İstanbul Boğazı Ve Prens Adaları Arasından Toplanan Sismik Ve

İSTANBUL ÜNİVERSİTESİ FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ

YÜKSEK LİSANS TEZİ

İSTANBUL BOĞAZI VE PRENS ADALARI ARASINDA TOPLANAN SİSMİK VE MİKROBATİMETRİK VERİLERİN YORUMU

Jeofizik Müh. Anisya B. TEKKELİ Jeofizik Mühendisliği Anabilim Dalı

Danışman Yard.Doç.Dr. Hüseyin TUR

Haziran, 2007

İSTANBUL

ÖNSÖZ

Bu çalışmada kullanılmış olan veriler, yürütücülüğünü Yard Doç Dr. Hüseyin TUR’un üstlendiği Seyir, Hidrografi ve Oşinografi Dairesi Başkanlığı ile ortak olarak yürütülen İstanbul Üniversitesi Bilimsel Araştırma Projeleri Yürütücü Sekreterliği’nin 75/15052003 numaralı projesi kapsamında elde edilmiş olan verilerdir.

Beni bu çalışmaya teşvik eden, çalışmanın her aşamasında benden destek ve ilgiyi esirgemeyen tez danışmanım sayın Yard. Doç. Dr. Hüseyin TUR’a ve bana bu çalışmanın tüm evrelerinde bilgisiyle ışık tutan ve ilgisini hiçbir zaman esirgemeyen Doç Dr. Erkan Gökaşan’a candan teşekkürlerimi sunarım.

Yüksek Lisans Eğitimim boyunca benden maddi desteği esirgemeyen TÜBİTAK- BİDEB’e, yine yüksek lisans eğitimim boyunca bana gerekli çalışma koşullarını sağlayan Uygulamalı Jeofizik Anabilim Dalı Başkanı Prof.Dr. İbrahim KARA’ya ve tüm diğer bölüm hocalarıma teşekkürü bir borç bilirim. Batimetri haritasının hazırlanma aşamasında yardımlarını esirgemeyen Yıldız Teknik Üniversitesi Doğa Bilimleri Araştırma Merkezinde Arş. Gör. Tolga Görüm’e teşekkürlerimi sunarım. Ayrıca yardımları için Araş. Gör. Gökhan Karcıoğlu’na teşekkürler.

Bize sunduğu bağımsız, laik, hukuk devleti ve sonsuz kazanımları için Türkiye Cumhuriyetimizin kurucusu Ulu Önder Gazi Mustafa Kemal Atatürk’e teşekkürü bir borç bilirim.

Tüm hayatım boyunca yanımda oldukları ve beni her durumda destekledikleri için annem ve babama ne kadar teşekkür etsem azdır. İyi ki varsınız…

Haziran, 2007 Anisya B.TEKKELİ

İÇİNDEKİLER

ÖNSÖZ...... I

İÇİNDEKİLER ...... II

ŞEKİL LİSTESİ...... V

SEMBOLLER ...... X

ÖZET...... XI

SUMMARY ...... XII

1.GİRİŞ...... 1

2.GENEL KISIMLAR ...... 14

2.1 SUALTI AKUSTİĞİ...... 14 2.1.1 Ses Dalgaları ...... 14 2.1.2 Ses Dalgalarının Yayınımı...... 15 2.1.2.1 Yansıma ve Kırılma...... 15 2.1.3 Deniz Suyundaki Ses Hızı...... 17 2.1.4 Su İçinde Yüksek Frekanslı Ses Dalgasının Üretilmesi...... 17 2.1.5 Dalga Genliğini Etkileyen Faktörler ...... 18 2.1.5.1 Yayınım Etkisi ...... 18 2.1.5.2 Soğrulma Etkisi ...... 18 2.1.5.3 Saçınım Etkisi...... 19 2.1.6 Gürültü...... 19 2.1.6.1 Dış Gürültüler...... 20 2.1.6.2 İç Gürültüler ...... 20 2.2 SİSMİK STRATİGRAFİK YORUMUN PRENSİPLERİ ...... 20 2.2.1 Sismik Refleksiyonların Jeolojik Anlamları...... 21 2.2.2 Tabakaların Sona Ermeleri...... 23 2.2.3 Refleksiyon Parametreleri...... 27 2.2.4 Sismik Refleksiyonlar ve Zaman Stratigrafisi...... 27 2.2.5 Sismik “Sequence” Analizi...... 28 iii

2.2.6 Sismik Fasiyes Analizi ...... 30 2.2.6.1 Paralel/Yarı Paralel ve Açılan Refleksiyonlar...... 31 2.2.6.2 İlerleyen Refleksiyon Paketleri ...... 32 2.2.6.3 Kaotik Refleksiyonlar...... 34 2.2.6.4 Refleksiyonsuz Zonlar ...... 34 2.2.6.5 Kümbet/Kümbetimsi/Yığın/Yığışım Şekilli Refleksiyonlar ...... 35 2.2.6.6 Aşma ve Dolgu Şeklindeki Refleksiyonlar...... 35

3.MALZEME VE YÖNTEM...... 36

3.1 ENERJİ KAYNAKLARI ...... 36 3.1.1 Kara Çalışmalarında Kullanılan Kaynaklar...... 36 3.1.2 Deniz Çalışmasında Kullanılan Enerji Kaynakları ...... 36 3.2 KULLANILAN YANSIMA SİSTEMLERİ...... 37 3.2.1 Enerji Kaynağı ...... 39 3.2.2 Ses Kaynağı(Katamaran) ...... 39 3.2.3 Model 265 Hidrofon (Hydrophone)...... 39 3.2.4 Model 255 Kayıtçı(Recorder)...... 40 3.2.5 Uygulama Alanı...... 41 3.2.6 Sismik Veri Toplama ...... 41 3.2.7 Uniboom (Portatif) Sığ Sismik Yansıma Sistemi ...... 41 3.2.8 Sparkarray Sismik Yansıma Sistemi...... 42 3.2.9 Geoakustik Sığ Sismik Yansıma Sistemi...... 43 3.2.9.1 Sistemin Özellikleri ...... 44 3.2.9.2 Çalıştırmadan/Kullanmadan Önce Yapılacak İşlemler ...... 44 3.2.9.3 EPC Model GSP- 1086 Kayıtçı ile Çalışacak ise ...... 45 3.2.9.4 EPC Model 8300 Kullanılacak ise...... 45 3.2.9.5 Çalıştırma İşlemleri ...... 45 3.2.10 Sparker...... 46 3.2.11 Boomer Enerji Kaynağı...... 46 3.2.11.1 Boomer Sisteminin Denizde Çalışması ...... 47 3.3 ECHOSOUNDER BATİMETRİ SİSTEMLERİ ...... 50 3.3.1 Tek Işınlı (Single Beam) Echosounder...... 51 3.3.2 Çok Işınlı Tarama (Multi-Beam) Echosounder ...... 52 iv

3.3.3 Echounder Sistemlerinde Gürültü ve Ayırımlılık...... 57 3.4 MULTI-Beam Batimetrik Veri Toplama Kriterleri...... 59 3.5 Kara ve Deniz Yüzey Verilerinin İşlenmesi ve Değerlendirilmesi...... 61 3.6 Sismik Veri Toplanması ...... 62 3.7 Temel Kaya Paleo-topografya ve Havza Dolgusu Kalınlık Haritalarının Hazırlanma İlkeleri...... 64

4. BULGULAR ...... 66

4.1 VERİLERİN DEĞERLENDİRİLMESİ VE YORUMU...... 66 4.1.1 Çalışma Alanının Kuzeyindeki Kara Alanının Jeolojisi ve Morfolojisi. 66 4.1.2 İstanbul Boğazı Marmara Denizi çıkışı ve Adalar Civarı Batimetrik ve Sismik Verilerin Yorumlanması...... 69 4.1.2.1 Batimetrik Verinin Yorumu ...... 69 4.1.2.2 Sismik Verinin Stratigrafik Yorumu ...... 71 4.1.2.3 Sismik Verinin Yapısal Yorumu...... 83 4.1.3 İstanbul Boğazı Marmara Denizi Çıkışı ile Adalar civarı ve Tuzla’ya Kadar Olan Bölgeden Elde Edilen Verilerin Ortak Yorumu...... 85 4.1.3.1 Tuzla-Adalar Arası Batimetrik Verinin Yorumu ...... 85 4.1.3.2.Tuzla- Adalar Arası Sismik Verinin Stratigrafik Yorumu ...... 88 4.1.3.3 Çalışma Alanı Temel Kaya Paleo-Topografya ve Havza Dolgusu Kalınlık Haritaları ve Yorumu ...... 91 4.1.3.4 Tuzla-İstanbul Boğazı Arası Sismik Verinin Yapısal Yorumu ...... 96

5.TARTIŞMA VE SONUÇ...... 100

KAYNAKLAR...... 104

EK-A...... 109

EK-B ...... 110

ÖZGEÇMİŞ...... 111

ŞEKİL LİSTESİ

Şekil 1.1: Anadolu Sayısal Yükseklik modeli üzerinde Kuzey ve Doğu Anadolu Fay Zonları ve Çalışma Alanı. KK-KAF=Kuzey Anadolu Fay Zonu’nun Kuzey Kolu ...... 1 Şekil 1.2. Marmara Denizi Batimetrisi (Rangin, 2001)...... 2 Şekil 1.3: Yapılan GPS incelemeleri sonucunda Anadolu’nun günümüzdeki hareket vektörü (Mc Clusky vd. 2000) ...... 3 Şekil 1.4: Batimetrik çalışma öncesi Marmara Denizi aktif fay geometrisi için önerilmiş olan modeller; a) Pınar, (1942); b) Ketin, (1968); c) Barka ve Kadinsky-Cade, (1988) d) Okay vd., (2000) ...... 4 Şekil 1.5: (a) Marmara Denizi’nde Dz.K.K. SHODB tarafından toplanan batimetri verisi (Tur H., Ecevitoğlu B.,2000). (b) Bu verinin İ.Ü. Deniz Bil. ve İşlt. Enst. Berkarda CBS Lab.’da kara topografya verisi ile birleştirilerek elde edilen sayısal arazi modeli (Gazioğlu vd., 2002). İB, ÇB=İstanbul ve Çanakkale Boğazları, BL, KL=Büyükçekmece ve Küçükçekmece Lagünleri PA=Prens Adaları, İA, MA =İmralı ve Marmara Adaları, KŞ, GŞ =Kuzey Güney Şelfler, İK, GK =İzmit ve Gemlik Körfezleri, KY, AY, BY=Kapıdağ, Armutlu ve Biga Yarımadaları, AD=Armutlu Düzlüğü, TH, MH, SH, ÇH =Tekirdağ, Merkez, Silivri ve Çınarcık Havzaları, BS, DS =Batı ve Doğu Sırtları, İG=İznik Gölü ...... 5 Şekil 1.6: Ganos Dağ Sistemi ile Büyükçekmece Lagünü arasında Marmara Denizi tabanında izlenen çizgisellik (Gazioğlu vd., 2002). Tekirdağ, Merkez ve Silivri Havzaları’na yukarıdan (a-c) ve doğudan (d) bakışlar...... 6 Şekil 1.7: BÜ. Kandilli Rasathanesi tarafından 1900-2000 yılları arasında kaydedilmiş olan depremlerin episantr dağılımları ...... 7 Şekil 1.8: Sismik ve Batimetrik verinin birlikte kullanılması sonucu Tekirdağ Havzası ve Batı Sırtı için üretilmiş olan 3D model ve bu alanda yer alan fay (Gökaşan vd., 2003) ...... 7 Şekil 1.9a-f: Ayrıntılı batimetrik verinin kullanılması sonucu Marmara Denizi aktif fay modellerinden bazıları (İmren vd., 2001(a); Armijo vd., 2002(b); Le Pichon vd., 2001(c); Yaltırak 2002(d); Gökaşan vd., 2002 (e); Gökaşan vd., 2003(f)) ...... 8 vi

Şekil 1.10: a) İzmit Körfezi ve çevresinin fay haritası (Emre ve Awata, 2003); b-c) Körfez doğusunda ve içinde fayın uzanımı (Awata vd., 2003; Dolu vd. 2007) ...... 9 Şekil 1.11: Marmara batimetrisi (Rangin vd., 2001) ve uydu görüntüsü üzerinde Le Pichon vd. (2001) tarafından önerilen fay (kırmızı) ve İstanbul ve Kocaeli yarımadalarındaki çizgisellikler (siyah hatlar)...... 10 Şekil 1.12: Marmara Denizi Çanağı güney (a) ve kuzey (b) yamaçları (Gazioğlu vd., 2002’den değiştirilerek) ...... 11 Şekil 2.1: Herhangi bir ara yüzeye ulaşan ses dalgasının (P) kırılma ve yansıması...... 16 Şekil 2.2: Eşzaman yüzeyleri (sismik yansılamalar) ile litofasiyes sınırları arasındaki ilişkiler (Tardu ve Baysal, 1995)...... 21 Şekil 2.3: Refleksiyon katsayısı, litoloji ve sismik dalgalar arasındaki ilişkiler (Tardu ve Baysal, 1995)...... 22 Şekil 2.4: Temel tabaka bitme şekilleri ve adlandırılmaları (Tardu ve Baysal, 1995) ...24 Şekil 2.5: “Onlap”, “downlap” ve “toplap” leri gösteren (a) yorumlanmamış ve (b)yorumlanmış bir sismik kesit (TPAO’dan alınmıştır)...... 25 Şekil 2.6: a) Erozyonal yontulma; b) Denizel onlapleri gösteren örnek sismik kesitler (TPAO’dan alınmıştır) ...... 26 Şekil 2.7: Tabaka bitmeleri ile tariflenen stratigrafik ilişkiler ve bunlara verilen kronostratigrafik yanıtlar...... 28 Şekil 2.8: Tabakalar ile “sequence” sınırları arasındaki ilişkiler...... 29 Şekil 2.9: Paralel, yarı paralel ve açılan tipli refleksiyon örnekleriyle belirgin sismik fasiyesler ...... 32 Şekil 2.10: İlerleyen refleksiyon şekilleriyle belirgin sismik fasiyes örnekleri...... 33 Şekil 2.11: Kaotik ve refleksiyonsuz sismik fasiyes örneklerini gösteren şematik kesitler...... 34 Şekil 3.1: 230 Uniboom Sistem (SHOD’dan alınmıştır)...... 38 Şekil 3.2: Model 265 hidrofon (SHOD’dan alınmıştır)...... 39 Şekil 3.3: Model 255 grafik recorder (SHOD’dan alınmıştır)...... 40 Şekil 3.4: Uniboom yansıma sistemi (SHOD’dan alınmıştır) ...... 42 Şekil 3.5: Sparkarray yansıma sistemi (SHOD’dan alınmıştır)...... 43 Şekil 3.6: Geo Akustik Sığ Sismik Yansıma Sistemi (SHOD’dan alınmıştır)...... 44 vii

Şekil 3.7: Echosounder transduserinden yayılan ses dalgası ışın yolu ile ışın genişliğinin şematik gösterimi ve Seabeam 1180 echosounderinin gemi gövdesine monte edilmiş şekli (Çifçi vd, 2005)...... 52 Şekil 3.8: SeaBeam 1185 çok ışınlı echosounder transduseri ve kayıtçı sistemi (Çifçi vd, 2005) ...... 53 Şekil 3.9: Taşınabilir çok ışınlı echosounder transduserleri ve kayıtçı sistemleri.(a) SeaBat 8111 ve (b) SeaBat 8101 sistemi (Çifçi vd, 2005)...... 53 Şekil 3.10: SeaBat 8124 transduserinin oluşturduğu ışın demetinin şematik gösterimi (Çifçi vd, 2005) ...... 54 Şekil 3.11: SeaBat tarama batimetrisinin çalışma prensibi.(a) Yayınan sinyallerin taradığı toplam deniz tabanı alanı, (b) Alıcı hidrofonlar tarafından kapsanan deniz taban alanı. (c) (a) ve (b)’ nin birleşiminden oluşan ve deniz tabanından akustik enerjinin alındığı 16 kare zonu gösteren şematik kare diyagram(Renard ve Allenou, 1979)...... 55 Şekil 3.12: Geleneksel tek ışınlı echosounder ve çok ışınlı tarama echosounderlerinin deniz tabanında taradıkları alanların karşılaştırılması.(a) Tek ve çok ışınlı echosounder sistemlerinin şematik ışın yolları, (b) Tek ve çok ışınlı echosounderler için deniz tabanı tarama alanları (Çifçi vd, 2005) ...... 56 Şekil 3.13: İki farklı frekansta çalışabilen SeaBam 1050D echosounder sisteminin su derinliği ve frekansa bağlı olarak tarama alanının değişimi (Çifçi vd, 2005)56 Şekil 3.14: (a) Eşit açılı ve (b) Eşit mesafeli echosounder ışın yolları...... 57 Şekil 3.15: (a) geniş ve (b) dar ışınlı echosounder tranduserlerinin ışın genişlikleri,(c) 30˚ (18kHz) ve (d) 1.3˚ (30kHz) transduser ile Kızıldeniz’den elde edilmiş olan tek ışınlı echosounder kayıtları. Dar ışınlı echosuounder kaydı, deniz tabının çok daha ayrıntılı olarak tanımlanmasına olanak sağlar(Richter vd; 1986) ...... 58 Şekil 3.16: Akustik dalga iletimi prensibi (Çağlak, 2004) ...... 59 Şekil 3.17.: Sistem ile elde edilen kavramsal ışın geometrisi (Çağlak, 2004)...... 60 Şekil 3.18: Çalışma alanı multi-beam batimetri haritası ...... 62 Şekil 3.19: Dz. K.K. SHODB tarafından 1999 – 2005 yılları arasında İstanbul Boğazı çıkışı ile Tuzla arasında toplanan sismik kesit profil haritası ...... 63 Şekil 3.20: Dz. K.K. SHODB tarafından 1999 yılında toplanan ve bu çalışmada ilk kez yorumlanan sismik kesit profil haritası ...... 64 viii

Şekil 4.1: Çalışma alanı kuzeyinde yer alan kara alanının genelleştirilmiş jeoloji haritası (MTA, 1/500.000 ölçekli jeoloji haritasından alınmıştır) ...... 67 Şekil 4.2: İstanbul ve Kocaeli yarımadalarına ait morfolojide izlenen olgun aşınım yüzeyi (Gökaşan vd., 2004) ...... 69 Şekil 4.3: Çalışma alanı batimetri haritası...... 70 Şekil 4.4: Çalışma alanı batimetrisi üzerinde gözlenen çizgisellikler ...... 71 Şekil 4.5: Çalışma alanından alınmış bir sismik kesit ve yorumu (yerbulduru için Şekil 3.20’ ye bakınız)...... 72 Şekil 4.6: Çalışma alanından alınmış bir sismik kesit ve yorumu (yerbulduru için Şekil 3.20’ ye bakınız)...... 73 Şekil 4.7: Çalışma alanından alınmış bir sismik kesit ve yorumu (yerbulduru için Şekil 3.20’ ye bakınız)...... 74 Şekil 4.8: Çalışma alanından alınmış bir sismik kesit ve yorumu (yerbulduru için Şekil 3.20’ ye bakınız)...... 75 Şekil 4.9: Çalışma alanından alınmış bir sismik kesit ve yorumu (yerbulduru için Şekil 3.20’ ye bakınız)...... 76 Şekil 4.10: Çalışma alanından alınmış bir sismik kesit ve yorumu (yerbulduru için Şekil 3.20’ ye bakınız) ...... 77 Şekil 4.11: Alt Ünitede Paleozoyik ve Oligosen-Üst Miyosen birimleri arasındaki yansıma şekillenmesi farklılığı (Gökaşan vd. , 2002)...... 78 Şekil 4.12: Birinci çalışma alanı temel topografya haritası...... 79 Şekil 4.13: Temel paleo-topografyası üzerinde gözlenen çizgisellikler...... 81 Şekil 4.14: Birinci çalışma alanı sediment kalınlığı haritası ...... 83 Şekil 4.15: Birinci çalışma alanı genç fay haritası...... 84 Şekil 4.16: Tuzla Körfezi ile İstanbul Boğazı arası Marmara Denizi kuzey şelfi sayısal arazi modeli ve 1, 2 ve 3 No’lu çizgisellikler (İB=İstanbul Boğazı, S=Sivriada, Y=Yassıada, K=Kınalıada, B=Burgazada, H=Heybeliada, Bu=Büyükada, Se=Sedef Adası) (Tur, 2007) ...... 87 Şekil 4.17: Deniz tabanını etkileyen çizgiselliklerin ayrıntılı görüntüleri (yerbulduru için Şekil 4.16 a’ya bakınız) (Tur, 2007) ...... 88 Şekil4.18: Tuzla Körfezi-İstanbul Boğazı arasında kalan şelf alanındaki sismik kesitlerin yerbulduru haritası (kırmızı hatlar sismik yorumlama kısmında gösterilmiştir) (Tur, 2007)...... 89 ix

Şekil 4.19: Tuzla Körfezi içerisinde alınmış olan bir sismik kesit üzerinde temel ve havza dolgusu birimleri ve bazı faylar (yerbulduru için Şekil 4.18’e bakınız)...... 90 Şekil 4.20: Tuzla Körfezi içerisinde alınmış olan bir sismik kesit üzerinde temel ve havza dolgusu birimleri ve bazı faylar (yerbulduru için 4.18’e bakınız)...... 90 Şekil 4.21: İkinci çalışma alanı Paleozoyik Temele ait üst yüzey paleo-topografya haritası (Tur, 2007’den değiştirilerek; derinlik değerleri metredir)...... 91 Şekil 4.22: Prens Adaları yükselimi ekseni (Tur, 2007)...... 92 Şekil 4.23: İkinci çalışma alanı Havza Dolgusu kalınlık haritası (Tur, 2007’den değiştirilerek; derinlik değerleri metredir)...... 93 Şekil 4.24: Temel topografya haritasında KKD-GGB uzanımlı alt-havza ve sırtların dik ve doğrusal yamaçları dikkate alınarak belirlenen çizgisellikler (Tur, 2007’den değiştirilerek) ...... 94 Şekil 4.25: Temel topografya haritasında temel üzerinde gözlenen paleo-drenaj sistemi ve KKD-GGB çizgiselliklerdeki kesiklik ve ötelenmeler dikkate alınarak belirlenen KB-GD uzanımlı çizgisellikler (Tur, 2007’den değiştirilerek) ...... 95 Şekil 4.26: Tuzla Körfezi içerisinden alınmış bir sismik kesit (yerbulduru için Şekil 4.18’e bakınız) ...... 96 Şekil 4.27: Tuzla Burnu batısından alınmış bir sismik kesit (yerbulduru için Şekil 4.18’e bakınız) ...... 97 Şekil 4.28: Kartal-Pendik Alt-Havzasından alınmış bir sismik kesit (yerbulduru için Şekil 4.18’e bakınız) ...... 97 Şekil 4.29: Büyükada doğusundan alınmış bir sismik kesit (yerbulduru için Şekil 4.18’e bakınız) ...... 98 Şekil 4.30: Çalışma alanının Tuzla Körfezi ile İstanbul Boğazı arasında kalan bölümünde sismik ve batimetrik veri yardımıyla belirlenen faylar (Tur, 2007) ...... 99 Şekil 5.1: Oktay vd. (2002)’ye göre İstanbul Boğazı evriminde blok dönme mekanizması...... 102

SEMBOLLER

λ :Dalga boyu V :Hız F :Frekans µ :Lame sabiti k :Rijitite modülü

ρ :Yoğunluk

VP : P dalgası hızı

VS :S dalgası hızı R :Yansıma katsayısı θ :Yansıma açısı

θ 2 :Kırılma açısı A :Dalga genliği r :Dalganın aldığı yol α :Sönüm katsayısı Q :Sismik kalite faktörü D :Su derinliği t :Zaman

VW :Düşey yönde ortalama ses hızı x :Yol Hz :Hertz msn :milisaniye m :metre

ÖZET

İSTANBUL BOĞAZI VE PRENS ADALARI ARASINDA TOPLANAN SİSMİK VE MİKROBATİMETRİK VERİLERİN YORUMU

Kuzey Anadolu Fay Zonu, Marmara Denizi’nin doğusundaki kara alanında kendini belirgin olarak göstermektedir. Fakat Marmara Denizi içindeki devamlılığı halen tartışma konusudur. 17 Ağustos 1999 Marmara Depremi sonrası bölgeyi tektonik olarak aydınlatmak için çeşitli çalışmalar yapılmıştır.

Bu çalışmada Marmara Denizi Kuzey Şelf alanının ortasında, özellikle İstanbul Boğazı Güney Çıkışı ve Prens Adaları civarındaki alan incelenmiştir. Çalışma, sismik ve multi-beam echosounder (mikrobatimetrik) verilerinin değerlendirme ve yorumuna dayandırılmıştır.

Öncelikle İstanbul Boğazı Marmara Denizi çıkışı boyunca Seyir Hidrografi ve Oşinografi Dairesi tarafından 2003-2004 yıllarında toplanmış olan batimetrik ve 1999 yılında toplanmış olan sismik veriler, değerlendirilmiş ve yoruma tabi tutulmuştur. Daha sonra yine 2004 ve 2005 yılında toplanan sismik kesitler de çalışmaya eklenmiştir. Batimetri verilerinden elde edilen harita üzerinde kendini gösteren çizgisellikler ve diğer yapısal unsurlar sismik kesitler ile korele edilmiştir. Sismik kesitler üzerinde yapılan stratigrafik yorum neticesinde iç yansıma şekillenmesindeki farklılıklar ve aralarındaki uyumsuzluk yüzeyleri dikkate alınarak Alt Ünite ve Üst Ünite olmak üzere iki birim tespit edilmiştir. Bu birimlerden altta yer alan birim temel, üzerindeki ise havza dolgusu olarak adlandırılmıştır. Çalışma alanındaki tüm sismik kesitlerde belirlenen bu birimlerin derinlik ve kalınlıkları hesaplanarak paleotopoğrafya ve sediment kalınlık haritaları elde edilmiştir. Yorumlara büyük katkı sağlayan bu haritalar önemli tektonik unsurlar içermektedir.

Elde edilmiş olan bu haritalar, sismik kesitler ve batimetri haritasının ortak yorumu neticesinde bölgede yer alan faylar ve özellikleri belirlenmiştir.

Bölgeyi daha kapsamlı ve geniş açıdan inceleyebilmek amacıyla, Adalar ve Tuzla Körfezi arasında kalan bölgenin verilerinin yorumu da çalışmaya eklenmiştir. Bu ortak yorum sonucunda, Tuzla Körfezi ile İstanbul Boğazı Kanyonu arasında bir havza tespit edilmiştir. Belirlenen havzanın, saat yönünde dönen Kocaeli Yarımadası (Oktay, 2002) ile KAFZ arasında gelişmesi beklenen havza olması gerektiği sonucuna varılmıştır. Ayrıca çalışma alanında belirlenmiş olan normal fayların boğazın güneyinde K-G doğrultusunda uzandıkları ve İstanbul Boğazı Kanyonu’nun batı yamacını kontrol ettiklerini söylemek mümkündür. Adalar civarında ise normal faylar KD-GB uzanımlıdır. Çalışma alanının tümünde belirlenen doğrultu atımlı fayların ise yine bu alanlardaki çizgiselliklerden yararlanılarak KB-GD doğrultulu oldukları tespit edilmiştir.

xii

SUMMARY

INTERPRETATION OF SEISMIC AND MICROBATHYMETRIC DATA COLLECTED BEETWEEN THE ISTANBUL STRAIT AND PRINCE ISLANDS

North Anatolian Fault Zone (NAFZ), shows itself clearly onshore to the east of the Marmara Sea. Its extension in the Sea of Marmara, however, is still controversial. Several studies has been carried out to reveal the tectonic properties of this area following the Marmara earthquake in 17th August, 1999.

In this study, a centrally located area on the Northern Shelf of Marmara Sea, especially the area between the southern exit of Istanbul Strait and the Prince Islands was investigated. This study was based on the evaluation and interpretation of the seismic and multi- beam echosounder (microbathymetric) data.

The bathymetric data collected between 2003-2004 and the seismic data gathered in 1999 by the Turkish Navy, Department of Navigation, Hydrography and Oceanography along the southern exit of Istanbul Strait has, first, been evaluated and interpreted. Then, the seismic profiles shot in 2004 and 2005 has been incorporated to the existing data base. The lineaments and the other structural features detected on the bathymetric map were correlated with the seismic profiles. Stratigraphical interpretations of the seismic profiles based on the seismic reflection configurations and the unconformities yielded the presence of two stratigraphical units in the area; the Lower Unit and Upper Unit. The lower unit was termed the basement and the upper unit was called the basin fill. Paleotopography and sediment thickness maps of the upper unit were then prepared by calculating the depth and thickness of this unit in all the seismic profiles. These maps contain many significant tectonic entities which helped in the interpretation process.

The faults present in the study area and their characteristics were thus determined by evaluating the palaeo-topography, sediment thickness, bathymetry maps and the seismic profiles.

For the purpose of a more detailed investigation of the study area at a larger context, the data collected from the area between the Prince islands and the Gulf of Tuzla were also incorporated to this study. As a result, presence of a basin was found between the Gulf of Tuzla and the canyon of Istanbul Strait. This basin was thought to be the basin estimated to have developed between the clockwise rotating Kocaeli Peninsula (Oktay, 2002) and the NAFZ. Moreover, it is also possible to state that the normal faults, found in this study strike N-S and control the western slopes of the Istanbul Strait canyon. The normal faults around the vicinity of the Prince Islands strike NE-SW. The strike of the strike slip faults througout the study area, on the other hand, is found to be NW-SE, a direction also supported by the lineaments in the study area.

1.GİRİŞ

Marmara Denizi coğrafik anlamda, Ege ve Akdeniz havzaları arasında, kuzeybatı Anadolu’da bir iç deniz olarak yer almaktadır (Şekil 1.1). Konumu nedeniyle Marmara Denizi gerek Akdeniz ve Karadeniz sularının birbiri ile ilişkisini araştırmak ve gerekse bu bağlantının ve Marmara Havzasını oluşturan jeolojik olayların bilinmesi amacıyla birçok açıdan eski dönemlerden beri pek çok bilim adamı tarafından incelemeye tabi tutulmuştur.

Şekil 1.1: Anadolu Sayısal Yükseklik modeli üzerinde Kuzey ve Doğu Anadolu Fay Zonları ve Çalışma Alanı. KK-KAF=Kuzey Anadolu Fayı Zonu’nun Kuzey Kolu

Marmara Denizi hakkında en dikkat çekici unsurların başında Marmara Denizi ortası boyunca kendini gösteren üç ana çukurluk bulunmaktadır (Şekil1.2). Bu çukurluklar ve aralarındaki sırtlar, Marmara Denizi ortası boyunca bir havza-sırt yapısı sergiler niteliktedir. Bunlar, gerek Marmara Denizi’nin oluşumu, gerekse deniz içindeki fay yapısının ne şekilde gelişmiş olduğu konusunda ipuçları vermek konusunda oldukça büyük bir önem taşımaktadırlar. Marmara Denizi’nin bu kendine has yapısının 2

oluşumunda, Anadolu’yu Karadeniz kıyılarına yaklaşık paralel olarak kat eden Kuzey Anadolu Fay Zonu’nun (KAFZ) rolünün önemi bilinmektedir. Ancak KAFZ’nun bu evrimdeki rolünün derecesinin anlaşılabilmesi açısından bu alanda pek çok araştırma gerçekleştirilmiştir.

Şekil 1.2. Marmara Denizi Batimetrisi (Rangin, 2001)

Genel olarak bakıldığında Anadolu Bloğu, bulunduğu coğrafik konum itibariyle Afrika- Arabistan ve Asya-Avrupa kıtaları arasında olup, bu kıtaların jeolojik dönemler boyunca aralarındaki okyanusu (Tetis Okyanusu) sıkıştırıp tüketerek, sonunda birbirlerine çarpması ile oluşturdukları Alp-Himalaya Dağ Kuşağı üzerinde yer almaktadır. Bu jeolojik gelişim içerisinde Anadolu Bloğu zamanla evrimleşerek bugünkü şeklini almıştır. Bu evrimin son aşaması ise, Anadolu’nun Kuzey ve Doğu Anadolu Fay Zonlarının arasında batıya doğru hareket etmesiyle başlamıştır (Ketin, 1948; Şengör, 1979, 1980; Şengör ve Yılmaz, 1981). Anadolu Bloğu’nun bu iki fay zonu arasındaki batıya doğru olan hareketi, yılda ortalama 20mm olarak GPS ölçümleri ile belirlenmiştir (Mc Clusky vd. 2000; Şekil 1.3).

Anadolu’nun batıya olan bu hareketinin nedeni, KAFZ ile DAFZ olarak nitelendirilen bu iki önemli fay zonudur. Bu iki fay zonundan kuzeyde olan KAFZ Anadolu Bloğu’nun kuzeyi boyunca morfolojik olarak ve yaratmış olduğu büyük depremler ile kendini açık bir şekilde göstermekte olup, yerbilimcilerin ilgisini sürekli üzerinde toplamaktadır (Şekil 1.1). Bolu yakınlarında iki kola ayrılan KAFZ, İzmit ve Gemlik Körfezleri boyunca Marmara Denizi içine girmektedir. Fayın bu bölgede deniz içine girmiş olması ve fayların deniz içindeki takibinin karadan çok daha zor olması nedeniyle birçok bilim adamı kendi tezlerini destekleyici kanıtlar toplamak suretiyle 3

fayın Marmara Denizi içindeki konumu ve davranışı ile ilgili çeşitli modeller öne sürmüşlerdir. Özellikle pek çok bilim adamı tarafından -600 m ile -1200 m arasında derinlik değişimi gösteren havza ve sırt ardalanmasının nedeninin KAFZ olduğu düşünülmüştür. Marmara Denizi’nin biri İzmit Körfezi ile Ganos Dağı, diğeri ise Gemlik Körfezi ile Kapıdağ Yarımadası arasında uzanan iki fay tarafından boydan boya kesilmiş olduğu ilk kez Pınar(1942) tarafından ortaya konulmuştur (Şekil 1.4a). Bu çalışmanın ardından Marmara Denizi evriminde KAFZ’nun etkisi üzerine farklı modeller ortaya atılmıştır. Bu modellerden ilki Marmara Denizi’nin graben olduğu doğrultusundadır (Ketin, 1968; Smith vd.,1995; Şekil 1.4b). Marmara Denizi’ndeki havza-sırt ardalanmasında KAFZ’nun etkisini açıklayan bir başka model ise Marmara Denizi’nin pull-apart yapısında geliştiğini iddia eden ve sırtların da bu havzalar arasındaki en-echelon dizilimi gösteren KAFZ’nin parçaları tarafından oluşturulduğunu savunan modeldir (Barka ve Kadinsky-Cade, 1988; Şekil 1.4c). Bu model, 17 Ağustos’a kadar kabul görmüş, deprem sonrasında da geliştirilerek Marmara Denizi’nin tektoniğini açıklamak açısından önemli bir model olma niteliğini sürdürmeye devam etmiştir.

Şekil 1.3: Yapılan GPS incelemeleri sonucunda Anadolu’nun günümüzdeki hareket vektörü (Mc Clusky vd. 2000)

17 Ağustos 1999 depremi öncesi MTA Sismik 1 Araştırma Gemisi tarafından Marmara Denizi içerisinde toplanan çok kanallı sismik verilerin yorumu sonucunda KAFZ’nun Marmara Denizi’ndeki davranışları konusunda değişik yaklaşımlar ortaya çıkmıştır (Okay vd., 2000; Şekil 1.4d). Yukarıda tanıtılan önceki çalışmaların tamamında, Marmara Denizi içerisinde yer alan havza-sırt sisteminin oluşumunun KAFZ etkisinde olduğu düşüncesi hakimdir.

Şekil 1. 4: Batimetrik çalışma öncesi Marmara Denizi aktif fay geometrisi için önerilmiş olan modeller; a) Pınar, (1942); b) Ketin, (1968); c) Barka ve Kadinsky-Cade, (1988) d) Okay vd., (2000)

17 Ağustos 1999 Marmara Depremi sonrası, Marmara Denizi’nin tektoniği ile ilgili bilgi sağlayacak veri tabanında önemli derecede artış sağlanmıştır. Depremin ardından Dz. K.K.Seyir Hidrografi ve Oşinografi Dairesi (SHOD) tarafından Marmara Denizi derin çanağı boyunca toplanan multi-beam batimetri verisi, bu çalışmalar açısından bir milat teşkil etmektedir (Şekil 5a-b). Batimetrik veriler ışığında Marmara Denizi’nin batı parçasında, Ganos Dağı Sistemi’nden Büyükçekmece açıklarına kadar uzanan ve aralarındaki havza ve sırtları kesen DKD-BGB uzanımlı bir çizgisellik belirlenmiştir (Şekil 1.6). Bu çizgiselliğin, Marmara Denizi içinde oluşmuş depremlerin episantr dağılımları (Şekil 1.7) ve sismik kesitlerde havzanın ortasında görülen faylarla örtüştüğü görülmekte olup (Şekil 1.8), KAFZ’nun Marmara Denizi içindeki en genç kırığı olduğu sonucuna varılabilmiştir (İmren vd., 2001; Le Pichon vd., 2001; Gazioğlu vd., 2002; Armijo vd., 2002; Demirbağ vd., 2003; Gökaşan vd., 2003; Rangin vd., 2004; Şengör vd., 2005). Bu çalışmalar ışığında ayrıca Marmara Denizi içerisindeki çukurlukları sınırlayan fayların aktif olmadığı belirlenmiş ve tüm bu çalışmaların 5

sonucu olarak da Marmara Denizi’nin batısı boyunca izlenen fayın Marmara Havzası’nı oluşturmak yerine havzayı kesmiş olduğu sonucuna varılmıştır. Böylece, Marmara Denizi’ni oluşturan sistemle KAFZ’nun günümüzdeki aktivitesinin farklı olduğu ilk kez ortaya atılmıştır.(İmren vd., 2001; Le Pichon vd., 2001; Gökaşan vd., 2001; 2003; Şengör vd., 2005). Bunun neticesinde Marmara Denizi içindeki aktif fay modelleri değiştirilmiştir (Şekil 1.9 a, b, c, d, e, f). Bu yeni modeller sonucunda, önceden Marmara Denizi içinde normal faylar tarafından oluşturulacak düşük magnitüdlü depremler beklenirken, Marmara Denizi’ni boydan boya kesen yeni fayın büyük magnitüdlü depremler oluşturabileceği kanısına varılmıştır.

Şekil 1.5: (a) Marmara Denizi’nde Dz.K.K. SHODB tarafından toplanan batimetri verisi (Tur H., Ecevitoğlu B., 2000). (b) Bu verinin İ.Ü. Deniz Bil. ve İşlt. Enst. Berkarda CBS Lab.’da kara topografya verisi ile birleştirilerek elde edilen sayısal arazi modeli (Gazioğlu vd., 2002). İB, ÇB=İstanbul ve Çanakkale Boğazları, BL, KL=Büyükçekmece ve Küçükçekmece Lagünleri PA=Prens Adaları, İA, MA =İmralı ve Marmara Adaları, KŞ, GŞ =Kuzey Güney Şelfler, İK, GK =İzmit ve Gemlik Körfezleri, KY, AY, BY=Kapıdağ, Armutlu ve Biga Yarımadaları, AD=Armutlu Düzlüğü, TH, MH, SH, ÇH =Tekirdağ, Merkez, Silivri ve Çınarcık Havzaları, BS, DS =Batı ve Doğu Sırtları, İG=İznik Gölü

Bu fayın Marmara Denizi doğusunda karada kendini belirgin olarak gösterdiği kısım ise 17 Ağustos ve 12 Kasım depremlerinde hareket eden ve Adapazarı ile İzmit Körfezi’nin doğusu arasındaki bölgedir (Şekil 1.10a).

Deprem sonrası yapılan kara çalışmalarında depremin oluşturduğu fay kırığı ayrıntılı olarak tanımlanabilmiştir. (Emre ve Awata, 2003; Awata vd., 2003; Şekil 1.10a-b). Fayın İzmit Körfezi içindeki devamında ise körfezdeki havza ve sırtların Çınarcık Havzası’na kadar ortalarından yeni bir kırıkla kesilmiş olduğu (İzmit Fayı) belirlenmiştir. (Gökaşan vd., 2001; Kuşçu vd., 2002; Dolu vd., 2007; Şekil 10c).

Şekil 1.6: Ganos Dağ Sistemi ile Büyükçekmece Lagünü arasında Marmara Denizi tabanında izlenen çizgisellik (Gazioğlu vd., 2002). Tekirdağ, Merkez ve Silivri Havzaları’na yukarıdan (a- c) ve doğudan (d) bakışlar 7

Şekil 1.7: BÜ. Kandilli Rasathanesi tarafından 1900-2000 yılları arasında kaydedilmiş olan depremlerin episantr dağılımları

Şekil 1.8: Sismik ve Batimetrik verinin birlikte kullanılması sonucu Tekirdağ Havzası ve Batı Sırtı için üretilmiş olan 3D model ve bu alanda yer alan fay (Gökaşan vd., 2003)

Şekil 1.9a-f: Ayrıntılı batimetrik verinin kullanılması sonucu Marmara Denizi aktif fay modellerinden bazıları (İmren vd., 2001(a); Armijo vd., 2002(b); Le Pichon vd., 2001(c); Yaltırak 2002(d); Gökaşan vd., 2002 (e); Gökaşan vd., 2003(f)) 9

Şekil 1.10: a) İzmit Körfezi ve çevresinin fay haritası (Emre ve Awata, 2003); b-c) Körfez doğusunda ve içinde fayın uzanımı (Awata vd., 2003; Dolu vd. 2007) 10

Şekil 1.11: Marmara batimetrisi (Rangin vd., 2001) ve uydu görüntüsü üzerinde Le Pichon vd. (2001) tarafından önerilen fay (kırmızı) ve İstanbul ve Kocaeli yarımadalarındaki çizgisellikler (siyah hatlar)

Marmara Denizi boyunca varlığı gözlenen KAFZ’nun yeni kolunun Marmara Denizi’nin batı parçası boyunca Ganos fayı olarak bilinen tek ve ana bir kırıktan meydana geldiği bu alanda elde edilen sismik, morfolojik ve sismolojik veriler tarafından işaret edilmektedir (Şekil, 1.6- 1.8). Hemen hemen tüm bilim adamları bu görüşü benimsemiş durumdadır. KAFZ’nun İzmit Körfezi’ni orta ekseni boyunca kesen ve İzmit Fayı olarak adlandırılan tek bir fay zonu olarak devam ettiği de bilim adamlarının üzerinde hemfikir oldukları bir başka noktadır (Gürbüz vd., 2000; Okay vd., 2000; İmren vd., 2001; Gökaşan vd., 2001; 2003; Le Pichon vd., 2001; Gazioğlu vd., 2002; Kuşçu vd., 2002; Şekil 1.7, 1.10). Fakat Çınarcık Havzası içerisinde İzmit ve Ganos faylarının birbirleri ile nasıl birleştiği konusunda birbirinden oldukça farklılıklar gösteren ve bilim adamlarını anlaşmazlığa sürükleyen modeller söz konusudur (Şekil 1.11). Modellerin bazılarında İzmit Körfezi’nden geçen KAFZ’nun Çınarcık Havzası’nın güney yamacını veya orta eksenini takip edip batıdaki faya bağlandığı iddia edilirken (İmren vd., 2001; Gökaşan vd., 2002; 2003; Yaltırak, 2002; Şekil 1.9a, 1.9d, 1.9e-f), bazı modellerde ise fayın Çınarcık Havzası’nın kuzeyi boyunca ilerlediği iddia 11

edilmiştir. (Okay vd., 2000; Le Pichon vd., 2001; Rangin vd., 2004; Şengör vd., 2005; Şekil 1.4d, 1.9c). Farklı modelleri ileri sürmelerine rağmen İmren vd (2001), Le Pichon vd.(2001) ve Gökaşan vd (2002;2003) Çınarcık Havzası kuzey yamacının bir doğrultu atımlı fayın kontrolünde olduğunu öne sürerken (Şekil 1.9a-c, 1.9 e-f), bunun karşıtı olarak aynı yamaç Yaltırak (2002) ve Armijo vd (2002) tarafından normal fay kontrollü olarak yorumlanmaktadır (Şekil 1.9 b-d). Le Pichon vd (2001; Şekil 1.9c), Demirbağ vd .(2003) ve Rangin vd.(2004) ise Çınarcık Havzası’nın güney yamacını izleyen bir kolun varlığını reddetmektedirler.

Şekil 1.12: Marmara Denizi Çanağı güney (a) ve kuzey (b) yamaçları (Gazioğlu vd., 2002’den değiştirilerek) 12

SHODB tarafından toplanan multi-beam batimetrik verinin değerlendirilmesi sonucunda, Marmara Denizi kuzey ve güney yamaçları arasındaki farkların belirlenmesi mümkün olmuştur. Belirgin olan ilk fark, kuzey yamacın güneye nazaran daha yüksek eğimli olmasıdır (Gazioğlu vd.,2002; Şekil 1.12 a,b). Ayrıca kuzey yamaç da kendi içinde morfolojik farklılıklar sergilemektedir. Bu farklılıklar, bazı yerlerde daha yüksek ve doğrusal yamaçlar, buna karşın bazı alanlarda ise daha düşük eğimli ve içbükey yamaçlar olarak kendini göstermektedir (Gazioğlu vd., 2002). Çınarcık havzası kuzeyindeki bu doğrusal ve dik yamaç morfolojik olarak daha genç bir şekillenme sergilemektedir. Bu doğrusal morfoloji, bölgenin doğrultu atımlı fay kontrollü olabileceği sonucunu doğurmaktadır.17Ağustos depremi sonrası meydana gelen 3 artçı depremin de doğrultu atımlı olması bu yorumu destekler niteliktedir (Örgülü ve Aktar, 2001). Tüm bu söylenenlerden de anlaşıldığı üzere KAFZ’nun Marmara Denizi içinde nasıl bir geometriye ve karaktere sahip olduğuna dair ortaya çıkmış modellerin çeşitliliği yapılan çalışmalardan elde edilen sonuçlar doğrultusunda azalmış fakat fayın Çınarcık Havzası içindeki yapısı henüz açıklık kazanmamıştır. Bu teze konu edilen çalışma alanı olan İstanbul Boğazı ve Adalar çevresi de bu belirsizliğin hakimiyetini sürdürdüğü bir alan olması ve Türkiye’nin en önemli yerleşim, yaşam ve ekonomi merkezi konumunda bulunan ve Türkiye’nin can damarı durumunda olan İstanbul Şehri’nin hemen güneyinde yer alması nedeniyle hayati önem taşıyan bir bölgedir. Bu çalışmanın temel amacı; İstanbul Boğazı Marmara Denizi çıkışı ve Adalar civarındaki fay yapısı ve bu bölgenin nasıl bir tektonik gelişim gösterdiği konusundaki veri tabanında yer alan eksikliği gidermek ve eldeki veriler ışığında İstanbul Şehri’nin güneyine tekabül eden bu bölgenin aktif tektoniği konusundaki belirsizlikleri mümkün olduğunca ortaya çıkarmaktır. Bu bölgedeki aktif tektoniğin yeterince aydınlatılmış olamamasının nedenleri arasında Çınarcık Havzası ve çevresinin karmaşık bir jeolojik yapıya sahip olması yanında, bölgeye en yakın kara parçası olan ve İstanbul’un da üzerinde yer aldığı Çatalca ve Kocaeli yarımadalarının Kuvaterner dönemi jeolojik olayları hakkında bilgilerin yetersiz olması vardır. Bu bilgi yetersizliğinin altında yatan sebep ise İstanbul Şehri’nin jeolojik gelişimini güncel olarak takip eden çalışmaların eksik olması ve bu konudaki bilgilerin 19.yy’da yapılmış araştırmalardan elde edilen temel bilgilerle sınırlı olmasıdır. Bu amaçla, çalışmada veri tabanı açısından oldukça zayıf olan İstanbul ile KAFZ arasındaki bölgede, yüksek çözünürlüklü verilerin yorumu 13

ile bu eksiğin kısmen de olsa kapatılması hedeflenmiştir. Çalışmada, Marmara Denizi Kuzey Şelf bölgesi, İstanbul Boğazı çıkışı ve Adalar civarı olarak iki bölge halinde ele alınmıştır. Bu alanlardan, İstanbul Boğazı çıkışında SHOD tarafından 1999 yılında toplanmış olan yüksek çözünürlüklü sığ sismik veri ilk kez bu çalışma bünyesinde sismik stratigrafik ilkeler doğrultusunda incelenmiştir. Bu doğrultuda sismik kesitler üzerinde ayrıca yapısal yorumlama da yapılmıştır. Elde edilen sismik sonuçlar, yine bu alanda SHOD tarafından toplanmış olan ve ilk kez yorumlanan batimetrik veri ile de birleştirilerek bu alandaki jeolojik unsurların deniz tabanı üzerindeki etkileri değerlendirilmiştir. Yapılan sismik stratigrafik yorumlama sonucu çalışma alanında belirlenmiş olan temel birim ve üzerindeki havza dolgusuna ait derinlik ve kalınlık haritaları oluşturulmuştur. Daha sonra bu haritalardan yararlanılarak yapılan morfolojik yorum ile sismik kesitlerde gözlenen fay sistemlerinin ve yapıların haritalardaki çizgiselliklerle örtüştürülmesi yoluna gidilmiştir. Çalışmanın temel alanı olan İstanbul Boğazı çıkışındaki çalışmaların tamamlanmasının ardından, bölgenin doğusunda kalan ve Adalar civarında önceden yapılmış olan çalışmalardan elde edilen verilerle (Tur 2007) boğaz çıkışında elde edilen veriler beraberce değerlendirilmek amacıyla önce bu bölgeden alınmış ve daha önceki çalışmalarda yorumlanmış olan kesitler yeniden değerlendirilmiştir. Bu yorumlar neticesinde iki bölgenin kesitlerinden ayrı ayrı elde edilmiş olan temel ve havza dolgusu kalınlık haritaları birleştirilmiş, böylece Tuzla Körfezi’nden İstanbul Boğazı batısında yer alan Ahırkapı açıklarına kadar uzanan Marmara Denizi kuzeybatı şelfi ile ilgili genel bir yorumlamaya gidilmiştir. 14

2.GENEL KISIMLAR

2.1 SUALTI AKUSTİĞİ

Okyanus suyu, oldukça heterojen bir yapıya sahip karmaşık bir akustik ortamdır. Yüksek ayırımlı deniz jeofiziği çalışmalarında kullanılan ekosounder, yanal arama sonarı ve deniz mühendislik sismiği gibi yöntemler, deniz suyu içerisine çok yüksek frekanslı ses sinyalleri göndererek, bunların deniz tabanından veya deniz tabanının altındaki tortul ara yüzeylerinden geri dönen yansımalarını veya bu yansımaların varış zamanlarını kaydederler. Bu yöntemlerin tamamında su içerisine yüksek frekanslı akustik enerji gönderilir. Su kolonu içerisinde yayınan bu ses sinyalinin yayınım özellikleri, akustik ve optik fizik ilkeleri temel alınarak ortaya konulmaktadır.

2.1.1 Ses Dalgaları

Ses sinyali, sismik kaynaktan çıktıktan sonra ortamda yayınmaya başlar ve artık bizim kontrolümüz altında değildir. Sinyalin su kolonu ile ilişkisi her zaman düzenli değildir ve bu durum elde edilen kaydı birçok şekilde etkileyebilir. Çalışma alanındaki akustik koşullar beklenen performansı olumsuz şekilde etkileyebileceğinden, planlama ve çalışma esnasında bu faktörler göz önünde bulundurulmalıdır. Bu faktörler arasında, ortamın kendisinin özellikleri (ses hızı, yayınım, sönüm vb. etkiler) ve ortamda bulunabilen gürültüler sayılabilir. Yayınan sinyalin temel özellikleri, genliği, frekansı ve hızı ile verilmektedir. Frekans, dalga boyu ve hız arasında;

V λ = (2.1) f bağıntısı geçerlidir. Burada λ dalgaboyu (metre), f frekans(Hz) ve V (m/sn)ise dalga hızıdır. Birçok akustik sistemin ayrımlılığı, yaydığı sinyalin dalga boyu ile doğrudan ilişkilidir. Arama jeofiziği çalışmalarında, sıkışma (P) ve kayma (S) dalgaları olmak üzere iki türlü ses dalgasından söz edilebilir. 15

P DALGALARI: Ortamda en hızlı yayınan elastik dalga türüdür. Bu dalgalar elastik ortamda yayınırken, yayındıkları hat boyunca (su ve tortullar içerisinde) sıkışma ve genişleme meydana getirirler. P dalgalarından etkilenen parçacıklar, dalga yayınım doğrultusunda ileri geri titreşirler. P dalgalarının ortamdaki yayınım hızı;

4μ k + V = 3 (2.2) P ρ

ile verilir. Burada VP ,P dalga hızı, k rijitite modülü, μ Lame sabiti, ρ ise ortamın yoğunluğudur.

S DALGALARI: Bu dalgalar elastik ortamda yayınırken, etkiledikleri partiküllere, yayınım hatlarına dik bir doğrultu üzerinde salınım hareketi (makaslama) yaptırırlar. S dalgalarının ortamdaki yayınım hızı;

μ V = (2.3) S ρ

ile verilir. Burada VS S dalga hızı μ Lame sabiti ve ρ ise ortamın yoğunluğudur. S dalga hızları P dalgalarından düşüktür. Su içerisinde μ =0 olup, S dalgaları su kolonunda yayınmazlar.

2.1.2 Ses Dalgalarının Yayınımı

Vericiden yayınan sinyal, deniz suyu ortamında küresel dalga cepheleri oluşturacak şekilde yayınmaya başlar. Bu yayınım ilkeleri Huygens ilkesi ile açıklanır. Buna göre, küresel dalga cephesi üzerindeki her nokta, yine küresel olarak yayınan yeni bir dalga cephesi kaynağı gibi davranmaktadır. Dalga cephelerinin yarıçapı çok büyükse, dalgalar düzlem dalga gibi davranmaya başlarlar. Dalga cephelerine dik doğrulara ışın yolu adı verilir ve dalga yolunun tamamında bu yollar kullanılır.

2.1.2.1 Yansıma ve Kırılma Sismik dalgalar, yoğunluk veya ses hızının farklı olduğu iki ortamı ayıran deniz tabanı veya litolojik/stratigrafik sınır gibi bir ara yüzeye ulaştıklarında, dalgaların bir kısmı bu 16

yeni ortam içerisine iletilirken, bir kısmı da ara yüzeylerden geri yansır. Sınıra ulaşan dalgaların yansıma ve iletim geometrisi (2.4) eşitliği ile verilen Snell yasası tarafından belirlenir.

Yansıma açısı dalganın geliş açısına eşittir(Şekil 2.1), kırılma açısı ise;

Sin Sinθθ 1 = 2 (2.4) V1 V2

bağıntısı ile verilir. Burada V1 ve V2 ara yüzeyin ayırdığı iki ortamdaki ses dalgası hızlarıdır. Yansıyan enerjinin miktarı, yansıtıcı tabaka kalınlığının, ara yüzeyin keskinliğinin ve ara yüzeyin sinyali yansıtabilirliğinin bir fonksiyonudur. Yansıtabilirlik, her iki ortamın hız ve yoğunluklarının çarpımı (akustik empedans) ile orantılıdır ve ara yüzeye dik olarak gelen bir ses dalgası için;

−VV ρρ R = 1122 (2.5) +VV ρρ 1122 bağıntısı ile verilir. Burada R yansıma katsayısıdır. Bir ara yüzeyden ses dalgası yansıması için, o ara yüzeyin ayırdığı ortamların akustik empedansı birbirinden farklı olmalıdır. Empedans farkı ne kadar büyükse o kadar yüksek genlikte bir yansıma oluşur. Akustik empedans düşünce, yansıyan dalga 180 derece faz dönmesine uğrar. Bu özellik, gaz birikimi olan tortulların ürettiği parlak nokta anomalileri sayesinde, sismik veri üzerinde tanımlanabilmesine olanak sağlar.

Şekil 2.1: Herhangi bir ara yüzeye ulaşan ses dalgasının (P) kırılma ve yansıması 17

2.1.3 Deniz Suyundaki Ses Hızı

Birçok deniz akustik sistemi, yaydığı sinyalin herhangi belirli bir noktaya gidip geri dönmesi arasında geçen zamanı ölçmektedir. Bu zamanın mesafeye dönüştürülmesi için sudaki ses hızının bilinmesi gerekir. Birçok akustik cihaz sudaki ses hızı için, geniş çapta kabul görmüş hız değeri olan 1500 m/sn değerini kullanmaktadır. Bilindiği üzere ses dalgaları, ortamın fiziksel özelliklerinin bir fonksiyonu olarak yayınmaktadır. Sudaki ses hızını belirleyen faktörler, yoğunluk ve dolayısıyla sıcaklık, tuzluluk ve basınçtır. Ses hızı, tuzluluk değişimlerine duyarlı olmakla birlikte, bir bölgedeki tuzluluk değeri genellikle sabit olduğundan ses hızını fazla etkilememektedir. Dolayısıyla ses hızını etkileyen en önemli etmen sıcaklıktır. Derinlerde sıcaklık değişimi oldukça az iken sığ sularda bu değişime rastlamak mümkündür. Bu yüzden sığlarda hızlı sıcaklık değişimleri görülebilmektedir.

2.1.4 Su İçinde Yüksek Frekanslı Ses Dalgasının Üretilmesi

Çok yüksek ayırımlı akustik çalışmalarda, oldukça yüksek frekanslı (2-200 kHz) akustik sinyaller kullanılmaktadır. Gemi gövdesine monte edilmiş deniz mühendislik sismiği sistemleri, genellikle 3.5 kHz frekansında çalışırlar. Derinden çekilen deniz mühendislik sismiği sistemlerinin çalışma frekansı ise 2-15 kHz arasındadır. CHIRP sistemleri adı verilen sistemler kullanılarak sinyalin çıkış gücü ve bant genişliği arttırılabilir. Bu sistemler 2-8 kHz arasını süpürebilen geniş bir frekans bandına sahiptirler. Bu sinyallerin deniz tabanının altındaki tortullara etkisi (penetrasyon) oldukça düşük olmakla birlikte, bunlar taban altının oldukça ayrıntılı görüntüsünü sunarlar(Jones,1999). Su kolonu içerisine ve deniz tabanına çok yüksek frekanslı ses sinyali gönderen bu elemanlara transduser adı verilmektedir. Su kolonu içerisine yayınan sinyalin doğasını, sinyali oluşturan transduser ve elektronik elemanlarının tasarımı belirlemektedir. Tranduserler, bir enerji şeklini başka bir enerji şekline çeviren elemanlardır. Deniz jeofiziği çalışmalarında bu dönüşüm elektrik enerjisinden akustik enerjiye veya tam tersi şeklindedir. Transduserler, vericinin ürettiği ve salınım yapan elektrik alanını mekanik titreşime dönüştürürler. Bu titreşimler salınım yapan basınç (ses) olarak su kolonu içerisine gönderilir. Ses, deniz tabanı veya su kolonu içerisindeki bir nesneye çarpana kadar, suyun akustik özellikleri ile belirlenen bir şekilde verici sisteminden 18

uzaklara doğru yayınır. Yayınan bu ses dalgasının bir kısmı bu nesnelerden geriye yansıyarak alıcı sistemlerine ve transduserlere geri döner.

Bu çok yüksek frekanslı ses sinyalini üreten transduser, aynı zamanda geri dönen bu yansımaları dinlemekte kullanılır. Tranduser malzemesi, sesin oluşturmuş olduğu basınç değişimi tarafından mekanik olarak tetiklenir ve sonuçta titreşimi elektrik enerjisine dönüştürür. Bu enerji çeşitli şekillerde yükseltilerek grafik kayıtçıya veya sayısal olarak saklanmak üzere veri toplama birimine gönderilir. Transduserler, gemi gövdesine monte edilir veya su kolonu içerisindeki akustik titreşimi önlemek amacıyla aerodinamik biçimli bir kaplama materyali içerisine (balık veya tow- fish) konularak derinden çekilirler.

2.1.5 Dalga Genliğini Etkileyen Faktörler

2.1.5.1 Yayınım Etkisi Üretilen sinyal transduseri terk ettiğinde su içinde her doğrultuda yayınır. Sinyal transduserden uzaklaştıkça genişler ve daha fazla hacim işgal etmeye başlar. Bu işlem küresel saçılma olarak bilinmektedir. Transduserden uzaklaştıkça, aynı bir alandaki sinyalin şiddeti de, mesafenin karekökü ile doğru orantılı olarak azalır. Dolayısıyla mesafe arttıkça, hedefe ulaşan ve oradan transdusere geri dönen sinyaller de daha zayıf olacaktır. Deniz tabanının yapısına veya hedeflerin yansıtabilme gücüne bağlı olmayan bu kayıp, alınan sinyalin işlenmesi esnasında göz önüne alınmalıdır.

2.1.5.2 Soğrulma Etkisi Sinyal su içerisinde yayınırken, enerjinin bir kısmı ortam tarafından soğrulur. Soğrulma, tanecikler arasındaki sürtünmenin bir sonucudur ve kullanılan frekansa güçlü şekilde bağlıdır. Bu sürtünme nedeniyle enerjinin bir kısmı ısıya dönüşerek yok olur ve tekrar geri kazanılamaz. Transduserden A0 genliğinde çıkan bir sinyalin genliğinin, soğrulma nedeniyle transduserden r mesafe kadar uzaklıkta Ar genliğine dönüştüğü dikkate alınırsa , A0 ve Ar arasında;

−α .r r = 0eAA (2.6) ve soğrulma (sönüm) katsayısı için; 19

πf α = (2.7) QV bağıntısı geçerlidir.Burada α , sönüm katsayısı olarak bilinir ve birimi dB/ λ dır. Burada f sinyalin frekansı, V ortamdaki ses hızı ve Q ise ortamın sismik kalite faktörüdür. Sönüm katsayısı ne kadar büyükse sinyalin genliği o kadar azalır. Sönüm katsayısı frekans ile ters orantılı olup, sinyalin frekans içeriği yükseldiği sürece sönüm katsayısı artacağından, yüksek frekanslı ses sinyalleri ya da ses sinyalinin yüksek frekanslı bileşenleri çok daha hızlı sönümlenecektir. Sonuç olarak, ortamda ilerleyen keskin ve dar ses sinyali, yüksek frekanslarını kaybederek gittikçe genişler ve peryodu büyür. Buna karşılık, düşük frekanslar ve kısa mesafede yayınım kaybı daha fazladır.

2.1.5.3 Saçınım Etkisi Ses sinyali transduserden yayındığı esnada, düzgün olmayan su yüzeyiyle, hava kabarcıklarıyla, balıklar gibi su kolonundaki hedeflerle, askıdaki tortullarla veya engebeli deniz tabanıyla karşılaşır. Bu durumlarda sesin bir kısmı farklı doğrultularda saçınır. Sesin saçınmasının iki önemli etkisi vardır. Bunlardan birincisi, saçınımın, ana hedef olan deniz tabanına ulaşan enerji miktarını azaltmasıdır. Bu mesafenin artması, sinyal şiddetini azaltan diğer bir önemli faktördür. Saçınmanın ikinci etkisi ise, saçınarak transdusere geri dönen enerjinin, kayıtlarda sürekli olarak gözlenen bir statik gürültü seviyesi oluşturmasıdır. Saçınma ve soğrulma etkisinin ikisine birden “sönümlenme” adı verilir.

2.1.6 Gürültü

Tranduserlere geri dönen sinyal, sadece transduserden su kolonuna gönderilen sinyal değildir. Denizde her zaman birçok gürültü kaynağı vardır ve bunlar kayıtlarda farklı şekilde görülürler. Bazı durumlarda toplanan veriyi tamamen kaplayan girişimlere de sebep olabilirler. Genel anlamda gürültü, transdusere ulaşan ve transduserden yayınmamış olan her türlü akustik enerjidir. Gürültüler dış ve iç gürültüler olarak ikiye ayrılırlar. Dış gürültüler, araştırma gemisinden kaynaklanmayan gürültülerdir. İç gürültüler ise araştırma gemisinden veya geminin kullandığı diğer cihazlardan dolayı oluşan gürültülerdir. Bu çeşit gürültülerle karşılaşıldığında, çalışmadan sonra kayıtların yorumuna katkıda bulunabilmek için, bunlar kayıt üzerinde belirtilmelidir. 20

Bu gürültüleri tanımlamak gerekirse;

2.1.6.1 Dış Gürültüler (a)Diğer Cihazlar: Sonar, echosounder, sparker ve boomer gibi cihazlar genellikle aynı anda kullanılır. Bu nedenle bunlardan birinden gönderilen sinyaller diğerleri için gürültü teşkil edebilmektedir.

(b)Gemi Makineleri: Gemide bulunan jeneratörler ve motorlar gürültü kaynağı olabilmektedirler. Transduserlerin derinliği bu durumlarda önem taşır.

2.1.6.2 İç Gürültüler (a) Deniz Yüzeyi: Deniz yüzeyindeki dalga bu sistemler için bir başka gürültü kaynağıdır. Bu dalganın seviyesi artarsa gürültünün de seviye ve frekans aralığı artmaktadır. (b)İnsan Gürültüsü: Denizdeki aktiviteler bir başka gürültü kaynağı olarak sayılabilir. Özellikle limanlarda bu gürültü seviyesi yükselir. (c) Biyolojik: Deniz canlıları bu gruba dahil edilebilirler. Özellikle yunus balıkları yüksek frekansta seslerle haberleştiklerinden bu ses bazı sonar kayıtlarında görülebilmektedir. (d) Termal: Akustik enerji bir çeşit molekül hareketidir. Su moleküllerinde de termal enerji kaynaklı bir molekül hareketi mevcuttur. Bu hareketim gürültüye katkısı az olmasına karşın, derin sularda yüksek frekansları sınırlayabilmektedir. (e) Yağmur: Çok önemli olmasa da, bazen düşük ve statik bir gürültü yaratabilmektedir.

2.2 SİSMİK STRATİGRAFİK YORUMUN PRENSİPLERİ

1970’li yıllara kadar jeolog ve jeofizikçiler tarafından kabul edilen genel bir görüş, ”sismik refleksiyonların litofasiyes sınırlarını takip ettiği ve zaman çizgilerini kestiği” şeklinde idi. 1977 yılında Dr. Vail ve ekibi, sismik refleksiyonların izokron olduğu ve litofasiyes sınırlarını kestiğini vurgulamışlar ve “sismik startigrafi” adı verilen yeni metodu ortaya koymuşlardır. Burada yapılmak istenen ve gerçekleştirilen şey, eşzaman yüzeyleri arasındaki stratigrafik birimleri incelemek, dolayısıyla kronostratigrafik bir 21

çatı inşa etmek ve litofasiyes topluluklarını, birbirleriyle olan ilişkilerini bu çatı içinde incelemektir (Tardu ve Baysal, 1995).

Şekil 2.2: Eşzaman yüzeyleri (sismik yansılamalar) ile litofasiyes sınırları arasındaki ilişkiler (Tardu ve Baysal, 1995)

2.2.1 Sismik Refleksiyonların Jeolojik Anlamları

Sismik enerji yeraltında yayılırken farklı akustik empedans (hız x yoğunluk) değerlerine sahip tabaka ve/veya tabaka dizilerini birbirinden ayıran yüzeyler sismik refleksiyonların oluşmasının sebebidir. Düşey kesitlerdeki belirgin akustik empedans kontrastı yeterli refleksiyon katsayısının oluşumuna neden olmaktadır. Bu ise yüzeyden yeraltına gönderilen enerjinin bir kısmının böyle bir yüzeyden yansıyarak yeryüzüne geri dönmesine ve dolayısıyla ölçülebilmesine olanak sağlamaktadır. Refleksiyon 22

katsayısı yansımaya neden olan yüzeyin alt ve üstündeki tabakaların göreceli hız ve yoğunluk özelliklerine bağlı olarak pozitif ve negatif değerler alabilmektedir.

Şekil 2.3: Refleksiyon katsayısı, litoloji ve sismik dalgalar arasındaki ilişkiler (Tardu ve Baysal, 1995)

Birincil sismik refleksiyonlar kayaçlar içerisindeki fiziksel yüzeylerden kaynaklanmaktadır. Bu yüzeyler, temelde, yeterli hız ve yoğunluk kontrastına sahip olan tabaka yüzeyleri ve uyumsuzluklardır. Tabaka yüzeylerinin eşzamanlı olmalarının nedeni, eski çökelme yüzeyleri olmalarıdır. Uyumsuzluk yüzeyleri ise erozyon ve /veya 23

çökelmezlikleri göstermekte olup belirli bir stratigrafik boşluğa sahiptir. Bu yüzeyler boyunca altta bulunan tabakalardaki aşınma ve /veya çökelmezlik değişik miktarlarda olabildiği gibi, üstte bulunan tabakalar da aşmalı olabilmektedir. Bu nedenle, uyumsuzluk yüzeyleri boyunca değişen miktarlarda zaman boşluğu bulunmaktadır. Dolayısıyla, uyumsuzluk yüzeyleri eşzaman yüzeyler olmayıp kronostratigrafik değildir. Bu özellikten dolayı uyumsuzluk yüzeyleri ile sınırlı tabakalar belirli zaman limitleri arasında kalmaktadır ve kronostratigrafiktir.

Bazı jeolojik ve hidrojeolojik özellikler düşey stratigrafik dizilim içerisinde ikincil yüzeylerin/ sınırların oluşmasına neden olabilmektedir. Akustik empedans farklılığına sahip olabilen böyle yüzeyler refleksiyon üretmektedirler.

Vail ve diğerlerine göre (1977), sismik refleksiyonlar dalga boylarının yaklaşık olarak yarısına tekabül eden bir limit içerisinde jeolojik tabaka düzlemlerini (zaman çizgilerini) takip ederler. Refleksiyonların özelliklerinden yararlanılarak;

1.Jeolojik zaman korelasyonlarını (kronostratigrafik çatıyı), 2.Genetik depozisyonal birimlerin tanımlanmalarını, 3.Genetik birimlerin çökel ortamlarını ve kalınlıklarını, 4.Paleobatimetriyi, 5.Gömülme tarihçesini, 6.Uyumsuzluklar üzerindeki röliyefi, 7.Paleocoğrafya ve jeolojik tarihçeyi açığa çıkarmak ve yorumlamak mümkündür. Burada dikkat edilmesi gereken nokta litofasiyes ve/veya kayaç tipinin doğrudan doğruya refleksiyon geometrisinden tayin edilemeyeceğidir.

2.2.2 Tabakaların Sona Ermeleri

Sismik stratigrafinin parametrelerine geçmeden önce, refleksiyonların karakterize ettiği tabaka ve /veya tabaka setlerinin belirli bir yüzeye karşı olan bitme örnekleriyle ilgili terminolojinin anlaşılması gerekmektedir. Tabaka yüzeylerinden (depozisyonal yüzeylerden) türeyen birincil refleksiyonlar erozyonal ve çökelmezlik tipi 24

uyumsuzluklara karşı bir anda biterler. Bunlara “Lapout Terminations” adı verilmektedir.”Lapout” lar stratigrafi istifi içindeki ana devamsızlıkların üzerinde veya altında oluşabilirler.

Şekil 2.4: Temel tabaka bitme şekilleri ve adlandırmaları (Tardu ve Baysal, 1995)

Lopoutlar bulundukları yer ve konumları dikkate alınarak aşağıdaki gibi sınıflandırılmaktadırlar.

1. Uyumsuzluk yüzeyi üzerinde gelişen lopoutlar, baselap olarak anılmaktadır. İki tipi bulunmaktadır. a: ”Downlap” Aşağı doğru bir eğimle (genelde basen tarafına )biten refleksiyonlar. b: ”Onlap” Eğimli bir yüzeye karşı ve yanal olarak biten refleksiyonlar.

2. Üstteki daha genç bir çökelmezlik yüzeyine ve /veya bir uyumsuzluk yüzeyine karşı ve yukarıya doğru oluşan “lopaut”lar “Toplap” adını almaktadır. Oluşum şekillerine göre iki tipi vardır.

Şekil 2.5: “Onlap”, “downlap” ve “toplap” leri gösteren (a) yorumlanmamış ve (b)yorumlanmış bir sismik kesit (TPAO’dan alınmıştır)

a: “Toplap”:Üzerlerinde gelişmiş bulunan bir çökelmezlik yüzeyine karşı biten refleksiyonlardır. b: Erozyonal “Toplap”: Sigmoid ve /veya oblik klinoformların erozyonal olarak yontulmalarıyla oluşurlar. Genelde bir eğilme olayı ile birliktedirler.

(a)

(b)

Şekil 2.6: a) Erozyonal yontulma; b) Denizel onlapleri gösteren örnek sismik kesitler (TPAO’dan alınmıştır)

c: Aldatıcı Yontulma d: “Offlap” : Genelde basen yönünde ilerleyen sismik yansımalara bu ad verilmekte olup klinoform terimiyle eş anlamlıdır.

2.2.3 Refleksiyon Parametreleri a: Refleksiyon şekilleri: Stratigrafik özelliklerle direkt olarak ilgilidir. Çökelme işlevleri ile ilgili tabaka örnekleri ile kontrol edilmektedir. Depozisyonal işlev ve ortamlarla doğrudan ilişkilidir. b: Refleksiyon Devamlılığı: Tabaka yüzeyleri boyunca olan akustik empedans kontrastı ile ilgilidir. Depozisyonal işlev ve ortamlarla doğrudan ilişkilidir. c: Refleksiyon Amplitüdü: Tabaka yüzeyleri boyunca olan akustik empedans kontrastının derecesi ile kontrol edilmektedir. Litostratigrafik özelliklerle ilişkilidir. d: Refleksiyon Frekansı: Sismik enerji kaynağı ve tabaka kalınlıkları ile doğrudan ilişkilidir. Sıvı içeriğinden kaynaklanan yanal yöndeki hız ve kalınlık değişimleri frekansı etkilemektedir. e: İnterval hızı: Sismik veri işleme ait önemli bir faktör olup litoloji, porozite ve sıvı içeriği hakkında bilgiler vermektedir. f: Sismik Fasiyes Birimlerinin Dış Şekilleri ve Bölgesel Topluluğu: Bu şekiller depozisyonal işlev ve ortamlarla, litofasiyes toplulukları ve değişimleriyle doğrudan ilişkilidir.

2.2.4 Sismik Refleksiyonlar ve Zaman Stratigrafisi

A: Baselap, toplap ve erozyonla yontulmalarla belirgin olan uyumsuzluk yüzeylerinden kaynaklanan refleksiyonlar hariç olmak üzere; sismik refleksiyonlar eşzaman çizgilerini karakterize etmektedir.

B: Sismik refleksiyonlar amplitüd, frekans ve diğer parametrelerdeki değişikliklerle karakterize edilen birçok litofasiyes sınırını keser. Fasiyes sınırları dalga şekillerindeki değişmelerle tahmin edilebilmektedir.

C: Tabaka yüzeylerinden kaynaklanan refleksiyonlar izokrondur. Sismik kesitlerde yapılan kronostratigrafiye temel teşkil ederler.

Şekil 2.7: Tabaka bitmeleri ile tariflenen stratigrafik ilişkiler ve bunlara verilen kronostratigrafik yanıtlar

2.2.5 Sismik “Sequence” Analizi

Mitchum ve diğerleri (1977,1988) 3’üncü derecede bir depozisyonal “sequence” alt ve üst sınırları uyumsuzluklar veya bunların eşdeğeri korale edilebilen uyumluluklar olan, genetik olarak birbirleriyle ilgili tabakaların göreceli olarak uyumlu bir dizilimi şeklinde tanımlanmıştır.

Sismik sequence, bir sismik kesit üzerinde görülen göreceli olarak uyumlu, genetik olarak birbiriyle ilgili ,üst ve alt sınırları refleksiyon bitmeleriyle karakterize edilen devamsızlıklar olan refleksiyon topluluğu şeklinde ifade edilmektedir.

Refleksiyon bitmelerinin sistematik örnekleri sismik “sequence” ların tanımlanmaları için temel kriterlerdir. Sismik kesitlerde “downlap, onlap, toplap” ve “truncation” şeklinde görülen ve adlanan bu özellikler tabaka ve/veya tabaka setlerinin kendilerinden 29

daha eski veya daha yeni bir yüzeye karşı bitmelerinden/yontulmalarından başka bir şey değildir.

Şekil 2.8: Tabakalar ile “sequence” sınırları arasındaki ilişkiler

A: Üstü Uyumsuz Olan Konum: Erozyonal yontulma ve “toplap” ’leri içermektedir. Erozyonal yontulmalar bir tilting sonrasında oluşabildiği gibi özellikle birinci tip uyumsuzlukları oluşturan deniz seviyesinin göreceli olarak hızlı ve büyük oranda düşmesi sonucunda klinoformların üst kısımlarının yontulmalarından da kaynaklanabilmektedir. ”Toplap” ler ise eğimli tabakaların (klinoform) üzerlerindeki çökelmezlik sonucu oluşan bir yüzeye karşı bitmeleridir.

B: Altı Uyumsuz Olan Konum:”Onlap” ve “Downlap” ler ile karakterizedir. “Onlap” ler, orijinal olarak yatay tabakaların eğimli bir yüzeye karşı veya orijinal olarak eğimli tabakaların kendilerinden daha büyük eğimli bir yüzeye karşı bitmeleridir. Aktif faylarla sınırlı basen kenarlarında, örneğin bir grabende, çökelme fay karakteri ile eşzamanlıdır. Böyle alanlarda ilk önce yatay olarak gelişen tabakalar yükselen fay bloğu yakınlarında yukarıya doğru bükülmektedirler. Dolayısıyla aktif faya yaslı “onlap”ler de yukarıya doğru eğim kazanmakta olup “uplap” adını almaktadırlar. ”Downlap” ler ise orijinal olarak eğimli tabakaların eğim aşağıya doğru ve kendilerinden daha az eğimli veya yatay tabakaların üzerlerinde bitmeleridir.

“Offap” terimi ise basene doğru ilerleyen eğimli tabakaları (klinoform) belirten refleksiyonlar için kullanılmaktadır.

Sismik kesitlerde görülen sequence sınırlarının belirginliği uyumsuzluğun alt ve üst yüzlerinde bulunan tabakalar arasındaki hız ve yoğunluk kontrastına bağlıdır. Bu farklılığın bulunmadığı veya belirgin olmadığı durumlarda sequence sınırlarını karakterize eden uyumsuzluklardan refleksiyon türeyememektedir. Açısal uyumsuzluk olması durumunda alt ve üstteki birimler arasında çoğunlukla yeterli akustik empedans farkı bulunmakta ve refleksiyonlar türeyebilmektedir. Açısal olmayan uyumsuzluklar ise, alt ve üstteki tabakaların çoğunlukla farklı hız ve yoğunluk kontrastına sahip olmaları nedeniyle ve genelde olmak üzere, kuvvetli bir refleksiyonla karakterize edilmektedir.

2.2.6 Sismik Fasiyes Analizi

Sismik fasiyes analizi, bir sismik sequence içindeki refleksiyonların şekillerini, konumlarını ve diğer özelliklerini incelemekten ibarettir. Sismik fasiyeslerin ayırımını sağlayan parametreler, aşağıdaki gibidir;

1.Refleksiyon Şekilleri: Direkt olarak jeolojik orjinden kaynaklanmaktadır. Depozisyonal işlem, orijinal depozisyonal topoğrafya, batimetri ve erozyon tarafından şekillendirilen tabaka örnekleri tarafından kontrol edilmektedir.

2.Refleksiyon Devamlılığı: Tabakalanma yüzeyi boyunca olan akustik empedans farkının devamlılığına bağlıdır.

3.Refleksiyon Amplitüdü: Esas olarak tabakalanma yüzeyleri boyunca olan akustik empedans kontrastının derecesi ile kontrol edilmektedir.

4.Refleksiyon Frekansı: Sismik enerji kaynağının bir fonksiyonudur. Reflektör tabakalar arasındaki mesafeye bağlı olarak değişime uğramaktadır. Yanal yöndeki kalınlık değişimleri ve sıvı içeriği de frekansı etkileyen faktörler arasındadır.

5.Aralık Hızı: Sismik veri işlemdeki en kritik faktörlerden bir tanesidir. Litoloji, porozite ve sıvı içeriği hakkında yoruma olanak sağlamaktadır.

6.Sismik Fasiyes Birimlerinin Dış Görünüşleri ve Alansal Birlikleri: Çökelme ortamı, işlevi ve sediman kaynağı ile doğrudan ilişkilidir. Bir sismik fasiyes birimi şekilleri, devamlılıkları, amplitüdleri, frekansları, aralık hızları gibi parametreleri ile komşu sismik fasiyes birimlerinden farklı olan ve haritalanabilen üç boyutlu reflekisyon grubu olarak tariflenmektedir (Vail 1977). Bir sismik fasiyes bir ve/veya birden fazla litofasiyesin hız olarak ifadesidir. Önceki paragraflarda belirtildiği gibi, sismik refleksiyonlar uyumsuzluklardan kaynaklanmadığı durumlarda izokrondurlar.

Sismik kesitlerde görülen refleksiyon paketlerini; a. Paralel/Yarı Paralel, Açılan b. İlerleyen c. Kaotik d. Refleksiyonsuz e.Yığın/Kümbetimsi f. Aşma ve Dolgu

şeklinde altı gruba ayırmak ve incelemek mümkündür. Görüldüğü gibi bu ayırımda “sequence” içindeki refleksiyon şekilleri ile birlikte kısmen de olsa sismik fasiyes birimlerinin dış şekilleri, kullanım kolaylığı açısından birlikte kullanılmıştır.

2.2.6.1 Paralel/Yarı Paralel ve Açılan Refleksiyonlar Genel olarak şelfi, platformu, alüvyal düzlükleri, ıraksak yelpaze deltalarını, delta platformunu, delta düzünü ve basen düzlüklerini göstermektedir. Paralel ve yarı paralel refleksiyon örneklerinin düzgün ve dalgalı olmak üzere iki alt fasiyesi vardır (Şekil 2.9). Dış görünüşü itibariyle genelde dolgu ve yaygı, yaygı-örtü türü sismik fasiyesleri belirtir. Bu fasiyes düzenli olarak çöken şelfler ve delta düzlükleri ile duraylı basen düzlüklerindeki bir sedimantasyonu göstermektedir. Birbirinden uzaklaşan refleksiyon örnekleri (Şekil 2.9) gerek dış gerekse iç görünüşleri bakımından kama şeklini andırırlar. Yanal yöndeki refleksiyonlar diğer yöndekilere nazaran daha fazladır ve bir kalınlaşmayı ifade ederler. Sismik kesitte yakınlaşmanın 32

olduğu tarafta sistematik olmasa da “onlap” ve “toplap” gibi bitmeler görülebilir. Bu bitme şekilleri bir yöne doğru incelmekte olan tabakaların sismik ayırımlılığın dışında kalmasından kaynaklıdır.

PARALEL YARI PARALEL

DÜZGÜN AÇILAN

DALGALI

Şekil 2.9: Paralel, yarı paralel ve açılan tipli refleksiyon örnekleriyle belirgin sismik fasiyesler

Paralel /yarı paralel ve ayrılan yansımalarla karakterize edilen sismik fasiyesler; büyük genlikli ve devamlılığı iyi olan, küçük ve orta genlikli ve devamlılığı orta olan, değişken genlikli ve devamlılığı zayıf olan şeklinde olarak üç ana fasiyese ayrılmaktadır.

2.2.6.2 İlerleyen Refleksiyon Paketleri Genellikle ilerleyen yamaçla birlikte şelfi, ilerleyen şelf delta veya şelf kenarı deltalarını, yamaçla birlikte ve yelpaze /şelf deltalarıyla beslenen ilerleyen şelfleri tanımlamaktadır.

Şekil 2.10: İlerleyen refleksiyon şekilleriyle belirgin sismik fasiyes örnekleri

Sismik kesitlerde tanınması en kolay olanlardır. Deltaların, şelf/platform kenarlarının ve yamaç ortamlarının zaman içinde ve basen yönünde olan göçleriyle oluşurlar. İlerleyen refleksiyon paketleri; sigmoid, oblik, kiremit dizilimli ve kompleks olmak üzere 4 alt fasiyese ayrılırlar. Yanal yönde olan ve sadece basene doğru gelişen bu eğimli çökelme yüzeylerine klinoform adı verilir.

Bahsetmiş olduğumuz bu dört fasiyes çeşidi, genelde, sedimenter işlevlerin hızlı olarak geliştiği ortamları ve ilgili fasiyesleri kapsar. Bunlar eğim yönündeki sismik kesitlerde özellikle daha kolay tanınırlar. Şelf kenarına paralel kesitlerde oblik ilerlemeler kümbetler ve tümsekler şeklindeki refleksiyonlar şeklinde, sigmoid ilerlemeler ise yarı paralel ve dalgalı paralel refleksiyonlar olarak kendilerini göstermektedirler. Buna sebep olan, ilerlemenin üç boyutta loblar şeklindeki geometrisidir. 34

2.2.6.3 Kaotik Refleksiyonlar Genellikle tektonik deformasyona uğradıktan sonra yeniden çökelmiş birimleri tanımlar.

Şekil 2.11: Kaotik ve refleksiyonsuz sismik fasiyes örneklerini gösteren şematik kesitler. a. Çağdaş deformasyona rağmen orijinal tabakalanma dizilimleri seçilebilen kaotik fasiyesi, b. Tabaka düzeni hakkında hiçbir ipucu vermeyen kaotik fasiyesi ve c. Refleksiyonsuz fasiyesi göstermektedir. Kaotik sismik fasiyes, devamlılığı olmayan, kesikli ve uyumsuz refleksiyonlardan meydana gelen düzensizlikler içeren bir refleksiyon paketidir. İki şekilde yorumlanır. 1)Değişken ve diğerlerine göre yüksek enerjili ortamların ürünü olan litofasiyes toplulukları, 2)Orjinalinde düzenli tabakalardan oluşmuş olup deformasyona uğrayarak bozulan litofasiyes toplulukları.

2.2.6.4 Refleksiyonsuz Zonlar Sismik olarak homojen veya tabakasız litofasiyes birimleri özellikle de şeyller bu fasiyes türüne neden olan etmenlerdir. Bunların yanı sıra büyük oranda eğilme ve 35

bükülmelere maruz kalmış yüksek eğimli birimler, geniş mağmatik kütleler, tuz domları, kumtaşı ve şeyller de bu zonların sebepleri arasındadır.

2.2.6.5 Kümbet/Kümbetimsi/Yığın/Yığışım Şekilli Refleksiyonlar Bu refleksiyonlar genellikle şelf/platform üzerindeki ve kenarındaki resifleri, bankları, denizaltı kanyonlarındaki ve alt yamaçtaki yakınsak türbiditleri, göçmüş klastikleri, alt yamaç ve basendeki hemipelajik klastikleri tanımlamaktadır.

Bu türdeki sismik fasiyesler genelde dış görünüşleri ile tanınmalarına rağmen, belirgin bir iç şekle de sahiptirler. Bunlar bir çökelme ortamındaki depozisyonal yüzey seviyesinin üzerinde bulunan “buildup” lardır. Bu yapılar, genellikle klastik yığışım, organik büyüme veya volkanik işlem sonucunda oluşmuşlardır. Üzerlerinde bulunan tabakalar tarafından onlap veya downloplarla aşılırlar veya yaygı gibi örtülürler. Bu refleksiyon paketleriyle belirlenen sismik fasiyesler iki farklı ortam ve durumda bulunmaktadır. Bunlardan birincisi, derin deniz klastik yamaç-basen ortamları ikincisi ise, karbonat şelf/platform ortamlarıdır. Bu özelliği gösteren kümbetler şeklindeki refleksiyon paketleriyle sismik fasiyeslerin yorumunda yapılması gereken ilk şey, havzanın şelf alanlarıyla yamaç ve basenden oluşan derin denizel ortamları ayırmak olmalıdır.

2.2.6.6 Aşma ve Dolgu Şeklindeki Refleksiyonlar Bu refleksiyon tipleri, genellikle kıyısal aşmaları, kıtasal yükselim/yamaç önü aşmalı dolgularını ve denizaltı kanyon dolgularını tanımlar. Sismik fasiyesler içinde en yaygın olanlarındandır. Kıyısal ve denizel olmak üzere iki ana fasiyes halinde görülmektedir. Birçok basende yapılan incelemelerde; karaya doğru biten kıyısal onlap şeklindeki refleksiyonların, aşındırılmış kıyı düzlükleri üzerinde gelişen su üstü alüviyal çökelleri tanımladığı görülmüştür. Bu refleksiyon sonlanmalarının deniz seviyesinin birkaç metre üzerinde oluştuğu kanısı hakimdir. Denizel “onlap” sismik fasiyesleri yamaç önünde, denizaltı kanyonlarının içinde ve kıtasal yükselimler üzerinde bulunurlar. Genellikle orta genlikli, devamlılıkları orta ve bazen de iyi olabilen, yüksek frekanslı refleksiyon paketleriyle kendini gösterirler. Uygun sismik kesitler üzerinde bazen basen yönünde gelişme göstermiş olan “downlap”leri de görülebilmektedir. Diğerlerine nazaran düşük bir çökelme hızı belirtmekte olup paralel/açılan tipli refleksiyonlarla tanımlanırlar. 36

3.MALZEME VE YÖNTEM

Çalışma alanı olan İstanbul Boğazı güneyi ve Adalar civarından batimetrik veri toplanması 2003 yılında, Dz. K.K. SHODB’a bağlı araştırma gemileri ve Mesaha botları kullanılarak gerçekleştirilmiştir. Batimetrik verinin yorumlanması ile deniz tabanını etkilemiş olan faktörlerin belirlenmesi hedeflenmiştir. Bu faktörlerden, özellikle etkileri deniz tabanına kadar ulaşabilen ve olası aktif olarak nitelendirilebilecek fayların, sismik verilerde tanımlanmasının ardından söz konusu fayların doğrultularının ve deniz tabanında yaratmış oldukları etkiler dikkate alınarak karakterlerinin tanımlanması aşamalarında multi-beam batimetrik veri oldukça büyük öneme sahip bir yöntemdir.

3.1 ENERJİ KAYNAKLARI

3.1.1 Kara Çalışmalarında Kullanılan Kaynaklar

Patlayıcı Enerji Kaynakları

Yüzey Enerji Kaynakları - Ağırlık Düşürme Metodu -Dinoseis Metodu -Vibroseis Metodu

Jeofonlar

3.1.2 Deniz Çalışmasında Kullanılan Enerji Kaynakları

Patlayıcı Enerji Kaynakları -Dinamit -Flexotir -Maxipulse

Patlayıcı Olmayan Enerji Kaynakları -Sparker -Hava Tabancası 37

-Su Tabancası -Aquapulse -Boomer -Vaporch buhar kaynağı -Hidrofonlar

3.2 KULLANILAN YANSIMA SİSTEMLERİ

Sığ sismik çalışmalarda akustik kaynak olarak Uniboom ses kaynağı kullanılmıştır. Bu kaynağın özelliği, mekanik tranduser içindeki kapasitör bankının deşarjıyla sinyal üretmesidir. Çalışma sırasında enerji kaynağının gücü 200-300 joule arasında değiştirilmiş olup, alıcı olarak 8 elemanlı ve genellikle bir hidrofon dizisine sahip tek kanal ve aktif kısım 4.6 m uzunluğunda model 265 hidrofon kullanılmıştır. Kayıtlar model 255 ile genellikle 100 ve 350 milisaniye uzunluklarda kaydedilmiştir. Alınan veriler analog olarak kaydedildiğinden başka bir işleme tabi tutma gereği duyulmamıştır (Canbay, 2005).

Sismik çalışmalarında, EG&G firmasının Uniboom enerji kaynaklı sığ sismik sistemi kullanılmıştır. Bu cihaz dört bölümden meydana gelmektedir(Şekil 3.1).

1. M 230- 1 Yüksek ayırımlı EG&G Uniboom sismik kaynak 2. M 234 EG&G güç kaynağı 3. M 265 Tek kanallı ve 8 seri elemanlı EG&G hidrofon 4. M 255 Kayıt cihazı (TVG VE Low-pass filtreli)

Kıyı ötesi konum belirleme, gemiye bağlı radar sistemi, GPS, DGPS, Trisponder mevki sistemleri ile yapılmaktadır. Ayrıca çalışmalarda Lazz iskandil cihazı ile derinlik ölçümleri yapılma yoluna gidilmiştir.

Sismik araştırma gemilerinin çoğunluğu kıyılara 100 km’ den uzak olmayan yerlerde yer içi tayini için Trisponder navigasyon metodunu kullandıkları halde bunun dışında ve zorunlu durumlarda navigasyon uyduları aracılığı ile yerlerini tayin etme yoluna gitmektedirler. Uydunun ve geminin birbirine göre hareketleri gemideki alıcı ile ölçülen 38

sinyallerde bir doopler kaymasının ortaya çıkmasına sebep olur. Uydu gemiye yaklaştığı durumlarda dalgaların frekansı artar ve gemiye geçip uzaklaştığında ise frekansı azalır. Uydu kendi yerini her iki dakikada bir sinyalle bildirir. Gemide bulunan bir bilgisayar, doopler kayması, geminin hızı ve doğrultusu ile bu bilgileri işleme sokarak geminin yerini tespit eder. Uydu ile yer tayini genelde ± 50 metrelik bir hata payı ile yapılabilmektedir.

Bazı çalışmalarda ise radar ile yer tayini yapılmıştır. Radar, gönderilen bir elektromağnetik sinyalin sistemden çıkış anı ile hedeften yansıdıktan sonra tekrar sisteme geri dönme arasındaki zamanı ölçmek suretiyle hedefe olan uzaklığı tespit eder. Radar görüş mesafesinin kısa olduğu ve gece olması durumlarında kullanıldığından büyük ölçüde avantajlar sağlar. Fakat, radarın etki alanı sınırlıdır ve iki hedefin uzun bir hedef yapıyormuş gibi göründüğü durumlarda, radar göstericisindeki bilgileri yanlış yorumlamak mümkün olabilmektedir. Bu nedenle ancak zorunlu durumlarda radarla yer tayini yapılmaktadır.

Şekil 3.1: 230 Uniboom Sistem (SHOD’dan alınmıştır)

1. 231 Enerji Kaynağı 2. 232 Ses Kaynağı 3. Hidrofon 4. 255 Kayıtçı

3.2.1 Enerji Kaynağı

Model 234 enerji kaynağı 100, 200, 300 joule’lük enerjiyi sağlamakta kullanılır. Enerji kaynağı, Uniboom sismik kaynağı transducer ile kullanılır. 110 veya 220 VAC ile beslenir. İçindeki transformotörler vasıtası ile bu besleme voltajı 3.5 KVDC’ye çevrilir ve yine içinde bulunan kapasitörler bu DC akımla şarj olurlar. İçinde 3 adet 100 joule’lük kapasitör mevcuttur. Bu üç kapasitör birbirleriyle paralel bağlandıklarında 100, 200, 300 joule’lük enerji elde edilebilmektedir.

3.2.2 Ses Kaynağı(Katamaran)

Model 230- 1 Uniboom ses kaynağı, elektrik enerjisini ses enerjisine dönüştürmeye yarayan akustik cihazdır. Cihaz, katamaran denilen bir yüzdürücünün üzerine monte edilmiş bobin ve plakadan oluşmuştur. Enerji kaynağında depolanan enerjinin bobin üzerinden denize deşarj edilmesiyle bobine yaylarla bağlı plaka itilir ve plaka tekrar yerine geldiğinde bir akustik plus meydana getirilmiş olur. Bu akustik plusun frekans bandı; 100 joule için 700- 14000 Hz, 200 joule için 500-10000 Hz,300 joule için 400- 8000 Hz’dir.

3.2.3 Model 265 Hidrofon (Hydrophone)

Model 265 hidrofonun görevi dip ve dip altı tabakalarından yansıyarak gelen akustik plusları kayıtçıya iletmektir. Aktif kısım ve kablo olmak üzere iki bobinden ibarettir; Aktif kısım kerosen içinde 8 adet piezoelektrik kristal ve bir 9 volt DC ile beslenen preamplifier ihtiva eder. Dip ve dip altı tabakalarında yansıyarak gelen akustik pulsların aktif kısımda oluşturdukları sıkışma, piezoelektrik kristaller vasıtası ile elektrik akımına dönüşür. Çok düşük olan bu akım preamplifier vasıtası ile kayıtçıya iletilir.

Şekil 3.2: Model 265 hidrofon (SHOD’dan alınmıştır) 40

Özellikleri: Frekans bandı: 400 Hz 5 KHz Azami çekme hızı: 15 knot Azami çekme derinliği: 0-30 m Çekme kablosu uzunluğu:45 metre Kablo kopma kuvveti:230 kg Aktif kısım uzunluğu: 4.6 m (çap 25 mm) Aktif kısımdaki eleman sayısı: 8

3.2.4 Model 255 Kayıtçı(Recorder)

Model 255- 8300 kayıtçı, Uniboom sistemi veya benzer düşük enerjili Subbottom profiling sistemi ile birlikte kullanılmak üzere kurgulanmıştır. Sismik dataları genişletme ve yukarı aşağı kaydırma gibi imkanlara sahiptir. Enerji kaynağının istenilen aralıklarda deşarjını sağlayabilir. İçeriğinde 50- 2000 Hz ‘lik kesme filtresi ve 60 db’ye kadar kazanç sağlama devreleri, gürültüleri elemine edecek threshold ve TVG vardır. Ayrıca en az iki kanallı bir manyetik teyp ile beraber kullanıldığında playback olanağı ile daha kaliteli veriler elde etme olanağı sağlar.

Şekil 3.3: Model 255 grafik recorder (SHOD’dan alınmıştır) 41

Özellikleri Giriş voltajı: 105-130 veya 210-260 VAC Frekans: 50-60HZ (+- %15)

3.2.5 Uygulama Alanı

Uniboom sismik yansıma sistemi, değişik amaçlar için deniz dip altı araştırmalarının birçok safhasında kullanılmaktadır. Deniz tabanı ve dip altının jeolojik yapısına, zemindeki pekişmemiş sedimentlerin kalınlıklarının tespitine ve fazla hassasiyet istemeyen batimetrik haritaların yapımına olanak sağlar. Sediment kalınlığının ve ana kayanın derinliğinın mayın harekatını doğrudan etkileyen parametreler olmasından dolayı askeri amaçlı da kullanılabilir.

3.2.6 Sismik Veri Toplama

Sismik çalışmalarda zemin tabaka ayrıntılarının tespit etmek amacıyla en uygun enerji ve frekans olarak 100, 200, 300 joule’lük enerji ve 100 joule için 700- 140000 Hz, 200 joule için 500- 10000 Hz, 300 joule için 400- 8000 Hz’lik spektrum bandı, kayıt düşey uzunluğu 100 milisaniye (derinliğe bağlı olarak değişen) ve bot hızı 4- 5 knot olarak seçilmiştir. Ardışık iki patlama arası 300- 600 milisaniye ve yeraltına gönderilen ses sinyallerinin plus uzunluğu yaklaşık 0.2milisaniye olarak tespit edilmiştir. Çalışmalarda deniz tabanından itibaren maksimum 75 metrelik bir penetrasyon sağlanabilmektedir. Sismik kaynak ve hidrofon bottan yaklaşık 20m geriden kullanılmış ve ayrım ilkelerine göre deniz yüzeyinde oluşabilecek ghost tipi gürültüler önlenmiştir. Ayrıca düşük frekanslı gürültülerin ayıklanması için alçak geçirimli filtre uygulanması yoluna gidilmiştir. Harita üzerinde sismik kaynak ve hidrofonun bottaki anten konumunda olan mesafe farkı, düzeltilmiştir.

3.2.7 Uniboom (Portatif) Sığ Sismik Yansıma Sistemi

Yüksek ayrımlılığa sahip bir çeşit sığ sismik yansıma sistemidir. Sığ deniz araştırmalarında deniz dibi ve dip altının jeolojik seviyelerini tespit etmekte kullanılır. Bu sistemde trancduser bir katamarana monteli olarak yüzeyden çekilir ve sistem analog veri toplar. 42

Şekil 3.4: Uniboom yansıma sistemi (SHOD’dan alınmıştır)

Temel bileşenleri Model 230-1 ses kaynağı (katamaran) Model 234 enerji kaynağı Model 265 hidrofon Model 255 kayıtçı Teknik özellikler Çalışma derinliği: maksimum 200 m su derinliğine kadar Harcadığı güç:3. 5- 4 Kw Penetrasyon : 100 joule’de 15m;300 joule’de 45 m Rezolüsyon:15 cm Enerji seviyeleri:100, 200,300 joule Frekans:400-14000Hz

3.2.8 Sparkarray Sismik Yansıma Sistemi

Sparkarray sistemi deniz tabanının dip ve dip altı jeolojik sediment kalınlığının ve temel kayanın tespit edilmesinde kullanılır. Yüzeyden çekilen ve analog olarak veri toplayan bir sistemdir. İlave güç üniteleri ve kapasitör kullanmak durumunda maksimum 8000 joule’e kadar kullanılabilmektedir. 43

Şekil 3.5: Sparkarray yansıma sistemi (SHOD’dan alınmıştır)

Temel bileşenleri Model 232 power supply(3 adet) Model 233 kapasitör bank(4 adet) Model 231 triger kapasitör bank Model 265 hidrofon Model 8300EPC termal kayıtçı

Teknik özellikler Çalışma derinliği: maksimum 1000m su derinliğine kadar çaılşabilir. Harcadığı güç:2.8-4 Kw Penetrasyon: maksimum 8000 joule’de (su derinliği, deniz dip ve dipaltı)

3.2.9 Geoakustik Sığ Sismik Yansıma Sistemi

Geoakustik, 200 m su derinliğine kadar olan deniz alanlarında jeolojik yapıya bağlı olarak 15-22 cm ayırımlılık ve 15-45 metre arasında penetrasyon ile deniz tabanının jeolojik yapısını ayrıntılı olarak örnekleyebilen bir sistemdir. 44

Sistem aşağıdaki temel bölümlerden oluşmaktadır. Sismik enerji kaynağı, kayıtçı (2 sistem olarak), hidrofon, katamaran, güç kablosu, alıcı (receiver). Ortak veri toplama ve işleme birimi(geopro yazılım paketi)

Şekil 3.6: Geo Akustik Sığ Sismik Yansıma Sistemi (SHOD’dan alınmıştır)

3.2.9.1 Sistemin Özellikleri a) Sistemin Adı: Geo Akustik Sığ Sismik Yansıma Sistemi b)Marka/Model Seri No: Geo Akustik/M-5210A Alıcı, GEM, M-5813B Ses Kaynağı, M-5110A Hidrofon, M-5812A, Katamaran, M-GSP- 1086 Kayıtçı

3.2.9.2 Çalıştırmadan/Kullanmadan Önce Yapılacak İşlemler a.Model GSP- 1086 kayıtçı 220 VAC ile çalışır. b.Kayıtçı çalışma masasının üzerine konarak, yeterli kağıt olup olmadığı kontrol edilir. c.Cihazın tüm bağlantılarının yapılmış olduğundan emin olunur. 45

3.2.9.3 EPC Model GSP- 1086 Kayıtçı ile Çalışacak ise a. M- 1086 kayıtçının Signal A’sı model 5210A receiver’ın Signal-out’una irtibatlanır (bu işlemi yapmadan önce receiver’daki signal-out’a bir T jak takılır) b. Model 1086 kayıtçının Key-Out’u model 5210 A receiver’ın Signal Out’undaki T jak’ına irtibatlanır. c.Model 5210 A receiver’ın signal out’undaki T jakından MUSE’un input C’si irtibatlanır. d.Model 5210 A Receiver’ın key-out gnd ref’i MUSE’un Trigger C’sine irtibatlanır. e.Model 5210A Receiver’ın key-out İSOLATED’i GEM’in girişine irtibatlanır. f.Hidrofondan gelen kablo model 5210A Receiver’ın hidrofon girişine irtibatlanır.

3.2.9.4 EPC Model 8300 Kullanılacak ise a. EPC model 8300 kayıtçının sign-in’ini model 5210 A Receiver’ın Key-in’ ine irtibatlanır. Bundan sonraki işlemler için EPC MODEL GSP-1086’nın c-g maddeleri uygulanır.

3.2.9.5 Çalıştırma İşlemleri a. Model 1086/8300 kayıtçıyı prize takıp gerekli parametreleri girdikten sonra çalıştırılır. b. Hidrofona dokunarak kayıtçı üzerinden sinyal gözlenir. c.Hidrofon ve katamaran suya indirilerek yedekleme bağları kontrol edilir. d. Hidrofon ve katamaran arası ve bu iki sistem ile gemi arasındaki mesafe sığ sismik çalışma ilkelerine göre ayarlanır. e.Topraklama bağlantısı GEM’in üzerindeki topraklama kısmına irtibatlanarak denize indirilir. f.Sistem ve güç bağlantıları kontrol edilir. g.GEM’in güç tablosu prize takılır ve güç anahtarı ON’a çevrilir ayrıca Main Isolation Breker anahtarı aşağı indirilir. h.Sistem kendi kendini test etmeye başlar. Bu işlem bittikten sonra hangi güçle çalışacak ise o güç seviyesine getirilir. NOT (GeoAkustik Sound Source kullanılırsa GEM 280 joule‘ü geçmeyecek. Eğer sparkarray kullanılacak olursa 1000 joule’e kadar çıkarılabilir.) i.İstenilen güç seviyesi ayarlandıktan sonra High Voltaj altındaki kırmızı ON tuşuna basılarak sistem çalıştırılmaya başlanır.(Burada unutulmaması gereken bir olay sistemin 46

düzgün ve tehlikesiz çalışması için kayıtçı- kullanılan ses kaynağı ve GEM arasındaki ayarlamalara dikkat edilmesidir). j.Sistem çalışmaya başladığında istenilen derinlik ve trigger kayıtçı üzerinden, TVG, AGC, Gain Threshold vb. kayıt parametreli receiver üzerinden, istenilen güç GEM üzerinden ortamın özelliği ile ilişkili olarak uygulanır.

3.2.10 Sparker

Sparkerler deniz tabanı altındaki jeoloji yapıları araştırmak maksadıyla geliştirilmiştir. Sparkerde su altında iki elektrot arasında ani bir akım boşaltılarak sismik dalgalar oluşturulur. Geminin arkasında çekilen elektrotlar gemi güvertesinde bulunan ve jeneratör ile şarj edilen kapasitör kümelerine irtibatlanır. Özel olarak yapılmış bir anahtar sistemi ile devre aniden kapatılarak su içindeki elektrotlar arasında aniden bir deşarj, oluşması sağlanır. Bu elektrotlar arasındaki akım boşalımı kuvvetli bir ısı meydana getirir ve suyu aniden buharlaştırarak dinamitin meydana getirdiği patlama gibi bir şok dalgası başlatan buhar kabarcığı oluşturur.

Tek kanal çalışmalar 200 kj’den daha fazla toplam enerjiye sahip olan sparkerlerle yapılmakta olup, sığ deniz tabanı araştırmaları için çok kanallı sparkerler tercih edilmektedir.

3.2.11 Boomer Enerji Kaynağı

Boomer enerji kaynağı, kapasitörler arasında depolanmış elektrik yükünü ani olarak kullanmaya elverişli sparkerin benzeri özellik taşır. Bu kaynakta fark, akımın elektrodlarının arasındaki sudan geçmeyip kalın bir tutkal levhası içine gömülü bir bobin teli boyunca geçmesidir. Bu tutkal içine bir alüminyum disk tutturulmuştur. Eddy akımları levhayı ani ve kuvvetli olarak hareketlendirerek suda keskin bir pulsun oluşmasını sağlar. Sonrasında bir yay alüminyum levhayı tekrar eski yerine döndürerek tutkal levhasıyla temas etmesini sağlar. Sismik pulsun enerjisi geniş frekans bandında konsantrasyona uğramış olduğundan Boomer enerji kaynağı sadece sınırlı bir derinlik araştırması gerekiyorsa kullanılır. Genelde taban araştırması için mühendislikte kullanılmaktadır. 47

3.2.11.1 Boomer Sisteminin Denizde Çalışması Sismik çalışmalar için seçilen deniz aracının büyük bir gemi olması şart değildir. Genelde uygun çalışma imkanlarını içinde bulunduran ufak mesaha botları bu iş için daha kullanışlı olmaktadır. Fakat iyi bir sismik çalışma için kullanılacak deniz aracında bulunması gereken bazı önemli çalışma koşulları vardır ki, bunlar aşağıdaki gibi sıralanabilir; a)Boomer sistemine ait elektrikli güç kaynaklarını gemi bünyesinden besleyecek: asgari 15 KW/Saat gücünde, 110 veya 220 Wolt, 50 veya 60 cps’lik A.C. çıkışlı bir ana güç kaynağı gerekir.(Güç kaynağının gücü, sismik cihazın kullanılacağı elektrik enerji seviyesinin asgari beş misli olmalıdır; çünkü kısa sürelerde ana kaynaktan çekilen enerji, jeneratör üzerinde darbe tesiri yaparak kullanılan elektrik akımında frekans düşmelerine sebebiyet vermektedir). Ana güç kaynağının voltaj ve frekans bakımından mümkün mertebe değişken olmaması gerekir. b)Record, triger, amplifnir cihazlarını beslemek üzere en az 2.5 KW/Saat gücünde ve 110 Volt 60 cps lik A.C çıkışlı ayrı bir güç kaynağına ihtiyaç vardır ve bu kaynağın çok stabil olması gerekir (ayır bir stabil kaynağa ihtiyaç duyulmasının sebebi, yüksek enerji çekimi sırasında ana kaynaktaki durağanlığın bozulmasıdır. Frekans ve voltaj bakımından, sismik kayıt sistemlerini besleyen kaynakların çok durağan olması özellikle kayıt sistemlerinin zamanlaması bakımından büyük önem taşır. c)Ses kaynağı olarak su içinde çekilmekte olan Boomer transduserini denize indirmek ve gemiye almak için asgari 250 Kg kaldırma kapasiteli bir vinç gereklidir. Bu vincin gemi bordasından itibaren asgari 2-3 m açığa doğru uzanabilecek bir pompası olmalıdır. Vinç telinin, trasduseri su sathından itibaren asgari 3m derinliğe indirebilecek uzunlukta olması gerekmektedir. Gemi hareket ederken transduserin su sathına çıkmamasına dikkat edilmelidir. Bunun nedeni trasduserin su dışında çalışması halinde alüminyum plakaların yerlerinden fırlaması ve çevre için tehlikeli teşkil etmesinin mümkün olmasıdır.

d)Sismik sistemin bünyesinde bulundurduğu, ,transduser ve hidrofon dışındaki diğer cihazlarını rahat bir çalışma düzenine göre yerleştirebilmek için gemi bünyesine uygun genişlikte bir kamaraya ihtiyaç duyulur. Deniz ve hava şartları uygun olduğunda bu cihazlar güvertede duracak şekilde kullanılabilir. Sistemin kamara içinde çalışılması halinde, bu kamaranın havalandırma bakımından uygun şartlara sahip olması gereklidir. Çünkü sürekli çalışması sonucunda aşırı derecede ısınması ve bu ısının insanlardan daha çok cihazların kendisine zararlı olması mümkündür. e)Denizdeki çalışmalar sırasında, geminin mevkiini sağlıklı bir şekilde tespit etmek ve çalışma bölgesine ait uygun ölçekli bir harita üzerinde bu mevkileri anında işlemek önemlidir. İyi bir mevki tespiti yapılmaması durumunda; elde edilecek sismik profillerin arz üzerinde hangi bölgeyi belirlediği bilinemeyeceği için; yapılan jeofizik çalışmanın yetersiz olacağı ve bölgenin jeolojisi bakımından yeterli bir anlam taşımayacağı aşikardır. Yapının sismik çalışmanın amacının ve kullanılan mevkii tespit etme sisteminin özelliklerine göre, mevki tespiti için en uygun zaman aralıkları seçilerek mevki tespit işlemi yapılır ve aynı anda olmak üzere sismik kayıtların üzerine de bu mevkileri harita üzerinde tanımlayacak işaret ve numaralar markalanır.

Mevki tespit işi genellikle gemi bünyesindeki cihaz ve personel ile yapılmakla beraber; bazen karadan cihazlar ile geminin izlenmesi yoluyla da mevki tespiti yapılabilir ki bu durumda karadaki gözlemcilerle gemidekiler arasında çok iyi bir irtibatın sağlanması ve senkronize bir çalışma düzeninin kurulması gerekir.

Mevki tespiti için gerekli hassasiyet şartları kullanılan mevki tespit etme sisteminin kendi duyarlılığına bağlı olduğu gibi, kullanılan haritanın hazırlanış hassasiyetine ve ayrıca mevki plotlaması yapan şahısların da hatalarına bağlı olmaktadır.

Deniz aracının yerini sağlıklı ve sürekli bir şekilde tespit etmek üzere farklı elektronik mevki tespit sistemleri mevcuttur. Bunlardan Loran, Shoran, Toran, Decca, Hı-Fıx ve Sattalite Navigation System ismindeki sistemler, lokal ve rejyonal çalışmalar için yaygın olarak kullanılanlardır. Bu mevki tespit sistemlerinde genellikle sahillere kurulmuş olan ve mevkileri harita üzerinde belirli olan özel transmisyon 49

istasyonlarından faydalanılmaktadır. Bu istasyonlar tarafından yapılan belirli frekanslardaki elektromanyetik transmisyonlar, gemide bulunan özel bir alıcı cihaz ile zaman-mesafe değeri olarak tespit edilir. Uygun aralıklı en az iki istasyondan alınan bu sinyaller önceden hazırlanmış olan haritalar üzerinde geminin yerini tespit eden noktayı kesişme şeklinde belirlemiş olurlar.

Loren sistemi, günümüzde dünyanın birçok bölümlerini kapsayan yaygın bir istasyon şebekesine sahiptir ve gemiler ve uçaklar tarafından kullanılmaktadır. Bu istasyonlardan biri de yurdumuzda Gelibolu yakınlarında bulunmaktadır. Shoran, Toran, Decca sistemleri de Loran sistemine benzer şekilde çalışmakta olup; bunlar daha lokal ve gerektiğinde istasyonları bölgeden bölgeye nakledebilen sistemler olarak bilinir. Sattalite Navigation System ise mevki tespitini, halen dünya etrafında belirli dairesel yörüngeler üzerinde dönmekte ve maksatla fezaya atılmış olan yapma uydulardan yararlanılan ve özel alıcılar vasıtasıyla bu uydulardan tespit edilen elektromanyetik sinyallerin Doppler özelliğinden yararlanarak yapmaktadır. Dünya üzerindeki belli istasyonlardan, bu yapma uydulardaki bilgisayarlar aracılığıyla uydunun yörüngesi ve her an için dünyaya nazaran olan yeri hakkında gerekli bilgiler verilir; bu yapma uydular iki ayrı frekans halinde ve belirli zaman aralıklarıyla tranmisyon yapmaktadırlar. Gemide ve uçakta bulunan ve bilgisayarlarla çalışan özel bir alıcı tarafından, uydudan gelen bu iki sinyalin Doppler etkisi tespit edilerek uydunun o andaki açısal mesafesi ile gemiye nazaran bilgileri birlikte değerlendiren geminin o anda Dünya üzerindeki coğrafi mevkiini 25m hassasiyetle otomatik olarak tespit eder. Günümüzde bu sisteme deniz içindeki Soner Doppler etkileri de dahil edilerek birleşik bir mevkii koyma sistemi meydana getirilmiş ve mevki koruma hassasiyeti bazı bölgelerde 10 metreye kadar indirilmiştir. Fakat belirtilen bu mevki hassasiyetleri mevki tespiti için kullanılan seyir haritalarının hazırlanış hassasiyeti ile sınırlanmış olmaktadır. f)Sismik çalışmalar esnasında; gemiyi yönetenler ile sismik çalışmayı yönetenler arasında, sürekli bir işbirliği ve irtibat gereklidir. Bunun nedeni, geminin çalışmaların teknik özelliklerine uygun olarak hareket etmesinin, gerek hız, gerekse rota değişikliklerinin aynı anda sismik kayıtlar üzerinde işaretlenmesinin; hatta gemi bünyesindeki makinelerin çalışma şartlarında değişikliklere sebep olabileceklerin işaretlenmesinin şart olmasıdır. Örneğin, gemi bünyesindeki yardımcı makinelerden herhangi birinin çalışırken durması ya da devreye girmesi gemi gürültüsünü 50

değiştirebilir; bunun yanında makinelerin devir süratindeki (tornalardaki) artma veya eksilmeler, geminin hareket hızını etkilemesi yanında bu makinelerin meydana getirdikleri gürültü karakterinin de değişmesine sebep olur. Geminin hareket hızındaki değişiklikler de su içinde çekilmekte olan tranduser ve hidrofonlar üzerindeki statik basıncın değişmesine neden olacağından sismik kayıtları etkilemektedir. Bu sebeple geminin veya deniz aracının azami 3-4 millik bir süratle seyretmesi Boomer sistemi için gerekli bir çalışma şartıdır denilebilir.

g)Gemideki çalışmalarda hem personelin hem de cihazların emniyetini düşünmek ve sağlamak en gerekli ve önemli şarttır. Bu sebeple elektrikli ve mekanik bakımdan tehlike yaratabilecek araç ve gereçler için önlemlerin alınması ve gereken bölgelere ikaz işaretlerin konulması en gerekli şarttır. Geminin sallanması ve kötü hava şartlarının neden olabileceği anormal durumlar nedeniyle personelin dikkat ve becerilerinin azalması normaldir. Cihazların mutlaka gemi bünyesine bağlanabilecek ve başıboş durumdan kurtulacak biçimde yerleştirilmesi gereklidir. Elektrikle çalışan cihazların gemi bünyesiyle irtibatlanarak çok iyi topraklanması şarttır. Cihazlar deniz içinde bulunacağından, her ne kadar su geçirmez ya da suda bozulmayacak şekilde yapıldıysalar da bunların su sızdırmazlığı için gerekli bakımların yapılması ve özellikle irtibat kablolarından ayrı olarak kopma ve kaybolmalarını önleyecek ilave bağlantıların yapılmış olması gerekir. Denizden çıkan madeni cihazların tatlı su ile yıkandıktan sonra korunması gerekir; çünkü bilindiği gibi tuzlu su paslanmayı ve aşınmayı arttıran bir unsurdur.

3.3 ECHOSOUNDER BATİMETRİ SİSTEMLERİ

Echosounder sistemleri deniz tabanı derinliğinin (batimetri) ölçülmesinde kullanılan akustik sistemlerdir. Deniz tabanı derinliğinin deniz tabanından yansıyan ses dalgalarının varış zamanlarının ölçülmesiyle bulunabileceği ilk kez 19. yy’ın başında ortaya konmuş ancak akustik yöntemler, ucuna ağırlık bağlı halat kullanarak yapılan geleneksel derinlik ölçümlerinin yerini 1920’lerde almış ve rutin olarak kullanılmaya başlanmıştır. Deniz tabanı derinliğinin belirlenmesinde kullanılan akustik yöntemler son 30 yıl içerisinde büyük gelişme göstermiş, deniz tabanında birkaç metreden birkaç 51

km’ye uzanan farklı ölçeklerdeki birçok yeni yapı ve oluşumun ortaya çıkarılmasını sağlamıştır. Deniz tabanı derinliğinin ölçülmesi denizdeki temel gözlemlerden birisidir. Derinlik belirlemeleri sonucu elde edilen batimetri, jeoloji ve yeriçinin uzun dönemli davranışı ile yakından ilişkilidir. Deniz tabanı morfolojisinin yüksek ayırımlı olarak haritalanması, deniz jeofiziği çalışmalarının da temeli niteliğindedir. Echosounder sistemiyle yapılan batimetrik çalışmalar, denizel yer mühendisliği ve denizel jeoteknik çalışmaların önemli bir parçası konumundadır. Günümüzde geniş çapta kullanılan echosounder sistemlerini tek ışınlı(single beam) ve çok ışınlı (multi-beam) olmak üzere iki gruba ayırmak mümkündür. Tek ışınlı ekosounderlar, tek bir ses dalgası ışını ile geminin altındaki deniz tabanı üzerinde dar bir alan tarayarak, bu alandan yansıyan ses dalgalarını kaydederler ve tek bir profil boyunca batimetrinin elde edilmesini sağlarlar. Çok ışınlı echosounder sistemleri ise birden fazla ışın huzmesi kullanarak, sadece geminin altındaki batimetrinin değil, aynı zamanda geminin her iki yanında uzanan deniz tabanının derinliğinin de elde edilmesine olanak sağlarlar.

3.3.1 Tek Işınlı (Single Beam) Echosounder

Geleneksel bir tek ışınlı echosounder, gemi gövdesine monte edilmiş veya derinden çekilen bir transduserden çıkan ve yansıyarak geri dönen ses dalgası için geçen zamanı kaydeder. Şekil (3.7)’de bu işlem şematik olarak görülmektedir. Su derinliği (D), tranduser derinliği için yapılan bir düzeltme ile birlikte, iki yol seyahat zamanı (t) ve düşey yöndeki ortalama ses hızının (VW ) çarpımının yarısına eşittir.

tV D= W (3.1) 2 52

3.3.2 Çok Işınlı Tarama (Multi-Beam) Echosounder

1960’lı yıllarda geliştirilen çok ışınlı tarama ekchosounder sistemi, doğrudan geminin altında ve her iki yanından gelen yansımaları kullanarak konturlanmış batimetrik haritaların elde edilmesini sağlayan oldukça gelişmiş bir yöntemdir. Çok ışınlı sistemler, tek ışınlı echosounderler, gibi sadece geminin izlediği rota boyunca deniz tabanı derinliğini değil, deniz tabanının 2 boyutlu görünümünün elde edilmesini sağlamaktadır.

Sonar dizi tarama sistemi (SASS) olarak bilinen yöntem, her iki yandan gelen yansımaları algılayarak, transduserlerin düzenine bağlı olarak her iki yandaki su derinliklerini hesaplamaktadır. Derinlik değeri gerçek zamanda henüz veri toplanırken konturlanabilir.

Çok ışınlı bir sistem, temelde çok kanallı bir echosounderden ibarettir. Bu sistem temelde araştırma gemisinin rotasına dik bir hat üzerinde konumlandırılmış bir dizi transduserin çalışması ve her bir kanalın eş zamanlı olarak kayıt almasından oluşmaktadır. Sistemde tek veya ikili transduser yerine çok sayıda transduser kullanılır. Dolayısıyla çok sayıda yayınan sinyal söz konusudur. Bu sinyaller, geminin iki yanında 53

yelpaze şeklinde bir düzen içinde yayınırlar. Şekil 3.8’ de SeaBeam 1185 çok ışınlı echosounderinin iskele ve sancak tarafı transduserleri ve bu sistemin kayıt ünitesi görülmektedir.

Şekil 3.8: SeaBeam 1185 çok ışınlı echosounder transduseri ve kayıtçı sistemi (Çifçi vd, 2005)

Gemi gövdesine monte edilebilen sabit sistemlerin yanında, küçük ve taşınabilir transduserlere ve kayıtçılara sahip olan portatif sistemler de mevcuttur.

Şekil 3.9: Taşınabilir çok ışınlı echosounder transduserleri ve kayıtçı sistemleri.(a) SeaBat 8111 ve (b) SeaBat 8101 sistemi (Çifçi vd, 2005)

Çok ışınlı echosounder sistemleri, düşey düzlemde (gemi rotasına dik) oldukça geniş bir alanı tarar, fakat yatay düzlemde oldukça dar bir ışın demeti kullanır. Düşey düzlemdeki toplam ışın demeti genişliği, sistemin toplam tarama alanını da belirleyebilen önemli bir faktördür ve bu ışın demeti, her biri aslında oldukça dar olan birçok ışından oluşmaktadır. Şekil 3.10’da, 200 kHz frekansında çalışan bir transduserden yayınan ışınlar şematik olarak gösterilmektedir. Bu transduser, her biri 1.5˚ genişliğe sahip toplam 80 adet ışın kullanmaktadır. Dolayısıyla toplamda ışın demeti, genişliği 120˚ ye varan geniş bir tarama alanı meydana getirmektedir. Bu ışınların her birinin genliği yatay düzlemde yine 1.5˚ dir. Sonuç olarak, çalışma sırasında gemi rotası boyunca, transduserin belli zaman aralıklarıyla yaymış olduğu her bir sinyal kullanılarak, geminin iskele ve sancak tarafındaki geniş bir alandan derinlik bilgisi alınabilmektedir.

Şekil 3.10: SeaBat 8124 transduserinin oluşturduğu ışın demetinin şematik gösterimi (Çifçi vd, 2005)

Çok ışınlı echosounder sisteminin dayanmış olduğu temel, SeaBeam sisteminin çalışma prensibi ile açıklanabilir(Şekil 3.11). Her biri 4 magnetostrictive elemana sahip 12 Hz’lik 20 akustik kaynak, gemi gövdesinin altındaki 6m uzunluğa sahip bir koruma yapısı içerisine yerleştirilmiştir. Bu dizilim, gemi içindeki grafik kayıtçı tarafından 7msn’lik, belirli aralıklarla tetiklenen sinyaller yayar. Bu sinyaller deniz tabanında 54˚x2.67˚ genişliğinde ve gemi rotasına dik olan bir alanı tarar. Elektronik bir düzenleyici ile yayınım düzlemi düşey tutulur.(Şekil 3.11a). Alıcılar, gemi gövdesi üzerinde ön-arka doğrultuda monte edilmiş olan 40 hidrofon diziliminden oluşmaktadır. Kaydedilmiş olan sinyaller vektör toplamı şeklinde 16 ışına dönüştürülmektedir.(Şekil 55

3.11b).Sonuç olarak akustik sinyaller, gönderilmiş ve kaydedilmiş olan ışınların üst üste bindiği yerlerden gelen sinyallerdir. Şekil 3.11c’de bu alanlar, gemi rotasına dik bir hat üzerinde 2.67˚ den ibaret kare alanlar olarak gösterilmektedir. Fakat pratikte bu alanlar kare değil eliptik şekillidir ve bu elipslerin alanları da geliş açısıyla artış göstermektedir. Her sinyal yayınımın ardından 16 akustik sinyal kaydedilir. Bu sinyallerin her biri, 1500 m/sn ses hızında 2.5m aralığa karşılık gelen ve derinlik ayırımlılığının sınırını belirleyen 3.33 msn’de (300Hz) örneklenir. Sonar kayıtlarını elde etmek maksadıyla sistem tarafından ayrıca, geri dönen sinyalin şiddeti de ölçülür.

Şekil 3.11: SeaBat tarama batimetrisinin çalışma prensibi.(a) Yayınan sinyallerin taradığı toplam deniz tabanı alanı, (b) Alıcı hidrofonlar tarafından kapsanan deniz taban alanı. (c) (a) ve (b)’ nin birleşiminden oluşan ve deniz tabanından akustik enerjinin alındığı 16 kare zonu gösteren şematik kare diyagram(Renard ve Allenou, 1979)

Şekil 3.12’ de, tek ve çok ışınlı echosounder sistemlerinin arasındaki şematik fark görülmektedir. Çok ışınlı sistemin en önemli avantajı, gemi rotası boyunca her iki yandaki deniz tabanının geniş bir alanını tarayarak yüksek doğrulukta veri elde etmesi ve geminin izlemesi gereken profil sayısını azaltarak para ve zamandan tasarruf sağlamasıdır. Çok ışınlı echosounderlerin toplam tarama alanları, deniz tabanının derinliği ve kullanılan toplam ışın açısı ile değişmektedir. Derin sularda küçük toplam ışın açıları kullanılırken, sığ sularda daha büyük toplam ışın açıları kullanılmaktadır. Kullanılan frekans da, sistemin kullanılabileceği en büyük su derinliği ve tarama alanı açısından önemli bir parametredir ve elde edilen tarama genişliği bu parametre seçimine bağlıdır. Genel olarak düşük frekanslı sistemler daha derin sularda, yüksek frekanslı sistemler ise sığ sularda kullanılır. Bazı echosounder sistemleri ise iki farklı frekansta da 56

kullanılabilir özelliktedir. Şekil 3.13’ de böyle bir sistemin her iki frekans için toplam tarama alanının, toplam ışın açısı ve su derinliği ile değişimi görülmektedir. Genel olarak tüm çok ışınlı ekosounder sistemleri, tasarlandıkları ideal su derinliklerinde kullanıldıklarında en büyük tarama alanına sahip olurlar.

Şekil 3.12: Geleneksel tek ışınlı echosounder ve çok ışınlı tarama echosounderlerinin deniz tabanında taradıkları alanların karşılaştırılması.(a) Tek ve çok ışınlı echosounder sistemlerinin şematik ışın yolları, (b) Tek ve çok ışınlı echosounderler için deniz tabanı tarama alanları (Çifçi vd, 2005)

Şekil 3.13: İki farklı frekansta çalışabilen SeaBam 1050D echosounder sisteminin su derinliği ve frekansa bağlı olarak tarama alanının değişimi (Çifçi vd, 2005)

Çok ışınlı echosounderlerin ışın şekli ve frekanslarının ne şekilde olacağına üretici firmalar karar vermektedir. Bitişik ışınlar arasındaki girişimi minimuma indirgemek için, bazı sistemler farklı frekanslar kullanırlar. Dıştaki ışınlar için düşük frekanslar tercih edilerek Sinyal/gürültü oranının azalması önlenmekte ve uzak mesafelerde doğruluk artmaktadır. Bunun yanı sıra bazı sistemler eşit açılı ve eşit mesafeli tarama 57

biçimleri arasında seçim yapma olanağı sunmaktadırlar. Eşit mesafeli sistemlerde, yatay bir deniz tabanına izdüşüm yapıldığında, ışınlar arasındaki mesafe de eşit olmaktadır. Şekil 3.14’ de eşit açılı ve eşit mesafeli sistemlerin ışın dağılımları şematik olarak görülmektedir.

Şekil 3.14: (a) Eşit açılı ve (b) Eşit mesafeli echosounder ışın yolları

3.3.3 Echounder Sistemlerinde Gürültü ve Ayırımlılık

Echosounder sisteminde geri dönen ana yansımayı örten ve istenmeyen her türlü akustik olay gürültü olarak adlandırılır. Deniz ortamında akustik gürültüye, deniz canlıları, dalga kırılmaları, gemi pervanesi, gemi gövdesinin denizdeki hareketi ya da diğer akustik sistemlerden yayınan akustik sinyaller örnek olarak gösterilebilir. Su kolonundaki partiküller de akustik sinyali yansıtmak suretiyle, geri saçınım adı verilen gürültüler oluştururlar. Bunların yanı sıra yayınan sinyaller tranduserden uzaklaştıkça, küresel yayınım etkisiyle bir miktar genlik kaybına da maruz kalırlar. Bu sorunlar sinyal/gürültü oranının arttırılması suretiyle giderilebilir. Kaydedilen sinyale oranla gürültünün az olması, bu oranın artmasını sağlayacaktır. Bu işlem aşağıda sıralandığı şekliyle gerçekleştirilir; 1)Sinyal yayınımında ayrık frekanslar kullanılması ve sinyal güçlendirmesinden önce belli frekanstaki sinyalin geçmesine olanak tanıyacak bant geçişli filtre kullanılması. 2)Küresel yayınımın sebep olacağı kayıpları engellemek maksadıyla geri dönen sinyalin güçlendirilmesi. 3) Frekansın bir fonksiyonu olarak ışın genişliğinin daraltılması. Bu işlem, akustik sinyalin dar bir yayınım konisi içine yoğunlaşmasını sağlamak suretiyle sinyal/gürültü oranını arttırır. Batimetrik çalışmalar esnasında kaydedilen echosounder sinyallerinin ayırımlılığı; a)Yayılan sinyalin uzunluğuna, 58

b)Kullanılan frekansa, c)Işın genişliğine, d)Kayıtta kullanılan yönteme bağlıdır. Yayınan sinyalin kısalığı, ayırımlılığı arttırırken gücünü azaltır. Sinyal uzunluğu ışın genişliği ile arttığından ayırımlılık azalır. Su derinliği arttıkça ışın genişliği ve dolayısıyla taranan deniz tabanı alanı büyür. Bunun sonucunda da ayırımlılık ve yansıyan enerji seviyesi düşer. 5000 m’lik su derinliği için, 40˚ açıya sahip bir ışın, deniz tabanında 3.6 km lik bir alanı tarar. Buna karşın 1˚ açıya sahip bir ışın, aynı su derinliği için 0.087 km’lik tarama alanı ile çok daha yüksek ayırımlılık elde edilmesine olanak sağlar. Geniş ve dar ışın kullanılarak elde edilen kayıtlar arasındaki fark Şekil 3.15’ de görülmektedir.

Şekil 3.15: (a) geniş ve (b) dar ışınlı echosounder tranduserlerinin ışın genişlikleri,(c) 30˚ (18kHz) ve (d) 1.3˚ (30kHz) transduser ile Kızıldeniz’den elde edilmiş olan tek ışınlı echosounder kayıtları. Dar ışınlı echosuounder kaydı, deniz tabının çok daha ayrıntılı olarak tanımlanmasına olanak sağlar(Richter vd; 1986)

3.4 MULTI-BEAM BATİMETRİK VERİ TOPLAMA KRİTERLERİ

Multi-beam echosounder verisi AlliedSignal ELAC Nautik (Alman) Firmasının cihazı kullanılarak toplanmıştır. Kullanılan sistem 180-kHz uygulama ile 700 m derinliğe kadar hızlı ve sürekli derinlik araştırması olanağı sağlamaktadır. İki transducer dizini tarafından üretilen akustik sinyal birlikte şekillendirmekte dönen sinyal ise ayrı ayrı algılanmaktadır. Çalışmada kullanılan Elac-Nautik 1050 D multi-beam sonar sistemine ait trancducerler birbirlerine göre yatayla 30° ‘lik bir açıyla geminin alt kısmına monte edilmiştir. Transducerler tarafından zaman gecikmesiyle tetiklenen iki ayrı darbenin önceden seçilmiş bir yönde nasıl iletildiği gösterilmiştir (Şekil 3.16). Birinci transducer tarafından oluşturulan ve S kadar yol alan akustik darbenin ardından tetiklenen ikinci akustik darbe ile dalga cepheleri istenilen yönde iletilebilmektedir. Bu işlem, ışın şekillendirici alt birimi tarafından gerçekleştirilebilmektedir. Üretilen 56 adet ışın, Çubuklu gemisinde 120°, Mesaha- 2 botunda ise 126 adet ışın 153° genişliğinde yelpazeler biçiminde iletilebilmektedir. Genel olarak sığ su multi-beam sonar sistemlerinde iletilen akustik enerji, geminin gidiş yönü doğrultusunda 1° ile 5°, gidiş doğrultusuna dik doğrultuda ise 100° ile 180° arasındaki açılarla ışın şekilli lob olarak iletilmektedir. Yansıyan ışınları algılayan dizin, geminin ön kısmına doğru 1,5°-3° ‘lik açılarla arka kısmına doğru ise 3.3° ile 30° arasındaki açılarla dönen ışınları algılamaktadır. Kesişen ışınlar ise açıları 0.9° ile 2,5° arasında değişen dar açılara sahip ışınlar oluşturmaktadır. Sistem ile elde edilen kavramsal ışın geometrisi Şekil 3.16’da verilmektedir.

Şekil 3.16: Akustik dalga iletimi prensibi (Çağlak, 2004) 60

Şekil 3.17.: Sistem ile elde edilen kavramsal ışın geometrisi (Çağlak, 2004)

Gemi hareket algılayıcıları deniz yüzeyindeki dalgalanmanın neden olduğu gemideki alçalma-yükselme ve yana yatma hareketlerine duyarlıdır. Platforma sabitlenmiş ivme ölçerin ölçtüğü değerlerin iki kez integralinin alınmasıyla, dalga yüksekliği olan elde edilir. Merkezi İşlem ünitesi aracılığı ile, ölçülen değerler sistem kontrol ara birimine iletilir. Doğru derinliğin hesaplanabilmesi amacıyla ışın şekillendiriciye düzeltme bilgisi anlık olarak göndermektedir. Derinliğe bağlı ses hızı artımı, derinlik ölçümlerini etkileyen bir başka faktördür. Sudaki ses hızı birkaç fiziksel parametreye bağlıdır. Bunlar, tuzluluk, sıcaklık, basınç ve iletkenliktir. Kullanılan Sea-bird aleti derinliğe bağlı hız değişimini 1 m/sn duyarlılıkta ve 0,5 m aralıklarla ölçmektedir. Deniz tabanı haritalama işlemin de derinlik ölçümleri kadar önemli olan bir başka işlem de, ölçülen derinliklere ait koordinatların gerçek yerlerinin bulunmasıdır. Geminin gerçek lokasyonu ile geminin koordinatı bilinen bir noktaya bağlı, bağıl lokasyonu ayırt edilmelidir. Multi-beam sonar sisteminde geminin koordinatlarını belirlemek için gerekli algılayıcıları bulunmamaktadır. Bunun için harici, yüksek duyarlıkta bir koordinat belirleme sistemine ve aşağıdaki verilere ihtiyaç duyulmaktadır. - Geminin pozisyonu - Geminin hızı - Hareket sırasında kuzeyle yapılan açı - Geminin yere göre yer değiştirmesi Işının geliş yönü ve ses hızı profili de dikkate alınarak, her bir ışının getirmiş olduğu derinliğe ait koordinat zamanı ile belirlenmektedir. Diferansiyel GPS sistemi, karaya kurulmuş ve koordinatları doğru bir şekilde bilinen (WGS 84 sisteminde) bir baz istasyonunu, GPS uydularından almış olduğu düzeltme sinyallerini hareketli olan 61

gemiye aktarması esasına dayanmaktadır. Böylece geminin navigasyonu sırasındaki lokasyonu 1 ile 5 m. duyarlılıkla hesaplanmaktadır.

3.5 KARA VE DENİZ YÜZEY VERİLERİNİN İŞLENMESİ VE DEĞERLENDİRİLMESİ

Kara ve denizaltı topografyasına ilişkin sayısal yükselti modeli oluşturulmasında, Dz.K.K. SHODB ve NASA’nın düzeltilmiş verileri değişik veri işlem tekniklerinden geçirilerek yoruma hazır hale getirilir. Bunlardan kara topografyası; veri kaynağı NASA olan, 3 arc-second SRTM (Grid Size: 90) verilerinden oluşturulmaktadır. Bu veriden üretilen vektör bazlı eş yükseklik eğrileri ESRI firmasına ait ArcView 3.2a ortamında tin modeline (düzensiz üçgenleştirilmiş yüzey) çevrilmiş ve daha sonrada bu veriden raster bazlı veri üretilerek Golden Software firmasına ait Surfer 8.0 ortamına aktarılarak işlenmeye hazır hale getirilmiştir. Denizaltı topografyası ise ilk aşamada, Dz.K.K. SHODB tarafından toplanan UTM metrik ascii formatındaki veriden “asciitxt” formatına dönüştürülür. Daha sonra bu veri, eksi (-) metrik veriler haline getirilmek üzere Surfer 8.0 programına aktarılarak, daha sonra ArcView 3.2a ortamına taşınmak suretiyle nokta bazlı vektör veri formatına çevrilen sayısal yükselti modeline dönüştürülmektedir. Bu veri ArcView 3.2a programından ArcGIS 8.1 programı ortamına aktarılarak mozaiklendirilmekte ve işlenmeye hazırlanmaktadır. Son olarak kara ve denizaltı verileri, ArcGIS 8.1 programı ortamında çakıştırılarak veri bir bütün olarak değerlendirilir (Şekil 3.18). 62

Şekil 3.18: Çalışma alanı multi-beam batimetri haritası

3.6 SİSMİK VERİ TOPLANMASI

Bu tez çalışmasında, Marmara Denizi kuzey şelfinin doğu parçası üzerinde Dz. K.K. SHODB tarafından değişik dönemlerde toplanmış olan sığ sismik (Şekil 3.19) ve multi- beam batimetrik verilerin (Şekil 3.18) işlendiği İ.Ü. Araştırma fonu Projesi bünyesinde, İstanbul Boğazı Kanyonu olarak bilinen, boğazın Marmara Denizi çıkışında yer alan sismik kesitlerin (Şekil 3.20) değerlendirilmesi gerçekleştirilmiştir. Çalışma bünyesinde İstanbul Boğazı güney çıkışından toplanan sismik veri Dz. K.K. SHODB tarafından 1999 yılında Sparker ve Boomer enerji kaynakları kullanılarak toplanmıştır. Ayrıca Prens Adaları civarı ve doğusunda toplanan sığ sismik veriler, Dz. K.K. SHODB’na bağlı Çubuklu araştırma gemisi tarafından 2004 ve 2005 yıllarında Geoacoustics sığ sismik yansıma sistemi ile dijital ortamda toplanmıştır. Sistemin enerji kaynağı 175 joule ve örnekleme aralığı 80 ms dir. Bu çalışma bünyesinde, İstanbul Boğazı Güney Çıkışı ile Prens Adaları civarında toplanmış 210km yüksek çözünürlüklü sığ sismik veri, sismik stratigrafik ilkeler çerçevesinde yorumlanmıştır. 63

Şekil 3.19: Dz. K.K. SHODB tarafından 1999 – 2005 yılları arasında İstanbul Boğazı çıkışı ile Tuzla arasında toplanan sismik kesit profil haritası 64

Şekil 3.20: Dz. K.K. SHODB tarafından 1999 yılında toplanan ve bu çalışmada ilk kez yorumlanan sismik kesit profil haritası

3.7 TEMEL KAYA PALEO-TOPOGRAFYA VE HAVZA DOLGUSU KALINLIK HARİTALARININ HAZIRLANMA İLKELERİ

Sismik kesitler yardımıyla temel kaya paleo-topografya ve sediment kalınlık haritalarının oluşturulabilmesi için ilk aşamada profil haritası üzerinde kesitlerin birbirleri ile örtüştükleri alanlar dikkate alınarak birbirleri ile çakıştırılmaları sonucu her bir kesitte belirlenmiş olan temel üst yüzeyi, birbirleri ile karşılaştırılmış ve söz konusu yüzeyin tüm alan için doğruluğu kontrol edilmiştir. Bu işlemin ardından her bir kesitte 0.5 cm aralıkla düşey hatlar çizilmiş ve her bir hat boyunca önce deniz yüzeyi ile deniz tabanı arasında belirlenen düşey mesafe milisaniye cinsinden zaman olarak ölçülmüştür. Sismik kesitlerdeki düşey ölçeği oluşturan söz konusu zaman birimi, denizde dalga yayınım hızı 1500 m/sn olarak alınıp, x=V.t /2 (4.1) 65

bağıntısından yararlanılarak metre cinsinden mesafeye çevrilmiş ve böylece her bir sismik kesitte seçili düşey hatlar boyunca deniz yüzeyi ile deniz tabanı arasındaki düşey uzaklık metre cinsinden belirlenmiştir. Bu işlemin ardından aynı düşey hatlar boyunca, bu kez deniz tabanı ile temel kaya üst yüzey yansıma yüzeyi arasındaki düşey mesafe yine milisaniye cinsinden ölçülmüş ve dalganın havza dolgusu içerisindeki yayınım hızı 2000 m/sn olarak kabul edilerek değerler yukarıdaki formüle uygulanmış ve bu kez deniz tabanı ile temel üst yüzeyi arasındaki mesafe metre cinsine çevrilmiştir. Bu alanda havza dolgusu için belirlenen 2000 m/sn’lik ortalama hız değeri, daha önce İstanbul Boğazı güneyinde yapılmış olan sismik kırılma çalışmalarından elde edilmiş olan sediment dalga yayınım hız değeridir (Uluğ vd,1987). Bu işlemin ardından, her bir sismik kesitte seçili olan düşey hatların, profil haritasındaki noktasal karşılıklarına metre cinsinden hesaplanmış olan deniz tabanı ile temel üst yüzeyi arasında kalan havza dolgusunun kalınlık değerleri kesitler üzerinde her 0.5cm de bir okunan ve daha sonra metreye çevrilen değer karşılık geldiği nokta sayısına göre gerek 3mm gerekse 4 mm aralıklarla yazılmış böylece profil haritası konturlanmaya hazır hale getirilmiştir. Daha sonra bu değerlerin yazılı olduğu profil haritası her 5 m’de bir kalınlık konturu geçecek şekilde konturlanarak, havza dolgusu sediment kalınlık haritasını elde edilmesi mümkün olmuştur. Deniz tabanı ile temel üst yüzeyi arasında yer alan düşey uzaklığın metre cinsinden belirlenmesinin ve haritalanmasının ardından bu kez önce, her bir seçili hat için deniz düzeyi ile deniz tabanı ve deniz tabanı ile temel üst yüzeyi arasında hesaplanan düşey mesafeler toplanmış ve söz konusu hatlar boyunca temel üst yüzeyinin her bir kesit üzerindeki milisaniye cinsinden derinlik değerleri metre cinsinden derinlik değerlerine dönüştürülmüştür. Bu işlemin ardından her bir sismik kesitte seçili olan düşey hatların, profil haritasındaki noktasal karşılıklarına metre cinsinden hesaplanmış olan değerleri yine ölçtüğümüz nokta sayısına göre, gerek 3mm ve gerekse 4mm aralıklarla yazılarak profil haritamız konturlanmaya hazır hale getirilmiştir. Daha sonra elde edilen bu harita 5 m’de bir derinlik konturu geçecek şekilde konturlanarak, temel kaya üst yüzey paleo-topografya haritasının elde edilmesi mümkün olmuştur. 66

4. BULGULAR

Bu bölümde İstanbul Boğazı Marmara denizi çıkışı ve Adalar civarından, Dz. K.K. Seyir, Hidrografi ve Oşinografi Dairesi Başkanlığı tarafından toplanmış olan yüksek çözünürlüklü sığ sismik ve multi- beam batimetrik verinin İstanbul Boğazı Marmara Denizi Çıkışı ve Prens Adaları ve Civarı olmak üzere iki bölge halinde yorumlanması sonucu elde edilen bulgulara yer verilecektir. Bu bölümde önce çalışma alanının kuzeyinde yer alan kara alanının (İstanbul ve Kocaeli Yarımadaları) jeolojik ve morfolojik özelliklerine genel olarak değinilecek, ardından sırasıyla batimetrik ve sismik verinin yorumuna yer verilecektir.

4.1 VERİLERİN DEĞERLENDİRİLMESİ VE YORUMU

4.1.1 Çalışma Alanının Kuzeyindeki Kara Alanının Jeolojisi ve Morfolojisi

Çalışma alanı yakın çevresinde mostra veren birimler Paleozoyik, Üst Kretase-Alt Eosen, Eosen-Oligosen, Üst Miyosen, Pliyosen, Kuvaterner istifleri ile Granit sokulumlarından oluşmaktadır (Şekil 4.1). Bölgenin genel jeolojisinde ilk dikkati çeken durum Paleozoyik yaşlı birimin Tuzla Körfezi ile İstanbul Boğazı arasındaki Marmara Denizi kıyı şeridi de dahil olmak üzere çalışma alanında oldukça geniş bir alana yayılmış olmasıdır (Şekil 4.1). Çalışma alanında İstanbul Yarımadası’nın Marmara Denizi kıyılarında ise Üst Miyosen ve yer yer Oligosen yaşlı çökellerin mostra vermiş olduğu görülmektedir (Şekil 4.1). Bölgede, Kuvaterner yaşlı çökellere ise akarsu vadileri içerisinde ve kıyılarda rastlanılmaktadır.

Şekil 4.1: Çalışma alanı kuzeyinde yer alan kara alanının genelleştirilmiş jeoloji haritası (MTA, 1/500.000 ölçekli jeoloji haritasından alınmıştır)

Marmara Denizi ve çevresinin morfolojisine genel olarak bakıldığında ise, bölgedeki en baskın unsurun Üst Miyosen-Pliyosen yaşlı ve yataya yakın düzeyde olgunluğa ulaşmış olan bir erozyonal yüzey olduğu gözlenmektedir (Cvijic, 1908; Ertek, 1995; Gökaşan vd., 1997, 2005; 2006; Emre vd., 1998; Elmas, 2003; Yılmaz, 2007). Bu yüzeyin, günümüzdeki parçaları, bölgede halen ufuk çizgisinde izlenen yatay düzlemden dolayı kolaylıkla gözlenebilmektedir. (Şekil 4.2). Bu aşınım yüzeyinin, oluşumunun ardından bölgede etkin olan jeolojik olayların sonucunda farklı yükseltilere yükseldiği/alçaldığı gözlenmiştir (Emre vd., 1998; Gökaşan vd., 2005, 2006; Dolu vd., 2007). Bu durum, Pliyosen dönemine kadar etkisini sürdürmüş olan erozyonal dönemde gelişimini olgunlaşma evresine kadar ilerletmiş olan aşınım yüzeyinin, bunun ardından morfolojik açıdan yeni bir gelişim aşamasına girmiş olduğunu gösterir. Bu durum, çalışma alanı da dahil olmak üzere Marmara Denizi çevresindeki kara alanlarının morfolojik açıdan son halini söz konusu aşınım yüzeyinin olgunlaşmasının sonrasında yani, Pliyosen sonu veya Kuvaterner dönemi içerisinde gelişen olayların sonucunda kazanmış olduğunu işaret etmektedir. Söz konusu olaylar, bölgede etkili olan KAFZ tarafından kontrol 68

edilen tektonik kökene sahip olabileceği gibi, özellikle Pleistosen içerisinde gözlenen ve iklimsel faktörlerden kaynaklanan deniz düzeyi değişimleri de bu yüzeyin Pliyo- Kuvaterner gelişimi üzerinde etkili olmuştur. Bu durumda, olgunluk evresinin ardından yeniden evrimleşen karadaki aşınım yüzeyinin deniz altındaki devamının, karaya göre derinleşerek bu alandaki sedimentler tarafından örtülüp söz konusu derinleşmenin ardından karadaki erozyonal faaliyetlerden korunmuş olduğu söylenebilir. Bu yaklaşımla, söz konusu aşınım yüzeyinin denizaltındaki devamı, kısmen veya tamamen karaya göre olan derinleşmeyi meydana getirmiş olan aşamaların izlerini bünyesinde barındırabilir. Bu nedenle, sismik kesitler yardımıyla bu yüzeyin deniz altındaki devamının belirlenmesi ve haritalanması sonucu yapılacak olan morfolojik yorum bizim için büyük önem taşır hale gelmektedir. Karada izleyebildiğimiz fakat erozyon nedeniyle bozularak, günümüzdeki şeklini kazanmış olduğunu düşündüğümüz Paleozoyik birimin üst yüzeyinin, deniz içerisinde sedimentlerle örtülü olması ve nasıl bir evrim geçirdiğinin ipuçlarını karadakinden daha fazla saklar durumda olması nedeniyle, sismik kesitlerden yararlanılarak deniz içindeki sediment örtüsünü bir nevi kaldırıp altına bakmak ve temelin burada nasıl bir yapılaşma sergilediğini izlemek fırsatı doğmuştur. Bu amaçla bu çalışmada sismik kesitler üzerinde çalışma prensiplerinin diğer bölümlerde de anlatılacağı gibi, sismik kesitler üzerinde sismik stratigrafik çalışma yapılmış, birimler bu prensiplere göre ayırtlanmış ve daha sonra bu birimlerin kalınlıkları haritaların hazırlanması kısmında aktarıldığı şekliyle elde edildikten sonra temel ve havza dolgusu kalınlık haritaları elde edilmiştir. Daha sonra bu kalınlık haritaları morfolojik yoruma tabi tutulmuş ve sonuçlara ulaşılmaya çalışılmıştır. 69

Şekil 4.2: İstanbul ve Kocaeli yarımadalarına ait morfolojide izlenen olgun aşınım yüzeyi (Gökaşan vd., 2004)

4.1.2 İstanbul Boğazı Marmara Denizi çıkışı ve Adalar Civarı Batimetrik ve Sismik Verilerin Yorumlanması

4.1.2.1 Batimetrik Verinin Yorumu Çalışma alanı olan İstanbul Boğazı Kanyonu ve civarındaki şelf alanında toplanan batimetrik verinin yorumlanması sonucunda ilk göze çarpan, şelf yüzeyinin oldukça karmaşık bir morfolojiye sahip oluşudur. Bu karmaşık morfolojinin en önemli unsurlarını İstanbul Boğazı’nın şelfin üzerindeki uzantısı ve adalar oluşturmaktadır. (Şekil 3.18). Prens Adaları adı verilen bu adalar gurubu şelf üzerinde Kocaeli Yarımadası’nda yaygınca mostra veren Paleozoyik yaşlı birimlerden oluşan yükseltilerin deniz düzeyi üzerinde kalmış bölümleri tarafından oluşturulur. Bu adalar grubu, birbirine oldukça yakın olan 4 büyük adadan oluşmaktadır. Adalardan en büyüğü, dört adanın en doğu üyesi olan Büyükada’dır. Şelf üzerinde ayrıca daha küçük adalar da bulunmaktadır. Bunlardan Büyükada’nın hemen doğusunda yer alanı Sedef Adası olarak adlandırılır (Şekil 3.18). Şelfin yaklaşık olarak ortasında yer alan bu 4’ü büyük 5 adanın dizilimi ortalama olarak KB-GD yönünde olup, tepe kısımları su üzerine çıkarak günümüzdeki adaları oluşturmuş olan KB-GD yönünde kıyıya paralel olarak uzanan bir denizaltı sırtının varlığını göstermektedir. Şelf üzerinde izlenen ikinci önemli morfolojik unsuru ise İstanbul Boğazı’nın Marmara Denizi çıkışını oluşturan kanyon meydana getirmektedir (Şekil 4.3). 70

Ayrıntılı olarak incelendiğinde İstanbul Boğazı kanyonu’nun, doğuda güney-güneybatı yönünde ilerlemiş olan bir delta ile batıda, bir denizaltı yamacı arasında yer almış olduğu gözlenir (Şekil 4.3). Yamacın batısında ise boğaz kanyonuna göre askıda kalmış olan bir denizaltı düzlüğü yer alır. İstanbul Boğazı kanyonu batısında yer alan denizaltı yamacının KB-GD uzanımlı yamaçlar tarafından kesilmiş olan KKD-GGB uzanımlı yamaç parçalarından oluşmuş olduğu gözlenir. Söz konusu yamaç parçaları deniz tabanındaki birer çizgisellik olarak yorumlanmışlardır (Şekil 4.4). Bunun dışında yamacın batısında yer alan askıdaki denizaltı düzlüğü üzerinde de KKD-GGB istikametli bazı doğrusal hatlar boyunca uzanan çukurluk alanlar ve basamaklar izlenir (Şekil 4.4). Bu çukurluk alanların uzun eksenleri ve doğrusal basamaklar da deniz tabanındaki çizgisellikler olarak yorumlanmıştır.

Şekil 4.3: Çalışma alanı batimetri haritası

Şekil 4.4: Çalışma alanı batimetrisi üzerinde gözlenen çizgisellikler

4.1.2.2 Sismik Verinin Stratigrafik Yorumu Çalışma alanında toplanmış olan sığ sismik kesitler üzerinde (Şekil 3.20), Alt Ünite ve Üst Ünite olarak adlandırılan iki çökel birimi ayırt edilmiştir. Alt Ünite (Temel): Alt Ünite genelde kaotik iç yansıma şekillenmesi göstermektedir (Şekil 4.5-4.10). Alt ünite ile üzerindeki birimler arasındaki yüzeyin yüksek bir yansıma genliğine sahip olması Alt Ünite’nin, üzerindeki çökellerle arasındaki akustik empedans farkının oldukça yüksek olduğunu gösterir. Birimler arasındaki fiziksel ve kimyasal özellik farklarına bağlı olarak gelişen dalga yayınım hızındaki değişim olan akustik empedans farkının, iki birim arasında bu kadar yüksek olması Alt Ünite’nin, üzerindeki örtüye oranla kaya-zemin arasındaki gibi önemli bir fiziksel ayrımı işaret eden bir değişimin sınırını işaret ettiğini göstermektedir. Üst Ünite’de yer alan çökellere ait yansıma yüzeylerinin bu birimin üst yüzeyi üzerine, onlap ve downlap ile sonlanıyor olması, Alt Ünite’nin bu çökeller açısından bir temel niteliğinde olması gerektiğine işaret eder. Alt Ünite’nin üst yüzeyi karaya doğru ilerlendiğinde sığlaşmaktadır. Bu da, bu yüzeyin karada yaygınca mostra veren Paleozoyik yaşlı birimlerin üst yüzeyi ile birleşiyor olduğunu düşündürmektedir (Şekil 4.5- 4.10). 72

Şekil 4.5: Çalışma alanından alınmış bir sismik kesit ve yorumu (yerbulduru için Şekil 3.20’ ye bakınız) 73

Şekil 4.6: Çalışma alanından alınmış bir sismik kesit ve yorumu (yerbulduru için Şekil 3.20’ ye bakınız) 74

Şekil 4.7: Çalışma alanından alınmış bir sismik kesit ve yorumu (yerbulduru için Şekil 3.20’ ye bakınız) 75

Şekil 4.8: Çalışma alanından alınmış bir sismik kesit ve yorumu (yerbulduru için Şekil 3.20’ ye bakınız) 76

Şekil 4.9: Çalışma alanından alınmış bir sismik kesit ve yorumu (yerbulduru için Şekil 3.20’ ye bakınız) 77

Şekil 4.10: Çalışma alanından alınmış bir sismik kesit ve yorumu (yerbulduru için Şekil 3.20’ ye bakınız) 78

Sonuç olarak bu düşünce, bölgede daha önce yapılmış olan çalışmaların sonuçları olan Alt Ünite’nin, İstanbul Boğazı çevresinde yaygınca mostra veren Paleozoyik yaşlı birimlerin deniz altındaki devamı olması gerektiği yaklaşımını destekler niteliktedir (Gökaşan vd., 1997; Oktay vd., 2002). Tüm bu nedenlerle, sismik kesitlerde yüksek genlikli yansıma yüzeyi altında kalan birimin (Temel), karada mostra veren Paleozoyik yaşlı istifin deniz altındaki devamı olduğu sonucuna varılmıştır. Bu birimin, İstanbul Boğazı’nın batı yakasında, İstanbul Yarımadası’nın Marmara Denizi kıyı hattı boyunca yaygınca mostra veren Oligosen-Üst Miyosen yaşlı birimlerle yer değiştiriyor olduğu düşünülmektedir (Şekil 4.11).

Şekil 4.11: Alt Ünitede Paleozoyik ve Oligosen-Üst Miyosen birimleri arasındaki yansıma şekillenmesi farklılığı (Gökaşan vd. , 2002)

Her iki birimin üst yüzeyini oluşturan yüksek genlikli yansıma yüzeyinin de, karada Paleozoyik ve Oligosen-Üst Miyosen birimleri yaygınca aşındırmış olan olgun erozyonal yüzeyin, denizdeki devamı olması gerektiği düşünülmektedir. Bu çalışma içerisinde hazırlanmış olan üst yüzey paleo-topografya haritasının morfolojik yorumu 79

yapıldığında, Paleozoyik birimler ile temsil edilen Kocaeli Yarımadası açıklarında temel üst yüzeyinin, boğaz kanyonunun batı yakasındaki temel üst yüzeyine göre çok karmaşık bir yapıya sahip olduğu görülür (Şekil 4.12). Bu alanda, Adaların şelf üzerinde temelde birer yüksek alan oluşturmuş olduğu ve Adalar yükselimi ile anakara arasında temelde bir çöküntü alanın yer aldığı gözlenir (Şekil 4.12). Oldukça kaotik bir morfolojiye sahip olan bu alandan batıya, İstanbul Boğazı kanyonuna doğru ilerlendiğinde ise, boğaz kanyonunun orta eksenine doğru temel üst yüzeyinin derinleşerek yaklaşık K-G uzanımlı bir yamaç oluşturduğu gözlenir. Bu yamaç üzerinde, muhtemelen İstanbul Boğazı kanyonuna katılmış olan yan kollara ait vadiler izlenir. Söz konusu vadilerin boğaz kanyonuna yaklaşık dik bir açı ile katılıyor olduğu gözlenir. Yamaçtaki derinleşme sismik kesitler üzerinde -125 m derinliğe kadar izlenmeye devam eder ve bu derinliğin altında sismik enerjinin penetrasyon derinliği altına inilmiş olduğundan, kesitler üzerinde temel üst yüzey yansıması izlenemez. İstanbul Boğazı Marmara Denizi çıkışında, boğaz kanyonu boyunca yaklaşık K-G uzanımlı bir alan boyunca sismik kesitlerde temel üst yüzeyi -125 m’nin altında yer aldığından bu alanda temel üst yüzey morfolojisi izlenememiş ve söz konusu alanlar 125 m’den derin olanlar olarak yorumlanmıştır (Şekil 4.12).

Şekil 4.12: Birinci çalışma alanı temel topografya haritası 80

Temel üst yüzeyinin sismik kesitlerde izlenmeye başladığı alan, çalışma alanında deniz tabanı üzerinde İstanbul Boğazı batısında gözlenen yamaç ile çakışır. Bu durum, söz konusu yamacın, temeli oluşturan birimlerde meydana gelmiş olan bir yükselim ile ilişkisinin olması gerektiğini gösterir. Boğaz kanyonunun batı yamacı boyunca temelde izlenen yamaç, doğu yakasındakine oranla çok daha doğrusal bir morfoloji sunar. Benzer şekilde bu yamacın batısında yer alan temel üst yüzey morfolojisinin de, boğazın doğu yakasında yer alan karşılığına göre çok daha düzenli olduğu gözlenmektedir. Bu alanda temel üst yüzeyi, 0-50 m derinlik değerleri arasında yer alan bir denizaltı düzlüğü olarak karşımıza çıkar. Bu düzlük, şelfin dış kenarına doğru, KB- GD uzanımlı bir yamaç ile kesilir ve -140 derinlik değerlerine kadar alçaltılır (Şekil 4.12). Temel üst yüzey paleo-topograftası üzerinde gözlenen bu morfolojiden yararlanarak, bu alanda doğrusal uzanan yamaçlar ve vadiler dikkate alınarak bazı çizgisellikler belirlenmiştir (Şekil 4.13). Bu çizgiselliklerden en belirgin olanı İstanbul Boğazı Kanyonu’nu sınırlayan yamaçlar boyunca gözlenenlerdir (Ç1; Şekil 4.13). K-G uzanımlı olan bu çizgisellikler, boğazın batısında KB-GD uzanımlı çizgisellikler tarafından sınırlanır (Ç2). İstanbul Boğazı Kanyonu doğusunda da, çizgisellik Ç2 ile aynı yönde uzanan bazı çizgisellikler gözlenmiş ve KB-GD uzanımlı bu çizgisellikler benzer yönelime sahip olduklarından dolayı Ç2 olarak tanımlanmışlardır. Bu iki önemli çizgisellik grubu dışında boğaz kanyonunun batısındaki düzlük üzerinde yer alan KKD- GGB uzanımlı (Ç3), boğaz kanyonuna katılan vadilerle belirlenen D-B uzanımlı (Ç4) diğer çizgiselliklere de rastlanılmaktadır (Şekil 4.13). 81

Şekil 4.13: Temel paleo-topografyası üzerinde gözlenen çizgisellikler

Üst Ünite (Havza Dolgusu): Bu ünitenin, altında yer alan Paleozoyik ve Oligosen-Üst Miyosen yaşlı olduğu düşünülen temelin üst yüzeyi üzerinde onlap ve downlap ile sonlanıyor olması, altındaki birime göre bir Havza Dolgusu niteliğinde olması gerektiğini gösterir (Şekil 4.5- 4.10). Üst Ünite’nin yaşı, bölgede tüm istifi kesen ve temele kadar inen bir sondaj bulunmadığından bilinmemektedir. Bununla birlikte Üst Ünite’ye ait çökeller, Paleozoyik ve Oligosen-Üst Miyosen temelin üst yüzeyini oluşturan ve Üst Miyosen-Pliyosen dönemi içerisinde geliştiği düşünülen erozyonal yüzeyin üzerinde sonlanıyor olduklarından dolayı, Pliyo-Kuvaterner dönemi içerisinde çökelmiş olmalıdırlar. Bu ünite içerisinde, iç yansıma şekillenmeleri ve uyumsuzluk yüzeyleri ve ile birbirinden ayrılan pek çok alt ünite belirlenmiştir (Şekil 4.5- 4.10). Bu alt ünitelerden önemli bir kısmı paralel iç yansıma şekillenmesine sahipken bir kısmının ise yer yer kaotik ve ilerleyen iç yansıma şekillenmelerine sahip oldukları görülmektedir (Şekil 4.9- 4.10). Bu durum bizlere üst ünitenin, çökelmesi sırasında meydana gelmiş olan deniz düzeyi değişimlerine bağlı olarak yer yer erozyona uğramış ve yer yer de bu erozyonal yüzeyleri onlaplar ile üzerlemiş pek çok alt üniteden oluştuğunu gösterir. Söz konusu ünitelerin bir bölümünün deniz düzeyinin altında sığ denizel ortamda çökelmiş 82

bir bölümü ise, kıyı ortamında birikmiş olan sedimentleri karakterize etmektedir. Havza Dolgusu adı verdiğimiz üst ünite içerisinde kendini belli eden ilerleyen yansıma şekillenmesi, Boğaz kanalının doğusuna tekabül eden bu bölgede var olduğu düşünülen deltanın bir kanıtı niteliğindedir. Hiskott vd (2002) bu sediment birikimini Marmara Denizi’ne doğru taşan Karadeniz sularının yaklaşık 10.000 yıl önce bu alana taşıdığı çökeller olarak yorumlarken, Alavi ve diğ. (1989),Gökaşan ve diğ. (1998;2000) ve Oktay ve diğ. (1998; 2002), deniz tabanındaki sediment birikimiyle oluşan bu yükseltinin Marmara Denizi’nde 12 bin yıl önce başlamış olan deniz düzeyi yükseliminin kontrolünde Kurbağalıdere’ye ait sedimentlerin bu alana çökelmesiyle oluşmuş bir delta olduğunu savunmuştur (Şekil 4.9). Söz konusu sedimentlerin kalınlık haritasına bakıldığında (Şekil 4.14), Bu alanda sediment kalınlık haritasında izlenen konturların, temel üst yüzey haritasında izlenen konturlarla uyumlu olduğu gözlenir. Bu uyum, boğaz kanyonunun doğu yakasında temel üst yüzeyinde gözlenen derin alan içerisinde 60 m’ye varan kalınlıklarda ve değişken değerlere sahip bir havza dolgusu yayılımı olarak gözlenirken, boğaz kanyonunun batı yakasında ise havza dolgusu kalınlık değerlerinin belirgin bir biçimde 10 m değerlerine kadar azalarak temel üzerinde ince bir çökel örtü olarak karşımıza çıktığı görülmektedir (Şekil 4.14). Boğaz kanyonu boyunca ise, temeldeki derinleşmeye koşut olarak havza dolgu kalınlıklarında ani artışlar gözlenir ve bu alandaki çökel kalınlığı temel derinliği belirlenememiş olduğundan ölçülemez. Boğaz kanyonunda sediment kalınlık değerleri, sismik kesitler üzerinde 75 m’ye kadar izlenebilmiş, bu derinlikleri aşan alanlarda ise, havza dolgusunun 75 m’den daha kalın olduğu sonucuna varılmıştır (Şekil 4.14). 83

Şekil 4.14: Birinci çalışma alanı sediment kalınlığı haritası

4.1.2.3 Sismik Verinin Yapısal Yorumu Yapılan sismik yorum sonucunda çalışma alanında, etkisi yer yer deniz tabanına çıkacak kadar genç olan bazı fayların izlerine rastlanılmıştır (Şekil 4.5, 4.6, 4.8, 4.9, 4.10, 4.15). Söz konusu fayların doğrultuları ise, fayların bulunduğu alanlarda temel pale- topografyası ve/veya deniz tabanı morfolojisi üzerinde gözlenen çizgisellikler yardımıyla belirlenmiştir (Şekil 4.4, 4.13). Bu faylardan bir bölümü, sismik kesitler üzerindeki yansıma yüzeylerinde gözlenen düşey ötelenmeler ile kendini göstermektedir (Şekil 4.9, 4.10). Bu tür düşey ötelenmeler dikkate alınarak söz konusu fayların normal fay olması gerektiği sonucuna varılmıştır. Çalışma alanında gözlenen normal faylardan en belirgin olanı, İstanbul Boğazı kanyonunun batı yamacını da kontrol eden KKD- GGB uzanımlı 1 Numaralı (F1) faydır (Şekil 4.9, 4.10, 4.15). Bu fay temel üst yüzeyinin İstanbul Boğazı kanyonu boyunca çalışma alanı içerisinde yaklaşık -125 m’den -75 m’ye yükselmiş olmasına neden olmuş (Şekil 4.12) ve bu yükselimin oluşturduğu yamaç boyunca havza dolgusunun kalınlığında da 75 m’den 10 m’ye ani bir düşüş yaşanmıştır (Şekil 4.14). Söz konusu fayın deniz tabanında yaratmış olduğu 84

düşüş sismik veri dışında, multi-beam batimetri verisi üzerinde de açıkça izlenmiş ve söz konusu yamaç bu alanda bir çizgisellik olarak değerlendirilmiştir (Şekil 4.4). Sismik kesitler üzerinde ayrıca yansıma yüzeylerinde düşey ötelenmeler yaratmak yerine, daha çok belirli zonlar boyunca yaratmış oldukları deformasyonlar ile tanınan başka fay gurupları da mevcuttur. Bu fayların, önemli bir düşey ötelenme yaratmadan yansıma yüzeylerini deforme ediyor olmaları, onların normal faylardan çok birer doğrultu atımlı fay olabileceklerini işaret etmektedir. Çalışma alanında rastlanılan ve F2 olarak adlandırılan bu tür fayların, batimetrik ve temel topografya haritalarında belirlenmiş olan çizgisellikler de dikkate alınarak, KB-GD uzanımlı olduğu belirlenmiştir (Şekil 4.5, 4.8, 4.15). Bu iki fay grubu dışında, sismik kesitlerde yapılan yorumlama sonucu doğrultu atımlı fay oldukları sonucuna varılan, ancak KKD-GGB yönlü uzanımları itibarıyla, bu alandaki KB-GD istikametli doğrultu atımlı faylardan çok normal faylarla benzerlik gösteren bir üçüncü grup faya daha rastlanılmıştır (Şekil 4.6, 4.15).

Şekil 4.15: Birinci çalışma alanı genç fay haritası.

4.1.3 İstanbul Boğazı Marmara Denizi Çıkışı ile Adalar civarı ve Tuzla’ya Kadar Olan Bölgeden Elde Edilen Verilerin Ortak Yorumu

Bu tez çalışmasının da gerçekleştirildiği araştırma projesi (Tur, 2007) bünyesinde, tezin inceleme alanı olan İstanbul Boğazı Marmara Denizi çıkışını oluşturan şelf alanının doğusunda yer alan ve Adalar ile Tuzla Körfezi arasındaki bölgede yapılmış sismik ve batimetrik çalışmalar da bulunmaktadır (Çağlak, 2004; Tur, 2007). Söz konusu çalışmalardan elde edilmiş olan sonuçlar, bu tez çalışmasının sonuçlarına bütünleyici yönde katkı yapacağından, bu bölümde önce bu çalışmaların veri ve sonuçlarına değinilecek ve sonrasında çalışma alanı, İstanbul Boğazı ile Tuzla Körfezi arasında kalan şelf bölgesi olarak bir bütün halinde değerlendirilerek genel sonuçlara gidilecektir.

4.1.3.1 Tuzla-Adalar Arası Batimetrik Verinin Yorumu Çalışma alanının doğusunda kalan Tuzla Körfezi ile Adalar arasında kalan şelf alanının da karmaşık bir morfolojiye sahip olduğu görülür. Bu karmaşık morfolojinin en önemli unsurlarını şelfin üzerindeki adalar oluşturur (Şekil 4.16). Bu adalardan en büyüğü, dört adanın en doğu üyesi olan Büyükada’dır. Şelf üzerinde ayrıca daha küçük adalar da bulunmaktadır. Bunlardan Büyükada’nın hemen doğusunda yer alanı Sedef Adası olarak adlandırılır (Şekil 4.16). Şelfin yaklaşık olarak ortasında yer alan bu 4’ü büyük 5 adanın dizilimi kabaca KB-GD yönündedir ve bu dizilim, tepe kısımları su üzerine çıkarak günümüzdeki adaları oluşturmuş olan KB-GD yönünde kıyıya paralel olarak uzanan bir denizaltı sırtının varlığını işaret eder (Şekil 4.22). Şelfin, söz konusu denizaltı sırtı ile ana kara arasında kalan bölümü göreceli olarak bir çukur alan halinde kaldığından, bir havza niteliği kazanmıştır. İç Havza olarak adlandırılan bu bölge kabaca Prens Adaları ile ana kara arasında kalan şelf alanını işaret eder. Bu durumda Tuzla Körfezi ile İstanbul Boğazı arasında kalan şelfin diğer bölümleri ise Dış Havza olarak adlandırılabilir. Tuzla Körfezi ile Adalar arasında kalan şelf alanı üzerinde Prens Adalar zinciri dışında, şelfin dış kenarında iki küçük ada daha yer almaktadır (Şekil 4.16). Yassıada ve Sivriada olarak adlandırılan bu iki adanın dizilimi de yine KB-GD uzanımlıdır. Şelf üzerinde yer alan bir diğer morfolojik unsur ise, yaklaşık şelf alanının ortasına kadar uzayan Tuzla burnu’dur (Şekil 4.16). KD-GB uzanımlı bu dar ve uzun kıyı uzantısı, KB-GD yönlü ve yaklaşık olarak doğrusal uzanımlı olan Kocaeli Yarımadası, 86

Marmara Denizi kıyı hattını uyumsuzca keser. Kıyı hattında Tuzla Burnu ile başlayan bu düzensizlik, doğusundaki Tuzla Körfezi ve Darıca Burnu ile devam eder ve KB-GD uzanımlı kıyı hattı, Darıca Burnu doğusunda D-B yönüne dönerek İzmit Körfezi’nin kuzey kıyısını oluşturur. Kıyıdaki bu yaklaşık K-G yönlü uzanıma sahip yapılarla Büyükada’nın K-G yönlü uzanımı uyumludur. Şelf düzlüğü üzerinde yer alan ve Paleozoyik yaşlı birimlerden oluşan bu yükselimler dışında, şelf düzlüğünün güncel çökellerle örtülü kalan bölümü genel olarak yataya yakın bir denizaltı düzlüğü görünümündedir (Şekil 4.16). Bununla birlikte şelfin Dış Havza olarak adlandırılan bölümünde; Yassıada-Sivriada yükselimi ile Prens adaları yükselimi arasında, Prens Adaları yükselimi ile Tuzla Burnu Yükselimi arasında ve Tuzla Körfezi’ni çevreleyen Tuzla Burnu ve Darıca Burnu arasında deniz tabanında bazı çöküntü alanları gözlenir. En-echelon bir dizilime sahip olan söz konusu çöküntü alanlarının, uzun eksenleri yaklaşık olarak KB-GD yönünde olan, elipsoidal geometriye sahip oldukları gözlenir (Şekil 4.16). Bu elipsoidal çöküntü alanlarının güney bölümleri ise, şelfin dış kenarı tarafından kesilmiştir. Kabaca KB-GD yönünde dizilmiş olan bu çöküntü alanlarının uzun eksenleri deniz içerisindeki yumuşak genç çökelleri etkileyen çizgisellikler olarak değerlendirilmiştir (Şekil 4.16b, 1 2 ve 3 No’lu çizgisellikler). Bu durumda, tez çalışma alanında İstanbul Boğazı batısında izlenen KB-GD yönlü çizgiselliklerin, şelfin Tuzla Körfezi ile İstanbul arasındaki bölümünde de deniz tabanında etkili olduğu sonucuna varılmıştır (Şekil 4.16). Ayrıntılı olarak incelendiğinde ise, KB-GD, KKD-GGB ve D-B yönlerinde uzanan üç çizgisellik gurubunun varlığı ortaya çıkmaktadır (Şekil 4.17). Deniz tabanında veya kıyı hattı ile adalarda vadi, yamaç gibi morfolojik öğelerden yararlanılarak belirlenen bu çizgisellikler içerisinde en baskın olanı, KB-GD uzanımlı çizgiselliklerdir. Bölgede izlenen ikinci önemli çizgisellik ise KKD-GGB yönündedir. Söz konusu çizgisellikler daha çok Büyükada’nın kuzey ve güneyinde, adanın uzun ekseninin denizaltındaki devamında izlenir (Şekil 4.17-3, 4). Bunun dışında aynı yönlü çizgisellikler Sivriadanın kuzeyinde ve Pendik açıklarında deniz tabanında yer alan sırtların uzun eksenleri olarak da belirlenmişlerdir (Şekil 4.17-5, 6). Bu yöndeki çizgisellikler İstanbul Boğazı batı yamacı ve gerisindeki düzlük üzerinde de yaygınca izlenmektedir (Şekil 4.4). Çalışma alanında izlenen üçüncü gurup çizgisellik, sadece Büyükada’nın ortasında D-B uzanan vadi ve batısındaki burun ile doğusunda yer alan denizaltı sırtında gözlenir (Şekil 4.17- 1). 87

Şekil 4.16: Tuzla Körfezi ile İstanbul Boğazı arası Marmara Denizi kuzey şelfi sayısal arazi modeli ve 1, 2 ve 3 No’lu çizgisellikler (İB=İstanbul Boğazı, S=Sivriada, Y=Yassıada, K=Kınalıada, B=Burgazada, H=Heybeliada, Bu=Büyükada, Se=Sedef Adası) (Tur, 2007) 88

Şekil 4.17: Deniz tabanını etkileyen çizgiselliklerin ayrıntılı görüntüleri (yerbulduru için Şekil 4.16 a’ya bakınız) (Tur, 2007)

4.1.3.2.Tuzla- Adalar Arası Sismik Verinin Stratigrafik Yorumu Çalışma alanı doğusunu oluşturan Tuzla Körfezi ve Adalar arasındaki şelf alanında toplanmış olan sığ sismik kesitler üzerinde (Şekil 4.18), İstanbul Boğazı Güney 89

çıkışında olduğu gibi, Alt Ünite ve Üst Ünite olarak adlandırılan iki çökel birimi ayırtlanmıştır.

Şekil 4.18: Tuzla Körfezi-İstanbul Boğazı arasında kalan şelf alanındaki sismik kesitlerin yerbulduru haritası (kırmızı hatlar sismik yorumlama kısmında gösterilmiştir) (Tur, 2007)

Alt Ünite (Temel): Alt Ünite genelde kaotik iç yansımaya sahiptir (Şekil 4.19, 4.20). Bu ünite ile üzerinde yer alan birimler arasındaki yüzeyin oldukça yüksek bir yansıma genliğine sahip olması bu alanda da Alt Ünite’nin, üzerindeki çökellerle arasındaki akustik empedans farkının oldukça yüksek olması gerektiğini gösterir. Bu birimin üst yüzeyi üzerine, Üst Ünite’de yer alan çökellere ait yansıma yüzeylerinin İstanbul Boğazı Kanyonu içerisindeki kesitlere benzer şekilde onlap ve downlap ile sonlandığı ve Alt Ünite’nin üst yüzeyinin karaya doğru ilerlendiğinde sığlaştığı gözlenmektedir (Şekil 4.20). Bu veriler Alt Ünite’nin tez çalışma alanında da yorumlanmış olduğu gibi karada yaygınca mostra veren Paleozoyik yaşlı birimlerin deniz altındaki devamı olduğunu gösterir. Bu durumda, bu birimin üst yüzeyini oluşturan yüksek genlikli yansıma yüzeyinin de, karada Paleozoyik birimleri de yaygınca aşındırmış olan olgun 90

erozyonal yüzeyin, denizdeki devamı olmalıdır. Söz konusu alanda, İstanbul Boğazı Kanyonu’nun batı yakasının kara tarafında gözlenen Oligosen-Üst Miyosen yaşlı birimler olmadığından, bu alandaki temelin tümüyle Paleozoyik birimlerden oluşması gerektiği düşünülmektedir. Üst Ünite (Havza Dolgusu): Bu birime ait yansımalar da çalışma alanı olan İstanbul Boğazı kanyonu boyunca alınmış sismik kesitler üzerinde görüldüğü gibi, altındaki Paleozoyik yaşlı temelin üzerinde onlap ve downlap ile sonlanırlar. Bu durum, söz konusu çökellerin Havza Dolgusu olması gerektiğini gösterir. Bu ünite içerisinde de İstanbul Boğazı Kanyonu içerisinde gözlenmiş olduğu gibi, uyumsuzluk ve korelanı uyumluluk yüzeyleri ve iç yansıma şekillenmeleri ile birbirinden ayrılan pek çok alt ünite belirlenmiştir (Şekil 4.19, 4.20).

Şekil 4.19: Tuzla Körfezi içerisinde alınmış olan bir sismik kesit üzerinde temel ve havza dolgusu birimleri ve bazı faylar (yerbulduru için Şekil 4.18’e bakınız)

Şekil 4.20: Tuzla Körfezi içerisinde alınmış olan bir sismik kesit üzerinde temel ve havza dolgusu birimleri ve bazı faylar (yerbulduru için 4.18’e bakınız) 91

4.1.3.3 Çalışma Alanı Temel Kaya Paleo-Topografya ve Havza Dolgusu Kalınlık Haritaları ve Yorumu Tuzla Körfezi ile Adalar arasında yer alan sismik kesitlerin, stratigrafik ilkeler doğrultusunda yorumlanmasının ardından, bu alana ait temel paleo-topografyası oluşturulmuştur (Tur, 2007). Söz konusu haritanın oluşturulmasının ardından, İstanbul Boğazı Marmara Denizi çıkışındaki kanyon boyunca toplanmış olan ve ilk kez bu tez çalışması bünyesinde yorumlanan kesitlerden elde edilen bilgiler ışığında Tur (2007) tarafından hazırlanmış olan temel paleo-topografya haritasının boğaz kanyonuna komşu olan batı bölümü revize edilerek yeniden oluşturulmuştur (Şekil 4.21).

Şekil 4.21: İkinci çalışma alanı Paleozoyik Temele ait üst yüzey paleo-topografya haritası (Tur, 2007’den değiştirilerek; derinlik değerleri metredir)

Oluşturulan bu revize edilmiş paleo-topografya haritasına genel olarak bakıldığında; Tuzla Körfezi ile İstanbul Boğazı Kanyonu doğu yamacı arasındaki bölgede Paleozoyik yaşlı birimin üst yüzeyinin oldukça karmaşık bir morfolojiye sahip olduğu gözlenir. Bölge morfolojisindeki bu karmaşık yapı kendini ağırlıklı olarak, temel üzerindeki 92

yükseltilerin varlığı ile göstermektedir. Bu yükselimlerin su düzeyi üzerinde yer alanları, günümüzde Prens Adaları olarak bilinen tepelerdir (Şekil 4.21). Yaklaşık olarak KB-GD yönünde dizilmiş olan bu adalar zinciri (Şekil 4.22) ile anakara ile arasında, deniz tabanında izlenen İç Havza, temel üst yüzey pale-topografyasında da açıkça izlenir (Şekil 4.21). Prens Adaları’nın açık deniz yönünde kalan şelf bölgesi ile doğusunda bulunan şelf alanının tamamı ise yine deniz tabanı morfolojisinde de gözlenmiş olduğu gibi Dış Havza olarak belirlenmiştir (Şekil 4.21, 4.22). Paleozoyik birimlerin, Prens Adaları ile ana kara arasında kalan İç Havza’da, maksimum -60 m’ye kadar derinleştiği görülmektedir (Şekil 4.21). Buna karşı, adaların açık deniz tarafında yer alan Dış Havza boyunca Paleozoyik birimlerin hızla derinleştiği ve -250 m’lik bir derinliğe ulaştığı gözlenir. Prens Adaları’nın sahip olduğu ortalama 200 m’lik yükseklik dikkate alındığında Paleozoyik birimlerin üst yüzeyinin şelf üzerinde yaklaşık 450 m’lik bir düşey atıma maruz kalmış oldukları gözlenmektedir (Şekil 4.21). Bu derinleşme Çınarcık Havzası kuzey yamacında çok daha büyük mertebelere ulaşır. Paleozoyik birimlerin üst yüzeyinde gözlenen bu hızlı derinleşmeye karşılık olarak şelf boyunca 125 m’ye varan kalınlıklara ulaşan bir havza dolgusu da bu alanda özellikle Dış Havza boyunca önemli bir tektonizmanın varlığını işaret etmektedir (Şekil 4.21, 4.23). Dış Havza’nın derinliği ve üzerinde yer alan havza dolgusunun kalınlığı, özellikle Prens Adaları’nın doğusunda kalan şelf bölgesinde maksimum değerlere ulaşır.

Şekil 4.22: Prens Adaları yükselimi ekseni (Tur, 2007) 93

Şekil 4.23: İkinci çalışma alanı Havza Dolgusu kalınlık haritası (Tur, 2007’den değiştirilerek; derinlik değerleri metredir)

Paleozoyik yaşlı birimlerin üst yüzey morfolojisinin Dış Havza boyunca da karmaşık bir morfolojiye sahip olduğu gözlenir (Şekil 4.21). Bu karmaşa kendini, bölgedeki adaların arasında yer alan denizaltı sırtları ve aralarındaki havzalar ile gösterir. Bu sırt-havza sistemi Paleozoyik temelin denizaltındaki devamında izlenen ikincil yapılar olarak değerlendirilmiştir (Şekil 4.24). Söz konusu sistemde yer alan sırtlar batıdan doğuya doğru sırasıyla; KKD-GGB uzanımlı olan Kınalıada ile Sivriada-Yassıada arasında -100 m derinlikli Kınalıada Sırtı, Büyükada’nın kuzey ve güneyindeki -25 m ve -50 m derinlikli Büyükada Sırtı ve anakaranın bir uzantısı olarak yer alan Tuzla Burnu Sırtı olarak izlenir (Şekil 4.24). Bu sırtların aralarında ise, Dış Havza içerisinde gelişen; Adalar Alt-Havzası, Kartal-Pendik Alt-Havzası ve Tuzla Körfezi Alt-Havzası yine KKD-GGB uzanımlı birer alt havzalar zinciri olarak karşımıza çıkar (Şekil 4.24). Bu tezin çalışma alanını oluşturan İstanbul Boğazı Kanyonu da KKD-GGB uzanımlı alt- havzaların bir üyesini oluşturur. Yine boğazdaki sismik kesitlerin yorumundan elde edilmiş olan sonuçlar ışığında boğaz kanyonunun batı yamacında temelde ve deniz 94

tabanında açıkça gözlenen yamaç, bu alanda izlenen havza sırt sisteminin batıdaki sınırı olarak yorumlanabilir.

Şekil 4.24: Temel topografya haritasında KKD-GGB uzanımlı alt-havza ve sırtların dik ve doğrusal yamaçları dikkate alınarak belirlenen çizgisellikler (Tur, 2007’den değiştirilerek)

Ayrıntılı incelemede KKD-GGB uzanımlı bu havzaların sınırlarının oldukça dik yamaçlara sahip olduğu ve temel kaya derinliklerinin bu yamaçlar boyunca Tuzla Körfezi ve Büyükada Sırtlarında 70 m’ye, Kınalıada Yükseliminde 50 m’ye varan yamaç yüksekliklerine ulaşıldığı görülür. Söz konusu yamaçlar temel üzerinde gömülü KKD-GGB yönlü çizgisellikler olarak değerlendirilmişlerdir (Şekil 4.24). Temel paleo- topografyası üzerinde ayrıca daha düşük etkilerde olsa da gözlenebilen KB-GD uzanımlı bazı çizgisellikler de yer almaktadır. Bu çizgisellikler kendilerini, büyük mertebelerdeki düşey atımlardan çok, bölgede izlenen sırtlar üzerinde gelişen ani daralma ve ötelenmelerle, Prens Adaları’nın kıyıları boyunca izlenen yamaçlarla ve 95

paleo-drenaj sistemindeki bazı doğrusallıklarla gösterirler (Şekil 4.25). Söz konusu çizgiselliklerin, KKB-GGD uzanımlı çizgisellikleri kesiyor olduğu gözlenmektedir (Şekil 4.25, 1 ve 2 Numaralı haritalar). Bu durumda, KB-GD uzanımlı çizgisellikleri oluşturan etmenlerin, KKD-GGB uzanımlı çizgisellikleri oluşturan etmenlere göre daha az baskın olmakla birlikte, onları kesmiş olmasından dolayı onlardan daha genç oluşumlar olması gerekir. Benzer şekilde, çalışma alanının oluşturan İstanbul Boğazı Kanyonu batı yamacında da, temel paleo-topografyası üzerinde KB-GD uzanımlı çizgiselliklerin, KKD-GGB uzanımlı çizgisellikleri sınırlamış olduğu belirlenmiştir (Şekil 4.13).

Şekil 4.25: Temel topografya haritasında temel üzerinde gözlenen paleo-drenaj sistemi ve KKD- GGB çizgiselliklerdeki kesiklik ve ötelenmeler dikkate alınarak belirlenen KB-GD uzanımlı çizgisellikler (Tur, 2007’den değiştirilerek) 96

4.1.3.4 Tuzla-İstanbul Boğazı Arası Sismik Verinin Yapısal Yorumu Yapılan sismik değerlendirme sonucunda (Tur 2007) Tuzla-Adalar arasında kalan şelf alanında, etkisi yer yer deniz tabanına çıkacak kadar genç olan bazı fayların izlerine rastlanılmıştır (Şekil 4.30). Haritada mavi renkle gösterilen faylar, sismik kesitlerde düşey atım bileşeni ağırlıklı olarak gözlenen faylardır ve bu faylar normal faylar olarak yorumlanmışlardır (Şekil 4.27, 4.30). Kırmızı renkte olan faylar ise sismik yüzeyler üzerinde düşey ötelenmelerden çok yarattıkları deformasyon zonları ile belirlenmişler ve bu nedenle doğrultu atımlı faylar olarak yorumlanmışlardır (Şekil 4.28, 4.29).

Şekil 4.26: Tuzla Körfezi içerisinden alınmış bir sismik kesit (yerbulduru için Şekil 4.18’e bakınız)

Şekil 4.27: Tuzla Burnu batısından alınmış bir sismik kesit (yerbulduru için Şekil 4.18’e bakınız)

Şekil 4.28: Kartal-Pendik Alt-Havzasından alınmış bir sismik kesit (yerbulduru için Şekil 4.18’e bakınız) 98

Şekil 4.29: Büyükada doğusundan alınmış bir sismik kesit (yerbulduru için Şekil 4.18’e bakınız)

Şekil 4.30: Çalışma alanının Tuzla Körfezi ile İstanbul Boğazı arasında kalan bölümünde sismik ve batimetrik veri yardımıyla belirlenen faylar (Tur, 2007)

100

5.TARTIŞMA VE SONUÇ

Bu çalışmada İstanbul Boğazı Marmara Denizi çıkışı boyunca toplanmış olan sismik ve batimetrik veriler, sismik stratigrafik, yapısal ve morfolojik yoruma tabi tutulmuştur.

Sismik kesitler üzerinde yapılan stratigrafik yorum neticesinde iç yansıma şekillenmesindeki farklılıklar ve aralarındaki uyumsuzluk yüzeyleri dikkate alınarak Alt Ünite ve Üst Ünite olmak üzere iki birim tespit edilmiştir. Bu birimlerden altta yer alanı göstermiş olduğu kaotik iç yansıma şekillenmesi ve üzerindeki birimlerin bu ünite üzerinde göstermiş olduğu onlap ve downlap türü sonlanmalar nedeniyle “temel” olarak nitelendirilmiştir. Üst ünite ise göstermiş olduğu paralel iç yansıma şekillenmesi ve temel üzerindeki sonlanmaları nedeniyle “havza dolgusu” olarak adlandırılmıştır.

Yine sismik kesitlerden elde edilen veriler ile, bölge stratigrafisini meydana getiren temel adını verdiğimiz Paleozoyik ve Oligosen-Üst Miyosen yaşlı birim ile, havza dolgusu olarak adlandırdığımız Pliyo-Kuvarterner yaşlı genç çökellerin bölgede ne şekilde konumlanmış olduğu, tüm kesitler üzerinde tek tek tespit edilmiş, bu birimlerin deniz seviyesinden olan derinlikleri ve kalınlıkları sismik kesitler üzerinden belirlendikten sonra, bu kalınlık ve derinlikleri konturlamak suretiyle haritalama yoluna gidilmiştir. Gerek sismik kesitlerde ve gerekse elde etmiş olduğumuz derinlik ve kalınlık haritalarında temel olarak nitelendirmiş olduğumuz alt ünitenin karada kendini gösteren Paleozoyik yaşlı birimin denizdeki devamı olduğu sonucuna varılmıştır. Bu birim Boğaz Kanyonu’nun doğusunda derinleşmekte olup üzerindeki Havza Dolgusu adını vermiş olduğumuz çökel birim oldukça büyük bir kalınlaşma göstermektedir. Boğaz Kanyonunun batısında ise sediment kalınlığının doğuya oranla oldukça ince olduğu görülen bir başka sonuçtur. Havzanın doğudaki devamı ise bu alanda yapılan çalışmalar sonucunda (Tur, 2007) belirlenmiştir. Buna göre, çalışma alanının doğusunda yer alan Tuzla Körfezi ile Adalar arasındaki şelf parçasında temel topoğrafyasının yer yer KKD-GGB uzanımlı sırtlarla kesilmiş olan derin havzalara ait bir paleo-topoğrafya 101

sunduğu belirlenmiştir. Bu tezin çalışma alanını oluşturan İstanbul Boğazı Kanyonu, Tur (2007) tarafından belirlenmiş olan bu havza sırt sisteminin batıdaki devamı olmalıdır. İstanbul Boğazı Kanyonu’nun batı yamacı boyunca temelin ani olarak 100m kadar yükselmesi ve Havza dolgusu’nu oluşturan sedimentlerin 100m kalınlıktan bu yamaç boyunca 10m’lik kalınlığa düşmesi ve son olarak söz konusu yamacın deniz tabanında belirgin bir şekilde izlenmesi, Tuzla Körfezi ile İstanbul boğazı arasında yer alan bu havzanın boğaz kanyonunun batı yamacında sonlanmış olabileceğini düşündürür.

Yine sismik kesitler üzerinde yapılan yapısal yorum neticesinde gerek genç çökeller içerisinde kendini belli eden gerekse deniz tabanını kesmeye kadar giden faylar tespit edilmiştir. Bu faylardan bazıları düşey atım ile kendini gösterirken bazıları ise doğrultu atımlı özellik sergilemektedir. Bu fayların çalışma alanında gözlendikleri bölgeler temel paleotopoğrafyası üzerinde ve deniz tabanında belirlenmiş olan çizgiselliklerle çakışırlar. Bu nedenle deniz tabanında ve temel topoğrafyasında gözlenen söz konusu çizgisellikler fayların bu yüzeyler üzerindeki izleri olarak yorumlanmıştır. Bu izlerden yararlanarak söz konusu fayların doğrultularını bulmak mümkündür. Buna göre çalışma alanında belirlenmiş olan normal fayların K-G doğrultusunda uzandıkları ve İstanbul Boğazı Kanyonu’nun batı yamacını kontrol ettiklerini söylemek mümkündür. Çalışma alanında belirlenen doğrultu atımlı faylar ise yine bu alanlardaki çizgiselliklerden yararlanılarak KB-GD doğrultulu olarak belirlenmiştir. Deniz tabanı ve temel topoğrafyası üzerindeki çizgisellikler doğrultu atımlı fayların normal fayları kesmiş veya sınırlandırmış olduğunu düşündürür. Çalışma alanında yer alan doğrultu atımlı fayların bir bölümünün ise, yine çizgiselliklerle karşılaştırılması sonucu KKD-GGB istikametli oldukları belirlenmiştir. Bu faylar doğrultuları itibarıyla normal faylarla uyumlu olan doğrultu atımlı faylar olarak yorumlanmışlardır. 102

Şekil 5.1: Oktay vd. (2002)’ye göre İstanbul Boğazı evriminde blok dönme mekanizması

Oktay vd. (2002), İstanbul Boğazı içerisindeki sismik kesitlerde daha önce belirlenmiş ve boğaz oluşumu ile ilişkilendirilmiş olan fayların (Gökaşan vd., 1997), KAFZ ile ilişkisinin olması gerektiği sonucuna varmıştır. Bu ilişkinin modellenmesi ise, KAFZ ile Karadeniz kıyısı boyunca, varlığı Demirbağ vd. (1999) tarafından iddia edilmiş olan ve zon sınır fayları olarak tanımlanan iki fayın arasından kalan İstanbul ve Kocaeli yarımadalarının saat yönünde dönmeleri temeline oturtulmuştur (Oktay vd., 2002). Dibblee (1977) tarafından analog olarak modellenmiş olan faylar arasından kalan blokların dönmesi ilkesi üzerine kurulu bu modele göre; KAFZ ve Karadeniz kıyısında yer alan fayların hareketi sonucu saat yönünde dönen İstanbul ve Kocaeli yarımadaları, bu dönme hareketine bağlı olarak gelişen KKD-GGB uzanımlı blok sınır fayları tarafından parçalanmış ve daha küçük bloklara ayrılmıştır.Bu faylardan birinin daha sonra yüzeysel akış ve gelişen tektonizmanın etkisi ile günümüz İstanbul Boğazı haline geldiği iddia edilmiştir (Oktay vd., 2002; Şekil 5.1). Yazarlar, söz konusu modelde, dönen blokların, zon sınır fayları ile olan sınırlarında, dönme hareketine bağlı olarak sıkışmalı ve gerilmeli bölgelerin gelişmesi gerektiğini, teorik modelden yola çıkarak iddia etmişlerdir. Yine yazarlara göre, söz konusu gerilmeli alanlardan biri de İstanbul Boğazı’nı oluşturan blok sınır fayının doğusunda yer alan bölge olmalıdır (Oktay vd., 2002). Çalışma alanında, Tuzla Körfezi ile İstanbul Boğazı Kanyonu arasında 103

belirlenmiş olan söz konusu havzanın konumu ve geometrisinin, Oktay vd. (2002) tarafından iddia edilmiş olan olası havza ile olan benzerliği nedeniyle, bu çalışmanın sonucunda belirlenen havzanın, saat yönünde dönen Kocaeli Yarımadası’nın KAFZ ile arasında gelişmesi beklenen havza olması gerektiği sonucuna varılmıştır.

104

KAYNAKLAR

ALAVİ, S.N., OKYAR, M., TİMUR, K., 1989, Late Quaternary sedimentation in the Strait of Bosphorus: high resolution seismic profiling, Mar Geol 89:185-205.

ARMİJO, R., MEYER, B., NAVARRO, S., KING, G., BARKA, A., 2002, Asymmetric slip partitioning in the Sea of Marmara pull-apart: a clue to propagation process of the North Anatolian Fault, Terra Nova, 14, 80-86.

AWATA, Y., YOSHIOKA, T., EMRE, Ö., DUMAN, T.Y., DOĞAN, A., TSUKUDA, E., OKAMURA, M., MATSUOKA, H., KUŞÇU, İ., 2003, Outline of the surface rupture of 1999 İzmit earthquake, (ed: Emre Ö, Awata Y, Duman TY) Surface rupture associated with the 17 August 1999 İzmit Earthquake. General Directorate of Mineral Research and Exploration Special Publication 1: 41-55.

BARKA, A.A., AND KADİNSKY-CADE, K., 1988, Strike-slip fault geometry in Turkey and its influence on earthquake activity, Tectonics, V 7, No:3, 663-684.

BUBB, J.N., HATLEID, W.G., MİTCHUM, Jr. R. M., SANGREE, J.B., THOMPSON, III, S., TODD, R. G., VAIL, P.R., WIDMIER, J.M., 1977, Seismic Stratigraphy- Aplications to Hydrocarbon Exploraiton, part one to eleven in Payton, C.E.,(Ed.) AAPG Memior 26, Tulsa, Oclahoma, p.49-212.

CANBAY, E., 2005, Adalar 3. Bölgede Toplanan Sığ Sismik Verilerin Değerlendirilmesi ve Bölgenin Paleotopğrafya Haritasının Elde Edilmesi, Bitirme Projesi, İstanbul Üniversitesi Jeofizik Mühendisliği Bölümü

CVIJIC, J., 1908, Grundlinien der Geographie und Geologie von Mazedonien und Altserbien. Gotha, Petermans Mitteil Erganzungsh I(162).

ÇAĞLAK, F., 2004, İstanbul Boğazı, Marmara çıkışı ile Tuzla arasındaki Marmara Denizi kuzey şelf alanında sismik ve multi-beam batimetrik verilerin toplanması ve değerlendirilmesi, Yüksek Lisans Tezi İ.Ü. Fen Bilimleri Enst. Jeofizik Müh. ABD.

ÇİFÇİ, G., DONDURUR D., OKAY S., 2005, Yüksek Ayırımlı Deniz Jeofiziği Yöntemleri, T.M.O.O.B Jeofizik Mühendisleri Odası, 9944-89-026-X

DEMİRBAĞ, E., GÖKAŞAN E. , OKTAY, F.Y., ŞİMŞEK, M., , H., 1999, The last sea level changes in the Black Sea: evidences from the seismic data. Marine Geology, no: 157, p.249-265.

DEMIRBAĞ, E., RANGIN, C., LE PICHON, X., ŞENGÖR, A.M.C., 2003, Investigation of the tectonics of the Main Marmara Fault by means of deep towed seismic data, Tectonophysics, 361, 1-19.

105

DIBBLEE, T.W., 1977. Strike-Slip Tectonics of the San Andreas Fault and its role in Cenozoic basin evalution. In Sylvester, A.G. (Ed.)., Wrench Fault Tectonics, Am. Assoc. Pet. Geol. 29. 159-172.

DOLU, E., GÖKAŞAN, E., MERIÇ, E., ERGIN, M., GÖRÜM, T., TUR, H., ECEVITOĞLU, B., AVŞAR, N., GÖRMÜŞ, M., BATUK, F., TOK, B., ÇETIN, O., 2007, Quaternary evolution of the Gulf of Izmit (NW Turkey): A sedimentary basin under control of the North Anatolian Fault Zone (in press).

ELMAS, A., 2003, Late Cenozoic tectonics and stratigraphy of northwestern Anatolia: the effects of the North Anatolian Fault to the region, International Journal of Earth Science, 92, 380-396.

EMRE, Ö., ERKAL, T., TCHEPALYGA, A., KAZANCI, N., KEÇER, M. VE ÜNAY, E., 1998, Doğu Marmara bölgesinin Neojen-Kuvaterner’deki evrimi, MTA Dergisi, 120, 223-258.

EMRE, Ö., AWATA, Y., 2003, Neotectonic characteristics of the North Anatolian Fault System in the easterm Marmara Region, (ed: Emre Ö, Awata Y, Duman TY) Surface rupture associated with the 17 August 1999 İzmit Earthquake. General Directorate of Mineral Research and Exploration Special Publication 1: 31-39.

ERTEK, T.A., 1995, Kocaeli Yarımadası’nın kuzeydoğu kesiminin jeomorfolojisi, Çantay Kitapevi, ISBN, 975-7206-08-3, 222s.

GAZIOĞLU, C., GÖKAŞAN, E., ALGAN, O., YÜCEL, ZY., TOK, B., DOĞAN, E., 2002, Morphologic features of the Marmara Sea from multi-beam data. Mar Geol 190(1-2): 333-356.

GÖKAŞAN, E., DEMIRBAĞ, E., OKTAY, F.Y., ECEVITOĞLU, B., ŞIMŞEK, M. AND YÜCE, H., 1997, On the Origin of the Bosphorous, Marine Geology, 140, 183-197.

GÖKAŞAN, E., 1998, İstanbul Boğazı’nın Kuvaterner evriminin sismik stratigrafik yöntemlerle incelenmesi, İ.Ü. Deniz Bilimleri ve İşletmeciliği Enstitüsü Doktora Tezi, (Yayınlanmamış).

GÖKAŞAN E., 2000, Marmara Denizi’nin jeolojik özellikleri, Marmara Denizi’nin Jeolojik Oşinografisi (Editörler: E. Doğan ve A. Kurter), 177-393, ISBN 975-404- 579-8, Umur Matbaacılık

GÖKAŞAN, E., ALPAR, B., GAZİOĞLU, C., YÜCEL, ZY., TOK, B., DOĞAN, E., GÜNEYSU, C., 2001, Active tectonics of the Izmit Gulf (NE Marmara Sea): from high resolution seismic and multi-beam bathymetry data. Mar Geol 175(1-4):271- 294.

GÖKAŞAN, E., GAZIOĞLU, C., ALPAR, B., YÜCEL, ZY., ERSOY, S., GÜNDOĞDU, O., YALTIRAK, C., TOK, B., 2002, Evidences of NW extension 106

of the North Anatolian Fault Zone in the Marmara Sea; a new approach to the 17 August 1999 Marmara Sea earthquake. Geo-Marine Lett 21:183-199.

GÖKAŞAN, E., USTAÖMER, T., GAZIOĞLU, C., YÜCEL, Z.Y., ÖZTÜRK, K., TUR, H., ECEVITOĞLU, B., TOK, B., 2003, Morpho-tectonic evolution of the Marmara Sea inferred from multi-beam bathymetric and seismic data, Geo-Marine Letters, 23/1, 19-33.

GÖKAŞAN, E., ALGAN, O., TUR, H., ECEVİTOĞLU, B., ÖZTURAN, M., 2004, High resolution bathymetric and seismic studies in two key areas in the strait of Istanbul canyon: evidences for the sea level changes in the Marmara Sea and the Black Sea, Proceedings of International Symposium on Earth System Sciences, 8- 10 September 2004, Istanbul University, Kelebek&Grafica Group Press, Istanbul, Turkey.

GÖKAŞAN, E., TUR, H., ECEVITOĞLU, B., GÖRÜM, T., TÜRKER, A., TOK, B., ÇAĞLAK, F., BIRKAN, H., ŞIMŞEK, M., 2005, Evidence and implications of massive erosion along the Strait of İstanbul (Bosphorus). Geo-Mar Lett 25: 324- 342.

GÖKAŞAN, E., TUR, H., ECEVITOĞLU, B., GÖRÜM, T., TÜRKER, A., TOK, B., BIRKAN, H., 2006, İstanbul Boğazı deniz tabanı morfolojisini denetleyen etkenler: Son buzul dönemi sonrası aşınma izlerinin kanıtları, Yerbilimleri, 27(3), 143-161.

GÜRBÜZ, C., AKTAR, M., EYİDOĞAN, H., CİSTERNAS, A., HAESSLER, H., BARKA, A., ERGİN, M., TÜRKELLİ, N., POLAT, O., UCER, SB., KULELİ, S., BARİŞ, S., KAYPAK, B., BEKLER, T., ZOR, E., BİÇMEN, F., YÖRÜK, A., 2000, The seismotectonics of the Marmara Region (Turkey): results from a microseismic experiment. Tectonophysics 316:1-17.

HISSCOT, R.N., AKSU, A.E., YAŞAR, D., KAMİNSKİ, P,J., MUDİE, V.E., KOSTYLEV, J.C., MACDONALD, F.I., İŞLER, F.I., LORD, A.R., 2002, Deltas south of the Bosphorus Strait record persistent Black Sea outflow to the Marmara Sea since 10 ka, Marine Geology, 190(1-2), 333-356

İMREN, C., LE PICHON, X., RANGIN, C., DEMIRBAĞ, E., ECEVITOĞLU, B., GÖRÜR, N., 2001, The North Anatolian Fault within the Sea of Marmara: a new evaluation based on multichannel seismic and multi-beam data. Earth Planet Sci Lett 186:143-158.

JONES, E.J.W. (1999). Marine Geophisics, Jhon Wiley & Sons Inc., 466p.

KETIN, İ., 1948, Uber die tektonisch-mechanischen Folgerungen aus der grossen anatolischen Erdbeben des letzten Dezenniums. Geol Rundsch 36:77-83.

107

KETİN, İ., 1968, Relations between general tectonic features and the main earthquake regions in Turkey. MTA Bull 71:129-134.

KUŞÇU, Y., OKAMURA, M., MATSUOKA, H., AWATA, Y., Active faults in the Gulf of Izmit on the North Anatolian Fault, NW Turkey: a high resolution shallow seismic study. Mar Geol 190(1-2): 421-433, 2002.

LE PICHON, X., ŞENGÖR, AMC., DEMIRBAĞ, E., RANGIN, C., İMREN, C., ARMIJO, R., GÖRÜR, N., CAĞATAY, N., MERCIER DE LEPINAY, B., MEYER, B., SAATCILAR, R., TOK, B., The active main Marmara Fault. Earth Planet Sci Lett 192:595-616, 2001.

MCCLUSKY, S., BALASSANIAN, S., BARKA, A., and the others, 2000, Global Positioning system constraints on plate kinematics and dynamics in the Eastern Mediterranean and Caucasus, J. Geophys. Res., 105, 5695-5719.

OKAY, AI., KAŞLILAR-ÖZCAN, A., İMREN, C., BOZTEPE-GÜNEY, A., DEMIRBAĞ, E., KUŞÇU, I., 2000, Active faults and evolving stike-slip basins in the Marmara Sea, northwest Turkey: a multichannel seismic reflection study. Tectonophysics 321:189-218.

OKTAY, F.Y., SAKINÇ, M., DEMIRBAĞ, E., ECEVITOĞLU, B., GÖKAŞAN, E., YILMAZ, B., KURT, H., İMREN, C., ALGAN, O., ALPAR, B., YÜCE, H., ERYILMAZ, M., ŞIMŞEK, M., ÖZTURAN, M., 1998, Güneybatı Karadeniz, İstanbul Boğazı ve Marmara Denizi kuzey kesiminin Kuvaterner’deki oluşumu ve evrimi, tubitak-debag/102, 265S.

OKTAY, F.Y., GÖKAŞAN, E., SAKINÇ, M., YALTIRAK, C., İMREN, C., DEMIRBAĞ, E., 2002, The effect of North Anatolian Fault Zone to the latest connection between Black Sea and Sea of Marmara, Mar Geol 190(1/2):367-382.

ORGÜLÜ, G., AKTAR, M., 2001, Regional moment tensor inversion for strong aftershocks of the August 17, 1999, Izmit Earthquake (Mw=7.4). Geophys Res Lett 28(2):371-374.

PINAR, N., 1942, Geologique et meteorologşque sismiques du bassin de la mer de Marmara, İ.Ü. Fen Fak. Mecm., Seri A, Cilt VII, S: 3/4, 121,182.

RANGIN, C., DEMIRBAĞ, E., İMREN, C., CRUSSON, A., NORMAND, A., LE DREZEN, E. & LE BOT, A. 2001. Marine Atlas of the Sea of Marmara, İfremer- brest technology center, France.

RANGIN, C., LE PICHON, X., DEMIRBAĞ, E., İMREN, C., 2004, Strain localization in the Sea of Marmara: Propagation of the North Anatolian Fault in a now inactive pull-apart, Tectonics, 23, TC2014, doi:10.1029/2002TC001437.

108

RENARD,V.,ALLENOU, J.P. (1979), Seabeam. Multibeam echosounding: description, evaluation and first results, International Hydrographic Rewiev, LVI, 35-67.

RICHTER, H.,HANSEN, R.,POHL, W., ROESER, H., REİS, H.W. (1986). Marine geophisical exploration techniques, Elsevier,Amsterdam.

SMITH, A.D., TAYMAZ, T., OKTAY, F.Y., YÜCE, H., ALPAR, B., BAŞARAN, H., JACKSON, J.A., KARA, S., AND ŞIMŞEK, M., 1995, High-resolution seismic profiling in the Sea of Marmara (northwest Turkey): Late Quaternary sedimentation and sea-level changes, GSA Buletin, 107/8, 923-936

ŞENGÖR, A.M.C., 1979, The North Anatolian Transform Fault: its age, offset and tectonic significance. Jour. Geol. Soc. London, 136, 269-282.

ŞENGÖR, A.M.C., YILMAZ, Y., 1981, Tethyan evolution of Turkey: a plate tectonic approach. Tectonophysics, 75, 181-241

ŞENGÖR, A.M.C., TÜYSÜZ, O., İMREN, C., SAKIINÇ, M., EYIDOĞAN, H., GÖRÜR, N., LE PICHON, X., RANGIN, C., 2005, The North Anatolian Fault: A New Look, Annu. Rev. Earth Planet. Sci., 33:1-75.

TARDU T., BAYSAL E., 1995 “Sequence Stratigrafi Prensipleri” Ozan Sungurlu Bilim Eğitim ve Yardım Vakfı, Kozan Ofset Matbaacılık

TUR H ., ECEVİTOĞLU B., 2000 Marmara Denizi’ndeki Aktif Faylar. Uygulamalı Yerbilimleri Cilt 1, Sayı 6, Sy.91-105.

TUR, H. 2007, An exemple of secondary fault activity along the North Anatolian Fault on the NE Marmara Sea shelf, NW Turkey, EPS co Terra Sceintific Publishing Company 2003 Sensei Jiyugaoka Haimu, 5-27-19 Okusawa Setagaya- ku, Tokyo 158-0083, Japan, Article in press.

ULUĞ, A., ÖZEL, E. and ÇİFTÇİ, G., 1987, İstanbul Boğazı'nda Sismik Çalışmalar, Jeofizik Dergisi, 130-144.

YALTIRAK, C., 2002, Tectonic evolution of the Marmara Sea and its surroundings, Mar Geol 190(1-2): 493-529.

YILMAZ, Y., 2007, Morphotectonic evolution of the Southern Black Sea Region and the Bosphorus Channel. In: Yanko-Hombach V (ed) The Black Sea Flood Question: changes in the coastline, climate, and human settlement NATO Science Series IV-Earth and Environmental Sciences.

109

EK-A

BİRİNCİ ÇALIŞMA ALANI TEMEL PALEO-TOPOĞRAFYA HARİTASI

110

EK-B

BİRİNCİ ÇALIŞMA ALANI SEDİMENT KALINLIK HARİTASI

111

ÖZGEÇMİŞ

Anisya B.Tekkeli 1977 yılında İstanbul’da doğdu. İlköğrenimini Bakırköy İlkokulu’nda, ortaöğrenimini Bakırköy Lisesi’nde tamamladı. 1994 yılında İstanbul Üniversitesi Jeofizik Mühendisliği Bölümü’nü kazandı. 1998 yılında bu bölümden birincilikle mezun oldu. 2004 yılında İstanbul Üniversitesi Fen Bilimleri Ensititüsü Jeofizik Mühendisliği Anabilim Dalı’nda yüksek lisans eğitimine başladı. Aynı yıl TÜBİTAK’tan Yurt İçi Yüksek Lisans burs hakkını kazandı. Halen yüksek lisans eğitimine devam etmektedir.