saÛlamakta-dÝr. Dispersiyon eÛrilerinin ters ��z�m�nde, Ta-rantola (1987) tarafÝndan �nerilen ardÝßÝk en k�-��k kareler y�ntemi kullanÝlmÝßtÝr. Eßitlik 1Õdekidispersiyona ait kÝsmi t�revler ise, Takeuchi veSaito (1972)Õdan alÝnmÝßtÝr.

Y�zey dalgalarÝ i�in hesaplanan standart sap-malar, periyot baÛÝmlÝ g�venirlik veya yanÝlgÝaralÝklarÝnÝn yardÝmÝyla, Þekil 1Õdeki her bir grupi�in Þekil 3aÕda d�ßey �ubuklar ile g�sterilmißtir.Yanal 3-boyutlu yapÝsal d�zensizlikler, kabukkalÝnlÝÛÝnÝn deÛißimi ve yerel hÝz anomalileri gibietkiler dispersiyonun ortalama etrafÝnda belli birstandart sapma ile daÛÝlmasÝna neden olur. G�-venirlik aralÝÛÝnÝn genißliÛi grubun i�indeki hÝz-derinlik daÛÝlÝmÝnÝn ßiddeti ile orantÝlÝdÝr. Þekil3aÕdaki dispersiyon eÛrileri Rayleigh (R) ve Lo-ve (L) y�zey dalgalarÝnÝn grup hÝzÝ eÛrilerini yan-sÝtmaktadÝr. G�venirlik aralÝklarÝnÝ belirlemeki�in, her bir grubun i�indeki hÝz yapÝsÝna ait, ku-ramsal grup hÝzÝ eÛrileri hesaplanmÝß ve bu eÛ-rilerin toplamÝndan ortalama ve standart sapmasaptanmÝßtÝr. Grup 1 ve 2Õdeki ortalama standartsapma 0.07 km/s, grup 3Õdeki standart sapma0.09 km/s ve t�m gruplar i�in elde edilen ise,0.14 km/sÕdir. Y�zeye yakÝn sismik hÝzlarÝn birgruptan diÛerine aßÝrÝ deÛißim g�stermesi nede-niyle, �zellikle d�ß�k periyotlardaki standartsapmalar y�ksek �ÝkmÝßtÝr (bkz. Þekil 3aÕda saÛ�st kare).

YukarÝda s�z� edilen dispersiyon eÛrilerindekisapmalarÝn doÛal bir sonucu olarak, y�zey dal-gasÝndan elde edilen ters ��z�m hÝz yapÝlarÝbelli oranda sapmalar i�ermektedir. Bunun ku-

ramsal �rnekleri Þekil 3bÕde verilmiß olup, bu ße-kildeki yatay �ubuklar ile temsil edilen g�venirlikaralÝklarÝ her bir tabakadaki ters ��z�m sismikhÝzlarÝnÝn ±1 standart sapmalarÝnÝ g�stermekte-dir. Genel olarak sapmanÝn miktarÝ derinlikle ar-tÝß g�stermektedir. Y�zey dalgalarÝ d�ßey y�ndeduran ve yatay y�nde yayÝlan normal modlardanolußurlar (Chen, 1993). Duran dalgalarÝn n�fuzderinliÛi periyotla artar ve normal mod genlikleriise, �stel olarak derinlikle azalÝr. Bu �stel azalÝmnedeniyle, ters ��z�m sismik hÝzlarÝ derinlikleartan belirsizlikler g�sterirler. AlÝcÝ fonksiyonla-rÝn ortalama standart sapmasÝ (σr) pek �ok izinyÝÛÝlmasÝ ile hesaplanabilir (Owens vd., 1984).Bu �alÝßmada, ger�ek alÝcÝ fonksiyonlarÝn yeri-ne, kuramsal alÝcÝ fonksiyonlar kullanÝlmÝß vestandart sapma i�in 0.02 tipik deÛeri alÝnmÝßtÝr.

Y�zey dalgasÝ ile alÝcÝ fonksiyonun birlikte ��z�-m� esnasÝnda yanÝtlanmasÝ gereken diÛer birsoru ise, kullanÝlmasÝ gereken en b�y�k y�zeydalgasÝ periyodunun hangi deÛerde se�ilmesigerektiÛidir. �ncelikle, y�zey dalgalarÝnÝn olabil-diÛince derin yeraltÝ yapÝsÝnÝ �rneklemesi gere-kir. Bunu yapabilmenin tek yolu ise, depremodaÛÝ ile istasyon arasÝndaki uzaklÝÛÝn olabildi-Ûince b�y�k alÝnabilmesidir. B�ylece, b�y�k dal-ga boylu veya b�y�k periyotlu y�zey dalgalarÝolußarak derin yeraltÝ yapÝlarÝnÝn �rneklenmesisaÛlanÝlmaktadÝr. Ancak, istasyon-odak uzaklÝ-ÛÝnÝn b�y�k se�ilmesi alÝcÝ fonksiyon ile y�zeydalgasÝnÝn �rneklediÛi b�lgelerin birbirinden git-tik�e artan miktarda farklÝlÝk g�stermesine ne-den olabilir. B�yle bir olasÝlÝÛÝ engellemek i�inistasyon-odak uzaklÝÛÝna bir sÝnÝrlama getirmekgerekir. Bu sorunun yanÝtÝ soruna ters y�ndenyaklaßarak daha kolay bulunabilir. AlÝcÝ fonksi-yon yeraltÝnda yaklaßÝk 70 km derinliÛi uygun birßekilde �rneklemektedir (Julia vd., 1998; Du veFoulger, 2001). Y�zey dalgasÝnÝn da, bu derinli-Ûe uygun bir en b�y�k periyot veya odak uzaklÝ-ÛÝnÝ i�ermesi gerekmektedir.

Þekil 3cÕde verilen y�zey dalgasÝ ��z�n�rl�k eÛ-rileri en b�y�k periyot sorusunun yanÝtÝnÝ i�er-mektedir. ��z�n�rl�k eÛrileri �zerindeki rakam-lar ��z�n�rl�k derinliklerini (km) g�stermekteolup, eÛrilerin bu derinlikler etrafÝnda k���k ve-ya b�y�k daÛÝlÝm g�stermesi ��z�n�rl�Û�n du-yarlÝ veya duyarsÝz olmasÝyla orantÝlÝdÝr. �rne-Ûin, 23 kmÕdeki ��z�n�rl�k 55 kmÕdeki ��z�n�r-l�kten daha y�ksektir, ��nk� ��z�n�rl�k eÛrisi-nin 23 kmÕdeki daÛÝlÝmÝ 55 kmÕdeki daÛÝlÝmÝndan

34 Yerbilimleri

daha d�ß�kt�r. AyrÝca, eÛrilerin en b�y�k pikyaptÝÛÝ derinlik seviyelerinin d�ßey eksendekiderinlik (km) deÛerleriyle �akÝßmasÝ gerekir. B�-t�n ��z�n�rl�k eÛrilerinden g�r�leceÛi �zere,��z�n�rl�Û�n en uygun maksimum derinliÛi 75km civarÝndadÝr ve bu derinliÛin altÝnda ise (�r-neÛin 125 km), ��z�n�rl�k eÛrileri giderek belir-leyici �zelliklerini yitirmektedir. Y�zey dalgalarÝ-nÝn 75 kmÕlik ��z�n�rl�k derinliÛi, Þekil 3aÕdag�sterildiÛi gibi, en b�y�k periyodu 50 s civarÝn-da olan dispersiyon eÛrilerinden elde edilmißtir.Deneme amacÝyla yapÝlan pek �ok yapay sis-mogram hesabÝndan sonra, 50 sÕlik en b�y�ky�zey dalgasÝ periyoduna yaklaßÝk 600 km vedaha y�ksek istasyon-odak uzaklÝklarÝ ile kolay-ca erißilebildiÛi g�r�lm�ßt�r.

Eßitlik 1Õdeki sistemin ��z�m� esnasÝnda y�zeydalgalarÝnÝn dispersiyon eÛrileri bilgisinden ya-rarlanÝlmaktadÝr. DolayÝsÝyla s�z konusu yapÝsal

farklÝlÝklarÝn dispersiyon eÛrileri �zerinde nasÝlg�r�nd�klerinin tartÝßÝlmasÝ gerekmektedir. Buama�la, Þekil 4Õdeki Rayleigh ve Love grup hÝzÝeÛrileri d�zenlenmißtir. Þekil 4Õde ilk olarak g�ze�arpan nokta ise, yapÝsal farklÝlÝklarÝn dispersi-yon eÛrilerine bire bir yansÝmadÝÛÝdÝr. �rneÛin,grup 1Õdeki kabuk hÝz yapÝlarÝ tek baßlarÝna is-tasyon altÝndaki kabuk hÝz yapÝsÝndan �nemlifarklÝlÝklar sergilemektedir. Buna karßÝn, grup1Õdeki hÝz-derinlik yapÝlarÝnÝ temsil eden ortala-ma dispersiyon eÛrisi istasyonun dispersiyoneÛrisinden �ok fazla farklÝ deÛildir (bknz. Þekil4a). Benzer durum, t�m gruplarÝ temsil eden or-talama dispersiyon eÛrileri i�in de ge�erlidir (Þe-kil 4d). Baßka bir deyißle; istasyona yakÝn bir tekjeolojik b�lgeyi �rnekleyen y�zey dalgalarÝnÝnyerine, istasyonu �evreleyen bir �ok jeolojik b�l-geyi �rnekleyen y�zey dalgalarÝnÝn kullanÝlmasÝve aynÝ zamanda bunlardan ortalama bir disper-siyon verisi �retilmesi daha avantajlÝ g�r�nmek-

�akÝr ve Erduran 35

Þekil 3. (a) Rayleigh (R) ve Love (L) y�zey dalgalarÝnÝn grup hÝzÝ standart sapmalarÝ, (b) grup hÝzÝ standart sap-malarÝnÝn ters ��z�m hÝzlarÝna yansÝmasÝ ve (c) ��z�n�rl�k eÛrileri.

Figure 3. (a) Group velocities of Rayleigh (R) and Love (L) surface waves within one standard deviation, (b) theeffect of group velocity standart deviations to inversion results, and (c) surface wave resolving kernels.

tedir. Ger�ek sismik verilere yapÝlan uygulama-larda bu yaklaßÝmÝ saÛlamanÝn basit ve kolay biryolu bulunmaktadÝr. �te yandan, Grup 2 veGrup 3Õdeki dispersiyon eÛrilerinden g�r�leceÛi�zere (Þekil 4b ve c), bu yaklaßÝm her zamange�erli olmayabilir. Bu gruplarda, �zellikle y�ze-ye yakÝn ortalama sismik hÝzlarÝn istasyon altÝn-daki hÝzlardan �nemli miktarda sapmasÝ nede-niyle, d�ß�k periyotlu grup hÝzlarÝ 0.3 km/sÕyevaran bir yanÝlgÝ i�ermektedir. S�z konusu yanÝl-gÝnÝn ne kadar etkili olduÛu, ileride tartÝßÝlacakters ��z�m sonu�larÝnda daha iyi g�sterilecektir.

�alÝßmanÝn bundan �nceki kÝsÝmlarÝnda �zellik-le y�zey dalgalarÝna �nem verilmiß ve y�zeydalgasÝ verisini olußtururken karßÝlaßÝlabileceksorunlara deÛinilmißtir. Bundan sonraki kÝsÝm-larda ise, Eßitlik 1Õde verilen sistemin ters ��z�-m� esnasÝnda �Ýkabilecek sorunlara deÛinile-cektir. Eßitlik 1Õde dikkat edilmesi gereken 3 pa-rametre vardÝr. Bunlar; alÝcÝ fonksiyon ile y�zeydalgasÝnÝn ��z�mdeki etkilerini dengeleyen etkifakt�r� (p), tabakalar arasÝ hÝz farklÝlÝklarÝnÝ

kontrol eden s�n�m parametresi (Y) ve alÝcÝfonksiyonun spektral bandÝnÝ sÝnÝrlayan Gaussparametresi (a)ÕdÝr. Bu 3 parametre Eßitlik 1Õin��z�m�nde aynÝ anda kullanÝlmakta ve aralarÝn-da doÛru bir dengenin olußturulmasÝ gerekmek-tedir.

Eßitlik 1Õdeki sistem aslÝnda doÛrusal olmayanbir sistemin, Taylor seri a�ÝlÝmÝnÝn yardÝmÝyladoÛrusallaßtÝrÝlmÝß bir halidir. S�z� edilen doÛ-rusallaßtÝrma ißleminin amacÝ ise, aslÝnda doÛ-rusal olmayan bir ißlemi daha kolay ve hÝzlÝ birßekilde ��zmektir. Bu ßekilde bir y�ntem izleme-nin baßka bir nedeni ise, bilgisayarda sayÝsalhesap olanaklarÝnÝn kÝsÝtlÝ olmasÝdÝr. DoÛrusal-laßtÝrma ißlemi, ��z�me pek �ok k���k ve ardÝ-ßÝk adÝmlarla yaklaßma olanaÛÝ vermektedir.B�yle bir ißlemde atÝlan k���k adÝmlarÝn doÛruy�nden sapmasÝnÝ engellemek bu �alÝßmanÝnesas konusudur.

Ülk olarak, s�n�m parametresi YÕnÝn nasÝl se�il-mesi gerektiÛine deÛinilmißtir. Eßitlik 1Õde veri-

36 Yerbilimleri

Þekil 4. Sismik istasyon ile civardaki kabuk yapÝlarÝnÝn dispersiyon eÛrileri arasÝndaki fark. Figure 4. Group velocity difference between velocity structures beneath seismic station and the one surrounding

the station.

AlÝcÝ fonksiyon

Dispersiyon

len sistem tam tanÝmlÝ, baßka bir deyißle, y�zeydalgalarÝ ortalama hÝzÝn yanÝ sÝra hÝz s�reksizlik-lerine ve alÝcÝ fonksiyonda hÝz s�reksizliklerininyanÝ sÝra, ortalama hÝza duyarlÝ olsaydÝ, kuram-sal olarak s�n�m parametresine gerek kalmaya-caktÝ (Y = 0). S�z� edilen fiziksel veri eksiklikle-ri nedeniyle, ��z�m uzayÝnda yerel boßluklarolußmakta ve ardÝßÝk adÝmlarla yaklaßan ��z�mdizini (m) �oÛu zaman bu boßluklarda kalmakta-dÝr. S�n�m parametresinin sÝfÝrdan b�y�k (Y>0)se�ilmesi bu boßluklardan sakÝnÝlmasÝna yar-dÝmcÝ olmaktadÝr. Bu durumda, s�n�m paramet-resinin ne kadar b�y�k se�ileceÛi gibi baßka birsorun ortaya �ÝkmaktadÝr. Pek �ok deneme ya-nÝlma hesaplarÝndan sonra, s�n�m parametresi-ne �nce b�y�k deÛerlerden baßlanmasÝ ve dahasonra aßamalÝ olarak k���lt�lmesi, ge�erli biryaklaßÝm olarak d�ß�n�lm�ßt�r. �rneÛin, top-lam 12 ardÝßÝk adÝmdan olußan ve her bir 2 ardÝ-ßÝk adÝmda bir s�n�m parametresini 10, 5, 2.5,1, 0.5 ve 0 ßeklinde azaltan yaklaßÝm bu �alÝß-mada benimsenmißtir. S�z� edilen kademeli s�-n�m parametresinin yerine, ilk anda s�n�m pa-rametresini sÝfÝr alarak baßlamak �oÛu zamanyanlÝß sonu�lar doÛurmuß olup, en b�y�k s�-n�m parametresi deÛeri 10 olarak alÝnmÝßtÝr.Bunun yerine 50 veya 100 deÛerleri de alÝnabi-lir, ancak b�yle bir se�im ardÝßÝk adÝmlarÝn sayÝ-sÝnÝ gereksiz olarak arttÝrmaktadÝr. En k���k s�-n�m parametresi sÝfÝr olarak alÝnmÝßtÝr. Ancak,bundan sonraki hesaplamalarda deÛinileceÛi�zere, etki fakt�r�n�n (p) artmasÝyla sÝfÝrdan b�-y�k (�rneÛin, Y = 0.5) s�n�m deÛerleri gerekli ol-maktadÝr.

KURAMSAL TERS ��Z�M �RNEKLERÜ

Ger�ek alÝcÝ fonksiyon izlerinin ters ��z�m�nde,Gauss parametresi olarak, genellikle 1 ile 5 ara-sÝnda deÛißen ÒaÓ deÛerleri kullanÝlÝr (�rneÛin;Owens vd., 1984; Owens 1987; Clitheroe vd.,2000; Darbyshire vd., 2000). Gauss parametre-si, al�ak ge�ißli bir s�zge� gibi davranarak, alÝcÝfonksiyon spektral genliklerini bastÝrma ißlevini�stlenmißtir. Bunun amacÝ, gelißi g�zel jeolojikd�zensizliklerden kaynaklanan ve kuramsal ola-rak ters ��z�lemeyen y�ksek frekanslÝ alÝcÝfonksiyon spektral genliklerinin ge�ißini engelle-mektir. �rneÛin, a=1 Gauss parametresi deÛeri,sinyalde yaklaßÝk 0.5 HzÕden b�y�k spektralgenlikleri bastÝrÝrken, a=5 ise, yaklaßÝk 2.5HzÕden b�y�k spektral genlikleri bastÝrabilmek-tedir. Baßka bir deyißle, Gauss filtresinin ge�iß

bandÝnÝn y�ksek frekans sÝnÝrÝ yaklaßÝk a/2 HzcivarÝndadÝr. Tek bir Gauss parametresinin yeri-ne, aynÝ anda birden fazlasÝnÝn kullanÝlmasÝ �o-Ûu zaman gerekli olabilir. EÛer g�r�lt�n�n mik-tarÝ az ise, a=5 ��z�m�n�n saÛladÝÛÝ y�ksek ��-z�n�rl�Û�n avantajÝ kullanÝlabilir. Gauss para-metresinin y�ksek deÛerleri �zellikle Moho s�-reksizliÛindeki hÝz artÝßÝnÝ daha duyarlÝ �rnekle-memizi saÛlamaktadÝr. Bu �alÝßmada, uygula-madaki Gauss parametrelerinin ortasÝnÝ temsileden a=2 ve a=3 deÛerleri kullanÝlacaktÝr. Bußekildeki Gauss parametresi deÛerleri yeraltÝnÝnyaklaßÝk 1-2 km kalÝnlÝklÝ ince yatay tabakalarÝ-nÝn ��z�mlenmesini saÛlar (bknz; Cassidy,1992; Cassidy, 1995).

�alÝßmanÝn daha �nceki b�l�mlerinde s�z� edil-diÛi gibi, tek bir etki fakt�r� pÕnin yerine birdenfazlasÝnÝn kullanÝmÝ daha uygundur, ��nk� pÕnin��z�me olan etkisi g�recelidir. Herhangi birjeolojik b�lgedeki kabuksal yapÝyÝ ters ��zerkenkullanÝlacak uygun p deÛeri 0.25 ve baßka birjeolojik b�lge i�in ise, uygun p deÛeri 0.5 olabi-lir. S�z konusu sorunun ��z�m�ne ÝßÝk tutabil-mek i�in d�rt farklÝ p deÛeri kullanÝlmÝßtÝr (p=0.1,0.25, 0.5 ve 0.75). Etki fakt�r� pÕnin deÛeri art-tÝk�a y�zey dalgasÝnÝn ��z�me olan katkÝsÝ art-makta ve diÛer taraftan alÝcÝ fonksiyonun katkÝsÝazalmaktadÝr. Bundan sonraki beß g�sterimde(Þekil 5-9), YÕnÝn son kademede kullanÝlan deÛe-ri yansÝtÝlmÝßtÝr. Eßitlik 1Õin ��z�m�nde gerekliolan baßlangÝ� hÝz yapÝsÝ (mo) i�in, S hÝzÝ 3.5km/s olan yarÝ-sonsuz bir ortam d�ß�n�lm�ßt�r.P dalga hÝzlarÝ (α), Poisson oranÝ 0.25 olmak�zere, S dalga hÝzlarÝndan (β) aßaÛÝdaki eßitlikyardÝmÝyla hesaplanmÝßtÝr.

α =√Ð3β (3)

YoÛunluklarÝ (ρ) hesaplamak i�in ise, P dalgahÝzlarÝnÝ kullanan Eßitlik 4Õden yararlanÝlmÝßtÝr(Ammon vd., 1990).

ρ = 0.32α + 0.77 (4)

AyrÝca, ÝßÝnsal bileßen alÝcÝ fonksiyon izlerinin(a=3) Þekil 2Õde kesikli ince �izgi ile verilen ku-ramsal yapÝyÝ, 0.045 s/km deÛerindeki ÝßÝn para-metresiyle �rneklediÛi d�ß�n�lm�ßt�r.

Y�zey dalgasÝ ile alÝcÝ fonksiyonun birlikte ters��z�m�n� i�eren ilk hesaplar Þekil 5Õde veril-mißtir. Y�zey dalgasÝ grup hÝzÝ eÛrileri grup 1Õde-

�akÝr ve Erduran 37

ki yapÝlarÝn ortalamasÝnÝ temsil etmektedir. Y�-zey dalgalarÝ y�ksek dalga boylu ��z�n�rl�Ûesahip olduÛu i�in, p=0.1, 0.25 ve 0.5 deÛerlerin-de Y=0 alÝnabilmißtir (bkz. Þekil 5). Ancak, pÕninartan deÛerleri i�in (�rneÛin, p=0.75) y�zey dal-gasÝnÝn hÝz s�reksizliklerine olan zayÝf duyarlÝlÝ-ÛÝ �n plana �Ýkmakta ve ayrÝca alÝcÝ fonksiyonuntamamlayÝcÝ etkisi giderek kaybolmaktadÝr. B�y-lece, YÕnÝn deÛerini arttÝrma zorunluluÛu ortaya�ÝkmaktadÝr. Aksi takdirde, �zellikle y�zeye ya-kÝn ters ��z�m hÝz yapÝsÝnda yapay hÝz anoma-lileri olußmaktadÝr.

Grup 1Õdeki yapÝlarÝ temsil eden dispersiyon eÛ-risi ile istasyonu temsil eden dispersiyon eÛrisiarasÝnda �nemli bir fark yoktur (bkz. Þekil 4a).Bu nedenle, grup 1Õdeki dispersiyonun yardÝ-

mÝyla alÝcÝ fonksiyonu ters ��zerken �nemli birsorun �ÝkmamaktadÝr. Þekil 5aÕda g�r�leceÛi�zere, p=0.5 ve p=0.75 ��z�mleri �nemli bir so-run olmadan doÛru yapÝyÝ vermißlerdir. �te yan-dan, p=0.1 ve p=0.25 ��z�mleri �zellikle derinsismik hÝzlarÝ doÛru olarak yansÝtmamaktadÝr.Baßka bir deyißle; p=0.1 ve p=0.25 ��z�mleri,d�ß�k p deÛerlerindeki sÝnÝrlÝ y�zey dalgasÝ kat-kÝsÝ nedeniyle, �ok ��z�ml�l�k sorununu taßÝ-maktadÝr. Þekil 5bÕde ise, kuramsal alÝcÝ fonksi-yon izi ile ters ��z�m alÝcÝ fonksiyon izi arasÝn-daki uyum g�sterilmißtir. Kabuk hÝz yapÝlarÝnda-ki farklÝlÝÛa (bknz. Þekil 5a) raÛmen alÝcÝ fonksi-yon izleri �nemli bir farklÝlÝk g�stermemektedir.Bunun baßlÝca nedeni, alÝcÝ fonksiyonun mutlakhÝzlara olan duyarlÝÛÝnÝn zayÝf olmasÝdÝr. Þekil5cÕde, kuramsal grup hÝzÝ ile ters ��z�m grup hÝ-

38 Yerbilimleri

Þekil 5. Grup 1Õ deki Rayleigh (R) ve Love (L) y�zey dalgalarÝnÝn grup hÝzlarÝ ile alÝcÝ fonksiyonun birlikte ters ��-z�m� (a=3 alÝnmÝßtÝr).

Figure 5. Joint inversion of receiver functions and surface waves using Rayleigh (R) and Love (L) group velociti-es obtained from velocity structures in Group 1 (ÒaÓ is considered as 3).

zÝ arasÝndaki uyum verilmißtir. Etki fakt�r� pÕninartmasÝyla y�zey dalgalarÝnÝn katkÝsÝ artmÝß vedolayÝsÝyla kuramsal grup hÝzlarÝ ile ters ��z�mgrup hÝzlarÝ arasÝndaki uyum da artmÝßtÝr.

Þekil 6Õda, grup 2Õnin ortalama grup hÝzÝ eÛrileriile alÝcÝ fonksiyonun birlikte ters ��z�m�nden el-de edilen sonu�lar verilmißtir. Þekil 4bÕde g�ste-rildiÛi �zere, grup 2Õnin ortalama grup hÝzlarÝ is-tasyonun altÝna denk gelen grup hÝzlarÝndan da-ha y�ksektir. Grup hÝzlarÝndaki farklÝlÝk, Love y�-zey dalgalarÝnÝn y�ksek periyotlarÝna kadaruzanmaktadÝr. Bunun sonucu olarak, Þekil6aÕdaki ters ��z�m hÝzlarÝ, yaklaßÝk 15 kmÕdensÝÛ derinliklerde doÛru yeraltÝ hÝzlarÝndan y�k-sek �ÝkmÝßtÝr. Bu farklÝlÝk, b�t�n p deÛerlerindekendisini g�stermektedir. Artan p deÛerleriyle

y�zey dalgasÝnÝn katkÝsÝ da artmakta ve kuram-sal dispersiyon ile ters ��z�m dispersiyonu ara-sÝndaki uyum daha belirgin hale gelmektedir(Þekil 6c). �te yandan, 15 kmÕnin altÝndaki de-rinliklerde, �zellikle d�ß�k p deÛerlerinde eldeedilen ters ��z�m sismik hÝzlarÝ ger�ek hÝzlar-dan d�ß�k kalmÝßtÝr (Þekil 6a). Bunun baßlÝcanedeni, alÝcÝ fonksiyonun �ok ��z�ml�l�Û�n�nyanÝ sÝra, grup 2Õdeki dispersiyonun istasyonunaltÝndaki dispersiyondan �nemli miktarda farklÝolmasÝdÝr. Derin sismik hÝzlardaki yanÝlgÝ ancaky�ksek p (�rneÛin, p=0.75) ��z�m�nde azal-maktadÝr. Þekil 5aÕda verilen ters ��z�m sonu�-larÝnda olduÛu gibi, ters ��z�m kabuk yapÝlarÝn-daki yanÝlgÝnÝn aksine, Þekil 6cÕde g�sterilen alÝ-cÝ fonksiyon uyumlarÝ �nemli miktarda yanÝlgÝi�ermemektedir. AlÝcÝ fonksiyonun mutlak hÝzla-

�akÝr ve Erduran 39

Þekil 6. Grup 2Õdeki Rayleigh (R) ve Love (L) y�zey dalgalarÝnÝn grup hÝzlarÝ ile alÝcÝ fonksiyonun birlikte ters ��-z�m� (a=3 alÝnmÝßtÝr).

Figure 6. Joint inversion of receiver functions and surface waves using Rayleigh (R) and Love (L) group velociti-es obtained from velocity structures in Group 2 (ÒaÓ is considered as 3).

ra karßÝ olan zayÝf duyarlÝlÝÛÝ bu bi�imde de a�Ý-Ûa �ÝkmÝßtÝr.

Þekil 7Õde, grup 3Õ�n ortalama dispersiyon eÛri-leri ile alÝcÝ fonksiyon izinin birlikte ters ��z�-m�nden elde edilen sonu�lar verilmißtir. Grup3Õ�n dispersiyonu, grup 2Õnin aksine, istasyonaltÝndaki dispersiyondan daha d�ß�kt�r (bkz.Þekil 4c). Ancak, bu gruptaki dispersiyon eÛrile-ri, grup 2Õye g�re, daha �ok d�ß�k periyotlardabelirgin yanÝlgÝ i�ermektedir. AyrÝca, grup hÝzla-rÝndaki farklÝlÝk Love y�zey dalgalarÝnÝn yiney�ksek periyotlarÝna kadar uzanmaktadÝr. Bun-larÝn sonucu olarak, yaklaßÝk 10 kmÕden sÝÛ de-rinliklerdeki ters ��z�m hÝzlarÝ ger�ek hÝzlardand�ß�k �ÝkmÝßtÝr (Þekil 7a). Bir �nceki gruptakisonu�lara benzer bir ßekilde, derindeki ters ��-

z�m hÝzlarÝ da ger�ek hÝzlardan d�ß�kt�r. HÝz-lardaki bu d�ß�kl�k, y�ksek p deÛerlerinde de(�rneÛin, p=0.75) belirgindir. S�z konusu y�k-sek p deÛerleri grup 2Õdeki kadar etkili olmamÝß-tÝr. AlÝcÝ fonksiyonun �ok ��z�ml�l�Û� ve ayrÝcagrup 3Õdeki y�ksek periyotlu dispersiyonun is-tasyonun altÝndaki dispersiyondan, sistematikolarak d�ß�k kalmasÝ ters ��z�m hÝzlarÝnÝn ya-nÝlmasÝna neden olmußtur.

T�m gruplara ait ortalama dispersiyon eÛrileri-nin yardÝmÝyla elde edilen ters ��z�mler, Þekil5Õde verilen, grup 1 ��z�mlerine olduk�a benzer�ÝkmÝßtÝr. ��nk� her iki grubun dispersiyon eÛri-leri birbirine olduk�a benzerdir (bkz. Þekil 4a ved). Bu nedenle, s�z konusu ��z�mler buradaayrÝca verilmemißtir. Bundan �nceki ters ��z�m

40 Yerbilimleri

Þekil 7. Grup 3Õdeki Rayleigh (R) ve Love (L) y�zey dalgalarÝnÝn grup hÝzlarÝ ile alÝcÝ fonksiyonun birlikte ters ��-z�m� (a=3 alÝnmÝßtÝr).

Figure 7. Joint inversion of receiver functions and surface waves using Rayleigh (R) and Love (L) group velociti-es obtained from velocity structures in Group 3 (ÒaÓ is considered as 3).

ißlemlerinde, Gauss parametresi olarak a=3 de-Ûeri kullanÝlmÝßtÝr. DeÛißen ÒaÓ deÛerinin ��z�m-ler �zerine nasÝl bir etki yaratacaÛÝnÝ irdelemeki�in, Þekil 8Õde verilen, a=2 ��z�mleri yapÝlmÝß-tÝr. Gauss parametresinin bu ßekilde d�ß�r�lme-si ters ��z�mdeki 1.5 HzÕlik y�ksek frekans sÝnÝ-rÝnÝ yaklaßÝk 1.0 HzÕe indirmek anlamÝna gel-mektedir. Bu deÛißikliÛin saÛladÝÛÝ avantajÝ g�s-termek i�in, bundan �nceki ters ��z�m ißlemle-rinde en sakÝncalÝ sonucu veren, p=0.1 etki fak-t�r� kullanÝlmÝßtÝr.

Þekil 8Õde ilk g�ze �arpan nokta, b�t�n ters ��-z�m hÝz yapÝlarÝnÝn ger�ek yeraltÝ hÝzlarÝnÝ dahadoÛru bir ßekilde temsil etmesidir. Gauss para-

metresinin 3Õten 2Õye d�ß�r�lmesi, �ok ��z�m-l�l�k sorununun aßÝlmasÝnda �nemli bir etkiyapmÝßtÝr. Bu olumlu etkinin en a�Ýk sonu�larÝ,grup 1 (Þekil 8a) ve t�m gruplar (Þekil 8d) i�inelde edilen hÝz yapÝlarÝnda g�r�lmektedir. �zel-likle derin sismik hÝzlarda g�r�len yanÝlgÝlar ta-mamen ortadan kalkmÝßtÝr. �te yandan, grup 2ve grup 3Õdeki dispersiyon eÛrileri kullanÝlarakelde edilen ters ��z�m hÝz yapÝlarÝ belli orandayanÝlgÝlar i�ermektedir (Þekil 8b ve c). Bu yanÝl-gÝlarÝn olußmasÝnda, alÝcÝ fonksiyonun alÝßÝlagelmiß �ok ��z�ml�l�k sorunu ikinci planda kal-mÝßtÝr. Baßka bir deyißle, istasyonun altÝna denkgelen dispersiyon ile grup 2 ve 3Õdeki ortalamadispersiyon arasÝndaki farklÝlÝk s�z konusu hÝz

�akÝr ve Erduran 41

Þekil 8. Gruplara ait ortalama Rayleigh (R) ve Love (L) dispersiyon eÛrileri ile alÝcÝ fonksiyonun birlikte ters ��z�msonu�larÝ ( a=2 alÝnmÝßtÝr).

Figure 8. Joint inversion results of receiver functions and surface waves using average Rayleigh (R) and Love (L)group velocities obtained from individual velocity structures within each group (ÒaÓ is considered as 2).

yanÝlgÝlarÝnÝn birinci nedenidir. Etki fakt�r�n�nd�ß�k (p=0.1) se�ilmesine raÛmen, y�zey dal-galarÝnÝn ��z�mdeki baskÝnlÝÛÝ devam etmißtir.Bununla birlikte, grup 2 ve 3Õdeki ters ��z�m hÝzyapÝlarÝndan ger�ek hÝz yapÝlarÝna tam olarakge�me olanaÛÝ vardÝr. Etki fakt�r� p=0 alÝnarak,y�zey dalgalarÝnÝn etkisi tamamen ortadan kal-dÝrÝlabilir. Bu durumda, ters ��z�mlerin sonaßamadaki ortalama S hÝzlarÝ alÝcÝ fonksiyonungerektirdiÛi doÛruluÛa (±0.1 km/s) ulaßtÝÛÝ i�in�ok ��z�ml�l�k sorunu ile karßÝlaßÝlmamakta-dÝr.

TARTIÞMA

S�n�m parametresi YÕnÝn uygulanmasÝnda izle-necek yol gelißig�zel olmamalÝdÝr. Kademeli s�-n�m parametresinin kullanÝlmasÝ, s�z konusu

y�ntemin doÛru sonu�lara ulaßmasÝ bakÝmÝndanolduk�a �nemlidir. Bu durumu daha iyi a�Ýkla-mak i�in, Þekil 9Õda verilen ters ��z�m hesapla-rÝ yapÝlmÝßtÝr. Hesaplar esnasÝnda istasyonunaltÝnÝ temsil ettiÛi d�ß�n�len iki farklÝ hÝz yapÝsÝdaha ele alÝnmÝßtÝr (bknz. Þekil 9a ve b). Y�nte-min baßlangÝ� (mo) yapÝya olan baÛÝmlÝlÝÛÝnÝsorgulamak i�in ise, d�rt farklÝ yarÝ-sonsuz or-tam baßlangÝ� yapÝsÝ olarak se�ilmißtir. Bu yarÝ-sonsuz ortamlarÝn S hÝzlarÝ, sÝrasÝyla 3.0, 3.5,4.0 ve 4.5 km/s olarak alÝnmÝßtÝr. Bu koßullar al-tÝndaki alÝcÝ fonksiyon ters ��z�mleri, y�zey dal-galarÝnÝn yapÝcÝ katkÝsÝ olmaksÝzÝn (p=0), �ok��z�ml�l�k sorunu ile karßÝlaßmaktadÝr. ��nk�s�z konusu yarÝ-sonsuz ortamlarÝn S hÝzlarÝ ge-rekli doÛrulukta deÛildir. Kabuk yapÝlarÝnÝn orta-lama hÝzlarÝ Þekil 9bÕde ve se�ilen yarÝ-sonsuzortamlar Þekil 9aÕda ißaretlenmißtir.

42 Yerbilimleri

Þekil 9. (a) Sabit ve (b) kademeli s�n�m parametresinin ters ��z�m sonu�larÝna etkisi.Figure 9. The effect of damping factor constant (a) and gradually lowered starting with a high value (b) on inversi-

on results.

Þekil 9aÕda, s�n�m parametresi Y=0 alÝnarak el-de edilen ters ��z�m sonu�larÝ g�sterilmektedir.En k���k kareler ardÝßÝk adÝmlarÝnÝn sayÝsÝ 12olarak alÝnmÝß ve her bir adÝmda sabit s�n�mparametresi (Y=0) kullanÝlmÝßtÝr. Y�zey dalgala-rÝnÝn yapÝcÝ katkÝsÝna raÛmen, ters ��z�m hÝzyapÝlarÝ ger�ek hÝz yapÝsÝndan �nemli sapmalari�ermektedir. Þekil 9aÕda g�sterilen durum, alÝcÝfonksiyonun alÝßÝla gelmiß �ok ��z�ml�l�k soru-nunu yansÝtmaktadÝr. ��z�mlerin elde edilme-sinde, b�t�n parametreler yerli yerinde kullanÝl-mÝßtÝr, ancak s�n�m parametresine yanlÝß de-Ûerden baßlanÝlmÝßtÝr. Þekil 9bÕde verilen ters��z�m sonu�larÝ, doÛru s�n�m parametresi uy-gulandÝÛÝnda elde edilecek �arpÝcÝ iyileßtirmeyig�stermektedir. BaßlangÝ� hÝz yapÝsÝnÝn se�imi-ne baÛlÝ olmaksÝzÝn, b�t�n kabuk hÝz yapÝlarÝdoÛru olarak ters ��z�lm�ßt�r. Hesaplarda s�-n�m parametresine 10Õdan baßlanmÝß ve toplam12 ardÝßÝk adÝmdan olußmak �zere, her bir 2 ar-dÝßÝk adÝmda bir s�n�m parametresi 10, 5, 2.5,1, 0.5 ve 0 ßeklinde azaltÝlmÝßtÝr. B�yle bir kade-meli yaklaßÝmÝn yerine; �rneÛin, 10 ardÝßÝkadÝmdan olußan 7.5, 3.5, 1.25, 0.6 ve 0 yaklaßÝ-mÝ da se�ilebilir. Burada �nemli olan, kademelid�ß�ß�n saÛladÝÛÝ avantajÝn kullanÝlmasÝdÝr.

Bundan �nce verilen kuramsal hesaplarda, sis-mik istasyonu kußatan b�lgelerdeki kabuksal hÝzyapÝlarÝnÝn %5Õe varan hÝz yanÝlgÝlarÝ i�erdiÛi d�-ß�n�lm�ß ve s�z konusu yanÝlgÝ miktarÝnÝn doÛ-ru ��z�m teknikleri ile aßÝlabileceÛi g�sterilmiß-tir. Bununla birlikte, y�zey dalgalarÝnÝn alÝcÝfonksiyonlar ile birlikte kullanÝlamayacaÛÝ du-rumlarda olabilir. Bunun en �arpÝcÝ �rneÛi, ka-buk kalÝnlÝÛÝnÝn b�lgesel olarak aßÝrÝ deÛißmesi-dir. Manto y�kselimi ile kabuÛun inceldiÛi b�lge-ler, daÛ olußumlarÝ ile kabuÛun kalÝnlaßtÝÛÝ b�l-geler ve okyanus kabuk olußumlarÝ buna en tipik�rneklerdir. Genel olarak, ince bir kabuÛun orta-lama hÝzÝ kalÝn bir kabuÛun ortalama hÝzÝndandaha y�ksektir. �rneÛin, kÝtasal kabuk �zerineyerleßtirilmiß sismik istasyondaki alÝcÝ fonksiyon-lar yorumlanÝyor ise, civardaki okyanus kabuÛu-nu ge�en y�zey dalgalarÝnÝ kullanmak olduk�asakÝncalÝdÝr. Her iki b�lgedeki kabuk kalÝnlÝklarÝarasÝnda 10 kmÕye varan farklÝlÝklar ve dolayÝsÝy-la ortalama sismik hÝzlarda �nemli sapmalar ola-bilir. S�z� edilen kabuk koßullarÝndaki ters ��z�-m� yorumlamak i�in Þekil 10Õda verilen hesap-lar yapÝlmÝßtÝr. Üstasyonun altÝndaki kabuk kalÝn-lÝÛÝ 42 km ve dispersiyonu temsil eden kabukkalÝnlÝklarÝ ise sÝrasÝyla 20, 30 ve 40 km olarak

alÝnmÝßtÝr. Þekil 10a ve bÕde verilen 20 ve 30 km��z�mleri, kabuk kalÝnlÝÛÝnÝn ne denli �nemli ol-duÛunu g�stermektedir. Her iki durumda da, is-tasyonun altÝndaki kabuk yapÝsÝnÝ ters ��zmeolanaÛÝ g�r�nmemektedir. Hem p=0.1, hem dep=0.5 ��z�mlerinde, ters ��z�m hÝz yapÝsÝ daha�ok y�zey dalgasÝ tarafÝna kaymaktadÝr. BunakarßÝn, 40 km kabuk kalÝnlÝÛÝnda elde edilen so-nu� ise herhangi bir sorun i�ermemektedir (Þe-kil 10c). Dispersiyonun �rneklendiÛi kabuk ka-lÝnlÝÛÝ ile istasyonun altÝndaki kabuk kalÝnlÝÛÝ ±5kmÕye kadar farklÝ olabilir. ArdÝßÝk ters ��z�madÝmlarÝnÝn en sonunda, p=0 alÝnarak yapÝlanek ��z�mler, kalÝnlÝk etkisini gidermekte yardÝm-cÝ olmaktadÝr.

Buraya kadar s�z� edilen ters ��z�m koßullarÝ,Þekil 11Õde verilen basit bir grafik tasarÝm ile da-ha iyi a�Ýklanmaya �alÝßÝlmÝßtÝr. Þekil 11a, alÝcÝfonksiyonun tek baßÝna ters ��z�m�n� temsil et-mektedir. Ters ��z�mde yararlanÝlan baßlangÝ�yapÝnÝn ortalamasÝ 1 konumunda (yanlÝß) se�il-diÛinde, ters ��z�m hÝz yapÝsÝ �arpÝ ile g�steri-len yanlÝß veya sahte sonu�ta kalmaktadÝr. �teyandan, baßlangÝ� yapÝnÝn ortalamasÝ 2 konu-munda (doÛru) se�ildiÛinde ise, ters ��z�m hÝzyapÝsÝ artÝ ile g�sterilen doÛru sonuca ulaßmak-tadÝr. Þekil 11bÕde ise, alÝcÝ fonksiyon ile y�zeydalgasÝnÝn birlikte ters ��z�m� verilmißtir. Yarar-lanÝlan y�zey dalgasÝ bilgisi istasyon altÝndakiyapÝsal �zellikleri ortalama olarak temsil etmek-tedir (ince kesikli �izgi). ��z�me y�zey dalgasÝ-nÝn katÝlmasÝ durumunda yanlÝß ��z�mler oluß-mamakta ve ters ��z�m hÝz yapÝsÝ artÝ ile g�ste-rilen doÛru sonuca hi�bir sorun olmadan ulaß-maktadÝr. Þekil 11cÕde ise, yine alÝcÝ fonksiyonile y�zey dalgasÝnÝn birlikte ters ��z�m� veril-mißtir. Ancak, bu durumdaki y�zey dalgasÝ, is-tasyonun altÝndaki jeolojik �zellikleri temsil et-meyen bilgiler i�ermektedir. Y�zey dalgasÝnÝnters ��z�mdeki baskÝnlÝÛÝ nedeniyle, sonu�ta el-de edilen hÝz yapÝsÝ �arpÝ ile g�sterilen yanlÝßkonumda �ÝkmÝßtÝr. Bu �alÝßmada �zerinde du-rulan se�enek Þekil 11bÕde verilen yaklaßÝmÝyansÝtmaktadÝr.

SONU�LAR

Deprem kußaÛÝnda yer alan �lkemizde deprem-lerin �oÛunlukla kabuk i�i ßekil deÛißtirmelerdendolayÝ olußmasÝ, alÝcÝ fonksiyon �alÝßmalarÝnÝn�nemini �lkemiz adÝna daha da arttÝrmaktadÝr.AlÝcÝ fonksiyon �alÝßmalarÝ ile yerel bir jeolojik

�akÝr ve Erduran 43

44 Yerbilimleri

Þekil 10. Y�zey dalgasÝ kabuk kalÝnlÝÛÝnÝn istasyon altÝndaki kabuk kalÝnlÝÛÝndan farklÝ olmasÝnÝn ters ��z�m so-nu�larÝna etkisi.

Figure 10. The effect of difference between crustal thickness beneath seismic station and the surrounding to in-version results.

Þekil 11. AlÝcÝ fonksiyon ters ��z�mlerine katÝlan y�zey dalgalarÝnÝn katkÝsÝ.Figure 11. The contribution of the surface waves added to receiver function inversions.

yapÝnÝn kabuksal sismik �zelliklerini ortaya �Ý-karma olanaÛÝ bulunmaktadÝr. G�n�m�z tekno-lojik koßullarÝnda, herhangi bir yerde sismik is-tasyon kurmak ve uzun s�re �alÝßtÝrarak sismikveri toplamak eskiye oranla d�ß�k harcamalÝ birißlem haline gelmißtir. Bunun yanÝ sÝra, alÝcÝfonksiyon ißlemi yapay sismik kaynaklar yerinedoÛal sismik kaynaklar (deprem) kullanmakta-dÝr. S�z konusu bu iki avantaj kullanÝlarak, �lke-mizde daha yaygÝn alÝcÝ fonksiyon �alÝßmalarÝ-nÝn yapÝlmasÝ olanaÛÝ vardÝr. AlÝcÝ fonksiyon �a-lÝßmalarÝnda karßÝlaßÝlan en �nemli sorunlardanbiri �ok ��z�ml�l�kt�r. YeraltÝnÝn ortalama hÝzÝ-nÝ �nceden gerekli doÛrulukla tahmin etmek ol-duk�a zaman alÝcÝ ve �oÛu kez baßarÝsÝz bir iß-lemdir. AÛÝrlÝklÝ ters ��z�m y�nteminin bilgisa-yardaki sayÝsal uygulamasÝ olduk�a ekonomikolduÛu i�in, ��z�m parametrelerinin olasÝ aralÝÛÝtaranabilmekte ve bunlar arasÝndan en uygunolan ��z�m se�ilebilmektedir. S�z konusu y�n-temin bundan sonra yapÝlacak �alÝßmalarda,�ok ��z�ml�l�k sorununun aßÝlmasÝnda araßtÝr-macÝlara �nemli katkÝlar saÛlayacaÛÝ umulmak-tadÝr.

KATKI BELÜRTMEYazarlar, makalenin son ßekline gelmesindekatkÝda bulunan Yerbilimleri Dergisi Edit�rl�Û�-ne teßekk�r ederler. Prof. Dr. Aykut BARKA,yaptÝÛÝ deÛerli �alÝßmalar ile yazarlara ÝßÝk tut-mußtur, kendisini saygÝyla anÝyor ve teßekk�rediyoruz.

KAYNAKLAR

Ammon, C. J., 1991. The isolation of receiver effectsfrom teleseismic P waveforms. Bulletin ofthe Seismological Society of America, 81,2504-2510.

Ammon, C. J., and Zandt, G., 1993. Receiver structu-re beneath the Southern Mojave Block,California. Bulletin of the SeismologicalSociety of America, 83,737-755.

Ammon, C. J., Randall, G.E., and Zandt, G., 1990.On the nonuniqueness of receiver functioninversions. Journal of Geophysical Rese-arch, 95, 15303-15318.

Cassidy, J. F., 1992. Numerical experiments in bro-adband receiver function analysis. Bulletinof the Seismological Society of America,82, 1453-1474.

Cassidy, J. F., 1995. A comparision of the receiverstructure beneath staions of the CanadianNational Seismograph Network. Canadian

Journal of Earth Science, 32, 938-951.

Chen, X., 1993. A systematic and efficient method ofcomputing normal modes for multilayeredhalf-space. Geophysical Journal Internati-onal, 115, 391-409.

Clitheroe, G., Gudmundsson, O., and Kennet, B. L.N., 2000. The crustal thickness of Austra-lia. Journal of Geophysical Research, 105,13697-13713.

�akÝr, �., Erduran, M., �Ýnar, H., and YÝlmazt�rk, A.,2000. Forward modelling receiver functi-ons for crustal structure beneath stationTBZ (Trabzon, Turkey). Geophysical Jour-nal International, 140, 341-356.

Darbyshire, F. A., Priestley, K. F., White, R. S., Ste-fanson, R., Gudmundsson, G. B., and Ja-kobsdottir, S. S., 2000. Crustal structure ofcentral and northern Iceland from analysisof teleseismic receiver functions. Geophy-sical Journal International, 143, 163-184.

Du, Z., and Foulger, G. R., 1999. The crustal structu-re beneath the northwest fjords, Iceland,from receiver functions and surface wa-ves. Geophysical Journal International,139, 419-432.

Du, Z., and Foulger, G. R., 2001. Variation in thecrustal structure across central Iceland.Geophysical Journal International, 145,246-264.

Erduran, M., 2002. AlÝcÝ fonksiyonlar ve y�zey dalga-larÝnÝn birlikte ters ��z�m�nden TBZ(Trabzon) sismik istasyonunun kabuk ya-pÝsÝ. Karadeniz Teknik �niversitesi Fen Bi-limleri Enstit�s�., Trabzon, Doktora Tezi,121 s.

Erduran, M. ve �akÝr, �., 2001. Kabuk ve �st-mantohÝz yapÝsÝnÝn saptanmasÝnda alÝcÝ fonksi-yonun �ok ��z�ml�l�Û�. Yerbilimleri, 23,99-112.

Erduran, M., �akÝr, �. ve �Ýnar, H., 2001. Anadolukabuk yapÝsÝnÝn b�lgesel Rayleigh ve Lovey�zey dalgalarÝ ile yorumu. Jeofizik, 15,51-62.

Frederiksen, A. W., and Bostock, M. G., 2000. Model-ling teleseismic waves in dipping anisotro-pic structures. Geophysical Journal Inter-national, 141, 401-412.

Gurrola, H., Minster, J. B., and Owens, T., 1994. Theuse of velocity spectrum for stacking rece-iver functions and imaging upper mantlediscontinuities. Geophysical Journal Inter-national, 117, 427-440.

Julia, J., Vila, J., and Macia, R., 1998. The receiverstructure beneath the Ebro Basin, IberianPeninsula. Bulletin of the SeismologicalSociety of America, 88, 1538-1547.

Julia, J., Ammon, C. J., Herrmann, R. B., and Corre-ig, A. M., 2000. Joint inversion of receiver

�akÝr ve Erduran 45

function and surface wave dispersion ob-servations. Geophysical Journal Internati-onal, 143, 99-112.

Kennet, B. L. N., 1983. Seismic Wave Propagation inStratified Media. Cambridge UniversityPress, New York, 342 pp.

Langston, C. A., 1979. Structure under Mount Raini-er, Washington, inferred from teleseismicbody waves. Journal of Geophysical Rese-arch, 84, 4749-4762.

Last, R. J., Nyblade, A. A., and Langston, C. A., 1997.Crustal structure of the east African plate-au from receiver functions and Rayleighwave phase velocities. Journal of Geophy-sical Research,102, 24469-24483.

Lay, T., and Wallace, T. C., 1995. Modern global se-ismology. Academic Press Inc., San Di-ego, 397-433.

Levin, V., and Park, J., 1997. Crustal anisotropy inthe Ural Mountains foredeep from teleseis-mic receiver functions. Geophysical Rese-arch Letters, 24, 1283-1286.

Mangino, S. G., Priestley, K., and Ebel, J., 1999. Thereceiver structure beneath the China digi-tal seismograph network stations. Bulletinof the Seismological Society of America,89, 1053-1076.

Mokhtar, T. A., and Al-Saeed, M. M., 1994. Shear wa-ve velocity structures of the Arabian Penin-sula. Tectonophysics, 230, 105-125.

M�ller, G., 1985. The reflectivity method: a tutorial.Journal of Geophysics, 58, 153-174.

Owens, T. J., 1987. Crustal structure of the Adiron-dacks determined from broadband telese-ismic waveform modeling. Journal of Ge-ophysical Research, 92, 6391-6401.

Owens, T. J., Zandt, G., and Taylor, S.R., 1984. Se-ismic evidence for an ancient rift beneaththe Cumberland Plateau, Tennessee: Adetailed analysis of broadband telesismicP waveforms. Journal of Geophysical Re-search, 89, 7783-7795.

Owens, T. J., Taylor, S. R., and Zandt, G., 1987.Crustal structure at regional seismic testnetwork stations determined from inversi-on of broadband teleseismic P waveforms.

Bulletin of the Seismological Society ofAmerica, 77, 631-662.

�zalaybey, S., Savage, M. K., Sheehan, A. F., Louie,J. N., and Brune J. N., 1997. Shear wavevelocity structure in the northern Basin andRange Province from the combined analy-sis of receiver functions and surface wa-ves. Bulletin of the Seismological Societyof America, 87, 183-199.

Peng, X., and Humphreys, E. D., 1997. Moho dip andcrustal anisotropy in northwestern Nevedafrom teleseismic receiver functions. Bulle-tin of the Seismological Society of Ameri-ca, 87, 745-754.

Sambridge, M., 1999. Geophysical inversion with aneighbourhood algorithm-I. Searching aparameter space. Geophysical Journal In-ternational, 138, 479-494.

Sandvol, E., Þeber, D., Calvert, A., and Barazangi,M., 1998. Grid search modeling of receiverfunctions: Implications for crustal structurein the Middle East and North Africa. Jour-nal of Geophysical Research, 103, 26,899-26, 917.

Sheehan, A. F., Abers, G. A., Jones, C. H., and Ler-ner-Lam, A. L., 1995. Crustal thickness va-riations across the Colorado Rocky Moun-tains from teleseismic receiver functions.Journal of Geophysical Research, 100, 20,391-20, 404.

Takeuchi, H., and Saito, M., 1972. Seismic surfacewaves: in Methods in computationalPhysics. Academic Press Inc., New York,11, 217-294.

Tarantola, A., 1987. The least-squares criterion: in In-verse problem theory. Elsevier ScienceCompany Inc., New York, 187-255.

Zhang, J., and Langston, C. A., 1995. Dipping struc-ture under Dourbes, Belgium, determinedby receiver function modelling and inversi-on. Bulletin of the Seismological Society ofAmerica, 85, 254-268.

Zhou, L., Chen, W., and �zalaybey, S., 2000. Seis-mic properties of the Central Indian shield.Bulletin of the Seismological Society ofAmerica, 90, 1295-1304.

46 Yerbilimleri

Kale (GB Denizli) b�lgesindeki Tersiyer yaßlÝ kaya�larÝn kilsedimantolojisi

Clay sedimentology of theTertiary aged rocks around Kale (SW Denizli) area

Sezin HASDÜÚEN, Emel BAYHANHacettepe �niversitesi, M�hendilik Fak�ltesi, Jeoloji M�hendisliÛi B�l�m�, 06532 Beytepe, ANKARA

�Z

Ünceleme alanÝ, Denizli ili g�neydoÛusunda yer alan Kale il�esi ve �evresinde yer almaktadÝr. Bu alanda, Paleozo-yik ve Mesozoyik yaßlÝ temel kaya�lar (kuvarsit, mermer, ßist, kire�taßÝ, radyolarit, ofiyolit), ile bu temel �zerindeuyumsuz olarak bulunan Oligosen-Kuvaterner yaßlÝ karasal kÝrÝntÝlÝlar, sÝÛ denizel karbonatlar ile g�lsel silttaßlarÝve kiltaßlarÝndan olußan bir istif mevcuttur. Tersiyer yaßlÝ sedimanter birimlerden �l��l� stratigrafik kesitler boyun-ca alÝnan �rnekler X-ÝßÝnlarÝ analiz y�ntemiyle incelenmißtir. Bu birimlerde t�m kaya� ve kil fraksiyonundaki mine-rallerin belirlenmesi ve k�kenlerinin araßtÝrÝlmasÝ �alÝßmanÝn amacÝnÝ olußturmaktadÝr. YapÝlan t�m kaya� analizsonu�larÝna g�re �alÝßma alanÝnda kil, kalsit, mika, kuvars, dolomit ve feldispat en sÝk rastlanan minerallerdir. Kilfraksiyonunda ise simektit hakim mineral olarak bulunmakta olup illit, klorit, kaolinit, serpantin, talk gibi diÛer mine-raller de simektite eßlik etmektedir. Kil fraksiyonu kimyasal analiz sonu�larÝnÝn MgO, Fe2O3 ve ayrÝca Al2O3 bakÝ-mÝndan zengin olmasÝ, ��kelme ortamÝnÝn iki farklÝ kaynaktan malzeme aldÝÛÝnÝ g�stermektedir. Mg bakÝmÝndanzengin fraksiyonlar g�neydeki ofiyolitlerden kaynaklanÝrken, Al2O3 bakÝmÝndan zengin fraksiyonlar ise MenderesMasifiÕnden ��kelme ortamÝna malzeme geldiÛini g�stermektedir.

Anahtar kelimeler: Denizli-Kale b�lgesi, kaynak b�lge, kil, Tersiyer sedimanter istifi.

ABSTRACT

The study area is located at Kale town and its neighbouring regions at the southwest of Denizli city. The rock stra-tigraphic units of the region is composed of the Paleozoic and Mesozoic basement rock units (quarzite, marble,sichst, limestone, radiolarite, ophiolite) and Oligocene-Quaternary cover rock units consisting of continental clas-tics, shallow marine carbonates, lacustrine siltstones, claystone. The cover rock units unconformably overlie thebasement rock units. The samples, taken from the measured stratigraphic sections of the Tertiary aged sedimen-tary rock units, were analysed by using X-ray analysis method. The aim of this study includes the determination ofwhole rock analysis and clay fraction minerals, and finding of the sources of these minerals. Based on the wholerock analysis results, clay, calcite, mica, quartz, dolomite, and feldispar are the common minerals in the study area.In clay fraction analysis, smectite is found as a dominant mineral and it is accompanied by the other clay mineralsas illite, chlorite, kaolinite, serpantine, and talc. Chemical analysis results obtained from clay fraction indicate thatMgO-Fe2O3 and Al2O3 are very rich in the samples. This data revealed two different source areas for the deposi-tional environment. Based on the data it can be concluded that while Mg rich fractions were originated from ophi-olites at the southern parts, the Al2O3 rich fractions were originated from the Menderes Massif.

Key words: Denizli-Kale region, province, clay, Tertiary sedimentary sequence.

Yerbilimleri, 27 (2003), 47-58Hacettepe �niversitesi Yerbilimleri Uygulama ve AraßtÝrma Merkezi B�lteniBulletin of Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

S. HasdiÛenE-mail: hasdigen@hacettepe.edu.tr

GÜRÜÞ

�alÝßma alanÝ Denizli ili g�neybatÝsÝnda yer alanKale il�esi ve �evresini i�eren (Þekil 1), yaklaßÝk

600 km2Õlik bir alanÝ kaplamaktadÝr. B�lgede Pa-leozoyik Ð Mesozoyik yaßlÝ temeli kuvarsit, mer-mer, ßist, kire�taßÝ, radyolarit ve ofiyolit kaya�larolußturmaktadÝr. BunlarÝn �zerlerinde uyumsuz-

48 Yerbilimleri

lukla Tersiyer yaßlÝ kaya�lar y�zeylenmektedir.B�lgede temel ve gen� birimler �zerinde �eßitli�alÝßmalar yapÝlmÝßtÝr, Bunlardan genel jeolojikonusunda olanlar; AltÝnlÝ (1954), Becker ve

Platen (1970), Þimßek (1982), G�ktaß vd.(1989); stratigrafi ve sedimantoloji konusundaTaner (1975), Bilgin ve K�seoÛlu (1985), G�k-�en ve G�ndoÛdu (1984), Hakyemez ve �r�en

Þekil 1. Ünceleme alanÝnÝn yer bulduru ve b�lgesel jeoloji haritasÝ (Hakyemez, 1989Õdan basitleßtirilmißtir)Figure 1.Location map and geological map of the study area (simplified from Hakyemez, 1989)

(1982), Hakyemez (1987, 1989), Þahbaz veG�rm�ß (1993), S�zbilir (1994, 1995, 1997,1999), S�zbilir vd. (2000), Al�i�ek vd. (2000);Akg�n ve S�zbilir (2001), paleontoloji konusun-da G�k�en (1982), Kaya (1993), Taner (2001)gibi araßtÝrÝcÝlar tarafÝndan yapÝlmÝßtÝr. Ancak bualana ait yerel olarak kil fraksiyonu mineralojisi-ne y�nelik ayrÝntÝlÝ bir �alÝßma bulunmamakta-dÝr. Bu nedenle, Tersiyer yaßlÝ sedimanter ka-ya�larÝn; t�m kaya� ve kil fraksiyonu mineraltopluluklarÝnÝn belirlenmesi ve kil minerallerininolußumu ve kaynak b�lgenin araßtÝrÝlmasÝ ama-cÝyla bu �alÝßma ger�ekleßtirilmißtir.

STRATÜGRAFÜ

Ünceleme alanÝnda Paleozoyik ve MesozoyikyaßlÝ temel kaya�lar ile Oligosen ve Kuvaterneryaß aralÝÛÝnda ��kelen sedimanter kaya�lar yeralmakta olup, bu �alÝßmada Hakyemez (1989)tarafÝndan tanÝmlanan istif kullanÝlmÝßtÝr. Oligo-sen-Alt Miyosen yaßlÝ, karasal ve kÝsmen lag�-ner-denizel kÝrÝntÝlÝ ve karbonat kayalarÝndanolußan Ak�ay Grubu ile Orta Miyosen-Pliyosenyaß aralÝÛÝndaki g�lsel-karasal ��kellerden olu-ßan MuÛla grubu Tersiyer yaßlÝ istifi olußturmak-tadÝr (Þekil 2). Temel kaya�lar �zerine alttan �s-te doÛru sÝrasÝyla Ak�ay grubu (Karadere for-masyonu, Mortuma formasyonu, Yenidere for-masyonu, Kale formasyonu yanal ge�ißli K�narformasyonu), MuÛla grubu (Sekk�y formasyo-nu, YataÛan formasyonu ve Milet formasyonu)ve t�m�n�n �zerinde ise Kuvaterner yaßlÝ ��kel-ler bulunmaktadÝr. Temel kaya�lar �zerineuyumsuz olarak gelen Ak�ay grubunun en altÝn-da yaßÝ Hakyemez (1989)Õe g�re Oligosen ola-rak verilen Karadere formasyonu bulunmakta-dÝr. Karadere formasyonu (konglomera, �amur-taßÝ, kumtaßÝ, silttaßÝ) al�vyon yelpazesi ��kelle-ridir. �st Oligosen yaßlÝ Mortuma formasyonu dayine akarsu ��kelleri olup (konglomera, kumta-ßÝ, silttaßÝ, kiltaßÝ ve linyit ardalanmasÝ) Karade-re formasyonunun �zerinde bulunmaktadÝr. AltMiyosen yaßlÝ Yenidere formasyonu ise (konglo-mera, �amurtaßÝ, silttaßÝ, kiltaßÝ ve linyit ardalan-masÝ) Mortuma formasyonunun �zerine gelmek-tedir. Kale formasyonu da Alt Miyosen yaßlÝ (re-sifal kire�taßÝ, konglomera, kumtaßÝ, �amurtaßÝardalanmasÝ) ve aynÝ yaßta yatay ge�ißli K�narformasyonu (konglomera, kumtaßÝ silttaßÝ) ilebirlikte en �stte yer almaktadÝr. Bu grubun �ze-rine uyumsuzlukla MuÛla grubu gelmektedir. Bugrup i�inde Sekk�y formasyonu (killi kire�taßla-

rÝ, yer yer linyit ara katmanlÝ silttaßÝ ve kiltaßlarÝ),YataÛan formasyonu (�akÝltaßlarÝ; �amurtaßlarÝ,kumtaßlarÝ ve yer yer renkli t�f ve t�fitler) ve Mi-let formasyonu (mikritik ve killi kire�taßÝ) vardÝr.T�m birimlerin �zerinde ise uyumsuz olarak Ku-vaterner yaßlÝ ��keller vardÝr.

MALZEME VE Y�NTEM

B�lgede, Tersiyer yaßlÝ birimlerden d�rt adetstratigrafi kesiti �l��lm�ß (bkz. Þekil 1) ve bu ke-sitler boyunca amaca y�nelik 66 adet �rnek alÝn-mÝßtÝr. Bu �rneklerin 38 tanesinde t�m kaya�, 29tanesinde kil fraksiyonunu olußturan minerallersaptanmÝßtÝr. T�m kaya� ve kil difraktogramlarÝ-nÝn deÛerlendirilmesinde ASTM (1972) kartotek-si esas alÝnmÝßtÝr. Kil fraksiyonunda kil mineral-lerinin saptanmasÝnda (001) yansÝmalarÝndanelde edilen d deÛerleri Grim (1968), Brown(1961), Brindley (1980), Velde (1985) ve Wilson(1987)Õa g�re belirlenmißtir. T�m kaya�ta mine-ral y�zdelerinin hesaplanmasÝnda ise, G�ndoÛ-du (1982) tarafÝndan �nerilen y�ntem uygulan-mÝßtÝr. T�m kaya� ve kil fraksiyonu mineralojisiX-ÝßÝnlarÝ difraktogramlarÝnÝn �ekimi Hacettepe�niversitesi, Jeoloji M�hendisliÛi B�l�m�Õndebulunan Philips PW-1140 model X-ÝßÝnlarÝ dif-raktometresi ile ger�ekleßtirilmißtir. Kil fraksiyo-nu kimyasal bileßiminin saptanmasÝ amacÝyla 8adet kil �rneÛinde ana element kimyasal analiziyapÝlmÝßtÝr. Kimyasal analizler de Hacettepe�niversitesi jeokimya laboratuvarlarÝnda PhilipsPW-1480 model X-ÝßÝnlarÝ flouresans spektro-metresi ile ger�ekleßtirilmißtir. Kil minerallerininmikromorfolojik �zelliklerinin tanÝmlanmasÝ veyarÝ nicel bileßimlerinin belirlenmesi amacÝylaSEM ve EDS analizi de yapÝlmÝßtÝr. SEM veEDS �alÝßmalarÝ i�in TPAO Genel M�d�rl�-Û�Õnde bulunan JEOL JSM 84-A-EDX model ta-ramalÝ elektron mikroskobundan yararlanÝlmÝß-tÝr.

T�M KAYA� VE KÜL FRAKSÜYONUMÜNERALOJÜSÜ

Kale-Denizli b�lgesinden �l��l� kesitler boyun-ca alÝnan �rneklerin t�m kaya� ve kil fraksiyonuanaliz sonu�larÝ Þekil 3-6Õda verilmißtir. T�m ka-ya� analiz sonu�larÝnda kil, kalsit, mika, kuvars,feldispat en fazla bulunan minerallerdir. T�m ka-ya� parajenezi i�inde kil, %9-76 arasÝndaki bol-luk oranÝ ile en bol bulunan mineraldir. Kalsit,�ok sayÝdaki �rnekte bulunmakla birlikte, y�zde-

HasdiÛen ve Bayhan 49

50 Yerbilimleri

si d�ß�k olup en az %2 bolluÛunda, 2 �rnekteise %100 bolluÛuna erißmektedir. Mika %2-49,kuvars %1-24 arasÝnda deÛißmekte olup, �rnek-lerin �oÛunda bulunmaktadÝr. Yine t�m kaya�i�inde saptanan dolomit %2-28, feldispat %1-8arasÝndaki bolluklardadÝr. Sadece iki tane kar-bonatlÝ �rnekte �ok az olarak aragonit mineralide belirlenmißtir.

�rneklerin kil fraksiyonunda Oligosen-�st Miyo-sen yaß aralÝÛÝndaki sedimanter istifte belirginbir farklÝlÝk g�zlenmemiß olup, �st Miyosen-Pli-yosen yaßlÝ kire�taßlarÝnda kil minerali saptana-mamÝßtÝr. Simektit kil fraksiyonu i�inde hakimolan mineraldir. Simektitin dÝßÝnda illit, klorit, ka-olinit, serpantin mevcut olan diÛer minerallerdir.�ok az sayÝdaki �rnekte 14V-14K, 14K-14S ve

Þekil 2. Denizli-Kale b�lgesinin genelleßtirilmiß stratigrafik istifi (Hakyemez 1989Õdan basitleßtirilmißtir).Figure 2.Generalized stratigraphic column of the Denizli-Kale region (simplified from Hakyemez, 1989).

HasdiÛen ve Bayhan 51

Þek

il 3.

Den

izli

(Kal

e) y

�res

inde

n al

Ýnan

1 n

o.lu

�l�

�l�

stra

tigra

fik is

tifin

t�m

kay

a� v

e ki

l fra

ksiy

onu

min

eral

lerin

e ai

t y�z

de b

ollu

klar

Ý (B

ayha

n 20

01Õd

en d

eÛiß

tiri-

lere

k al

Ýnm

ÝßtÝr

).F

igur

e 3.

% A

bund

ance

of

who

le r

ock

and

clay

fra

ctio

n m

iner

als

of t

he m

easu

red

stra

tigra

phic

sec

tion

num

ber

1 of

Den

izli

(Kal

e) r

egio

n (m

odifi

ed f

rom

Bay

han,

2001

).

52 Yerbilimleri

talk belirlenmißtir. Simektitler %16-75 arasÝnda-ki bolluklardadÝr. �alÝßma alanÝ i�inde sadecebir �rnekte simektit minerali bulunmamÝßtÝr. Üllitve klorit daima simektit ile birlikte, illit %4-46,klorit ise %3-23 arasÝndaki bolluklardadÝr. DiÛerminerallerden kaolinit %1-28 arasÝndaki bolluk-larda olup, silisiklastik kaya�larÝn hakim olduÛuMortuma formasyonundaki y�zdesi diÛer birim-lere g�re daha fazladÝr. Talk minerali de �ok azy�zdelerde ve �ok az sayÝdaki �rnekte sapta-nan kil mineralidir. Serpantin minerali, yine �okaz sayÝdaki �rnekte mevcut, ancak silisiklastikkaya�lar i�inde %16 gibi bir bolluÛa erißmekte-dir. Kaolinitin arttÝÛÝ birimlerde serpantin y�zde-si d�ßmektedir.

KÜMYASAL ANALÜZ SONU�LARI VE K�KEN

Kil fraksiyonunun kimyasal bileßimini belirlemekamacÝyla 8 �rnek �zerinde ana element kimya-sal analizi yapÝlmÝßtÝr (�izelge 1). Analiz sonu�-larÝna g�re, serpantin mineralinin fazla olduÛu�rneklerde (Kil-7, Kil-10, Kil-11, Kil-22, Kil-29,Kil-36) MgOÕin �nemli olduÛu g�r�lmektedir.MgOÕin yanÝsÝra Fe2O3 deÛeride Al2O3 Ôe g�redaha y�ksektir. Serpantin mineralinin hi� olma-dÝÛÝ Kil-1 ve Kil-30 no.lu �rneklerde kil fraksiyo-nu i�inde Al2O3 y�zdesi fazla olup, Al2O3 Ôdensonra Fe2O3 �nemlidir.

�alÝßma alanÝ i�indeki �rneklerin kil fraksiyo-nunda monomineralik simektit bulunmadÝÛÝ i�inyapÝsal form�l hesaplanamamÝßtÝr. Ancak SEMg�r�nt�s� Þekil 7a ve bÕde verilen Kil-24 no.lu�rneÛin EDS analiz sonucu (Þekil 8) bu simekti-tin MgÕca zengin olduÛunu g�stermektedir. Buveriler deÛerlendirildiÛinde, aßaÛÝdaki sonu�laravarÝlmaktadÝr. Kale-Denizli b�lgesindeki Tersi-yer yaßlÝ sedimanter istifin kil fraksiyonununaÛÝrlÝklÝ olarak MgO ve Fe2O3 bakÝmÝndan zen-gin olmasÝ, serpantin, talk ve trioktaedrik simek-titin (EDS analizi yapÝlan �rnekte) bulunmasÝ��kelme ortamÝnÝn aÛÝrlÝklÝ olarak g�neydekiToros ofiyolitlerinden malzeme aldÝÛÝnÝ g�ster-mektedir. MgÕca zengin simektitlerin yanÝ sÝra,talk ve serpantin mineralleri de yine ultramafikkaya�lardan kaynaklanmaktadÝr. Benzer durum,G�k�en ve G�ndoÛdu (1984)Õ�n Denizli- MuÛlaarasÝnda yapÝlan �alÝßmada da belirtilmektedir.Becker ve Platen (1970) de aynÝ kaynak b�lge-yi belirtmißtir. �alÝßÝlan alan i�inde �zellikle Oli-gosen yaßlÝ birimlerde illit ve kaolinit miktarlarÝn-daki, az da olsa, bir artÝßÝn g�zlenmesi ve kim-yasal analiz sonu�larÝnda kil fraksiyonunun �

izel

ge 1

. Den

izli-

Kal

e b�

lges

inde

ki s

imek

title

rin a

na e

lem

ent k

imya

sal a

naliz

son

u�la

rÝ.

Tab

le 1

. Prin

cipl

e el

emen

t che

mic

al a

naly

sis

resu

lts o

f sm

ectit

es o

f Den

izli-

Kal

e re

gion

.

�rn

ek N

oK

ÜL-1

KÜL

-7K

ÜL-1

0K

ÜL-1

1K

ÜL-2

2K

ÜL-2

9K

ÜL-3

0K

ÜL-3

6Y

�zde

oks

it (%

)

SiO

248

.02

47.0

447

.64

47.0

247

.10

46.6

848

.61

45.5

2A

l 2O3

17.9

211

.32

7.84

7.38

9.87

7.39

15.1

98.

39F

e 2O3

8.80

10.9

08.

838.

488.

888.

7313

.61

10.0

0M

gO7.

7516

.41

22.9

723

.42

20.5

122

.22

7.41

17.4

5C

aO1.

691.

421.

361.

451.

482.

511.

613.

88K

2O1.

811.

711.

040.

931.

340.

841.

910.

95N

a 2O<0

.01

0.12

0.05

<0.0

10.

05<0

.01

0.13

<0.0

1T

iO2

0.55

0.56

0.35

0.33

0.38

0.29

0.54

0.26

MnO

0.05

0.05

0.05

0.05

0.04

0.05

0.06

0.09

P2O

50.

050.

030.

020.

020.

010.

040.

040.

03LO

I11

.57

8.70

9.34

9.59

8.46

10.1

29.

2812

.36

Top

lam

98.2

198

.26

99.4

998

.67

98.1

298

.87

98.3

998

.93

Min

eral

ojik

72S

+4I+

1K+2

3C56

S+1

0I+8

K+1

2C+1

1Se+

3T66

S+9

I+15

C+1

0Se

63S

+9I+

1K+1

1C+1

6Se

75S

+12I

+4K

+3C

+6S

e70

S+7

I+7K

+5C

+11S

e71

S+1

6I+8

K+5

C70

S+9

I+3K

+3C

+15S

ebi

leßi

m (

%)

LOI:

Ate

ßte

kayÝ

p, S

: Sim

ektit

, I: Ü

llit,

K: K

aolin

it, C

: Klo

rit, S

e: S

erpa

ntin

, T: T

alk

HasdiÛen ve Bayhan 53

Þek

il 4

Den

izli-

Kal

e (G

�ney

) y�

resi

nden

alÝn

an 2

noÕ

lu �

l��l

� st

ratig

rafik

istif

in t�

m k

aya�

ve

kil f

raks

iyon

u m

iner

alle

rine

ait %

bol

lukl

arÝ (

Bay

han

2001

Õden

deÛ

iß-

tirile

rek

alÝn

mÝß

tÝr).

Fig

ure

4.%

Abu

ndan

ce o

f who

le ro

ck a

nd c

lay

frac

tion

min

eral

s of

the

mea

sure

d st

ratig

raph

ic s

ectio

n nu

mbe

r 2 o

f Den

izli-

Kal

e (G

�ney

) reg

ion

(mod

ified

from

Bay

-ha

n, 2

001)

.

54 Yerbilimleri

Þek

il 5.

Den

izli-

Kal

e (N

arlÝ)

y�r

esin

den

alÝn

an 3

noÕ

lu �

l��l

� st

ratig

rafik

istif

in t�

m k

aya�

ve

kil f

raks

iyon

u m

iner

alle

rine

ait %

bol

lukl

arÝ (

Bay

han

2001

Õden

deÛ

iß-

tirile

rek

alÝn

mÝß

tÝr).

Fig

ure

5.%

Abu

ndan

ce o

f who

le r

ock

and

clay

frac

tion

min

eral

s of

the

mea

sure

d st

ratig

raph

ic s

ectio

n nu

mbe

r 3

of D

eniz

li-K

ale

(Nar

lÝ) r

egio

n (m

odifi

ed fr

om B

ay-

han,

200

1).

HasdiÛen ve Bayhan 55

Þek

il 6.

Den

izli-

Kal

e (M

uslu

g�m

e) y

�res

inde

n al

Ýnan

4 n

oÕlu

�l�

�l�

stra

tigra

fik is

tifin

t�m

kay

a� v

e ki

l fra

ksiy

onu

min

eral

lerin

e ai

t %

bol

lukl

arÝ

(Bay

han

2001

Õden

deÛi

ßtiri

lere

k al

Ýnm

ÝßtÝr

).F

igur

e 6.

% A

bund

ance

of w

hole

roc

k an

d cl

ay fr

actio

n m

iner

als

of th

e m

easu

red

stra

tigra

phic

sec

tion

num

ber

4 of

Den

izli-

Kal

e (M

uslu

g�m

e) r

egio

n (m

odifi

ed fr

omB

ayha

n, 2

001)

.

56 Yerbilimleri

Þekil 7. (a) Simektitlerin SEM analiz g�r�nt�s�(7719 no.lu fotoÛraf), (b) Boßluklarda ve fel-dispatlar �zerinde g�zlenen simektitler(7720 no.lu fotoÛraf).

Figure 7.(a) SEM image of smectites (photograph no.7719), (b) Smectites found on the feldsparsand in the pores (photograph no.7720).

a

b

Al2O3 bakÝmÝndan zengin olmasÝ asit-magmatikveya metamorfik bir kaynaÛÝ ifade etmekte(Curtis, 1990) ve ��kelme ortamÝnÝn ofiyolitlerinyanÝ sÝra b�lgenin batÝsÝndaki Menderes Masi-fiÕnden de malzeme aldÝÛÝnÝ g�stermektedir.Feldispatlardan itibaren simektit olußumu (bkz.Þekil 7b), Millot (1970), Chamley (1989), Tucker(1992) tarafÝndan da belirtildiÛi gibi, �alÝßÝlanalanda etkin olmuß olußum mekanizmalarÝndanbiri olarak g�r�lmektedir. Bunun yanÝ sÝra, si-mektitler, feldispatlarÝn alterasyonu ile olußabi-leceÛi gibi, kÝrÝntÝlÝ simektitlerin transformasyo-nu veya kÝrÝntÝlÝ malzemenin neoformasyonusonucunda da olußabilmektedir.

AlÝnan �rneklerde De Segonzac (1970)Õa g�reillitin kristalinite �l��m� yapÝlmÝß ve ilgili diyag-

ramda (Þekil 9) �oÛunun epizon ve az olarak daankizonda bulunduÛu saptanmÝßtÝr. Bu nedenleillitlerin temeldeki metamorfik kaya�lardan kay-naklandÝÛÝ s�ylenebilir. Üllit gibi kloritler de meta-morfik kaya�lardan t�remißtir. Þekil 3, 4 ve 5Õdeverilen istiflerde Oligosen yaßlÝ k�m�rl� seviye-lerde kaolinitin artÝp simektitin azalmasÝ, k�m�r-leßme ortam koßullarÝnÝn kaolinit olußumunuhÝzlandÝrÝcÝ y�nde etkilemesinin bir sonucu ol-duÛu d�ß�n�lmektedir.

KATKI BELÜRTME

Bu �alÝßma, Hacettepe �niversitesi AraßtÝrmaFonu tarafÝndan desteklenen 97 Ð 02 Ð 602 Ð004 no.lu ÒDÝß Toros KußaÛÝÕndaki (Denizli Ð

Þekil 8. Simektit EDS analiz diyagramÝ ve y�zde de-Ûerleri.

Figure 8.EDS analysis diagram of smectite and per-centage values.

Þekil 9. Ünceleme alanÝ illitlerinin I (002) / (001) Ð illitkristallik derecesi diyagramÝndaki konumu(De Segonzac, 1970).

Figure 9.The location of the illite minerals of the regi-on in I (002) / (001) illit crystalinity degree di-agram (De Segonzac, 1970).

Burdur) Tersiyer yaßlÝ istiflerin stratigrafik, tekto-nik ve sedimantolojik incelenmesiÒ baßlÝklÝ projekapsamÝnda yapÝlmÝßtÝr. Yazarlar; �alÝßmayamaddi destek saÛlayan Hacettepe �niversitesiAraßtÝrma FonuÕna, saha �alÝßmalarÝnda yar-dÝmlarÝndan dolayÝ Prof. Dr. Abdurrahim Þahbaz(MuÛla �niversitesi), Yrd. Do�. Dr. Sezai G�r-m�ß ve Do�. Dr. Cemal TunoÛluÕna (Hacettepe�niversitesi), kimyasal analiz ve XRD-t�m ka-ya� ile kil fraksiyonu �ekimlerinin yapÝlmasÝnÝsaÛlayan Hacettepe �niversitesi, Jeoloji M�-hendisliÛi B�l�m�nden Prof. Dr. Abidin Temelile laboratuvar sorumlularÝna, E.D.S. ve tarama-lÝ elektron mikroskobu analizlerindeki katkÝlarÝn-dan dolayÝ TPAO AraßtÝrma Grubu M�d�r�Dr. OÛuz Ert�rk ve aynÝ kurulußtan Fizik M�hen-disi Abdullah �nerÕe teßekk�r ederler.

KAYNAKLAR

Akg�n, F., and S�zbilir, H., 2001. A palynostratigrap-hic approach to the SW Anatolian molassebasin: Kale-Tavas molasse and Denizlimolasse. Geodinamica Acta, 14, 71-93.

Al�i�ek, M., KazancÝ, N. ve �zkul, M., 2000. �ameli-AcÝpayam (Denizli, GB T�rkiye) NeojenhavzasÝ ve tortul dolgusu. 53. T�rkiye Je-oloji KurultayÝ Bildiri �zleri, 201-203.

AltÝnlÝ, Ü., E., 1954. Denizli g�neyinin jeolojik incelen-mesi. M.T.A. Enstit�s� Rapor No. 2794,110 s.

ASTM., 1972. Inorganic index to the powder diffracti-on file. Joint Committee on Powder Diffrac-tion Standarts. Pennsylvania, 1432 pp.

Bayhan, E., 2001. DÝß Toros KußaÛÝÕndaki (Denizli-Burdur) Tersiyer yaßlÝ istiflerin stratigrafik,tektonik ve sedimantolojik incelenmesi.Hacettepe �niversitesi AraßtÝrma FonuProjesi, 115 s.

Becker-Platen, J. D., 1970. Lithostratigraphische Un-terschungen in Kanozoikum S�dwest-Ana-toliens (Kanozoikum und Braunkohlen derT�rkei, 2)-Beih. Geol. Jb., Hannover, 97,244 p.

Bilgin, A. ve K�seoÛlu, M., 1985. Denizli Ð BabadaÛdolayÝnÝn stratigrafisi. Akdeniz �niversitesiIsparta M�hendislik Fak�ltesi Dergisi, 1,29-65.

Brindley, G.W., 1980. Quantitative X-ray mineralanalysis of clays. In:Crystal Structures ofClay Minerals and Their X-Ray Identificati-on. G.W. Brindley and G. Brown (eds.),London Mineralogical Society, 125-195.

Brown, G., 1961. The x-ray identification and crystalstructures of clay minerals. Jarrold andSons Ltd., Norwich, 544 pp.

Chamley, H., 1989. Clay Sedimentology. Springer~-Verlag, Berlin, 623 pp.

Curtis, C. D., 1990. Aspects of climatic influence onthe clay minerology and geochemistry ofsoils, pleosols and clastic sedimentaryrocks. Journal of Geological Society ofLondon, 147, 351-358.

De Segonzac, G.D.,1970. The transformation of clayminerals during diagenesis and low grademetamorphism. A Review Sedimentology,15, 281-346.

G�k�en, N., 1982. Denizli ve MuÛla �evresi neojen is-tifinin Ostrakod Biyostratigrafisi. Yerbilim-leri, 9, 111-131.

G�k�en, N. ve G�ndoÛdu, M., N., 1984. Denizli-MuÛ-la neojeninin kil mineralojisi, 1. Ulusal KilSempozyumu Bildirileri, �ukurova �niver-sitesi, 243-254.

G�ktaß, F., �akmakoÛlu, A., TarÝ, E., S�t��, Y.F. veSarÝkaya, H., 1989. �ivril �ardak arasÝnÝnjeolojisi. MTA Enstit�s� Rapor No. 8701,109 s.

Grim, R. E., 1968. Clay Mineralogy. Mc Graw Hill Bo-ok Company, New York, 596 pp.

G�ndoÛdu, N., 1982. Neojen yaßlÝ sedimanter base-nin jeolojik-mineralojik ve jeokimyasal in-celenmesi. Hacettepe �niversitesi Fen Bi-limleri Enstit�s�, Doktora Tezi, Ankara,386 s.

Hakyemez, Y., 1987. Kale-KurbalÝk (GB Denizli) b�l-gesindeki Senozoyik yaßlÝ ��kel kayalarÝnjeolojisi ve stratigrafisi. Üstanbul �niversite-si, Doktora Tezi, Üstanbul, 84 s.

Hakyemez, Y., 1989. Kale-KurbalÝk (GB Denizli) b�l-gesindeki Senozoyik yaßlÝ ��kel kayalarÝnjeolojisi ve stratigrafisi. MTA Dergisi, 109,9-21.

Hakyemez, Y. ve �r�en, S., 1982. MuÛla-Denizli ara-sÝndaki (G�neybatÝ Anadolu) SenozoyikyaßlÝ ��kel kayalarÝn sedimantolojik ve bi-yostratigrafik incelenmesi. MTA Enstit�s�Rapor No. 7311, 236 s.

Kaya, T., 1993. Sazak (Kale Ð Denizli) Ge� MiyosenPerissodactylaÕ sÝ. M.T.A. Dergisi, 115, 35-43.

Millot, G., 1970. Geology Of Clays. Springer Verlag,Berlin, 429 pp.

S�zbilir, H., 1994. KaklÝk (KD Denizli) �evresindekiMesozoyik-Tersiyer istifinin stratigrafisi ve��kelme ortamlarÝ. S�leyman Demirel �ni-versitesi M�hendislik Fak�ltesi VII. M�hen-dislik HaftasÝ, Bildiri �zleri, 3-4.

S�zbilir, H., 1995. Stratigraphy and provenance of thepaleocene-eocene Alakaya basin in theDenizli province, southwestern Turkey. In-ternational Earth Sciences Colloqium onthe Aegean Region, Üzmir, 309-329.

HasdiÛen ve Bayhan 57

S�zbilir, H., 1997. Stratigraphy and sedimantology ofthe Tertiary sequences in the northeasternDenizli Province (Southwest Turkey). Do-kuz Eyl�l �niversitesi, Doktora Tezi, Üzmir,195 s.

S�zbilir, H., 1999. �aykavußtu konglomeralarÝnÝn ya-pÝ malzemesi olarak kullanÝlabilirliÛi (Kak-lÝk-Denizli) stratigrafik ve sedimantolojikbulgular. 1. BatÝ Anadolu Hammadde Kay-naklarÝ Sempozyumu Bildirileri, M.T.A.Ege B�lge M�d�rl�Û�, 74-81.

S�zbilir, H., Akg�n, F. ve Akkiraz, S., 2000. Uyum-suzluklarla sÝnÝrlandÝrÝlmÝß Tersiyer yaßlÝtortul istiflerin Denizli ve Üzmir arasÝndakistratigrafisi. 53. T�rkiye Jeoloji KurultayÝBildiri �zleri, 179-182.

Þahbaz, A. ve G�rm�ß, S., 1993. �ardak (Denizli) ku-zeyindeki Eosen ve Oligosen yaßlÝ kum-taßlarÝnÝn kaynak kaya t�rleri ve provenan-sÝ. Yerbilimleri, 16, 43-53.

Þimßek, Þ., 1982. Denizli Ð Sarayk�y Buldan alanÝnÝnjeolojisi ve jeotermal enerji olanaklarÝ. Üs-

tanbul �niversitesi Yerbilimleri Dergisi, 1,145-162.

Taner, G., 1975. Denizli b�lgesi NeojenÕinin paleonto-lojik ve stratigrafik et�d�. M.T.A. Dergisi,85, 45-67.

Taner, G., 2001. Denizli B�lgesi NeojeniÕne ait katla-rÝn stratigrafik konumlarÝnda yeni d�zenle-me. 54. T�rkiye Jeoloji KurultayÝ Bildiri �z-leri, 21.

Tucker, M.E., 1992. Sedimentary Petrology. Black-well, Oxford, 260 pp.

Velde, B., 1985. Clay Minerals: A Physico-chemicalExplanation of Their Occurrence. Develop-ments in Sedimentology, 40, Elsevier Sci-entific Publication Company, Amsterdam,425 pp.

Wilson, M.J., 1987. A Handbook of DeterminativeMethods in Clay Mineralogy. Blackie, Lon-don, 308 pp.

58 Yerbilimleri

Erciyes VolkanÝ Ge� Kuvaterner buzul ��kelleri

Late Quaternary glacial deposits of the Erciyes Volcano

M. Akif SARIKAYA, Attila �ÜNERHacettepe �niversitesi, Jeoloji M�hendisliÛi B�l�m�, 06532 Beytepe, ANKARA

Marek ZREDAUniversity of Arizona, Department of Hydrology and Water Resources, AZ 85721 Tucson, USA

�Z

Kapadokya Volkanik B�lgesiÕnin en y�ksek volkanÝ olan Erciyes DaÛÝ, Ge� KuvaternerÕde �� evrede izlenebilen�nemli bir buzullaßma d�nemi ge�irmißtir. BuzullaßmanÝn izleri �zellikle d�rt ana vadi ile bir sÝrtta g�zlenir. Kuzey-batÝya doÛru uzanan tekne ßekilli Aksu VadisiÕnde, dili 3400 m y�ksekliÛinde olan g�ncel bir buzul ile buzul dilinin�n kÝsÝmlarÝndan itibaren �zerleri kaya bloklarÝyla kaplÝ �l� buzul par�alarÝ g�zlenir. Vadi boyunca �� buzul evre-sine ait erime, yan ve cephe morenleri ile sandur d�zl�kleri bulunmaktadÝr. Ülk evreye ait yan morenler 2900 m y�k-seklikten 2200 mÕye kadar inmekte ve bazÝ yerlerde g�receli y�kseklikleri 100 mÕyi ge�mektedir. Bu morenlerdent�remiß 3-4 m �aplÝ b�y�k bloklar i�erebilen sandur d�zl�Û� ise geniß alanlar kaplar. Erciyes VolkanÝÕnda diÛer�nemli bir buzul vadisi ise, daÛÝn doÛusunda geniß bir buzyalaÛÝnÝn i�inde gelißerek 2500 m y�ksekliÛe kadar in-diÛi belirlenen buzullarÝn olußturduÛu cephe moren karmaßÝÛÝ ile temsil edilen ��ker VadisiÕdir. Yan, cephe, geri-leme ve t�mseksi morenlerden olußan bu moren karmaßÝÛÝnÝn en �st kesimlerinde g�ncel kaya buzullarÝ da g�z-lenir. DaÛÝn kuzeydoÛusuna doÛru uzanan dar bir vadi olan �ks�zdere Vadisi boyunca 2900 m y�kseklikten 2300mÕye kadar uzanan ilk evreye ait bir yan moren �ifti ile yukarÝ kesimlerde ikinci evreye ait t�mseksi moren karma-ßÝÛÝ ve bir sandur d�zl�Û� bulunmaktadÝr. Daha k���k bir vadi olan KÝrkpÝnar Vadisi buzul ��kelleri ise, Aksu Va-disiÕnin batÝsÝnda, 2850-2600 m y�kseklikleri arasÝnda kalan kuzeybatÝ uzanÝmlÝ k���k bir vadide gelißmiß yan vet�mseksi morenlerden olußan bir karmaßÝk ile temsil edilir. Erciyes VolkanÝÕnÝn g�neyinde buzul vadisi olußumu bu-lunmamakla birlikte 3300 ile 2500 m y�kseklikleri arasÝnda kalan Topaktaß SÝrtÝÕnda ilk iki evreye ait yan ve cep-he morenleri ile DikkartÝn DomuÕnun etrafÝnda gelißmiß sandur d�zl�Û� g�zlenmektedir. Aksu VadisiÕnde bulunang�ncel buzulda yapÝlan g�zlemler, T�rkiyeÕnin diÛer buzullarÝnda olduÛu gibi burada da, en azÝndan 20. y�zyÝlÝnbaßlarÝndan bu yana bir gerilemenin olduÛunu belirtmektedir.

Anahtar kelimeler: Erciyes, Ge� Kuvaterner, g�ncel buzul, kaya buzullarÝ, kozmojenik y�zey yaßlandÝrma, mo-ren.

ABSTRACT

Mount Erciyes, highest stratovolcano of Cappadocian Volcanic Province, witnessed widespread valley glaciationsduring Late Quaternary. It is characterized by four valleys and one ridge that contain a small glacier and glacialdeposits on its flanks. Aksu Valley is a northwest trending U-shaped valley with an actual glacier descending downto 3400 m of elevation. Few dead ice fragments covered by debris are also present starting from the lower end ofthe glacier. Lateral and terminal moraines, together with young ablation moraines and outwash plains indicatethree glacial epochs. The oldest and most extensive one is characterized by two well-preserved, 100 m high late-ral moraines at altitudes 2900-2200 m. A vast outwash plain derived from these moraines contains large andesi-tic blocks up to 3-4 m in diameter. Another important glacial valley, situated on the eastarn side of the mountain,is ��ker Valley with a wide cirque area originated from a volcanic amphitheatre. It contains a vast terminal mora-ine complex covering the present ski area. On the southern rim of the mountain, several rock glaciers are also ob-served. �ks�zdere Valley is a northeast trending narrow glacial valley containing two lateral moraines between

Yerbilimleri, 27 (2003), 59-74Hacettepe �niversitesi Yerbilimleri Uygulama ve AraßtÝrma Merkezi B�lteniBulletin of Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

M. A. SarÝkayaE-mail: sarikaya@hacettepe.edu.tr

60 Yerbilimleri

GÜRÜÞ

Kapadokya Volkanik B�lgesiÕnin en y�ksek stra-tovolkanÝ olan Erciyes DaÛÝ (3917 m), Kayse-riÕnin 20 km g�neyinde yer alÝr (Þekil 1). T�rki-yeÕnin 2500-3000 mÕyi aßan bir�ok daÛÝnda (AÛ-rÝ, S�phan ile Toroslar ve DoÛu Karadeniz DaÛ-larÝ) olduÛu gibi, Erciyes VolkanÝÕnda da Ge�Kuvaterner buzullaßmasÝna ait izlere rastlamakm�mk�nd�r.

B�lgede �zellikle volkanolojiye y�nelik �alÝßma-lar olduk�a fazladÝr (Pasquare, 1968; Innocentivd., 1975; AyrancÝ, 1991; Notsu vd., 1995; Þen,1997). Buna karßÝn, t�m T�rkiyeÕde olduÛu gibi,ErciyesÕde de buzullaßmaya ve buzul ��kelleri-ne y�nelik �alÝßmalar �ok sÝnÝrlÝ sayÝdadÝr (Pent-

her, 1905; Bartsch, 1930; Blumenthal, 1938;Erin�, 1951; G�ner ve Emre, 1983). Erciyes Da-ÛÝÕnda en son �alÝßmayÝ ger�ekleßtiren Þen(1997), volkanizmayÝ iki aßamada incelemißtir.Birinci Ko� DaÛÝ aßamasÝndan sonra gelißenYeni Erciyes volkanizmasÝ bug�nk� ErciyesVolkanÝÕnÝn olußtuÛu aßamayÝ belirtir. 1.7 my(Innocenti vd., 1975; Ercan vd., 1994; Notsuvd., 1995) �nce andezitik, dasitik ve bazaltik lavakÝntÝlarÝ ile baßlayan bu aßama, dasitik, riyoda-sitik karakterdeki kuvvetli patlamalÝ volkanizmaile 0.14 my (Ercan vd., 1994; Notsu vd., 1995)�ncesine kadar s�rm�ßt�r. Volkanik kaya�laraait b�lgede saptanan en son 0.083 myÕdÝr. Not-su vd. (1995) tarafÝndan belirlenen bu yaß Peri-kartÝn DomuÕnun yaklaßÝk 4 km kuzeyinde bulu-nan �arÝk Tepe (1719 m)Õdeki dasitik lavlara ait-

2900-2300 m of altitude. Between these moraines, a younger hummocky moraine complex and an outwash plainare present. There is no glacial valley development on the southern side of the volcano. However, on the Topak-taß Ridge, small lateral and terminal moraines are present at altitudes between 3300 and 2500 m. KÝrkpÝnar Val-ley, situated to the west of Aksu Valley, is covered by a northwest oriented small terminal moraine complex madeup of lateral and hummocky moraines between 2850 and 2600 m of altitude. The data available on the modernglacier situated in the Aksu Valley, indicate that the recent glacier retreat probably started at least at the beginningof the 20th century.

Key words: Erciyes, Late Quaternary, actual glacier, rock glacier, cosmogenic surface dating, moraines.

ErciyesÿDaÛÝ3917ÿm

Þekil 1. Erciyes VolkanÝÕnÝn yer bulduru haritasÝ.Figure 1.Location map of the Erciyes Volcano.

tir. Bu tarihten sonra daÛÝn doÛu yamacÝnda bu-lunan amfitiyatroyu olußturan volkanik �ÝÛÝn olu-ßumu ile Erciyes VolkanÝ en son halini almÝßtÝr(Þen, 1997).

Ge� KuvaternerÕin �� evresinde ge�irdiÛi buzul-laßma sonucu ise, Erciyes bug�nk� g�r�n�m�-n� kazanmÝßtÝr. BuzullaßmanÝn yoÛun olarakgelißtiÛi kuzey, kuzeybatÝ ve kuzeydoÛuya ba-kan yama�larda aßÝnma o denli ilerlemißtir ki,G�ner ve Emre, (1983)Õnin belirttiÛi gibi daÛÝn is-keleti ortaya �ÝkmÝßtÝr. Buna karßÝn, daÛÝn g�neyyamacÝnda Erciyes tam bir volkan g�r�n�m�n-dedir.

Erciyes VolkanÝÕnda buzullaßmanÝn esas olarakd�rt vadi boyunca gelißtiÛi g�zlenmektedir (Þe-kil 2). Bunlar; (1) kuzeybatÝya doÛru uzanan Ak-su, (2) kuzeydoÛuya doÛru uzanan �ks�zdereve (3) bug�nk� kayak merkezini de kÝsmen i�inealan ve doÛuya bakan ��ker VadileriÕdir. DiÛerbuzullaßma b�lgeleri ise genelde k���k bir buz-yalaÛÝndan itibaren gelißen ancak fazla ilerleye-meyen buzullarÝn olußturduÛu (4) g�neydeki To-paktaß SÝrtÝ ve (5) batÝdaki KÝrkpÝnar VadisiÕdir.

AMA� VE Y�NTEM

T�rkiyeÕde Kuvaterner buzullaßmasÝ ile ilgili ola-rak yapÝlan daha �nceki �alÝßmalarda buzullaß-

SarÝkaya vd. 61

Þekil 2. Erciyes VolkanÝ buzul ��kelleri haritasÝ.Figure 2. Glacial deposits map of the Erciyes Volcano.

62 Yerbilimleri

ma evrelerine ait mutlak (nicel) bir yaß verisi bu-lunmamaktadÝr. Ge�miß evrelere ait buzullarÝnbiriktirme ve aßÝndÝrma �zelliklerine bakÝlarakve bu yapÝlar arasÝndaki stratigrafik ve morfolo-jik ilißkiler incelenilerek yapÝlan bu t�r stratigra-fik yaßlandÝrma y�ntemleri ancak g�receli yaßverebilmektedir. Erciyes VolkanÝÕnda yapÝlan bu�alÝßmanÝn temel amacÝ, daÛÝn Ge� Kuvater-nerÕden g�n�m�ze kadar ge�irdiÛi buzullaßmaevrelerinin mutlak yaßlandÝrmasÝnÝn yapÝlabil-mesi i�in gerekli �n �alÝßmalarÝn ger�ekleßtiril-mesidir. Bu ama� doÛrultusunda �ncelikle aßÝn-ma ve birikme yapÝlarÝnÝn (�zellikle moren setle-ri) kapsamlÝ haritalarÝ GPS kullanÝlarak yapÝl-mÝßtÝr. Bunun yanÝ sÝra, moren setlerini olußtu-ran buzul ��kellerinin (till) ve sandur d�zl�kleri-nin sedimantolojik tanÝmlamalarÝ yapÝlmÝß vekozmojenik 36Cl y�zey yaßlandÝrmasÝ (Cosmo-genic 36Cl surface exposure dating) i�in �rnek-ler toplanmÝßtÝr.

BUZUL ��KELLERÜ

Aksu Vadisi

Genel g�r�n�m� itibariyle tipik bir tekne ßekillibuzul vadisi olan Aksu Vadisi, Erciyes Volka-nÝÕnÝn kuzeybatÝya bakan yamacÝnda zirvedenitibaren gelißmiß yaklaßÝk 4 km uzunluÛunda darve derin bir vadidir (Þekil 2, 3 ve 4). B�y�k Erci-yes (3917 m) ve K���k Erciyes (3703 m) zirve-leri ile baßlayan vadi esas olarak iki kÝsma ayrÝ-lÝr. Bunlar, ana vadi ile kuzeydoÛusunda ana va-diye paralel olarak uzanan ve yaklaßÝk 1 kmsonra 3000 m kotunda ana vadiye baÛlananasÝlÝ vadidir. Ana vadi, K���k ve B�y�k Erciyeszirvelerinin kuzey eteklerinde iki adet buzyalaÛÝile baßlar. AsÝlÝ vadi ise, bu iki buzyalaÛÝndanfarklÝ bir buzyalaÛÝna sahiptir. Y�ksek ve diksÝrtlarla �evrili Aksu Vadisi 3917 m kotundan3000 mÕye kadar dik bir eÛimle al�alÝr ve en darolduÛu (375 m) noktadan itibaren 2600 m kotu-na kadar sabit bir eÛimle uzanÝr.

YukarÝda genel morfolojik �zellikleri belirtilenAksu Vadisi tekne vadi �zelliÛini g�n�m�ze ka-dar s�regelen buzul aktiviteleri nedeniyle almÝß-tÝr. Bu aktivitenin aßÝndÝrma ve biriktirme izleriniAksu Vadisi ve asÝlÝ vadi i�inde g�rmek m�m-k�nd�r. Buzul aßÝndÝrma izlerinin en �nemli ka-nÝtlarÝ vadinin 2900 m kotundan daha y�ksekolan kesimlerinde bulunan ve ortalama rakÝmla-rÝ 3300-3400 m olan dik ve keskin sÝrtlar (ar�-

tes) ile 3500 mÕden sonra bulunan ve taban y�k-seklikleri ortalamasÝ 3550 m olan buzyalaklarÝ-dÝr. Bunun yanÝ sÝra, buzulun ana kaya �zerin-den ge�erken cilalayarak olußturduÛu h�rg��-kayalar ile, �ok daha k���k boyutlu olsa da, bu-zulun i�erdiÛi ince malzemelerce �izilmiß y�zey-ler ve buzul yontmasÝ sonucu gelißmiß hilal ße-killeri (crescent marks) de g�zlenir (Þekil 5 ve6).

Þekil 3. Aksu Vadisi buzul ��kelleri haritasÝ (M1: Bi-rinci evre morenleri, M2: Ükinci evre moren-leri, M3: ���nc� evre morenleri, S1: Birincievre sandur d�zl�Û�, S2: Ükinci evre sandurd�zl�Û�, S3: ���nc� evre sandur d�zl�Û�,B: G�ncel buzul, �b: �l� buzul, Em: Erimemoreni, Moren sÝrtlarÝ kalÝn �izgilerle g�ste-rilmißtir, : Foto bakÝß y�nlerini g�stermek-tedir).

Figure 3. Glacial deposits map of Aksu Valley (M1: 1st

epoch moraine, M2: 2nd epoch moraine, M3:3rd epoch moraine, S1: 1st epoch outwashplain, S2: 2nd epoch outwash plain, S3: 3rd

epoch outwash plain, B: actual glacial, �b:Dead ice, Em: Ablation moraine, Morainecrests are indicated by thick lines, : Indi-cates the view directions of the pictures).

Aksu VadisiÕnde buzul aßÝndÝrma yer ßekillerininyanÝ sÝra, bir�ok buzul birikinti yer ßekilleri debulunmaktadÝr. Bu vadi boyunca birikinti yer ße-killerini �� evrede incelemek m�mk�nd�r. EnyaßlÝ evreye (birinci evre) ait buzul ��kelleri ge-nellikle yan morenlerden olußan ve 2800-2900m kotundan baßlayÝp, Aksu YaylasÝÕnÝn bulundu-Ûu 2200 mÕye kadar ilerleyen moren karmaßÝÛÝ(M1) ile temsil edilirler (Þekil 3 ve 4). BaßlangÝ�-ta iki adet b�y�k yan morenden olußan karma-ßÝk, 2600 mÕden sonra belli belirsiz sÝrtlar halin-de devam eder. Belirgin bir bitki �rt�s�n�n geliß-tiÛi bu moren karmaßÝÛÝnÝn yarÝ pekißmiß bile-ßenleri ve aßÝnmÝß morfolojileri nedeniyle Pleyis-tosen sonunda olußtuklarÝ belirtilmißtir (Erin�,1951; G�ner ve Emre, 1983). Vadinin her iki ta-rafÝnda bulunan yan morenlerin y�kseklikleri Ak-su Vadisi tabanÝndan itibaren yaklaßÝk 60-100m, genißlikleri ise 60-120 m civarÝndadÝr. Gereky�kseklik ve doÛrultularÝ, gerekse fasiyes �zel-liklerinin benzer olmalarÝ bu morenlerin aynÝ ev-rede olußtuklarÝ izlenimini vermektedir. Vadi bo-

yunca kuzeybatÝya doÛru birbirlerine paralel birßekilde uzanan yan morenler, 2600 mÕden son-ra gelißmiß fl�vyal etki nedeniyle ilksel g�r�n�m-lerini kaybetmißlerdir. Birinci evre morenleri Ak-su YaylasÝ (2200 m) civarÝnda gelißen volkaniz-ma nedeniyle Karag�ll� Domu yerleßimine aitpiroklastik akÝß, yayÝlma ve geri d�ßme ��kelleritarafÝndan �zerlenmißlerdir (Þekil 7). Birinci evrebuzullaßmasÝnÝn olußturduÛu sandur d�zl�Û�(S1) Aksu YaylasÝ (2200 m)Õndan itibaren HacÝ-lar (1550 m)Õa doÛru devam eden b�lgeyi kaplardurumdadÝr. BuzullaßmayÝ izleyen evrede Erci-yes VolkanÝÕnÝn eteklerindeki parazit konilerdemeydana gelen ikincil volkanizma ile bu sandurd�zl�Û�n�n �rt�ld�Û� g�zlenmektedir (Þekil 7).

Aksu VadisiÕnde gelißen ikinci evreye ait buzul-laßma 3000-3100 m kotunda, asÝlÝ vadi ile anavadinin g�ney kenarÝndan itibaren yaklaßÝk 300-500 m uzunluÛa ve 50-70 m y�ksekliÛe sahipikißer �ift yan moren (M2) ile temsil edilir (Þekil8). Morenleri olußturan buzul ��kellerinin bile-

SarÝkaya vd. 63

Þekil 4. Aksu VadisiÕnin genel g�r�n�m� (Arka planda, sol tarafta B�y�k Erciyes (3917 m), saÛ tarafta ise K���kErciyes (3703 m) zirveleri g�z�kmektedir. FotoÛrafÝn �ekildiÛi sÝrt 1. evre yan morenini (M1), zirvenin altkÝsmÝndaki beyaz alan g�ncel buzulu (B), aßaÛÝdaki d�z alan ise 2. evre sandur d�zl�Û�n� (S2) temsil et-mektedir, fotoÛraf yeri i�in Þekil 3Õe bakÝnÝz).

Figure 4. General view of Aksu Valley (Greater Erciyes Peak (3917 m) on the left and Little Erciyes Peak (3703m) on the right. Picture is taken from the top of the 1st epoch lateral moraine (M1) from where the actualglacier (B), and the 2nd epoch outwash plain (S2) can be seen, see Figure 3 for picture location).

64 Yerbilimleri

Þekil 5. Buzulun ilerlemesi sÝrasÝnda taßÝdÝÛÝ ince ta-neli sedimanlarÝn bir andezit bloÛunu �izme-si sonucu olußmuß buzul �izikleri (�rnektebuzul akÝß y�n� ilk �nce saÛdan sola (veyatersi) iken bloÛun d�nmesi ile kalemin sivriucunun g�sterdiÛi y�nde ikincil buzul �izikle-ri (birincil �izikleri keser halde) gelißmißtir).

Figure 5.Striations developed by fine grained sedi-ments within the flowing glacier on the sur-face of an andesitic block (Example showstwo well developed striations, first from leftto right (or visa versa) and a second (youn-ger since they cut the first ones) towards theupper left corner of the picture).

Þekil 6. Buzulun uyguladÝÛÝ basÝn� nedeniyle kaya�-tan yontarak olußturduÛu hilal ßekilleri (AkÝßy�n� fotoÛrafÝn �st kÝsmÝndan aßaÛÝya doÛ-rudur).

Figure 6. Crescent marks developed due to the pres-sure applied by flowing glacier (Flow fromtop towards bottom).

ßenleri genelde k�ßeli-yarÝ k�ßeli olup, 5-20 cm�apÝndadÝr. Bunun yanÝ sÝra, �apÝ 2-4 m arasÝn-da deÛißen bloklar da ince taneli bir matriks i�e-risinde y�zer durumdadÝrlar. Yer yer bitki �rt�-s�n�n de gelißtiÛi bu morenlerin cephe setleridaha sonraki evrelerde gelißen fl�vyal etki so-nucu bozulmußtur. Ancak bu morenlere ait san-dur d�zl�Û� (S2) Aksu Vadisi tabanÝ boyunca2500 m kotuna kadar devam eder (bkz. Þekil 3).

Sandur d�zl�Û�nde 1,5-4 m tane boyuna sahipiri bloklarÝn yanÝ sÝra birka� cm �apÝ olan dahaince tane boyutlu malzeme de bulunmaktadÝr(Þekil 9).

Aksu VadisiÕnde bulunan ���nc� evreye ait mo-renler buzulun gerilemesi esnasÝnda gelißmißerime morenlerinden (ablation moraines) (M3)

Þekil 7. Aksu VadisiÕnin aßaÛÝ kesimlerindeki birincievre sandur d�zl�Û� (S1) ve yan morenleri-ni (M1) kesen Karag�ll� DomÕu (K) (Arkaplanda Kayseri ßehri g�r�lmektedir, fotoÛrafyeri i�in Þekil 3Õe bakÝnÝz).

Figure 7. Karag�ll� Dome (K) cutting the 1st epochoutwash plain (S1) and lateral moraines(M1) on the lower end of Aksu Valley (Kay-seri town on the background, see Figure 3for picture location).

Þekil 8. �� adet 2. evre yan moreni (M2) ve bunlar-dan birinin kesiti (TabakalanmanÝn ve taneboyu ayrÝßmasÝnÝn g�zlenmediÛi kum mat-riks destekli til i�inde y�zen bloklar. FotoÛra-fÝn sol tarafÝndaki beyaz blok yaklaßÝk 2 m�apÝndadÝr).

Figure 8. Three 2nd epoch lateral moraines (M2) anda cross-section through one of them (Notethe non-stratified, non-sorted nature of thetill and blocks floating in a sandy matrix. Thewhite boulder to the left is approximately 2 min diameter, see Figure 3 for picture locati-on).

SarÝkaya vd. 65

Þekil 9. Aksu Vadisi 1. evre saÛ yan moreni (M1) ve2. evre sandur d�zl�Û� (S2) (Bloklar 2-4 m�apÝnda olup sandur d�zl�Û� g�ncel akarsu(a) tarafÝndan kesilmißtir, fotoÛraf yeri i�inÞekil 3Õe bakÝnÝz).

Figure 9. The 1st epoch right lateral moraine (M1) andthe 2nd epoch outwash plain (S2) (Blocksare 2 to 4 m in diameter and a recent river(a) cuts though the outwash plain, see Figu-re 3 for picture location).

olußur (Þekil 10). Hem Aksu VadisiÕnde, hem deana vadiye baÛlanan asÝlÝ vadide 3100-3150 mkotunda bulunan bu morenleri olußturan ��kel-lerin tane boyu birka� 10 cmÕden 3-5 mÕlik blok-lara kadar uzanÝr. Gerek �ok gen� olmalarÝ, ge-rekse de �ok az oranda ince boyutlu malzemei�ermelerinden dolayÝ bloklar yerlerinde sabitdeÛillerdir. �ok k�ßeli tane boyuna sahip olan

bloklar ile �l� buz par�alarÝ karÝßÝk halde bulu-nurlar. ���nc� evre buzullarÝndan itibaren oluß-muß sandur d�zl�Û� (S3) 3200 mÕden 2800 mkotuna kadar devam eder. Nispeten d�z bir to-poÛrafyaya sahip olan sandur d�zl�Û� i�inde30-50 cmÕlik k�ßeli-yarÝ k�ßeli taneler g�zlenir.

�ks�zdere Vadisi

�ks�zdere Vadisi, Erciyes VolkanÝÕnÝn kuzeydo-Ûuya bakan yamacÝndan itibaren 2150 m y�k-sekliÛe kadar yaklaßÝk 6 km uzanan bir buzulvadisidir (Þekil 2 ve 11). �ks�zdere vadisi 1.5km genißliÛinde ve 2 km uzunluÛunda geniß birbuzyalaÛÝndan itibaren baßlar. Vadinin en daryeri, SaÛsÝkalÝk ve KÝr�ÝllÝseki SÝrtlarÝ arasÝndad�zg�n bir ßekilde uzanan tepeler arasÝnda yak-laßÝk 250 m kadardÝr. ErciyesÕin zirvesinden iti-baren kuzeydoÛuya doÛru 45-60oÕlik bir eÛimlebaßlayan buzyalaÛÝ g�n�m�zde zirve ve �evre-sindeki dik yama�lardan d�k�len malzemelerletamamen kaplÝ bir haldedir (Þekil 12). 2900-3000 m kotuna kadar devam eden yama� d�-k�nt�lerinin olußturduÛu y�ksek eÛimli topoÛraf-ya, 3000 m kotundan sonra yerini biri 2800 m di-

Þekil 10. Aksu Vadisi 3. evre erime morenlerinin (Em)buzuldan itibaren g�r�n�ß� (Geri planda 2.evre sandur d�zl�Û�, 1. evre saÛ yanal mo-reni (M1), 1. evre sandur d�zl�Û� (S1) veKarag�ll� DomÕu (K) g�r�lmektedir, fotoÛrafyeri i�in Þekil 3Õe bakÝnÝz).

Figure 10. The general view of the 3rd epoch ablationmoraines (Em) from the glacier (The 2nd

epoch outwash plain (S2) and 1st epochright lateral moraine (M1), the 1st epoch out-wash plain (S1) and Karag�ll� Dome (K)can be observed on the background, see Fi-gure 3 for picture location).

Þekil 11. �ks�zdere Vadisi buzul ��kelleri haritasÝ(M1: Birinci evre morenleri, M2: Ükinci evremorenleri, S1: Birinci evre sandur d�zl�Û�,Tm: T�mseksi moren, Moren sÝrtlarÝ kalÝn�izgilerle g�sterilmißtir, : Foto bakÝß y�n-lerini g�stermektedir).

Figure 11. Glacial deposits map of �ks�zdere Valley(M1: 1st epoch moraine, M2: 2nd epoch mo-raine, S1: 1st epoch outwash plain, Tm:Hummocky moraine, Moraine crests are in-dicated by thick lines, : Indicates the viewdirections of the pictures).

Ûeri ise 2900 mÕde bulunan cephe morenlerininolußturduÛu iki basamaÛa bÝrakÝr. Bu basamak-larÝn arka kesimlerinde ise k���k tepeler ve �u-kur alanlarÝn bulunduÛu bir morfoloji g�zlenir. Altbasamaktan itibaren vadi fl�vyal etki ile aßÝna-rak 2100-2000 m kotunda son bulmaktadÝr.

Aksu VadisiÕnde g�zlemlenen birinci ve ikincievre buzullaßmasÝnÝn eßlenikleri �ks�zdere Va-disiÕnde de g�r�lmektedir. Her ne kadar g�zle-nemese de, buzyalaÛÝ i�erisinde bulunan ve3400 m kotundan 3000 mÕye kadar devam edengeniß ve kalÝn al�vyal yelpaze �rt�s�n�n gen�morenleri (���nc� evre) �zerlediÛi d�ß�n�lmek-tedir.

�ks�zdere VadisiÕnin her iki yanÝnda 2800mÕden baßlayarak 2250 m kotuna kadar devameden yan moren �iftinin (M1) vadi tabanÝndan iti-baren y�kseklikleri 60-100 m, genißlikleri ise 50-150 m kadardÝr (Þekil 12). Yan morenlerin y�k-sekliklerinin, uzunluklarÝnÝn ve sedimantolojik�zelliklerinin benzer olmasÝ aynÝ evrede olußtuk-larÝnÝn birer belirtisidir. YarÝ pekißmiß, matriksdestekli bir g�r�n�m sunan bu birinci evre mo-renleri, yarÝ �aplarÝ birka� 10 cmÕden 3-5 mÕlikbloklara kadar deÛißen bileßenler i�erirler. Riyo-lit ve bazalt gibi volkanik k�kenli kaya� par�ala-rÝ i�eren morenlerin �zerleri yosun ve �alÝlÝklarÝnolußturduÛu seyrek bir bitki �rt�s� ile kaplÝdÝr.Birinci evre buzullaßmanÝn olußturduÛu cephe

morenleri daha sonra b�lgede gelißen fl�vyal et-ki nedeniyle aßÝnmÝßlardÝr.

�ks�zdere VadisiÕnde g�zlemlenen birinci evrebuzullaßmasÝ sÝrasÝnda gelißen sandur d�zl�Û�(S1) 2600 m kotundan baßlar ve 1200 mÕye ka-dar devam eder. Genellikle 20-30 cmÕlik bloklarile daha ince tane boyutlu malzemeden olußansandur d�zl�Û� fl�vyal etkinin artmasÝ sonucugiderek belirginsizleßir.

Vadideki ikinci buzul evresi 2700 m ve 2900 mkotunda birbirini izleyen iki set g�r�n�m�ndeolan ve buzul gerilemesini ifade eden cephe mo-renleri (M2) ile kendini g�sterir (Þekil 11). Yer-den y�kseklikleri 100-150 mÕyi bulan bu cephemorenlerinin genißlikleri yaklaßÝk 30-50 m olup,uzunluklarÝ vadiyi dolduracak ßekilde 100 m ci-varÝndadÝr. Bileßenleri genellikle 10-20 cmÕden3-5 mÕye kadar olan bloklardan olußan s�z ko-nusu morenler, yarÝ pekißmiß, matriks desteklikil-kum boyu baÛlayÝcÝ i�eren yÝÛÝßÝmlar halinde-dir (Þekil 13). Y�zeylerinde seyrek de olsa birbitki �rt�s� gelißmißtir.

Her iki cephe moreni gerisinde ise, genellikled�zensiz bir daÛÝlÝm g�steren, k���k tepeciklerile �ukur alanlardan olußan b�lgeler (Òknob-and-kettle topographyÓ, Gravenor ve Kupsch, 1959)g�zlenmektedir. Tepecikler 2-4 m y�ksekliÛin-de, 5-10 m genißliÛinde hafif yuvarlak ve genel-

66 Yerbilimleri

Þekil 12. �ks�zdere VadisiÕnde g�zlenen 1. evreye ait saÛ ve sol yanal moren setleri (M1) ve arasÝnda gelißmißt�mseksi morenler (Tm) (fotoÛraf yeri i�in Þekil 11Õe bakÝnÝz).

Figure 12. �ks�zdere Valley 1st epoch right lateral moraines (M1) and hummocky moraines (Tm) in between (seeFigure 11 for picture location).

SarÝkaya vd. 67

likle uzunlamasÝna olup, 1-3 m derinliÛinde ve4-6 m genißliÛinde �ukur alanlar ile birbirlerin-den ayrÝlmÝßlardÝr. Tepeciklerin bileßenleri yarÝpekißmiß, kil-kum boyu baÛlayÝcÝ i�eren, matriksdestekli ve kahverengi-sarÝmsÝ renkli 5-10 cm�aplÝ �akÝllar ile 1-1,5 m �apÝndaki bloklardanolußur. �ukurluklar ise genellikle kil, yer yer kumboyu malzeme ile �rt�l� haldedir. YaÛÝßlÝ mev-simlerde g�lc�klerin olußtuÛu bu alanlar, yazaylarÝnda kurur ve bitki �rt�s� ile kaplanÝr. Cep-he morenleri gerisindeki bu tepecikler onlarla

hemen hemen aynÝ evrede olußmuß t�mseksimorenler (hummocky moraines) olarak yorum-lanmÝßlardÝr.

��ker Vadisi

Erciyes VolkanÝ zirvesinden itibaren doÛuyadoÛru uzanan ve kuzeyde KÝr�ÝllÝseki SÝrtÝ (3357m) ile g�neyde KuzuyataÛÝ Tepe (3667 m) ara-sÝnda bulunan ��ker Vadisi volkanik ��kme ileolußan bir amfitiyatroyu i�ine alÝr (Þekil 14 ve15). 1-1.5 km genißliÛinde, 2-2.5 km uzunluÛun-da ve 800-900 m derinliÛinde dik yama�larla�evrili bu amfitiyatro Ge� KuvaternerÕde ��kerVadisiÕnde gelißmiß buzullar i�in bir buzyalaÛÝißlevini g�rm�ßt�r. Homojen bir morfoloji arz et-meyen vadi, ��ker mevkii civarÝnda etrafÝ kapa-lÝ �ukur bir buzyalaÛÝ, Þeytan SÝrtÝ (2734 m) veBokluyurt SÝrtÝ (2663 m) kotunda ise basamak-lar halinde gelißmiß tepe ve �ukur alanlardanolußur. Yer yer fl�vyal etki nedeni ile aßÝnan va-di, g�neyde Þeytan Deresi kuzeyde ise Boklu-yurt Deresi ile sÝnÝrlÝdÝr.

YukarÝda genel morfolojik �zellikleri aktarÝlan��ker Vadisi i�inde KuvaternerÕde gelißen ��evreli buzullaßmanÝn izleri g�r�lmektedir. Birincievre buzullaßmasÝna ait morenler (M1) 2650 mkotunda bulunan Þeytan SÝrtÝÕndan itibaren baß-

Þekil 13. �ks�zdere Vadisi i�erisinde bulunan 2. ev-re cephe moren setlerinden 2900 mÕde ola-nÝ (M2) ve kozmojenik y�zey yaßlandÝrmasÝi�in �rnek alÝmÝ (fotoÛraf yeri i�in Þekil 11ÕebakÝnÝz).

Figure 13. The 2nd epoch frontal moraine (M2) at2900 m, and sampling for cosmogenic da-ting, (see Figure 11 for picture location).

Þekil 14. ��ker Vadisi buzul ��kelleri haritasÝ (M1: Birinci evre morenleri, M2: Ükinci evre morenleri, M3: ���nc�evre morenleri, S: Sandur d�zl�Û�, Kb: Kaya buzulu, Gm: Gerileme moreni, Tm: T�mseksi moren, Mo-ren sÝrtlarÝ kalÝn �izgilerle g�sterilmißtir, : Foto bakÝß y�n�n� g�stermektedir).

Figure 14. Glacial deposits map of ��ker Valley (M1: 1st epoch moraine, M2: 2nd epoch moraine, M3: 3rd epochmoraine, S: Outwash plain, Kb: Rock glacier, Gm: Recessional moraine, Tm: Hummocky moraine, Mora-ine crests are indicated by thick lines, : Indicates the view direction of the pictures).

68 Yerbilimleri

lar ve Erciyes SÝrtÝÕna kadar devam ederek 2470mÕde sonlanÝr. UzunlamasÝna sÝrt ve tepelerinolußturduÛu yarÝ tutturulmuß, birka� 10 cmÕden2-7 m blok boyu malzemeye kadar bileßen i�e-ren bu moren karmaßÝÛÝ matriks destekli, kil-kum boyu baÛlayÝcÝ i�eren, k�ßeli-yarÝ k�ßeli se-dimanlardan olußur. Genel g�r�n�m� kahveren-gi-sarÝ renkte olup, bileßenler arasÝnda gelißmißince toprak tabakasÝ �zerinde yer yer bitki �rt�-s� g�zlenir.

Birinci evre buzullaßmasÝnÝn olußturduÛu san-dur d�zl�Û� (S1) g�neyde Þeytan SÝrtÝ, kuzey-de ise Bokluyurt SÝrtÝÕnÝ takip ederek g�n�m�z-de kayak merkezi olarak kullanÝlan alan da da-hil olmak �zere Tekir YaylasÝÕnÝ da i�ine alangeniß bir b�lgede y�zeylenir. Bu alan sadece bi-rinci evre buzullarÝnÝn sandur d�zl�Û� olmayÝp,her �� d�neme ait bileßenleri de barÝndÝrÝr. 5-15cm ile 1-2 m blok boyutunda sediman i�erensandur d�zl�Û� daha sonra gelißmiß fl�vyal et-kinlik nedeni ile yarÝlmÝßtÝr.

��ker VadisiÕnde gelißmiß ikinci evre buzullaß-manÝn izleri, �ks�zdere VadisiÕnde olduÛu gibi,iki basamak halinde g�zlenir. Birinci basamak2700 m kotunda, ikinci basamak ise 2850 mÕdeyer alÝr. Cephe morenlerinin (M2) olußturduÛubu basamaklarÝn gerisinde �oÛunlukla gerilememorenleri ile t�mseksi morenler bulunur. AnÝlanmoren karmaßÝÛÝ kuzeyden ve g�neyden ikißer�ift yan moren ile sÝnÝrlandÝrÝlmÝßtÝr. Bir�ok k�-��k ve uzunlamasÝna moren setlerinin bulundu-

Ûu ikinci evre moren karmaßÝÛÝ birinci evre mo-renlerini Þeytan SÝrtÝ civarÝnda �zerler.

Ükinci evre morenlerini olußturan ilk cephe more-ninin vadi tabanÝndan y�ksekliÛi 70 m, genißliÛiise 550 m kadardÝr. Arka b�l�m�nde 50x100 mgenißliÛindeki bir alanda t�mseksi morenler ba-rÝndÝran bu ilk cephe moreninden sonra y�ksek-liÛi 25-30 m, genißliÛi ise 350 m olan ikinci cep-he moreni gelir. Yine bu moren setinin arkasÝn-da 70x800 mÕlik bir alan kaplayan ve gerilememorenleri ile t�mseksi morenlerden olußan birb�lge yer alÝr. Bileßenleri birka� 20 cmÕden 2-5m arasÝnda bloklara kadar deÛißen bu morenler,yarÝ pekißmiß matriks destekli, kil-kum boyubaÛlayÝcÝ i�eren ve seyrek bitki �r�s�n�n geliß-tiÛi bir g�r�n�m arz ederler (Þekil 16).

Erciyes kayak alanÝnÝn �st kÝsÝmlarÝnÝ da i�inealan ikinci evre moren karmaßÝÛÝ 3000-3050 mkotunda b�lgede bulunan ���nc� evre morenle-ri (M3) tarafÝndan �zerlenir. 50-70 m uzunluÛun-da, 10-45 m genißliÛinde, 15-30 m y�ksekliÛin-de uzunlamasÝna tepeciklerden olußan bu ���n-c� evre morenlerinin en belirgin �zellikleri diÛer-lerine g�re �ok daha gen� g�r�n�ml� olmalarÝ-dÝr. 3050 m kotunda bulunan cephe morenininy�ksekliÛi 55 m, 3250 m kotundaki diÛer cephemorenin y�ksekliÛi ise 35 m kadardÝr. 3400 mkotunda bile k���k buzyalaklarÝndan itibarengelißmiß cephe moreni setlerine rastlanÝr. Gev-ßek, tutturulmamÝß, k�ßeli-yarÝ k�ßeli, 50-80cmÕden 3-8 mÕlik bloklara kadar sediman i�erenmorenler hemen hemen hi� baÛlayÝcÝ malzeme

Þekil 15. Erciyes VolkanÝÕna doÛudan bakÝß (Arkaplanda Erciyes Zirvesi ve volkanik ��kmeyleolußtuktan sonra ��ker buzyalaÛÝnÝn gelißti-Ûi amfitiyatro ile �n planda kayak merkezig�r�lmektedir).

Figure 15. View of Erciyes Volcano from east (TheGreater Erciyes Peak and its amphitheaterformed by volcanic collapse that later over-ridden by ��ker glacier on the backgroundand the ski area on the foreground).

Þekil 16.��ker Vadisi i�erisinde 2. evre morenlerin-den olußan karmaßÝk (M2) ile bunu �zerle-yen g�ncel kaya buzullarÝ (Kb) ve 3. evreyeait morenler (M3) (fotoÛraf yeri i�in Þekil14Õe bakÝnÝz).

Figure 16. The 2nd epoch morainic complex (M2) wit-hin the ��ker Valley is overlain by 3rd epochmoraines and active rock glaciers (Kb) (seeFigure 14 for picture location).

SarÝkaya vd. 69

i�ermezler. Aksu VadisiÕnde g�zlenen son evremorenleri ile ortak �zelliklere sahip bu morenle-rin onlarla aynÝ evrede olußtuklarÝ s�ylenebilir.

��ker VadisiÕ nin 3000 ile 3250 m kotlarÝ arasÝn-da, 15-20 m uzunluÛunda, yarÝ kapalÝ, sÝralÝ, yayßekili tepecik ve �ukur alanlardan olußturan vegevßek, tutturulmamÝß, 10-40 cmÕden 1-3 mÕyekadar bloklar i�eren aktif kaya buzullarÝ bulun-maktadÝr (Þekil 16). Bunun yanÝ sÝra b�lgede,kaya buzullarÝnÝn i�erisindeki �l� buz par�acÝk-larÝnÝn zaman i�inde erimesi ve �stteki sedi-manlarÝn bu boßluÛa g��mesi sonucu olußanhuni ßekilli buz �ukuru ile bunlarÝn su ile dolma-sÝ sonucu gelißen g�lc�kler de g�zlenmektedir.

Topaktaß SÝrtÝ

ErciyesÕe g�neyden bakÝldÝÛÝnda daÛ ger�ek birvolkan g�r�n�m�ndedir. D�zenli bir eÛimle y�k-selen KuzuyataÛÝ SÝrtÝ daÛa bu �zelliÛini verir.Ancak kuzeyden bakÝldÝÛÝnda Erciyes DaÛÝ is-keletimsi bir g�r�n�m arz eder. G�ner ve Emre(1983) daÛÝn bu �zelliÛini kuzey yama�ta Kuva-ternerÕde gelißen etkin ve yaygÝn buzullaßmanÝnolußturduÛunu belirtmektedirler. Kuzey ve doÛuyama�larda s�z konusu evrelerde gelißmiß bu-zullaßmalar ile bu b�lgelerde buzyalaklarÝ vebuzul vadileri a�ÝlmÝßtÝr. G�ney ve batÝ yama�-larda ise, k���k boyutlu buzyalaklarÝndan itiba-ren gelißen buzullar, tekne ßekilli vadiler olußtu-ramasalar da, sÝrtlar �zerinde ��kellerini bÝrak-mÝßlardÝr.

Erciyes zirvesinden itibaren g�neye doÛru uza-narak KartÝnardÝ (2500 m) civarÝnda sona erenve Topaktaß SÝrtÝ olarak anÝlan b�lge yan mo-renler ile bir cephe moreni i�ermektedir (Þekil 2ve 17). BaßlangÝ�ta 3110 m kotunda k���k birbuzyalaÛÝ da i�eren Topaktaß SÝrtÝ, batÝsÝndaTopaktaß Dere ve doÛusunda KuzuyataÛÝ SÝrtÝile sÝnÝrlandÝrÝlmÝßtÝr.

Topaktaß SÝrtÝÕnda ilk iki evre buzullaßmasÝnÝnizlerini g�rmek m�mk�nd�r. Birinci evre moren-leri (M1) 2700-2562 m kotlarÝ arasÝndaki alandag�zlenir (Þekil 18). 250-400 m uzunluÛunda ku-zey-g�ney doÛrultulu birka� moren sÝrtÝndanolußan birinci evre morenleri kuzey ve doÛudakivadilerde bulunan eßlenikleri kadar gelißeme-mißlerdir. DikkartÝn Domu tarafÝndan �zerlenenbirinci evre morenleri, 10-15 cm boyutundaki�akÝllar ile 2-3 mÕlik bloklardan olußmußtur. Ge-

nellikle yarÝ tutturulmuß, matriks destekli, kil-kum boyutunda malzeme i�eren morenler, kah-verengi-sarÝmsÝ renktedirler.

Topaktaß SÝrtÝÕnda g�zlemlenen ikinci evre mo-ren karmaßÝÛÝ (M2) 3100 m kotunda, 600-650 muzunluÛundaki birka� yan moren ile baßlar ve2650 m kotunda son bulur. Birinci evre moren-lerini �zerleyen cephe moreninin y�ksekliÛi 60m civarÝnda olup, uzunluÛu 450-500 m genißliÛi

Þekil 17. Topaktaß SÝrtÝ buzul ��kelleri haritasÝ (M1:Birinci evre morenleri, M2: Ükinci evre mo-renleri, S: Sandur d�zl�Û�, Moren sÝrtlarÝ ka-lÝn �izgilerle g�sterilmißtir).

Figure 17. Glacial deposits map of Topaktaß Ridge(M1: 1st epoch moraine, M2: 2nd epoch mo-raine, S: Outwash plain, Moraine crests areindicated by thick lines).

70 Yerbilimleri

ise 70 m kadardÝr. 20-40 cm ile 2-5 m arasÝnda,k�ßeli-yarÝ k�ßeli malzeme i�eren ikinci evremorenleri, kil-kum boyu baÛlayÝcÝ malzeme i�e-rirler ve �zerlerinde yer yer bitki �rt�s� gelißmiß-tir. Topaktaß SÝrtÝÕnda son evre buzullaßmasÝnÝnizlerine rastlanÝlmamÝßtÝr. SÝrtÝn g�neye bakma-sÝ ve son evre buzullaßmasÝnÝn olduÛu d�nem-de daimi kar seviyesinin b�lgede bulunan buz-yalaÛÝnÝn �zerinde olmasÝ nedeniyle daÛÝn diÛerb�lgelerinde g�zlenen ���nc� evre buzullaßma-sÝnÝn burada gelißemediÛi s�ylenebilir. Topak-taß SÝrtÝÕnda her iki evre buzullaßmasÝna ait san-dur d�zl�Û� (S) DikkartÝn TepeÕnin batÝ ve doÛukenarlarÝndan itibaren gelißmißtir. Bu b�lgedebulunan sandur d�zl�Û�n�n DikkartÝn Domu ta-rafÝndan �rt�ld�Û� d�ß�n�lmektedir.

KÝrkpÝnar Vadisi

Aksu VadisiÕnin batÝsÝnda K���k Erciyes zirvesi(3703 m)Õnden itibaren kuzeybatÝya doÛru uza-nan KÝrkpÝnar Vadisi �zerinde 2850-2600 m kot-larÝ arasÝndaki 1.5 km2Õlik alanda Topaktaß SÝr-tÝÕndakilere benzer bir moren karmaßÝÛÝ g�zlen-mektedir (Þekil 2, 19 ve 20). G�neß alan a�Ýk birkonumda olmasÝ nedeniyle b�lgede �nemli birbuzyalaÛÝ gelißememißtir. DolayÝsÝyla bu b�lge-de gelißen k���k bir buzulun olußturduÛu mo-renler de �ok fazla yayÝlÝm g�stermezler.

DeÛißik doÛrultularda, 40-60 m uzunluÛunda,15-20 m genißliÛinde 5-10 m y�ksekliÛinde yanve t�mseksi morenlerden olußan b�lgede yeryer 5-10 m derinliÛinde uzunlamasÝna �ukuralanlar yer alÝr. 10-20 cm �akÝllar ile 1-4 m blok

boyutundaki malzemeden olußan morenler, kil-kum boyu matriks ile yarÝ tutturulmuß haldedir.Yer yer bitki �rt�s�n�n gelißtiÛi morenler arasÝn-daki �ukurluklarda gelißen g�lc�klerde daha dayaygÝn bir bitki �rt�s� g�zlenir. Bileßenlerinintutturulmuß olmasÝ ve gelißmiß bitki �rt�s� ne-deniyle KÝrkpÝnar Vadisi morenleri birinci evremorenleri (M1) olarak ele alÝnmÝßtÝr.

Þekil 18. Topaktaß SÝrtÝÕnÝ kaplayan 2. evre moren(M2) sÝrtÝndaki en b�y�k boyutlu bloktan �r-nekleme.

Figure 18. Sampling from the largest boulder availab-le from the 2nd epoch moraines on TopaktaßRidge.

Þekil 19. KÝrkpÝnar Vadisi buzul ��kelleri haritasÝ (M1:Birinci evre morenleri, Tm: T�mseksi moren,Moren sÝrtlarÝ kalÝn �izgilerle g�sterilmißtir,

: Foto bakÝß y�n�n� g�stermektedir).Figure 19. Glacial deposits map of KÝrkpÝnar Ridge

(M1: 1st epoch moraine, Tm: Hummockymoraine, Moraine crests are indicated bythick lines, : Indicates the view direction ofthe pictures).

Þekil 20. KÝrkpÝnar VadisiÕnde g�zlenen 1. evre t�m-seksi morenler (Tm) (Arka planda K���k Er-ciyes zirvesi g�r�lmektedir, fotoÛraf yeri i�inÞekil 19Õa bakÝnÝz).

Figure 20. The southeastern view of the 1st epochhummocky moraines (Tm) in the KÝrkpÝnarValley. (Little Erciyes Peak on the backgro-und, see Figure 19 for picture location).

G�NCEL BUZUL

Erciyes VolkanÝÕnda g�ncel buzul sadece ku-zeybatÝya bakan Aksu VadisiÕnde bulunmaktadÝr(Þekil 4). 20. yyÕÝn baßlarÝndan itibaren sistema-tik olmasa da, yapÝlan �l��mler Aksu Buzu-luÕnun s�rekli bir gerileme i�erisinde olduÛunug�stermektedir (Þekil 21). Buzula ilißkin en eskiveriler 1902 yÝlÝnÝn Temmuz ayÝna aittir. Penther(1905) buzul dilinin 3100 m kotuna kadar indiÛi-ni belirtmekte ve T�rkiyeÕnin yayÝnlanmÝß ilk bu-zul fotoÛrafÝ olduÛu d�ß�n�len bir fotoÛrafÝ da�alÝßmasÝnda sunmaktadÝr. Penther (1905)ÕinuzunluÛunu 700 m olarak hesapladÝÛÝ buzulundil kÝsmÝnÝn olduÛu yerde bug�n ���nc� evrebuzullaßmasÝnÝn cephe morenleri g�zlenmekte-dir. 1930 yÝlÝnÝn yaz aylarÝnda yapÝlan bir baßka�alÝßmada ise buzul dilinin 3250 m kotuna �ekil-diÛi belirtilmektedir (Bartsch, 1930 ve 1935).

Erciyes VolkanÝÕnda T�rk araßtÝrmacÝlar tarafÝn-dan yapÝlan �alÝßmalar Erin� (1951 ve 1952a,b)tarafÝndan baßlatÝlmÝßtÝr. Erin� 1950 yÝlÝnÝnAÛustos ayÝnda yaptÝÛÝ �alÝßmada daimi kar sÝ-nÝrÝnÝn 3550 m kotunda olduÛunu ve buzulun3380 mÕye �ekildiÛini belirtmißtir (Erin�, 1951 ve1952a). AraßtÝrmacÝ ayrÝca Penther (1905)Õin�alÝßmasÝna atÝfta bulunarak buzulun yÝlda orta-lama 3 m geri �ekildiÛini hesaplamÝßtÝr. Erin�(1951)Õe g�re 1950 yÝlÝnda 15 hektar alan kapla-yan buzulun o zamanki uzunluÛu 550 m olup,kalÝnlÝÛÝ en fazla 50 m kadardÝr. Üzleyen yÝllardaErciyes VolkanÝÕnda g�ncel buzul ve daha �nce-

ki evrelerdeki buzullaßmaya ilißkin �alÝßmalardevam etmißtir (Messerli, 1964, 1965, 1967; Bir-man, 1968). G�n�m�ze en yakÝn �alÝßma ise,G�ner ve Emre (1983) tarafÝndan yapÝlmÝßtÝr. BuaraßtÝrmacÝlar, buzulun uzunluÛunun 380 mÕyegerilediÛini ve buzul dilinin 3400 m kotuna ulaß-tÝÛÝnÝ belirtmißlerdir.

Bu �alÝßma kapsamÝnda yapÝlan arazi �alÝßma-larÝ ile g�ncel buzulun daha �nceki �alÝßmalardada belirtildiÛi gibi gerilediÛi g�r�lm�ßt�r. G�n�-m�zde buzul, Aksu Vadisi i�erisinde B�y�k Erci-yes (3917 m) ile K���k Erciyes zirvesi (3703 m)arasÝnda kalan ge�idin B�y�k Erciyes zirvesinedaha yakÝn olan kÝsmÝnda kuzeye bakan dikeÛimli yama�ta bulunmaktadÝr. YaklaßÝk 400 muzunluÛunda olan buzulun son bulduÛu nokta3420 m kotundadÝr. Buzulun �n kÝsmÝnda kop-muß �l� buz par�alarÝ ile �evreden d�k�len blok-larÝn olußturduÛu moren karmaßÝÛÝ 3300 m kotu-na kadar devam etmektedir.

TARTIÞMA VE SONU�LAR

Erciyes VolkanÝ Ge� KuvaternerÕde �� buzullaß-ma evresi ge�irmißtir. Toplam d�rt ana vadi (Ak-su, ��ker, �ks�zdere ve KÝrkpÝnar Vadileri) vebir sÝrtta (Topaktaß SÝrtÝ) g�zlenen buzullaßmasonucu �eßitli buzul aßÝndÝrma izleri ve biriktirmeßekilleri olußmußtur. �zellikle Aksu ve �ks�zde-re VadileriÕnde g�r�len tekne vadi karakteri ile��ker buzulunun volkanik amfitiyatroyu ißleye-rek yarattÝÛÝ b�y�k boyutlu buzyalaÛÝ �nemli

SarÝkaya vd. 71

Þekil 21. Buzulun zaman ve mekan i�indeki gelißimini g�sterir harita ve b�lgede �alÝßan �eßitli araßtÝrmacÝlara g�-re buzul evrimi (kesikli �izgiler araßtÝrÝcÝlara g�re buzulun kapladÝÛÝ alanlarÝ g�stermektedir).

Figure 21. Time and space relationships of the glacier and its evolution (dashed lines indicate the areas coveredby the glacier) throughout the years according to various investigators.

aßÝndÝrma izlerindendir. Ana kaya ve bloklar�zerinde g�zlenen �izikler ve hilal ßekilleri dek���k boyutlu aßÝndÝrma izlerine �rnek olarakverilebilir.

Biriktirme ßekillerinden en �nemlilerini yan vecephe morenleri olußturur. �zellikle birinci evre-ye ait yan morenlerin vadilerin �oÛunda 2200-2300 m kotuna kadar inmiß olmalarÝ ve olußtur-duklarÝ sÝrtlarÝn y�ksekliklerinin yer yer 100 mÕyige�mesi bunlarÝn en etkin buzul evresinin �r�n�olduklarÝnÝ kußkuya yer vermeyecek ßekilde ka-nÝtlamaktadÝr. �alÝßmanÝn temel amacÝnÝ olußtu-ran moren setleri �zerindeki bloklardan kozmo-jenik yaß tayini i�in toplanan �rneklerden hen�znicel bir yaß bulgusu olmasa da, birinci evreyeait morenlerin (M1) ve sandur d�zl�Û�n�n (S1)Karag�ll� DomuÕndan �Ýkan piroklastik malze-meler ile �rt�lm�ß olmasÝ buzullaßmanÝn baÛÝlyaßÝ hakkÝnda bilgi vermektedir. Her ne kadarKarag�ll� DomuÕndan yaß verisi bulunmasa da,benzer bileßim ve volkanik ge�miße sahip Peri-kartÝn ve DikkartÝn DomlarÝÕnÝn (Þen vd., 2002)0.14±0.02 ile 0.11±0.03 My yaß aralÝÛÝnda oluß-tuklarÝ (Ercan vd., 1994) g�z�n�ne alÝndÝÛÝnda,birinci buzul evresinin baÛÝl yaßÝnÝn yukarÝda be-lirtilen yaßtan daha fazla olmasÝ gerektiÛi a�ÝktÝr.Kuvaterner stratigrafisi i�inde 6. buzul evresiolarak bilinen (125 000 yÝl �nce) evreye karßÝlÝkgelebilecek bu morenlerin kesin yaßlarÝ kozmo-jenik yaß tayini sonucu daha da net bir ßekildebelirlenebilecektir.

�ok daha az yaygÝn olan ikinci evre yan ve cep-he morenleri ise, �zellikle �ks�zdere VadisiÕndeg�r�ld�Û� �zere, gerileme morenleri ve t�msek-si morenler olarak bulunurlar. Her ne kadar yanve cephe morenlerinin olußum mekanizmalarÝa�Ýk bir ßekilde anlaßÝlabilmiß ise de, t�mseksimorenler hakkÝnda tam bir fikir birliÛi bulunma-maktadÝr. Konu ile ilgilenen araßtÝrmacÝlarÝn bir-�oÛu t�mseksi morenlerin ana buzul dilinden ko-parak �l� buz haline gelen buzullarÝn �zerinde-ki, i�indeki ve/veya altÝndaki sedimanlarÝn za-manla �bekler halinde birikmesi sonucu olußtuk-larÝ konusunda g�r�ß birliÛi i�indedirler (Eyles,1983; Benn, 1992; Bennett ve Boulton, 1993;Eyles vd., 1998; Klassen ve Hughes 2000; Bo-one ve Eyles, 2001). �lkemizde bilinen en yay-gÝn t�mseksi morenler, Orta ToroslarÕda Geyik-daÛ civarÝndaki Namaras VadisiÕnde gelißmißolup, �ok geniß alanlar (30 km2) kaplarlar (�inervd., 1999; �iner, 2003).

���nc� evreye ait morenler genellikle taze g�-r�n�ml� ve bitki �rt�s�n�n gelißmediÛi, baÛlayÝ-cÝ i�ermeyen iri bloklara sahip erime ve cephemorenlerinden olußurlar. �� vadide de g�zlem-lenen bu morenlerin yaklaßÝk olarak 1500-1800yÝllarÝ arasÝnda etkin olan K���k Buzul �aÛÝÕndaolußtuklarÝ d�ß�n�lmektedir.

��ker VadisiÕnde ikinci ve kÝsmen ���nc� evremoren karmaßÝÛÝnÝ �zerler durumda bulunankaya buzullarÝ buzul �evresi (periglacial) ortam-larÝn tipik g�stergelerindendir. Capps (1910)ÕÝnilk defa kaya buzulu deyimini kullanmasÝndansonra kapsamlÝ bir �alÝßma ile AlaskaÕda200Õden fazla kaya buzulunu inceleyen Wahr-haftig ve Cox (1959), bunlarÝ Òvadi yama�larÝnÝneteklerinde veya k���k buzullarÝn �n�nde geliß-miß, dil veya yayvan ßekilli, k�ßeli ve k�t� boy-lanmÝß malzemeden olußan k�tlelerÓ olarak ta-nÝmlamÝßlardÝr. Kaya buzullarÝnÝn k�keni ve di-namiÛi ile ilgilenen araßtÝrmacÝlarÝn bir kÝsmÝ, ka-ya buzullarÝnÝn periglasiyal k�kenli oluÛunu veyama� d�k�nt�lerini olußturan malzemeler ara-sÝndaki boßluklarÝ dolduran suyun donmasÝ ve��z�lmesi esnasÝnda gelißen kuvvetlerin bu k�t-leyi (Òbirincil kaya buzullarÝÓ, Corte, 1976) aßaÛÝ-ya doÛru yavaß bir ßekilde hareket ettirdiklerini�ne s�rmektedirler (Wahrhaftig ve Cox, 1959;Blagbrough ve Farkas, 1968; Haeberli, 1985;Barsch, 1992). Bir diÛer gurup araßtÝrmacÝ ise,kaya buzullarÝnÝn olußumunu k���k buzullarÝny�zeyine yama�lardan d�k�len malzemenin bu-zulun erimesi sonucu birikmesine (Òikincil kayabuzullarÝÓ, Corte, 1976) baÛlamaktadÝr (Rich-mond, 1952; Humlum, 1988). Bu �alÝßma kap-samÝnda ��ker VadisiÕnde g�zlemlenen kayabuzullarÝnÝn daha ziyade periglasyal k�kenli, ya-ni birincil kaya buzulu olduklarÝ d�ß�n�lmekte-dir.

Erciyes VolkanÝÕnda 20. y�zyÝlÝn baßÝndan berig�ncel buzula ait toplanan veriler buzul dilinin1902 yÝlÝndaki 3100 m kotundan g�n�m�zde3420 mÕye �ekildiÛini g�stermektedir. 1950 yÝlÝn-da ortalama geri �ekilme hÝzÝ 3 m/yÝl iken (Erin�,1952a), g�n�m�zde bunun daha da artarak, or-talama 4 m/yÝlÕa �ÝktÝÛÝ g�r�lmektedir. Erin�(1951)Õe g�re bu buzul Pleyistosen buzullaßma-sÝnÝn bir devamÝ olmayÝp, g�n�m�zden 4-6 binyÝl �nce gelißmiß sÝcak ve kurak Üklim Optimu-muÕnda tamamen erimiß veya firn seviyesine in-mißtir. B�y�k olasÝlÝkla K���k Buzul �aÛÝÕndagelißmiß bu buzulun �r�nleri olan erime moren-

72 Yerbilimleri

leri ise bu �alÝßma kapsamÝnda 3. evre morenle-ri baßlÝÛÝ altÝnda toplanmÝßlardÝr.

Erciyes VolkanÝÕnda ger�ekleßtirilen bu �alÝßmasonucunda buzullarÝn zaman ve mekan i�erisin-deki baÛÝl konumlarÝ saptanabilmiß ve ��kelttik-leri morenlerin �eßitli �zellikleri ortaya konulabil-mißtir. Kozmojenik yaß tayini i�in sistematik ola-rak toplanan �rneklerden alÝnacak sonu�lar sa-dece ErciyesÕin deÛil, T�rkiyeÕnin Ge� Kuvater-nerÕdeki iklim deÛißikliklerinin boyutunun ve za-manlamasÝnÝn anlaßÝlabilmesine de �nemli kat-kÝlar saÛlacayaktÝr.

KATKI BELÜRTME

Bu makale, birinci yazar M. Akif SarÝkayaÕnÝnhalen devam etmekte olan ve T�BÜTAK-M�nirBirsel VakfÝ bursu ile kÝsmen desteklenen dokto-ra �alÝßmasÝnÝn bir b�l�m�n� i�ermektedir. �a-lÝßmalar, T�BÜTAK ile NSF (National ScienceFoundation) tarafÝndan desteklenen ÒMagnitudeof Quaternary Glaciers and Glaciations fromLow to High Latitudes: Global or Local DominantControlling FactorsÓ isimli 101Y002 NoÕlu proje-nin maddi desteÛi ile y�r�t�lm�ßt�r. Yazarlar,arazi �alÝßmalarÝnda kendilerine eßlik eden Ha-cettepe �niversitesiÕnden Dr. Erdal Þen ve Y�k-sek M�h. B�lent AkÝlÕa, ErciyesÕin sayÝsallaßtÝrÝl-mÝß haritasÝnÝ saÛlayan Dr. Biltan K�rk��oÛluÕnave makalenin volkanizmasÝ ile ilgili olarak g�r�ß-lerinden yararlanÝlan Prof. Dr. Erkan AydarÕa te-ßekk�rlerini sunarlar. Yazarlar, ayrÝca bu �alÝß-manÝn gelißmesinde deÛerli g�r�ßlerinden ya-rarlanÝlan Prof. Dr. OÛuz Erol ve Prof. Dr. Niza-mettin KazancÝÕya teßekk�r ederler.

KAYNAKLAR

AyrancÝ, B., 1991. The magnificent volcano of CentralAnatolia; Mt. Erciyes near Kayseri. Bulletinof Üstanbul Technical University, 44, 375-417.

Barsch, D., 1992. Permafrost creep and rockglaciers.Permafrost and Periglacial Processes, 3,175-163.

Bartsch, G., 1930. Vorlaufiger Bericht �ber eine Re-ise nach Mittel-Anatolien. Jahrbuch derGeographischen Gesellschaft zu Hanno-ver.

Bartsch, G., 1935. Das Gebeit des Erciyes Dagi unddie Stadt Kayseri in Mittel-Anatolien. Jah-buch der Geographischen Gessellschaftzu Hannover f�r 1934 und 1935, 87-202.

Benn, D.I., 1992. The genesis and significance ofhummocky moraines: evidence from theIsle of Skye, Scotland. Quaternary Scien-ce Reviews, 11, 781-799.

Bennett, M.R., and Boulton, G.S., 1993. A reinterpre-tation of Scottish hummocky moraines andits significance for the deglaciation of theScottish Highlands during the YoungerDryas or Loch Lomond Stadial. GeologicalMagazine, 130, 301-318.

Birman, J.H., 1968. Glacial reconnaissance in Tur-key. Geological Society of America Bulle-tin, 79, 1009-1026.

Blagbrough, J.W., and Farkas, S.E., 1968. Rock gla-ciers in the San Mateo mountains, south-central New Mexico. American Journal ofScience, 266, 812-823.

Blumenthal, M.M., 1938. Der Erdchias-DaÛh, 3916m. Die Alpen, 14(3), 82-87.

Boone, S.J., and Eyles, N., 2001. Geotechnical mo-del for great plains hummocky moraine for-med by till deformation below stagnant ice.Geomorphology, 38, 109-124.

Capps, S.R., 1910. Rock glaciers in Alaska. Journalof Geology, 18, 359-375.

Corte, A., 1976. Rock Glaciers. Biuletyn Peryglac-jalny, 26, 175-197.

�iner, A., 2003. GeyikdaÛÕda (Orta Toroslar) Ge� Ku-vaterner buzullaßmasÝna ait morenlerin se-dimanter fasiyes analizi ve ortamsal yoru-mu. T�rkiye Jeoloji B�lteni (baskÝda).

�iner, A., Deynoux, M., and ��rek�ioÛlu, E., 1999.Hummocky moraines in the Namaras andSusam valleys, Central Taurids, SW Tur-key. Quaternary Science Reviews, 18,659-669.

Ercan T., Tokel S., Matsuda J.I., Ui T., Notsu K. veFujitani T., 1994. Erciyes DaÛÝ (Orta Ana-dolu) Pliyo-kuvaterner volkanizmasÝna iliß-kin yeni jeokimyasal, izotopik, radyometrikveriler ve jeotermal enerji a�ÝsÝndan �ne-mi. T�rkiye 6. Enerji Kongresi Bildiriler Ki-tabÝ, 208-222.

Erin�, S., 1951. Glasiyal ve postglasiyal safhada Erci-yes glasiyesi. Üstanbul �niversitesi CoÛraf-ya Enstit�s� Dergisi, 1 (2), 82-90.

Erin�, S., 1952a. Glacial evidences of the climatic va-riations in Turkey. Geografiska Annaler,34(1-2), 89-98.

Erin�, S., 1952b. The present day glaciation in Tur-key. General assembly and 17th Internati-onal Congress of the Int. GeographicalUnion, 8th proceedings, Washington D.C.,326-330.

Eyles, N., 1983. Modern Icelandic glaciers as deposi-tional models for hummocky moraines inthe Scottish Highlands. In: Tills and relateddeposits. E.B. Evenson, C. Schl�chter and

SarÝkaya vd. 73

J. Rabassa (eds.). Rotterdam: Balkema,47-60.

Eyles, N., Boyce, J.I., and Barendregt, R.W., 1998.Hummocky moraine: sedimentary recordof stagnant Laurentide ice lobes resting onsoft beds. Sedimentary Geology, 123,163-174.

Gravenor, C.P., and Kupsch, W.O., 1959. Ice-disin-tegration features in Western Canada. Jo-urnal of Geology, 67, 48-64.

G�ner, Y. ve Emre, �., 1983. Erciyes daÛÝnda Pleis-tosen buzullaßmasÝ ve volkanizma ile ilißki-si. Jeomorfoloji Dergisi, 11, 23-34.

Haeberli, W., 1985. Creep of mountain permafrost:Internal structure and flow of Alpine rockglaciers. Mitt. Versuchsanst. WasserbauHydrol. Glaziol., ETH Zurich 77, 142.

Humlum, O., 1988. Natural grains on rock glaciers asan indication of a solid ice core. Geografis-ka Tidsskr, 88, 78-82.

Innocenti, F., Mazzuoli, R., Pasquare, G., Radicati,F., and Villari, L., 1975. Neogene calc-al-caline volcanism of Central Anatolia: Ge-ochronological data on Kayseri-NiÛdearea. Geological Magazine, 112, 349-360.

Klassen, R.W., and Hughes, D., 2000. Diamict till inSub-glacial channels, Poplar River stripmine, Southern Saskatchewan. Quater-nary International, 68-71, 111-115.

Messerli, B., 1964. Der Gletscher am Erciyas Daghund das Problem der rezenten Schneeg-renze im anatolischen und mediterranenRaum. Geographica Helvetica, 19(1), 19-34.

Messerli, B., 1965. Erciyas Dagh 3916 m (T�rkei).Sonderabdruck aus dem Quartalsheft 2,Die Alpen, 1-11.

Messerli, B., 1967. Die eiszeitliche und die gegenw�r-tige Vergletscherung in Mittelmeerraum.Geographica Helvetica, 22, 105-228.

Notsu, K., Fujitani, T., Ui, T., Matsuda, J., and Ercan,T., 1995. Geochemical feature of collisionrelated volcanic rocks in Central and Eas-tern Anatolia, Turkey. Journal of Volcano-logical Geothermal Research, 64, 171-192.

Pasquare, G., 1968. Geology of the Cenozoic volca-nic area of Central Anatolia. Atti Accad.Naz. Lincei, 9, 53-204.

Penther, A., 1905. Eine Reise in das Gebiet desErdschias-Dagh (Kleinasien), 1902. Ab-handlungen der k. k. Geography Gesellsc-haft in Wien, 1-6.

Richmond, G.M., 1952. Comparison of rock glaciersand block streams in the La Sal Mounta-ins, Utah. Geological Society America Bul-letin, 63, 1292-1293.

Þen, E., 1997. Erciyes stratovolkanÝnÝn (Orta Anado-lu) volkanolojik ve petrolojik gelißiminin in-celenmesi. Hacettepe �niversitesi, Fen Bi-limleri Enstit�s�, Y�ksek M�hendislik Tezi,264 s (yayÝmlanmamÝß).

Þen, E., Aydar, E., Gourgaud, A., and K�rk��oÛlu, B.,2002. Initial explosive phases during theextrusion of volcanic lava domes: examplefrom rhyodacitic dome of DikkartÝn DaÛ,Erciyes Stratovolcano, Central Anatolia,Turkey. Geosciences, 334/1, 27-33.

Wahrhaftig, C., and Cox, A., 1959. Rock glaciers inthe Alaska Range. Geological Society ofAmerica Bulletin, 70, 383-436.

74 Yerbilimleri

Ünler YaylasÝ (Þebinkarahisar-GÜRESUN) kurßun-�inko yataklarÝndakararlÝ izotoplar (O, H ve S) jeokimyasÝ incelemeleri

Stable isotopes (S, O and H) studies at the lead-zinc deposits in the ÜnlerYaylasÝ (Þebinkarahisar Ð Giresun), Northeast Turkey

G�lcan BOZKAYA, Ahmet G�K�ECumhuriyet �niversitesi, M�hendislik Fak�ltesi, Jeoloji M�hendisliÛi B�l�m�, 58140 SÜVAS

�Z

Ünler YaylasÝ Pb-Zn yataklarÝ; DoÛu Karadeniz B�lgesiÕnin i� kesimlerinde yaygÝn olarak g�zlenen damar tipi ya-taklarÝn tipik �rneklerindendir. Y�rede, �st Kretase yaßlÝ volkanitler, Tersiyer yaßlÝ Granitoyitler, Eosen ve Pliyo-Kuvaterner yaßlÝ volkanitler y�zeylemektedir. Y�redeki kurßun-�inko yataklarÝ; �st Kretase yaßlÝ volkanitler i�inde,yaklaßÝk D-B doÛrultulu ve �� cevher damarÝ ßeklinde olup, bu damarlar yaklaßÝk olarak KB-GD doÛrultulu faylar-la kesilip �telenmißlerdir. Üncelenen �rneklerde cevher minerali olarak; sfalerit, galenit, pirit, kalkopirit, fahlerz veender olarak da kalkosin ve kovellin, gang minerali olarak ise kuvars ve kalsit g�zlenmiß olup sfalerit ve galenit enyaygÝn cevher mineralleridir. Opak cevher mineralleri, en son evrede olußmuß kuvars kristalleri arasÝndaki boßluk-larda kristallenmiß olup, kuvarslardan daha sonra olußmußlardÝr. Sfalerit ve galenitlerdeki k�k�rt izotoplarÝ bileßimi(δ 34S); -3.9 ile +0.4 ä CDT arasÝnda deÛißmekte olup, bu deÛerlerden yararlanÝlarak, hidrotermal ��zeltilerdekiH2SÕin izotopsal bileßiminin -5.0 ä civarÝnda olduÛu hesaplanmÝßtÝr. Bu k�r�kt izotoplarÝ deÛerleri doÛrudan maÛ-matik faaliyetlerle ilißkili deÛerlere g�re hafif olup, s�lf�rl� minerallerin bileßimindeki k�k�rt�n y�redeki TersiyeryaßlÝ granitoyitler ve gen� volkniklerle doÛrudan ilißkili maÛmatik k�enli k�k�rt olmaktan daha �ok, epijenetik hid-rotermal ��zeltilerce �st Kretae yaßlÝ volkanik kaya�lardan ��z�lm�ß k�k�rt olduÛu kabul edilebilir. Mineral oluß-turucu ��zeltiler i�indeki suyun oksijen izotoplarÝ bileßimi, kuvarslarda analiz edilmiß δ 18O deÛerleri ve sÝvÝ kapa-nÝm incelenmeleri sÝrasÝnda �l��lm�ß homojenleßme sÝcaklÝÛÝ deÛerleri kullanÝlarak hesaplanmÝßtÝr. Bu hesapla-nan δ 18O (+4.2 ile +6.7ä; SMOW) deÛerleri ve sÝvÝ kapanÝmlarÝnda analiz edilmiß δ D deÛerleri (-83.0 ile -59.0ä;SMOW), δ 18O -δ D diyagramlarÝ �zerinde maÛmatik k�kenli su kutusu i�inde veya meteorik su �izgisi tarafÝndakonumlanmakta olup mineral olußturucu ��zelti i�inde maÛmatik k�kenli suyun hakim olduÛu ve az miktarda me-torik suyun da karÝßmÝß olabileceÛini belirtmektedir.

Anahtar kelimeler: Ünler YaylasÝ (Giresun), kararlÝ izotoplar jeokimyasÝ, kurßun-�inko.

ABSTRACT

Ünler YaylasÝ lead and zinc deposits are the typical examples of the vein type lead-zinc deposits occur within theEastern Black Sea Region in Turkey. In the study area; Upper Cretceous volcanics, Tertiary granitoids, Eoceneand Plio-Quaternary aged volcanics are outcropped. Ore deposit are developed as ore veins along the the faultsin the Upper Cretaceous volcanics. Three ore veins in E-W direction were identified and they were cut and disp-laced by NW-SE trending faults. Microscopic studies revealed that the ore veins contain sphalerite, galena, pyri-te, chalcopyrite, fahlore group minerals, chalcosite and covellite as ore minerals, and quartz and calcite as gan-gue minerals. Sphalerite and galena are dominant. Opaque minerals occur among the quartz crystals. This indi-cates that suifide mineralisation occurred later than quartz crystalization. The sulphur isotope composition (δ 34S)of sphalerite and galena ranges from -3.9 to +0.4 ä CDT and that of H2S in hydrothermal fluids was calculatedaround -5.0 ä. These sulphur isotope values are light compared to that of direct magmatic activities and it maybe assumed that the sulphur in the sulfide minerals was possibly leached from the Upper Cretaceous volcanics byepigenetic hydrothermal fluids, rather than having direct magmatic relation to Tertiary granitoids and the youngervolcanics occuring in the area. The oxygene isotope composition of the water in the mineralising fluid was calcu-

Yerbilimleri, 27 (2003), 75-84Hacettepe �niversitesi Yerbilimleri Uygulama ve AraßtÝrma Merkezi B�lteniBulletin of Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

A. G�k�eE-mail: gokce@cumhuriyet.edu.tr

76 Yerbilimleri

GÜRÜÞ

Ünler YaylasÝ Pb-Zn yataklarÝ; DoÛu KaradenizB�lgesiÕnin i� kesimlerinde yaygÝn olarak g�zle-nen damar tipi yataklarÝn tipik �rneklerinden bi-risi olup, Giresun iline baÛlÝ Þebinkarahisar il�e-sinin yaklaßÝk olarak 20 km kuzeybatÝsÝnda, Tu-takdaÛÝ y�resinde yeralmaktadÝr (Þekil 1). ÜnlerYaylasÝ Pb-Zn yataklarÝnÝn �eßitli jeolojik �zellik-leri, TutakdaÛÝ Y�resiÕndeki diÛer yataklar ilebirlikte, deÛißik araßtÝrmacÝlarca incelenmißtir.�alapkulu ve Ayan (1982), Etir YaylasÝ florit da-marlarÝnÝn �st Kretase andezitik volkanitlerii�inde K 10¡ B Ð K 40¡ B doÛrultusundaki �atlaksistemlerine yerleßmiß olarak, iki aßamada oluß-tuÛunu ileri s�rm�ßlerdir. AraßtÝrmacÝlar, birinciaßamada yeßil florit, sfalerit, galen, tennantit vekalkopiritlerin, ikinci aßamada ise pembe ve morfloritlerin olußtuÛunu d�ß�nmektedirler. �alap-kulu ve Ayan (1982) sfalerit ve floritlerde yapmÝßolduklarÝ sÝvÝ kapanÝm �alÝßmalarÝnda, 150 -200¡C arasÝnda deÛißen homojenleßme sÝcaklÝ-ÛÝ deÛerleri �l�m�ßlerdir. KaraoÛlu (1985) ile�alapkulu ve KaraoÛlu (1987), Ünler YaylasÝ Pb-Zn yataklarÝnda yaptÝklarÝ sÝvÝ kapanÝm incele-melerinde, 150 - 290¡C arasÝnda deÛißen ho-mojenleßme sÝcaklÝÛÝ deÛerleri �l�m�ßler vecevher damarlarÝnÝn mezotermal ve epitermalkoßullarda olußtuklarÝnÝ ifade etmißlerdir. Þaß-maz (1993) ile Þaßmaz ve SaÛÝroÛlu (1994 a veb), TutakdaÛÝ y�resindeki cevherleßmelerin �stKretase yaßlÝ volkanitler i�inde ve geniß bir alte-rasyon zonu boyunca damarlar ßeklinde oluß-tuklarÝnÝ, cevher minerali olarak; sfalerit, galenit,pirit, kalkopirit, fahlerz, ender olarak da kalko-sin, kovellin, enarjit, pirotin, linneit, tetradimit,klaprotit, altait, nabit Au ve manyetit i�erdikleri-ni, cevherleßmeler �evresinde yoÛun hidroter-mal alterasyon g�zlendiÛini ve hidrotermal ��-zeltilerin olußumunda Paleosen yaßlÝ granitoyit-lerin etkili olduÛunu belirtmektedirler. Son ola-rak, G�k�e ve Bozkaya (2002) tarafÝndan bu ya-taklarÝn jeolojik �zellikleri yeniden deÛerlendiril-miß, yataklanma ßekilleri, mikroskopik �zellikle-

ri, sÝvÝ kapanÝm �zellikleri ve kararlÝ izotoplar je-okimyasÝ �zellikleri incelenmißtir.

G�k�e ve Bozkaya (2002) tarafÝndan yapÝlan sÝ-vÝ kapanÝm incelemelerinde, kuvars kristallerininolußumu sÝrasÝnda; sÝcaklÝÛÝ ve tuzluluÛu y�k-sek, bileßim olarak CaCl2, MgCl2 ve NaCl i�e-ren, s�lf�rl� minerallerin olußumu sÝrasÝnda; sÝ-caklÝÛÝ ve tuzluluÛu orta, bileßim olarak MgCl2,NaCl, FeCl2 gibi tuzlarÝ i�eren, daha sonraki ev-relerde ise; sÝcaklÝÛÝ ve tuzluluÛu d�ß�k, NaCl,Na2CO3, NaHCO3, Na2SO4 ve KCl gibi tuzlarÝi�erebilecek, �� farklÝ �zellikte ��zeltinin etkiliolduÛu belirlenmißtir.

lated using the δ 18O values analysed in quartz and homogenisation temperature values measured during the flu-id incluison studies. The calculated δ 18O values ( +4.2 to +6.7 ä (SMOW)) and δ D values analysed in inclusionfluid (-83.0 to -59.0 ä (SMOW)) plot in or at the meteoric water line side of the the magmatic water box on the δD - δ 18O diagram and indicate that mineralising fluid was dominated by magmatic water and minor amount of me-teoric water might have been mixed.

Key words: Ünler YaylasÝ (Giresun), lead-zinc, stable isotope geochemistry.

ORDU

G�M�ÞHANE

ERZÜNCAN

0 10 20

K

ANKARA

ÜSTANBUL

GÜRESUN

KARA DENÜZ

Þebinkarahisar

Þebinkarahisar

Ünceleme AlanÝ

km

K

GÜRESUN

0 200km

Þekil 1. Ünceleme alanÝnÝn yer bulduru haritasÝ.Figure1. Location map of the study area.

Bozkaya ve G�k�e 77

Bu �alÝßmada ise, y�redeki cevher damarlarÝn-dan alÝnmÝß �rnekler �zerinde yapÝlan kararlÝizotoplar (O, H ve S) jeokimyasÝ incelemelerininsonu�larÝ tartÝßÝlmakta olup, s�lf�rl� minerallerinyapÝsÝndaki k�k�rt�n ve cevher olußturucu hid-rotermal ��zeltilerdeki suyun k�keni belirlenme-ye �alÝßÝlmÝßtÝr.

YATAKLAR �EVRESÜNÜN GENEL JEOLOJÜK�ZELLÜKLERÜ

Ünceleme alanÝ, Pontidler Tektonik BirliÛiÕnin i�doÛu b�l�m�nde yeralmaktadÝr. Ünceleme alanÝyakÝn �evresinde; �st Kretase yaßlÝ volkano-sedimanter kaya�lar, Tersiyer yaßlÝ granitoyitler,Eosen yaßlÝ volkanitler, Eosen yaßlÝ filiß ��kelle-ri ve Pliyo-Kuvaterner yaßlÝ volkanitler y�zeyle-mektedir (Þekil 2). Bu birimlerin yanÝ sÝra, ince-leme alanÝ dÝßÝnda kalan kesimlerde, �st Kreta-se ve Eosen yaßlÝ sedimanter kaya�lar ile Oligo-Miyosen yaßlÝ jipsli ��keller de g�zlenmektedir(Þaßmaz,1993).

�st Kretase yaßlÝ volkano-sedimanter kaya�lar,inceleme alanÝ i�inde; riyodasitik, dasitik ve an-dezitik bileßimli lav ve piroklastikler ile temsiledilmektedir. B�lge genelinde tanÝmlanmÝß Da-sitik seriye ait bir seviye olduÛu d�ß�n�lebilir.Bu birimler, kÝsmen a�Ýk renkleri ve ileri derece-de bozunmuß olmalarÝ ile gen� birimlerden ayrÝl-maktadÝrlar.

Tersiyer yaßlÝ granitoyitler; Tutak DaÛÝÕnÝn batÝ-sÝnda y�zeylemekte ve genellikle alkali granit,granit ve siyenit bileßimli derinlik kaya�larÝ ilebunlarÝn damar kaya�larÝndan olußmaktadÝr. Bugranitoyitler, �st Kretase yaßlÝ volkano-sedi-manter kaya�larÝ keserken, inceleme alanÝ dÝ-ßÝnda kalan y�zleklerinde Eosen yaßlÝ sediman-ter kaya�lar tarafÝndan �rt�lmektedirler. Bu ne-denle, pl�tonizma yaßÝ ÒEosen �ncesiÓ ve/veyaÒ�st Kretase sonu - PaleosenÓ olarak kabul edi-lebilir.

Eosen yaßlÝ volkanitler; andezitik, bazaltik vetrakiandezitik bileßimli lav ve t�flerden olußmak-

Þekil 2. Ünceleme alanÝ yakÝn �evresinin basitleßtirilmiß jeoloji haritasÝ (Þaßmaz ve SaÛÝroÛlu, 1994aÕdan basitleß-tirilmißtir).

Figure 2.Simplified geological map of the study area and its close vicinity (simplified after; Þaßmaz and SaÛÝroÛ-lu, 1994a).

tadÝr. Belirtilen kaya� t�rleri, ardalanmalar veyanal olarak deÛißiklikler g�stermekte olup, da-ha yaßlÝ birimler �zerinde uyumsuz olarak g�z-lenmekte, Pliyo-Kuvaterner yaßlÝ volkanitler ta-rafÝndan �rt�lmektedir. Eosen volkanitleri, �stKretase volkanitlerine g�re daha az bozunmußolup, lav ßeklindeki kesimleri daha masif ve tÝkÝzyapÝlÝdÝr. Bu kaya�larda; andezitik ve bazaltikkesimler koyu renkli iken, trakiandezitik kesimlerdaha a�Ýk renklidirler. Eosen yaßlÝ filiß ��kelleri;�st Kretase yaßlÝ volkano-sedimanter kaya�lar�zerinde uyumsuz olarak ��kelmiß, sarÝmsÝ grirenkli, iyi tabakalanmalÝ kumtaßÝ-silttaßÝ-kiltaßÝardalanmasÝ ßeklinde g�zlenmektedirler.

Pliyo-Kuvaterner yaßlÝ volkanitler; Tutak Da-ÛÝÕnÝn tepe kesiminde y�zeylemekte ve dahayaßlÝ birimler �zerinde uyumsuz olarak yeral-maktadÝrlar. Bu birimler; fazla bozunmamÝß, ta-ze y�zlekler olußturmaktadÝrlar.

CEVHERLEÞMELERÜN YATAKLANMAÞEKLÜ VE MÜKROSKOPÜK �ZELLÜKLERÜ

Cevherleßmelerin Yataklanma Þekli

Tutak DaÛÝ g�neybatÝsÝnda, yaklaßÝk 1-1.5 kmgenißlikte ve 5-6 km kadar devam eden, KD-GBdoÛrultulu geniß bir alterasyon zonu i�inde da-marlar ßeklinde �ok sayÝda cevherleßme bulun-maktadÝr. Bu zondaki cevherleßmeler, Þaßmaz(1993) tarafÝndan; Ünler YaylasÝ, Meked�z�, De-rek�y ve S�bak Cevherleßmeleri ßeklinde d�rtsekt�re ayrÝlarak incelenmißlerdir. Bu �alÝßma-nÝn saha incelemelerinin yapÝldÝÛÝ yÝllarda, yal-nÝzca Ünler YaylasÝ y�resindeki cevherleßmelerißletildiÛi i�in, bu cevherleßmeler incelenebilmiß-lerdir.

Y�rede, �st Kretase yaßlÝ volkanitler i�inde,yaklaßÝk D-B doÛrultulu, �� cevher damarÝ belir-lenmiß olup, bu damarlar yaklaßÝk olarak KB-GDdoÛrultulu faylarla kesilip �telenmißlerdir (Þekil3). Cevherleßmeler �evresindeki yan kaya�lar-da; silisleßme, limonitleßme, kloritleßme, killeß-me ve epidotlaßma yaygÝndÝr.

Belirlenmiß cevher damarlarÝ Þekil 3Õde D1, D2ve D3 simgeleri ile g�sterilmiß olup, F1 ve F2faylarÝ arasÝnda kalan kesimlerinde �retim yapÝl-makta, diÛer kesimlerinde ise �retim faaliyeti bu-lunmamaktadÝr.

D1 damarÝ: Bu damar y�zeyde, kuvars, limonitve hematit i�eren bir demir ßapka zonu ßeklindeg�zlenmektedir. Karadeniz ocaÛÝ olarak isimlen-dirilmiß kÝsa mesafeli bir galeri i�inde, cevherdamarÝnda �zellikle pirit ve kalkopiritin zengin-leßtiÛi, az miktarlarda galenit ve sfaleritin de bu-lunduÛu g�zlenmißtir. Cevher damarÝnÝn doÛrul-tusu yaklaßÝk olarak D-B olup, eÛimi 85¡K ile85¡G arasÝnda deÛißmektedir. Cevher damarÝ-nÝn kalÝnlÝÛÝ 0.7 m ile 2.0 m arasÝnda deÛißmek-tedir. DamarÝn alt seviyelerinin sondajlarla (DS-89/6,7, DS-90/ 3,4,5,6,7 gibi) araßtÝrÝldÝÛÝ, ancakißletilebilir �zellikte bir zenginleßme saptanama-dÝÛÝ belirtilmektedir (Berkman, 1992).

D2 ve D3 damarlarÝ: Bu damarlar; AßcÝ OcaÛÝolarak bilinen yerde, aralarÝnda 50 m kadaruzaklÝk bulunan, birbirine paralel iki cevher da-marÝdÝr. Y�zeyde; kuvars, limonit ve hematit i�e-ren bir demir ßapka zonu ßeklinde g�zlenmekte-dirler. 1910 m, 1880 m, 1803 m ve 1725 m kot-larÝndan a�ÝlmÝß kat galeriyle (1992 yÝlÝna kadar)�retim yapÝlmÝßtÝr. �zellikle 1990 ve 1992 yÝlla-rÝnda deÛißik tarihlerde bu makalenin yazarlarÝtarafÝndan yapÝlan incelemeler sÝrasÝnda 1803 mve 1725 m kat galerinde ve ara katlarÝnda g�z-lemler yapÝlmÝß ve �rnekler alÝnmÝßtÝr (Þekil 4).

Bu katlarda cevher damarlarÝ, yaklaßÝk D-B doÛ-rultulu ve 45 ile 60¡ arasÝnda deÛißen deÛerlerleKÕye eÛimli, kalÝnlÝklarÝ 0.5 m ile 3.0 m arasÝndadeÛißen ve s�lf�rl� mineral zenginleßmeleri i�e-ren kuvars damarlarÝ ßeklindedirler. �st seviye-lerinde galenit ve sfalerit hakim iken derine doÛ-ru pirit ve kalkopirit i�erikleri artmaktadÝr. Kuvars-lÝ zonlarÝn kalÝnlÝÛÝ yer yer 8 mÕ yi bulmaktadÝr.

Cevherleßmelerin Mikroskopik �zellikleri

Saha incelemeleri sÝrasÝnda y�zeyden ve ißlet-me galerilerinden alÝnan cevher �rneklerindenince kesit ve parlatma bloklarÝ hazÝrlanarak, alt-tan ve �stten aydÝnlatmalÝ polarizan mikroskopy�ntemleri ile incelenmißlerdir. Üncelenen �rnek-lerde cevher minerali olarak; sfalerit, galenit, pi-rit, kalkopirit, fahlerz ve ender olarak da kalkosinve kovellin g�zlenmißtir. Sfalerit ve galenit enyaygÝn cevher mineralleridir. Kalkopiritler, ge-nellikle sfaleritler i�inde benekli ayrÝßÝmlar halin-de olup, baÛÝmsÝz ve b�y�k boyutlu kristalleriender olarak g�zlenmektedir. Fahlerz yer yer�ok zenginleßmektedir. Pirit ise �z ßekilli kristal-ler halinde, �ok yaygÝn olarak g�zlenmektedir.

78 Yerbilimleri

Þaßmaz (1993) ile Þaßmaz ve SaÛÝroÛlu (1994ave b) tarafÝndan yapÝlan araßtÝrmalarda bu mine-rallerin yanÝ sÝra, enarjit, pirotin, linneit, tetradi-mit, klaprotit, altait, nabit Au ve manyetit gibi mi-nerallerin de bulunduÛu belirtilmektedir.

Gang minerali olarak; kuvars ve kalsit g�zlen-mißtir. AyrÝca, ileri derecede karbonatlaßmÝß velimonitleßmiß yan kaya� kÝrÝntÝlarÝ cevher da-marlarÝnÝn yaygÝn bileßenleridir. Kuvarslar 3farklÝ b�y�kl�kte kristaller halinde g�zlenmekteolup, iri kristaller �atlaklarÝn kenar kÝsÝmlarÝnda,en k���k kristaller ise �atlaklarÝn en i� kesimle-rinde olußmußlardÝr. Bu durum, kuvarslarÝn 3farklÝ evrede olußtuklarÝ ßeklinde yorumlanabilir.

Kalsitler ise yer yer b�y�k kristaller halinde, yeryer ise kuvarslÝ zonlarÝ kesen ince damarcÝklarhalinde g�zlenmektedirler. Opak cevher mine-ralleri, �zellikle k���k kuvars kristalleri arasÝn-daki boßluklarda kristallenmiß olup, kuvarslar-dan daha sonra olußtuklarÝ s�ylenebilir.

K�K�RT ÜZOTOPLARI JEOKÜMYASI

�rnekleme ve Analiz Y�ntemleri

K�k�rt izotoplarÝ analizleri, saha incelemeleri sÝ-rasÝnda cevher damarlarÝndan alÝnmÝß bazÝ �r-neklerden ayrÝlmÝß saf sfalerit ve galenit kristal-leri �zerinde yapÝlmÝßtÝr. Mineral ayÝrma ißlemle-

Bozkaya ve G�k�e 79

.17

00

1750

Ünler YaylasÝ

F1 F2

F3

Karadeniz OcaÛÝ

AßcÝ OcaÛÝ

Yarar OcaÛÝ

1800

1850

1900

0 50

D3

D2

D1

D1

D2

D3

D1

D2

D3

KÞantiye BinasÝ

1803 m katÝ

1725 m katÝ

50

95

o

o

50o

55o

85o

v

v

v v v

v

v vv

v

v v

v v v

v

v

v

vv

vv

v 50o

�st Kretase volkanitleri

Cevher damarlarÝ (D1, D2, D3)

EÛim atÝmlÝ normal faylar

Cevher damarlarÝnÝn konumlarÝ

Galeri giriß yerleri

m

Þekil 3. Ünler YaylasÝ y�resinde Pb-Zn cevherleßmelerinin konumu.Figure 3. Position of the Pb-Zn deposits in the Ünler YaylasÝ.

ri; �rnekler kÝrÝlÝp �Û�t�ld�kten sonra, serbest-leßmenin en iyi olduÛu Ò-250 - +125 mikronÓ ta-ne boyu fraksiyonu iyice yÝkanmÝß stereo mik-roskop altÝnda elle se�me ve aÛÝr sÝvÝ y�ntemle-ri ile ger�ekleßtirilmißtir.

Saf sfalerit ve galenit mineral �rnekleri, agat ha-vanda �Û�t�lerek toz haline getirildikten sonra;bir kÝsmÝ ÜngiltereÕde NERC Üzotop JeokimyasÝLaboratuvarlarÝnda, bir kÝsmÝ ise Nevada �ni-versitesi Jeolojik Bilimler B�l�m� KararlÝ Üzotop-lar JeokimyasÝ laboratuvarlarÝnda analiz edil-mißlerdir. Her iki laboratuvarda da kullanÝlany�ntemler birbirine yakÝn olup, s�lf�rl� mineral-ler CuO ile kavrularak bileßimlerindeki k�k�rtSO2 gazÝna d�n�ßt�r�lmekte ve 34S/32S oranla-rÝ izotop oran tipi k�tle spektrometlerinde analizedilmektedir. Analiz sonu�larÝ, δ 34S CDT ßeklin-de ifade edilmekte olup, �izelge 1Õde toplu hal-de g�r�lmektedir. Her iki laboravurda da analiz-lerdeki hata payÝnÝn ± 0.2 äÕden daha az oldu-Ûu belirtilmektedir.

Analiz Sonu�larÝnÝn DeÛerlendirilmesi

�rneklerin δ 34S deÛerleri, -3.9 ile +0.4 ä CDTarasÝnda deÛißmekte olup, aynÝ �rneklere aitsfalerit ve galenitler arasÝndaki izotopsal farklÝ-

lÝk, bu iki mineral arasÝnda Ohmoto ve Rye(1979) tarafÝndan belirlenmiß izotopsal ayrÝm-lanma y�n�ne uyumluluk g�stermektedir. Buminerallere ait deÛerlerden yararlanÝlarak veOhmoto ve Rye (1979) tarafÝndan belirlenmißizotopsal ayrÝmlanma eßitlik ve grafikleri kullanÝ-larak hidrotermal ��zeltilerdeki H2SÕ in izotopsalbileßiminin -5.0 ä civarÝnda olduÛu hesaplan-mÝßtÝr. Bu deÛerler doÛrudan maÛmatik k�kenli(y�redeki pl�tonik sokulumla veya gen� volkanikfaaliyetlerle doÛrudan ilißkili) ��zeltilerdekiH2SÕin k�k�rt izotoplarÝ bileßimine g�re biraz ha-fif olup, epijenetik hidrotermal ��zeltilerce y�re-deki �st Kretase yaßlÝ volkanik kaya�lardan �n-celikle ��zeltiye ge�ecek hafif k�k�rt izotoplarÝbileßimi ile uygunluk g�stermektedir. DolayÝsÝy-la, sfalerit ve galenitin bileßimindeki k�k�rt�n�evrede bulunan granitoyitik ve gen� volkanikkaya�larla doÛrudan ilißkili olmaktan daha �ok,daha sonra ortama gelen hidrotermal ��zeltiler-ce �st Kretase yaßlÝ volkanik kaya�lar i�inde bu-lunan k�k�rt�n hafif izotopsal bileßimli kÝsmÝnÝn�ncelikle ��z�lmesi ßeklinde kaynaklanmÝßmaÛmatik k�kenli k�k�rt olduÛu kabul edilebilir.

ÞT-6 ve 20 nolu �rneklere ait sfalerit - galenit�iftlerinin δ 34S deÛerlerinden itibaren Ohmotove Rye (1979) tarafÝndan �nerilmiß eßitlikler kul-

80 Yerbilimleri

D2 damarÝ

29 28 27 2625

24 23

222120

1 2 3 4 5 6 7 8

10111213

1725 m katÝ

1880 m katÝ

1803 m katÝ

1910 m katÝ

0 10

K

Galenit-sfaleritdamarcÝklarÝ i�erenkuvars zonu

55 Ko

50o

55o

1803 m

Üßletme galerileri ve giriß kotu

Cevher damarlarÝ

50o

Cevher damarlarÝnÝn konumu

F2

EÛim atÝmlÝ normal fay

D2 damarÝ

D3 damarÝ

D3 damarÝ(?)

F2

+_

27

1-29

�rnek yerleri ve numaralarÝ

m

Þekil 4. Üßletme galerilerinde D2 ve D3 damarlarÝnÝn konumu ve �rnek yerleri.Figure 4.Position of D2 and D3 veins and sampling locations in the mining galleries.

Bozkaya ve G�k�e 81

�izelge 1. Ünceleme alanÝndaki cevher damarlarÝn-dan alÝnmÝß �rneklerden ayrÝlmÝß sfalerit vegalenit kristallerinin k�k�rt izotoplarÝ bile-ßimleri.

Table 1. Sulphur isotope compositions of sphaleriteand galena taken from the veins in the studyarea.

�rnek No. Mineral δ 34Sä CDT

ÞT-1 (*) Galenit -3.9ÞT-6 (*) Sfalerit -2.0ÞT-6 (*) Galenit -3.9ÞT-10 (**) Sfalerit +0.4ÞT-20 (*) Sfalerit 0.0ÞT-20 (*) Galenit -1.7ÞT-21 (**) Sfalerit -0.4ÞT-24 (**) Sfalerit -0.5ÞT-25 (**) Sfalerit -0.8ÞT-25 (**) Galenit -1.9

* NERC KararlÝ Üzotoplar JeokimyasÝ laboratuarla-rÝnda analiz edilmiß �rnekler (Samples analysedat Stable Isotope Geochemistry Laboratories ofNERC).

** Nevada �niv. KararlÝ Üzotoplar JeokimyasÝ Labo-ratuvarlarÝnda analiz edilmiß �rnekler (Samplesanalysed at Stable Isotope Geochemsitry Labora-tories of Nevada Univ.).

lanÝlarak k�k�rt izotoplarÝ jeotermometresi sÝ-caklÝk deÛerleri 343.6 ve 378.9 ¡C olarak hesap-lanmÝßtÝr.

OKSÜJEN VE HÜDROJEN ÜZOTOPLARIJEOKÜMYASI

�rnekleme ve Analiz Y�ntemleri

Oksijen ve hidrojen izotoplarÝ jeokimyasÝ, sÝvÝkapanÝm incelemelerinin sonu�larÝ da dikkatealÝnarak, cevher damarlarÝndan alÝnmÝß bazÝ �r-neklerden ayrÝlmÝß kuvars kristalleri �zerinde in-celenmißtir. �rnekler kÝrÝlÝp �Û�t�ld�kten sonradeÛißik tane boyu fraksiyonlarÝna ayrÝlmÝß, ser-bestleßmenin en iyi olduÛu tane boyu fraksiyo-nu (-600 - +400 mikron aralÝÛÝ) iyice yÝkandÝktansonra stereo mikroskop altÝnda se�me ve aÛÝrsÝvÝ y�ntemleri ile kuvars taneleri ayrÝlmÝßtÝr. �r-nekler iki kÝsma ayrÝlarak, bir kÝsmÝ oksijen izo-toplarÝ analizi i�in toz haline getirilmiß, diÛer kÝs-mÝ ise hidrojen izotoplarÝ analizi i�in taneler ha-linde saklanmÝßtÝr.

Oksijen izotoplarÝ analizleri, toz haline getirilmiß�rnekler �zerinde Clayton ve Mayeda (1963) ta-rafÝndan gelißtirilmiß florlama y�ntemiyle analiz

edilmiß ve sonu�larÝ δ 18O ä (SMOW) deÛerle-ri ßeklinde ifade edilmißtir. Hidrojen izotop ana-lizleri ise kuvars kristalleri i�indeki sÝvÝ kapanÝm-larÝnda bulunan ��zeltiler ÝsÝyla serbestleßtirmey�ntemiyle serbestleßtirlerek, �retilen su buharÝhidrojen gazÝna d�n�ßt�r�ld�kten sonra analizedilmißler ve sonu�larÝ δ D (SMOW) deÛerlerißeklinde ifade edilmißtir.

Analizler, Nevada �niversitesi Jeolojik BilimlerB�l�m� KararlÝ Üzotoplar JeokimyasÝ laboratu-varlarÝnda; devamlÝ akÝß tipi, Eurovector 3000model elemental analiz�r baÛlanmÝß, Micro-mass IsoPrime marka, izotop oran tipi k�tlespektrometresi kullanÝlarak yapÝlmÝßtÝr. Analiz-lerdeki hata paylarÝ; oksijen i�in ± 0.15 ä, hid-rojen i�in ise ± 1 ä olarak belirlenmißtir. Analizsonu�larÝ, �izelge 2Õde toplu halde verilmißtir.

Analiz Sonu�larÝnÝn DeÛerlendirilmesi

�rneklerin δ 18O deÛerleri, +11.9 ile +12.9 äarasÝnda deÛißmekte olup, maÛmatik kaya�laraait deÛerlerle (�rneÛin; Hoefs, 1984) uyum ha-lindedir. Bu durum, kuvarslar i�in gerekli silisin�evrede bulunan pl�tonik kaya�lardan gelmißve/veya daha sonraki hidrotermal ��zeltiler ta-rafÝndan volkanik yan kaya�lardan ��z�lm�ßolabileceÛini d�ß�nd�rmektedir.

SÝvÝ kapanÝmlarÝ i�inde hapsolmuß ve kuvarslar-la denge halinde olduÛu d�ß�n�len hidrotermal��zeltilere ait suyun δ 18O deÛerleri, sÝvÝ kapa-nÝmlarÝnda �l��lm�ß sÝcaklÝk deÛerleri dikkatealÝnarak, Sharp ve Kirschner (1994) tarafÝndangelißtirilmiß eßitlikten hesaplanmÝßtÝr. Bu hesap-lanmÝß δ 18O deÛerleri +4.2 ile +6.7 ä (SMOW)arasÝnda deÛißmektedir. SÝvÝ kapanÝmlarÝ i�indehapsolmuß suyun δ D deÛerleri ise -83.0 ile-59.0 ä arasÝndadÝr.

Belirlenmiß bu oksijen ve hidrojen izotop deÛer-leri, δ 18O - δ D diyagramÝ �zerine yerleßtirildi-Ûinde, hidrotermal ��zeltilerdeki suyun maÛma-tik k�kenli su alanÝ i�inde veya meteorik su �iz-gisi tarafÝnda (formasyon suyu alanÝ i�inde) ko-numlandÝklarÝ g�r�lmektedir (Þekil 5). Benzersonu�lar, �eßitli �alÝßmalarda maÛmatik ve me-teorik sularÝn karÝßÝmÝ veya meteorik su Ð maÛ-matik kaya� etkileßimi ßeklinde a�ÝklanmÝßtÝr(�rneÛin Criss and Taylor, 1983; G�k�e vd.,1993; Campbell ve Larson, 1998; G�k�e ve Spi-ro, 2002). Bu �alÝßmadaki deÛerlerin maÛmatik

su alanÝna �ok yakÝn olmalarÝ nedeniyle, hidro-termal ��zeltiler i�inde maÛmatik k�kenli sularÝnegemen olduÛu, �ok az da olsa, y�zeysel k�-kenli sularÝn da karÝßmÝß olabileceÛi s�ylenebilir.

SONU�LAR

TutakdaÛÝ y�resinde g�n�m�zde ißletilmekteolan Pb-Zn yataklarÝ Ünler YaylasÝ y�resinde bu-lunmakta olup, y�redeki yataklar; �st KretaseyaßlÝ volkanik kaya�lar i�inde, fay zonlarÝ boyun-ca olußmuß damar tipi yataklardÝr. Cevherleß-meler; Azak-Yarar OcaÛÝ zonu, AßcÝ OcaÛÝ zonuve Karadeniz OcaÛÝ zonu olmak �zere, �� farklÝ

zon halinde olußmußlardÝr. Bu zonlar, birbirineparalel olarak olußmuß, D-B doÛrultulu, �� cev-her damarÝnÝn KD-GB doÛrultulu faylarla d�ßeyy�nde �telenmiß b�l�mleri olarak d�ß�n�lm�ß-lerdir.

Cevher damarlarÝnda gang minerali olarak ku-vars ve kalsit, cevher minerali olarak ise sfalerit,galenit, pirit, kalkopirit, fahlerz ve ender olarakda kalkosin ve kovellin g�zlenmißtir. Kuvarslar�� farklÝ b�y�kl�kte kristaller halinde g�zlen-mekte olup, en iri kristaller �atlaklarÝn kenar kÝ-sÝmlarÝnda, en k���k kristalli olanlarÝ ise �atlak-larÝn en i� kesimlerinde olußmußlardÝr. Bu du-

82 Yerbilimleri

-150

-100

-50

0

-20 -10 0 10 20

Meteorik su

Deniz suyu

Formasyon suyu

Birincil magmatik su

Metamorfik su

d D % 0

d O %018

ÞT-10ÞT-21

ÞT-25

ÞT-20ÞT-6

Þekil 5. Cevher olußturucu ��zeltilerdeki suyun δ D - δ 18O diyagramÝndaki konumlarÝ.Figure 5. Plots of the water within the mineralizing fluid on the δ D - δ 18O diagram.

�izelge 2. Kuvars kristallerinin ve sÝvÝ kapanÝmlarda hapsolmuß suyun hidrojen ve oksijen izotoplarÝ bileßimi.Table 2. Hydrogene and oxygene isotope compositions of the quartz and inclusion fluids.

�rnek No. KapanÝm suyunun KuvarslarÝn Ortalama 103 ln α KapanÝm suyununδ D DeÛerleri δ 18O DeÛerleri Homojenleßme δ 18O DeÛerleri(ä SMOW) (ä SMOW) sÝcaklÝklarÝ (¡C) (ä SMOW)

ÞT-6 -61 12.9 288.9 8.7 +4.2ÞT-10 -69 11.9 352.5 6.4 +5.5ÞT-20 -59 12.8 302.7 7.4 +5.4ÞT-21 -81 12.5 351.4 5.8 +6.7ÞT-25 -83 12.1 327.3 6.4 +5.7

rum, kuvarslarÝn �� farklÝ evrede olußtuklarÝ ßek-linde yorumlanabilir. Kalsitler ise; yer yer b�y�kkristaller halinde g�zlenirken, yer yer kuvarslÝzonlarÝ kesen ince damarlar halinde g�zlenmek-tedirler. Opak cevher minerallerinin �zellikle k�-��k kristalli kuvarslar i�inde gelißtikleri g�r�l-mektedir.

K�k�rt izotoplarÝ jeokimyasÝ incelemelerinde;sfalerit ve galenitlere ait δ 34S deÛerleri, -3.9 ile+0.4 ä CDT arasÝnda deÛißmekte olup, aynÝ �r-neklere ait sfalerit ve galenitler arasÝndaki izo-topsal farklÝlÝk, bu iki mineral arasÝndaki izotop-sal ayrÝmlanma y�n�yle uyumludur. Bu mineral-lere ait deÛerlerden yararlanÝlarak, hidrotermal��zeltilerdeki H2SÕin izotopsal bileßiminin -5.0 äcivarÝnda olduÛu hesaplanmÝßtÝr. Bu deÛerler,doÛrudan maÛmatik k�kenli (y�redeki pl�tonikve volkanik kaya�larla ilißkili) ��zeltilerdekiH2SÕin k�k�rt izotoplarÝ bileßimine g�re daha ha-fif olup, doÛrudan maÛmatik k�kenli olduÛunus�ylemek zordur. Bu nedenle, sfalerit ve galeni-tin bileßimindeki k�k�rt�n �evrede bulunan gra-nitoyitik ve gen� volkanik kaya�larla doÛrudanilißkili olmaktan daha �ok daha sonra ortama ge-len hidrotermal ��zeltilerce �st Kretase yaßlÝvolkanik kaya�lar i�inde bulunan k�k�rt�n hafifizotopsal bileßimli kÝsmÝnÝn �ncelikle ��z�lmesißeklinde kaynaklanmÝß maÛmatik k�kenli k�k�rtolduÛu kabul edilebilir. ÞT-6 ve 20 numaralÝ �r-neklere ait sfalerit - galenit �iftlerinin δ 34S de-Ûerlerinden itibaren, k�k�rt izotoplarÝ jeotermo-metresi sÝcaklÝk deÛerleri 343.6 ve 378.9 ¡C ola-rak hesaplanmÝß olup, �zellikle birincil sÝvÝ kapa-nÝmlarÝnda �l��lm�ß homojenleßme sÝcaklÝÛÝdeÛerlerine benzerlik g�stermektedir.

Oksijen ve hidrojen izotoplarÝ jeokimyasÝ incele-meleri; sÝvÝ kapanÝmlarÝ i�inde hapsolmuß hidro-termal ��zeltilere ait suyun maÛmatik k�kenli sualanÝ i�inde veya meteorik su �izgisi tarafÝnda(formasyon suyu alanÝ i�inde) konumlandÝklarÝnÝg�stermektedir. Bu durum, cevher olußturucuhidrotermal ��zeltiler i�inde maÛmatik k�kenlisularÝn egemen olduÛunu, �ok az da olsa y�zey-sel k�kenli sularÝn da karÝßmÝß olabileÛini g�s-termektedir.

Sonu� olarak, y�redeki damar tipi cevherleßme-lerin; i�inde yerleßtikleri fay zonlarÝnÝn olußu-mundan sonra, yakÝnlarÝnda bulunan TersiyeryaßlÝ granitoyitler ile doÛrudan ilißkili veya mete-orik su ile karÝßmÝß maÛmatik k�kenli hidroter-

mal ��zeltilerce �evredeki �st Kretase yaßlÝ vol-kanik kaya�lardan ��z�lm�ß metal iyonlarÝnÝnve k�k�rt�n fay zonlarÝ boyunca ��keltilmelerißeklinde olußtuklarÝ s�ylenebilir.

KATKI BELÜRTME

Bu �alÝßma, M-194 Nolu proje kapsamÝnda,Cumhuriyet �niversitesi Bilimsel AraßtÝrma Pro-jeleri Destekleme KomisyonuÕnca desteklenmiß-tir. Yazarlar; saÛlanan maddi destek i�in ilgiliKomisyon BaßkanlÝÛÝÕna, saha �alÝßmalarÝ sÝra-sÝndaki katkÝlarÝ i�in BER-ONER MadencilikA.Þ. yetkililerine ve �alÝßanlarÝna, izotop analiz-leriyle ilgili katkÝlarÝ i�in baßta Dr. Greg B. ARE-HART ve Dr. Baruch SPIRO olmak �zere Nerc(Üngiltere) ve Nevada �niversitesi (ABD) Üzotop-lar JeokimyasÝ Laboratuvar sorumlularÝna ve �a-lÝßanlarÝna teßekk�r� bor� bilir.

KAYNAKLAR

Berkman, H., 1992. S�zl� g�r�ßme. TutakdaÛÝ Ma-den Üßletmesi,Þebinkarahisar.

Campbell, A.R., and Larson, F.B., 1998. Introductionto stable isotope applications in hydrother-mal systems. In Richards, J.P., and Lar-son, P.B., (eds.). Techniques in Hydrother-mal Ore Deposits Geology; Reviews inEconomic Geology, 10, 173-193.

Clayton, R.N., and Mayeda, T.K., 1963. The use ofbromine pentafluoride in the extraction ofoxygen from oxides and silicates for isoto-pic analysis. Geochimica et Cosmochimi-ca, Acta, 27, 43-52.

Criss, R.E., and Taylor, H.P., Jr., 1983. An 18O/16Oand D/H study of the Tertiary hydrothermalsystems in the southern half of the Idahobatholith; Geological Society of AmericaBulletin, 94, 640-663.

�alapkulu, F. ve Ayan, Z., 1982. Etir yaylasÝ Þebinka-rahisar fluorit zuhurunun mineralojisi veolußumunun sÝvÝ kapanÝmÝ y�ntemi ile in-celenmesi. Jeoloji M�hendisliÛi, 15, 29-36.

�alapkulu, F. ve KaraoÛlu, N., 1987. Ünler YaylasÝkurßun-�inko-bakÝr cevherleßmesinin me-talojenik incelemesi. 40. T�rkiye JeolojiKurultayÝ, Bildiri �zleri KitabÝ, s.31.

G�k�e, A. ve Bozkaya, G., 2002. TutakdaÛÝ (Þebinka-rahisar-Giresun) Pb-Zn yataÛÝnÝn olußumkoßullarÝnÝn ve k�keninin araßtÝrÝlmasÝndasÝvÝ kapanÝm, iz element ve izotoplar je-okimyasÝ incelemeleri. Cumhuriyet �niver-sitesi Bilimsel AraßtÝrma Projeleri Komis-yon BaßkanlÝÛÝ Projesi, Proje No: M-194,41 s (yayÝmlanmamÝß).

Bozkaya ve G�k�e 83

G�k�e, A., and Spiro, B., 2002. Fluid-related charac-teristics of the �akmakkaya and Damar-k�y copper deposits, Northeast Turkey. In-ternational Geology Review, 44, 744-754.

G�k�e, A., Spiro, B., and Miller, M.F., 1993. Kurßunlu(Koyulhisar-Sivas) damar tipi Pb-Zn-CuyataklarÝnda mineral olußturucu hidroter-mal ��zeltilerin kararlÝ izotoplar (O, H ve C)jeokimyasÝ ve k�keni. T�rkiye Jeoloji B�l-teni, 36, 73-79.

Hoefs, J., 1984. Stable Isotope Geochemistry. Berlin-Heidelberg-New York, Springer Verlag,(3rd edition.) 241 pp.

KaraoÛlu, N., 1985. Ünler YaylasÝ (Þebinkarahisar)Pb-Zn-Cu yataklarÝnÝn jeolojisi. Dokuz Ey-l�l �niversitesi, Fen Bilimleri Enstit�s�,Y�ksek Lisans Tezi, Üzmir. (yayÝmlanma-mÝß).

Ohmoto, H., and Rye, O., 1979. Isotopes of sulphurand carbon. In Barnes, L.H., (ed.), Geoc-

hemistry of Hydrothermal Ore Deposits,New York, Wiley, 509-567.

Sharp, Z.D., and Kirschner, D.L., 1994. Quartz-calci-te oxygen isotope thermometry: a calibrati-on based on natural isotopic variations.Geochimica et Cocmochimica Acta, 58,4491-4501.

Þaßmaz, A., 1993. Tutak DaÛÝ g�neybatÝsÝndakÝ Pb-Zn yataklarÝ.. FÝrat �niversitesi, Fen Bilim-leri Enstit�s�, Doktora Tezi, ElazÝÛ, 98 s(yayÝmlanmamÝß).

Þaßmaz, A. ve SaÛÝroÛlu, A., 1994a. TutakdaÛÝ g�-neybatÝsÝndaki (Þebinkarahisar-Giresun)Pb-Zn yataklarÝ. MTA Dergisi, 116, 51-64.

Þaßmaz, A. ve SaÛÝroÛlu, A., 1994b. Ünler YaylasÝ(Þebinkarahisar -Giresun) Pb-Zn yataklarÝ.T�rkiye Jeoloji B�lteni, 37, 13-28.

84 Yerbilimleri