T.C. ĠSTANBUL ÜNĠVERSĠTESĠ SOSYAL BĠLĠMLER ENSTĠTÜSÜ COĞRAFYA ANABĠLĠM DALI
YÜKSEK LĠSANS TEZĠ
Ġstanbul Adalarının Jeomorfolojisi
Sinan Telli 2501971599
TEZ DANIġMANI Doç. Dr. DENĠZ EKĠNCĠ
ĠSTANBUL, 2010
i
T.C. ĠSTANBUL ÜNĠVERSĠTESĠ SOSYAL BĠLĠMLER ENSTĠTÜSÜ COĞRAFYA ANABĠLĠM DALI
YÜKSEK LĠSANS TEZĠ
Ġstanbul Adalarının Jeomorfolojisi
Bu çalıĢma, Ġstanbul üniversitesi, bilimsel araĢtırma projeleri yürütücü sekreterliği tarafından“3903 Proje numarası ile desteklenmiĢtir”
Sinan Telli 2501971599
TEZ DANIġMANI Doç. Dr. DENĠZ EKĠNCĠ
ĠSTANBUL, 2010
ii
ÖZ
Bu çalıĢmada, Marmara Bölgesinde yer alan “Ġstanbul Adaları’nın jeomorfolojik özelliklerinin incelenmesi amaçlanmıĢtır. ÇalıĢmada, baĢta yer
Ģekilleri olmak üzere coğrafi konum, jeoloji, zemin örtüsü özellikleri (özellikle bitki
örtüsü), hidrografya ve insan gibi faktörler Coğrafi Bilgi Sistemleri (CBS) ve
Uzaktan Algılama (UA) teknikleri kullanılarak araĢtırılmıĢtır. Ġnceleme sahasında
Ģekillenmenin ana çizgilerini tektonik hareketler meydana getirmiĢtir. Ve hatta birden fazla döngü söz konusu olmuĢ ve polisiklik topografya ortaya çıkmıĢtır.
Ayrıca yine burada tektonik faaliyetler aktif olarak devam etmekte olup bunun etkileri de bariz olarak dikkat çekmektedir. Bunun yanı sıra inceleme sahasında flüvyal koĢulların da etkili olduğunu görmekteyiz. Bu bakımdan monojenik bir topografyanın var olduğu anlaĢılmaktadır. Sonuç olarak bu tarzda bulgular ve değerlendirmeler geniĢ bir bakıĢ açısıyla harita, grafik, fotoğraf ve yazı ile ortaya konulmuĢtur.
ABSTRACT
The aim of this study is to investigate geomorphologic features in the
“Ġstanbul Islands” which are located in the Marmara Region. In this study; main factors that influence the characteristics of geomorphology including geology, climatology, land cover (especially vegetation) soil, hydrography and people are considered with the use of Geographical Information System (GIS) and Remote
Sensing (RS) techniques. Tectonic movements caused the main lines of embodiment in the investigation field. Even more than one cycle has been mentioned and polycyclic topography has occurred. Also, tectonic activities have been continuing actively in the region and the results of this continuation, takes attention apparently.
iii
Besides this, fluvial conditions’ effects have been also observed in the investigation area. In this regard, it is understood that there is a monojenic topography.
Causes and effects of these topics are investigated in a wide perspective. As consequence, results are given in tables, figures, graphics and maps, in this thesis.
iv
ÖNSÖZ
AraĢtırma giriĢ ve sonuç kısımları hariç üç bölüm olarak ele alınmıĢtır. GiriĢ kısmında inceleme sahasının yeri, sınırları ve genel özelliklerinin yanı sıra amaç, kapsam, yöntem ve malzeme ile daha önceki çalıĢmalar üzerinde durulmuĢtur.
Birinci bölümde jeomorfolojik oluĢum ve geliĢim üzerinde etkili olan ve bu bakımdan en temel faktör olan jeolojik özellikler ele alınmıĢtır.
Ġkinci bölümde jeomorfolojik özelliklerin ortaya konulması yer Ģekilleri tanımlanmıĢ ve bu yer Ģekillerinin özellikleri ayrıntılı olarak ortaya konulmuĢ ve değerlendirilmiĢtir.
Üçüncü bölümde jeomorfolojik oluĢum ve geliĢimin iĢlenmesi ve değerlendirmesi gerçekleĢtirilmiĢtir.
Elde edilen bulgular, çıkarılan değerlendirmeler ve tavsiyeler ise sonuç kısmında ortaya konulmuĢtur.
Ġstanbul Adalarının Jeomorfolojisi baĢlıklı bu incelemeyi takdim ederken, burada çalıĢma boyunca her türlü yardımı gördüğüm DanıĢmanım Doç. Dr. Deniz
Ekinci’ ye, coğrafya bilimini öğrenmemde emeği olan tüm hocalarıma, tezin yazılması ve düzenlenmesinde emeği geçen Hilal Kazancı’ ya, çevrilerde emeği geçen eĢim Rümeysa Telli’ ye en içten teĢekkürlerimi sunarım.
Sinan TELLĠ Haziran 2010, Istanbul
v
ĠÇĠNDEKĠLER ÖZ / ABSTRACT iii ÖNSÖZ v ĠÇĠNDEKĠLER vi ġEKĠL LĠSTESĠ viii TABLO LĠSTESĠ x FOTOĞRAF LĠSTESĠ xi EKLER LĠSTESĠ xiv GĠRĠġ 1 Ġnceleme Sahasının Konumu 2 Amaç ve Kapsam 10 Yöntem ve Kullanılan Materyal 12 1. JEOLOJĠK ÖZELLĠKLER 13 1.1 Stratigrafik Litoloji 13
1.1.1. Kurtköy Formasyonu 13 1.1.2. Aydos Formasyonu 21 1.1.3. Dolayoba Formasyonu 22 1.1.4. Sedef Adası Formasyonu 24 1.1.5. Ġstinye Formasyonu 24 1.1.6. Kartal Formasyonu 25 1.1.7. Tuzla Formasyonu 26 1.1.8. Baltalimanı Formasyonu 27 1.1.9. Trakya Formasyonu 28 1.1.10. Heybeliada Asit Volkaniti 30 1.1.11. Sultanbeyli Formasyonu 31 1.1.12. Alüvyon 32 1.1.13. Yapay Dolgular 33 1.2 Tektonik 34
2. JEOMORFOLOJĠK ÖZELLĠKLER 38 2.1 Kınalı ada 41 2.2 Burgaz Ada 55 2.3 KaĢık adası 73 2.4 Heybeliada 81
vi
2.5 Büyükada 94 2.6 Sedef Adası 110 2.7 Sivri Ada 117 2.8 Yassı Ada 123 2.9 Balıkçı Adası 129
3. JEOMORFOLOJĠK OLUġUM VE GELĠġĠM 136
4. SONUÇ 153
vii
ġEKĠL LĠSTESĠ
Sayfa No ġekil 1 Ġnceleme Sahasının Konumu 4 ġekil 2 Ġnceleme Sahasının 1/25000 Ölçekli Topografya Paftasına 5 Göre Konumu ġekil 3 Ġnceleme sahasının Türkiye Coğrafi Bölgelere Göre Konumu 6 ġekil 4 Ġnceleme Sahasının Türkiye Ġdari Birimlerine Göre Konumu 7 ġekil 5 Ġstanbul Adalarının Topografya Haritası 9 ġekil 6 Ġnceleme Sahasının Jeolojik Zaman Haritası 14 ġekil 7 Ġnceleme Sahasının Jeolojik Asdevir Haritası 15 ġekil 8 Ġnceleme Sahasının Formasyon Haritası 16 ġekil 9 Ġnceleme Sahasının Litoloji Haritası 17 ġekil 10 Ġnceleme Sahasının Jeoloji Haritası 18 ġekil 11 Kınalı ada Haritaları 42 ġekil 12 Kınalı Ada’nın Hipsografik Diyagramı 43 ġekil 13 Kınalı Ada’da Eğim Sınıflarının DağılıĢı 45 ġekil 14 Kınalı Ada’da Bakı Sınıflarının DağılıĢı 45 ġekil 15 Burgaz Ada Haritaları 56 ġekil 16 Burgaz Ada’nın Hipsografik Diyagramı 57 ġekil 17 Burgaz Ada’da Eğim Sınıflarının DağılıĢı 59 ġekil 18 Burgaz Ada’da Bakı Sınıflarının DağılıĢı 60 ġekil 19 KaĢık Adası’nın Hipsografik Diyagramı 74 ġekil 20 KaĢık Adası Haritaları 75 ġekil 21 KaĢık Adası’nda Eğim Sınıflarının DağılıĢı 77 ġekil 22 KaĢık Adası’nda Bakı Sınıflarının DağılıĢı 77 ġekil 23 Heybeli Ada Haritaları 82 ġekil 24 Heybeli Ada’nın Hipsografik Diyagramı 83 ġekil 25 Heybeli Ada’da Eğim Sınıflarının DağılıĢı 85 ġekil 26 Heybeli Ada’da Bakı Sınıflarının DağılıĢı 85 ġekil 27 Büyük Ada Haritaları 95 ġekil 28 Büyük Ada’nın Hipsografik Diyagramı 97 ġekil 29 Büyük Ada’da Eğim Sınıflarının DağılıĢı 99 ġekil 30 Büyük Ada’da Bakı Sınıflarının DağılıĢı 99 ġekil 31 Sedef Adası Haritaları 111 ġekil 32 Sedef Adası’nın Hipsografik Diyagramı 112 ġekil 33 Sedef Adası’nda Eğim Sınıflarının DağılıĢı 113
viii
ġekil 34 Sedef Adası’nda Bakı Sınıflarının DağılıĢı 114 ġekil 35 Sivri Ada Haritaları 118 ġekil 36 Sivri Ada’nın Hipsografik Diyagramı 119 ġekil 37 Sivri Ada’da Eğim Sınıflarının DağılıĢı 120 ġekil 38 Sivri Ada’da Bakı Sınıflarının DağılıĢı 121 ġekil 39 Yassı Ada Haritaları 124 ġekil 40 Yassı Ada’nın Hipsografik Diyagramı 125 ġekil 41 Yassı Ada’da Eğim Sınıflarının DağılıĢı 126 ġekil 42 Yassı Ada’da Bakı Sınıflarının DağılıĢı 127 ġekil 43 Balıkçı Ada Haritaları 130 ġekil 44 Balıkçı Ada’sının Hipsografik Diyagramı 131 ġekil 45 Balıkçı Ada’sında Eğim Sınıflarının DağılıĢı 132 ġekil 46 Balıkçı Ada’sında Bakı Sınıflarının DağılıĢı 133 ġekil 47 Marmara Denizinde Deprem Üreten Faylar 145 ve Ġstanbul Adalarına Göre Konumu
ġekil 48 Marmara Denizinde Deprem Üreten Yüzeysel Faylar 145 ġekil 49 Marmara Denizinde Deprem Üreten Derindeki Faylar 145 ġekil 50 Ġstanbul Adalarında Zemin Örtüsü Özellikleri 149 ġekil 51 Ġstanbul Adalarının Bitki Örtüsü Özellikleri 150 ġekil 52 Ġstanbul Adalarının UlaĢım Özellikleri 151
ix
TABLO LĠSTESĠ
Sayfa No Tablo 1 Morfometrik Özellikleri Bakımından Ġstanbul Adaları 8 Tablo 2 Kınalı Ada’nın yükselti kademelerinin dağılıĢı 44 Tablo 3 Kınalı Ada’da Eğim Sınıflarının DağılıĢı 44 Tablo 4 Ġnceleme Sahasında Bakı Sınıflarının DağılıĢı 46 Tablo 5 Burgaz Ada’ da yükselti kademelerinin dağılıĢı 58 Tablo 6 Burgaz Ada’da Eğim Sınıflarının DağılıĢı 58 Tablo 7 Burgaz Ada’da Bakı Sınıflarının DağılıĢı 60 Tablo 8 KaĢık Adası’nın yükselti kademelerinin dağılıĢı 76 Tablo 9 KaĢık Adası’nda Eğim Sınıflarının DağılıĢı 76 Tablo 10 Ġnceleme Sahasında Bakı Sınıflarının DağılıĢı 78 Tablo 11 Heybeli Ada’da Yükselti Kademelerinin DağılıĢı 84
Tablo 12 Heybeli Ada’da Eğim Sınıflarının DağılıĢı 84
Tablo 13 Heybeli Ada’da Bakı Sınıflarının DağılıĢı 86
Tablo 14 Büyük Ada’nın Yükselti Kademelerinin DağılıĢı 98
Tablo 15 Büyük Ada’da Eğim Sınıflarının DağılıĢı 98
Tablo 16 Büyük Ada’da Bakı Sınıflarının DağılıĢı 100
Tablo 17 Sedef Adası’nda Yükselti Kademelerinin DağılıĢı 112
Tablo 18 Sedef Adası’nda Eğim Sınıflarının DağılıĢı 113
Tablo 19 Ġnceleme Sahasında Bakı Sınıflarının DağılıĢı 114
Tablo 20 Sivri Ada’nın Yükselti Kademelerinin DağılıĢı 119
Tablo 21 Sivri Ada’da Eğim Sınıflarının DağılıĢı 120
Tablo 22 Sivri Ada’da Bakı Sınıflarının DağılıĢı 121
Tablo 23 Yassı Ada’da Yükselti Kademelerinin DağılıĢı 125
Tablo 24 Yassı Ada’da Eğim Sınıflarının DağılıĢı 126
Tablo 25 Yassı Ada’da Bakı Sınıflarının DağılıĢı 127
Tablo 26 Balıkçı Ada’sında Yükselti Kademelerinin DağılıĢı 131
Tablo 27 Balıkçı Ada’sında Eğim Sınıflarının DağılıĢı 132
Tablo 28 Balıkçı Ada’sında Bakı Sınıflarının DağılıĢı 133
x
FOTOĞRAF LĠSTESĠ
Sayfa No
Foto 1 Kurtköy Formasyonu (Büyük Ada) 20 Foto 2 Kınalı Ada’nın Batısında Sultanbeyli Formasyonunun 22 Gerisinde Yüzeylenen Kurtköy Formasyonu Foto 3 Önde Kınalı arkada ise Sivri ve Yassı Adalar görülmektedir 41 Foto 4 Kınalı Adanın en yüksek noktası Çınar Tepe 43 Foto 5 Kınalı Ada ve üzerindeki zirveler 46 Foto 6 Kınalı Ada’nın Batıdan GörünüĢü 47 Foto 7 Kınalı Ada’nın Doğudan GörünüĢü 47 Foto 8 Kınalı Ada’nın batısında Heyelan Yarası 49 Foto 9 Kınalı Ada’nın Batısındaki Heyelan Sahası 50 Foto 10 Kınalı Ada’nın Doğusundaki Akma Sahası 50 Foto 11 Kınalı Ada’nın Doğusundaki Yüksek Kıyılar 51 Foto 12 Kınalı Ada’da Plajlı Kıyı 51 Foto 13 Kınalı Ada’da Çakıllı Plajlı Kıyı 51 Foto 14 Kınalı Ada’nın Batsısındaki Falezli Kıyı ve Önündeki Abrazyon Platformu 52 Foto 15 Kınalı Ada’nın Batsısındaki Taraça Seviyesi 53 Foto 16 Kınalı Ada’nın Doğusundaki Taraça Seviyesi 53 Foto 17 Kınalı Ada’da BeĢeri Müdahale ile DüzenlenmiĢ Kıyı 54 Foto 18 Kınalı Ada’nın Güneyinden Bir Görüntü 54 Foto 19 Burgaz Ada ve Önünde KaĢık Adası 55 Foto 20 Burgaz Ada’nın En Yüksek Zirvesi 57 Foto 21 Burgaz Ada Morfolojisinin Kuzeyden GörünüĢü 61 Foto 22 Önde YerleĢmeler Arkada ise Yangın Sonrası Ağaçların Zarar Gördüğü Eğimli Yamaç 61 Foto 23 6 Ekim 2003 Tarihli Yangın Sahası 64 Foto 24 Marta Koyu (Güneyden BakıĢ) 65 Foto 25 Marta Koyu (Kuzeyden BakıĢ) 65 Foto 26 Burgaz Ada Kıyılarındaki Sel Yarıntıları 66 Foto 27 Burgaz Ada’nın Doğusundaki Falez 67 Foto 28 Burgaz Ada’nın Batısındaki Ölü Falez ve Önündeki Abrazyon Platformu 69 Foto 29 Burgaz Ada’nın Doğusundaki Falez Önünde
xi
Abrazyon Artığı Kayaç 70 Foto 30 Burgaz Ada’nın Kuzeyindeki Küçük Koylar ve Plaj 71 Foto 31 Burgaz Ada’da Kalpazankaya ve Tombolo 72 Foto 32 Burgaz Ada Ġle Heybeli Ada Arasında KaĢık Adasının Görünümü 73 Foto 33 Burgaz Adanın Doğusunda Yer Alan KaĢık Adasının Görünümü 73 Foto 34 KaĢık Adasının Fiziki Görünümü 74 Foto 35 KaĢık Adasının Görünümü 79 Foto 36 KaĢık Adasının Tepelik Kısmının Görünümü 80 Foto 37 KaĢık Adasının Kuyruk Kısmının Görünümü 80 Foto 38 KaĢık Adasının Güneyindeki Koy 81 Foto 39 KaĢık Adasının Güneyinde Yer Alan Falezler 81 Foto 40 KaĢık Adasında Yer Alan Falezler Üzerinde Sel Yarıntıları 81 Foto 41 KaĢık Adasında Yer Alan Falezlerin Önündeki Alçak Kıyı 82 Foto 42 Heybeli Ada’nın Görünümü 82 Foto 43 Heybeli Ada’da 136 Metre Seviyesindeki Değirmen Tepesi 88 Foto 44 Heybeli Ada’da 82 Metre Seviyesindeki Ümit Tepesi 89 Foto 45 Heybeli Ada’da Zirveler Arasındaki Boyun Sahaları 89 Foto 46 Heybeli Ada’da Zirveler Arasındaki Boyun 90 Foto 47 Heybeli Ada’da Yüksek Kıyı 91 Foto 48 Heybeli Ada’nın Doğusunda Falezlerin Önündeki Dar alçak Kıyı ve Gerileyen Falezler 92 Foto 49 Heybeli Ada’nın En Güney Ucundaki AĢınım Artığı Kayaçlar 92 Foto 50 Heybeli Ada’nın Doğu Kıyıları ve Buradaki Sel Yarıntıları 93 Foto 51 Heybeli Ada’nın Doğusundaki Kıyılar 94 Foto 52 Heybeli Ada’nın Güneyindeki Çam Koyu 94 Foto 53 Etrafı Ġle Birlikte Çam Koyu 95 Foto 54 Büyük Ada’nın Havadan Görüntüsü 95 Foto 55 201 Metre Seviyesindeki Belen Tepe ve Kuzeyinde Boyun ile Rum Yetimhanesi 97 Foto56 157 Metre Seviyesindeki Ozan Tepe ve Güneyinde Rum Yetimhanesi 97 Foto 57 201 Metre Seviyesindeki Belen Tepenin Güneyinde 171 Metre Seviyesindeki Avcı Tepe 98 Foto 58 Büyük Ada’da Büyük Yer Kaplayan Dirençli Kurtköy Formasyonu 102 Foto 59 Büyük Ada’yı Ġki Gruba Ayıran Boyun Noktası (60 m) 103
xii
Foto 60 Büyük Ada’nın Batısındaki Yamaçlar 104 Foto 61 Büyük Ada’nın Güneyindeki Yamaçlar 104 Foto 62 Büyük Ada’nın Güneyindeki AĢınım Artığı Kayaçlar 105 Foto 63 Büyük Ada’nın Güneyindeki ParçalanmıĢ Abrasyon Platformuna Ait AĢınım Artığı Kayaçlar (KurĢun Burnu) 106 Foto 64 Büyük Ada’nın Güneyindeki Falezli Kıyılar 106 Foto 65 Büyük Ada’nın Kuzeyindeki Dar Kıyı ġeridinde Çakıllı Plajlar 107 Foto 66 Büyük Ada’nın Doğusundaki Kıyılar 107 Foto 67 Büyük Ada’nın Kuzeyindeki (Dil Burnu) 10 Metre Seviyesindeki Düzlük ve Ona ait Falezli Kıyılar 107 Foto 68 Büyük Ada’nın Batısındaki Değirmen Plajı Koyu 108 Foto 69 Büyük Ada’nın Doğusundaki Kıyılar 108 Foto 70 Büyük Ada’nın Doğusundaki Koy 109 Foto 71 Büyük Ada’da DüzenlenmiĢ Kıyı (Büyük Ada’nın Kuzeydoğusu) 110 Foto 72 Büyük Ada’da BeĢeri Müdahaleye Maruz KalmıĢ Kıyılar (Büyük Ada’nın Güneydoğusu) 110 Foto 73 Büyük Ada’da BeĢeri Müdahaleye Maruz KalmıĢ Kıyılar (Büyük Ada’nın Kuzeydoğusu) 110 Foto 74 Büyük Ada’nın Doğusunda Sedef Adasından GörünüĢ 111 Foto 75 Sedef Adasının Fiziki Görünümü 116 Foto 76 Sedef Adasında Zirve Düzlüklerinin Fiziki Görünümü 117 Foto 77 Sedef Adasının Alçak seviyedeki Kıyıları 117 Foto 78 Sedef Adasının Güneyindeki Abrazyon Düzlüğü 118 Foto 79 Sivri Ada’nın GörünüĢü 118 Foto 80 Sivri Ada’nın Fiziki GörünüĢü 123 Foto 81 Sivri Ada’da Zirveleri Birbirinden Ayıran Boyun 123 Foto 82 Burgaz Ada ve Kınalı Ada Gerisinde Yassı Ada’nın GörünüĢü 124 Foto 83 Burgaz Ada ve Kınalı Ada Gerisinde Yassı Ada’nın GörünüĢü 124 Foto 84 Yassı Ada’nın Fiziki GörünüĢü 129 Foto 85 Yassı Ada’nın Güneydoğudan GörünüĢü 129 Foto 86 Yassı Ada’nın Kıyılarının Genel GörünüĢü 129 Foto 87 Yassı Ada’dan Genel Bir GörünüĢ 130 Foto 88 Büyük Ada’nın Güneyindeki Balıkçı Adası’ndan Genel Bir GörünüĢ 130 Foto 89 Balıkçı Adası’nın Güneyden GörünüĢü 135 Foto 90 Balıkçı Adası’ndan Genel Bir GörünüĢ 135
xiii
EKLER LĠSTESĠ
Harita 1 Sivri Ada ve Yassı Adanın Jeomorfoloji Haritası
Harita 2 Kınalı Adanın Jeomorfoloji Haritası
Harita 3 Burgaz ve KaĢık Adalarının Jeomorfoloji Haritası
Harita 4 Heybeli Adanın Jeomorfoloji Haritası
Harita 5 Büyük Adanın Jeomorfoloji Haritası
Harita 6 Sedef ve Balıkçı Adalarının Jeomorfoloji Haritası
xiv
GĠRĠġ
Yerküremiz ilk oluĢumundan bugüne kadar sürekli olarak bir oluĢum ve geliĢim süreci yaĢamıĢ ve yaĢamaktadır. Bu süreç boyunca levha hareketleri, epirojenez, orojenez, kırılma, faylanma gibi tektonik aktivitelerin yanı sıra etkinliğini yine iç kuvvetlere borçlu olan volkanik faaliyetler devam etmiĢtir
(Erinç,1971;2000;HoĢgören, 1998;2007).Aynı Ģekilde enerjisini GüneĢ’ten alan dıĢ kuvvetler de sürekli yeryuvarı üzerinde faaliyet icra etmiĢlerdir. Böylece sürekli olarak yer Ģekilleri oluĢmuĢ, eski döngüler son bulmuĢ, yeni döngüler baĢlamıĢ ve yeni yeni topografik manzaralar ĢekillenmiĢtir. Ġnceleme sahasındaki jeomorfolojik yapı da ana hatları ile bu sürecin bir parçası olmakla birlikte, kendine özgü karakterleri nedeniyle özde ve ayrıntıda incelenmeye tabii tutulması bu sahadaki oluĢum ve geliĢimin aydınlatılması ile yer Ģekillerinin belirlenmesi bakımından faydalı olacaktır.
Yüksek lisans tez çalıĢmamı oluĢturan Ġstanbul Adaları ve çevresinde daha
çok jeolojik olmak üzere çalıĢmalar ve etütler söz konusu olmuĢtur. Ancak bu sahaya
özgü jeomorfolojik çalıĢmalar yeteri kadar mevcut olmamıĢ çevre sahalar ile ilgili
çalıĢmalarda bütün bu sahayı kapsayacak derecede geniĢ ve detaylı bilgileri ihtiva etmediklerinden sınırlı değerlendirmelerden ibaret kalmıĢtır.
Ġnceleme sahasının jeomorfolojik özelliklerinin aydınlatılması amacını taĢımakta olan çalıĢmamız bir takım problemlerin cevaplanmasını da ihtiva etmektedir.
KarĢılaĢılan problemlerin baĢında, rölyef Ģekillerinin meydana geliĢi ve bunların geliĢiminde jeolojik yapının ne dereceye kadar etkin olduğunun belirtilmesi
1 gelmektedir. Önemli problemlerden bir diğerini, tepeleri teĢkil eden zirvelerin ve onların çevresindeki yüzeyin özelliklerinin tespiti sorunu teĢkil etmektedir. Buradaki aĢınım yüzeyleri ve bunların geliĢme dereceleri, meydana getirdikleri yükselti kademeleri ile maruz kaldıkları deformasyonlar, bu yüzeylerin döngü süreçlerinin belirlenerek ortaya konulması bu kapsamdaki değerlendirmeleri oluĢturmaktadır.
Ġnceleme Sahasının Konumu
Ġnceleme sahası olan Ġstanbul Adalar grubu Coğrafi Koordinat Sistemine göre 29° 5’ 2’’ ve 29° 13’ 24’’ doğu boylamları ve 40° 55’ 4’’ ve 41° 0’ 2’’ kuzey enlemleri arasında yer almakta (ġekil 1) ve 1/25000 ölçekli G21 b2, G22 a1, G22 a2, G22 a2, G22 a4 topografya paftalarını kapsamaktadır (ġekil 2).
Türkiye Coğrafi Bölgeler sınıflandırmasına göre ise Marmara Bölgesinde ve onun Çatalca Kocaeli Bölümü (ġekil 3) üzerinde; Ġdari yönetim birimleri bakımından ise Ġstanbul Ġli sınırları içerisinde (ġekil 4) kalmaktadır.
Güneydoğu - Kuzeybatı istikametinde Kocaeli yarımadasına hemen hemen paralel olarak dizilmiĢ olan Ġstanbul Adaları Marmara Denizinin kuzeyinde, Ġstanbul boğazı giriĢinin yaklaĢık olarak 15 Km. kadar güneydoğusunda yer alır. Bu adalar grubu aynı zamanda Kocaeli yarımadasının güneybatı kıyıları açığına tekabül eder ve ana karaya ait kıyı arasında en yakın mesafe olarak yaklaĢık 4 Km. bir uzaklıkta bulunur.
Bununla birlikte Ġstanbul Adaları derinliği 100 m yi geçmeyen ve güneydoğuya doğru hafif eğimli bir Ģelf sahası üzerinde yer almaktadır. Burası Pliyosen'de meydana gelen ve kuzeyden güneye doğru 7-8° eğimle dalan (Kurter, 1957; HoĢgören, 1995),
2
Trakya - Kocaeli penepleninin deniz altında devam eden -50 m ve -100 m platformlarıdır.
Burada eski Paleozoik temeli karakterize eden kuvarsit monadnokları Ģeklinde yükselen Ġstanbul adalarının büyük kısmı 100 m platformu üzerinde yer alır. Ġstanbul boğazından güneye doğru devam eden -50 m izobatı Sivriada, Kınalıada, Burgazada,
Heybeliada, Büyükada ve Sedef adasını içine alıp doğuya doğru Kocaeli yarımadası kıyılarına yaklaĢarak devam eder. Bu saha aynı zamanda jeolojik ve jeomorfolojik
özellikler açısından Kocaeli yarımadasının güneybatı kesimi ile aynı özellikleri gösteren eski bir kütlenin parçasıdır.
1984’te I. Derece doğal ve kentsel sit alanı kapsamına alınan inceleme sahası toplam dokuz adadan oluĢmaktadır. Bunlar; üzerlerinde yerleĢim bulunan Büyükada,
Heybeliada, Burgazada, Kınalıada, Sedefada ile halen boĢ olan Sivriada, Yassıada,
KaĢıkadası ve Balıkçıadası (TavĢanadası)’dır.
YaklaĢık iki bin yıllık bir geçmiĢe sahip olan ve Evliya adaları, KesiĢ adaları,
Ruh adaları, Cin adaları, Halka adaları, Prens adaları, Kızıl adalar olarak adlandırılan
(Erdenen,1962) doğa, tarih ve kültür mozaiği olan Ġstanbul Adaları, bugün Ġlçe statüsünde mülki bir yönetim birimi olmasının yanı sıra, Ġstanbul’un BüyükĢehir
Belediye sınırları içerisindeki Ġlçe belediyelerden birisidir.
Bu adalar aynı zamanda Bostancı, Küçükyalı, Maltepe ve Kartal sahilleri karĢısında iki sıra halinde uzanırlar. DıĢ sırada Sivriada, Yassıada ve Balıkçı adası, Ġç sırada ise Kınalıada, Burgazada, Heybeliada, KaĢıkada, Büyükada ve Sedef adası uzanır.
3
ġekil 1. Ġnceleme Sahasının Konumu
4
ġekil 2. Ġnceleme Sahasının 1/25000 Ölçekli Topografya Paftasına Göre Konumu
5
ġekil 3. Ġnceleme sahasının Türkiye Coğrafi Bölgelere göre Konumu
Telli, 2010
6
ġekil 4.
Ġnceleme Sahasının
Türkiye Ġdari
Birimlerine Göre
Konumu
Telli, 2010
7
Kapladığı yüzölçümü bakımından grubun en büyük adası isminden de anlaĢılacağı üzere Büyük Ada’dır (Tablo). Büyük Ada çevre uzunluğu bakımından da en büyük uzunluk değerine sahiptir. Büyük Adayı sırasıyla Heybeli, Burgaz,
Kınalı, Sedef, Yassı, Sivri ve KaĢık Adaları takip eder. Alan bakımından en küçük ada ise Balıkçı Ada’sıdır.
En yüksek nokta 201 metre ile Büyük Ada da bulunurken en küçük zirveye sahip ada ise 23 metrelik zirvesiyle KaĢık Ada’sıdır (Tablo 1, ġekil 5). En yüksek zitve bakımından Büyük Adayı Burgaz, Heybeli, Kınalı, Sivri, Sedef, Yassı, Balıkçı ve KaĢık Adaları takip eder.
Tablo 1. Morfometrik Özellikleri Bakımından Ġstanbul Adaları
Ada Ġsmi Alanı Çevre Uzunluğu En Yüksek Noktası (Km²) (Km) (Metre) Büyük Ada 5,65 14,80 201
Heybeli Ada 2,65 10,30 136
Burgaz Ada 1,56 6,02 162
Kınalı Ada 1,42 5,50 115
Sedef Adası 0,36 2,69 56
Yassı Ada 0,11 1,43 43
Sivri Ada 0,09 1,25 79
KaĢık Adası 0,07 1,56 23
Balıkçı Adası 0,05 0,95 26
8
ġekil 5.
Ġstanbul Adalarının
Topografya Haritası
9
Amaç ve Kapsam
Yerkabuğu üzerinde ve kısmen de içinde, iç ve dıĢ etmen ve süreçler tarafından oluĢturulan yer Ģekillerini tasvir etmek, onların oluĢum ve geliĢimleri ile coğrafi dağılıĢlarını nedenleriyle birlikte ortaya koymak jeomorfoloji biliminin temel amacıdır.
Bu çalıĢmada jeomorfoloji biliminin genel amaç ve ilkeleri doğrultusunda, inceleme sahasına ait jeomorfolojik özelliklerin ortaya konulması amaçlanmaktadır.
Daha çok tepelik bir görünüm ve kıyı Ģekillerinin dikkat çektiği adalarda jeomorfolojik özellikleri bakımından ortaya konulması gereken birçok problem söz konusudur. Bunların baĢında rölyefin ana ve elemanter unsurlarının belirlenmesi ile bunların jeomorfolojik oluĢum ve geliĢim süreci gelmektedir.
Sonuç olarak burası, birbirinden farklı çok çeĢitli Ģekilleriyle, polisiklik özellikler gösteren, bu bakımdan değiĢik morfolojik geliĢimin ve farklı etmen ve süreçlerin eseri olan, uzun ve kesintili bir süreci yaĢamıĢ bir topografyaya sahiptir. Dolayısıyla çalıĢmamız, buradaki topografyanın unsurlarını belirleme ile bunların oluĢum ve geliĢimleri üzerine odaklanmıĢtır. Böylece çalıĢmanın amacı, inceleme sahasındaki yer Ģekillerinin belirlenerek sınıflandırılması ile bunların nasıl oluĢtuğunu diğer bir ifade ile bu sahada geçmiĢte olup bitenleri anlamak ve ifade etmektir.
Görüldüğü üzere bu çalıĢma, ayrıntılı bir jeomorfolojik incelemeye tabi tutulmamıĢ bulunan Ġstanbul Adalarının jeomorfolojik özelliklerinin ortaya konulması amacını taĢımaktadır.
Kapsam bakımından araĢtırma giriĢ ve sonuç bölümünden baĢka 3 bölüm olarak ele alınmıĢtır. GiriĢ bölümünde inceleme sahasının yeri ve sınırları ile amaç, kapsam ve kullanılan materyal, yöntem üzerinde durulmuĢtur. Birinci bölümde jeolojik özellikler açıklanacaktır.
10
Ġkinci bölümde var olan yerĢekilleri tasnif edilmiĢ, tanımlanmıĢ ve rölyefin ana
çizgileri ortaya konulmuĢ bunlar, morfometrik değerlendirmeler ile açıklanmıĢtır. Üçüncü bölümde ise ele alınan jeomorfolojik oluĢum ve geliĢim uzak jeolojik kronoloji ile birlikte ve daha çok yakın paleocoğrafyanın ayrıntılı olarak iĢlenmesi Ģeklinde olmuĢtur. Varılan çıktılar ise sonuç bölümünde ele alınmıĢtır.
Kapsam dâhilinde inceleme sahasının sınırları belirlenmiĢ ve ayrıca konumlarını gösteren haritalar hazırlanmıĢtır.
YerĢekillerinin yapı, süreç ve zaman gibi değiĢken ve karmaĢık etkenlere bağlı olarak oluĢumları ana hatları ile tespit edilmiĢtir. Jeoloji bahsinde tektonik ve litolojik özellikler ortaya konulmuĢtur. Tektonik anlamda var olan yapılar bakımından tek tek tetkik edilmiĢtir.
Litolojik anlamda ise sahadaki kayaçların özellikleri üzerinde durulmuĢtur. Süreç konusu kapsamında etkili olan iç etmen ve süreçler açıklığa kavuĢturulmuĢtur.
Sahada etkili olmuĢ olan ve güncel olarak etkili olan dıĢ etmen ve süreçler açıklanmıĢtır. Sahanın hangi morfoklimatik bölgede bulunduğu saptanmıĢtır. Etkili olan süreçlerin tek mi veya çok mu olduklarına göre monojenik veya polijenik topografya olup olmadıkları aydınlatılmıĢtır. Nihayet yerĢekillerinin oluĢum sürecinde bir kesintinin durumuna göre yer Ģekillerinin monosiklik veya polisiklik olup olmadıkları açıklanmıĢtır.
Ġnceleme alanlanının yükselti, bakı, eğim gibi özelliklerinin yanı sıra hipsografik diyagramları ve profilleri çıkarılmıĢ ve bunlar harita üzerinde gösterilmiĢtir.
Var olan ana yer Ģekilleri tespit edilmiĢ, bu ana yer Ģekilleri üzerindeki elamenter yer
Ģekilleri belirlenmiĢ ve harita üzerinde gösterilmiĢtir. Sahanın 3 boyutlu haritaları oluĢturulmuĢ ve bunların üzerine uydu görüntüleri giydirilerek sahanın doğruya yakın görüntüleri elde edilmiĢtir. Bütün bu çalıĢmalar haritalar ile desteklenmiĢtir.
11
Yöntem ve Kullanılan Materyal
Ġnceleme sahasına ait topografya ve jeoloji paftaları ArcMap 9.2 programı ile sayısallaĢtırılmıĢtır. Bunun sonucunda, topografya paftalarından, tez alanına ait Topografya
Haritası, Jeomorfoloji Haritası, Yükselti Seviyeleri Haritası, Akarsu Ağı Haritası, Eğim ve
Bakı Haritaları, Jeomorfolojik Profiller oluĢturulmuĢtur.
Jeoloji Paftalarından, litolojik ve tektonik yapının belirtildiği jeoloji haritası, oluĢturulmuĢtur. Uydu görüntüleri ise Erdas 8.7 programından faydalanılarak, baĢta bitki
örtüsü kapalılık özellikleri ile yerleĢim yerlerinin, akarsu ve ulaĢım ağlarının, açık alanların ortaya konulduğu zemin örtü özellikleri tespit edilmiĢtir.
Dijital Görüntü ĠĢleme tekniklerinin kullanımı sonucunda coğrafi verinin zenginleĢtirilmesi sağlanmıĢ, veri daha anlamlı duruma getirilmiĢtir. Bunun sonucunda ise veriler daha nesnel olarak yorumlanmıĢtır.
Ġnceleme alanında gerçekleĢtirilen arazi ekskürsiyonları ise harita üzerinden yapılan tespitler arazide yerinde görülmüĢ ve değerlendirilmiĢtir.
Bilgisayar ve donanımları, Uzaktan algılama programı, Coğrafi Bilgi sistemleri programları, GPS kullanılan temel materyallerdir.
Ġnceleme alanına ait çalıĢmalar için temel materyal olarak Harita Genel Müdürlüğü tarafından hazırlanan 1/25.000 ölçekli topografya haritaları gelir. Jeoloji özellikleri
1/100.000 ölçekli MTA ve ĠBB tarafından hazırlanan Jeoloji haritasından derlenmiĢtir.
Zemin Örtüsü özellikleri 2009 yılına ait Landsat ETM görüntülerinden sağlanmıĢtır. Ayrıca
Jeomorfolojik özelliklerin ayrıntılı olarak ortaya konulabilmesi için Landsat ETM
Pankromatik görüntüler kullanılmıĢtır.
12
1. JEOLOJĠK ÖZELLĠKLER
Bilindiği gibi, yeryuvarının yüzeyi, kayaç olarak ifade edilen doğal malzemeler ile kaplıdır (Ekinci, 2004). Bunların farklı özellikte bulunmaları, farklı olarak kimyasal olarak ayrıĢmalarına ve fiziksel olarak parçalanmalarına etki etmektedir. Böylece farklı yerĢekillerinin geliĢmesine imkân vermektedir. Hatta yerĢekilleri bu kayaçlar üzerinde geliĢtiği için onların oluĢumunda birinci derecede etkili olmaktadır (Ekinci,2007). Bu nedenle Jeolojik çalıĢmamızda ayrı bir baĢlık altında stratigrafi ve tektonik olarak ele alınmıĢtır.
1.2. Stratigrafik Litoloji Ġnceleme sahasında, Paleozoyik’ten günümüze kadar değiĢik yaĢ ve özellikteki kayaçlar yer almaktadır (ġekil 6, ġekil 7). jeomorfolojik geliĢime temel olan bu kayaçlar, litolojik ve tektonik yapıları göz önüne alınarak stratigrafik yaĢ sırasına göre tanıtılmıĢlardır (ġekil 8).
Adaların litolojik yapısı ise daha çok Ordovisiyen-Karbonifer zaman aralığı içerisinde geliĢmiĢ bir pasif kıta kenarı çökelleri ile geliĢen okyanusun kapanma evresinde depolanmıĢ filiĢ istifini kapsar. Üstten ise Neojen ve Kuvaterner çökel istifiyle yerel olarak örtülü olarak bulunur (ġekil 9, ġekil 10). Bunlar formasyon isimlerine göre ayrıntılı olarak aĢağıda belirtilmiĢtir.
1.2.1. Kurtköy Formasyonu
Ġnceleme sahasındaki istifin an yaĢlı kayaç grubu Kurtköy Formasyonu’dur. Genel olarak mor renkli çakıltaĢı, kumtaĢı ve çamurtaĢlarından veya bunların ardıĢımlarından oluĢur. Formasyon Büyükada, Burgaz, Kınalı ve Sivri ada da yüzeylenmektedir. Buralarda mor renkli, çoğunlukla kaotik içyapılı, tabakalaĢması belirsiz, ünite kalınlıkları 15-20 m. yi bulabilen çakıltaĢlarından oluĢmuĢtur.
13
ġekil 6.
Ġnceleme Sahasının
Jeolojik Zaman Haritası
14
ġekil 7.
Ġnceleme Sahasının
Jeolojik Asdevir Haritası
15
ġekil 8.
Ġnceleme Sahasının
Formasyon Haritası
16
ġekil 9.
Ġnceleme Sahasının
Litoloji Haritası
17
ġekil 10.
Ġnceleme Sahasının
Jeoloji Haritası
18
Çökelme ünitelerinin üst kesimlerinde, seyrek de olsa paralel laminasyon ve
çapraz tabakalanma izlenmektedir. Ünitelerin alt çökelme yüzeyleri aĢınmalı ve kanallıdır. Ünite içlerinde kum boyutlu matriks içerisinde yüzer durumlu kuvars, volkanik ve düĢük dereceli metamorfitlerden türemiĢ maksimum boyutları 10 cm. ye kadar olan çakıllar izlenir. Bunlardan baĢka kızıl renkli çamur klastları da yaygındır.
Merceksel geometrili devreler halindeki istif içerisindeki üniteler altta aĢınmalı ve kanallı dokanaklarla baĢlarlar. Bu yüzeylerde yaygın yük kalıpları geliĢmiĢtir.
Ünitenin alt kesimleri çakıllı ve dereceli, üst kesimleri de büyük ölçekli tekne tipi
çapraz tabakalıdır. Tane boyu ve çapraz tabakaların genliği ünite üstüne doğru küçülür. Üstteki çamur taĢlarına geçiĢ derecelidir. ÇamurtaĢları daha koyu mor renklidir ve içlerinde paralel, dalgalı paralel ve küçük ölçekli çapraz laminasyon yaygın sedimanter yapı türleridir. ÇamurtaĢları üzerinde bir sonraki devre yine aĢınmalı bir alt sınırla baĢlamaktadır. Devre kalınlıkları 0.5-9 m. arasında değiĢmektedir. Menderesli akarsu ortamında çökeltilmiĢ olan bu istif yaklaĢık 150 m. kalınlıktadır. Kınalıada Kayaburnu çevresinde Kurtköy Formasyonu’nun üst kesimi yüzeyler. 178 m. kalınlık sunan (Önalan, 1982) istifin alt 100 m.’si birbiri ile aĢınmalı-dokanaklı, mor renkli kumtaĢlarından oluĢmuĢtur. Bu kumtaĢı tabakaları içerisinde büyük-küçük ölçekli özellikle tekne tipi çapraz tabakalaĢma yaygındır.
Kesitin üst kesimi ise menderesli akarsu koĢullarını yansıtan ince-orta tabakalı ve mor renkli kumtaĢı-çamurtaĢı ardıĢımından oluĢmuĢtur. Petrografik olarak %75 kuvars, %20 ayrıĢmıĢ ortoz türü feldispat, %2-3 mika, %1-2 opak minerallerinden yapılmıĢtır (Okay,1947-1948; Altınlı, 1951; Ketin, 1953-1959; Arıç, 1955;
Abdüsselamoğlu, 1963-1977; Baykal ve Kaya, 1965, Önalan, 1982;1982b;
Sayar,1979; Oktay ve Eren,1994; Önalan,1986; ĠBB, 2000).
19
Kurtköy Formasyonu ile üzerindeki Aydos Formasyonu arasında bazı bölgelerde merceksel geometrili, baskın olarak kuvars çakıllarından yapılmıĢ,
çakıltaĢları mevcuttur. Önalan(1982)’ ye göre bunlar Kurtköy Formasyonu’nun üst kesimlerinde Kıyı ovası fasiyesi içine açılmıĢ kanal dolgularıdır. Kurtköy
Formasyonu’nu oluĢturan tüm litolojiler ileri derecede diyajenez sonucu çok sert kaya halini almıĢlardır (Foto 1).
Foto 1. Kurtköy Formasyonu (Büyük Ada)
Birim üstten Aydos Formasyonu ile tedrici geçiĢlidir. Kurtköy Formasyonu alüvyon yelpaze çökellerinin bulunduğu bölgelerde bu fasiyesin fay kontrollü geliĢmesi nedeniyle kalın; Aydos Formasyonu ile iliĢkili olduğu bölgelerde ise, kıyı ovalarında kalınlık olarak daha ince ve ince taneli çökellerin bulunuĢu nedeniyle giderek incelen bir kama Ģeklindedir. Formasyonun önceki araĢtırmalara göre
(Baykal ve Kaya, 1963; Kaya 1978; Sayar 1962) Orta Ordovisiyen’den daha yaĢlıdır. 20
1.2.2. Aydos Formasyonu
Kurtköy Formasyonu üzerine yaygın olarak Büyükada, Heybeliada, Kınalıada,
KaĢık adası, Yassı ada ve sivri ada da genelde pembe-boz renkli kuvars arenitten yapılmıĢ bir istif izlenir. Bu formasyon, Kurtköy Formasyonu’nun ince taneli taĢma ovası yada alüvyal düzlük çökelleri üzerinde ince-orta tabakalı, boz renkli, küçük
ölçekli çapraz tabakalı Ģeyl yada silttaĢı ara tabakalı kuvars arenitlerle baĢlar. Bu kesim Önalan (1982) tarafından “Kınalıada Üyesi” olarak ayırtlanmıĢtır. Bu fasiyes içinde gelgit düzlükleri için karakteristik balık kılçığı çapraz tabakalanması yaygındır. Bu birim üzerine krem-pembe bej renkli, kalın-çok kalın tabakalı ve büyük ölçekli çapraz tabakalı, feldispatça zengin kuvars arenitler gelir. Bunlar
üzerine pembe-mor alacalı renkli, yerel kuvars çakıltaĢı mercekli, dalgalı paralel laminalı veya küçük-büyük ölçekli tekne tipi çapraz tabakalı kuvars arenitler
(Büyükada Üyesi; Önalan, 1982) gelir ve birim en üstte beyaz renkli, orta kalın tabakalı yer yer Ģeyl arakatkılı ve çapraz tabakalanmalı kuvars arenitlerle sona erer
(Önalan, 1982).
Petrografik açıdan %95 ya da daha fazla oranda kuvars tanelerinden yapılmıĢtır. Ayrıca %1 oranında mika, %1 oranında opak ve ağır mineraller, %1-2 oranında çört ve %1’ den az ayrıĢmıĢ feldispat taneleri de mevcuttur. Basınç erimeleri nedeniyle tane sınırları çoğunlukla ilksel durumlarını kaybetmiĢ ve bir mozaik doku oluĢturacak Ģekilde birbirleriyle kenetlenmiĢlerdir. Ayrıca silis çimento geliĢmesi sonucu litoloji çok sert ve dayanımlı kaya haline gelmiĢtir. Maksimum kalınlığı 300-310 m. olan Aydos Formosyonu’nun genelde geometrisi örtü
Ģeklindedir. Formasyon Orta Ordovisiyen yaĢlıdır ; Okay, 1947-1948; Altınlı, 1951;
Ketin, 1953-1959; Arıç, 1955; Abdüsselamoğlu, 1963-1977; Baykal ve Kaya, 1965,
21
Önalan, 1982). Söz konusu formasyon hemen hemen adaların tümünde dikkat çeker
(Foto 2).
Foto 2. Kınalı Ada’nın Batısında Sultanbeyli Formasyonunun Gerisinde Yüzeylenen Kurtköy Formasyonu
1.2.3. Dolayoba Formasyonu
Sedef Adasının kuzey kıyılarında, dar bir alanda dikkat çeker. Kuvars arenit mercekli Ģeylleri ile koyu mavi-mavimsi koyu gri renklerde ve çeĢitli karbonat fasiyeslerinden oluĢan bir birimdir. Mavimsi gri-pembe renkli olan bu fasiyes genelde birkaç metre kalındır. Bu fasiyes üzerinde, tablalı mercanlardan oluĢan ve kalınlığı bölgesel olarak farklılıklar gösteren; kısmen yama, baskın olarak da set resifi türünde resiflerden yapılmıĢtır. Koloniler arasında ise, çeĢitli bentik fosil içeren karbonat çamurtaĢlarından ibaret bir fasiyes bulunur. Bu fasiyes içinde yalnızca karbonat çamurtaĢlarında tabakalaĢma özellikleri belirgindir. Resif çekirdekleri ise masiftir. Fasiyesin kalınlığı 50 m. kadardır. Gelgit etkisindeki bir karbonat platform koĢullarını yansıtan bu fasiyes içinde yoğun çeĢitli organizma parçalarının karbonat
çimento ile çimentolanmasından oluĢmuĢ aratabakalar da yaygındır. Bir diğer deyiĢle, bu ortam gelgit etkisinde bir resif önü platformu Ģeklindedir (Önalan, 1982).
22
Formasyon içinde bu fasiyes üzerinde ince paralel laminalı koyu mavimsi gri mikrit ve ince pembemsi renkli laminalı çamurtaĢı ardıĢımından oluĢan, dalga taban altı ve düĢük enerjili platform içi derin çukurluk koĢullarını yansıtan bir diğer fasiyes yer alır. Önalan (1982), tarafından Sedefadası Formasyonu olarak ayırtlanmıĢ bu birim genel istif içinde mercekler Ģeklindedir. Formasyonun üst seviyeleri cm-dm. kalınlıklı Ģeyl mikrit ardıĢımından yapılmıĢtır. KireçtaĢı aratabakaları budinajlanma sonucu iri yumrular haline dönüĢmüĢtür (ĠBB, 2000). 12 m. kalınlıklı bu zon
üzerinde Kartal Formasyonu’nun sarımsı kahverenkli Ģeyllerine geçilir. Formasyon içinde gözlenen değiĢik türde kireçtaĢları ileri derecede diyajenez ile bazen tümüyle yeniden kristallenmesi ve dolayısıyla, birincil dokusal özelliklerini geniĢ ölçüde yitirmiĢlerdir.
Neomorfizma olarak tanımlanabilecek bu rekristalizasyonun yanı sıra; basınç erimeleri ile geliĢmiĢ stilolitleĢme, ikincil dolomitleĢme ve daha sonra didolomitleĢme bu kireçtaĢlarını sert kaya haline getiren baĢlıca diyajenetik olaylar olarak sayılabilir. Yalnız, daha sonra geliĢen karstlaĢma ile birim bazı yerlerde ileri derecede tahrip olmuĢtur. Formasyonun genel geometrisi örtü tipindedir. Alt ve üst birimlerle sınırları uyumludur. Venlokiyen Jediniyen (Orta Silüriyen) yaĢındadır
(Önalan, 1982; ĠBB, 2000).
1.2.4. Sedef Adası Formasyonu
Bu birim çoğunlukla siyahımsı mavi ve siyahımsı gri renkli, laminalı, yer yer
ince tabakalı, kireç çamurtaĢlarından ve bunlarla bazen ardıĢıklanan pembe renkli,
killi-kireçli Ģeyllerden oluĢmuĢtur. Kalınlığının azlığı, birçok yerde belirgin
mostralar vermemesi, özellikle üzerine gelen birimlerle üste doğru derecelenme
23
göstererek üst sınırının çok belirgin olmaması ve fosil bakımından da çok fakir
olması temel özellikleridir (ĠBB, 2000).
Sedef adası formasyonu yakından incelendiğinde genellikle Dolayoba formasyonunun üzerinde ince Ģerit halinde gözlenmiĢtir. Birim en iyi mostrasını
Sedef Adasının kuzeybatı sahillerinde vermiĢtir. Sedef Adası formasyonu alttan uyumlu olarak gelmektedir. Bu alt seviyeler çoğunlukla pembemsi renkli, seyrek kuvars kırıntılı killi kireçli Ģeyllerden oluĢmuĢtur. Arada herhangi bir aĢınım yüzeyi de açıkça görüldüğü gibi mevcut değildir (Önalan, 1982).
Üstten Ġstinye formasyonu tarafından uyumlu olarak örtülen Sedef Adası
formasyonu, değiĢik mostralarda değiĢik kalınlıklar göstermiĢtir. Sedef adasında bu
birimden ölçülen kesitte 43,8 m. lik bir kalınlık bulunmuĢtur. Sedef adası for-
masyonunun stratigrafik bağıntıları, sözü edilen birimin Jediniyen (Alt Devoniyen)
baĢlarında çökelmiĢ olabileceğini göstermiĢtir (Önalan, 1982).
1.2.5. Ġstinye Formasyonu
Çoğunlukla koyu mavi ve siyahımsı gri renklerde gözlenen bu çökel bol damarlı, kireç çamurtaĢı ve kireçtaĢları ile temsil edilmiĢtir. Ġnce-orta tabakalı ve seyrek fosilli olan Ġstinye formasyonu bazen çok ince Ģeylli seviyeler de kapsar. Sedef Adasının güney kısmında dikkat çekmektedir. Ġstinye formasyonu Sedef adası güneyinde açık olarak görüldüğü gibi, alttan ince laminalı ve Ģeyl ara katkılı Sedef adası formasyonu
üzerine konkordan ve üste doğru dereceli geçiĢli olarak gelmiĢtir. Mavi renkli, iyi tabakalanmalı kireç ve çamurtaĢlarından oluĢan bu formasyon için arazi gözlemlerimize göre yaklaĢık 100 m. lik bir kalınlık bulunmuĢtur. Ġstinye formasyonunun genellikle kıt fosilli olması ve bulunan bu fosillerinde geniĢ yaĢ
24 aralığı göstermesi gibi nedenlerle söz konusu çökelin yaĢı hakkında çok kesin bir Ģey söyleme olanağı yoktur. Fakat daha alttaki birimlerin Üst Silür yaĢında, üstteki biriminde Jediniyen-Emsiyen yaĢında olması, bahsedilen birimin yaĢının kabaca
Jediniyen (Alt Devoniyen) olabileceğini gösterir (Önalan, 1982).
1.2.6. Kartal Formasyonu
Sarımsı kahve-gri renkli, iyi yapraklanmalı düzeyler halinde mercan fosilleri içeren ve seyrek silttaĢı ile kumtaĢı aratabakalı Ģeyller yeralır. Büyük Ada da mostra verir. Kırıntılı kireçtaĢlarının alt yüzeyleri keskin ve aĢınmalı, içleri dereceli, paralel ve akıntı laminalı üstten de Ģeyllere geçiĢlidir. Tabaka kalınlıkları 10 cm-2 m. arasında değiĢir. ġeyller iyi yarılma özellikli genelde silt boyutlu kuvars, feldispat ve mikalıdır. Mostraların üst kesimlerinde yerel olarak metrelerce kalınlıkta altere zonlar mevcuttur. Su aldıklarında kolaylıkla çamur haline gelebilmektedirler (ĠBB,
2010).
KumtaĢı aratabakalarının genellikle alt yüzleri keskin, içleri paralel ve mikroçapraz, bazen de konvolut laminalıdır. Ince orta kum boyutlu kuvars, feldispat ve serizit-muskovit türü mikalar baĢlıca taĢ yapıcı minerallerdir. Bunlar matriks ile tutturulmuĢtur. Matriks içinde çörtleĢme, serizit iğneleri ve illit bileĢimli kil minerali geliĢmeleri yaygındır. Bu formasyon dalga tabanı altındaki düĢük enerjili ve açık- derin denizel koĢullarda çökelmiĢtir. ġeyller süspansiyondan, kaba kırıntılarda türbit akıntılarla ortama getirilmiĢlerdir. Formasyonun alt ve üst sınırları uyumlu ve diğer geçiĢ tedricidir. Geometrisi de genelde örtü Ģeklindedir. ÇeĢitli araĢtırmalarda içerisinden derlenen fosillere göre Kartal Formasyonu’nun Sigeniyen Eyfeliyen (Alt-
Orta Devoniyen) yaĢında olduğu saptanmıĢtır (Okay, 1947-1948; Altınlı, 1951;
25
Ketin, 1953-1959; Arıç, 1955; Abdüsselamoğlu, 1963-1977; Baykal ve Kaya, 1965,
Önalan, 1982).
1.2.7. Tuzla Formasyonu
Kartal Formasyonu içindeki kırıntılı kireçtaĢı aratabakalarının kalınlaĢması ve sayıca artması, Ģeyllerin de giderek yok olmasıyla sarımsı mavimsi gri masif kireçtaĢlarına geçilir. Bu kireçtaĢları bu birim üste doğru ince ardıĢımlı mikritik kireçtaĢı alacalı-sarımsı kahve Ģeyl ardıĢım haline gelir. Bu istif (Önalan,1982) tarafında Tuzla Formasyonu olarak ayırtlaĢmıĢtır.
Büyük Ada’da Alt kesiminde izlenen masif kireçtaĢları genelde 30-100 cm. tabaka kalınlıklı, alt yüzleri aĢınmalı ve keskin içleri dereceli, paralel ve mikroçapraz laminalı üst kesimleri karbonat çamurtaĢı Ģeklindedir. Oldukça derin denizel ortama türbit akıntılarla getirilip depolanmıĢ kırıntılı kireçtaĢları olarak tanımlanabilirler.
YaklaĢık 40 m. kalınlıklı bu fasiyes üzerinde istif yine kireçtaĢı-çamurtaĢı ardıĢımı
Ģeklindedir (ĠBB, 2010).
Ġnce ardıĢımlı tabakalaĢmalı olarak tanımlanabilecek bu kesim budinajlanma sonucu ince yumrulu bir görünüm kazanmıĢtır. Bu özellikleri nedeniyle birçok eski araĢtırmada yumrulu bademli kireçtaĢları olarak tanımlanmıĢlardır (Abdüsselamoğlu,
1963). Bu fasiyesin kalınlığı yaklaĢık 50 m. dir. Formasyonun üst kesiminde kireçtaĢı aratabakaları incelip seyrekleĢerek kaybolur ve istif sarımsı-pembemsi kahverenkli ince paralel laminalı bir Ģeyl haline gelir. Bu Ģeyller içerisinde kalınlıkları önce milimetre mertebesinde ve yanal olarak birkaç metre uzunlukta siyah renkli çört bantları izlenir. Bunlar yukarı doğru giderek kalınlaĢır ve sıklaĢır.
ÇamurtaĢı aratabakalarıda kalınlık olarak incelir. ÇamurtaĢı aratabakalarının tedricen
26 yok olması ile daha üstte yer alan Radiolaria’lı çörtlere geçilir. Bu kesimin kalınlığı yaklaĢık 25 m. dir.
Petrografik açıdan formasyonun en altında görülen kireçtaĢları, kırıntılı kireçtaĢı ya da dıĢ literatürde allodapik kireçtaĢı veya kalsitürbidit olarak tanımlanan bir kireçtaĢıdır. Ayrıntıda fosil kavkı parçası, pellet veya herhangi bir karbonat kaya parçalarının yine bir karbonat çimento ile birleĢtirilmesinden oluĢmuĢtur. KireçtaĢı tabakalarının üst kesimleri ise mikritten (mikrokristalin karbonat çamuru) yapılıdır.
Aratabaka olarak daha üst kesimde izlenen çamurtaĢları silt boyutlu kuvars, mika ve opak mineral kırıntıları içeren killerden oluĢmuĢtur. KireçtaĢları içerisinde çökelme sonrasında büyümüĢ olan pirit kristalleri çökelme ortamının oksijensiz, diğer bir deyiĢle, indirgeyici ve çok büyük bir ihtimalle derin-denizel olduğunu vurgulamaktadır. Genel olarak örtü Ģeklinde bir geometriye sahip olan formasyon alt ve üsteki birimlerle tedrici geçiĢlidir. Önceki çalıĢmalara göre formasyon Orta-Üst
Devoniyen (Eyfeliyen-Fameniyen);(Önalan, 1982; Kaya , 1973; Haas, 1968;
Kullman ) yaĢındadır.
1.2.8. Baltalimanı Formasyonu
Büyük Ada’da yüzeyleyen; alttaki Tuzla Formasyonu üzerinde tedrici geçiĢle baĢlayan bir Radioloria’lı çörtler veya liditler bulunur. Mostrada genellikle gravite kaymalarının neden olduğu sık kayma kıvrımlı bir zon Ģeklinde izlenir. Ayrıntıda siyah renkli, çok ince tabakalı ve paralel laminalı silisli çakıl veya çörtlerden veya liditlerden oluĢmuĢtur. Ince kesitte bol Radiolaria fosilleri içeren çok ince kristalli silis agregatı Ģeklindedir. Bunlar içinde yaygın olarak elipsoidal Ģekilli fosfat yumruları gözlenir. Diyajenez sonrasında yoğun Ģekilde kırıklandıkları hemen hemen
27 her mostrada gözüken bir özelliktir. Yumruların içi yoğun Ģekilde Radiolaria kavkılarıyla kaplıdır. Çok uzun mesafelerde değiĢmeden izlenen ince paralel laminasyonuda çökelme ortamı enerjisinin son derece düĢük olduğunu belgelemektedir (ĠBB, 2000).
Fosfat yumruları çökelmenin son derece yavaĢ cereyan ettiğini ve deniz tabanının zaman zaman çökelmezlik yüzeyi haline dönüĢtüğünü belgeler. Formasyon içindeki yaygın kayma kıvrımlanması, çökelmeyi hemen izleyen evrede, olasılıkla kara bölgesini de kapsayan Ģiddetli sismik aktivite ile okyanusun kapanma evresinin baĢladığını ifade etmektedir. Diğer taraftan, çört çökeliminin kesilerek ve kırıntı
çökeliminin baĢlaması bu olayı kanıtlayan bir baĢka olgudur (Önalan, 1982).
Formasyon 25-30 m. kalınlıklı olup genel geometrisi örtü Ģeklindedir. Alt ve
üsteki birimlerle sınırları uyumludur. Önceki çalıĢmalarda içinde bulunmuĢ
Radiolaria fosilleriyle Alt Vizeen yaĢında olduğu saptanmıĢtır (Abdüsselamoğlu
1963).
1.2.9. Trakya Formasyonu
Büyük Ada, Heybeli Ada ve Burgaz Adasında yeĢilimsi gri renkli, yerel merceksel çakıltaĢı ve türbiditik kumtaĢı ara tabakalı bir istif olarak izlenir.
Formasyon genelde ince tabakalı ve paralel laminalı Ģeyllerden oluĢmuĢtur. Bunlar içinde değiĢik stratigrafik düzeylerde ve lokalitelerde sarımsı kahverengi kumtaĢı,
çakıllı kumtaĢı ve merceksel çakıltaĢı ara tabakaları bulunmaktadır. KumtaĢlarının kalınlıkları 10 cm. ile 2.5 m. arasında değiĢmektedir. Bunların alt tabakalaĢma yüzeyleri keskin, aĢınmalı ve üzerlerinde dolgu ve alev izleri türünde taban yapıları ile iz fosiller bulunur. Ġçlerinde Bouma istifine ait dereceli tabakalaĢma, paralel,
28 mikroçapraz ve konvolüt laminasyon ile üst paralel laminasyon zonları yaygın olarak izlenir. Üstten Ģeyle geçiĢ tedricidir. Bu özellikler kumtaĢı ara tabakalarının türbit akıntılar gibi yoğunluk akıntılarıyla çökeldiklerini göstermektedir (ĠBB, 2000).
Türbiditlerin üst yüzeylerinde linguoidripıllar yaygındır. Ġstif içinde üste doğru, kumtaĢı aratabakalarının hem kalınlıkları ve hemde sayıları artar. Ayrıca, üst kesimde değiĢik düzeylerde birçok merceksel kuvars çakıltaĢı ünitesi de mevcuttur.
Bunların da alt yüzleri aĢınmalı ve kanallı, içleri yaygın kaynaĢmalı ve çökelmenin birden fazla evrede geliĢtiğini gösteren merceksel tabakalaĢmalı; ünitelerin çoğu kaotik içyapılı para çakıltaĢı veya büyük ölçekli çapraz tabakalıdır. Yine Kefeliköy
çevresinde izlendiği gibi, birim içinde kalsitürbidit aratabakaları da mevcuttur.
Bunlarında alt yüzeyleri keskin, içleri normal derecelenmeli, üst kesimleri paralel laminalıdır. Bu özelliklerle yine türbit akıntılarla çökeldikleri anlaĢılmaktadır.
Baykal ve Kaya (1963) tarafından Cebeciköy Kalkeri olarak ayrılmıĢ bulunan bu siyahımsı mavi renkli kırıntılı kireçtaĢı mercekleri, aslında karbonat kıyıdan taĢınmıĢ biyoklastik malzemeyi temsil etmektedir ve dolayısıyla formasyon düzeyinde ayırtlanmaları olanaksızdır. Bu merceklerin üzerine gelen Ģeyllerin silis yüzdesi yüksek olup yaygın tüf, kumtaĢı ve çakıltaĢı aratabakalıdır (Okay, 1947-1948;
Altınlı, 1951; Ketin, 1953-1959; Arıç, 1955; Abdüsselamoğlu, 1963-1977; Baykal ve
Kaya, 1965, Önalan, 1982).
Ġçinde baskın taĢ yapıcı mineralleri metamorfik kuvars, plajioklas ve metamorfik kayaç parçaları mevcuttur. Ayrıca %2-3 oranında biotit ve muskovit türü mika mevcuttur. Kırıntılar serizitik ve kısmen çörtleĢmiĢ bir matriksle tutturulmuĢlardır.
Ayrıca tane çevrelerinde ve boĢluklarda ikincil kuvars Ģeklinde silis çimento ve feldispatlar çevresinde ise feldispat çimento geliĢmiĢtir. Ġleri derece diyajenez sonucu
29 kumtaĢlarındaki matriksi oluĢturan killer yönlü serizit iğnelerine dönüĢmüĢlerdir. Bu durum kumtaĢlarının derin gömüldüğünü belirtmektedir. YaĢı ise Üst Karboniferdir
(Önalan, 1982).
1.2.10. Heybeli Ada Asit Volkaniti
Büyükada'nm orta kesimleri ile Heybeli ve Burgaz adasının büyük bir kısmında görülen bu birim genellikle sarımsı gri, açık ve koyu kahve renkli olup bazen de kırmızımsı görünüĢlüdür. Bu karmaĢık birim, demirositli damarlar tarafından bir
örümcek ağı gibi sarılmıĢtır. Bu kayaç paeckelmann (1938) tarafından trakit olarak belirlenmiĢtir. Daha sonra Ketin (1953) söz konusu birimi hidrotermal değiĢime uğramıĢ arkozlar ve kuvarsitler Ģeklinde değerlendirilmiĢtir.
Büyükada, Heybeli ve Burgaz'da gözlenen bu kuyaçlar çoğunlukla sedimenter görünümlüdür, fakat bunlardan aldığımız birçok numunelerin, bir kısmı ileri derecede bozuĢmuĢ piroklastik kayaç özelliği gösterirken bir kısmı ise lavlardan oluĢmuĢtur. Bu lavlar dasitik ve riolitik karakterde olup, dasitik lav içerisinde baĢlıca görülenler; aĢırı bozuĢmuĢ plajioklas ile tamamen karbonatlı demirli bir gereçle yer değiĢtirmiĢ camdır. Bu fenokristaller ve camın iliĢkisi, fenokristallerin yer yer absorbsiyona uğramıĢ olması nedeni ile lav kökenli olduğunu destekler. Diğer yandan volkanik camdan mikrogranofirik doku geliĢmeye baĢlayan ve içinde ayrıca bol kuvars bulunan asitik lav olasılıkla riolittir. Kayaç bozuĢmuĢ ve ikincil olarak
çoğunlukla serisit geliĢmiĢtir. Bu bozuĢmuĢ birimde Heybeliada çevrelerinde bazı bakır damarlarına da rastlanmıĢtır. Kuvarsprofillit veya Motitli ve ikizlenmiĢ albitli olan kayaç tüf kökenli, kirli kuvarslar ise asit lav kökenini gösterir (ĠBB, 2000).
30
Yukarıdaki verilerden de anlaĢılacağı gibi, Heybeliada asit volkaniti olarak adlanan bu birimin, proklastik sedimentler ve asit volkanitlerden oluĢmuĢ bir kayaç olduğu sonucuna varılmıĢtır. Söz konusu kayaçlar, Büyükada'da bir taraftan
Ordovisiyen yaĢlı Kurtköy ve Aydos formasyonunu diğer taraftan Büyükada,
Heybeli ve Burgaz’da olduğu gibi Alt Karbonifer yaĢlı Trakya formasyonunu kesmiĢtir. Bu nedenle Heybeliada asit volkanitinin yaĢının Alt Karbonifer’den genç olması gerekmektedir (Önalan, 1982).
1.2.11. Sultanbeyli Formasyonu
Ġnceleme alanında Kınalı Ada’nın kuzeyinde örtü olarak gelmektedir. Bu formasyon, en altta kahve ve gri renkli, köĢeli kireçtaĢı-kuvarsit-arenit gibi çeĢitli kayaç parçalarından oluĢan bloklarla baĢlar. Bunun üzerinde kahve renkli killi çakıllı ve nadiren blok içeren, çapraz tabakalanmalı ve alt seviyelerinde manganlı kumlar bulunur. Bu birim üzerine de kahverenkli-bej ve ince tabakalanmalı sert killer gelir.
Bu seriyi takip eden birim, kahverenkli çapraz tabakalı killi ve nadiren bloklu çakıl- kum yer almaktadır. Bu birimi, kahverenkli-bej ve ince tabakalanmalı sert killer takip eder. En üstte açık bej renkli ve yer yer tabakalanmalı marn-kaliĢ görülmüĢtür ĠBB,
2010.
Kuvars kumlarının devamında, ara düzeyler halinde ve yerel olarak devamlılık göstermeyen kızıl kahve killer, yerel olarak ta mavimsi gri killer izlenir.
Gri, mavimsi gri ve mor renkteki kil ve kumlar muhtemelen Kurtköy
Formasyonundan türemiĢlerdir.
Killerin ve kumların arasında merceksel olarak mor ve beyaz renkli 0,2-5 cm büyüklüğünde, orta yuvarlaklıkta çakıllarda tekne tipi çapraz tabakalanmalı seviyeler
31 izlenir. Bu ünitelerin devamlılığı çok değildir. Birim üstten kızıl kahve killi kumlarla son bulur. Yüzeyde baskın olarak izlenen bu seviye üzerine aĢınmalı olarak çakıllı kumlu ve killi bir seviye gelir. Yamaç molozu akıntısı Ģeklinde görülen bu seviye alttaki daha ince taneli birimleri aĢındırmıĢtır. Bu seviye muhtemelen havza oluĢumundan sonra devam eden tektonik aktiviteyi temsil etmektedir. Bu birimin kalınlığı ve yayılımı tepelere doğru incelen kama Ģeklindedir. Formasyon 30 m’den daha kalın olup, genel geometrisi örtü Ģeklindedir. Formasyon fosil içermemektedir.
OluĢumuna neden olan tektonik aktiviteye, içerdikleri malzeme ve diyajenez derecesine bağlı olarak Pleyistosen yaĢlı olduğu kabul edilmiĢtir (Önalan, 1982, ĠBB,
2010;Chaput,1931).
1.2.12. Alüvyon
Geç Kuvaterner’de (Holosen) mevcut olan çeĢitli akarsu yataklarında depolanmıĢ, gevĢek blok-çakıl-kum-kil’den oluĢmuĢ çökellerdir. Genelde çapraz tabakalı devresel çökeller Ģeklinde olup, kalınlıkları ile kendini oluĢturan malzemesi
çevre kayaçlarına ve akarsuların fiziksel, geometrik özelliklerine bağlıdır (Önalan,
1982).
Ayrıca aktif bir tektonik dönem geçiren ve halen aktif olduğu düĢünülen
Marmara bölgesindeki yükselim ve alçalımlara bağlı olarak deforme olan bölge kayaçları, hızlı bir Ģekilde mekanik ve kimyasal ayrıĢma-taĢınmaya maruz kalmıĢlar ve böylece yamaç molozları oluĢmuĢtur. Yamaç molozlarının oluĢumunda daha çok mekanik ayrıĢma etkili olmuĢtur. Jeolojik olarak aynı fasiyeste oluĢan kuvars ve kil ayrıĢma esnasında farklılaĢır. Kuvarslar yüzey sularıyla iyonlaĢıp taĢınırken, killer immobil olduklarından, ayrıĢtıkları yerde kalırlar veya kısa mesafe mekanik taĢınma
32 ile depolanırlar. Aynı Ģekilde kırıklanmıĢ olan seyl, kumtaĢı ve kireçtaĢı gibi kayaç parçaları eğim yönünde taĢınarak çukur veya az eğimli alanlarda depolanmıĢlardır.
AyrıĢmanın derecesine göre, ayrıĢma ürününün çökelmesi ve taĢınması değiĢik özellik gösterir. Tane boyu ve türü çevre kayaçlarının özelliklerine göre değiĢiklik arz eder.
Ġnceleme alanında baskın olarak izlenen çakıl, kum ve killer kabaca yatay ve düĢeyde boylanma gösterir. Tepelerin üstünde büyüklüğü 50 cm. varan, ortalama 2-
10 cm büyüklüğünde keskin köĢeli kuvarsit-arkoz-Ģeyl-kumtaĢı-kireçtaĢı çakıl ve blokları yer alır. Bu kayaç parçalarının arasında daha ince taneli kızıl kahve renkli kumlu killer bulunur. Tepenin eteklerine doğru tane boyunda küçülme izlenir. Yerel olarak değiĢiklik göstermekle birlikte iyi konsolide olmuĢtur. Bu bölgelerde killi kumlar ve çakıllar daha baskındır. Birimin geometrisi tepeden eteklere doğru kalınlaĢan kama Ģeklindedir. Kaya yüzeyinin röliyefine bağlı olarak çukur alanlarda ve tepenin eteklerinde yayılımı ve kalınlığı daha fazladır. YaĢı ise Kuvaterner-
Günceldir.
1.2.13. Yapay Dolgular
Ġnceleme sahasında genellikle kıyı kuĢağında yapay dolgular dikkat
çekmektedir. Burada daha çok iskele, liman gibi sahalar betonla doldurulmuĢ sahalar olup yapay dolgu alanlarına karĢılık gelmektedir.
1.3. Tektonik: Jeolojik zaman içerisinde meydana gelen tektonik hareketler, kayaçlarda kıvrımlanmaya ve kırılmaya neden olmuĢtur (ġekil 9). Bunun sonucunda değiĢik tipte kıvrımlar ve faylar meydana gelmiĢtir. Saha Paleozoyikten günümüze,
33
Hersiniyen ve Alpin olmak üzere baĢlıca iki büyük orojenezin etkisi altında kalmıĢtır. Paleozoyik yaĢlı istiflerde, birincil deformasyona, Hersiniyen Orojenezi neden olmuĢtur. Ancak bu orojenez sahada çok fazla etkili olmamıĢtır. Paleozoyik yaĢlı istiflerde, Hersiniyen Orojenezi ile çeĢitli tipte kıvrımlar ve faylar oluĢmuĢtur.
Kretase çökeliminden sonra ise Paleozoyik ve Mesozoyik yaĢlı istifler, Alp
Orojenezinin etkisiyle ikinci bir deformasyona uğramıĢlardır(Ketin,1979;1958;1968).
Görüldüğü üzere sahanın temeli Ordovisyen, Silüriyen ve Devoniyenden oluĢmuĢtur. Güncel olarak temel yüzeye çıkmıĢtır. Saha Palezoik orojenez safhaları esnasında kuvvetle disloke olmuĢ, genellikli NW-SE istikametinde uzanan kıvrımlara uğramıĢ, fakat aradan geçen milyonlarca sene boyunca bu kıvrımlar aĢınarak aĢınım yzüeylerine dönüĢmüĢtür.
Bugünkü topografyası yapıdan ziyade litolojik karakterlere bağlı olan bu aĢınım yüzeyi üzerinde baĢlıca kabartıyı dirençli kuvarsitlerden müteĢekkil tepeler ve meydana getirir. Paleozoik temel daha sonraki devirlerde de faylanmalara ve dislokasyonlara maruz kalmıĢtır.
Bu kabuk hareketleri neticesinde aĢınım yüzeyi meyillenerek orijinal görünümünü kaybetmiĢtir.
Neojen kum, kil ve çakıllarının bir örtü halinde temelin eski topografya yüzeyinin çukur kısımlarını maskelemiĢtir. Bütün bu genç örtü tabakaları birçok yerde oluĢumlarından sonra meydana gelen aĢınmalarla ortadan kaldırılmıĢlar, küçük parçalara dönüĢmüĢler ve bu gibi sahalarda temelin yüzeyi fosil bir topografya olarak meydana çıkmıĢtır.
Ġstanbul ve çevresinde görülen paleyozoyik yaĢlı kayaçlar oluĢumundan sonra
çeĢitli dönemler tektonik deformasyonlara uğramıĢtır. Tektonik açıdan; 1. zaman
34 içinde, Devoniyen’e kadar süren bir tortullaĢma ve ardından Permo-Karbon’da
Hersiniyen Orojenezine maruz kalmıĢtır. Ardından uzun süren bir kara safhası yaĢanmıĢtır. Daha sonra da Alp Orojenezi etkisini göstermiĢtir. Marmara denizinin açılımına bağlı olarak inceleme alanı ve çevresinde kuzey-güney yönlü kompres baĢlamıĢtır. Halen güncel olan bu tektonik rejim küçük havzaları ve depresyonları oluĢturmuĢtur.
Ġnceleme alanındaki kayaçlar birçok jeolojik devirde tektonik etkilere maruz kalmıĢtır. Özellikle Paleyozoyik yaĢlı kayaçlar aĢırı derecede tektonik etkilere maruz kalmıĢtır. Bazen deformasyonlar stilolit ve kataklastik doku oluĢumuna neden olacak kadar ileri derecededir. Birçok yerde formasyonların birbirleriyle olan dokanakları faylıdır.
Özellikle Ģeyl ve ince tabakalı kireçtaĢlarında çok aĢırı kıvrımlı yapılar izlenir. KumtaĢı, kuvarsit ve arkoz gibi kayaçlarda fay ve kırıklarla bloklanarak hareket etmiĢlerdir.
Arkoz ve kuvarsitlerde genellikle kuvars çatlak dolgusu izlenir.
KireçtaĢlarında kalsit ve kil dolgular gözlenir. KumtaĢı ve Ģeyllerde killi ve karbonatlı dolgular daha yaygın olarak görülür.
Paleoyozikte yaygın olarak görülen sokulum kayaçları da genellikle büyük
çatlak ve fay zonlarına paralel olarak geliĢmiĢlerdir. Bu durum süreksizlikler boyunca hidrotermal alterasyonun etkili olduğunu göstermektedir.
Kurtköy formasyonunun çakıltaĢı olan kesimleri tabakalanma izlenemeyecek kadar deformasyona uğramıĢtır. Bu zonun masif bir görünümü vardır. Kurtköy formasyonunun çamurtaĢı seviyeleri ince orta tabakanmalı olup, çok belirgin bir
35 tabakalanma hakimdir. Tabakaların konumu tektonik nedeniyle belirgin bir yönelim göstermemektedir.
Aydos formasyonu hemen hemen her yerde Kurtköy formasyonu ile uyumlu bulunur. Ġnce orta tabakalanmalı olup, tabakaların konumu Kurtköy formasyonu ile aynıdır.
Kartal formasyonu genel olarak ince-orta tabakalanmalı olup, aĢırı kıvrımlı ve kırıklı bir yapı izlenir. Tabakalanmalarında belirgin bir yönelim yoktur. Dolayoba formasyonu çoğu yerde iri bloklu ve masif bir görünümdedir. Yerel olarak ince ve orta tabakalanma izlenir. Tabakalanmalarında belirgin bir yönelim yoktur. Tuzla formasyonu ince ve orta tabakalanmalıdır. Muntazam bir tabakalanma sunar.
Tabakalanmaları tektonik etkilerden dolayı çok aĢırı kıvrımlı ve kırklı bir yapı gösterir ve belirgin bir yönelimi yoktur. Sultanbeyli formasyonunda yerel olarak tekne tipi çapraz tabakalanma izlenir. Çoğu yerde tabakalanması görülemeyecek durumdadır. Çapraz tabakaların üzerinde görülen düzlemsel ince kil tabakaları yataya yakın eğimdedir (ĠBB, 2010; Ak, 2010).
Büyükada'nın güneybatı kesiminde Ordovisyen, Silüriyen ve Devoniyen yaĢlı
çökel kayaları içerisinde oluĢmuĢ çok sayıda faylar gözlenmiĢtir. Bu değiĢik
büyüklükte ve yönde gözlenen fayların çoğunluğu eğim atımlı normal faylardır.
Daha önceleri Büyük adada araĢtırma yapan bazı yerbilimciler bu adanın güneybatı
kesiminde bir bindirme durumundan bahsetmiĢlerdir. Fakat Önalanın gözlemlerine
göre böyle bir bindirmeyi belirten sağlam veriler arazide mevcut değildir ve burada
olsa olsa bir ters faylanma söz konusudur.
Büyük adanın kuzeybatı ve kuzey tarafları ile Heybeli ve Burgaz adasında da
bazı faylar saptanmıĢtır. Bu fayların pek çoğu düĢey veya düĢeye yakın eğimli
36 normal faylardır. Adalardaki faylardan bazıları Sedefadası kuzeyindeki fay ile
Büyükada güney batısındaki bazı faylarda görüldüğü gibi gerek stratigrafik dizilim olarak ve gerekse de fayı karakterize eden diğer özellikleri ile gayet belirgin ve kesin faylardır. Diğer bazı faylarda fay zonu kesin olarak belirgin olmadığı için örtülü ve muhtemel olarak değerlendirilmiĢ, fakat stratigrafik istiflenme bu fayları belirlemiĢtir (Önalan, 1982).
37
2. JEOMORFOLOJĠK ÖZELLĠKLER
Belirtildiği üzere Ġstanbul Adaları Kocaeli yarımadasına karĢılık gelen bir karanın parçası durumundadır. Ġstanbul Adaları derinliği 100 metreyi geçmeyen ve güneydoğuya doğru hafifçe eğimli bir Ģelf sahası üzerinde yer almaktadır. Bu Ģelfin büyük bir kısmını, 50 metre izobatına kadar olan saha iĢgal eder kî adaların en
önemlileri bu platform üzerinde bulunur. Bu platform binde 7 eğime sahiptir ve
Kocaeli yarımadasında Bostancı Ġdeal tepe arasındaki alçak sahanın deniz altındaki devamını teĢkil eder.
Bu sahanın büyük kısmı Paleozoyik bir temel arazi üzerinde bulunur(Bringman,1976). Bu temelin içinde Ordovisiyen, Siluriyen ve Devoniyene ait
çeĢitli formasyonlar yer alır. Bunlardan Ordovisiyen ve Siluriyeni temsil eden arkoz, kuvarsit, Ģist ve greler Çamlıca Tepeleri, KayıĢdağı, Yakacık, Gebze ve Hereke
çevrelerinde olduğu gibi Ġstanbul Adalarında’da çevresine göre nispeten yüksek ve arızalı bir rölyef teĢkil eder(Gerrard,1988). Bu bakımdan Ġstanbul Adalarının morfolojik Ģekillenmesinde ve geliĢiminde litolojik yapının rolü büyüktür.
Bunun yanı sıra hala aktif olan tektonik hareketlerin Ģekillenmede büyük rol oynadığı da tartıĢmasızdır. Trakya-Kocaeli platosunun bir uzantısını teĢkil eden ve güneydoğuya doğru hafifçe eğimli olan kıta platformu üzerinde bulunan Ġstanbul
Adaları esas olarak arkoz, kuvarsit, kumtaĢi kiltaĢı ve volkanitlerden müteĢekkildir.
Bu kayaçlar belirtildiği gibi genellikle Ordovisiyen ve Silüriyen yaĢındadırlar ve dolayısıyla kısmen Kaledoniyen olmak üzere Hersinyen ve Alp orojenezlerinden etkilenmiĢlerdir. Bu bakımdan birçok kere yaĢanan döngüler, her seferinde son bulan ve yeni baĢlayan aĢınım döngüleri polisiklik bir topografyanın oluĢmasına neden olmuĢtur(Ardos,1971). Son dönemde tektonik olarak meydana gelen kabuk hareketleri
38 genellikle bu çevrede çökme Ģeklinde cereyan etmiĢtir (
Ardel,1968;1971;Ardos,1979;1996).
Bunun yanı sıra deniz seviyesindeki değiĢimler de Ģekillenmede rol oynamıĢtır.
Bu seviye değiĢimleri Pozitif öztatizm Ģeklinde meydana gelmiĢtir(Erinç,1954). Pozitif
östatik hareketlerin en sonuncusu olan ve flandriyen transgresyonu olarak isimlendirilen deniz seviyesi değiĢmesi bugün, hemen bütün Dünya kıyılarında kıyı
çizgisini Ģekillendirdiği gibi Ġstanbul Adalarının kıyılarını da
ĢekillendirmiĢtir(Ballard,2000;Burbank ve Anderson,2001).
Bu hareket sonucu denizlerin karaları kenarlarından istila etmeleriyle boğulmuĢ kıyılar meydana gelmiĢtir. Bu Ģekillenmede kıyıların jeomorfolojik ve litolojik özelliklerinin de rolü olduğunu unutmamak gerekir. Ġstanbul Adalarına ait kıyılar, büyük oranda sonradan kıyı haline geçen kısmının jeomorfolojik
özelliklerine bağlı olarak da ĢekillenmiĢtir(Atalay,1987). Bu hususta kıyı haline geçen bölgelerdeki, kıvrım eksenlerinin veya fay düzlemlerinin kıyıya paralel veya dikey olması gibi tektonik özellikler de rol oynamıĢtır.
Adaların kıyılarının jeomorfolojik ezellikleri, büyük ölçüde denizaltı
topografyası ile de ilgilidir. Adaların güneyinde izobatlar sıkıĢık olarak bulunur. Bu
durum adaların bu kısımdaki yamaçlarının deniz altında da dik bir Ģekilde devam
ettiğini göstermektedir. Kuzey ve kuzeydoğu kıyılardaki izobatların seyrek olması
ise, bu kısmın daha sığ olduğunu göstermektedir. Bu durum kıyıların daha az dik
olmasına da neden olmuĢtur.
Adaların doğu kesiminde derinlik ancak 10-15 metre kadardır. Kuzey
kıyılarda izobatlar doğu kesime göre daha sıktır. Bu durum bu kısımda denizaltı
topografyasının meyilli ve derin olduğunu göstermektedir. Bu kısımda derinlik 30
39
metreye kadar iner. Batı kıyılarda derinlik, kuzey: ve doğu kesimlerden daha
fazladır. Bu hâl yine adanın bu kısımlarının kara topografyasının dik ve yüksek
olması ile ilgilidir. Güney kıyıların denizaltı topografyası diğer kıyılarda olduğu gibi
kara topografyası ile uyumludur. Bu kısımda izobatlar çok sıkıĢmıĢtır ve burası
belirtildiği gibi diğer kıyılara oranla çok daha derindir. Derinlik 50 metreyi
bulmaktadır. Adanın bu kısımlarındaki kıyıların yüksek ve dik olması yapıya bağlı
olmasının yanında, denizaltı topografyasının eğimine bağlı olarak bugünkü
durumunu almıĢtır. Adaların güney kıyılarındaki izobatlar batıya doğru gittikçe
açılır.
Diğer bir süreçte ise dalga aĢındırma ve biriktirmesinin etkin bir faktör olduğunu görmekteyiz. Bu bakımdan iklime bağlı bir aĢındırma ve biriktirme sahanın flüvyal bir morfojenetik bölge olduğunu ve hatta en etkin tek kuvvet olduğunu bu bakımdan monojenik bir topografyanın söz konusu olduğunu da belirtebiliriz.
Tamamen fluviyal morfojenetik bölge içerisinde yer alan Ġstanbul Adalarında kıyıların dıĢında her ne kadar önemli bir akarsu mevcut olmasa da akarsu topografyasına ait Ģekiller de görülür. AĢındırma Ģekilleri genel olarak sel yarıntıları ve bunlar arasındaki sırtlardan ibarettir. Yamaçların iĢlenmesi için gerekli çözülme
ürünleri, iklim ve kaya tabiatına bağlı olarak değiĢik Ģekillerde oluĢur. Bu konuda statik vetirelerle kimyasal ayrıĢım etkili olur. Kimyasal ayrıĢım bütün yıl devam eder ve bunda; humus asidinin rolü büyüktür. Maki karakteri arz eden bitki topluluğunun kökleri çatlaklarla fazla parçalanmıĢ olan temelin derinliklerine inebilmekte ve böylece fiziksel parçalanmaya da neden olmaktadır.
Ġstanbul adalarında bu faktörlerin kontrolünde meydana gelen jeomorfolojik yapının genel görüntüsünü tepeler ve bunları çevreleyen kıyı oluĢturmaktadır (Ek 1).
40
Fakat ayrıntıda ise her bir ada farklı eğim, yükselti ve bakı değerleri ile birlikte farklı elemanter yerĢekillerine sahip bulunur. Bu bakımdan her ada ayrı ayrı olarak ele alınmıĢ ve jeomorfolojik özellikleri bu Ģekilde ortaya konulmuĢtur.
2.1 Kınalıada:
Ġstanbul Adalarının en kuzeydoğuda yer alanı Kınalıada’dır (Foto 3; ġekil
11f).
Foto 3. Önde Kınalı arkada ise Sivri ve Yassı Adalar görülmektedir.
Kınalı Ada 5,55 km çevre uzunluğuna ve 1,42 Km² yüzölçümüne sahip bulunur ve 1/25000 ölçekli G22 a1 numaralı topografya paftası üzerinde yer alır
(ġekil 11e).
Taban kademesinde 0 metreden baĢlayan yükselti, merkezde en yüksek değer olan Çınar Tepe’de 115 metreye ulaĢır (ġekil 11d, Foto 4). Bu bakımdan yükselti amplütüdü 115 metredir. Bu zirvenin yanı sıra birisi TaĢocağı tepe 114 metre, diğeri ise 92 metre olan (Gökçe veya Manastır Tepe) iki büyük yükseltisi daha bulunmaktadır (ġekil 11a).
41
a. Yükselti Seviyeleri b. Eğim Haritası c. Bakı Haritası Haritası
d. Topografya Haritası e. Topografya Paftası f. Konum Haritası
ġekil 11. Kınalıada Haritaları
42
Foto 4. Kınalı Adanın en yüksek noktası Çınar Tepe
Ortalama yükselti seviyesi 43 metre olan Kınalıada’da alan bakımından yarıdan fazlası da yine 50 metreden aĢağıdadır (ġekil 12).
ġekil 12. Kınalı Ada’nın Hipsografik Diyagramı 43
100 metreden yüksekte ise tüm sahanın ancak % 4,23 ü yer almaktadır
(Tablo 2).
Tablo 2. Kınalı Ada’nın yükselti kademelerinin dağılıĢı
Y. kademesi (m) Kapladığı alan (%) Kapladığı alan (km²)
0-9 21,13 0,3 9--21 12,68 0,18 21-33 10,56 0,15 33-45 9,86 0,14 45-56 9,86 0,14 56-67 9,15 0,13 67-77 9,15 0,13 77-88 7,04 0,1 88-100 6,34 0,09 100-115 4,23 0,06
Gerek tektonik nedenlerle, gerekse aĢınma ve parçalanma sonucunda sahada, eğim değerlerinin birbirinden farklı olduğu alanlar meydana gelmiĢtir (ġekil 11b).
Minimum 0°, maksimum 74,6 ° arasında değiĢen eğim değerlerinin inceleme sahasındaki ortalama değeri ise 14° dir (ġekil 11b, Tablo 3).
Tablo 3. Kınalı Ada’da Eğim Sınıflarının DağılıĢı
Eğim Değerleri Kapladığı Alan (°) (Km² ) (%) 0-3 0,18 12,68 3-6 0,05 3,52 6-10 0,17 11,97 10-15 0,47 33,10 15-20 0,32 22,54 20-30 0,15 10,56 30-74,6 0,08 5,63
44
Toplam alanın % 55 den fazlası 15º den daha düĢük eğim değerlerine sahip bulunur (ġekil 13). Yine dağılıĢ bakımından 10-15 dereceler arası en fazla alana sahip olduğu görülmektedir. Eğim değerleri güneyde büyük değerlere ulaĢırken batıda en düĢük derecede bulunur.
ġekil 13. Kınalı Ada’da Eğim Sınıflarının DağılıĢı
Ġnceleme sahasında bakının Doğu yönünde yoğunlaĢmakla birlikte, tüm yönlere dağıldığı görülmektedir (ġekil 11c, ġekil 14).
ġekil 14. Kınalı Ada’da Bakı Sınıflarının DağılıĢı
45
En büyük yayılıĢ alanına sahip bakı yönü doğudur. Tüm alanın % 23,24’ü
(0,33 km²) bu yöne bakmaktadır (Tablo 4 ).
Tablo 4. Ġnceleme Sahasında Bakı Sınıflarının DağılıĢı
Yönler Kapladığı Alan
(Km² ) (%)
Yatay 0,09 6,34 K 0,2 14,08 KD 0,16 11,27 D 0,33 23,24 GD 0,09 6,34 G 0,15 10,56 GB 0,19 13,38 B 0,12 8,45 KB 0,09 6,34
Kınalı Ada’nın morfolojisi tepelik kısım ve kıyı morfolojisi olmak üzere ele alınabilir.
Tepelik kısım 3 önemli yükseltinin mevcut olduğu zirve ile onu çevreleyen eğimli yamaçlardan oluĢmaktadır (Foto 5).
Foto 5. Kınalı Ada ve üzerindeki zirveler (Foto 538 metre seviyesindeki KayıĢdağı Zirvesinden)
46
Kuzeyden bakılınca 3 zirvesi ile dikkat çeken Kınalı Ada batıdan ve doğudan bakıldığında ise 2 zirvesi ile görülmektedir (Foto 6, Foto 7).
Foto 6. Kınalı Ada’nın Batıdan GörünüĢü
Foto 7. Kınalı Ada’nın Doğudan GörünüĢü
47
Bu zirvelerin üzerleri düzlük halinde olup bu düzlükler muhtemelen Üst
Pliyosen aĢınım yüzeyleridir. Çınar Tepe, TaĢocağı Tepe ve Gökçe Tepe bu yükseltiler olup, söz konusu zirveler Aydos formasyonundan müteĢekkildir. Bunun
çevresi ise yükseklerde Kurtköy alçak sahalarda ise Sultanbeyli formasyonları ile
çevrelenmiĢtir (ġekil 7,8,9,10,11).
Tepelik kütleler ifade edildiği gibi Aydos formasyonu olarak isimlendirilen inceleme alanının direnç bakımından çok yüksek dirençli, en sert ve sağlam kayaç grubu olarak kuvarsit ve kuvars arenitlerden oluĢmaktadır. Bu formasyon Ġnce-orta tabakalanmalıdır. Yerel olarak, özellikle Kurtköy formasyonuna geçiĢli olduğu yerlerde kalın tabakalanma da izlenir. Rengi beyaz ve bej tonlarındadır. Sertliği çok yüksektir(EMA,2000a;2000b). AĢınması zor olduğundan genellikle tepelerin üst kısımlarında ve yüksek eğimli alanlarda bulunur. Üzerinde toprak oluĢumu çok zayıftır. Bu nedenle toprak tabakası çok incedir.
Zemin direnci çok yüksek olan bu dirençli saha muhtemelen Pleyistosen dönemine kadar tamamen Sultanbeyli formasyonu olarak isimlendirilen çakıl, kum, kil ve karbonatlardan oluĢan zemin direnci zayıf olan birim ile çevrili idi. Ancak sonraki dönemde aĢınmaya bağlı olarak iyice tesviye edilmiĢ ve bu gün ancak dağlık kütlenin kuzeyinde kalmıĢtır.
Sultanbeyli Formasyonu çakıl, kum, kil ve karbonattan yapılmıĢ olup, az-orta konsolide bir formasyondur. Kalınlığı çok değiĢken olmakla beraber sondajlardan elde edilen görünür maksimum kalınlığı 25 m’ nin üzerindedir. Tektonik aktivite ile oluĢmaya baĢladığından, kalınlığı gibi litolojisi de yerel olarak değiĢiklikler gösterir.
Sultanbeyli formasyonu yüzeyde tamamen ayrık, bazen toprak Ģeklindedir. Birkaç metre derinlikten sonra giderek sertliği artmaktadır. Tekne tipi çapraz tabakalanma
48 izlenir. Bu tabakalar genellikle aĢınmalı olarak devresel devam eder. Formasyonun rengi, kumların baskın olduğu yerlerdeki rengi koyu kahve-gri, karbonatın baskın olduğu yerlerde ise kirli beyaz, açık kahve renk tonlarındadır. Tabaka içinde tane boylanması izlenir.
Kurtköy ve Aydos formasyonları görüldüğü üzere Kınalı Ada’da geniĢ yüzeylenme gösterir. AyrıĢmamıĢ kısımlarında çok sert kaya özelliğindedir.
Özellikle kuvars çakıllı kesimleri çok sağlamdır. Sondaj verilerinde ayrıĢmamıĢ sağlam kısımlarda RQD değeri % 50-100 arasındadır. Tek eksenli basınç dirençleri
200-2000 kg/cm2 arasındadır (Ġbb, 2009). Bu değerler nedeniyle yüksek dirençli kayaç grubu olarak değerlendirilmektedir.
Ayrıca taraçaların üzerlerinden itibaren eğim kırıklığı ile devam eden bu tepelik sahalarda yer yer kütle hareketleri söz konu olmuĢtur. Bunun en belirgin halini Kınalı
Ada’nın batısında görmekteyiz (Foto 8, Foto 9). Burası Sultanbeyli ile Aydos formasyonlarının kontak sınırı olup belirgin litolojik farklılık söz konusudur.
Foto 8. Kınalı Ada’nın batısında Heyelan Yarası
49
Foto 9. Kınalı Ada’nın Batısındaki Heyelan Sahası
Bundan baĢka Adanın doğusunda ise eğimli dik yamaçlar üzerinde akmalar dikkat çeker (Foto 10).
Foto 10. Kınalı Ada’nın Doğusundaki Akma Sahası
Kınalı adanın kıyıları genellikle yüksek kıyılar Ģeklindedir (Foto 11). Bu yüksek kıyıların önünde ise dar Ģeritler halinde çakıllı plajlar mevcuttur (Foto12, Foto
13
50
Foto 11. Kınalı Ada’nın Doğusundaki Yüksek Kıyılar
Foto 12. Kınalı Ada’da Plajlı Kıyı
Foto 13. Kınalı Ada’da Çakıllı Plajlı Kıyı
51
Alçak kıyılara küçük vadi ağızlarında alüvyal birikintiler önünde rastlanır.
Yüksek kıyıları oluĢturan falezlerin yükseltisi 70-80 m ye ulaĢır. Aktif olan falezlerin
önünde abrazyon platformları görülür (Foto 14).
Foto 14. Kınalı Ada’nın Batsısındaki Falezli Kıyı ve Önündeki Abrazyon Platformu
Yüksek kıyıların olduğu falezlerde dalgaların aĢındırmasına bağlı olarak gerilemeler dikkat çeker. Buralarda ise belirtildiği gibi abrazyon platformları geliĢme göstermiĢtir. Bu platformların geniĢ olan kısımlarında dalgalar falezlere kadar ulaĢamamakta böylece ölü falezlerin oluĢmasına imkân tanımaktadır. Kınalı Adanın doğusu buna örnek teĢkil eder. Falezlerin önünde dar bir kıyı boyunca plajlar da mevcuttur. Adanın kuzeyi bu Ģekildedir. BaĢlıca plajlar olarak Ayazma, Halk ve
Kınalıada plajları belirtilebilir.
Dik kıyıların gerisinde 30-40 m yükseklikte denize doğru hafif eğimli düzlükler göze çarpar (Foto 15, Foto 16).
52
Foto 15. Kınalı Ada’nın Batsısındaki Taraça Seviyesi
Foto 16. Kınalı Ada’nın Doğusundaki Taraça Seviyesi
Bu düzlüklerin Tuzla civarındaki fosilli deniz taraçaları ile aynı seviyelerde olmaları bunların denizel taraça düzlükleri olduğunu göstermektedir (Yalçınlar,
1959;1947a;1947b;1949). Kınalı Ada’nın kuzey, kuzeybatı, güneybatı kıyılarında dikkati çeken, yamaçlardan hafif eğim kırıklıkları ile geçilen bu taraçalar yer yer sel yarıntıları ile parçalanmıĢ, falezlerin geliĢimi ile gerilemiĢtir.
Ayrıca kıyı yer yer beĢeri etkilere maruz kalmıĢ ve düzenlenmiĢ olarak bulunur
(Foto 17).
53
Foto 17. Kınalı Ada’da BeĢeri Müdahale ile DüzenlenmiĢ Kıyı
Bunun dıĢında beĢeri müdahale olarak Kınalı Adanın güneyindeki hafriyat
çalıĢmalarını, bunun soncunda ortaya çıkan kütle hareketlerini de belirtebiliriz (Foto
18).
Foto 18 . Kınalı Ada’nın Güneyinden Bir Görüntü
54
2.2 Burgazada:
Kınalıada ile Heybeliada arasında yer alan ve Ġstanbul Adaları’nın büyüklük olarak üçüncüsü olan Burgazada iç sıra adaların Kınalıada’dan sonra bu bakımdan ikincisini teĢkil eder (ġekil 15f, Foto 19).
Foto 19. Burgaz Ada ve Önünde KaĢık Adası
Eni ve boyu yaklaĢık 2 kilometreyi bulan kabaca dört köĢe bir görünümde olan Burgazada 6,02 km çevre uzunluğuna ve 1,56 Km² yüzölçümüne sahiptir.
Burgazada’nın büyük kısmı 1/25000 ölçekli G22 a1 diğer küçük kısmı iĢse G22 a4 topografya paftaları üzerinde kalır (ġekil 15e).
55 a. Yükselti Seviyeleri Haritası b. Eğim Haritası c. Bakı Haritası
d. Topografya Haritası e. Topografya Paftası f. Konum Haritası
ġekil 15. Burgazada Haritaları
56
Deniz seviyesinden baĢlayan yükselti değerleri Hristos Manastırının olduğu noktaya karĢılık gelen Burgaz (Bayrak) tepede 162 metreye kadar ulaĢır (ġekil 15 d, e, Foto 20). Dolayısıyla yükselti amplütüdü 162 metredir. Bu zirvenin yanı sıra 52 metre yükselti seviyesinde bulunan bir zirvesi daha bulunmaktadır.
Foto 20. Burgaz Ada’nın En Yüksek Zirvesi
Ortalama yükselti seviyesi 57,01 metre olan Burgazada’da alan bakımından yarıdan fazlası da yine 50 metreden aĢağıdadır (ġekil 16). 100 metreden yüksekte ise tüm sahanın ancak % 4,23 ü yer almaktadır (Tablo 5 ).
ġekil 16. Burgaz Ada’nın Hipsografik Diyagramı
57
Tablo 5 . Burgaz Ada’ da yükselti kademelerinin dağılıĢı
Y. kademesi (m) Kapladığı alan (%) Kapladığı alan (km²) 0-17 21,79 0,34 17-35 16,67 0,26 35-53 14,74 0,23 53-71 12,18 0,19 71-88 10,26 0,16 88-106 7,69 0,12 106-124 5,77 0,09 124-142 5,13 0,08 142-162 5,77 0,09
Gerek tektonik nedenlerle, gerekse aĢınma ve parçalanma sonucunda sahada, eğim değerlerinin birbirinden farklı olduğu alanlar meydana gelmiĢtir (ġekil 15b).
Minimum 0°, maksimum 74,6° arasında değiĢen eğim değerlerinin inceleme sahasındaki ortalama değeri ise 16,9° dir (ġekil 15b, Tablo 6).
Tablo 6. Burgaz Ada’da Eğim Sınıflarının DağılıĢı
Eğim Değerleri Kapladığı Alan (°) (Km² ) (%) 0-3 0,15 9,62 3.-6 0,05 3,21 6.-10 0,16 10,26 10.-15 0,31 19,87 15-20 0,41 26,28 20-30 0,34 21,79 30-74,6 0,14 8,97
58
Toplam alanın % 70 i 20º den daha düĢük eğim değerlerine sahip bulunur
(Tablo 6 ). Yine dağılıĢ bakımından 15-20 dereceler arası en fazla alana sahip olduğu görülmektedir (ġekil 17). Eğim değerleri adanın güney kıyılarında en yüksek değerlere ulaĢmaktadır. Buna karĢın eğim adanın doğu kıyılarında ise en düĢük değerlerdedir.
ġekil 17. Burgaz Ada’da Eğim Sınıflarının DağılıĢı
Ġnceleme sahasında bakının hemen hemen tüm yönlere yaklaĢık değerlerle dağılmıĢ olmasının yanı sıra Kuzeybatı ve Doğu yönlerinde biraz daha yoğunlaĢtığı görülmektedir (ġekil 11c, ġekil 18).
59
ġekil 18. Burgaz Ada’da Bakı Sınıflarının DağılıĢı
En düĢük yayılıĢ alanına sahip bakı yönü ise Güneydir. Tüm alanın % 5,13’ü
(0,08 km²) bu yöne bakmaktadır (Tablo 7).
Tablo 7 . Burgaz Ada’da Bakı Sınıflarının DağılıĢı
Yönler Kapladığı Alan (Km² ) (%) Yatay 0,15 9,62 K 0,22 14,10 KD 0,18 11,54 D 0,23 14,74 GD 0,21 13,46 G 0,08 5,13 GB 0,11 7,05 B 0,15 9,62 KB 0,23 14,74
Burgazada’nın jeomorfolojisinin ana manzarasını tepelik sahalar ile onu
çevreleyen kıyılar oluĢturmaktadır.
60
Ġnceleme sahası rölyefinin yaklaĢık 3/4 ü tepelik sahalar baĢlığı altında toplanabilir (Foto 21, Foto 22).
Foto 21. Burgaz Ada Morfolojisinin Kuzeyden GörünüĢü
Foto 22. Önde YerleĢmeler Arkada ise Yangın Sonrası Ağaçların Zarar Gördüğü Eğimli
Yamaç
Adanın en yüksek yerlerine karĢılık gelen tepelik alan rölyefini sınırlandırmada kıyı ile var olan eğim kırıklığı ayırım çizgisi olmak üzere dikkate alınmıĢtır.
61
Yüksek ve eğimli bu kütle ayrıntıda birimler arasında var olan direnç ve
çözülme farkından dolayı farklı aĢınmaya bağlı olarak, tepeler, yüksek ve eğimli sırtlar, yamaçlar ile bu dağlık kütlenin içinde yer alan vadiler ile çeĢitlilik göstermektedir.
Ġnceleme sahasının yüksek rölyefi genel olarak Ordovisyen yaĢlı dirençli az metamorfik kuvarsitten müteĢekkil Aydos formasyonu ve Heybeliada asit volkanitinden oluĢmaktadır. Belirtildiği gibi bu kütleler direnç bakımından çok yüksek dirençli, en sert ve sağlam kayaç grubu olarak kuvarsit, kuvars arenit ve volkanitlerden oluĢmaktadır. Kayacın sertliği çok yüksektir. AĢınması zor olduğundan genellikle tepelerin üst kısımlarında ve yüksek eğimli alanlarda bulunur.
Üzerinde toprak oluĢumu çok zayıftır. Bu nedenle toprak tabakası çok incedir.
Alterasyon daha çok kimyasal ayrıĢma Ģeklindedir. Kuvars taneleri arasında bulunan kil, iyonlaĢıp taĢınan kuvarslardan geriye bakiye olarak kalır. Koyu kızıl kahverenkli olan bu bakiye genellikle çok ince olup, içinde fazla kaya parçası içermez. AyrıĢma ile sağlam kaya arası çok keskindir ve derecelenme görülmez.
Ġnceleme sahasında, aĢınmaya nispeten dirençli olan kayaçlar monadnok halinde kalmıĢtır. Bu görünümü ile sırt ve tepelerden oluĢan bu tepelik sahada düzlüklere pek rastlanmamaktadır. Ayrıca burada drenaj, fazla geliĢmemiĢtir.
Belirtilen yükseltinin oluĢumunda her ne kadar aĢındırma etmen ve süreçleri etkili olmuĢsa da temel rol iç etmen ve süreçlere aittir. Bu bakımdan söz konusu zirve üzerindeki düzlükler Üst-Miyosen aĢınım yüzeyinin parçalanmasıyla oluĢmuĢlardır. Mevcut yüksek zirvelerden geçen bu yüzeyin parçaları Kocaeli yarımadasında 200-300 m. seviyelerinden geçmektedir. Ancak, inceleme sahasında
62 meydana gelen çökmeler nedeniyle bu yüzey 150 metre seviyelerine kadar inmiĢ bulunmaktadır. Bu durum aktif ve yerel tektoniğin bir delili olarak belirtilebilir.
Bilindiği gibi Alpin tektonik hareketler etkinliğini Eosen'den itibaren giderek yavaĢlatmıĢ yer yer iyice zayıflamıĢtır. Bu durağan devrelerinde ise, peneplenleĢmelerin olması veya aĢınım yüzeylerinin geliĢmesi ihtimal dâhilindedir.
Dolayısıyla Üst-Miosen yüzeyi, sahayı etkileyen Alpin hareketlerin Tersiyer baĢlarından itibaren giderek etkinliğini azaltması ve Eosenden itibaren ise sükûn bulması ile geliĢme göstermiĢtir.
Miyosende oluĢumunu sürdüren yüzey, Pliosen öncesi dönemde sahada etkin- lik kazanan tektonik hareketlerle deformasyona uğramıĢtır. Bu deformasyon düzenlilik göstermeyip, daha çok yerel olarak kubbeleĢme halinde meydana gelmiĢtir.
Tepelik saha inceleme sahasının hemen hemen merkezinde iki farklı ünite halinde yer alır. Bu ünitelerden birincisi ve büyük olanı güneyde, daha küçük olan diğeri ise kuzeybatıda bulunur.
Belirtildiği gibi 45 m civarındaki bir boyun noktası ile ayrılan ve iki tepeden oluĢan adanın en yüksek noktasını 164 metredeki Bayrak Tepe meydana getirir. Bu noktaya uzaktan bakılınca denize doğru alçalan basık bir koni görünümü dikkat çeker ve burada adanın güney ve güneybatı yamaçları çok dik olarak dikkat çeker. Adanın en yüksek sahasını teĢkil eden bu zirvenin tepesi küçük bir düzlük halindedir.
Söz konusu tepenin yükselti değerleri çok büyük olmamakla birlikte dik eğimli yamaçlara sahip olduklarından çoğu kere bir dağ görünümü izlenimi verir.
Etek üzerinde eğimler azalmakta ve yarılma artmaktadır.
63
Ayrıca 162 metre seviyesindeki zirvenin en yüksek noktası belirgin bir zirveye sahip olmakla birlikte, küçük bir düzlük görünümündedir. Bu düzlük bir aĢınım yüzeyi olup muhtemelen inceleme sahasının en eski aĢınım yüzeyi olan Üst- miyosen aĢınım yüzeyine karĢılık gelmektedir. Dolayısıyla bu düzlüğün bugünkü görünümünde aĢınımın payı inkâr edilemez (Eser, 1978).
Yükseklerden eteklere geçiĢ yer yer dik ve eğimli yer yer de dıĢ bükey yamaçları takiben olmaktadır. Bu yamaçlarda bulunan vejetasyon 6 Ekim 20032 tarihinde bir yangına maruz kalmıĢ ve büyük zarar görmüĢtür.
Foto 23. 6 Ekim 2003 Tarihli Yangın Sahası (www.istanbulkent.net).
Bunların dıĢında, kuzeybatıda ise daha düĢük seviyedeki ikinci tepe yer alır.
Diğer tepe daha alçak bir seviyede olup adanın kuzeyindeki 52 metre seviyesindeki yükseltidir. Bu yükseltinin üzerindeki düzlük ise muhtemelen Üst Pliyosen dönemine aittir (Eser, 1978).
Doğuda Heybeliada’ya doğru uzanan bir burun ve bunun ucunda bir fener vardır. Plajın güneyinde Mezarlık Burnu yer almaktadır. Bu burundaki kaya
64 dönüldüğünde adanın güney kıyılarına gelinir. Burası, Bayrak Tepesi’nin bulunduğu sarp mevkidir. Kıyıdan duvar gibi yükselen bu tepenin üzerinde Hristos Manastırı bulunur. Aynı yönde kıyıdan devam edilince Kalpazankaya’ya gelinir.
Kalpazankaya’nın hemen yanında bulunan küçük koy, Burgaz’ın gezinti yerlerinden biridir. Kalpazankaya’nın güneyinde falezler önünde çakıllı bir plaja sahip bulunan
Marta Koyu (Foto 24, Foto 25) yer alır.
Foto 24. Marta Koyu (Güneyden BakıĢ) (www.mytatil.com)
Foto 25. Marta Koyu (Kuzeyden BakıĢ)
65
Genel olarak adanın güney ve güneybatı yamaçları çok dik, kuzey ve kuzeybatı yamaçları ise daha az eğimlidir. Adanın batı yamaçları da oldukça diktir ve birçok küçük sel yataklarıyla yarılmıĢtır (Foto 26).
Foto 26. Burgaz Ada Kıyılarındaki Sel Yarıntıları
Güney yamaçlar tamamen dalgaların eseri olan yüksek ve falezlerden ibarettir. Ancak bunlar yer yer dik meyilli sel yarıntılarıyla parçalanmıĢtır. Yamaçları
Ģekillendiren sel yarıntılarının en önemlileri adanın doğu yamacında yer alan ve kuzey doğuya doğru uzanan iki sel yarıntısıdır. Bunlar eğimin azaldığı kısımlarda alüvyal birikintileri meydana getirirler.
Ada kıyılarına ait rölyef Ģekilleri daha fazla çeĢitlilik arz eder. Burada kıyılar
yüksek ve alçak olmak üzere iki kısımda ele alınabilir.
Yüksek kıyı tipi adanın hâkim kıyı tipidir. Gerçekten 6020 metreyi bulan
uzunluktaki kıyıların hemen hemen 4000 metrelik kısmı yüksek kıyılardan
oluĢmaktadır. Bu kıyılarda görülen baĢlıca rölyef Ģekillerini ise falezler, abrazyon
66 plâtformları, aĢınım artığı kayaçlar, kıyı taraçaları ve onların önündeki dar plâjlar teĢkil eder.
Yüksek kıyıların hemen tamamını dik falezler karakterize eder. Kuzey ve batı kıyılarda 10-15 metre yükseklik arz eden falezler, güney ve doğu kıyılarda büyük yüksekliklere eriĢmekte (Foto 27) ve 100 metreye kadar çıkan yüksek falezler haline gelmektedir.
Foto 27. Burgaz Ada’nın Doğusundaki Falez
Kuzey kıyılardaki falezlerin, güney kıyılardaki falezlere oranla alçak olması, esas olarak aslî topografyanın bu tarafa az eğimli ve kıyı çizgisinin karaya doğru ilerlemesi için yeterli zamanın, geçmemiĢ olmasıyla ilgilidir. Ayrıca burada tabakaların denize doğru eğimli olması zaten dar bir sahada geliĢen dalgaların tahrip kuvvetini azaltarak kıyı çizgisinin ilerlemesine ve dolayısıyla falezlerin yükseklik kazanmasına engel olmaktadır(Besiktepe,1994). Tabaka eğimlerinin kuzeye doğru olduğu Halik Burnunun kuzey yamacındaki falez nispeten alçak ve eğik, güney yamacındaki falez ise yüksek ve diktir. Burada, taraça yüzeyini de
67 içine alan, doğu-batı yönündeki kısmın önündeki alçak düzlük abrazyon plâtformu karakterindedir. Batı kıyılarındaki falezler nispeten daha dik ve düĢey durumdadır.
Buradaki falezlerin eteğinde, bazı kuytu kısımlar hariç, öncekilerde olduğu gibi kıyı depoları yoktur. Falez dikliği doğrudan doğruya su içinde devam eder. Güney kıyılardaki falezler, adanın doğal topografyasına, tabakaların karaya doğru eğimli olmasına ve açık denizin kuvvetli dalgalarının tesirine bağlı olarak çok fazla yükseklik kazanmıĢlardır. Bu falezlerin batıda taĢocağı mevkiindeki yükseltileri
15-20 metreden baĢlar, doğaya doğru artarak 130-140 metreye ulaĢır. Buradan do-
ğuya doğru falez yükseltileri tekrar azalır ve Mezarlık Burnunda 50 metreye kadar iner. Yine buradan aynı yüksekliği ve eğimi koruyarak güney kıyılar boyunca devam eder; sonuçta plaj koyu yakınlarında alçalarak son bulur.
Yüksek kıyıları karakterize eden falezlerin taban kısmında, dalgaların eseri olan bir takım Ģekiller görülür. Bunların baĢında aĢınım Ģekilleri gelir. Genellikle denize doğru çıkıntı teĢkil eden burunlarda dalga aĢındırmasına maruz kalan falezlerin alt kısımlarından oyulmalarıyla çentikler oluĢur. Bu çentiklerin zamanla büyümesi ve üstte kalan kayanın çökmesiyle falezlerin önündeki abrazyon plafotformlarının üzerinde büyük bloklardan müteĢekkil birikintiler meydana gelir.
Bunlar dalgalarla iĢlenerek, zamanla daha küçük parçalara ayrılır. Bundan baĢka,
çatlaklarda toplanmıĢ olan demirli suların, kayaca göre daha sert olması nedeniyle dalga sularının tesiri altında kalan kısımlarda, farklı aĢınmadan dolayı çoğunlukla peteksi bir görünüm göze çarpar. Önemli çatlaklar yönünde kıyıda dalgaların eseri olan ve mağara karakterinde bir takım oyuklar oluĢmuĢtur. Bunların bazılarının tabanları çakıllarla doldurulmuĢ ve deniz seviyesinden yüksekte kalmıĢtır. Dalgalar ancak yükseldiği zamanlarda buraya eriĢebilir.
68
Falezlerin eteğinde ana kayanın dalgalarla tesviyesi ile abrazyon platformu karakterini almıĢ olan kıyı düzlükleri göze çarpar (Foto 28). Bunların gerisinde artık dalgaların ulaĢamadığı ve dolaysıyla aĢındırma faaliyetini icra edemediği diklikler
ölü falez özelliği kazanmıĢlardır.
Foto 28. Burgaz Ada’nın Batısındaki Ölü Falez ve Önündeki Abrazyon Platformu
Bu abrazyon düzlüklerinin yüzeyi temelin çok sert taĢlardan oluĢması ve sık çatlaklarla kat edilmesi nedeniyle keskin kenarlı ve sık çatlaklarla kat edilmesi bakımından keskin kenarlı ve sivri köĢeli, badlands karakterinde bir görünüm almıĢtır. Bunların yükseklikleri 2-5 metreye eriĢmekte ve gerisindeki falezin eteğine artık dalga eriĢememektedir. Bu durumun Flandriyen transgresyonundan sonra, deniz seviyesinin bir kaç metre alçalması ile ilgili olarak meydana gelmesi olasıdır.
Yine bazı abarazyon platformalartının da iyice parçalanmasıyla bu sahalarda aĢınım artığı kayaçlar dikkat çekmektedir (Foto 29).
69
Foto 29. Burgaz Ada’nın Doğusundaki Falez Önünde Abrazyon Artığı Kayaç
Bu Ģekiller dalgaların aĢındırma faaliyetleri sonucu oluĢmuĢlardır. Bunun
yanında, çatlaklar arasına giren dalga suları bu çatlaklarda tuz kristalleĢmesine yol
açmakta ve bu kayaçta oluĢan geniĢleme kayanın daha kolay parçalanmasına yol
açmaktadır. Bunlardan baĢka deniz suyunun arkoz üzerine kimyasal yoldan tesiri,
arkozun çözülmesine ve daha öncede belirtildiği üzere farklı aĢınım sonucu peteksi
bir görünüm almasına neden olur.
Bunlardan baĢka adanın kuzey ve batı kesimindeki dik kıyıların gerisinde 15-
20 metre yüksekliklerde, denize doğru hafifçe eğimli bir takım düzlükler göze çarpar.
Bu düzlüklerin Tuzla civarındaki fosilli denizel taraçalarla aynı seviyede bulunmaları bunların denizel kaynaklı ve büyük olasılıkla Tireniyen II veya Monastriyen I seviyesine ait taraça düzlükleri olduğunu göstermektedir
(Balçıklar,1957;Bargus,1997;Sakaoğlu,1988). Taraça düzlükleriyle gerilerindeki yamaçlar arasında, eski deniz seviyesine ait falezlerin ve kıyı depolarının flüvyal süreçlerle hızla ortadan kalkması nedeniyle çok hafif bir eğim kırıklığı yer alır.
GeniĢlikleri 20-30 metre arasında değiĢen ve yer yer sel yarıntıları ile parçalanmıĢ
70 olan bu taraçalar ada yüzölçümüne oranla az bir alan kaplamaktadırlar. En belirgini
Halik burnunda yer alır. Halik burnunda dikkati çeken, yamaçlardan hafif eğim kırıklıkları ile geçilen taraçalar yer yer sel yarıntıları ile parçalanmıĢ, falezlerin geliĢimi ile gerilemiĢtir. Taraçaların üzerleri ince bir toprak tabakası ve birçok yerde yamaç döküntüleri ile kaplıdır.
Plajlar falezlerin eteğinde dar Ģeritler halinde bulunan biriktirme Ģekilleridir.
Çoğunlukla orta ve iri boyda çakıllardan müteĢekkildirler. Adanın kuzey
kıyılarındaki alçak falezlerin eteğinde, önemsiz bazı burunlar dıĢında, tamamen orta
boy çakıllardan oluĢan plajlar yer alır (Foto 30).
Foto 30. Burgaz Ada’nın Kuzeyindeki Küçük Koylar ve Plaj
Aynı duruma batı kıyılardaki girintilerde özellikle Halik Koyu ve güney kı-
yılardaki yüksek falezlerin eteğinde rastlanır. Yüksek kıyılar önünde görülen
karakteristik birikim Ģekli, Kalpazankaya burnunda yer alır. Kuzeyden ve güneyden
gelen dalgaların sürüklediği çakıllar Kalpazankaya ile kıyı arasında yığılarak
yaklaĢık 20-25 metre uzunluğunda bir ok meydana getirmiĢ ve burada bir tombolo
oluĢmuĢtur (Foto 31). 71
Foto 31. Burgaz Ada’da Kalpazankaya ve Tombolo
Alçak kıyıların karakteristik rölyefini ise plajlar meydana getirir. Bunlar, adanın doğusunda; plaj koyunun güneyinden, ÇeĢme burnuna kadar olan kesimde yer alır. Ayrıca kuzeyde küçük bir koyda ve batıda Halik koyunda da plajlar görülür. Bu kıyılarda esas olarak biriktirme Ģekilleri göze çarpar. Adanın doğusundaki alçak kıyının oluĢmasının nedeni, burada aslî topografyanın az eğimli olması ve bu durumun deniz altında da devam etmesidir. Diğer bir ifade ile bu kıyıların açığında denizin çok sığ olması dalgaların aĢınım tesirini azaltmakta, bunun yerine biriktirme faaliyetlerini hızlandırmaktadır. Gerçekten güneyden,
Heybeliada ile Burgaz Adası arasındaki boğazdan gelen dalga ve akıntılar hızlarının azalması ile bu kısımlar ince unsurları bırakırlar. Aynı durum kuzey kıyıları için de söz konusudur. Burada da dalga ve akıntılarla gelen ince unsurlar dalga ve akıntıların hızlarının azalması sonucu burada bırakılırlar. Onun içindir ki; deniz altındaki unsurlar kumlardan oluĢmuĢtur. DıĢ limandaki kıyıda unsurlar irileĢir ve
çakıllara geçilir. Ancak biraz açıklarda yine kumlar yer alır. Aynı Ģekilde plaj ko- yunun güneyindeki derin deniz kıyılarına gidildikçe kamların yerini, dıĢ limanda olduğu gibi çakıllar alır. Adanın kuzey kıyısındaki küçük koyun cep Ģeklindeki
72
girintisi burada yer alan arkozlardaki fay kırığının olanak verdiği farklı aĢınımın
eseridir. Burada aĢındırma ve biriktirme fonksiyonu ortak rol oynar. Kıyıda birikim
daha çok çakıllıdır. Bunlardan baĢka adanın kuzey batısındaki alçak kıyı, terk
edilmiĢ eski bir vadinin deniz istilası sonucu meydana gelmiĢtir. Burada biriktirme
faaliyeti önemlidir ve bu alçak kıyıda biriktirme Ģekilleri çakıllı plâjlardır.
2.3 KaĢıkadası:
Burgazada’nın hemen önünde kuzeydoğuya doğru Heybeliada’nın batısında yer alır (Foto 32; Foto 33).
Foto 32. Burgaz Ada Ġle Heybeli Ada Arasında KaĢık Adasının Görünümü (www.Ģehirler.net)
Foto 33. Burgaz Adanın Doğusunda Yer Alan KaĢık Adasının Görünümü
(Fotoğraf 538 metre Yükseltideki KayıĢdağı Zirvesinden)
73
Görünümü itibariyle pide adası veya kaĢık adası (Foto 34) olarak isimlendirilen bu ada (ġekil 20f). 1,56 km çevre uzunluğuna ve 0,07 Km² yüzölçümüne sahiptir. KaĢıkadası 1/25000 ölçekli G22 a1 topografya paftası
üzerinde kalır (ġekil 20e).
Foto 34. KaĢık Adasının Fiziki Görünümü
Deniz seviyesinden baĢlayan yükselti değerleri 23 metreye kadar ulaĢır (ġekil
20 d, e). Dolayısıyla yükselti amplütüdü 23 metredir.
Ortalama yükselti seviyesi 6,79 metre olan KaĢıkada’sında alan bakımından yarıdan fazlası da yine 8 metreden aĢağıdadır (ġekil 19; Tablo 8 ).
ġekil 19. KaĢık Adası’nın Hipsografik Diyagramı
74 a. Yükselti Seviyeleri Haritası b. Eğim Haritası c. Bakı Haritası
d. Topografya Haritası e. Topografya Paftası f. Konum Haritası
ġekil 20. KaĢık Adası Haritaları
75
Tablo 8 . KaĢık Adası’nın yükselti kademelerinin dağılıĢı
Y. kademesi (m) Kapladığı alan (%) Kapladığı alan (km²) 0-4 42,86 0,030 4--8 22,86 0,016 8--12 12,86 0,009 12--16 8,57 0,006 16-20 12,86 0,009
Gerek tektonik nedenlerle, gerekse aĢınma ve parçalanma sonucunda sahada, eğim değerlerinin birbirinden farklı olduğu alanlar meydana gelmiĢtir (ġekil 20b).
Minimum 0°, maksimum 86,76 ° arasında değiĢen eğim değerlerinin inceleme sahasındaki ortalama değeri ise 10,79° dir (ġekil 20b, Tablo 9).
Tablo 9 . KaĢık Adası’nda Eğim Sınıflarının DağılıĢı
Eğim Değerleri Kapladığı Alan (°) (Km² ) (%) 0-6 0,025 35,71 6--15 0,019 27,14 15-30 0,008 11,43 30-86,76 0,018 25,71
Toplam alanın % 60 dan fazlası 15º den daha düĢük eğim değerlerine sahip bulunur (Tablo 9 ). Yine dağılıĢ bakımından 0-6 dereceler arası en fazla alana sahip olduğu görülmektedir (ġekil 21).
76
ġekil 21. KaĢık Adası’nda Eğim Sınıflarının DağılıĢı
Ġnceleme sahasında bakının yatay olarak dağılımının bariz bir üstünlüğü bulunmaktadır. (ġekil 20c, ġekil 22). Bu yönü batı istikametinin takip ettiği dikkat
çeker.
ġekil 22. KaĢık Adası’nda Bakı Sınıflarının DağılıĢı
77
En düĢük yayılıĢ alanına sahip bakı yönü ise Kuzeydir. Tüm alanın % 4,29’u bu yöne bakmaktadır (Tablo 10 ).
Tablo 10. Ġnceleme Sahasında Bakı Sınıflarının DağılıĢı
Yönler Kapladığı Alan (Km² ) (%) Yatay 0,025 35,71 K 0,003 4,29 KD 0,004 5,71 D 0,006 8,57 GD 0,005 7,14 G 0,004 5,71 GB 0,006 8,57 B 0,012 17,14 KB 0,005 7,14
Genel olarak silisli kum taĢlarının hâkim olduğu, kuvarsitten müteĢekkil
Aydos Formasyonundan oluĢan bu ada, merkezde 23 metrelik bir tepe, onun eğimli yamaçları ve kıyıdan oluĢan bir jeomorfoloji sunar (Foto 35).
Foto 35. KaĢık Adasının Görünümü
78
Tepelik saha basık bir topografya halindedir. En yüksek nokta adanın kuzeyine karĢılık gelir.
Foto 36. KaĢık Adasının Tepelik Kısmının Görünümü
Güneye be doğuya gittikçe alçalan yükselti seviyesi ile birlikte kara parçası bir kuyruk gibi devam eder (Foto 37). Güney kıyıda bir koy dikkati çeker (Foto
38). Küçük bir tahta iskele burada yer alır.
Foto 37. KaĢık Adasının Kuyruk Kısmının Görünümü
79
Foto 38. KaĢık Adasının Güneyindeki Koy
Kıyı hemen hemen 5-10 metrelik falezler Ģeklindedir (Foto 39). Falezler
üzerinde kayaçlar açıkça görülmektedir. Bunların bir kısmı ise oksitlenmiĢ olarak bulunur. Ayrıca dik bir Ģekilde denize inen bu sahalar sel suları tarafından parçalanmıĢ ve iĢlenmiĢtir (Foto 39).
Foto 39. KaĢık Adasının Güneyinde Yer Alan Falezler
Foto 40. KaĢık Adasında Yer Alan Falezler Üzerinde Sel Yarıntıları
80
Bazı falezlerin önünde çok dar bir Ģeritte ise alçak kıyı hâkimdir. Burada dar bir kıyı Ģeridi dikkat çeker ve hâkim litolojik unsur çakıldır (Foto 41).Bunlar falezlerin gerilemesine bağlı olarak oluĢmuĢ abrazyon platformu olup bu yüzeyin
üzeri bu çakıllarla ince bir tabaka halinde örtülmüĢtür.
Foto 41. KaĢık Adasında Yer Alan Falezlerin Önündeki Alçak Kıyı
2.4.Heybeli Ada:
Heybeliada, Ġstanbul’un Büyükada’dan sonra en büyük adasıdır (Foto 42). Ġç sıra adalarından bir diğerini oluĢturan Heybeliada’nın eni 2700, boyu ise 1200 metredir (ġekil 23f).
Foto 42. Heybeli Ada’nın Görünümü
81 a. Yükselti Seviyeleri Haritası b. Eğim Haritası c. Bakı Haritası
d. Topografya Haritası e. Topografya Paftası f. Konum Haritası
ġekil 23. Heybeli Ada Haritaları
82
10,30 km çevre uzunluğuna ve 2,65 Km² yüzölçümüne sahip bulunan Heybeli
Ada 1/25000 ölçekli G22 a1ve G22 a4 topografya paftaları üzerinde kalır (ġekil
23e).
Deniz seviyesinden baĢlayan yükselti değerleri 136 metreye kadar ulaĢır
(ġekil 23 d, e). Dolayısıyla yükselti amplütüdü 136 metredir. Bu en yüksek noktadan baĢka 127 metredeki TaĢocağı Tepe ile 95 metredeki Mandıra Tepe ve 82 metre seviyelerindeki Ümit Tepesi diğer zirveler olarak belirtilebilir.
Ortalama yükselti seviyesi 38,91metre olan Heybeliada’da alan bakımından yarıdan fazlası 45 metreden aĢağıdadır (ġekil 24; Tablo 11).
ġekil 24. Heybeli Ada’nın Hipsografik Diyagramı
83
Tablo 11. Heybeli Ada’da Yükselti Kademelerinin DağılıĢı
Y. kademesi (m) Kapladığı alan (%) Kapladığı alan (km²) 0-15 29,81 0,79 15-30 18,87 0,5 30-45 15,85 0,42 45-60 11,70 0,31 60-75 9,06 0,24 75-90 7,17 0,19 90-105 3,40 0,09 105-120 2,64 0,07 120-135 1,51 0,04
Gerek tektonik nedenlerle, gerekse aĢınma ve parçalanma sonucunda sahada, eğim değerlerinin birbirinden farklı olduğu alanlar meydana gelmiĢtir (ġekil 23b).
Minimum 0°, maksimum 79,97° arasında değiĢen eğim değerlerinin inceleme sahasındaki ortalama değeri ise 13,10° dir (ġekil 23b, Tablo 12).
Tablo 12 . Heybeli Ada’da Eğim Sınıflarının DağılıĢı
Eğim Değerleri Kapladığı Alan (°) (Km² ) (%) 0-3 0,34 12,83 3--6 0,15 5,66 6--10 0,29 10,94 10--15 0,79 29,81 15-20 0,69 26,04 20-30 0,32 12,08 30-79,97 0,07 2,64
84
Toplam alanın yaklaĢık % 60 ı 15º den daha düĢük eğim değerlerine sahip bulunur (Tablo 12). Yine dağılıĢ bakımından 10-15 dereceler arası en fazla yayılıĢ alanına sahip olduğu görülmektedir (ġekil 25).
ġekil 25. Heybeli Ada’da Eğim Sınıflarının DağılıĢı
Ġnceleme sahasında bakının hemen hemen her yöne dağılımının olduğu dikkat çeker (ġekil 23c, ġekil 22). Fakat Kuzey yönlü sahalar en fazla dağılıĢ sahasına sahiptir.
ġekil 26. Heybeli Ada’da Bakı Sınıflarının DağılıĢı
85
En düĢük yayılıĢ alanına sahip bakı yönü ise Batıdır. Tüm alanın % 6,79’u bu yöne bakmaktadır (Tablo 13).
Tablo 13. Heybeli Ada’da Bakı Sınıflarının DağılıĢı
Yönler Kapladığı Alan (Km² ) (%) Yatay 0,26 9,81 K 0,38 14,34 KD 0,34 12,83 D 0,24 9,06 GD 0,32 12,08 G 0,32 12,08 GB 0,27 10,19 B 0,18 6,79 KB 0,34 12,83
Heybeliada’nın morfolojisinin ana çizgilerini, diğer adalarda olduğu gibi tepelik kısım ve kıyı olmak üzere iki Ģekil meydana getirir.
Heybeliada’nın litolojik yapısını Kurtköy ve Trakya formasyonları ile
Heybeliada asit volkaniti ve alüvyonlar oluĢturur. Fakat özellikle dirençli ve sert kayaçlar olan Heybeliada volkaniti ile Kurtköy formasyonu adanın hâkim noktaları olan yüksek kısımlarında dikkat çekmektedir. Adadaki arkoz serileri kıvrımlı ve kırıklıdır. Tabakalar genellikle doğu - batı yönlüdür.
Adanın orta kısmında yaklaĢık kuzey-güney yünlü bir fay mevcut olup bu fay boyunca bakır bulunmaktadır. Ayrıca adanın kuzeybatı ucunda yine bir fayı takiben demir bulunmaktadır.
86
Heybeliada’yı oluĢturan kayaçların özellikleri nedeniyle eğim yüksek olarak bulunur. Alçak kıyılar ya vadilere veya kuzey güney yönündeki fay hattına tekabül eder.
Heybeliada’da 3 yükselti grubu dikkat çekmektedir. Bunlardan en yüksekte olanları Heybeliada’nın orta kesiminde bulunur ve yükseltisi Değirmen Tepe (136 m)
(Foto 43) ve TaĢocağı Tepe (127 m) metre civarında olan iki zirveye sahip bulunur.
Foto 43. Heybeli Ada’da 136 Metre Seviyesindeki Değirmen Tepesi
Bu en yüksek noktalar çevresi ile birlikte asit volkaniti ve proklastik malzemelerden oluĢmaktadır. Zirve düzlükleri muhtemelen Üst Miyosen yaĢlı bir aĢınım yüzeyinin kalıntıları olarak düĢünülebilir (Gürgen, 1978).
87
Foto 44. Heybeli Ada’da 82 Metre Seviyesindeki Ümit Tepesi
Burada kuzeye ve batıya doğru farklı diğer yükseltilere geçilir. Batıda
Mandıra Tepe 95 metrede, kuzeyde ise Ümit Tepesi 82 m metre seviyesinde diğer yükseltiler yer alır. Batıdaki yükselti yine volkanitler üzerinde fakat kuzeydeki arkoz ve kuvarsitler üzerinde bulunur. Buralardaki zirve düzlüklerinin Üst Pliyosen yaĢlı olması icap eder (Korkusuzoğlu, 1971).
Bu zirveler arasındaki geçiĢler boyunlar aracılığı ile gerçekleĢir (Foto 45,
Foto 46).
Foto 45. Heybeli Ada’da Zirveler Arasındaki Boyun Sahaları
88
Foto 46. Heybeli Ada’da Zirveler Arasındaki Boyun
Bu boyunlar üzerinde muhtemelen kuzey-güney yönünde uzanan bir fay hattı söz konusu olup, burası aynı zamanda zayıf direnç hatlarına da karĢılık gelmektedir.
Kuzeydeki boyunda hem doğuya ve hem batıya akan iki akarsu yerleĢmiĢtir.
Bu akarsular bugün için mevcut olmayıp kuru vadilere sahip bulunurlar. Fakat yağıĢın mevcut olduğu dönemlerde akıĢ ancak söz konusu olabilmektedir. Bu devrelerde ise hem doğuya hem batıya akan bu akarsular arkoz ve kuvarsitler arasındaki kontak bölgelerinde aĢınım gerçekleĢtirmektedir. Arkoz ve kuvarsit serileri içinde akan akarsu vadisi daha dar ve nispeten genç fakat doğuya doğru akan akarsu ise daha geniĢ bir vadiye sahip bulunur.
Adadaki diğer ana yerĢeklini ise kıyılar meydana getirmektedir. Ada kıları yüksek ve alçak olmak üzere iki Ģekilde incelenebilir.
Ada kıyılarının yaklaĢık 7000 metresi yüksek geri kalan 3000 metresi ise alçak kıyılar Ģeklindedir.
89
Yüksek kıyılar (Foto 47), Papaz Okulunun bulunduğu ümit tepesinin denizle kesiĢtiği kısmında, Panorama mevkiinde, Çam Limanı ile Bahriye Limanı çevresinde dikkat çeker.
Foto 47. Heybeli Ada’da Yüksek Kıyı
Burada bazı yüksek düzlükler bulunmaktadır. Bunların seviyesi ise 10-20 metre arasındadır. Yer yer kesintiye uğrayan bu düzlüklerin yüzeyleri hafifçe denize doğru eğimlidir. GeniĢlikleri yaklaĢık olarak 25-40 metre kadardır. Bunlar yüksek falezlerin gerisinde kaybolmaktadır. Bu düzlüklerin üzerin ince bir toprak ile kaplıdır. Bu düzlüklerin en belirgin olanı Ümit Tepesi eteklerinde görülür. Değirmen burnu, Çam koyu çevresi bu düzlüklerin görüldüğü diğer sahalardır. Bu düzlükler muhtemelen Monastriyen 1 seviyesine aittirler. Denizden yüksekliği 15-20 metre olan bu seviyedeki denizel fosiller Monastriyen 1 e aittir (Yalçınlar,1959;
(Korkusuzoğlu, 1971).
Burada eski deniz seviyesine ait falezlerin ve depolarının ortadan kalkmıĢ olması sonucunda bugün yamaçlardan taraça düzlüklerine çok hafif bir eğim kırığı
90 ile geçilir. Bu taraçalar yamaçları ile birlikte günümüzde sel suları tarafından parçalanmıĢlardır.
Kuzey kıyılarda falezlerin yükseltisi 20-35 metre, güney kıyılarda ise 80-90 metrelere eriĢir. Ümit Tepesi kuzeyi, Değirmen Koyu gibi yerlerdeki falezler genellikle dik ve dike yakın olup çok az bir yerde eğim değerleri düĢmektedir.
Değirmen burnu, Kablo ve Çam limanı mevkilerinde de aynı durum söz konusudur.
Yüksek kıyıların olduğu falezlerde dalgaların aĢındırmasına bağlı olarak gerilemeler dikkat çeker. Buralarda ise abrazyon platformları geliĢme göstermiĢtir
(Foto 48). Bunların da tahrip edildiği kısımlarda denizin içinde aĢınım artığı kayaçlar olarak kalmıĢlardır (Foto 49).
Foto 48. Heybeli Ada’nın Doğusunda Falezlerin Önündeki Dar alçak Kıyı ve Gerileyen Falezler
91
Foto 49. Heybeli Ada’nın En Güney Ucundaki AĢınım Artığı Kayaçlar
Ġri bloklar, köĢeli unsurlar yer yer falezlerin önündeki dar Ģeritlerde dikkat
çekmektedir. Bu yamaçlar çok sel suları ile parçalanmıĢ ve yarılmıĢtır durumdadır ve bu bakımdan badlans topografyası gibi bir karakter arz eder (Gürgen, 1978), (Foto
50).
Foto 50. Heybeli Ada’nın Doğu Kıyıları ve Buradaki Sel Yarıntıları
Bu platformların geniĢ olan kısımlarında dalgalar falezlere kadar ulaĢamamakta böylece ölü falezlerin oluĢmasına imkân tanımaktadır. Bunların önünde ise yer yer birikim platformlarına rastlanır.
Bundan baĢka biriktirme Ģekilleri olarak çoğunlukla orta ve iri boyda çakılların kıyıda birikmesi sonucu oluĢan plajlı kıyılar, kuvars taneli kumlardan oluĢan Çam
Limanı kuzeyinde olduğu gibi çakıllı kumlu plajlar ile kumlu ve çakıllı Heybeli Plajı,
92
Sadıkbey ve Değirmen Plajları belirtilebilir. Bu birikim alanları genellikle dar bir kuĢaktan ibaret bulunur. Dalgaların etkin olduğu, derin kesimlerde hidrolik etki nedeniyle de aktif falezlerin önünde ince kumlu, killi kıyılarda bulunmaktadır.
Alçak kıyılar en çok adanın doğu kıyılarında dikkat çeker. Burada dalgaların zayıflamasına ve akıntıların unsur taĢımasına bağlı olarak dik falezlerin hemen önünde birikim sonucu bu Ģekiller oluĢmuĢtur.
Foto 51. Heybeli Ada’nın Doğusundaki Kıyılar
Adada 4 de liman vardır. Çam Limanı (Foto 52, Foto 53) ile Bahriye Limanı bunların en önemlileridir.
93
Foto 52. Heybeli Ada’nın Güneyindeki Çam Koyu
Foto 53. Etrafı Ġle Birlikte Çam Koyu
2.5 Büyük Ada:
Ġstanbul Adalarının en büyüğü isminden de anlaĢılacağı üzere Büyük Ada’dır
(Foto 54; ġekil 27f). 14,80 km çevre uzunluğuna ve 5,65 Km² yüzölçümüne sahip bulunan Büyük Ada 1/25000 ölçekli G22 a1, G22 a2, G22 a3 ve G22 a4 topografya paftaları üzerinde kalır (ġekil 27e).
94
Foto 54. Büyük Ada’nın Havadan Görüntüsü (www.wowturkey.com)
95 a. Yükselti Seviyeleri Haritası b. Eğim c. Bakı Haritası Haritası
d. Topografya Haritası e. Topografya Paftası f. Konum Haritası
ġekil 27. Büyük Ada Haritaları
96
Deniz seviyesinden baĢlayan yükselti değerleri Belen (Foto 55) ve Yüce
Tepelerinde 201 metreye kadar ulaĢır (ġekil 27 d, e). Dolayısıyla yükselti amplütüdü
201 metredir. Bu yüksek zirvelerden baĢka 171 metredeki Avcı Tepe (Foto 57), 157 metredeki Ozan Tepe ile 136 metredeki bir tepe diğer yükseltileri meydana getirir.
Foto 55. 201 Metre Seviyesindeki Belen Tepe ve Kuzeyinde Boyun ile Rum Yetimhanesi
Foto 56. 157 Metre Seviyesindeki Ozan Tepe ve Güneyinde Rum Yetimhanesi
97
Foto 57. 201 Metre Seviyesindeki Belen Tepenin Güneyinde 171 Metre Seviyesindeki Avcı Tepe
Ortalama yükselti seviyesi 59,57 metre olan Büyük Ada’da alan bakımından
% 77 si 100 metreden aĢağıdadır (ġekil 28; Tablo 14).
ġekil 28. Büyük Ada’nın Hipsografik Diyagramı
98
Tablo 14. Büyük Ada’nın Yükselti Kademelerinin DağılıĢı
Y. kademesi (m) Kapladığı alan (%) Kapladığı alan (km²) 0-20 26,55 1,5 20-40 17,17 0,97 40-60 13,45 0,76 60-80 11,50 0,65 80-100 9,03 0,51 100-125 10,09 0,57 125-150 6,55 0,37 150-175 3,89 0,22 175-200 1,77 0,1
Gerek tektonik nedenlerle, gerekse aĢınma ve parçalanma sonucunda sahada, eğim değerlerinin birbirinden farklı olduğu alanlar meydana gelmiĢtir (ġekil 27b).
Minimum 0°, maksimum 87,35° arasında değiĢen eğim değerlerinin inceleme sahasındaki ortalama değeri ise 14,11° dir (ġekil 27b, Tablo 15).
Tablo 15. Büyük Ada’da Eğim Sınıflarının DağılıĢı
Eğim Değerleri Kapladığı Alan (°) (Km² ) (%) 0-3 0,75 13,27 3--6 0,22 3,89 6--10 0,68 12,04 10--15 1,27 22,48 15-20 1,49 26,37 20-30 1,07 18,94 30-87,35 0,17 3,01
99
Toplam alanın yaklaĢık % 97 si 30º den daha düĢük eğim değerlerine sahip bulunur (Tablo 15). Yine dağılıĢ bakımından 10-15 dereceler arası en fazla yayılıĢ alanına sahip olduğu görülmektedir (ġekil 29).
ġekil 29. Büyük Ada’da Eğim Sınıflarının DağılıĢı
Ġnceleme sahasında bakının hemen hemen her yöne dağılımının olduğu dikkat
çeker (ġekil 27c, ġekil 30). Fakat doğu yönlü sahalar en fazla dağılıĢ sahasına sahiptir.
ġekil 30. Büyük Ada’da Bakı Sınıflarının DağılıĢı
100
En düĢük yayılıĢ alanına sahip bakı yönü ise Güney ve Güneybatıdır. Tüm alanın % 6,73’ü Güneye, Yine % 63 ü Güneybatıya bakmaktadır (Tablo 16).
Tablo 16. Büyük Ada’da Bakı Sınıflarının DağılıĢı
Yönler Kapladığı Alan (Km² ) (%) Yatay 0,51 9,03 K 0,67 11,86 KD 0,69 12,21 D 0,89 15,75 GD 0,66 11,68 G 0,38 6,73 GB 0,38 6,73 B 0,75 13,27 KB 0,72 12,74
Derinliği 15 metre civarında olan dar bir denizaltı eĢiği ile Kocaeli yarımadasına bağlı bulunan Büyük Ada rölyefi bakımından ana çizgileri ile iki baĢlık altında incelenebilir. Bunlardan birincisi tepelik sahalar ikincisi ise kıyı morfolojisidir.
Ġnceleme sahasının rölyefi genel olarak Aydos formasyonu, Kurtköy
Formasyonu, Heybeliada asit volkaniti, Kartal, Dolayoba, Trakya formasyonları ve alüvyonlardan oluĢmaktadır. Fakat yüksek tepelik kısımlar genel olarak Kurtköy ve
Aydos formayonları ile asit volkanitlerinden müteĢekkildir. Belirtildiği gibi bu kütleler direnç bakımından çok yüksek dirençli, en sert ve sağlam kayaç grubu olarak kuvarsit, kuvars arenit ve volkanitlerden oluĢmaktadır. Kayacın sertliği çok yüksektir. AĢınması zor olduğundan genellikle tepelerin üst kısımlarında ve yüksek eğimli alanlarda bulunur (Foto 58).
101
Foto 58. Büyük Ada’da Büyük Yer Kaplayan Dirençli Kurtköy Formasyonu
Ġnceleme sahası rölyefi büyük oranda tepelik sahalar baĢlığı altında toplanabilir. Yüksek ve eğimli bu kütle ayrıntıda birimler arasında var olan direnç ve
çözülme farkından dolayı farklı aĢınmaya bağlı olarak, tepeler, yüksek ve eğimli sırtlar, yamaçlar ile bu dağlık kütlenin içinde yer alan vadiler ile çeĢitlilik göstermektedir.
Tepelik saha Büyük Ada’da Kuzey - Güney doğrultusunda uzanan 60 metre yükseltisindeki bir boyun ile iki kısma ayrılmıĢ olarak bulunur (Foto 59) ve bu nedenle iki farklı ünite halinde yer alır.
102
Foto 59. Büyük Ada’yı Ġki Gruba Ayıran Boyun Noktası (60 m)
Kuzey yarısı büyük oranda Kurtköy Formasyonundan oluĢmuĢtur. Burada yükselti değerleri 150 metreyi aĢmaktadır. Ayrıca bu zirvelerin üzerleri aĢınım düzlüğü Ģeklinde olup söz konusu düzlük muhtemelen Üst Miyosen aĢınım yüzeyine karĢılık gelmektedir. Tepelik kısım sırt ve vadiler parçalanmıĢ olarak deniz seviyesine doğru meyilli olarak bulunur ve nihayet etek üzerinde nispeten azalan eğim ve artan parçalanma ile birlikte kıyı bölgesine geçilir. Ayrıca burada var olan diğer litolojik yapıya bağlı olarak farklı direnç sahaları geliĢmiĢ ve bölgenin morfolojisi çeĢitlilik arz etmiĢtir. Denize doğru alçalan bir koni görünümü nedeniyle burada adanın kuzey yamaçları çok dik olarak dikkat çeker. Yükseklerden eteklere geçiĢ yer yer dik ve eğimli yer yer de dıĢ bükey yamaçları takiben olmaktadır.
Bunların dıĢında, güneyde diğer yüksek parça yer alır. Diğer tepe daha yüksek bir seviyede olup adanın güneyinde 200 metre seviyesine ulaĢır. Bu yükseltinin
üzerindeki düzlük kalıntıları bir sırt Ģeklinde olup muhtemelen Üst Miyosen dönemine aittir.
103
Genel olarak adanın güneyinde doğu ve batı yamaçları çok dik, kuzeyinde ise daha az eğimlidir. Adanın genel itibariyle yamaçları oldukça diktir ve birçok küçük sel yataklarıyla yarılmıĢtır.
Adanın batı (Foto 60) ve güneyinde (Foto 61) toprak tabakası çok zayıf olup buralarda erozyon ve kaymalar nedeniyle ana kayaç yüzeye çıkmıĢ durumdadır.
Foto 60. Büyük Ada’nın Batısındaki Yamaçlar
Foto 61. Büyük Ada’nın Güneyindeki Yamaçlar
104
Ada kıyılarına ait rölyef Ģekilleri daha fazla çeĢitlilik arz eder. Burada diğer adalarda olduğu gibi kıyılar yüksek ve alçak olmak üzere iki kısımda ele alınabilir.
Yüksek kıyı tipi adanın hâkim kıyı tipidir. Gerçekten 14800 metreyi bulan uzunluktaki kıyıların hemen hemen 11000 metrelik kısmı yüksek kıyılardan oluĢmaktadır. Bu kıyılarda görülen baĢlıca rölyef Ģekillerini ise falezler, abrazyon plâtformları, kıyı taraçaları ve onların önündeki dar plâjlar teĢkil eder.
Yüksek kıyıların hemen tamamını falezler karakterize eder. Kuzey de 20-30 metre yükseklik arz eden falezler, güney kıyılarda büyük yüksekliklere eriĢmekte
(Foto 62) ve 50-60 metreye kadar çıkan yüksek falezler haline gelmektedir.
Kuzey kıyılardaki falezlerin, güney kıyılardaki falezlere oranla alçak olması, esas olarak litoloji farkından ileri geldiği gibi buradaki mevcut akarsuların aĢındırmasıyla da iliĢkilidir. Fakat güneyde daha dirençli kayaçların varlığı ve akarsuların mevcut olmaması nedeniyle parçalanma da sınırlı ölçülerde kalmıĢtır.
Ayrıca falezler dalga aĢındırmasına bağlı olarak yer yer gerilemiĢler böylece abrazyon plâtformları ve aĢınım artığı kayaçlar geliĢme göstermiĢtir (Foto 63).
Foto 62. Büyük Ada’nın Güneyindeki AĢınım Artığı Kayaçlar
105
Foto 63. Büyük Ada’nın Güneyindeki ParçalanmıĢ Abrasyon Platformuna Ait AĢınım Artığı
Kayaçlar (KurĢun Burnu)
Buradaki falezlerin eteğinde, bazı kuytu kısımlar hariç, öncekilerde olduğu gibi kıyı depoları yoktur. Falez dikliği doğrudan doğruya su içinde devam eder
(Foto 64).
Foto 64. Büyük Ada’nın Güneyindeki Falezli Kıyılar
Bazı falezlerin önünde ise dar Ģeritler halinde bulunan plajlar geliĢme göstermiĢtir. Çoğunlukla orta ve iri boyda çakıllardan müteĢekkildirler. Adanın kuzey kıyılarındaki alçak falezlerin eteğinde, önemsiz bazı burunlar dıĢında, tamamen orta boy çakıllardan oluĢan plajlar yer alır (Foto 65; Foto 66).
106
Foto 65. Büyük Ada’nın Kuzeyindeki Dar Kıyı ġeridinde Çakıllı Plajlar
Foto 66. Büyük Ada’nın Doğusundaki Kıyılar
Bunlardan baĢka adanın bazı kesimlerinde dik kıyıların gerisinde 15-20 metre yüksekliklerde, denize doğru hafifçe eğimli bir takım düzlükler göze çarpar. Bunlar büyük olasılıkla Tireniyen II veya Monastriyen I seviyesine ait taraça düzlükleridir
(Foto 67) (Yalçınlar, 1959).
Foto 67. Büyük Ada’nın Kuzeyindeki (Dil Burnu) 10 Metre Seviyesindeki Düzlük ve Ona ait Falezli Kıyılar, (Diklikte Sel Yarıntıları ve Parçalanma Dikkat Çekmektedir)
107
Alçak kıyıların karakteristik rölyefini ise plajlar meydana getirir. Bunlar, daha çok adanın doğusunda ve kuzeyinde ve birkaç koy içinde dar bir Ģeritte dikkat
çeker (Foto 68).
Foto 68. Büyük Ada’nın Batısındaki Değirmen Plajı Koyu
Adanın doğusu daha çok falezli ve düz kıyılar Ģeklindedir (Foto 69). Fakat
Adayı Ġkiye Ayıran Boyun Sahasının Önünde bir koy dikkati çeker (Foto 70).
Foto 69. Büyük Ada’nın Doğusundaki Kıyılar
108
Foto 70. Büyük Ada’nın Doğusundaki Koy
Adanın kuzeyinde alçak kıyının oluĢmasının nedeni, burada aslî topograf- yanın az eğimli olması ve bu durumun deniz altında da devam etmesidir. Diğer bir ifade ile bu kıyıların açığında denizin çok sığ olması dalgaların aĢınım tesirini azaltmakta, bunun yerine biriktirme faaliyetlerini hızlandırmaktadır. Ayrıca bazı akıntıların var olması ve burada kırılmaya uğramaları nedeniyle bu kısımlarda ince unsurlar depo edilmektedir.
Büyük Ada kıyılarının bir kısmı da insanın müdahalesine ve düzenlemesine sahne olmuĢtur. Bu düzenlenmiĢ sahalar daha çok yerleĢmelerin olduğu Ada’nın kuzey kıyılarında dikkat çekmektedir (Foto 71). Bununla beraber ĠSKĠ tarafından yapılan çalıĢmalarla da Adanın Güneydoğusunda bazı antropojenik Ģekillenmeler söz konusu olmuĢtur (Foto 72). Ayrıca sosyal içerikli tesislerin de Büyük Adanın kuzeydoğusunda yoğunlaĢtığını görmekteyiz (Foto 73).
109
Foto 71. Büyük Ada’da DüzenlenmiĢ Kıyı (Büyük Ada’nın Kuzeydoğusu)
Foto 72. Büyük Ada’da BeĢeri Müdahaleye Maruz KalmıĢ Kıyılar (Büyük Ada’nın Güneydoğusu)
Foto 73. Büyük Ada’da BeĢeri Müdahaleye Maruz KalmıĢ Kıyılar (Büyük Ada’nın Kuzeydoğusu)
110
2.6 Sedef Adası:
Ġç sıra adalarının en doğudaki ise Sedef Adasıdır (Foto 74; ġekil 31f). 2,69 km çevre uzunluğuna ve 0,36 Km² yüzölçümüne sahip bulunan Sedef Adası 1/25000
ölçekli G22 a3 topografya paftaları üzerinde kalır (ġekil 31e).
Foto 74. Büyük Ada’nın Doğusunda Sedef Adasından GörünüĢ
Deniz seviyesinden baĢlayan yükselti değerleri 56 metreye kadar ulaĢır (ġekil
31 d,e). Dolayısıyla yükselti amplütüdü 56 metredir.
111 a. Yükselti Seviyeleri Haritası b. Eğim Haritası c. Bakı Haritası
d. Topografya Haritası e. Topografya Paftası f. Konum Haritası
ġekil 31. Sedef Adası Haritaları
112
Ortalama yükselti seviyesi 21,42 metre olan Sedef Adasında alan bakımından hemen hemen % 50 si 20 metreden aĢağıdadır (ġekil 32; Tablo 17).
ġekil 32. Sedef Adası’nın Hipsografik Diyagramı
Tablo 17. Sedef Adası’nda Yükselti Kademelerinin DağılıĢı
Y. kademesi (m) Kapladığı alan (%) Kapladığı alan (km²) 0-10 27,78 0,1 10--20 22,22 0,08 20-30 19,44 0,07 30-40 19,44 0,07 40-51 11,11 0,04
Gerek tektonik nedenlerle, gerekse aĢınma ve parçalanma sonucunda sahada, eğim değerlerinin birbirinden farklı olduğu alanlar meydana gelmiĢtir (ġekil 31 b).
Minimum 0°, maksimum 37,9° arasında değiĢen eğim değerlerinin inceleme sahasındaki ortalama değeri ise 11,93° dir (ġekil 31b, Tablo 18).
113
Tablo 18. Sedef Adası’nda Eğim Sınıflarının DağılıĢı
Eğim Değerleri Kapladığı Alan (°) (Km² ) (%) 0-6 0,05 13,89 6--10 0,06 16,67 10--20 0,15 41,67 20-30 0,06 16,67 30-37,9 0,04 11,11
Toplam alanın yaklaĢık % 70 i 20º den daha düĢük eğim değerlerine sahip bulunur (Tablo 18). Yine dağılıĢ bakımından 10-20 dereceler arası en fazla yayılıĢ alanına sahip olduğu görülmektedir (ġekil 33).
ġekil 33. Sedef Adası’nda Eğim Sınıflarının DağılıĢı
Ġnceleme sahasında bakının hemen hemen her yöne dağılımının olduğu dikkat
çeker (ġekil 31c, ġekil 34). Fakat Kuzeydoğu yönlü sahalar en fazla dağılıĢ sahasına sahiptir.
114
ġekil 34. Sedef Adası’nda Bakı Sınıflarının DağılıĢı
En düĢük yayılıĢ alanına sahip bakı yönü ise Güneydoğudur. Tüm alanın ancak % 2,78 i bu yöne bakmaktadır (Tablo 19).
Tablo 19. Ġnceleme Sahasında Bakı Sınıflarının DağılıĢı
Yönler Kapladığı Alan (Km² ) (%) Yatay 0,04 11,11 K 0,04 11,11 KD 0,07 19,44 D 0,06 16,67 GD 0,01 2,78 G 0,02 5,56 GB 0,06 16,67 B 0,03 8,33 KB 0,03 8,33
115
Ġstanbul adaların en doğusunda yer alan Sedef Adası derinliği 11-13 m arasında olan bir deniz altı sırtı ile Büyükada'nın güney yarısı ile bağlantılıdır.
Adada mavi ve siyahımsı gri renkli, laminalı, yer yer ince tabakalı, kireç
çamurtaĢlarından ve bunlarla bazen ardıĢıklanan pembe renkli, killi-kireçli Ģeylerden oluĢan Sedef Adası ve çoğunlukla koyu mavi ve siyahımsı gri renklerde gözlenen kireç, çamurtaĢı ve kireçtaĢları ile temsil edilen Ġstinye formasyonları yaygın olarak bulunur.
Adada 56 metre seviyesindeki yükselti ve bu yükseltinin etrafındaki eğimli yamaçlar rölyefin ilk bakıĢta göze çarpan hususlarıdır (Foto 75).
Foto 75. Sedef Adasının Fiziki Görünümü (www.wowturkey.com)
116
Bu yükseltinin üzerindeki düzlük muhtemelen Üst Pliyosen yaĢlı aĢınım yüzeylerine karĢılık gelmektedir.
Foto 76. Sedef Adasında Zirve Düzlüklerinin Fiziki Görünümü (www.tatilfm.net)
Kıyıları ise genel olarak alçak kıyılar Ģeklindedir. Bu seviye genellikle 10 metre izohipsinden aĢağı seviyede bulunur (Foto 77).
Foto 77. Sedef Adasının Alçak seviyedeki Kıyıları (Fotoğraf Büyük Ada’dan)
Kıyıda kayaçlar yüzeylenmiĢ durumdadır. Bunlar 10 metreden aĢağıda bulunan falezlerin dalga aĢındırmasına bağlı olarak gerilemesi ile abrasyon platformuna dönüĢmüĢtür. Adanın güneyinde ise nispeten falezlerin gerilemesi ile oluĢmuĢ abrazyon düzlüğü göze çarpar (Foto 78).Yer yer aĢınım artığı kayaçlar da kıyıda dikkat çeker. Güneyde ise kıyı yer yer çakıllı unsurlardan oluĢmaktadır.
117
Foto 78. Sedef Adasının Güneyindeki Abrazyon Düzlüğü
2.7 Sivri Ada:
DıĢ sıra adalarının en batıdaki Kınalı Adanın güneyinde yer alan Sivri
Ada’dır (Foto 79;ġekil 35f). 1,25 km çevre uzunluğuna ve 0,09 Km² yüzölçümüne sahip bulunan Sivri Ada 1/25000 ölçekli G21 b2 topografya paftaları üzerinde kalır
(ġekil 35e).
Foto 79. Sivri Ada’nın GörünüĢü
Deniz seviyesinden baĢlayan yükselti değerleri 79 metreye kadar ulaĢır (ġekil
35 d,e). Dolayısıyla yükselti amplütüdü 79 metredir.
118 a. Yükselti Seviyeleri Haritası b. Eğim Haritası c. Bakı Haritası
d. Topografya Haritası e. Topografya Paftası f. Konum Haritası
ġekil 35. Sivri Ada Haritaları
119
Ortalama yükselti seviyesi 29,61 metre olan Sivri Adanın alan bakımından %
77,78 i 50 metreden aĢağıdadır (ġekil 36; Tablo 20).
ġekil 36. Sivri Ada’nın Hipsografik Diyagramı
Tablo 20. Sivri Ada’nın Yükselti Kademelerinin DağılıĢı
Y. kademesi (m) Kapladığı alan (%) Kapladığı alan (km²) 0-50 77,78 0,07 50-79 22,22 0,02
Gerek tektonik nedenlerle, gerekse aĢınma ve parçalanma sonucunda sahada, eğim değerlerinin birbirinden farklı olduğu alanlar meydana gelmiĢtir (ġekil 35 b).
Minimum 0°, maksimum 74,6° arasında değiĢen eğim değerlerinin inceleme sahasındaki ortalama değeri ise 28,47° dir (ġekil 35b, Tablo 21).
120
Tablo 21. Sivri Ada’da Eğim Sınıflarının DağılıĢı
Eğim Değerleri Kapladığı Alan (°) (Km² ) (%) 0-20 0,02 22,22 20-30 0,03 33,33 30-74,6 0,04 44,44
Toplam alanın yaklaĢık % 55 i 30º den daha düĢük eğim değerlerine sahip bulunur (Tablo 21). DağılıĢ bakımından 30 dereceden fazla eğim değerlerine sahip alanın en fazla yayılıĢ alanına sahip olduğu görülmektedir (ġekil 37).
ġekil 37. Sivri Ada’da Eğim Sınıflarının DağılıĢı
Ġnceleme sahasında bakının hemen hemen her yöne dağılımının olduğu dikkat
çeker (ġekil 35c, ġekil 38). Fakat Kuzey yönlü sahalar en fazla dağılıĢ sahasına sahiptir.
121
ġekil 38. Sivri Ada’da Bakı Sınıflarının DağılıĢı
En düĢük yayılıĢ alanına sahip bakı yönü ise Güneybatı ile yatay sahalardır.
Tüm alanın ancak % 4,44 ü yatay ve aynı oran güneybatı yönlü olarak bulunur
(Tablo 22).
Tablo 22. Sivri Ada’da Bakı Sınıflarının DağılıĢı
Yönler Kapladığı Alan (Km² ) (%) Yatay 0,004 4,44 K 0,018 20,00 KD 0,009 10,00 D 0,013 14,44 GD 0,008 8,89 G 0,014 15,56 GB 0,004 4,44 B 0,005 5,56 KB 0,015 16,67
122
Sivri Ada denizin içinden itibaren yükselen bir tepenin denizin üzerindeki uzantısıdır. Denizden yüksekliği 79 metredir. Birisi büyük diğer daha küçük iki tepeden oluĢmaktadır (Foto 80). Bu tepeler bir biriyle bir boyun ile ayrılır (Foto 81).
Foto 80. Sivri Ada’nın Fiziki GörünüĢü
Foto 81. Sivri Ada’da Zirveleri Birbirinden Ayıran Boyun
123
Sivri Ada Aydos ve Kurtköy formasyonlarından oluĢmaktadır. Bu
formasyonlar aĢınıma karĢı dirençli kumtaĢı ve kuvarsitlerden ibarettir. Bu nedenle
aĢınım karĢı direnç göstererek yükseltilerini muhafaza edebilmiĢtir.
Kıyı ise genel olarak kayaçlardan müteĢekkildir. Yüksek kyıların önünde
abrazyon düzlükleri dikkat çeker. Bunun dıĢında adanın batısında limanın gerisinde
küçük bir koy kısmen alçak kıyılara karĢılık gelmektedir.
2.8 Yassı Ada:
DıĢ sıra adalarının Sivri Ada ile Balıkçı Ada arasında kalan ortanca adası
Yassı Adadır (ġekil 39f). Yassı Ada aynı zamanda iç sıra adalarından Kınalı ve
Burgaz’ın güneyinde bulunmaktadır (Foto 82).
Foto 82. Burgaz Ada ve Kınalı Ada Gerisinde Yassı Ada’nın GörünüĢü
Foto 83. Burgaz Ada ve Kınalı Ada Gerisinde Yassı Ada’nın GörünüĢü
124 a. Yükselti Seviyeleri Haritası b. Eğim Haritası c. Bakı Haritası
d. Topografya Haritası e. Topografya Paftası f. Konum Haritası
ġekil 39. Yassı Ada Haritaları
125
1,43 km çevre uzunluğuna ve 0,11 Km² yüzölçümüne sahip bulunan Yassı
Ada 1/25000 ölçekli G21 b2 topografya paftaları üzerinde kalır (ġekil 39e).
Deniz seviyesinden baĢlayan yükselti değerleri 43 metreye kadar ulaĢır (ġekil
39 d,e). Dolayısıyla yükselti amplütüdü 43 metredir.
Ortalama yükselti seviyesi 17,33 metre olan Yassı Adanın alan bakımından
% 50 si 15 metreden aĢağıdadır (ġekil 40; Tablo 23).
ġekil 40. Yassı Ada’nın Hipsografik Diyagramı
Tablo 23. Yassı Ada’da Yükselti Kademelerinin DağılıĢı
Y. kademesi (m) Kapladığı alan (%) Kapladığı alan (km²) 0-15 50,00 0,055 15-30 30,91 0,034 30-43 19,09 0,021
Gerek tektonik nedenlerle, gerekse aĢınma ve parçalanma sonucunda sahada, eğim değerlerinin birbirinden farklı olduğu alanlar meydana gelmiĢtir (ġekil 35 b).
126
Minimum 0°, maksimum 47,5° arasında değiĢen eğim değerlerinin inceleme sahasındaki ortalama değeri ise 15,5° dir (ġekil 39b, Tablo 24).
Tablo 24. Yassı Ada’da Eğim Sınıflarının DağılıĢı
Eğim Değerleri Kapladığı Alan (°) (Km² ) (%) 0-20 0,071 64,55 20-30 0,025 22,73 30-47,5 0,014 12,73
Toplam alanın yaklaĢık % 64,55 i 20º den daha düĢük eğim değerlerine sahip bulunur (Tablo 24). DağılıĢ bakımından 0-20 dereceler arası en fazla yayılıĢ alanına sahip olduğu görülmektedir (ġekil 41).
ġekil 41. Yassı Ada’da Eğim Sınıflarının DağılıĢı
127
Ġnceleme sahasında bakının hemen hemen her yöne dağılımının olduğu dikkat
çeker (ġekil 39c, ġekil 42). Fakat Güneybatı yönlü sahalar en fazla dağılıĢ sahasına sahiptir.
ġekil 42. Yassı Ada’da Bakı Sınıflarının DağılıĢı
En düĢük yayılıĢ alanına sahip bakı yönleri ise %1,82 lik oranlarıyla
Kuzeydoğu ve Kuzeybatıdır (Tablo 25).
Tablo 25. Yassı Ada’da Bakı Sınıflarının DağılıĢı
Yönler Kapladığı Alan (Km² ) (%) Yatay 0,01 9,09 K 0,017 15,45 KD 0,002 1,82 D 0,013 11,82 GD 0,018 16,36 G 0,014 12,73 GB 0,019 17,27 B 0,015 13,64 KB 0,002 1,82
128
Yassı Ada’nın arazisi kubbemsi ve konkavdır (Foto 84). Bir yay çizen profil genellikle denize dik olarak iner.
Foto 84. Yassı Ada’nın Fiziki GörünüĢü
Kıyı kayalık, dik falezlerden ibarettir (Foto 85). Yer yer aĢınmaya bağlı olarak aĢınım artığı kayaçlar dikkat çeker (Foto 86).
Foto 85. Yassı Ada’nın Güneydoğudan GörünüĢü (www.panoramia.com)
Foto 86. Yassı Ada’nın Kıyılarının Genel GörünüĢü (www.wowturkey.com)
129
Adanın batı kıyıları doğu kıyılarına göre daha eğimlidir. Falezler dik bir
Ģekilde deniz seviyesine inmekte ve o Ģekilde devam etmektedir. Bu nedenle kıyılarında fazla düzlük söz konusu değildir. Ancak doğu kesimde küçük bir aĢınım düzlüğü mevcuttur. Kuzey tarafında da küçük bir iskelesi bulunmaktadır (Foto 87).
Foto 87. Yassı Ada’dan Genel Bir GörünüĢ (www.ifsak.org.tr)
Balıkçı Adası:
DıĢ sıra adalarının en doğudaki ve sonuncusu Balıkçı Adası’dır (ġekil 43f).
Ġstanbul Adaları'nın en güneyinde ve Ġstanbul'a en uzak olanıdır.
Foto 88. Büyük Ada’nın Güneyindeki Balıkçı Adası’ndan Genel Bir GörünüĢ
130 a. Yükselti Seviyeleri Haritası b.Eğim Haritası c. Bakı Haritası
d. Topografya Haritası e. Topografya Paftası f. Konum Haritası
ġekil 43. Balıkçı Ada Haritaları
131
0,95 km çevre uzunluğuna ve 0,05 Km² yüzölçümüne sahip bulunan Balıkçı
Adası 1/25000 ölçekli G22 a4 topografya paftası üzerinde kalır (ġekil 34e).
Deniz seviyesinden baĢlayan yükselti değerleri 28 metreye kadar ulaĢır (ġekil
43 d,e). Dolayısıyla yükselti amplütüdü 28 metredir.
Ortalama yükselti seviyesi 9,14 metre olan Balıkçı Adasının alan bakımından
% 60 ı 10 metreden yukarıdadır (ġekil 36; Tablo 26).
ġekil 44. Balıkçı Ada’sının Hipsografik Diyagramı
Tablo 26. Balıkçı Ada’sında Yükselti Kademelerinin DağılıĢı
Y. kademesi (m) Kapladığı alan (%) Kapladığı alan (km²) 0-10 40,00 0,02 10--26 60,00 0,03
Gerek tektonik nedenlerle, gerekse aĢınma ve parçalanma sonucunda sahada, eğim değerlerinin birbirinden farklı olduğu alanlar meydana gelmiĢtir (ġekil 43 b).
132
Minimum 0°, maksimum 80,75° arasında değiĢen eğim değerlerinin inceleme sahasındaki ortalama değeri ise 15,49° dir (ġekil 43b, Tablo 27).
Tablo 27. Balıkçı Ada’sında Eğim Sınıflarının DağılıĢı
Eğim Değerleri Kapladığı Alan (°) (Km² ) (%) 0-20 0,02 40,00 20-30 0,01 20,00 30-80,75 0,02 40,00
Toplam alanın yaklaĢık % 60 ı 30º den daha düĢük eğim değerlerine sahip bulunur (Tablo 27). DağılıĢ bakımından 20-30 dereceler arasının en fazla yayılıĢ alanına sahip olduğu görülmektedir (ġekil 45).
ġekil 45. Balıkçı Ada’sında Eğim Sınıflarının DağılıĢı
Ġnceleme sahasında bakının hemen hemen her yöne dağılımının olduğu dikkat
çeker (ġekil 43c, ġekil 46). Fakat Yatay sahalar en fazla dağılıĢ sahasına sahiptir.
133
ġekil 46. Balıkçı Ada’sında Bakı Sınıflarının DağılıĢı
En düĢük yayılıĢ alanına sahip bakı yönü ise kuzeybatıdır. Tüm alanın ancak
% 2 si bu yöne bakmaktadır (Tablo 28).
Tablo 28. Balıkçı Ada’sında Bakı Sınıflarının DağılıĢı
Yönler Kapladığı Alan (Km² ) (%) Yatay 0,019 38,00 K 0,005 10,00 KD 0,004 8,00 D 0,006 12,00 GD 0,005 10,00 G 0,003 6,00 GB 0,004 8,00 B 0,003 6,00 KB 0,001 2,00
134
Büyükada’nın güneyinde kuvarsitlerden oluĢan küçük bir adadır. Ağaçsız,
çıplak, kayalık bir kara parçasıdır (Foto 89).
Foto 89. Balıkçı Adası’nın Güneyden GörünüĢü (www. delinetciler.net)
En yüksek noktası 28 metre ile adanın doğusunda kalmaktadır. Kıyıları doğal
olarak kayalık olu dik kıyılar sınıfı içinde kalmaktadır. Bu falezler hemen hemen 10
metreyi bulmaktadır (Foto 89).
Foto 90. Balıkçı Adası’ndan Genel Bir GörünüĢ
(www.commondatastorage.googleapis.com)
135
Bu kayaçlar oldukça sert, iyi çimentolanmıĢ ve ince tanelidir. Dalga sularının tesir ettiği yerlerde feldspat geniĢ ölçüde çözülmüĢtür. Çoğunlukla açık, yer yer de sarımsı renktedir. Hava ile temas eden yüzey kısımlarında çözülme görülür.
Çatlaklardan sızan deniz suları nedeniyle renkleri yer yer kırmızımtırak ve kahverengiye dönüĢmüĢtür.
Kayaçlardaki kırık ve çatlaklar boyunca sular zemine sızmakta ve böylece bu hatlar üzerinde parçalanmalar dikkat çekmektedir. Bu adada kıyılar doğallığını korumaktadır. Dolayısıyla beĢeri müdahale veya düzenleme Balıkçı Ada’sında söz konusu olmamıĢtır.
136
3. JEOMORFOLOJĠK OLUġUM VE GELĠġĠM
Jeomorfolojik oluĢum ve geliĢim, değiĢik yer Ģekillerinin oluĢmasına imkân veren farklı litolojik istiflerin bulunduğu bu sahada, çok yönlü Ģekillendirici faktörler denetiminde, geçmiĢten günümüze sahanın geçirdiği jeomorfolojik geliĢimin belirlenmesini, baĢka bir ifade ile jeomorfolojik tarihçesini kapsamaktadır.
Karalarda meydana gelen yükselme ve alçalmalar, taban düzeyi değiĢiklikleri oluĢturduğundan, sürekli bir aĢınma ve birikme sürecinin yaĢanmasına neden olmuĢtur. Buna paralel olarak da farklı yüksekliklerde yer alan aĢınım yüzeyleri oluĢmuĢtur.
Ġnceleme sahası ve çevresinde kabuk üzerinde, Ordovisyenden Devoniyen’e kadar uzanan bir çökelme ortamı oluĢmuĢtur. Bunun sonucunda alttan üste doğru, arkoz, subarkoz, kuvarsit, kumtaĢı, çamurtaĢı, çakıltaĢı, kiltaĢı, Ģeyl çökelmiĢtir.
Devoniyenden sonra, Permo-Karboniferde Hersiniyen orojenezinin etkili olduğu sahada daha önce çökelen birimler kıvrımlanmıĢlardır. Orojenezi takip eden sükûn devrelerinde ise, aĢınım yüzeyleri geliĢme göstermiĢtir. Böylece orojenezle oluĢan kıvrımlar, orijinalitelerini kaybetmiĢtir.
Bölgede Üst Silür ve Devona ait tabakaların kıvrılmıĢ olmaları, ilk rölyefin
Hersinyen kıvrımlarıyla meydana geldiğini göstermektedir. Bu yüksek sahada hemen bir aĢınma devresinin baĢlayacağı ve bu devrenin sonucu olarak bir aĢınım yüzeyinin meydana gelmesi doğal süreçlerdendir. ġu halde Permo Karbonda bir aĢınım yüzeyi oluĢmuĢtur. Permo Karbon aĢınım yüzeyi yaĢadığı uzun jeolojik tarihçe süresinde korunamamıĢtır. Ancak inceleme sahasında varlığını sürdürebilen en yaĢlı aĢınım yüzeyi Üst-Miyosen olarak yaĢlandırılabilir.
137
Mesozoyik denizlerinin örtmediği inceleme sahası Mezosoyik sonlarından itibaren Alpin hareketlerin etkisine girmiĢtir. Ancak, bu hareketlerin alanımızdaki etkileri faylar oluĢturmak ve bunların tesiriyle kıvrım sistemlerinin doğrultularını değiĢtirmek Ģeklinde olmuĢtur. Alpin hareketlerin sükûn devrelerinde ise, tekrar aĢınım yüzeyleri oluĢmuĢ olup, bunlardan ilki Eosenden sonra geliĢmiĢtir.
Oligosende Savien fazının etkisinde kalan sahada bir yandan yükselme diğer yandan da aĢınma faaliyetleri etkinlik kazanmıĢ ve Miyosende de bu aĢınma sürmüĢtür.
Buna göre, çalıĢma sahasının 150 m. ve daha büyük yükseltilerde bulunan zirve düzlükleri Üst-Miyosen aĢınım yüzeyleridir. Ana kara üzerinde 250 metre
üzerindeki bu seviye Adalarda çökme ana karada yükselme nedeniyle ancak 150 metre seviyelerine tekabül etmektedir.
Ġnceleme sahasının çevresinde daha geniĢ alanlarda yayılmıĢ bulunan bu büyük yüzölçüme sahip peneplen muhtemelen deniz seviyesine bağlı olarak oluĢmuĢtur. Bu bakımdan, daha yüksekte ve çok daha parçalanmıĢ olarak görülen
150 m. ve üstündeki yüzeyi, deniz seviyesine göre geliĢmiĢ olan bir peneplen olarak değerlendirmek hatalı olmayacaktır.
Üst Miyosen yüzeyinin yayılıĢ sahasının kısıtlı bir alanda görülüyor olması,
Üst- Miyosen - Pliyosen’de geliĢen geniĢ alanlı yeni bir aĢınım süreci sonucu bunların tahrip ve tesfiyesi ile ilgilidir.
Günümüzde yüksek sahaları kapsayan bu Üst-Miyosen topografya, geliĢimini takip eden Miyosen sonlarında baĢlayan Pliyosende hız kazanan epirojenik karakterli
Post Alpin Neotektonik hareketler etkisiyle kabuk, büyük çapta deformasyona maruz kalmıĢtır. Bu deformasyon, esas itibariyle, bu sahada kırılma, buna bağlı olarak daha
çok yükselme, alçalma, yer yer çanaklaĢma ve kubbeleĢmeler Ģeklinde olmuĢtur. Bu
138 hareketin etkisiyle de yaĢanmakta olan Üst-Miyosen aĢınım döngüsü son bulmuĢ ve yeni bir döngü baĢlamıĢtır.
Söz konusu hareketlerle büyük ölçüde deforme olan alanda bir yandan da aĢınım faaliyetleri etkinliğini sürdürmüĢ ve Üst-Miyosen yüzeylerinin zararına yeni aĢınım yüzeyleri geliĢmiĢtir. Üst-Miyosen yüzeyi parçalarının bugün farklı yüksekliklerde dağılıĢ göstermesi, Miosen sonrası etkinlik kazanan tektonik hareketlerin sonucunda olmuĢtur. Bu hareketler muhtemelen Miyosenden, sonra,
Alpin hareketlerin Attik fazında meydana gelmiĢtir.
Neojen birimleri içinde kuvarsit çakıllarının mevcut oluĢu, geniĢ kuvarsit alanları ihtiva eden sahada bir aĢınmanın, ardından bir yükselmenin mevcudiyetine iĢaret etmektedir. Bu yeni yükselmenin yaĢı genel bir kanaat olarak Pliyosen olarak kabul edilmektedir. Pliosen yükselmesinin neticesi, bölgede geniĢ bir aĢınma faaliyeti baĢlamıĢ, eski aĢınım yüzeyleri ilk önce yarılmıĢ, sonra tahrip edilerek sahası daraltılmıĢtır.
Pliyosen’de tektonizma yeniden epirojenik karakterli olarak etkinliğini hissettirmeye baĢladığı hareketlerinin sonucunda sahada, özellikle Kocaeli
Yarımadası genelinde havzalar ve sığ göller oluĢmuĢtur. Bu Neojen havzalar, karasal fasiyeste Neojen yaĢlı, diğer bir ifade ile sürmekte olan aĢınımın ürünü korelat depo- lar ile doldurulmuĢtur. Bu depolar sahada, Neojen yaĢlı formasyonların oluĢmasına imkân vermiĢtir. Böylece, önceden deformasyona uğramıĢ olan Üst-Miyosen aĢınım yüzeyleri yarılmıĢ, parçalanmıĢ ve Üst-Pliyosen aĢınım yüzeylerinin geliĢmesiyle geniĢ çapta ortadan kaldırılmıĢtır. Böylece havzaların da dolmasıyla hafif dalgalı bir topografya halinde uzanan Pliyosen sonu rölyef meydana gelmiĢtir. Üst-Miyosen aĢınım yüzeyinin zararına geliĢen bu yüzey orjinalde 150 m arasında gözlenen bir
139 yayılıĢ sahasına sahiptir. Fakat Üst Pliyosen baĢlarında geliĢme gösteren aĢınım yüzeyi tektonik hareketlerin etkisiyle meydana gelen çökmeler ile 70 m.lere kadar inmiĢtir. Belirtildiği gibi Üst Pliyosen yüzeylerinde görülen seviye farklılığının baĢlıca nedeni ise tektonik etkiler ve buna bağlı meydana gelen faylanmalardır.
Üst Pliyosen aĢınım devresini takiben, yeni kabuk hareketlerinin meydana geldiği görülür. Üst Pliyosen aĢınım dönemi sonunda sahayı etkileyen Alpin hareketlerin Eflak fazı ile yeni bir aĢınım dönemi baĢlamıĢtır. AraĢtırma alanımızda meydana gelen yükselme hareketleriyle baĢlayan bu dönem, Üst - Pliyosen aĢınım yüzeyinin zararına geliĢmiĢtir(Kurter ve Bener,1963).
Ayrıca bu hareketler inceleme sahası ve yakın çevresindeki faylarda oynamalara da neden olmuĢ, Bu hareketlere bağlı olarak ana kara yükselirken adalar ve çevresi çökmüĢtür. Özde Marmara Denizi ve Karadeniz daha önce mevcut olan
Sarmatlar denizinin kalıntılarıdır(Major vd.,2002;Meriç vd.,2000;Pamir,1938).
Ayrıca Akdeniz istilasından önce Marmara Denizi’nin Karadeniz ile yer yer teması olmuĢtur. Çavda safhası bu bağlantı dönmelerinden birisidir. Bu safhayı takip eden ilk Akdeniz istilâsı sırasında Marmara Denizi bugünkü seviyeden daha yüksekte olduğu, çevredeki 30-35 metre irtifalarda bulunan taraçaların mevcudiyetinden anlaĢılmaktadır. Daha sonra kendini gösteren bir regresyon esnasında Akdeniz’le bağlantı geçici olarak kesilmiĢ ve Marmara büyük bir göl karakteri kazanmıĢtır.
Ġkinci Akdeniz istilâsı Marmara’yı yeniden deniz haline getirmiĢ ve bu denizden de bugün çevrede 12-15 metre yükseklikteki taraçalar kalmıĢtır. Bu devrenin
Marmara’sı büyük bir ihtimal ile Monastriyen devresindeki Marmara olup yine
Ġstanbul Boğazı ile Karadeniz’e bağlı bulunuyordu. Marmara Denizi, Ġstanbul ve
Çanakkale Boğazlarının sığ eĢik derinliğinden dolayı Kuvaterner’deki iklim
140 değiĢimlerine bağlı su seviyesi salınımları sonucu, komĢu denizlerle olan su bağlantısını yine zaman zaman kaybetmiĢtir. Böylece Pleistosen’de gerek Karadeniz gerekse Marmara Denizi global sulardan bağımsız kalmıĢlardır. Akdeniz kuĢağında var olan taraçalar ve seviyeleri ile Marmara ve Karadeniz taraçaları arasında bariz farklılıklar bu tespiti doğrulayan veriler ihtiva etmektedir(Kerey vd.,2004;Oktay ve
Sakınç,1993;Oktay vd.,2002). Würm glasyal safhasında genel ve yaklaĢık 100 metreyi bulan deniz alçalması esnasında Marmara denizi Akdeniz’den ayrılmıĢ ve en
çukur yerlerini bir takım göllerin iĢgal ettiği büyük bir kapalı havza halini almıĢtır.
Göllerin en büyükleri Ģüphesiz bir çöküntü sahası olan Marmara havzanın ortasındaki oluĢumlarını tektonizmaya borçlu olan çukurları iĢgal edenlerdi (ġekil
21) (Ardel, 1943; Ardel ve Ġnandık, 1957; Ardel ve Kurter, 1957; Ardel, 1958;
Darkot, 1938; Erinç, 1974-77;Okay vd.,1994; Ekinci, 2010). Kara halinde bulunan
Ģelf bu devrede dıĢ faktörlerin etkisi altına girmiĢ ve üzerinde vadiler kazılmıĢtır. Bu safhada önemli tektonik hareketlerin meydana geldiği ve Marmara havzasının bu arada boğazların çökerek bariz bir çukurlaĢmaya maruz kaldığı söylenebilir. Yine sıkıĢmalı tektonik bir aktiviteye bağlı olarak Gelibolu yarımadasının batısı KD-GB yönlü fayların eĢliğinde yükselmiĢ, Saros Körfezi çökmüĢ böylece Çanakkale Boğazı da bu faylarla iliĢkili olarak açılmıĢtır (Yaltırak vd.. 1998; 2000; GökaĢan vd., 1993;
1995; 1997; GökaĢan, 1998; Demirbağ vd., 1999; Yılmaz ve Oktay, 1996). Böylece
Würm sonrası yaĢanmakta olan bir interglasyal safhada günümüzden yaklaĢık 10.000 yıl önce baĢlayan genel deniz yükselmesi ile son kez Akdeniz Sularının Karadeniz’e intikali gerçekleĢmiĢ, Akdeniz’le Marmara ve Karadeniz yeniden birleĢmiĢ ve aĢağı yukarı bugünkü durum ortaya çıkmıĢtır (Stanley ve Blanpied, 1980; GökaĢan vd.,
1997; Ryan vd., 1997; GökaĢan 1998; Demirbağ vd., 1999; Çağatay vd., 2000;
141
Caner, 2000; Yaltırak vd., 2000;2002;Uludağ vd.,1987; Ünlüata vd.,1990; Ekinci,
2010).
Ana kara üzerindeki kuzey ve güneydeki Pliyosen yüzeylerinin yüksekliklerinin farklı oluĢu, aksi tarafa eğimlenmeleri, üzerlerinde kuvarsit
çakıllarından ve kumlardan ibaret yeni depoların mevcudiyeti, monadnokların anormal yüksekliği ve bu yeni depolar üzerinde bir aĢınım yüzeyinin varlığı
Pliyosenden sonra önemli tektonik hareketlerin meydana geldiğine delil teĢkil etmektedir.
Üst-Pliyosen aĢınım yüzeylerinin eğimlenmesi epirojenik bir harekete iĢaret etmektedir. Uzun süren bir aĢınım devresi ve yükselme, büyük oranda Üst Miyosen-
Pliyosen aĢınım yüzeylerinin korelat depolarının sahadan taĢınmasına neden olmuĢtur.
Buradan da anlaĢıldığı gibi sahada daha yeni kabuk hareketleri meydana gelmiĢtir. Bu hareketler ile Pliyosen aĢınım yüzeyleri oluĢtukları yükseltilerinden çok aĢağıdaki kademelere inerken, taban seviyesinde de sürekli değiĢim oluĢmuĢ ve Üst
Pliyosen aĢınım yüzeyi eğilmenmiĢ ve kademelenmiĢtir. Önceki epirojenik karakterli hareketlerde olduğu gibi faylar tekrar hareket etmiĢ ve ana karadaki dağlık kütleler yükselmiĢtir. Bu gün bu yükseltilerin yamaç önlerinde detritik elemanların birikmesiyle kil, kum ve çakıllardan oluĢan kontinentel bir depo oluĢmuĢtur.
Pliyosen sonrası Kuvaterner döneminde, tektonik gençleĢmeler meydana gelmekle kalmamıĢ beraberinde birçok jeomorfolojik olayları da getirmiĢtir. Söz konusu dönem, yarılmalar, örtülerin sıyrılması, havzaların kısmen boĢalması ve yarı olgun Üst Pliyosen -Pleistosen yüzeylerin oluĢumuna ve akarsu Ģebekesinin geliĢimine neden olan tektonik süreci kapsar.
142
Tektonik bu hareketlerin yanı sıra Pliyosenin sonlarından beri etkisini giderek hissettiren dıĢ etmen ve süreçler, inceleme sahasının güncel jeomorfolojik geliĢimi
üzerinde de söz sahibidir.
Bölgede dördüncü zaman östatik hareketlerinin sonucu olarak bazı yarılma ve boğulmalar meydana gelmiĢtir. Bunlardan Riss ve Würm arasındaki interglasiyaline tekabül eden ve izleri 20 m. ye kadar takip edilebilen boğulmadan kıyı morfolojisi bahsinde değinilmiĢti. Onu takip eden Würm glasyali esnasındaki 90 m. lik regresyonun bir sonucu olarak kara sahası artıĢ göstermiĢ ve buralarda akarsu ağları oluĢmuĢtur. Bu sürecin bir ürünü olan deniz dibini teĢkil eden ve Pliyosen sathının devamı olan platform, adalar civarına kadar sokulmuĢtur.
Son glasyalı müteakip, Flandriyen transgresyonu esnasında yeni bir boğulma daha meydana gelmiĢtir. Bugünkü kıyıdan biraz daha içeriye nüfuz eden bu deniz istilâsına ait izler, daha evvelki boğulmalara ait izler ile karıĢtığından genellikle tasnif edilememektedir. Fakat kıyıdaki dolguların üst kısmını, 5-6 m. yukarıya kadar, bu transgresyona ait depoların teĢkil ettiğine Ģüphe yoktur (Kurter, 1957).
Ġstanbul Adalarında ortalama ile en düĢük yükselti seviyesi arasındaki farkın en yüksek ile yine en düĢük yükselti seviyesi arasındaki farka oranı (Keller ve Pinter,
2002; Pike vd., 1971; Mayer, 1990) olan hipsografik integral değerleri hesaplanmıĢ ve buna göre aĢınım döngüsü bakımından bazı değerlendirmeler yapılmıĢtır.
Ortalama yükselti- Endüsük yükselti Hipsometrik integral Hi)= formülüne Enbüyük yükselti - Endüsük yükselti göre; Kınalı Ada’da 0,3739; Burgaz Ada’da 0,3519; KaĢık Adasın’da 0,295;
Heybeli Ada’da 0,286; Büyük Ada’da 0,2963; Sedef Adası’nda 0,3825; Sivri
Ada’da 0,3748; Yassı Ada’da 0,4030;Balıkçı Adasında ise 0,3515 olarak
143 belirlenmiĢtir. Bu değerlere göre Ġstanbul Adaları aĢınım döngüsü bakımından kabaca yer yer ileri gençlik yer yer de olgunluk devresinde olduğunu aĢındırma, taĢıma ve biriktirme faaliyetlerinin hala etkin olarak devem ettiği sonucuna varılır.Ciccacci vd.,1992;Cox,1994;HoĢgören,1995).
Dolayısıyla bugünkü seviye istikrar bulduktan sonra baĢlayan yeni aĢınma devresi henüz ileri gençlik yer yer de olgunluk safhasındadır.
Kıyı, geliĢim sürecinin baĢlangıç safhasındadır. GevĢek çakıllardan oluĢan falezler daha çabuk gerilemekte ve önlerinde dar birer kıyı Ģeridi meydana gelmektedir. Devon tabakalarının teĢkil ettiği falezler, daha ağır bir seyir takip ederek gerilemektedir. Sahil, deniz istilasına ait kumlar hariç, hemen her yerde iri
çakıllarla ve kayaçlarla örtülüdür Falezler diktir ve çok yerde kaidelerinde dalga
çentikleri mevcuttur. Bütün bunlar tekâmülün pek ileri bir safhada olmadığına iĢaret eder (Kurter, 1957;Dewey ve Bird,1970;Egeran,1948).
Havzada örtü birimlerinin parçalanmıĢ olması, akarsu topografyasının etkinliğini ve nemli koĢulların varlığını ifade etmektedir. Ayrıca inceleme alanında
çeĢitli yükseltilerde bulunan parçalanmıĢ aĢınım yüzeyleri de flüvyal süreçlerin birer
ürünü olarak belirtilebilir(Knighton,1996). Bu bakımdan, flüvyal morfoklimatik bölge içerisinde kalan ve Ģekillenmede akarsuların maksimum etkin olduğu inceleme alanının morfolojik geliĢimini ortaya koyabilmek için söz konusu bölgedeki akarsuların oluĢum ve geliĢimlerinin de belirtilmesini gerekli kılmaktadır.
Ġnceleme alanında, aĢındırma ve parçalanma sürecini yürüten akarsular, jeolojik birim kontaklarında kanalize olmuĢlardır. Aynı yönde uzanan yükseltiler ile bunlar arasında kalan depresyonlar vadi oluĢumunun temel dinamiğinin tektonizma olduğu sonucunu ortaya koyar. Ancak bu vadilerin tamamı aynı özelliği
144 göstermezler. Bu bakımdan Kuvaterner’de temel özelliklerini kazanan, günümüzdeki akarsu ağı sistemine ait geliĢme gösteren vadilerinin, tektonizmanın yanı sıra dıĢ süreçlerin etkisinde kaldığını da ifade edebiliriz(Erol,1983;Kayan,1998).
Üst Pliyosen aĢınım yüzeyi üzerindeki örtü tabakasına bağlı olarak oluĢan ağ sistemi, yer yer bu yüzeyin tesviye edilmesi ile eski zaman tabakalarına inmiĢ ve sistemin sürempoze özellik kazanmasına neden olmuĢtur. Üst Neojen'deki daha nemli ve muhtemelen sıcak iklim Ģartları altında, flüvyal süreçlerin aktiviteleri artmıĢtır.
Pliyosen'de baĢlayan akarsu debilerindeki artma, böylece statik gençleĢme devresi, Pleyistosen'deki nemli devrelerde de, aralıklı olarak devam etmiĢ olmalıdır.
Böylece, dağlık kütleler yarılmıĢ, yapı hatları boyunca gerileyen tâbiler ve ana mec- ralar zayıf direnç hatlarına uyarak geliĢme göstermiĢtir.
Sahada oldukça yakın bir devrede meydana gelmiĢ olan kabuk hareketleri nedeniyle oluĢan seviye ve eğim değiĢiklikleri sonucu drenaj bozulmaları, derine kazmanın hızının değiĢmesi ile Üst Pliyosen’de kurulan bu akarsu sistemi üzerinde
önemli değiĢikliklere neden olmuĢtur(Emre vd.,1998;GökaĢan,2000;GökaĢan vd.,2006).
Kuaternerin baĢlarında sahada yarı-kurak bir iklim etkili olmakla birlikte iklim oynamalarına bağlı olarak genellikle yağıĢlı bir karakter göstermiĢtir. Buradaki
Üst Pliyosen yüzeyleri, Kuvaterner’de akarsu ağı tarafından vadilerinin geliĢmesi ile yarılmıĢ ve iĢlenmiĢtir.
Bu bakımdan ifade edilecek sonuç, sahanın bugünkü yerĢekillerinin, kaide seviyesinde zaman zaman görülen değiĢmelerin bir sonucu olarak çeĢitli devirler
145 esnasında kendilerine özgü safhaları yaĢayarak oluĢmuĢ ve geliĢmiĢ polisiklik bir topografya olduğudur.
Ayrıca geçmiĢte olup biten bu hareketlerden baĢka, günümüzde meydana gelen depremler, inceleme sahasının tektonik bakımdan aktif bir kuĢakta yer aldığını göstermektedir (ġekil 47; ġekil 48; ġekil 49). Bu yerel özellikleri bakımdan hemen güneyinden aktif deprem üreten fayların geçtiği inceleme alanı birinci derece deprem sahası içinde kalmaktadır(Ergin vd.,1967;1991;Hisscot vd.,2002; Uluğ vd.,1987).
ġekil 47. Marmara Denizinde Deprem Üreten Faylar ve Ġstanbul Adalarına Göre Konumu
ġekil 48. Marmara Denizinde Deprem Üreten Yüzeysel Faylar
ġekil 49. Marmara Denizinde Deprem Üreten Derindeki Faylar
146
Ġnceleme alanının Ģimdiki jeomorfolojik geliĢimi üzerinde güncel dıĢ etmen ve süreçlerle insan önemli bir rol oynamaktadır(Ekinci ve Ekinci,2006;Ekinci,2006).
Nemli iklim koĢulları altında geliĢmiĢ akarsu sistemi ve dalgalar Ģekillendirme faaliyetlerini sürdürmektedir.
Suyun ve nemin varlığına bağlı olarak orta derecede bir kimyasal aĢınım görülmekte, ancak buna karĢın sıcaklık değerlerinin don meydana getirecek kadar düĢük olmaması nedeniyle yok denecek kadar az mekanik parçalanma görülmektedir. Zeminin yılın büyük bir bölümünde suya doygun halde bulunması kütle hareketlerini kolaylaĢtırıcı rol oynamaktadır. Bu nedenle nemli, ılıman bölgede yer alan sahada orta derecede kütle hareketleri de görülmektedir(Kurter,1979).
Ġnceleme sahası coğrafi konum bakımından Tropikal ve Polar hava kütleleri etkisinde olan, güneyden ve kuzeyden denizlerle çevrili, ilkbahardan itibaren ısınan bir sahada bulunmaktadır (Erinç,1978;1980). Ġlkbahardan itibaren ısınan kuzey yarımküre ve kuzeye doğru çekilen polar hava kütlelerinin yerini, güney sirkülasyon tropikal-subtropikal hava kütleleri almaktadır. Eylül ayından itibaren de soğumaya baĢlayan kuzey yarımküreden yavaĢ yavaĢ cephesel sistemli polar hava kütleleri bölgemize inmeye baĢlar (Günal, 1998).
YağıĢ olarak; kıĢ aylarında frontal yağıĢlar almakta, ilkbahar ve yaz aylarında konvektif yağıĢlardan yağıĢ bilânçosunu tamamlayabilmektedir. Maksimum yağıĢların Ekim, Kasım, Aralık, Ocak ve ġubat aylarına rastladığı, diğer aylardaki yağıĢ miktarlarının giderek azaldığı, Temmuz ve Ağustos aylarında minimum değerler gösterdiği tespit edilmiĢtir. Bu yağıĢlı dönemlerde akarsular söz konusu iken yağıĢın olmadığı dönemlerde ise akıĢtan yoksun kuru vadiler halini almaktadır
(Günal, 1998).
147
Ġklim özelliklerine bağlı olarak Peltier (1950), tarafından geliĢtirilen morfoklimatik sınıflandırmaya göre, yıllık ortalama sıcaklık değeri 14,3 ºC, yıllık yağıĢ toplamı ise 693,7 mm olan inceleme alanı Ilıman bir morfoklimatik bölgede yer almaktadır.
Diğer bir araĢtırıcı olan Wilson (1968) tarafından iklim ve süreçlere bağlı olarak geliĢtirilen sınıflandırmaya göre de aynı iklim verileri doğrultusunda nemli,
ılıman bir morfoklimatik bölge içerisinde yer almaktadır.
Cailleux ve Tricart (1958) tarafından ortaya atılan, yeryüzünün iklim, vejetasyon ve toprak kuĢaklarına göre yapılan morfojenetik bölge sınıflandırmasına göre de inceleme alanı Yarı Nemli bölge içinde kalmaktadır.
Erinç’e (1965) göre inceleme alanı yarı nemli iklim tipi ve kuru orman
örtüsünün bulunduğu alanlara girmektedir. Termik amplütüd,17,9 Cº, En az yağıĢlı ay olan Haziran (26 mm) ve en çok yağıĢlı ay Aralık (108,4 mm) arasındaki miktar
1 oranı ise ’dur. Akarsularda kıĢ ve yaz arasında akım değiĢiklikleri dikkat çeker. 4,1
Ancak akarsu aĢındırma ve biriktirmesi etkindir. Don bir etken değildir. Kuvvetli olan kimyasal aĢınım her mevsim etkinliğini gösterir. Bu verilere göre inceleme alanı iklim Ģartları bakımından Marmara denizi kenarında yarı nemli koĢullar içerisinde kalmaktadır. Kahverengi orman toprağının yaygın olduğu inceleme sahasında toprak yıkanması fazla değildir. Vejetasyon ise tahrip edilmiĢtir. Akarsularının aĢındırma gücü Ģiddetli değildir.
Orta değerin biraz altında düĢük derecede bir kimyasal ayrıĢma, zayıf don etkisi nedeniyle yine orta değerlere yakın mekanik parçalanma görülmektedir. Ayrıca kütle hareketlerinin de orta değerden biraz düĢük olduğu dikkat çekmektedir. Flüvyal
148 aĢınım etkisinin yüksek olduğu yarı nemli bu sahada rüzgâr etkisi ise orta dereceden biraz yüksek olarak etkili olmaktadır. Ayrıca süreçlerde devresellik yani kurak mevsimlerde mekanik parçalanma, sıcak mevsimlerde kimyasal ayrıĢma etkindir.
Yükseltinin etkisine dayanılarak yapılan Morfoklimatik katlar sınıflandırmasına göre de en yüksek zirvesi 201 m olan sahada glasyal ve periglasyal katların oluĢması için yeterli yükselti değerleri mevcut değildir. Bu bakımdan düĢey doğrultuda tek katın varlığı görülür. Diğer bir değiĢle inceleme alanında tamamıyla flüvyal süreçler rol oynamaktadır.
Yine bir morfojenetik bölgede yalnız bir etmen söz konusu değildir, fakat baskın veya egemen etmenden söz edilebilir. Sonuç olarak inceleme alanı bu bakımdan flüvyal morfojenetik bölge tipine sahip bulunur. Dolayısıyla söz konusu morfojenetik bölgede Ģekillendirici dıĢ kuvvetler olarak akarsular ve dalgalar baĢta gelmektedir.
Bitki örtüsü de Ģekillendirici kuvvet olarak belirtilebilir. Nemcil ve kurakçıl yayvan yapraklı karıĢık ormanların (meĢe, kestane, kayın, gürgen, ıhlamur gibi) hâkim olduğu Kocaeli yarımadasına 3-6 km arasında değiĢen mesafede yer almasına rağmen Ġstanbul Adaları Akdeniz ikliminin karakteristik bitki toplulukları olan kızılcam (Pinus brutîa) ormanları ve maki formasyonu ile kaplıdır (Günal, 1998).
Ġstanbul adaları ayrıca doğal olmayan ancak adaların iklimine adapte olarak doğal ortamlarındaki gibi geliĢme gösteren bitki türleri açısından da dikkati çeker.
Ayrıca Ġnceleme sahasında insanın da giderek artan oranda Ģekillendirici bir kuvvet olduğu görülmektedir. Böylece doğal bitki örtüsünün tahrip edilmesi (ġekil
50, ġekil 51), Akarsu ağlarının ve vadi sistemlerinin düzenlenmesi, kıyılardaki
149 yapılaĢmalar, ulaĢım ağlarının inĢası (ġekil 52) gibi faaliyetleri nedeniyle doğal süreçlerde bir kesinti meydana getirmektedir.
150
ġekil 50. Ġstanbul
Adalarında Zemin
Örtüsü Özellikleri
151
ġekil 51. Ġstanbul
Adalarının Bitki
Örtüsü Özellikleri
152
ġekil 52. Ġstanbul
Adalarının UlaĢım
Özellikleri
153
SONUÇ
Ġstanbul Adalarının bugünkü jeomorfolojik manzarası çok uzun ve o nispette karıĢık bir sürecin sonucunda gerçekleĢmiĢtir.
Ġstanbul Adalarının dördüncü zaman baĢlarında bir çöküntü ile Kocaeli
Yarımadası’ndan ayrılmıĢ kara parçalarıdır. Dolayısıyla Adalar, Çatalca Kocaeli penepleninin yer yer alçalıp yükselmesi, bilhassa Boğazların açılıp, güney bölümünün deniz sularının altında kalması sonucu, bu peneplenin sular üzerinde kalmıĢ parçalarıdır.
Ġnceleme sahasında litolojik olarak, Paleozoyik’ten günümüze kadar değiĢik yaĢ ve özellikte kayaçlar yer almaktadır. Bu kayaçlar kısmen Hersinyen, büyük oranda ise Alp Orojenezi’nin etkisinde kalmıĢtır. Miyosen’den sonra ise epirojenik karakterli Post Alpin tektonik hareketler etkili olmuĢtur. Bu hareketlerin sonucunda kayaçlarda kıvrılma, kırılma ve faylanmalar meydana gelmiĢtir.
Ġnceleme sahasının bugünkü jeomorfolojik görünümü, yüz milyonlarca yıllık uzun bir geliĢme döneminin miyosenden sonra baĢlayarak günümüze kadar süren ve tektonik faaliyetlerin esas itibariyle epirojenik olarak meydana geldiği bu nedenle de faylanmalar ve blok hareketleri ile gerçekleĢen son dönemin, diğer bir ifade ile
Neotektonik safhanın eseridir.
Ġnceleme sahasında Paleotektonik rejim döneminde meydana gelen kıvrım yapıları, Neotektonik rejim döneminde önemli değiĢikliklere uğramıĢtır. Mevcut kıvrımlı yapılar ve aĢınım yüzeyleri dislokasyona uğramıĢ, düĢey dislokasyonlar inceleme alanında yeni bir morfolojinin belirmesine neden olmuĢtur.
Görüldüğü üzere inceleme sahasının bugünkü röliyef Ģekilleri, farklı devirler esnasında kendine özgü safhalardan geçmek suretiyle oluĢmuĢ ve geliĢmiĢtir. Bu
154 süreç içerisinde aĢınım ve birikim dönemlerinin münavebesi ve yer yer stratigrafik boĢluk dönemleri yaĢanmıĢtır. Böylece farklı devrelerin izlerini taĢıyan diskordant
örtülü yapıda polisiklik bir topografya ortaya çıkmıĢtır. 0 metreden baĢlayan yükselti kademesinin 201 m’ye çıktığı bu topografyada tepelik sahalar ile kıyı ana yerĢekillerini teĢkil eder.
Etmen ve süreçlerde değiĢiklik meydana gelip gelmediğine göre yapacağımız değerlendirmeye göre; inceleme alanında levha hareketlerine bağlı olarak etkinliğini sürdüren iç etmenler Miyosene kadar Orojenik karakterli iken Miyosenden sonra epirojenik karakterli olarak devam etmiĢtir. Bu durum polijenik bir tektonik stili ifade etmektedir.
DıĢ etmen ve süreçler açısından ise yerĢekilleri üzerinde flüvyal süreçlerin etkin olduğu ve değiĢmediği ayrıca bu süreçlerin dıĢında farklı aĢındırma etmen ve süreçlerinin etkin olamadığı inceleme bölgesinde bu bakımdan da monojenik bir topografyadan söz edebiliriz.
Dirençli kuvarsitler birkaç yüz metreyi bulan bir farkla deniz seviyesi
üzerinde büyük eğim değerleri ile birlikte yükselmektedir. Dolayısıyla yükselti
Ģartları litoloji ile çok yakından ilgilidir. Her yöndeki parçalanma ve farklı bakı yüzeylerinin mevcudiyeti farklı etmenlerin varlığına da dikkat çekmektedir.
Sahada Üst Miyosen ve Üst Pliyosene ait aĢınım yüzeyleri ile Pleistosene ait küçük ölçekli farklı seviyeler mevcuttur.
Akarsu Ģebekesinin esası bugüne ait değildir. Bunların Neojen'de de mevcut oldukları ve son epirojenik hareket neticesi yeniden yatak kazdıkları anlaĢılıyor.
Sahadaki faylar eğim atımlı normal faylardır. Genellikle kuzey blokları yüksek, güney blokları da alçaktır. Ġstanbul Adaları civarlarında geliĢmiĢ faylar bu
155
Ģekildedir. Fakat bunlar sismik bakımdan önem arz etmezler. Ġstanbul Adalarının çok
önemli bir sismik zonun pek yakınında bulunduğunu ve bu durumun insan mekân iliĢkilerinde önemli bir role sahip bulunduğunu da burada kaydetmek gerekir.
Kınalı Ada’da Neojenin kumlu gevĢek depoları ve çoğunlukla likidite sınırı nispeten düĢük kaolinitten müteĢekkil killeri, kuvvetli yarılmaların ve dik meyillerin de tesiriyle zemin kaymalarına çok elveriĢlidir.
Milyonlarca yıl boyunca tektonik kompresyonlara maruz kalmıĢ olan inceleme sahası, özellikle sahanın Paleozoik eski kütlesi yapı iĢleri, temel hafriyatı ve tünel yapımı gibi birçok bakımlardan çok sağlam bir zemin teĢkil eder. Bu bakımdan olası depremlerin zararları bu sahalarda küçük boyutlarda kalması muhtemeldir.
Ġnceleme sahasının kıyı bölgesinde yakın bir jeolojik geçmiĢe ait boğulma izleri mevcuttur. Genel olarak bütün yörenin kıyıları zamanımızdan yaklaĢık 10.000 yıl kadar önce bugünkü seviyesine ulaĢan son deniz kabarması yani Flandriyen transgresyonu neticesinde sular altında kalmıĢ, yaygın bir morfolojik tabirle boğulmuĢ kıyılar kategorisine girer. Bu deniz basması sular altında kalan sahaların değiĢik morfolojik özelliklerine bağlı olarak farklı kıyı tiplerinin oluĢumuna yol açmıĢ ve bu tipler ayrıca aradan geçen zaman esnasında kıyı olaylarının etkisi altında bazı önemli değiĢikliklere uğramıĢlardır.
Ġstanbul Adalarının morfolojik Ģartları eskiden beri insan tarafından yörenin değerlendirilmesi özellikle eğim Ģartları daha yeni Ģehirsel geliĢmeler üzerinde de etkilerini göstermiĢtir.
Adaları, coğrafi dağılımları bakımından merkezi ve çevresel olmak üzere iki grupta toplamak mümkündür. Kınalıada, Heybeliada, Burgazada, KaĢıkadası,
156
Büyükada ve Sedef Adası merkezi grubu diğer bir ifade ile iç sırayı oluĢturur.
Sivriada, Yassıada ve Balıkçı Adası ikinci grubu veya dıĢ sıradaki adaları oluĢturur.
Kıyı morfolojisi bakımından Ġstanbul Adalarının kıyıları çeĢitli Ģekiller ihtiva eder. Bu Ģekillerin baĢlıcalarını falezler, abrazyon platformları, aĢınım artığı kayaçlar, kıyı taraçaları, plajlar ve minyatür tombololar meydana getirir. Kıyılar, genellikle girintisi çıkıntısı fazla olmayan eğriler çizer. Adalar’ın en yüksek tepesi,
Büyükada’nın güneyinde yükselen Yücetepe’dir. Yüksekliği 201 m.’dir.
Zemin örtüsü bakımından yerleĢim yerleri, ormanlık, makilik, bozuk orman,
çalı ve kayalık gibi sınıflar mevcuttur.
Ayrıca adalarda bir deprem riski bulunduğu, yakınından geçen aktif fayların varlığından anlaĢılmaktadır. Yine bu süreçte bir tsunaminin söz konusu olup olmadığı gibi tartıĢmalar sürüp gitmektedir. Ancak Tsunami oluĢumu için bazı temel
Ģartlar gerekmektedir. Bunların baĢlıcaları blok havza strüktürünün veya bu Ģekilde bir faylanma mekanizmasının varlığı, 7,5büyüklüğününün üzerinde bir depremin varlığı ile dalganın oluĢması için 40-50 km.lik mesafenin varlığı gibi hususlardır.
Oysa bu bölgede fay doğrultu atımlıdır, olası deprem büyüklüğü 7 den aĢağıda beklenmektedir ve gerekli olan 40-50 km.lik mesafe mevcut değildir. Bu nedenle bu sahada dev deprem dalgası mahiyetinde büyük bir tsunami riski söz konusu değildir.
Ancak deprem esnasındaki tsunami mahiyetinde olmayan yükselmeler ile deniz dibi heyelanlarına bağlı oynamalar olasıdır.
157
KAYNAKÇA Abdüsselamoğlu, ġ., (1963), Ġstanbul Boğazı Doğusunda Mostra Veren Paleozoyik Arazide Stratigrafik ve Paleontolojik Yeni MüĢahedeler, M.T.A. Dergisi60, Ankara. Abdüsselamoğlıı, ġ., (1963), Kocaeli Yarımadasının Jeolojisi. M.T. A. Enstitüsü, Rapor No. 3249, BasılmamıĢ, Ankara Ak,A.,(2010),KayıĢdsğı ve Çevresinin Jeomorfolojısi,Ġ.Ü.Sosyal Bilimler Enstitüsü,BasılmamıĢ Y.lisans Tezi,Ġstanbul Altınlı, E., (1951), KayıĢdağı Bölgesinin Jeolojisi, Ġstanbul Üniversitesi Fen Fakültesi Yayını, XVI, 2, Ġstanbul. Anderson, M.G., (1988), Modelling Geomorphological Systems, John Wiley and Sons, Great Britain. Ardel, A., (1943), Marmara bölgesinin güneydoğu havzalarının morfolojik karakterleri Türk Coğrafya Dergisi, No. 2, Ankara, s. 160 -173. Ardel,A., (1958), Marmara Bölgesinin Yapı ve Reliefi ve Bu Münasebetle Ortaya Atılan Problemler, Coğrafi AraĢtırmalar, Ġstanbul Üniversitesi Coğrafya Enstitüsü Yayını, Cilt II, No.21, Ġstanbul. Ardel, A., (1968), Jeomorfolojinin Prensipleri, Fasikül I, Ġstanbul Üniversitesi Coğrafya Enstitüsü Yayını, Ġstanbul. Ardel, A., Kurter, A. ve Dönmez, Y., (1969), Klimatoloji Tatbikatı, Ġstanbul Üniversitesi Coğrafya Enstitüsü Yayını, Ġstanbul. Ardel, A. (1971): Jeomorfolojinin Prensipleri, Fasikül II, Ġstanbul Üniversitesi Coğrafya Enstitüsü Yayını, Ġstanbul. Ardel, A., (1973), Klimatoloji, Ġstanbul Üniversitesi Coğrafya Enstitüsü Yayını, Ġstanbul. Ardos,M., (1971), AĢınım Satıhları ve Peneplenlerle Münasebetleri, Jeomorfoloji Dergisi, Ankara. Ardos, M., (1979), Türkiye Jeomorfolojisinde Neotektonik, Ġstanbul Üniversitesi Coğrafya Enstitüsü Yayını, Ġstanbul. Ardos, M., (1996), Türkiye’de Kuaterner jeomorfolojisi, Çantay Kitabevi, Ġstanbul. Arıç, C., (1955), Ġstanbul Paleozoik Ara zisinde Bulunan Oolitli ve Fosilli Demir Madeni, Ġstanbul Teknik Üniversitesi Yayını, Ġstanbul. 158
Atalay, Ġ., (1987), Türkiye Jeomorfolojisine GiriĢ, Ege Üniversitesi Edebiyat Fakültesi Yayını, Ġzmir. Balçıklar,Ġ.(1957) :Tuzlada Bulunan Fosilli Kıyı Depoları.Ġst.üniv.Coğ
Enst.Dergisi,Cilt ktSayı.8,Ġstanbul. Ballard, R. D., Coleman, D. F., and Rosenberg, G. D., (2000). Further evidence of abrupt Holocene drowning of the Black Sea shelf. Marine Geology, 170, 253-261. Bargu, S., 1997, Ġzmit Körfezinde Pleistosen Taraçaları ve Tektonik Özellikler, Ġst. Ün. Müh. Fak. Yer. Bil. Der. Sayı: 10, 1-2 Ġstanbul. Baykal, F. ve Kaya,O., (1963), Ġstanbul Bölgesi’nde Bulunan Karboniferin Genel Stratigrafisi, M.T.A. Dergisi, Ankara. Baykal, F. ve Kaya,O., (1965), Ġstanbul Silüryeni Hakkında, M.T.A. Enstitüsü Dergisi, S.64. BeĢiktepe, ġ. T., Sur, H. I., Özsoy, E., Latif, M. A., Oğuz, T., and Ünlüata, A., (1994). The circulation and hydrography of the Marmara Sea. Progress in Oceanography, 34, 285-334. Bilgin, T., (1986), Genel Kartografya II, Ġstanbul Üniversitesi Coğrafya Enstitüsü Yayını, Ġstanbul. Brinkman,H., (Çev: O, Kaya), (1976), Türkiye Jeolojisine GiriĢ, Ege Üniversitesi. Fen Fakültesi Kitap Seri No.53, Bornova-Ġzmir. Burbank, D.W. ve Anderson, R.S., (2001), Tectonic Geomorphology, Blackwell Science, Massachusetts. Cailleux,A. Ve Tricart, j., (1958), Ġntroduction a la Geomorphologie Climatigue, Cours de Geomorphologie, Paris. Chaput, E., (Çev: Hamit Nafiz), (1931), Ġstanbul Civarındaki Neojen Arazisinin Bünyesi Hakkında MüĢahadeler, Ġstanbul Darülfünunu Fen Fak.Mec. Riyaziat, Fizik, Kimya, Tabii ve Tatbiki Ġlimler, ġirketi Mürettibiye Matbaası, Ġstanbul. Ciccacci, S., D’Alessandro, L., Fredi, P ve Lupiapelmieri E., (1992), Relations Betweem Morphometric Characteristics and Denudational Processes in Some Drainage Basins of Italy, Zeitschrift für Geomorphology, Sayı. 36.
159
Cox, R.T., (1994), Analysis of Drainage Basin Symmetry as a Rapid Technique to Identify Areas of Possible Quaternary Tilt-Block Tectonics: An Example from the Mississippi Embayment, Geological Society of America Bulletin, Sayı.106. Çağatay, M. N., Görür, N., Algan, O., Eastoe, C., Tchapalyga, A., Ongan, D., Kuhn, T., and KuĢçu, Ġ.,(2000). Last glacial-Holocene paleoceanography of the Sea of Marmara: timing of the last connections with the Mediterranean and the Black Sea. Marine Geology, 167, 191-206. Darkot, B.,(1938), Boğazların MenĢei, Coğrafi AraĢtırmalar. Ġstanbul Üniversitesi Edebiyat Fakültesi, Coğrafya Enstitüsü Yayını, No: 4, 1-14. Demirbağ, E., GökaĢan, E., Oktay, F. Y., ġimĢek, M., and Yüce, H.,(1999). The last sea level changes in the Black Sea: Evidence from seismic data. Marine Geology, 157, 249-265. Dewey, J.F. ve Bird, J.M., (1970), Mountain Belts and New Global Tectonics, Journal of Geophysics Research, Sayı.75.. Dönmez, Y., (1979), Umumi Klimatoloji ve Ġklim ÇalıĢmaları, Ġstanbul Üniversitesi Yayını, Ġstanbul. Egeran, N., (1948),Tectonigue de la Turguie et Relations. Etc. G.Thomas. Nancy. Ekinci, D., (2004), Gülüç Çayı Havzası’nın Uygulamalı Jeomorfoloji Özellikleri, Ġstanbul Üniversitesi Sosyal Bilimler Enstitüsü BasılmamıĢ Doktora Tezi, Ġstanbul. Ekinci, (2010), Türk Boğazlarının Temel Coğrafi Karakterleri, TRT Yayınları, Ankara. Ekinci, D. ve Ekinci, B., (2006), The Potential of Remote Sensing for Monitoring KayıĢdağı and Its Surroundings (Istanbul) Land Cover Changes and Their Effects on Physical Geography Conditions, Proc. 18th International Soil Meeting (ISM) on Soil Sustaining Life on Earth, Managing Soil and Technology”, May 22-26, 2006, ġanlıurfa- Turkey, Vol. I Ekinci, D., (2007), Safranbolu ve Çevresinin Jeomorfolojisi, Çantay Yayınevi, Ġstanbul. Ekinci, D., (2006), Tuzla Kıyıları ve Yakın Çevresinde Ġnsan Kontrollü Güncel jeomorfolojik GeliĢim, Türk Coğrafya Dergisi, 46. 160
EMA,(2000a): Tuzla Ġlçesi Ġmar Planını Revizyonuna Esas Jeolojik-Jeoteknik Etüt Raporu (ĠBB; Planlama ve Ġmar Daire BaĢkanlığı, Zemin Deprem Ġnceleme Müdürlüğü’ne kontrol amaçlı gönderilen rapor), Ġstanbul. EMA, (2000b): Kartal Ġlçesi Kartal-Soğanlık ve Dolayoba Semtleri Ġmar Planını Revizyonuna Esas Jeolojik-Jeoteknik Etüt Raporu (ĠBB; Planlama ve Ġmar Daire BaĢkanlığı, Zemin Deprem Ġnceleme Müdürlüğü’ne kontrol amaçlı gönderilen rapor, Ġstanbul. Emre, Ö., Erkal, T., Tchapalyga, A., Kazancı, N., Keçer, M. ve Ünay, E.,(1998). Doğu Marmara bölgesinin Neojen-Kuvaterner’deki evrimi. MTA Dergisi, 120, 223-258. Erdenen, O. , 1962, Ġstanbul Adaları, Belediye Matbaası, Ġstanbul. Ergin, K., Güçlü, U. ve Uz, Z.,(1967), Türkiye ve civarının deprem kataloğu (MS.11-1964),. ĠTÜ Maden Fakültesi, Arz Fiziği Enstitüsü, Yay. No: 24, Ġstanbul. Ergin, M., Bodur, M. N., and Ediger, V.,(1991). Distibution of surfical shelf sediments in the northeastern and southwestern of the Sea of Marmara: Strait and canyon regimes of the Dardanelles and Bosphorus. Marine Geology, 96, 313-340. Erinç, S., (1954), The Pleistocene History of the Black Sea and the Adjacent Countrıes with Special Reference to the Climatic Changes, Review of the Geog. Inst. Of the Univ. Of Ġst. Erinç, S., (1965), YağıĢ Müessiriyeti Üzerine Bir Deneme ve Yeni Bir Ġndis,Ġstanbul Üniversitesi Coğrafya Enstitüsü Yayını, Ġstanbul. Erinç,S., 1974-77, Ġstanbul Boğazı ve Çevresi Doğal Ortam: Etkiler ve Olanaklar (Uygulamalı Coğrafya Etüdü), Ġ.Ü. Coğ. Enst. Dergisi, sayı 20- 21, Ġstanbul. Erinç, S., ( 1976-77), Ġstanbul Boğazı ve Çevresi Doğal Ortam Etkiler ve Olanaklar Ġstanbul Üniversitesi Coğrafya Enstitüsü, Ġstanbul. Erinç,S (1980), Jeoekoloji Açısından Ġstanbul Yöresi, Ġ.Ü. Coğ. Enst. Dergisi, sayı 23, Ġstanbul. Erinç, S., (1996), Klimatoloji ve Metodları, Alfa Yayınevi, Ġstanbul. Erinç, S., (2000), Jeomorfoloji I, Dergisi Yayınları, Ġstanbul. 161
Erinç, S., ( 2001), Jeomorfoloji II, Dergisi Yayınları, Ġstanbul. Erol, O., (1983), Türkiye’nin Genç Tektonik ve Jeomorfolojik GeliĢimi, jeomorfoloji Dergisi, Sayı. 11. Eser, H., 1978, Burgaz Adası Kıyılarının Jeomorfolojik Özellikleri, Ġstanbul Üniversitesi Edebiyat Fakültesi Coğrafya Enstitüsü basılmamıĢ lisans mezuniyet tezi, 1978, Ġstanbul. Gerrard, A.J., (1988), Rocks and Landforms, Unwın Hyman, London. GökaĢan, E.,( 2000), Marmara Denizinin Jeolojik OĢinografisi, Marmara Denizinin Jeolojik Özellikleri, 177-392, Umur Reklamcılık ve Matbaacılık, Ġstanbul. GökaĢan, E., vd., (2006), Ġstanbul Boğazı deniz tabanı morfolojisini denetleyen etkenler: Son buzul dönemi sonrası aĢınma izlerinin kanıtları, Yerbilimleri, 27 (3), 143-161. GökaĢan, E, (1998). Ġstanbul Boğazı’nın Kuvaterner evriminin sismik stratigrafik yöntemlerle incelenmesi. Doktora Tezi Ġstanbul Üniversitesi Deniz Bilimleri ve ĠĢletmeciliği Enstitüsü GökaĢan, E., Demirbağ, E., Oktay, F. Y., Eceviyoğlu, B., ġimĢek, M., and Yüce, H., (1997). On the origin of the Bosphorus. Marine Geology, 140, 183-197. Günal, N., (1998), Ġstanbul Adalarında Bitki Örtüsü-Ġklim ĠliĢkileri, Türk Coğrafya Dergisi, Sayı 33, s.101-128. Gürgen, N., 1978, Heybeliada Kıyılarının Jeomorfolojik Özellikleri, Ġstanbul Üniversitesi Edebiyat Fakültesi Coğrafya Enstitüsü BasılmamıĢ Lisans Mezuniyet Tezi, 1978, Ġstanbul. Hisscot, R. N., Aksu, A. E., YaĢar, D., Kaminski, P,J., Mudie, V. E., Kostylev, J. C., Macdonald, F. I., ĠĢler, F. I., and 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 HoĢgören, M.Y., (1995), Ġzmit Körfezi Havzası’nın Jeomorfolojisi Kocaeli Valiliği Çevre Koruma Vakfı, Deniz Harp Okulu Komutanlığı Basımevi, Ġstanbul. HoĢgören, M.Y., (1998), Jeomorfoloji’nin Ana Çizgileri II, Çantay Kitabevi, Ġstanbul. HoĢgören, M.Y., (2007), Jeomorfoloji’nin Ana Çizgileri I, Çantay Yayınevi, Ġstanbul. 162
Ġzbırak, R. (1955): Sistematik Jeomorfoloji, Harita Umum Müdürlüğü Yayınları, Ankara. ĠBB, (2000), Zemin Deprem Ġnceleme Müdürlüğü,(Raporlar), Ġstanbul. Kaya, O., (1978), Ġstanbul Ordovisyeni ve Silüryeni, H.Ü. Yerbilimleri Enstitüsü Yayını, Cilt.4, Ankara. Fak. Coğr. Enst. Yay, Ġstanbul. Kayan, Ġ., (1998), Yeni YaklaĢımlarla Türkiye’nin Plio-Kuvaterner Paleocoğrafyası, Anakara Üniversitesi Türkiye Coğrafyası AraĢtırma ve Uygulama Merkezi Dergisi, Sayı.6 (21. YY’a Doğru Türkiye Sempozyumu Bildiriler Özel Sayısı). Keller, A.E. ve Pinter, N., (2002), Active Tectonics; Earthquakes, Uplift, and Landscape, Prentice Hall, New Jersey. Kerey, Ġ. E., Meriç, E., Tunoğlu, C., Kelling, G., Brenner, R, L., and Doğan, A. U., (2004). Black Sea-Marmara Sea Quaternary connections: new data from the Bosphorus, Ġstanbul, Turkey. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 204, 277-295. Ketin,Ġ., (1953), Türkiye Jeolojisine Genel Bir BakıĢ, Ġ.T.Ü. Yayınları.1259, Ġstanbul. Ketin, I. (1953): Tektonische untersuchungen auf den Prinzen inseln'nahe istanbul (Turkei). Sonderabdruck aus der Geologischen Runschau, Band 41. Ketin, Ġ.(1958): Çamlıca bölgesinin tektoniği hakkında: Türk. Jeol.Kur.Bült.7. Ketin, Ġ. (1968): Türkiye'nin Genel Tektonik durumu ile BaĢlıca Deprem Bölgeleri, Arasındaki ĠliĢkiler, MTA. Enst. Derg. S: 71, s: 129-134, Ankara. Ketin, Ġ., (1979), Türkiye’nin BaĢlıca Orojenik Olayları ve Paleocoğrafik Evrimi, Maden Tetkik ve Arama Enstitüsü Dergisi, Sayı. 88. Knighton, D., (1996), Fluvial Forms and Processes, Arnold, London. Korkusuzoğlu, A.A., 1971, Heybeliada’nın Fiziki Coğrafyası, Ġstanbul Üniversitesi Edebiyat Fakültesi Coğrafya Enstitüsü basılmamıĢ lisans mezuniyet tezi, Ġstanbul. Kurter, A., (1957), Bostancı-Maltepe Arası Morfolojisi, Ġstanbul Üniversitesi Coğrafya Enstitüsü Dergisi, Sayı. 8, Ġstanbul. Kurter, A., (1979), Türkiye'nin Morfoklimatik Bölgeleri. Ġstanbul Üniversitesi Edebiyat Fakültesi, Ġstanbul. 163
Kurter.A. ve Bener, M., (1963), Ġstanbul ve Yakın Çevresinin Jeomorfolojisine Ait Ġlk Not, Ġstanbul Üniversitesi Coğrafya Enstitüsü Dergisi, Cilt. 7, Ġstanbul. Kurter, A. ve HoĢgören, M.Y., (1986), Jeomorfoloji Tatbikatı, Ġstanbul Üniversitesi Edebiyat Fakültesi Yayını, Ġstanbul. Major, C., Ryan., W., Lericoalis, G., and Hajdas, I.,(2002). Constrains on Black Sea outflow to the Sea of Marmara during the last glacial- interglacial transition. Marine Geology, 190, 19-34. Mater, B., (1998), Toprak Coğrafyası, Çantay Kitabevi, Ġstanbul. Mayer, L., (1990), Introduction to Quantitative Geomorphology: An Exercise Manual, Englewood Cliffs, Prentice Hall. Meriç, E., Kerey, Ġ. E., AvĢar, N., Tunoğlu, C., Taner, G., Kapan-YeĢilyurt, S., Ünsal, Ġ. ve Rosso, A., (2000). Geç Kuvaterner (Holosen)’de Ġstanbul Boğazı yolu ile Marmara Denizi-Karadeniz bağlantısı hakkında yeni bulgular. Türkiye Jeoloji Bülteni, 43 (1), 73-118. Okay, A.C., (1947), Alemdağ-Karlıdağ ve KayıĢdağ Arasındaki Bölgenin Jeolojisi ve Petrografisi, Ġstanbul Universitesi Fakültesi Yayını, B. XII, Ġstanbul. Okay, A., ġengör, A.M.C. Görür, N.,(1994), Karadeniz'in Açılması ve Bunun Çevre Bölgeler Üzerindeki Etkisi Jeofizik Der. 9,10 83-84, Ġstanbul. Oktay, F., Eren, R.H., (1994), Ġstanbul Megapol Alanının Jeolojisi. BasılmamıĢ Rapor, Ġstanbul BüyükĢehir Belediyesi Ġmar Daire BaĢkanlığı, ġehir Planlama Müdürlüğü. Oktay, F.Y. ve Sakınç, M.,(1993). Geç Kuvaterner’de Ġstanbul Boğazı’nın oluĢumuna neden olan tektonik hareketler. Türkiye Kuvaterneri ÇalıĢtayı Bildiri Özleri, 69-72. Oktay, F.. Y., GökaĢan, E., Sakınç M., Yaltırak, C., Ġmren, C., and Demirbağ E.,( 2002). The effect of North Anatolian Fault Zone to the latest connection between Black Sea and Sea of Marmara. Marine Geology 190 (1-2), 367- 382. Önalan, M., (1982), Pendik Bölgesi ile Adaların Jeolojisi ve Sedimanter Özellikleri, YayınlanmamıĢ, Ġstanbul Üniversitesi Mühendistlik Fakültesi Doçentlik Tezi, Ġstanbul 164
Önalan, M., (1982), Ġstanbul Ordovisyen ve Silüryen Ġstifinin Çökelme Ortamları, Ġstanbul Üniversitesi Mühendistlik Fakültesi Yerbilimleri Dergisi, Cilt. 2, Ġstanbul. Önalan,M., (1986/1987), Ġstanbul Devoniyen Çökellerinin Sedimenter Özellikleri ve Çökelme Ortamları, Ġstanbul Üniversitesi Mühendistlik Fakültesi Yerbilimleri Dergisi. Cilt. 6, Ġstanbul. Önalan, M.(2000): Sahada Yerbilimi ÇalıĢmaları, Ġstanbul Üniversitesi Yayını, Ġstanbul. Palmieri-Lupia, E., (2004), Hypsometric Analysis, Encylclopedia of Geomorphology, Ed., Goudie, A.S., Routledge Ltd, London. Pamir, H. N.,(1938). Ġstanbul Boğazı’nın teĢekkülü meselesi. MTA Dergisi, 3-4, 61- 69. Peltier, L.C., (1950), the Geographic Cycle in Periglacial Regions as it is Related to Climatic Geomorphology . Ann. Assoc. Amer. Geographic. Derbyshire. E. (Ed.) Pike, R.J. ve Wilson, S.E., (1971), Elevation-Relief Ratio, Hypsometric Integral and geomrphic Area-Altitude Analysis, Geological Society of America Bulletin, Sayı, 82. Ritter, D.F., Kochel, R.C. ve Miller, J.R., (1995), Process Geomorphology, McGraw-Hill, Boston-USA. Sakaoğlu, E. (1988): Tuzla (Ġstanbul) Dolayının Jeolojisi, Ġst. Ün. Jeoloji Bölümü Diploma Tezi, Ġstanbul. Sayar, C., (1962), Ġstanbul Boğazında Arkozlar Ġçinde Bulunan Ordovisiene Ait Bazı Conularialar (Rapor). Sayar C. (1979): Ġstanbul Boğazı ve Çevresinde Ordovisien-Silürien Sının, Türkiye Jeoloji Kurultayı Bülteni, c:22, s: 161-167, Ġstanbul. Scheidegger, A.E., (1991), Theoretical Geomorphology, Springer – Werlack, Berlin Heidelberg. Strahler, A.N., (1952), Hypsometric (Area-Altitude) Analysis of Erosional Topography, Geological Society of America Bulletin Sayı.63. Boston, USA Uluğ, A., Özel, E. ve Çiftçi, G., (1987). Ġstanbul Boğazı’nda sismik çalıĢmalar. Jeofizik Dergisi, 1 (2), 131-144. 165
Ünlüata, Ü., Oğuz, T., Latif, M. A., and Özsoy, E.,(1990). On the physical oceanography of the Turkish Straits, In: L. J. Pratt (ed), The physical oceanography of sea straits. Kluwer Academic Publ., London, NATO Advanced study institutes series. Series C. Yalçınlar, I.,(1947), Ġstanbul Civarı ve Kocaeli Yarımadasının Jeomorfolojisi Hakkında Notlar, Türkiye Jeoloji Kurultayı Bülteni, c:2, No:l, s: 134-143, Ankara. Yalçınlar, I., (1947), Ġstanbul Boğazı Civarının Vadileri Hakkında Dil Tarih Coğrafya Fak. Derg. C.VI, No: 1, s:69-72, Ankara. Yalçınlar, I., (1949), Ġstanbul Civarı ve Kocaeli Yarımadasının Jeomorfolojisi Hakkında Notlar, Türkiye Jeoloji Kurumu Bülteni, Ankara. Yalçınlar, Ġ., (1996), Strüktüral Jeomorfoloji, Öz Eğitim Yayınları, Ġstanbul. Yaltırak, C., (2002), Tectonic evolution of the Marmara Sea and its surroundings. Mar Geol 190(1-2): 493-529. Wilson,L., (1968), Morphogenetic Classification, In Encyclopedia of Geomorphology (ed. Fairbridge, R.W.), Reinhold Book Corp, New york. Wilson, J.P. ve Gallant, J.C., (2000), Terrain Analysis, John Wiley and Sons, Inc, USA.
166
Haritalara ait lejant ek 6 da bulunmaktadır.
167
Haritalara ait lejant ek 6 da bulunmaktadır.
168
Haritalara ait lejant ek 6 da bulunmaktadır.
169
Haritalara ait lejant ek 6 da bulunmaktadır.
170
Ek 5.
Haritalara ait lejant ek 6 da bulunmaktadır.
171
#0 ĠĢaretler
Taraça
Ek 6. SEDEF VE BALIKÇI ADALARI’NIN JEOMORFOLOJİ HARİTASI
172