Ganos Fayı

Kuzey Anadolu Fayı’nın Kuzey Kolunun (Ganos Fayı)
Marmara ve Saroz Körfezi Arasındaki Kinematiği ve Evrimi

Kinematics and evolution of the Northern Branch of the North Anatolian Fault (Ganos Fault) between the Marmara Sea and the Gulf of Saros

Cenk Yaltırak*, Mehmet Sakınç**, Fazlı Y. Oktay*,

* İTÜ, Maden Fakültesi, Jeoloji Mühendisliği Bölümü, 80626 Ayazaga/Istanbul
**
İTÜ, Avrasya Yer Bilimleri Enstitüsü, 80626 Ayazaga/Istanbul

ÖZET

Günümüzde Ganos Fayı, doğudan batıya Ganos çukurunun güney kenarından Saroz Çukuru’nun kuzey kenarından geçen bir sağ yanal doğrultu atımlı faydır. Fakat geçmişte bu fayın evrimi dikkate alındığında sağ yanal yapıların erken Miyosen sonunda gelişmeye başladığı anlaşılmaktadır. Bu durumda Ganos fay sistemi Trakya-Eskişehir Fayı’ndan ayrılan bir kol olarak canlanmıştır. Aynı zamanda sağ yanal hareketle birlikte saatin ters yönüne dönen Ganos Fay Sistemi geç Pliyosen’de (3,7 my önce) Kuzey Anadolu Fayı’nın Doğu Marmara’ya ulaşmasıyla yaklaşık GBB-KDD konumuyla KAF’ın hareketini üzerine almış ve batıya kaçışın sürmesine neden olmuştur.

Bu dönemle birlikte Trakya Eskişehir Fayı aktivitesini oldukça azaltarak varlığını sadece Marmara ve güneyinde normal fay olarak sürdürmüştür. Bu esnada doğu batı Hareket eden Anadolu Bloğu Doğu Marmara’da oluşan açı farkını yenibir fay zonuyla güneyden tamamlamış benzer bir hareketi de Gelibolu Yarımadası parçası yerine Saroz çukuru kuzey sınırını izleyerek yapmıştır.

GPS hızları Trakya-Eskişehir Fayı’nın parçaları dikkate alındığında Gelibolu Yarımadasında bulunan Alçıtepe ve Conkbayırı arasındaki diskordastan üretilen atım miktarı 57-63 km 3,7-3,4 milyon yıl aralığını gösterir. Bu miktar doğu Marmara’da sismik kesitlerle yapılan haritadan 57-66 km kadar bulunmuştur. GPS hızı x 3.7 milyon yıl dan bulunan 59 km Kuzey Anadolu Fayı’nın Marmara içinden geçen kuzey kolunun atımının öngörülen sınırlar içinde kaldığı görülmektedir.

ABSTRACT

At present, the Ganos Fault is a right-lateral strike-slip fault oriented from east to west passing through southern boundary of the Ganos trough and northern boundary of the Gulf of Saros. However, taking into account its evolution, right-lateral structures started to evolve at the end of early Miocene. In that case, the Ganos fault system was born as a branch separated from Trace-Eskişehir fault. At the same time, with the arrival of the North Anatolian fault to the eastern Marmara in late Pliocene (3.7 my B.P.), SWW-NEE oriented Ganos fault system, which was rotating counterclockwise together with a right-lateral movement, took over the movement of the North Anatolian fault and did not stopped the westward escape movements. Then, the activity of the Trace-Eskişehir fault became very small and it only existed in southern Marmara as normal fault. In the same period, E-W moving Anatolian block completed the angle-difference occurred in the eastern Marmara with a new fault zone from south and it made a similar movement along the northern margin of the Gulf of Saros instead on the Gelibolu peninsula. Taking into account the GPS slip vectors and the remnants of the Trace-Eskişehir fault, the offset amount which was derived from discordance between the Alçıtepe and Conkbayırı formations on the Gelibolu peninsula indicate 57-63 km and 3.7-3.4 my. This amount was found to be 57-66 km from the seismic studies conducted in the eastern Marmara Sea. An amount of 59 km can be calculated from the production of the GPS velocity and a time span of 3.7 my. This figure readily indicates that the offset of the northern branch of the North Anatolian fault in the Marmara Sea stays within the proposed limits.

GİRİŞ

Kuzey Anadolu Fayı’nın Marmara Denizi’nin batısından Saroz Körfezi arasındaki kesimi Ganos Fay Sistemi veya zonu olarak adlandırılır (Yaltırak , 1996). Ganos Fay Sistemi (GFS), Marmara Denizi’nin batısı ile Kuzey Ege Çukurunu içine alan ana fayın kuzeyinde ve güneyinde bulunan ana faya paralel/ paralele yakın faylardan oluşmuştur (Şekil-1). Bu faylar çoğunlukla karada doğrultu atımlı ve bindirme karakterli, deniz alanlarında düsey atımlı obliktir.

Bölgede Saroz Körfezi ile Marmara Denizi arasındaki fayı ilk farkeden Gutzwiller (1923)’dir. Sieberg (1932), Ege’nin tektonik hatlarını belirlerken Saroz Grabeni adını verdiği depresyonu, GF’nın üzerinden geçirerek Marmara çukuruyla ilişkili bir yapı olarak tanıtır.

Diğer bir çalışmada Saroz Körfezi’nden başlayan, Ganos-Eksamil Fayı (Gutzwiller, 1923) Ganos Çukuru’nun içinden geçirilip diğer Marmara çukurlarını keserek geçtikten sonra İzmit’e kadar uzatılmıştır (Pınar, 1943). Pfannensteil (1944), Marmara ve çevresini konu alan makalesinde Andrussov (1890) ile Seiberg’in (1932) görüşünü birleştirerek, GFS’nin elemanlarını, doğu-batı uzanan baklava biçimli bir yapının batı ucu olarak göstermiştir. GF, Ketin’in (1948) Kuzey Anadolu Fayı’nı yanal atımlı aktif bir fay olarak tanımlamasından sonra, Pavoni’nin (1961) yaptığı çalışmada batıda çatallanan Kuzey Anadolu Doğrultu Atımlı Fayı’nın en kuzey kolu alarak görülür. Kopp vd., (1969) Trakya’da yaptığı çalışmada, GF’nı Marmara çukurlarını ortadan kesen bir fayın devamı olarak görür.

Bu yaklaşımların ardından Dewey ve Şengör (1978) Ganosdağı’nı bir sıkışma büklümü olarak tanımlamış, ardından Şengör (1979) Ganosdağı’nın Marmara Denizi tabanına bindirdiğini böylece de yükseldiğini belirtmiştir. Bu durumda Saroz Körfezi ise K-G gerilmenin olduğu ana fayın yön değiştirmesi sonucu oluşan KD-GB doğrultulu bir graben olarak değerlendirmiştir (Şengör vd., 1985). Barka’nın (1983) doğrultu atımlı fayların yön değiştirmesi ile oluşabilecek yapılar içinde tanımladığı oblik gerilmeli modelinin, Marmara içindeki sismik kesitlerle desteklenmesiyle (Barka ve Gülen, 1988) Barka ve Kadinsky-Cade’in (1988) çek-ayır (pull-apart) modeli ortaya atılır. Saner (1985) Saroz körfezi için yaptığı çalışmada ise GF’nın Gelibolu Yarımadası’nı kateden kesimlerinde doğrultu atımlı karakterini onaylayıp, sismik kesitlere göre Saroz Körfezi içinde normal fay olarak çalıştığını öne sürer. Aynı görüş bölgede çalışan Önal (1986) tarafından irdelenmiş, bölgedeki yapısal unsurların bu faya açılı olarak bir sıkışmayı da gösterdiğini söylemiştir.

Bu tartışmaların ardından çalışanlar, GF’nın Marmara uzantısını, Ganosdağı önünde bulunan Ganos Çukuru’na bağlı olarak, doğrultu atımlı faylarla, aralarında oluşmuş çek-ayır türü havzalar modeli çerçevesinde değerlendirmiştir (Erkal, 1991). Çek-ayır modelinin bazı alanlarda sismik kesitlerde tutmadığını gören Wong vd., (1995) ile Ergun ve Özel (1995) Marmara Denizi için yaptıkları çalışmalarda, asimetrik sıkışan ve genişleyen alanları sınırlayan üçgen bloklardan oluşturdukları Marmara Çukurluğu’nun uzantısı olarak gördükleri GF’nı, karada doğrultu atımlı, denizde ise Gaziköy-Kumbağ arasında normal fay olarak tanımlar. Yaltırak (1996), Marmara’nın batısında Ganos fay sistemi olarak adlandırdığı fay zonunu Kretase-Paleosen, Alt-Orta Eosen, Orta Eosen-Üst Oligosen, Alt Miyosen-Üst Miyosen, Pliyo-Kuvaterner olmak üzere beş dönemde aktif olarak bölgede var olduğunu, bu fayların denetimindeki havzaların Saroz ve Ganos çukurlarında üst üste bindiğini öne sürmüştür.

Bölge ile ilgili en son çalışmalardan bir Okay vd. (1999) tarafından yapılmış, Tekirdağ havzasının Pliyo-Kuvaterner yaşlı genç sedimanlardan oluştuğu ve çökelimin Pliyo-Kuvaterner döneminde Ganos fayı tarafından kontrol edildiği öne sürülmüştür. Bu çalışmada Ganos Fayı, Güzelköy ve civarındaki saha gözlemlerinin (Yaltırak, 1995c) tersine sismik kesitlerle dayanılarak güneye eğimli gösterilmiştir. Okay vd.’ne (1999) göre kuzeye bindiren Ganos fayı, bir yay gibi Ganos dağını elastik olarak bükmekte ve yükseltmektedir.

Bu araştırmanın ardından 17 Ağustos 1999 İzmit depremini takip eden dönemde çok sayıda araştırmanın yürütüldüğü Marmara’da Okay vd (1999 ve 2000) ile aynı verileri değerlendiren Parke vd. (1999) Ganos fayını Ganos çukurunda bitirmiştir. Yine aynı verilerle yola çıkan Le Pichon vd. (1999) Ganos Fayı’nı Marmara’yı baştanbaşa kat eden tek bir fayın uzantısı olarak değerlendirmiştir. Bu önerinin ardından Okay vd. (2000) iki fay fikrini tadil ederek doğuda çukurun kuzeyinden, orta da ortasından, batıda güneyinden geçen tek bir fay olduğunu öne sürerek bunu Ganos Fayının uzantısı olarak göstermiştir.

Son makalelerin ortak noktası Ganos Fayı’nın geometrisini karadan denize (Saroz Körfezi’ne) girdiği alandaki görüştür. Yukarıda anılan yazarlara göre Ganos fayı Gelibolu yarımadasını yalayarak geçmekte olan normal oblik sağ yanal geç Miyosen-güncel yaşlı bir yapıdır. Fakat son zamanlarda yapılan araştırmalar göstermiştir ki Kuzey Anadolu Fayı’nın Marmara Saroz kolunun (Ganos Fayı) atımı, yaşı ve gidişi ile ilgili (Marmara Denizinden geçen kısımda dahil) görüşler çoğunlukla yeteri kadar dayanaktan yoksundur.

Kuzey Anadolu Fayı (KAF)’nın kuzey kolu olarak nitelendirilen GF, KAF’ın oluşum yaşı ile eş yaşlı varsayılmaktadır (Saner, 1980; Şengör, 1979; Şengör vd., 1985; Şengör, 1990). Neotektonik dönemde Kuzey Anadolu Fayı için önerilen en erken yaş orta Miyosen’dir (Şengör, 1979; Şengör vd., 1985; Şengör, 1990). Daha sonra yapılan çalışmalarda geç Miyosen-Pliyosen sonrası olarak genel kabul görmüştür (Tatar, 1975; Barka, 1981; Hancock ve Barka, 1981; Seymen, 1975; Barka ve Gülen, 1988; Koçyiğit, 1989; Erkal, 1991; Koçyiğit vd., 1995, Okay vd, 1999; 2000). Bunlar dışında Yaltırak vd (1998); Sakınç vd (1999) Yaltırak vd (2000a.b) Ganos Fay Sisteminin erken Miyosen sonundan bu yana sağ yanal bir fay olarak var olduğunu belirtmiş, KAF ile ilişkili olduğu dönemi geç Pliyosen ve sonrası olarak belirlemiştir.

Araştırmalara göre Ganos Fay Sistemi, Trakya-Eskişehir Fayı’ndan (Sakınç vd 1999) ayrılan erken Miyosen-erken Pliyosen yaşlı sağ yanal bir fay zonu olarak erken neotektonik dönemde aktiftir (Yaltırak, 2000). Bu tür bir ilişki bugünkü Bozkurt ve Koçyiğit(1996) tarafından tanımlanan KAF ile Almus Fay Zonu arasında bulunur. Armijo vd (1999) Marmara Denizi’nin batısından Saroz Körfezini kat ederek geçen Ganos Fayı olarak adlandırılan koldaki atım miktari için ilk total atımı, 70-85 km olarak saptanmış ve ötelenmenin başlaması (Batı Marmara’da) ile ilgili 7-5 my’lık bir yaş önerilmiştir. Yaltırak vd (2000a,b) ve Yaltırak, (2000) palinspastik olarak bölgeyi modellerken GPS vektörlerini yapı denetimli dikkate alarak Ganos Fayı’nın son aktivitesine ait başlangıç yaşını 3,7-3,4 milyon yıl arasında, Ganos Fayı boyunca belirlenen GPS hızlarına göre beklenmesi gereken atım 57-63 km arasında değişen bir miktarda olduğunu öne sürmüştür. Yaltırak (2000) Doğu Marmara’yı içine alan çalışmasında TEF ve KAF ilişkisine dayanarak sismik kesitlerden ürettiği haritadan yaptığı hesaplama sonucu, Marmara Denizi içinde TEF’in KAF tarafından 57-66 km civarında ötelendiğini bulmuş, GPS hızlarına göre 3.7 milyon yılda atımın 59 km civarında olduğunu öne sürmüştür.

STRATİGRAFİ

Çalışma alanı içinde GF bir eksen olmak üzere bölgenin stratigrafisi kuzey ve güney olarak ikiye ayrılarak anlatılabilir Paleojen sonrası bölgenin stratigrafisi her ne kadar büyük farklılıklar göstermese de fayların aktivitesine işaret eden çökel kalınlıkları açısından önemli farklar içerir. Bu da fasiyeslerin yanal olarak değişimi ile sahada olduğu kadar kuyularda da gözlenir (Şekil-1b, 2).

Ganos Fayı’nın Kuzeyi

Bölgede Neojen çökelimi Keşan’ın güneyinde orta Miyosen’de çökelmiş (Ünay ve Brujin, 1984), akarsu ürünü kumtaşları ile başlar bulunur. Saroz Körfezi’nin kuzeyinde (Enez-Erikli) göl ve menderesli akarsu ürünü çamurtaşlarıyla başlayan istif, geç Miyosen -erken (?) Pliyosen döneminde çökelmiş, sığ denizel kırıntılarla arakatkılı kireçtaşları birimlerle sona erer (Ternek, 1949; Saner, 1985; Sakınç vd., 1995; Sakınç vd 1999). Trakya’nın orta kesimlerinde Neojen birimleri ile arakatkılı olarak küçük mostralar veren orta ve geç Miyosen dönemlerindeki volkanizma ürünü bazaltlar, bu dönemde görülen yegane volkaniklerdir (Sümengen vd., 1987; Tapırdamaz ve Yaltırak, 1997). Mahmutköy’de bulunan mostra 6. 7±0. 7 my radyometrik yaş vermiştir (Sümengen vd,1987). Bu bölgenin dikkat çekici özelliği erken Pliyosen sonrasında bölgenin yükseldiğini gösteren Pleyistosen’e kadar süren çökelmezlik ve aşınma dönemidir. Pleyistosen yaşlı birimlerin bile günümüzde bulundukları yer, çökelme ortamlarından onlarca metre yukarıdadır (Sakınç ve Yaltırak, 1997).

Ganos Fayı’nın Güneyi

Ganos Fayı’nın güneyi, kuzey bloğuna oranla daha ilginç özellikler sunan bir jeolojiye sahiptir. Yeniköy (Gelibolu) ve çevresinde ise, Palojen istifini kesen bazaltlar bulunmaktadır. Bu bazaltlar yakın çevresindeki karasal birimlere (Gazhanedere Formasyonu) malzeme verdiği için onlarla eş veya daha yaşlı, olasılıkla erken-orta Miyosen yaştadır.

GF’nın güneyinde bulunan Paleojen birimlerini, çoğun açısal (Gaziköy, Mürefte, Şarköy, Gelibolu), yersel olarak paralel (Anafartalar) bir uyumsuzlukla erken(?)-orta Miyosen’de (Ünay ve Bruıjn, 1984) menderesli akarsu ortamında çökelmiş, alacalı çamurtaşları örter (Gazhanedere Formasyonu: Saltık, 1974; Siyako vd., 1989; Yaltırak, 1995 a,b,c; Yaltırak vd 1998; Sakınç vd 1999; Yaltırak vd 2000a). Alacalı çamurtaşlarını geç Miyosen’de kıyı, kumul gerisi, kumul ve plaj fasiyeslerinde çökelmiş, masif, az pekleşmiş kumtaşları izler (Kirazlı Formasyonu: Saltık, 1974; Siyako vd., 1989; Yaltırak, 1995 a,b; Yaltırak vd 1998; Sakınç vd 1999; Yaltırak vd 2000a). Bu kumtaşlarını uyumlu olarak denizel arakatkılarla birlikte, ince kireçtaşı ve karbonat çimetolu, çapraz tabakalı kumtaşı ve çakıltaşı seviyeleri izler (Alçıtepe Formasyonu: Önem, 1974; Yaltırak, 1995 a, b;Yaltırak vd 1998; Sakınç vd 1999; Yaltırak vd 2000a). Birim üste doğru geç Miyosen- erken (?)Pliyosen döneminde denizel-lagüner ortamda çökelmiş mactralı kireçtaşları hakimiyetine geçer (Taner,1979; Yaltırak, 1995a). Gelibolu Yarımadası’nda, Anafartalar Bindirme Fayı boyunca orta Miyosen-erken (?) Pliyosen istifi, paralele yakın bir uyumsuzlukla, alttan üste doğru tane boyu irileşen, polijenik çakıllı, geç Pliyosen-erken Pleyistosen’de çökelmiş alüvyal yelpaze ortamı ürünü çamurtaşı-kumtaşı-konglomera istifi tarafından örtülür (Conkbayırı Formasyonu: Saltık, 1974; Sümengen vd., 1987; Yaltırak,1995a; Yaltırak vd 1998; Sakınç vd 1999; Yaltırak vd 2000a ). Bu birimlerin üzerinde Çanakkale-Gaziköy arasında geç Pleyistosen’de çökelmiş sahil fasiyeleriyle temsil olan, fosilli kırıntılılardan oluşan Özbek ve Marmara Formasyonu uyumsuz olarak bulunmaktadır (Sakınç ve Yaltırak, 1997; Yaltırak vd 2000b). Armijo vd (1999) bu çökel paketlerinden Alüvyal yelpaze karakterli Conkbayırı formasyonu ile sığ sıcak denizel-lagüner karakterli Alçıtepe formasyonunun yanal geçişli olduğunu öne sürmüş, iki biriminde Mesiniyen sonrasında Kirazlı formasyonu üzerine çökeldiği, aralarındaki ilişkinin açısal uyumsuzluk olduğunu iddia etmiştir.

Bu istifin arasındaki yaygın ilişkinin karakterinden dolayı (Sakınç vd., 1999) Yaltırak vd (2000a) sözü edilen açısal uyumsuzluğun bulunduğu dokanakta yaptıkları çalışmayla bu uyumsuzluğun olmadığını, burada bir görünür eğim yanılsamasının söz konusu olduğunu belirtmişlerdir. Ayrıca anılan çalışmada ilgili lokalitenin Kirazlı ve Alçıtepe arasındaki dereceli geçişin en iyi gözlemlendiği yerlerden biri olduğunu da vurgulamışlardır (Yaltırak vd 2000a).

YAPISAL JEOLOJİ

Çalışma alanında günümüzde gözlenen GF ekseni üzerinde gelişmiş, tüm yapılar dönüşüm tektoniğine maruz kalmıştır. Bu dönüşüm tektoniği, hem iç yapıyı hemde morfolojiyi etkilemiştir. Bunların KAF’la ilgili olduğu dönem sadece son 3.7 milyon yıl sonrasını kapsamaktadır. Fakat neotektonik dönemin başlaması açısından Trakya-Eskişehir Fayı’nın etkisi dikkate alınırsa bu yaş erken Miyosen sonuna kadar iner.

Bu anlamda GFS’nin TEF ve KAF ile ilişkisi çerçevesinde iki ayrı neotektonik dönemden söz edilmektedir (Yaltırak, 2000). Bu Ganos Fayı’nın Trakya-Eskişehir Fayı’nın kolu olduğu erken Miyosen-Erken Pliyosen arasındaki erken neotektonik dönem ve Ganos Fayının Kuzey Anadolu Fayı’na dahil olduğu geç Pliyosen’den günümüze uzanan geç neotektonik dönemdir.

Ganos Fayı: GFS’nin ana unsuru, Ganos Fayı’dır (GF) (Şekil-3). GF’nın güneyinde ve kuzeyinde bulunan tüm yapıları etkilediği ve şekillendirdiği düşünülmektedir (Yaltırak, 1996).

Bu durumda Straub ve Kahle (1997) verilen GPS vektörleri Saroz Körfezi’nin kuzeyini sınırlayan faya paralel hale gelmiş ve Anafartalar Bindirme fayının oluşum mekanizması da (Yaltırak vd., 1998) açığa çıkmıştır. Bu modelle eş zamanda yayınlanan derin sismik arştırmaların sonuçlarında (Saatçiler vd., 1999; Kurt vd 2000) çalışmaların yazarları her ne kadar Ganos Fayı’nın Gelibolu kıyısından geçtiklerini öne sürseler de, sismik kesitlerden üretilen üç boyutlu blok diyagramın (Şekil 5) Yaltırak vd. (2000b)’n de kinematik olarak ortaya konan model ile uyumluluğu dikkat çekicidir. Saatçiler vd.(1999) ve Kurt vd. (2000)’deki verilerle Yaltırak vd. (1998), Ganos Fayı’nın gerçekte Saroz Çukuru’nun kuzeyi yamacını sınırladığını göstermiştir. Bu çalışma göstermektedir ki Ganos Fayı olarak adlandırılan yapı Saroz Körfezi’nin kuzey şelfi kenarını sınırlar. Sanıldığının tersine Gelibolu Yarımadasını sınırlayan yapı Gökçeada önlerinde sonlanan, sismik kesitlerde normal fay gibi gözüken, Anafartalar Bindirme Fayına benzer eğimde bulunan yapı, Eosen-Oligosen yaşlı reaktive normal bir faydır. Yeniden canlandığında Anafartalar Fayı bindirme karakteri kazanırken Gelibolu kenarındaki fay diklenerek önündeki çökel istifinin fayın üzerine doğru kıvrımlanmasına neden olmuştur(Bkz. Saatçiler vd.,1999 şekil 4; Kurt vd.,2000 şekil 4.) Bunun nedeni Anadolu Bloğununun Gelibolu yarımadasına uyguladığı oblik sıkışmadır. Gelibolu yükselimi bu iki fayın arasında sıkışan bir bloktur. Bu sıkışma sonucu gelişen diğer bir yapı da Yaltırak vd (2000a) tarafından bulunan Sığındere Bindirme Fayı’dır. Benzer karakterli faylar Mürefte kuzeyinde ki Doluca Tepe’nin kuzeyinden ve güneyinden geçmektedir (Yaltırak, 1996).

SONUÇLAR VE TARTIŞMA

Ganos Fay Sistemi önce TEF sonra KAF tarafından kullanılan bir fay zonudur. Günümüzde doğrultu atımlı fay zonlarında oluşan at kuyruğu örgüsü olarak düşünülebilecek bu yapıda, GFS’nin Saroz’a kadar olan kesimleri, hem güney blokta hem kuzey blokta tipik bir pozitif çiçek yapısı karakterindeyken, pozitif çiçek yapısı Gelibolu Yarımadası üzerinde varlığını sürdürmekte, fakat Saroz Çukuru’nda negatif çiçek yapısı karakteri kazanmaktadır.

Bu nedenle GFS’nin batı ucu pozitif ve negatif çiçek yapısının birarada çalışmasına örnek oluşturmaktadır. Bunun yanında Saroz Çukuru’nu sınırlayan iki fay arasında kalan bloğun parçalanarak sağ yönlü makaslama sistemi içinde göreceli olarak hızlı hareketi ile sol yanal bir fayın belirli koşullarda oluşabileceği anlaşılmaktadır. Bu ilk defa Yaltırak (1996) tarafından önerilmiştir. Bu yaklaşımla ilgili güçlü deniz verileri ise ancak 1999-2000 yılları arasında ortaya çıkmıştır. Fakat bu verilerin ve kinematik modelin ortaya çıkardığı yeni bir tartışma da KAF’ın en kuzey kolu olarak çalışan Ganos Fayı’nın gidişidir. Bu durumun en önemli etkisi Marmara Denizi’nin oluşumuna ait tektonik modellere ilişkindir. Bu modellere göre stres analizi yapılmakta Marmara Denizi deprem potansiyeli tartışılmaktadır. Marmara’yı kat eden fayın doğuda Ganos çukurunun güneyinden geçişi açıktır. (Okay vd. 1999; Kurt vd 2000) Karada da Gölcük doğusuna kadar olan kesim tartışılmayacak kadar arazide belirgindir (Yaltırak, 1996). Kavak Köyünün doğusunda bulunan yükselmiş alüvyonlara kadar fay oldukça parçalı bir zondan geçmektedir. Simdiye kadar göletin kuzeyinden başlayarak araştırıcılar morfolojiye bakarak ovanın eğiminin bittiği yerde ana fay olduğunu olduğunu varsaymışlardır. Rockwell vd (1997) kazdıkları trençlerde fayın daha kuzeyden gittiğini göstermişlerdir. Bu gidiş Yaltırak vd (1998)’de yayınlanan batimetri haritasındaki kanyonun devamına denk gelmektedir (Şekil 4). Aynı çalışmada değerlendirilen sığ sismik kesitlerde sadece Saroz Körfezinin kuzey şelf kenarında fay gözlenmiş, Gelibolu yarımadasına doğru kesitlerde aktif sayılacak bir fay gözlenemediğinden geçmişteki çalışmalardaki varsayımlar ve topoğrafik eğim dikkate alınarak yapılan kabulle kıyıya paralel yakın bir fay haritaya konulmuştur. Bu durumda Ganos Fayı sanıldığı gibi güneye dönüşler yapmadığı Gelibolu yarımadasının kıyısını izlemediği açıktır. Ana fay neredeyse doğu-batı yönlü geniş bir yay şeklindedir. Bu da Marmara Denizi güneyindeki GPS vektörlerinin neden neredeyse doğu batı olduğunu açıklar.

DEĞİNİLEN KAYNAKLAR

Andrussov, N.,1890. Die Schicten von Cap Tschauda. Ann. d.k.k.Nat. Hof. V.66
Armijo, R., Meyer, B., Hubert, A., Barka, A., 1999. Westward propagation of the North Anatolian fault into the northern Agean: Timing and Kinematics, Geology, 27, 3, 267-270.
Barka, A. A. ve Kadınsky-Cade, K, 1988. Strike-slip Fault Geometry ın Turkey and its ınfluence on earthquake actıvıty: Tectonics, 7, 3, 663-684.
Barka, A. A. ve Gülen, L., 1988. New constraints on age and total offset of the North Anatolian fault zone; Implications for tectonics of the Eastern Medditeranean region: In “1987 Melih Tokay Symp. ” Spec. Publ. METU. Ankara, Turkey, 39-65.
Barka, A. A. ve Hanckok, 1985. Tectonic interpretation of enigmatig structures in the North Anatolian fault zone: J. Struct. Geol., 5, 217-220.
Barka, A. A., 1981. Siesmotectonic aspects of the North Anatolian Fault zone: Ph. D. Thesis, Unıversity of Bristol
Barka, A. A., 1983. Büyük magnitüdlü depremlerin episantr alanlarının önceden belirleyebilecek jeolojik veriler: TJK Bülteni, 26, 21-30.
Bozkurt,E. ve Koçyiğit, A., 1996. The Kazova basin: an active negative flower structure on the Almus Fault Zone, a splay fault system of the North Anatolian Fault Zone, Turkey, Tectonophysics, 265, 239-254.
Dewey, J. F. ve Şengör, A. M. C., 1979. Aegean and surrounding regions: complex multiplate and contınuum tectonics in a convergent zone: Geol. Soc. Am. Bull., Part I, 90, 84-92.
Ergun, M. ve Özel, E., 1995. Structural relationship between the sea of Marmara Basin and North Anatolian Fault Zone: Terra Nova, 7, 278-288.
Erkal, T., 1991. Trakya`da Kuzey Anadolu Fay Zonunda gelişmiş normal fayların oluşumuna yaklaşımlar: TPJD Bülteni, 3, 87-99.
Gutzwiller, O., 1923. Beitrage zur Geologie der Umgebung von Merfete (Mürefte) am Marmara Meer: Basel Üniv. 25 s.
Hancock, P. L. ve Barka, A. A, 1981. Opposed shear senses infered from neotectonic mesofracture systems in North Anatolian Fault zone: Jour. Struct. Geol. 3, 383- 392.
Ketin, İ., 1948. Uber die Tektonicsh-Mechanischen Folgerun aus der gassen Anatolischen Erdbeben des letzten Dezenniums: Geol. Rdsch., 36: 77-83.
Koçyiğit, A., 1989. Suşehri Basin; an active fault wedge basin, Tectonophysics, 167, 13-29.
Koçyiğit, A., Türkmenoğlu, A., Beyhan, A., Kaymakçı, H., Akyol, E., 1995. Post Collisional Tectonics of Eskişehir-Ankara-Çankırı Segment of İzmir-Ankara-Erzincan Suture Zone (IAESZ) Ankara Orogenic Phase, TPJD Bül, 6,1, 69-86.
Kopp, K. O., Pavoni, N. ve Schindler, C., 1969. Geologie Thrakiens IV; Das Ergene Becken: Beihefte Geol. Jayhrbuch, Heft 76:136 s.
Kurt, H., Demirbağ, E., Kuşçu, İ.,2000. Active submarine tectonism and formation of the Gulf of Saros, Northeast Aegean Sea, İnferred from multichannel seismicreflection data, Marine Geology, 165,13-26.
Le Pichon, X., Şengör, A.M.C., Taymaz, T.,1999. Büyük Marmara Fayı: Niçin nerede ve ne olabilir. CBT, 661, 8-11.
Okay, A., Demirbağ, E., Kurt, H., Okay, N., and Kuşçu, İ., 1999. An active, deep marine strike-slip basin along the North Anatolian fault in Turkey, Tectonics, 18/1, 129-147.
Okay, A.I., Kaşlılar-Özcan, A., İmren, C., Boztepe-Güney, A., Demirbağ, E., Kuşçu, İ., 2000. Active faults and evolving strike-slip basins in the Marmara Sea, northwest Turkey: a multichannel seismic reflection study, Tectonophysics 321, 198-218
Önal,M., 1986. Gelibolu Yarımadası orta bölümünün sedimanter fasiyesleri ve tektonik evrimi, KB Anadolu, Türkiye: Jeoloji Mühendisliği 29, 37-46.
Önem, Y., 1974. Gelibolu Yarımadası ve Çanakkale dolaylarının jeolojisi. TPAO Rap. No. 877.30 s.
Parke, J.R., Minshull, T.A., Anderson, G., White, R.S., McKenzie,D., Kuşçu, İ., Bull, J.M., Görür, N., Şengör, C., 1999. Active Faults in the Sea of Marmara, Western Turkey, imaged by seismic reflection profiles, Terra Nova,11, 5, 223-227.
Pavoni, N., 1961. Die Nordanatolisce horizantalverschiebung: Geol. Rdsch., 51, 122-139.
Pfannensteil, M., 1944. Diluviale Geologie des Mittelmeergebietes die diluvialen entwicklundgstadien und die urgeschite von Dardanellen, Marmara Meer un Boshphorus: Geol Rdsch. 34, 334-342
Pınar, N., 1943. Marmara Denizi Havzasının sismik jeoloji ve meteorolojisi: İÜ. Fen Fakültesi Monografileri, 5, 64 s.
Rockwell T., Barka, A., Thorup, K., Dawson, T., Akyüz, S.,1997. Paleosiesmology of the Gaziköy-Saroz Segment of the North Anatolian Fault, Northwestern Turkey: Comparasion between the historical and trench record. Int Symp on recent development on active fault studies, 34-48.
Saatçiler, R., Ergintav, S., Demirbağ, E., İnan, S., 1999. Character of active faultin in the North Aegean Sea. Marine Geology, 160, 339-353.
Sakınç, M. ve Yaltırak, C., 1997. Trakya’nın güney sahillerinin Pleyistosen Paleocoğrafyası ve Evrimi: MTA Dergisi, 119, 43-62.
Sakınç, M., Yaltırak, C., Oktay, F.Y., 1999. Palaeogeographical evolution of the Thrace Neogene Basin and the Tethian-Paratethian relations at northwest Turkey (Thrace). Palaeo3. 153, 17-40
Sakınç, M., Yaltırak, C. ve Örçen, S., 1995. Trakya’nın Neojen Paleocoğrafyası ve Evrimi: Trakya Havzası Jeolojisi Sempozyumu, 30 Mayıs-3 Haziran Lüleburgaz-KIRKLARELİ, 35.
Saltık, O.,1974. Şarköy-Mürefte Sahalarının Jeolojisi ve Petrol Olanakları. TPAO Rap. No. 879, 30s.
Saner, S., 1980. Batı Pontidler’in komşu havzaların oluşumlarının levha tektoniği kuramıyla açıklaması: KB Türkiye, MTA Der., 93/94, 1-20.
Saner, S., 1985. Saroz Körfezi dolayının çökelme istifleri ve tektonik yerleşimi; Kuzeydoğu Ege Denizi, Türkiye:TJK Bülteni, 28, 1-10. Seymen, I., 1975. Kelkit Vadisi kesiminde Kuzey Anadolu Fay Zonu’nun tektonik özelliği: İTÜ Maden Fak. Yay., 192 sf. (Doktora tezi). Sieberg, A., 1932. Untersuchgen über Erdbeben und Bruchschollenbau im östlichen Mittelmeer: Denkschr. Med. Naturw. Ges., JenaSiyako, M., K. A. Bürkan ve A. İ. Okay, 1989. Biga ve Gelibolu yarımadalarının Tersiyer jeolojisi ve hidrokarbon olanakları: TPJD Bülteni, 1,3, 183-199.
Straub, C. ve Kahle, H. G., 1997. Recent crustal deformation and strain accumlation in the Marmara Sea region, NW Anatolia, inferred from repeated GPS measurements –The Marmara poly-project, ETH, Zurich, pp. 417-447.
Sümengen, M., Terlemez, İ., Şentürk, K., Karaköse, C., Erkan, E., Ünay, E., Gürbüz, M., Atalay, Z., ve Şentürk, K., 1987. Gelibolu Yarımadası ve Güneybatı Trakya Tersiyer Havzasının Stratigrafisi, Sedimantolojisi ve Tektoniği: MTA Rap:8128. (Yayınlanmamış)
Şengör, A. M. C., 1979. The North Anatolian Transform Fault. its age offset and tectonic significance: J. Geol. Soc. Lond, 136: 269-282. Şengör, A. M. C., 1990. Plate Tectonics and Orogenic Research after 25 Years A Tethyan Perspective: Earth-Science Reviews 27, 1-201. Şengör, A. M. C., Görür, N. ve Şaroğlu, F., 1985. Strike-slip faulting and related basin formation ın zones of tectonic escape: Turkey as a case study. Soc. Ecol. Paleontol. Mineral. Spec. Publ., 37, 227-264
Taner, G., 1979. Die Molluskenfauna der Neogenen Formation Der Halbinsel-Gelibolu. VII İnt., Cong on Mediterranean Neogene, Athens Ann Geol, Pays Hellen., III, 1189-1194.
Tapırdamaz, C. ve Yaltırak, C., 1997. Trakya’da Senozoyik volkaniklerinin paleomanyetik özellikleri ve bölgenin tektonik evrimi MTA Dergisi 119, 27-42.
Tatar, Y., 1975. Tectonic structures along the North Anatolian Fault zone northeast Refahiye (Erzincan) Tectonophysics, 25, 401-409. Ternek, Z., 1949. Geological study of the region Keşan-Korudağ: İ. Ü. Fen Fak. İstanbul, 78 s. (Doktora Tezi)
Ünay, E ve De Bruıjn, H., 1984. One some Neogene rodent assamlages from both sides of the Dardanelles: Turkey. Newsletter in Stratigraphy, 13, 119-132.
Wong, H.K., Lüdman, T., Uluğ, A., Görür, N., 1995. The Sea of Marmara: a plate boundary sea in an escape tectonic regime. Tectonophysics 244, 231-250.
Yaltırak, C., 1995a. Gelibolu Yarımadası’nda Pliyo-Kuvaterner Sedimantasyonunu Denetleyen Tektonik Mekanizma: Nezihi Canıtez Sempozyumu,12-14 Nisan, İstanbul, Jeofizik,10; 103-106
Yaltırak, C,. 1995b. Ganos sisteminin tektonik özellikleri: Trakya Havzası Jeolojisi Sempozyumu, 30 Mayıs-3 Haziran, Lüleburgaz-KIRKLARELİ, 35.
Yaltırak, C., 1995c. Gaziköy-Mürefte Arasının Sedimantolojisi ve Tektoniği, TPJD Bülteni. 6,1,93-112
Yaltırak, C., 1996. Ganos Fay Sisteminin tektonik tarihi. TPJD Bül., 8: 137-156.
Yaltırak, C., Alpar, B., Yüce, H., 1998. Tectonic elements controlling the evolution of the Gulf of Saros (Northeastern Aegean Sea) Tectonophysics. 300.1-4, 227-248.
Yaltırak, C., 2000, Marmara Problemi, 1. Ulusal Deniz Bilimleri Konferansı. 30 Mayıs-2 Haziran 2000. Ankara. 60-61.
Yaltırak, C., Sakınç, M., Oktay, F.Y., 2000a. Westward propagation of North Anatolian fault into northern Aegean: Timing amd kinematics: Comment, Geology, 28, 2, 187-188.
Yaltırak, C., Alpar, B., Sakınç, M., Yüce, H., 2000b. Origin of the Strait of Çanakkale (Dardanelles): regional tectonics and the Mediterranean-Marmara incursion. Marine Geology 164, 139-156.


'Ganos Fayı' has no comments

Be the first to comment this post!

Düşünce ve Yorumlarınız

Your email address will not be published.

Fotoğraf ve Yazıların Her Hakkı Saklıdır. Copyright by Hakan EŞME