docıstanbul ıçın deprem senaryolarının hazırlanmasında cografı bılgı
download 
Şikayet Transkript
ıstanbul ıçın deprem senaryolarının hazırlanmasında cografı bılgı
ISTANBUL TEKNIK ÜNIVERSITESI REKTÖRLÜGÜ BILIMSEL ARASTIRMA PROJELERI BIRIMI ISTANBUL IÇIN DEPREM SENARYOLARININ HAZIRLANMASINDA COGRAFI BILGI SISTEMLERININ KULLANIMI Prof. Dr. Okan Tüysüz I.T.Ü Avrasya Yerbilimleri Enstitüsü 2003 ÖZET 17 Agustos 1999 ve 12 Kasim 1999 depremleri Marmara Bölgesinde büyük can kaybina ve maddi hasarlara yol açmis, dünyanin en aktif deprem kusaklarindan biri üzerinde yer alan ülkemizin depreme hazirliksiz oldugunu açik bir biçimde göstermistir. Depreme hazirlanmada önemli asamalardan biri de bir depremde meydana gelmesi muhtemel olan yer sarsintisinin belirlenmesidir. Böylece alinacak tedbirler bir bölgede yasanmasi muhtemel maksimum yer sarsintisina göre planlanabilecektir. Yer sarsintisinin büyüklügü bir bölgede depremin yarattigi ivme ile ifade edilir. Bir depremin kaynaginda üretilen elastik enerjinin kaynaktan uzaga dogru yayilmasi esnasinda nasil azalacagi ve bunun belli uzaklikta ne kadar yer ivmesi yaratacagi çesitli deneysel formüller kullanilarak tahmin edilebilmektedir. Bu çalismanin amaci Istanbul’u etkilemesi muhtemel faylarin kirilmasi durumunda nerelerde ne siddette bir yer sarsintisi yaratacaginin belirlenmesidir. Bunun için Marmara Denizi içerisinde mevcut aktif faylar dikkate alinarak bunlarin üretebilecegi deprem büyüklükleri belirlenmis, azalim formülleri kullanilarak depremin yaratacagi ivme hesaplanmistir. Mekansal verilerin analizinde son yillarda kullanilan en yaygin yöntemlerden biri ‘Cografi Bilgi Sistemleri’dir. Bu arastirmada deprem senaryolarinin hazirlanmasinda cografi bilgi sitemlerinin sagladigi kolayliklardan yararlanilmis, ArcView programi içerisinde yari-otomatik bir mekanizma olusturularak kullanici kontrollü bir siddet belirleme sistemi gelistirilmistir. Sistem daha detay verilerin girilmesi ile gelistirilebilir niteliktedir. Senaryonun çesitli faylar dikkate alinarak çalistirilmasi ile elde edilen sonuçlara göre Istanbul’un sahil seridi ve yakin bölgeler olasi bir depremde en büyük siddetten etkilenecek alanlardir. 2 IÇINDEKILER GIRIS ...................................................................................................................................1 BÖLÜM 1 1 ISTANBUL’UN JEOLOJISI .......................................................................................7 1.1 PALEOZOYIK ....................................................................................................7 1.2 MESOZOYIK ....................................................................................................11 1.3 SENOZOYIK.....................................................................................................12 1.4 KUVATERNER.................................................................................................16 1.5 YAPISAL JEOLOJI VE TEKTONIK ...............................................................17 1.6 ISTANBUL’UN ZEMIN KOSULLARI ...........................................................21 BÖLÜM 2 1 MARMARA DENIZININ JEOLOJISI .....................................................................25 2 KUZEY ANADOLU FAYI VE MARMARA DENIZI ............................................31 BÖLÜM 3 1 ISTANBUL’UN DEPREMSELLIGI ........................................................................35 BÖLÜM 4 1 ISTANBUL IÇIN DEPREM SENARYOSU ............................................................41 2 ISTANBUL’DA DEPREM OLASILIGI...................................................................42 3 17 AGUSTOS 1999 DEPREMININ YER IVME DEGERLERI AÇISINDAN DEGERLENDIRILMESI ..................................................................................................43 4 AZALIM FORMÜLÜ VE 17 AGUSTOS 1999 DEPREMINDE ÖLÇÜLEN IVME DEGERLERI .....................................................................................................................44 5 AZALIM FORMÜLÜNÜN CBS IÇERINDE UYGULANMASI ............................48 6 SONUÇLARIN DEGERLENDIRILMESI ...............................................................66 7 SONUÇ ve ÖNERILER ............................................................................................72 YARARLANILAN KAYNAKLAR .................................................................................73 3 GIRIS Alp-Himalaya dag kusagi üzerinde yer alan Türkiye, bu tektonik konumu yüzünden depremsellik açisindan dünyanin en aktif ülkelerden biridir. Anadolu ile Arap yarimadasi arasinda bulunan Tetis okyanusu günümüzden yaklasik 11 milyon yil önce bu okyanusun kuzeye (Anadolu levhasi altina) dalip batmasi ile kapanmistir. Günümüzde hala kuzey yönünde dalip batmaya devam eden Akdeniz bu devasa okyanusun kalintisidir. Tetis okyanusunun kapanmasi sonucunda Arap yarimadasi Anadolu ile çarpismis, Kizildeniz boyunca Afrika’dan ayrilan Arap yarimadasi kuzeye dogru ilerleyerek Dogu Anadolu’yu sikistirmaya devam etmistir. Bu sikismayi baslangiçta kisalip kalinlasarak karsilayan Anadolu daha sonra daha rahat bir ortam olan batiya dogru kaçmaya baslamistir. Anadolu’nun batiya kaçisi Karliova’dan baslayarak batiya uzanan iki büyük fay boyunca gerçeklesmistir. Bunlardan güneyde yer alan Dogu Anadolu fayi Karliova ile Kahraman Maras arasinda uzanan 700 km uzunlugunda sol yanal atimli bir faydir. Bu fay batida Kizildeniz’den gelmekte olan Ölü Deniz fayi ile bir üçlü eklem olusturarak son bulur. Karliova’dan baslayarak batida Yunanistan’a kadar uzanan 1500 km uzunlugundaki Kuzey Anadolu fayi ise sag yanal atimli bir faydir. Bu iki fay tarafindan batiya dogru tasinan Anadolu, orta kisimdaki ova rejimini takiben Ege bölgesinde kuzey-güney yönlü bir gerilme rejiminin etkisine girer. Böylece doguda sikisan ve iki fay boyunca batiya kaçan Anadolu levhasi burada gerilme etkisi ile bir horst-graben yapisi kazanmaktadir. Yukaridaki tanimdan görüldügü üzere Türkiye aktif bir tektonik rejim içerisinde yer almakta, bu nedenle de büyük depremlerden etkilenmektedir. Son yüzyilda Türkiye’de meydana gelen depremlerde 100.000 civarinda can kaybi, 500.000 civarinda yarali ve milyonlarca dolar tutarinda maddi hasar meydana gelmistir. Bilhassa 17 Agustos ve 12 Kasim 1999 depremlerinden sonra depremlerin yol açabilecegi sorunlar ülkemizde daha etkin bir biçimde anlasilmis, gelecekteki depremlere hazirlik kavrami üzerinde agirlikli olarak durulmaya baslanmistir. Bu kapsamda yapilan çalismalardan biri de deprem senaryolarinin hazirlanmasidir. Deprem senaryolari çok disiplinli yaklasimlari gerektiren ve afet öncesi, sirasi ve sonrasina yönelik tedbirleri planlayan bir yöntemler manzumesidir. Bu yogun ve çok disiplinli çalismanin önemli asamalarindan biri de bir 4 bölgede gelecekte olmasi muhtemel deprem(ler)in siddetinin ve yaratacagi etkilerin belirlenmesidir. Bir depremde bir bölgede yasanan deprem siddetini denetleyen çesitli faktörler vardir. Bunlarin en önemlileri depremin büyüklügü ve kaynak mekanizmasi, deprem odagina olan uzaklik ve zemin kosullaridir. Deprem odagindan salinan deprem dalgalari kayalar içerisinden uzaga dogru hareket ettikçe kayalar tarafindan sogurulur ve etkilerini kaybederler. Deprem dalgalarinin uzaklikla azalmasi “azalim” (attenuation) adi ile bilinir. Bunun yani sira ana kaya üzerinde yer alan tutturulmamis bazi zeminler deprem dalgalarinin etkisinin artmasina yol açarlar. Buna da zemin büyütmesi (acceleration) denir. Azalim deprem mühendisliginin temel konularindan biridir. Çok genel bir tanimla azalim, deprem dalgalarinin kaynaktaki özellikleri ile kaynaktan itibaren takip ettikleri yolun degerlendirilmesi ile verilen bir noktadaki yer sarsintisinin tahmin edilmesidir. Bu konuda önceki deprem verilerine dayandirilmis olan çok sayida formül bulunmaktadir. Bu formüller kullanilarak bir depremin çevresinde yaratacagi ivme, buradan hareketle de olusabilecek siddet belirlenebilmektedir. Son 20 yilda bilgisayar teknolojisi gerek alet gerekse yazilim açisindan büyük bir gelisme kaydetmistir. Bu konudaki gelismelerden biri de mekansal dagilimi olan (cografi) verilerin siniflanmasina ve sorgulanmasina olanak saglayan Cografi Bilgi Sistemleri’nde (CBS) yasanmistir. Bu sistem sayesinde cografi veriler sayisal ortamda tutularak siklikla güncellenebilmekte, üzerlerinde çesitli algoritmalar kullanilarak analizler yapilabilmektedir. CBS neredeyse sayilamayacak kadar genis uygulama alanlarina sahiptir. Bu alanlardan biri de yer verilerinin analizidir. Bu kapsamda gerek jeolojik gerekse jeofizik verilerin analizinde CBS kullanimi giderek artmaktadir. Bu projede de jeolojik veriler ve CBS in analiz yetenekleri kullanilarak faylar üzerinde olabilecek depremlerin azalim iliskileri arastirilmistir. ITÜ Rektörlügü Bilimsel Projeleri Arastirma Projeleri Birimi tarafindan desteklenen bu arastirmanin amaci gelecek bir büyük depreme gebe oldugu tüm çalisanlar tarafindan tartismasiz olarak kabul edilen Istanbul ve yakin çevresinde 5 olabilecek bir depremin yaratacagi yersarsintisini CBS kullanarak arastirmak ve bu konuda CBS kullanimina dair bir model gelistirmektir. Bu rapor 4 bölümden olusmaktadir. Birinci bölümde Istanbul’un jeolojisi ve zemin kosullari ele alinmistir. Ikinci bölümde Istanbul’u etkilemesi olasi faylari içerisinde barindiran Marmara denizi hakkindaki veriler siralanmistir. Üçüncü bölümde Istanbul’un depremselligi tartisilmistir. Son bölümde ise CBS kullanilarak hazirlanan es ivme ve es siddet haritalari ile bunlarin hazirlanis yöntemleri anlatilmistir. Bu çalismayi destekleyen ITÜ Rektörlügü’ne, bazi CBS programlarini bagislayan Sayisal Grafik A.S. Yönetim Kurulu Baskani Sayin Erol Parmakerli’ye, bu çalismanin ilk versiyonunu birlikte hazirladigimiz Sayin Arda Serim’e, çalismada emegi geçen Ar. Gör. Korhan Erturaç’a, jeoloji haritalarini saglayan MTA Genel Müdürlügü’ne ve zemin konusundaki verilerini karsiliksiz olarak kullanima açan çok sayidaki meslektasima tesekkür ederim. 6 BÖLÜM 1 1 ISTANBUL’UN JEOLOJISI Istanbul, Türkiye’nin ana tektonik birliklerinden Istanbul zonu üzerinde yer alir. Bu zon batida Büyükçekmece civarindan baslayarak doguda Kastamonu’ya kadar uzanir. Istanbul zonunun karakteristik özelligi temelinde bulunan ve Türkiye’nin baska birliklerindeki yasit istiflerden farkli özellikler sunan Paleozoyik yasli çökel bir istife sahip olmasidir. Bu Paleozoyik istifin üzerinde ise Mesozoyik ve Senozoyik yasli kayalar yer almaktadir (Sekil 1). Bunlar asagida, yaslidan gence dogru bir sira içinde kisaca özetlenmistir. 1.1 PALEOZOYIK Istanbul’un büyük bir kesimi jeoloji literatüründe “Istanbul Paleozoyik Istifi’’ Paleozoyik yasli kayalar üzerine oturmaktadir. Bu topluluk Ordovisiyen’den Karbonifer’e kadar uzanan birkaç bin metre kalinligindaki bir çökel istiften olusmaktadir. Istanbul Paleozoyik istifinin genellestirilmis bir stratigrafi kesiti Sekil 1 de verilmistir. Paleozoyik istifinin görünen tabaninda çogun morumsu-pembe renkli kirintili bir istif bulunur (Sayar, 1979) (Sekil 1). Kurtköy formasyonu adi ile bilinen bu kirintili istif baslica konglomera, arkoz, feldspatik litarenit, çamurtasi ve subarkozdan olusmaktadir. Tabani gözlenemeyen birimin kalinligi 1000m.'den fazladir. Ordovisiyen yasli olan birim alüvyon yelpazesi ve örgülü akarsu ortami ürünüdür (Önalan 1982). Kurtköy formasyonu üste dogru beyazimsi ve pembemsi, seyl arakatkili kuvarsarenitlerle temsil edilen Aydos formasyonuna geçer. 150-300 m arasinda kalinliga sahip olan Aydos formasyonu gel git akintilarinin egemen oldugu plaj ve çok sig sahil ortaminda olusmustur. Aydos formasyonu üste dogru çogunlukla seyl, silttasi ve vaketaslari ile temsil edilen Gözdag formasyonuna geçer. Bu formasyonun üst kesimlerinde bazi bol fosilli kireçtasi bant ve mercekleri de bulunur. Birim Yalçinlar (1956), Ariç-Sayar (1962 ve 1979), Haas (1968) 7 ve Önalan (1982)'a göre Landoveriyen yasindadir. 250 m kadar kalin olan Gözdag formasyonu lagüner bir ortam ürünüdür (Önalan 1982). Sekil 1. Istanbul ve dolayinin genellestirilmis stratigrafi kesiti. 8 Istanbul Paleozoyik istifinin daha üstünde beyaz renkli, çapraz tabakali subarkozlardan olusan Aydinli formasyonu vardir. Içerisinde bazen 2m. kalinliginda çakilli seviyeler de içeren birim çok degisik kalinlikta tabakalanma gösterir. Eski bir kum bari niteligindeki birim fosil bulgularina göre Aydinli formasyonunun yasi Üst Landoveriyen'dir (Haas 1968, Sayar 1962, Önalan 1982). Bu kirintili birimlerden sonra istifte kalin bir karbonat dizisi yer alir. Bu karbonat dizisi, Gözdag ve Aydinli formasyonlariyla geçisli gri, mavimsi gri, bazen pembemsi renkli, bol fosilli, kuvars kumlu, killi, bazen da yumrulu-bantli bir kireçtasi ile temsil edilir. Venlokiyen-Ludloviyen yasli birim, resif çekirdegi ve resif önü ortamlarini temsil etmekte olup kalinligi 400 m dolayindadir. Dolayoba formasyonu olarak adlandirilmis olan bu birimin üzerinde ise önce ince tabakali, laminali bir kireçtasi ve daha sonra koyu mavi, koyu gri renkli, yer yer çok ince seyl seviyeli kireçtaslari ve nihayet yumrulu kireçtaslari bulunur. Alt Devoniyen yasli bu üst karbonat kesimin alt düzeyleri sig self, üst düzeyleri ise bu selfin dalga tabani alti ortamlarinda çökelmislerdir. Yumrulu kireçtaslarinin üzerine önce karbonatli bir kumtasi-seyl ardalanmasi, sonra kireçtasi bantli seyl ve son olarak da bir kireçtasi istifi gelir. Orta Devoniyen yasli (Haas 1968, Kullmann 1973, Kaya 1973) bu kesim baslica açik self-derin deniz ortamini temsil etmektedir (Önalan 1982). Üst Devoniyen’de mavimsi renkli, ince yumrulu ve bazen de budinajli, ince katmanli kireçtaslari gelismistir (Tuzla formasyonu). Bu kireçtaslari ara seviyeler halinde laminali seyller içerirler. Içerisinde yer yer çört yumrulari da görülen birim giderek çört, radyolaryali çört ve silisli seyl ardalanmasina geçer. Bu kesimler istifin Karbonifer'e geçis düzeylerini olusturmaktadir. Aç ik bir self ortaminin derin kisimlari ve bu selfin olasilikla güneyindeki bir havzaya bakan yamaçlarinda olusan birim üste dogru dereceli olarak Karbonifer istifine geçer. Karbonifer mostralari Istanbul’un daha çok Trakya yakasinda, daha az olarak da Anadolu yakasinda Üsküdar, Anadolu Kavagi ve Gebze civarinda görülür. Karbonifer istifinin alt kesimleri baslica gri-siyah renkli, ince laminali ve fosfat nodüllü radyolarit ve radyolaryali çörtlerden olusur. Bunlar arasinda yer yer sarimsi gri renkli silisli seyl düzeyleri yeralir. Karbonifer istifinin tabaninin görüldügü Baltalimani Büyükçayir deresi 9 ve Acibadem'de birim yumrulu kireçtaslarinin üzerinde dereceli geçislidir. Yumrulu kireçtasindan radyolaritlere geçiste kireçtasi içinde önce killi, silisli bant ve bazi çört nodülleri görülür. Giderek erimis kalker nodülü bosluklari içeren silisli sist tabakalari artar ve nihayet radyolaritlere geçilir. Radyolaritler çogun gri-siyah renkli, ince katmanli, laminalidir. Kalinligi 50 m’den daha az olan bu birim literatürde Baltalimani formasyonu olarak bilinir. Vizeen yasli (Abdüsselamoglu 1963, Baykal ve Kaya 1963, Haas 1968) birim derin bir denizde karbonat kompensasyon derinligi altinda bir çökelmeyi isaret etmektedir. Derin denizel radyolarit -radyolaryali çört is tifi üste dogru giderek baslica kirintili kayalardan olusan kalin bir istife geçer. Trakya formasyonu olarak bilinen bu kesimin alt düzeyleri killi seyl ve az oranda da kumtasindan olusur. Heybeliada ve Kartal dolaylarinda bu düzeylerde yer yer kireçtasi bant ve merceklerine de rastlanir. Birimde egemen litoloji orta-kalin katmanli kumtasi ve seyl ardalanmasidir. Ancak bazi alanlarda kumtaslari ve diger bazi kesimlerde ise seylin egemen oldugu görülür. Trakya formasyonunun üst kesimlerine dogru kirintililar içerisinde kireçtasi ve kumlu kireçtasi arakatkilari görülmeye baslar. Bunun yani sira istif içinde yer yer görülen kaba kirintili kesimler de alttan üste dogru kalinlik ve miktar olarak artarlar. Bunlar kumtasi ve seyller içinde yanal devami pek fazla olmayan mercekler seklindedir. Istifin daha üstüne dogru içerisinde bitki kirintilari bulunan konglomera arakatkilari da görülür. Istifin en üst düzeylerinde ise kalinligi yer yer 100 m.yi asan kireçtaslari yer alir. Cebeciköy kireçtasi olarak bilinen bu karbonatlar intrasparudit ve biyosparudit nitelikli olup bazi kesimlerde killi ve dolomitiktir. Bu kireçtaslari Orta-Üst Vizeen yaslidir (Kaya,1968). Istanbul Paleozoyik istifi, metamorfik bir temel üzerinde Kambriyen sonuOrdovisiyen’de akarsu çökelleri ile baslamakta, Siluriyen’de kenar deniz fasiyeslerine, Devoniyen’de ise platform karbonatlarina geçmektedir. Istanbul civarinda bu transgresif istif giderek derinlesen bir ortamda Orta ve Üst Devoniyen derin denizel çörtlü kireçtaslari ve Karbonifer türbiditik kirintililarinin çökelmesi ile gelisimini sürdürmüs, 10 Karbonifer basinda karbonat kompensasyon derinligi altina kadar çöken bölge bunu takiben nedeni çok iyi bilinmeyen ancak önemli bir tektonik etkiye maruz kalmis ve giderek siglasmistir. Istanbul Paleozoyik istifi içerisine sokulmus çesitli plütonik kayalar vardir. Bunlardan baslicalari Polonezköy yakinlarindaki Çavusbasi granodiyoriti, Gebze kuzeyindeki Sancaktepe graniti ve Pendik dogusundaki Tavsantepe kuvarsdiyoritidir. Paleozoyik ve daha yasli birimleri kesen bu magmatitlerin radyometrik yas tayinleri bunlarin Geç Permiyen basinda sokulmus Hersiniyen plütonlari oldugunu göstermektedir (Yilmaz, 1977). 1.2 MESOZOYIK Istanbul ve dolaylarinda iki farkli Mesozoyik istifi bulunur. Bunlar Triyas ve Üst Kretase yasli kayalardir (Sekil 1). Triyas genellikle Kocaeli yarimadasinda Gebze ve Hereke dolaylari ile Istanbul bogazinin kuzeybati kesimlerinde yüzeylenir. Üst Kretase yasli kayalar ise bogazin kuzey kesimlerinde ve Kocaeli yarimadasinin bazi kesimlerinde yaygindir. Gebze ve daha dogusunda izlenen Triyas yasli kayalar Istanbul Paleozoyik istifini açisal uyumsuzlukla örter (Sekil 1). Kocaeli Triyas istifi yer yer 1000 metre kalinliga kadar ulasan ve yer yer lav mercekleri içeren karasal-kirintililar (Ballikaya formasyonu, Baykal, 1943) ile baslayip üste dogru karbonat çimentolu lagüner ya da çok sig denizel kumtasi, kireçtasi ve dolomitlere geçer. Üst Skitiyen yasli bu kirintili ve karbonat ardalanmasinin üstünde Üst Skitiyen-Alt Aniziyen yasli dolomitler ve ince marn arakatkili yumrulu kireçtaslari vardir. 350-600 m. arasinda kalinligi olan bu birimin de üstünde yeralan 35 m. kadar kalin ammonitli kirmizi kireçtaslari ammonitlerden edinilen yas bulgularina göre Karniyen yasindadir. Ammonitli kirmizi kireçtaslari üzerinde 10140 m. kalinliginda Halobiali, gri-yesil seyller vardir. Mikritik kireçtasi ve kalkarenit arakatkilari da içeren bu seyller üste dogru sari renkli, yaklasik 90 m. kalinliginda ve bitki kalintilari içeren bir kumtasina geçer (Assereto, 1972; Yurttas-Özdemir, 1973; Gedik, 1975). 11 Istanbul ve dolaylarindaki Paleozoyik ve Triyas yasli kayalari uyumsuzlukla örten iki farkli tür Üst Kretase istifi vardir. Bunlardan ilki, bogazin kuzey-kuzeybati kesimlerinde mostra verir ve genel olarak volkanik arakatkili denizel bir istif niteligindedir. Yaygin mostralari Karadeniz kiyisinda Kilyos ve Sile-Agva dolaylarinda yeralan birim, tabanda çakiltasi-kumtasi ile baslayarak silttasi, marn, kiltasi ve kireçtaslarina geçmekte ve andezit, dasit, riyolitik lav ve bunlarin piroklastik esdegerleriyle ardalanmaktadir. Istanbul bogazinin kuzey kesimlerinde, Mahmutsevketpasa-Riva ve Sariyer dolaylarinda Paleozoyik istif Üst Kretase yasli kayalarin üzerine itilmistir. Istanbul Paleozoyik istifi içerisine sik sik sokulmus olan andezitik dayklarin da bu volkanitlerle iliskili oldugu tahmin edilmektedir. Bu dayklarin önemli bir kismi Paleozoyik istif içerisindeki süreksizlik düzlemlerini izlemektedir. Kocaeli yarimadasi Üst Kretase istifi Triyas yasli kayalar üzerinde uyumsuzlukla yeralir. Birim tabanda Kampaniyen-Maastrichtiyen yasli (Özer vd., 1990) kalin bir çakiltasi (Hereke pudingi, Erguvanli, 1949) ve bunlarla yanal geçisli resifal kireçtaslariyla (Gebze kireçtasi, Erguvanli, 1949) baslar ve tedricen marn-seyl arakatkili resifal kireçtaslarina ve nihayet ince katmanli, beyazimsi-gri mikritik kireçtasi, marnkiltasi ardalanmasina geçer. Bol fosilli olan birim altta sig ancak üste dogru derinlesen bir ortamda çökelmistir. 1.3 SENOZOYIK Istanbul ve çevresindeki Senozoyik kayalari, altta yeralan Üst Kretase ve daha yasli birimleri diskordan olarak örter. Senozoyik üstten alta dogru baslica su litostratigrafi birimlerinden olusur (Sekil 2 ve 3); • Belgrad formasyonu • Bakirköy formasyonu • Güngören formasyonu • Çukurçesme formasyonu • Gürpinar formasyonu • Karaburun formasyonu • Kirklareli kireçtasi 12 • Islambeyli formasyonu Islambeyli formasyonu ve Kirklareli kireçtasi Orta-Üst Eosen (-Alt Oligosen?) yasli olup birbirleriyle geçisli çökel birimlerdir. Islambeyli formasyonu resif arkasi, lagün ortaminda olusmus kireçtasi, marn ve silttasi gibi kirintili çökel kayalarindan olusur. Sogucak kireçtasi adi ile de bilinen Kirklareli formasyonu ise açik gri-bej renkli, killikumlu, bol mercan ve alg fosilli, farkli dokularda, sert, genellikle masif baze n kalin katmanli, resif ve resif önü ortaminda olusmus karbonat egemen bir birimdir. Karaburun formasyonu, Istanbul’un kuzeybatisinda tabanda plaj çökelleri ile baslayan, giderek delta çökellerine geçen bir istiftir. Birim altta çakiltasi, kumtasi ve çamurtasi gibi kirintili kayalari kapsar. Üst kesimlerinde ise koyu gri kiltasi, çamurtasi, olistostromal çakiltasi arakatkilari ve marnlardan olusur.Istifin üst kesimlerini olusturan kiltasi-çamurtaslari kömürlesmis bitki kalintilari ve ince kömür bantlari içerir. Karaburun formasyonunun yasi Oligosen’dir. Gürpinar formasyonu Istanbul’un Avrupa yakasinda görülen diger bir Oligosen istifidir. Birim tabanda çapraz katmanli kumtasi, sarimsi bej renkli kuvars, kalsedon ve opal çakillarindan olusan çakiltaslari ile baslayarak gri, açik yesil renkli fosilli mikritik kireçtaslari, karbonat topakli, çatlakli, yer yer kayma yüzeyli, orta-kalin tabakali, ince kum ve silt araseviyeli, plastik- yari plastik, asiri konsolide çok kati- sert kiltaslari ve yer yer tüfit ardalanmasina geçer. Daha üst kesimlerde kahve -pas rengi kiltaslari, çakiltasi, kumtasi ve çakilli-bloklu kiltaslari ile devam edip, yesil, gri-boz renkli çamurtaslari ile sonbulur. Istif karasal ve gölsel (acisu) ortamda depolanmistir, 200 m.den kalindir. Gürpinar formasyonu Karaburun formasyonunun güneydeki karasal esdegeri olarak kabul edilmektedir. 13 Sekil 2. Istanbul ve dolayinin genellestirilmis Senozoyik-Kuvaterner stratigrafi kesiti. Çukurçesme formasyonu sarimsi kahve ve pas renkli gevsek kil çimentolu veya çimentosuz kil, silt ve çakil arakatkili, tutturulmamis ya da kötü tutturulmus, yer yer omurgali kemik ve dis kalintilari içeren bol mikali kum ve kumtaslarindan olusur. Istifin alt kesimlerinde çakilli, üst kesimlerinde de silt ve killi kum/kumtas lari egemendir. Bazi seviyelerinde ince seviyeler halinde unio ve mactra fosilleri içeren marn ve killerle ince kömür arakatkilari da kapsar. Formasyon içerisinde kumlarla diger tutturulmamis çökeller arasinda yanal ve düsey geçislere sikça rastlanir. Kalinligi 20 m. civarindadir. Çukurçesme formasyonu Gürpinar formasyonunu uyumsuz olarak örter ve Üst Miyosen (Panoniyen) yaslidir. Birim tabanda örgülü akarsu ortaminda depolanmistir. Unio ve Mactra kapsayan düzeyleri acisu ortamini yansitir. 14 Sekil 3. Haliç- Küçükçekmece Gölü arasinin jeoloji haritasi (Sayar, 1989 dan yararlanilarak hazirlanmistir) Güngören formasyonu Çukurçesme formasyonunun üzerinde tedrici geçisle yerlmaktadir. Formasyon gri-yesilimsi gri renkli ve paralel laminali killerle (Istanbul kili veya Süleymaniye kili) baslar. Göl fasiyesinde gelismis olan formasyon içinde yer yer çok iyi boylanmis gri renkli ince kum mercekleri ile yesil renkli marn ve kireçtasi ara tabakali killer bulunur. Formasyonun Bakirköy formasyonu ile sinirinda 10-15 m’lik bir geçis zonu izlenir. Bu zonun alt kesiminde istif içinde önce lamina düzeyinde ve seyrek, sonra da giderek sayi ve kalinlikta kireçtasi aratabakalari ortaya çikar ve böylece tedricen üstteki Bakirköy formasyonuna geçilir. Birim yaklasik 120 m. kalinligindadir. Genel olarak merceksi bir geometriye sahip olan birim memeli, bivalv ve balik fosilleri kapsar. Bu fosillere göre Orta–Üst Miyosen (Sarmasiyen–Panoniyen) olarak 15 yaslandirilmistir. Güngören formasyonu Güngören çevresinde Çukurçesme formasyonu üzerinde tedrici geçisle yeralmakta, Avcilar–Ambarli civarinda ise bu birimi düsük açili bir uyumsuzlukla örtmektedir. Bakirköy formasyonu, egemen olarak kil ve marn arakatkili bir kireçtasindan olusur. Kireçtaslari beyaz ve sarimsi renkli, bolca mactra fosilli, gözenekli, kof, yer yer tebesirimsidir. Istifin tabaninda yeralan kalin katmanli ve bol fosilli kesimler ince katmanli olanlara göre daha sert ve sikidir. Yer yer mikritik özellikte olabilen bu seviyelerde karstik erimeler gözlenir. Üst kesimlerdeki daha ince katmanli kesimler plaketli özelliktedir. Formasyon alttaki Güngören formasyonu ile geçisli olup Sarmasiyen yaslidir. Formasyonun kalinligi 20 m. civarindadir. Kireçtaslarinin içerdigi fosillere göre aci su ortaminda gelismis oldugu ortaya konmustur. Ancak, melanopsis ve unio gibi fosilleri de kapsamasi, çökelim evrimi içinde zaman zaman tatlisu ortaminin varligina da isaret etmektedir. Bakirköy formasyonu Üst Miyosen (Panoniyen-Ponsiyen) yaslidir. Belgrad formasyonu Avrupa yakasinin kuzey kesimlerinde ve Asya yakasinin tümünde mosra veren karasal kirintililardan olusmaktadir. Birim tutturulmamis ya da zayif tutturulmus çakiltasi, kum ve silt ile killerden olusmaktadir. Içerisinde linyit olusumlari da bulunan bu birimin Piyosen yasli oldugu tahmin edilmektedir. 1.4 KUVATERNER Istanbul çevresinde Kuvaterner yasli denizel bir çökel istif olan Kusdili formasyonu ile üzerinde yeralan alüvyonlardan olusmaktadir. Tüm bunlar üzerinde ise tarihi bir sehir olan Istanbul’da yogun yerlesim ve yasam islevlerinin sonucu olan dolgular yer almaktadir. Kusdili formasyonu Asya yakasinda Kadiköy Kusdili çayirinda, Avrupa yakasinda ise Ataköy Ayamama deresi içerisinde sondajlarda kesilmistir. Üzeri genellikle alüvyon ve güncel dolgularla örtülüdür. Çakil ve kum mercekleri içeren gri-siyah renkli kil ve çamurlardan olusan bu birim lagün-bataklik ve kisitli olarak sig denizel bir ortamda gelismistir (Meriç vd., 1991a ve b). 16 1.5 YAPISAL JEOLOJI VE TEKTONIK Istanbul ve çevresindeki birimlerin yapisal özelliklerini detayda tanimlayan bir arastirma maalesef bulunmamaktadir. Bugüne kadarki bilgiler Istanbul ve çevresindeki kaya birimlerinin kivrimli ve kirikli bir yapisi oldugunu göstermekte ise de bu deformasyonun hangi evrelerde ve ne türde gelistigi ve kayalarin bilhassa depreme karsi davranisi açisindan önemli olan mühendislik özelliklerini nasil etkiledigi yönünde detay arastirmalar ya yoktur ya da bunlar sadece küçük alanlara özgüdürler. Eski incelemeler, Istanbul’da bilhassa Paleozoyik yasli birimlerin kivrimli ve bindirmeli bir yapisi oldugunu belgelemislerdir. Literatürde bilinen en önemli yapisal unsurlardan biri Istanbul kuzeyinde Paleozoyik istifinin Üst Kretase volkanitleri üzerine bindirmesini saglayan Zekeriyaköy (veya Sariyer, Maden) bindirmesidir. Kuzey verjansli bu bindirmenin olasilikla Eosen ve sonrasi dönemde gelistigi tahmin edilmektedir. Istanbul Paleozoyik istifi kendi içerisinde bindirmeli bir yapiya sahiptir. Seymen (1995) gibi bazi arastirmacilar bu bindirmeleri haritalamislarsa da bunlari gelisim yasi hakkinda farkli yorumlar öne sürmüslerdir. Bu arastirma kapsaminda Istanbul’un çesitli kesimlerinde küçük temsilci alanlarda saha çalismalari yapilarak birimlerin yapisal özellikleri gözlemlenmistir. Istanbul Paleozoyik istifinin tabaninda yer alan ve bilhassa Anadolu yakasinda genis alanlar kaplayan arkoz ve kuvarsitlerin yapisal özellikleri Anadolu yakasinda Maltepe civarlarinda bir örnek alanda gözlemlenmistir. Buna göre Paleozoyik istifte yaygin bir kirik gelisimi söz konusudur. Bunlarin önemli bir kismi sistematik kiriklar seklindedir. Her yönde olmakla birlikte çatlaklarin K100 B ve K700D dogrultusunda daha baskin olarak gelistikleri saptanmistir. Yapilan gözlemlere göre sistematik kiriklar KBGD ve KD-GB uzanimli kojugeyt çatlaklar seklinde olup gelisme yogunlugu Kurtköy formasyonunda 5-25 kirik/metre, Aydos formasyonunda ise 5-15 kirik/metredir. Sistematik kiriklar genellikle düzgün yüzeyli olup yüzeydeki bir-iki metrelik zon disinda bosluksuz ve düzenli yüzeyli, seyrek olarak da kil dolguludur. 17 Istanbul Paleozoyik istifinin üst kesimlerini olusturan Karbonifer istifinin yapisal özellikleri Istinye civarinda ölçülmüstür. Bu alandaki Paleozoyik yasli birimler kuzeye dogru oldukça monoton bir sekilde egimli olup kaya kalitesini etkileyecek biçimde deforme olmuslardir. Çalisilan alanda haritalanabilir oranda bir kivrim bulunmamaktadir. Tabaka dogrultulari kismen DKD -BGB, genellikle de BKB -DGD dogrultulu, egim degerleri ise 45-65 KB ve KD olacak sekildedir (Sekil 4) Sekil 4- Paleozoyik istiflere ait es ala n üst yariküre projeksiyonu. Noktalar eklem sistemlerine ait kutuplari, siyah çizgiler tabakalanma düzlemlerini, kirmizi çizgiler ise fay ve makaslama düzlemlerini göstermektedir. Paleozoyik istifte sik aralikli ve çogunlukla düzenli eklem sistemleri bulunur. Bunlar dört egemen yönde bulunurlar (Sekil 5). Bu yönler yaklasik olarak K-G, D-B, KD-GB ve KB-GD dur. Bu durum Paleozoyik istifin dogu-bati ve kuzey güney yönlü iki farkli sikisma evresinden geçtigi seklinde yorumlanabilir. Eklemlerden bir kismi düsey bir kismi ise düsük egimlidir. 18 Sekil 5- Paleozoyik istifteki eklem sistemlerinin dogrultularini gösteren gül diyagrami Paleozoyik istifte görülen eklemlerin sikliklari metrede 8 ile 25 adet arasinda degismektedir. Bu süreksizlik düzlemleri tabakalanma ile birlikte kayanin romboidal süreksizlik düzlemleri ile sinirlanan parçalara ayrilmasina, böylece de kaya kalitesinin düsmesine neden olmuslardir (Foto 1). 19 Foto 1- Paleozoyik istifte tabakalanma ve düsey eklem sistemlerinin kesismesi ile olusan romboidal kirik sistemi Istanbul’da Paleozoyik istiflerden en genis yayilimli olan birim Karbonifer yasli Trakya formasyonunun yapisal özellikleri Gaziosmanpasa civarinda yapilan gözlemlerle de arastirilmistir. Buna göre formasyonun büyük bir kesiminde sikismali bir tektonigin izleri görülmektedir. Bu tektonik rejimin baslica isaretçileri devrik ve yatik kivrimlar ile bindirme faylaridir. Bu yapilarin analizine göre bölgede bugün görülen kivrimlarin hemen hemen hepsi bindirme faylari ile yasit gelismistir. Bu kivrimli yapiyi kesen çok sayida küçük fay ve makaslama düzlemi de bulunmaktadir. Bu küçük faylarin ise büyük bir kismi normal, bir kismi da oblik faylardir. Paleozoyik istifi içerisindeki kivrimlarin büyük bir kismi birkaç metre ile birkaç on metre kanat açikligina sahip kivrimlardir. Kivrimlanmanin önemli sonuçlarindan biri çatlak gelisimine yol açmis olmalaridir. Genellikle sert ve kirilgan bir yapiya sahip olan Paleozoyik istife ait kayalar kivrimlanma esnasinda gelisen sistemli çatlaklar tarafindan biçilmislerdir. Çatlaklar bir metrede 15 adetten birkaç adete kadar degismekte olup bir kismi açik, bir kismi da kil ya da kalsit dolguludur. Her yönde olmakla birlikte çatlaklarin K100 B ve K700 D dogrultusunda daha baskin olarak gelistikleri saptanmistir. 20 Istanbul Paleozoyik istifindeki çatlak, kirik, fay ve tabakalanma gibi süreksizlik düzlemlerinin en önemli sonuçlarindan biri de ayrismayi denetleyen faktör olmalaridir. Süreksizliklerin yogun oldugu bölgelerde su sirkülasyonu artmakta, su ve birlikteki oksijen kayalarda ayrismaya yol açmaktadir. Nitekim yapilan jeofizik ölçümlerde kayalardaki ilk birkaç metrelik zonda Vs hizlari son derece düsük buna karsilik birkaç metre derin kesimlerde ise yüksek olarak gözlenmektedir. Istanbul’da Paleozoyik’ten sonra en genis yer kaplayan birimler Avrupa yakasindaki Miyosen istifleridir. Bu birimler içerisinde gelismis önemli bir kivrim ya da kirik sistemi bulunmamaktadir. Çogunlukla yatay ya da zayif bir ondülasyon gösteren birimler içerisindeki kirik sistemleri de genellikle uzun mesafelerde izlenen kiriklar olmayip yaygin degillerdir. Istanbul’da kara üzerinde genç ve aktif faylarin bulunup bulunmadigi önemli bir tartisma konusudur. Oktay vd. (2002); Gökasan vd. (2002) gibi bazi arastirmacilar Istanbul’da örnegin Istanbul Bogazi iki yakasinda, Ayama ma çayinda, Büyük ve Küçük Çekmece’de aktif faylarin mevcudiyetini öne sürmektedirler. Ancak Istanbul’da bugüne kadar kara üzerinde fay kökenli orta ve büyük depremler olmamistir. Diger yandan aktif oldugu ileri sürülen faylar üzerinde bunlarin aktif oldugunu kanitlayacak örnegin paleosismoloji gibi detay çalismalar yapilmamistir. Eldeki veriler isiginda genç yapisal unsurlarin Istanbul’un morfolojik gelisiminde etkili olduklari disinda doyurucu sonuçlara ulasilmasi simdilik mümkün görülmemektedir. Sorun ancak gelecekteki detay arastirmalarla çözümlenebilecektir. Bu nedenle bu tartismali konuya burada girilmeyecektir. 1.6 ISTANBUL’UN ZEMIN KOSULLARI Istanbul, yukarida da deginildigi üzere yer yer genis yayilimli ve oldukça kalin olabilen alüvyonlar ve yamaç molozlari ile tarihi bir yerlesimin ve hizla büyüyen bir metropol olmanin beraberinde getirdigi yapilasmanin bir sonucu olan suni dolgular disinda genel olarak kaya ortami üzerinde yer almaktadir. Istanbul’un üzerine oturdugu bu birimler zemin davranisi açisindan üç grupta ele alinabilir. Birinci grup Paleozoyik yasli kayalardan olusur. Bu birimlerin ortak özelligi yasli ve saglam kayalardan 21 olusmasidir. Bilhassa Avrupa yakasinda Halkali, Küçükçekmece ve Ikitelli civarlarinda görülen Eosen yasli Kirklareli formasyonu da saglam kaya niteligi nedeniyle bu gruba dahil edilebilir. Ikinci grup Mimarsinan, Gürpinar ve çevresinde görülen Gürpinar formasyonu, Karaburun formasyonu ve esdegerleri, Bakirköy, Gaziosmanpasa, Bahçelievler ve çevresinde görülen Üst Miyosen istifleri ile bilhassa Anadolu yakasinda genis yayilimli olan Belgrad formasyonunun tutturulmamis ya da çok zayif tutturulmus kirintililarindan olusur. Bu grubun ortak özelligi genellikle killi, kumlu yer yer zayif tutturulmus nitelikte birimleri içermesidir. Üçüncü grup ise genellikle zayif zemin niteligi tasiyan alüvyon, yamaç molozu ve suni dolgulari içerir. Istanbul Paleozoyik istifi yukarida detayli olarak tanitildigi gibi litolojik olarak kuvarsit, arkoz, grovak, seyl ve kireçtaslarindan olusmaktadir. Tüm bu birimler orijinal niteliklerinin korundugu alanlarda son derece saglam bir kaya ortami, böylece de yerlesim açisindan tercih edilir bir özellik sergilemektedirler. Ancak bu birimlerin deformasyon esnasinda kazanmis olduklari kirik, çatlak fay ve makaslamalar ile atmosferik kosullar altinda ugradiklari degisiklikler yukarida da deginildigi gibi orijinal kaya davranisinin bozulmasina neden olmuslardir. Bilhassa zemin davranisi açisindan önemli olan üst 30 metrelik zon içerisinde görülen ayrisma ve alterasyonlar Istanbul’da mühendislik yapilarinin insasinda karsilasilan büyük problemlere yol açmaktadir. Örnegin Anadolu yakasinda genis yer kaplayan Kurtköy formasyonunun arkozlari orijinalde sert-çok sert kaya niteligi tasimalarina ragmen yer yer alterasyon sonucu tamamen kuma dönüsmüs olarak izlenmektedir. Bilhassa Avrupa yakasinda yaygin olarak görülen ve Istanbul’un tünel, metro, köprü gibi önemli mühendislik yapilari için detayli arastirilmis olan Karbonifer yasli grovaklar (Trakya formasyonu) yer yer asiri çatlakli yapisinin yani sira killesme, ayrisma gibi ikincil etkilerle de kaya niteligini yitirmis olarak bulunabilmektedir. Ilksel niteliklerinin korundugu alanlarda Vs hizi 10001500 m/sn veya daha fazla olan birimde bu tür kesimlerde Vs hizi 200 m/sn ye kadar düsebilmektedir. Paleozoyik istiflerdeki bu davranis farki genellikle yatay ve düsey olarak çok ani ve hizli degisimler gösterebilmekte, ayni yapinin farkli kesimlerinde bile çok farkli davranislar ortaya çikabilme ktedir. Bu örneklerden de anlasilacagi gibi her ne kadar Istanbul’un büyük bir kesimi kaya ortami üzerinde bulunmakta ise de bu ortamin zemin davranisi çok sayida faktör tarafindan hizla indirgenebilmektedir. 22 Istanbul’un bilhassa Avrupa yakasinda görülen Çukurçesme, Güngören ve Bakirköy formasyonlari gibi birimler zemin davranisi açisindan Paleozoyik birimlerden farkli özelliklere sahiptir. Masif kayadan gevsek kuma kadar degisen litolojilerden olusan ve çogunlukla birbirleri ile yanal ve düsey geçisler gösteren bu birimlerde Bakirköy formasyonundaki bazi erime yapilari disinda ikincil etkiler genellikle önemsiz kalmaktadir. Bu birimler içerisinde zemin davranisini etkileyecek baslica ikincil etkilerin basinda yeraltisuyu gelmektedir. Örnegin yer yer gevsek kumlardan olusan Çukurçesme formasyonunda sig yeraltisuyu varsa zemin tasima gücü son derece azalmaktadir. Bu tür örneklere Gaziosmanpasa, Maslak, Eyüp gibi ilçelerde yaygin olarak rastlanmistir. Güngören ve Bakirköy formasyonlarinda oturma, heyelan gibi olumsuz etkiler yaygindir. Bu grup kayalarin önemli bir özelligi de 1 ile 2.5 misline varan oranlarda zemin büyütmesine yol açmalaridir. 17 Agustos 1999 depreminde deprem odagina 80 km uzakta olan Avcilar ilçesinde meydana gelen büyük hasar ve ölçülen yüksek ivme degerleri büyük oranda zemin büyütmesi ile iliskili olmalidir. Istanbul’un kuzey kesimlerini olusturan ve Sile, Kilyos, Sariyer civarlarinda yaygin olarak mostra veren ve üzeri Miyosen çökelleri ile örtülen Üst Kretase yasli volkanik istifler de farkli zemin davranisi gösteren birimlerdendir. Bu istifin egemen litolojisi olan volkanitler genellikle siddetli bir alterasyondan etkilenerek kismen ya da tümü ile killesmislerdir. Orijinalde masif kaya olan bu birimler çogu mühendislik çalismalarinda sert-orta sert kil olarak degerlendirilmektedir. Alüvyonlar dere içerilerine özgü alanlarda yeralmakla birlikte üzerlerinde yer yer yogun yerlesim görülmektedir. Gerek alüvyonlar gerekse benzer zemin davranisi gösteren örnegin yamaç molozlari gibi diger birimler ve dolgular zemin davranisini olumsuz etkileyen birimlerdir. Bunlarda zemin ve sev duraysizliklari, oturma, kabarma ve kayma olaylari ile 3 misline varan zemin büyütmesi baslica sorunlari olusturmaktadir. Çogu çalismada bu tür birimler üzerinde yerlesimden kaçinilmasi tavsiye edilmektedir. Zemin davranisini etkileyen faktörlerden biri de morfolojidir. Topografya egimi, bakis yönü, kayanin yapisal unsurlari ile topografya egimi arasindaki iliski zemin davranisini etkilemektedir. Örnegin tabakalanma ile topografya egiminin ayni yöne 23 olmasi kaya akmalarina ya da heyelanlara yol açabilmektedir. Diger yandan ani topografik degisimlerin deprem dalgalarinin yayilmasinda son derece etkili oldugu ve bunlarin büyütülmesine yol açtigi bilinmektedir. Bu çalisma açisindan ele alindiginda Istanbul’daki birimlerin depreme karsi davranisinin nasil oldugu önemli bir sorundur. Birimlerin davranisini etkileyen ve bu etkinin ölçülmesinde önemli parametrelerden biri Vs hizlaridir. Vs hizlari laboratuarda ya da yerinde ölçülebilen büyüklüklerdir. Bu degerler ayni formasyon içerisinde yukarida tanimlanan nedenlerle farkli bölgelerde ve farkli derinliklerde hizli degisim göstermektedir. Bu nedenle bir birim ya da bir yer için ortalama bir Vs hizinin verilmesi bir genellemeye yol açacagindan senaryoda gerçekten farkli sonuçlarin elde edilmesine yolaçabilir. Yerel degerlerin kullanilmasinda teknik açidan bir zorluk olmamakla birlikte daha çok bir test niteligi tasiyan bu tür bir çalismada mümkün oldugunca dogru bir ortalama degerlerin kullanilmasi uygun görülmüstür. Sistemin açik yapisi nedeniyle gerektiginde yerel degerler de bu sisteme kolayca entegre edilebilecektir. Istanbul’daki formasyonlarin yerel ya da ortalama Vs hizlarinin yayinlandigi bir çalisma bulunmamaktadir. Bu degerler kismen Istanbul’daki zemin arastirmalarinin onay makami olan Istanbul Büyüksehir Belediyesi Zemin Deprem Müdürlügünde mevcut olup JICA (Japan International Cooperation Agency) tarafindan yapilan Istanbul Sismik Mikrozonlama çalismasinda kullanilmistir. Defalarca talep etmemize ragmen bu veriler “ülkemizde genel olarak bilimsel arastirma yapan kisilere uygulanan ve artik hiç de yabancisi olmadigimiz oyalama taktikleri kullanilarak” tarafimiza verilmemistir. Bu nedenle hazirlanan senaryoda kullanilacak degerler Istanbul’ da faaliyet gösteren bazi mühendislik bürolari ve bazi belediyeler sahsen ziyaret edilerek toplanmis, yerel kosullar da dikkate alinarak bunlarin ortalamalari alinmistir. Ortalama alinirken farkli katmanlarin dogrudan ölçülen Vs dege rlerinin yani sira zeminin ilk 30 metresinde yapilan sondajlardaki SPT (Standart Penetration Test) degerleri alinarak bunlara karsilik gelen Vs degerleri de kullanilmistir. Bu degerler senaryoda kullanilan jeoloji haritasina bagli tablolar içerisinde sayisal olarak bulunmaktadir. 24 BÖLÜM 2 Istanbul’da yikici ve büyük depremlere yol açan faylarin tamami Marmara denizi içerisinde bulunur. Bu nedenle bu bahiste Marmara denizinin jeolojisine ve buradaki faylarin genel özelliklerine kisaca deginilecektir. 1 MARMARA DENIZININ JEOLOJISI Dünya üzerindeki diger jeolojik unsurlar gibi Marmara denizi de milyonlarca yillik jeolojik olaylar sonucunda olusmus bir iç denizdir. Yaklasik olarak 240 km uzunluga, 70 km genislige ve 11500 km2 lik bir alana sahip olan ve Türkiye sinirlari içerisinde kalan tek iç deniz olan Marmara denizi jeolojik açidan ilginç bir konumda yer almaktadir. Marmara denizi, Türkiye’nin baslica tektonik birliklerinden Istanbul Zonu ve kalinligi 9 kilometreye varan Tersiyer yasli çökellerle dolu bir çökel havza seklindeki Trakya Yarimadasi ile Sakarya Kitasini birbirinden ayiran Intra-Pontid süturu üzerinde bulunur (Sengör ve Yilmaz, 1981; Okay ve Tansel, 1994). Marmara denizi Bati Anadolu’da Ege graben sisteminin en kuzey unsuru olan ve içerisi Miyosen-Pliyosen çökelleri ile dolu Enez grabeni ile (Tüysüz vd., 1998) ayni hizada durmaktadir. Genç tektonik açisindan da Marmara denizi ilginç bir konuma sahiptir.Yakin zamanda Anadolu’nun çesitli kesimlerinden yapilan GPS (Küresel Pozisyon Sistemi) ölçümlerine göre Arap yarimadasi her yil 18±2 mm kuzeybatiya dogru ilerlemektedir. Anadolu Kuzey Anadolu fayi boyunca senede 24±2mm, Dogu Anadolu fayi boyunca senede 9±2 mm batiya hareket etmektedir. GPS ölçümleri Bati Anadolu’nun ise yilda 30±1 mm güneybatiya hareket ettigini isaret etmektedir. Kuzey Anadolu Fayi doguda sikismali bir yapiya sahiptir. Ancak GPS verilerinin de isaret ettigi gibi Bati Anadolu’nun güneybatiya dogru dönmesi, fayin bati tarafta gerilmeli bir nitelik kazanmasina yolaçmistir. Bunun neticesin de Kuzey Anadolu Fayi bati kesiminde kollara ayrilmis ve bu kollar boyunca çöküntü alanlari gelismistir. Pamukova düzlügü, Iznik Gölü, Gemlik körfezi, Izmit Körfezi ve Marmara denizi fayin olusumuna neden oldugu bu alanlardan birkaçidir. 25 Marmara Denizinin 1200 metreye varan derinlikteki kuzey yarisi güneydeki 100 metreden daha sig kita sahanligi bölgesinden bariz bir batimetrik egimle ayrilir. Kuzeydeki derin kesim içerisinde birbirinden esiklerle ayrilmis üç derin çukurluk bulunur (Sekil 6). Bunlar batidan doguya dogru Tekirdag, Orta Marmara ve Çinarcik çukurluklaridir. Çukurluklar birbirinden kuzeydogu-güneybati uzanimli sirtlarla ayrilmis olup bunlarin derinlikleri 600 ile 800 metre dolayindadir. Marmara denizinin güney kesimleri ise sig bir self niteligi tasimaktadir Sekil 6- Marmara denizi tabaninin üç boyutta görünümü (Topografya ve batimetri abartilarak çizilmistir. Marmara Denizinin batimetrisi konusunda 17 Agustos 1999 depreminden sonra yapilmis çok sayida arastirma vardir. Bunlardan bugüne kadar sonuçlari yayinlanmis en detayli batimetri verileri Deniz Kuvvetleri Komutanligi Seyir Hidrografi ve Osinografi Dairesi TCG Çubuklu-I gemisi ile Fransiz Ifremer R.V. Le Suroit gemisinin yaptigi arastirmalarla üretilmistir (Sekil 8). Yakin zamanda üretilen bu batimetri haritalari Marmara denizi içerisinde bugüne kadar bilinen çukurluk ve sirtlarin detay morfolojisine ilave olarak çok sayida yeni yapinin da ortaya çikmasina neden olmustur. Bu yapilardan baslicalari bilhassa dik sevler önündeki heyelanlar, çukurluklari besleyen kanallar ve Marmara denizi içerisine gömülmüs akarsu kanallaridir. Bu dere yataklarindan en belirgin olani Imrali adasi 26 batisindan gelerek Çinarcik çukurluguna uzanan akarsu yatagidir. Yatagin gömük menderes tipinde olmasi dikkat çekicidir. Marmara denizi içerisindeki Neojen çökelleri topluca degerlendirildiginde Marmara çevresinde erken ve orta Miyosen’de karasal bir rejimin egemen oldugu görülmektedir. Bu ortamda genis göller ve akarsular çökelimi olusturan ve denetleyen unsurlar olarak dikkati çekmektedirler. Ancak orta Miyosen sonundan itibaren bölgede denizel çökeller görülmeye baslar. Bu çökellerin karasal birimlerle ardalanmasi, genellikle kiyi tipi çökellerle temsil edilmeleri ve sig ve sicak bir ortami isaret eden fosiller içermeleri denizin derin bir ortam haline gelmedigini göstermektedir. Diger yandan bu fosillerin Akdeniz kökenli olmasi Marmara Denizine ilk sularin Saros körfezinden geldigini isaret etmektedir. Görür vd. (1997) bu deniz girdisinin orta Miyosen sonu-geç Miyosen basinda Saros körfezi ile Istanbul arasinda dar bir koridor seklinde uzandigini ve bu koridorun henüz baslamakta olan Kuzey Anadolu fayi tarafindan olusturulmus olabilecegini belirtmektedirler. Tüysüz vd. (1998) Kuzey Anadolu fayinin erken Pliyosen’de gelismeye basladigini ve baslangiçta kompresyonel bir etki yaratarak bölgeyi yükselttigini belirtmislerdir. Yazarlara göre bugün bölgede varligi bilinen ve Saros körfezinin açilimindan sorumlu olan gerilmeli rejim ise geç Pleistosen (?)-Kuvaterner’de ge lismistir. Yaltirak vd. (1998) ise Trakya yarimadasinin Trakya ve Ganos faylari boyunca hareket ederek saatin tersi yönünde döndügünü, bunun sonucunda da Gelibolu Yarimadasi ve Ganos daginda sikismalarin meydana geldigini, Kuzey Anadolu fayinin ise bundan da sonra gelistigini ileri sürmüslerdir. Miyosen basinda Tetis okyanusunun kapanmasi ile Marmara denizi ve Karadeniz’in de içerisinde bulundugu büyük bir kusagin dünya denizleri ile baglantisi kesilmis, bu alan doguda Hazar denizi batida ise Panoniyen havzasina kadar uzanan sig ve kapali bir deniz haline gelmistir. Paratetis adi ile bilinen bu kusak birbirinden kara parçalari ile ayrilan, ya da birbirine dar su yollari ile baglanan havzalara ayrilmistir. Havza stratigrafisini dogrudan etkileyen bu baglantilar ise tektonik etkilerin yani sira deniz seviyesindeki degisimlerle, dolayisi ile iklimle dogrudan iliskilidir. Akdeniz ile 27 Karadeniz arasinda bir geçit durumunda olan Marmara denizi bu iki büyük denize Çanakkale ve Istanbul bogazlari vasitasi ile baglanmaktadir. Marmara denizi jeolojik geçmiste de Karadeniz vasitasi ile Paratetis ile, Akdeniz vasitasiyla da dünya denizleri ile baglantili hale gelmis ve bu iki denizi birbirine baglamistir. Bu nedenle Marmara Denizinin evriminde bu iki denizin etkisi son derece önemli olmustur. Karadeniz güney kiyilarinda erken Miyosen sonu-orta Miyosen basinda (Tarkaniyen) bir transgresyon baslamistir. Bu transgresyonun ürünü olan çökeller içerisindeki fosil topluluklari ise Karadeniz’in merkezi Paratetis havzalari ile baglantili oldugunu isaret etmektedir. Bu transgresyonu takiben Karadeniz kapali bir ortam haline gelmis ve bu ortamda Dogu Paratetis’e özgü endemik bir fauna toplulugu yasamistir. Ayni dönemde Marmara denizi çevresinde karasal çökellerin gelismis olmasi KaradenizMarmara baglantisinin mevcut olmadigini göstermektedir. Orta-geç Miyosen’de Karadeniz sulari minimum seviyeye inmis hatta yer yer tümüyle çekilmistir. Ayni dönemde Akdeniz bütünüyle kuruyarak bir evaporit havzasi haline gelmistir (Messiniyen krizi, Hsu, 1978; ayrintili bilgi için bknz. Okay ve Okay, 1998). Marmara çevresinde en geç Miyosen’de gelismis olan çökeller içerisinde bulunan Mactra fosilleri Marmara Denizinin bu dönemde Paratetis tarafindan isgal edildigini göstermektedir. Sakinç vd. (1999) Paratetis-Marmara baglantisinin Terkos gölü Küçükçekmece yoluyla tesis edilmis olabilecegini belirtmislerdir. Pliyosen’de Kuzey Anadolu fayi ve kollari tarafindan yaratilan kompresyonel yapi nedeniyle Kuzey Marmara’da yükselimler gelismis, güneyde de Paratetis tipi denizel ortamlar yükselerek kara haline gelmistir. Bunu takiben Akdeniz’in okyanuslarla baglantisi kurulmus ve yeniden derin sularla kaplanmis, bunun sonucu olarak da Marmara’ya Akdeniz sulari girmeye baslamistir. Marmara denizinin dogu ve güney kisimlarindaki karasal ortamlar da yerini tedricen sig ve sicak bir denizel ortama birakmaya baslamistir. Pliyosen’de Marmara denizini kaplayan Akdeniz sulari bugünkünden daha genis bir alani kaplamislardir. Bugünkü kiyi çizgisinden içeride bulunan denizel çökeller bunun en açik delilidir. Ancak Kuzey Anadolu fayi henüz yeterince etkili olmadigi ve daha çok sikismali bir yapiya sahip oldugu için bugünkü 28 derinligine ulasmamis olan Marmara denizi bu dönemde Akdeniz’in uzantisi olan sig bir deniz konumunda kalmistir. Marmara denizinin bugünkü yapisini kazandigi dönem Kuvaterner (Pleistosen ve Holosen)’dir. Kuvaterner yasli denizel çökeller Marmara denizi çevresinde farkli seviyelerde yer almaktadir. Bu farklilik iklime bagli deniz seviyesi degisimlerinin yani sira tektonik nedenlerle bölgenin yükselmesinin de dogal bir sonucudur. Marmara denizi çevresindeki Kuvaterner çökelleri; bugünkü deniz düzeyinden yaklasik 3 m ile 50 m yi asan degisik yüksekliklerde duran ve birbirine yanal ve düsey geçisli denizel ve karasal taraçalardan ve genç alüvyonlardan olusmaktadir. Denizel taraçalar bir kaç m den 50 m’ye varan kalinliklar sergiler ve genellikle birbiri ile ardalanan bol kavkili, çakil ve kum matriksli litolojilerle temsil edilirler. Güney Trakya sahillerinde yaygin olan bu taraçalari olusturan birimler Sakinç ve Yaltirak (1995) tarafindan Marmara Formasyonu adi altinda toplanmislardir.Tirheniyen (Orta-Üst Pleistosen) yasli (Erinç, 1956; Akartuna, 1968; Erol ve Nuttal, 1973; Bargu ve Sakinç , 1989; Sakinç ve Yaltirak, 1997) bu denizel çökellerin farkli seviyelerde bulunmasi farkli arastirmacilarca çesitli sekillerde yorumlanmistir. Bir görüse göre (Erinç, 1954; Erol ve Nuttal, 1973) denizel çökellerin farkli seviyelerde bulunmasi Kuvaterner’de buzullar arasi dönemlerdeki deniz seviyesi degisimleri nedeniyledir. Diger bir görüse göre ise Kuvaterner denizel çökellerinin farkli kalinlikta olmasi ve farkli taban seviyelerinde durmasi genç tektonigin eseridir (Sakinç ve Yaltirak, 1997; Tüysüz vd., 1998). Bu dönemde Kuzey Anadolu Fayinin genis bir fay zonu haline geldigi, gerilmeli bir nitelik kazandigi ve bugünkü Marmara denizi bölgesi’nin çek-ayir havzalarin olusumu sonunda derin çukurluklarin gelismeye basladigi kabul edilmektedir. Marmara denizi kiyilarinda Holosen çökelleri Ayamama çayi, KusdiliKurbagalidere, Marmara Ereglisi, Haliç ve Istanbul Bogazinda yapilan sondajlarda belirlenmistir. Kusdili formasyonu adi ile bilinen bu çökeller genellikle fosilli çamurlarla temsil edilmektedir. Bu birimler bugün deniz seviyesinden 1 ile 50 metre yükseklikte bulunur ve Marmara çevresindeki tektonik aktiviteyi isaret ederler. 29 Güney Marmara kiyilarinda ise Holosen çökelleri Gölcük, Hersek, Kiliç, Kocasu ve Gönen deltalarinin olusumu ile karakterize edilirler. Güneyde faylar la sinirlanan bu deltalarin tümü yükselen güney bloklardan asindirilan gerecin akarsularla tasinarak Marmara’ya dogru tasinmasi ile olusmuslardir. Delta morfolojisi incelendiginde Marmara denizi güney kiyi çizgisinin kita içine dogru sokulmus oldugu izlenmektedir. Emre vd. (1998) Holosen’de deniz seviyesinin bugünkünden 5 metre daha yukarda oldugunu göstermislerdir. Ayamama Holosen havzasi (Meriç vd., 1991a) Istanbul’un Avrupa yakasinda Ataköy ile Yesilköy arasinda bulunur. Içerisinden Halkali-Aymama deresinin aktigi bu havzanin bati kenari KB-GD uzanimli bir normal fay ile sinirlanir. Havzayi dolduran çökeller genellikle siyahimsi renkli çamurlardan olusur. Yer yer kumlu, alt kesimlerinde ise çakilli zonlar ve jips seviyeleri içeren bu çamurlarin özellikleri ile bunlar içerisindeki foraminifer, ostrakod ve mollüsk kavkilari ortamin zaman zaman deniz girdileri olan, zaman zaman kuruyan bir lagün-bataklik niteliginde oldugunu isaret etmektedir. Ayamama havzasi ile benzer kosullar sergileyen Kusdili Holosen havzasi (Meriç vd., 1991b) ise Kalamis koyu ve Kurbagali dere alanini kapsar. 30 metre kadar kalin olan havza dolgusu burada Ayamama havzasindaki tek devrenin aksine 3 devreli bir çökelim sergiler. Her üç devre de karasal baslamakta, akarsu agzi ve gidere k denizel fasiyeslere geçmektedir. Holosen çökelleri Istanbul Bogazi ile Haliç önlerinde de yapilan sondajlarda kesilmektedir. Haliç çökelleri içerisinde 7.4 ve 5.7 bin yil yas veren fosiller bulunmustur. Bu çökellerin alt seviyelerindeki fosiller tatli su-deniz geçisini isaret etmekte, istif içerisinde yer yer jipsli seviyeler dikkati çekmektedir. Bogaz girisinde kesilen birimler ise altta çakilli çamurlarla baslayan kum ve çamurlardan olusmaktadir. Bu kesimdeki Holosen çökellerinin kalinligi 20 metre ka dardir. Gökasan vd. (1997) ne göre Istanbul ve çevresinde 4 ile 5 bin yil önce önemli tektonik olaylar yasanmis, bunun sonucunda da Ayamama, Kusdili ve Marmara Ereglisi denizel havzalari Holosen hizla yükselmistir. Alçalan alanlarda ise kara alanlari sig, daha önce sig olan alanlar da derin bir deniz ile kaplanmistir (Yilmaz ve Oktay, 1996). Bu 30 süreçte Marmara Denizinin Istanbul bogazina bakan kesimleri 10-15 metre derin alg düzlükleri halinde iken çökerek 30-35 metre derinliginde anoksik havzalar haline dönüsmüstür. 2 KUZEY ANADOLU FAYI VE MARMARA DENIZI Marmara denizi Kuzey Anadolu fayinin iki önemli kolu üzerinde yer almaktadir. Bunlardan kuzey kol doguda Izmit körfezinden Marmara denizine girer ve batida Mürefte’de denizden çikar. Ikinci kol ise Iznik Gölü güneyinden geçerek Gemlik körfezine girer, yaklasik olarak Marmara denizi güney kiyisini takiben Kapidag yarimadasina kadar uzanir, burada denizden çikarak Biga yarima dasinin içerisine dalar ve Ege denizine dogru devam eder. Kuzey Anadolu fayinin Marmara denizinin olusumu ile iliskisi ve bu deniz içerisindeki geometrisi hakkindaki görüsler Andrusov’un 1896 daki batimetri haritasi ile baslamistir. Kuzey Anadolu Fayinin henüz bilinmedigi bir dönemde hazirlanmis olan ve Marmara denizi içerisindeki batimetrik yapiyi gösteren bu harita Kuzey Anadolu Fayinin kesfi sonrasinda Marmara denizi için önerilen modellerin de ilham kaynagi olmustur. Baslangiçta Kuzey Anadolu fayinin Marmara denizi içerisinden Izmit ile Mürefte arasinda tek bir hat seklinde ge çtigi kabul edilmistir (Pinar, 1943; Pavoni, 1961). Ancak Marmara denizinin batimetrisine yönelik arastirmalar arttikça farkli modeller önerilmeye baslamistir. Barka ve Kadinsky-Cade (1988) Marathon Oil firmasinin yapmis oldugu ancak yayinlanmamis sismik kesitleri kullanarak Marmara Denizinin bir çek ayir havzalar dizisi seklinde açildigi görüsünü ileri sürmüslerdir. Bu modele göre Izmit körfezinden Marmara denizine giren Kuzey Anadolu fayi burada çok sayida segmente ayrilmaktadir. En-echelon bir yapi gösteren bu segmentler arasinda ise batimetrik çukurluklar olusmaktadir. Bu modelde Izmit Körfezi, Çinarcik, Orta Marmara ve Tekirdag çukurluklarinin farkli çek-ayir havzalar olarak gelistikleri ileri sürülmektedir. GPS (Kürese l Pozisyon Sistemi) çalismalari, yukarida da belirtildigi gibi, Arap yarimadasinin kuzeye dogru hareketi sonucunda sikisarak batiya kaçmak zorunda kalan Anadolu’nun Sina yarimadasindaki bir kutba göre saatin tersine dogru döndügünü göstermektedir. Bu dönmenin dogal bir sonucu olarak Kuzey Anadolu fayi sag yönlü 31 dogrultu atimin yani sira bati alanlarda gerilmeli bir nitelik kazanmis ve fay üzerinde çok sayida çek ayir havzalar gelismistir. Kuzey Anadolu fayinin bu niteligi Marmara denizinin batimetrisi ile karsilastirildiginda Marmara denizi içerisindeki çukurluklarin üç büyük çek-ayir havzaya karsilik geldigi sonucu ortaya çikmaktadir. Bu sonuç Barka’nin önerdigi modelle de uyumlu görülmektedir. 1990 li yillarda gerek deniz arastirmalarina agirlik verilmesi gerekse Marmara denizi içerisin de yeni bir dogal gaz sahasinin kesfi ile birlikte yeni veriler üretilmeye baslamis, buna bagli olarak ta Kuzey Anadolu Fayinin Marmara denizi içerisindeki geometrisine yönelik yeni modeller önerilmistir. Wong vd. (1995) Piri Reis gemisinin yürüttügü sig sismik ve örnekleme çalismalarini degerlendirerek Kuzey Anadolu fayinin Marmara denizi içerisinde iki ana kola ayrildigini, bu kollarin da batimetrik çukurluklari sinirlayan kuzeydogu-güneybati uzanimli ikincil faylarla parçalandigini ileri sürmüslerdir. 17 Agustos 1999 depremini takiben ileri sürülen bazi modellerde ise Kuzey Anadolu fayinin Marmara denizi içerisindeki kollarindan sadece tek bir tanesinin aktif oldugu, bunun da Marmara denizini Izmit ile Mürefte arasinda tek bir hat boyunca biçtigi ileri sürülmüstür (Le Pichon vd., 1999). Bu model Tchalenko (1970) tarafindan tanimlanan çek-ayir havzalarin evrim modelini esas almaktadir. Buna göre dogrultu atimli faylarin siçradigi yerlerde çek-ayir havzalar gelismekte, bu havzalari açan faylar havzanin evrimi sürecinde bir zaman sonra aktivitelerini yitirmektedir. Buna karsilik havzayi açan faylarin kollari olan ve anti-Riedel kiriklari denilen ikincil faylar birbirleri ile birleserek açilmis olan havzayi ortasindan biçen yeni bir fayi olusturmaktadir. Oka y vd (1999 ve 2000) ise MTA Sismik-1 gemisinin yapmis oldugu sismik yansima verilerinden hareketle Kuzey Anadolu Fayinin Izmit Körfezinde ikiye ayrildigini, güneydeki kolun Armutlu yarimadasi güneyinden geçerek Imrali ve Marmara adasi kuzeyine dogru uzandigini, bu fayin önemli bir normal atim bileseninin oldugunu ve Kuzey Imrali havzasinin gelisimini kontrol ettigini belirtmislerdir. Bu yazarlara göre Izmit Körfezi içerisinde yer alan ikinci fay batida ikiye ayrilmakta ve Çinarcik çukurlugunu kuzey ve güneyden sinirlamaktadir. Bunlardan kuzeyde yer alan fay Adalarin güneyinden geçerek batiya dönmektedir. Batida Tekirdag Çukurlugunun 32 güneyinden geçen fay ise Ganos fayina birlesmektedir. Okay vd. (2000) ne göre Çinarcik havzasi Trakya yarimadasindaki Terzili, güneydeki Biga ve Kuzey Anadolu faylari üzerinde bir üçlü eklemin evrimi ile açilmistir. Alpar ve Yaltirak (2000) ise Kuzey Anadolu fayinin gelisimi öncesinde EskisehirTrakya fayinin aktif oldugunu, gerek Ganos dagi gerekse Gelibolu’daki kompresif yapilarin (bknz. Tüysüz vd., 1998) bu fayin etkisi ile meydana gelmis oldugunu ileri sürmüsler, Kuzey Anadolu fayinin ise bu yapilari keserek gelistigini ve Kuzey Anadolu fayinin gelisimi ile Eskisehir-Trakya fayinin aktivitesini yitirdigini belirtmislerdir. LePichon vd. (2001) nin Le Suroit gemisi verilerine göre hazirladiklari yayina göre Kuzey Anadolu fayinin Marmara denizine Izmit körfezi dogusundan giren ana kolu Körfez çikisinda Çinarcik çukurlugu içerisine girmekte ve bu çukurlugu kuzeyden sinirlar bir sekilde Adalarin güney ve batisina kadar izlenmektedir (Sekil 8). Bu fay adalar segmenti adi ile bilinmektedir. Çinarcik çukurlugunun güneyinde ise Çinarcik-Yalova arasinda uzanan ve bilhassa 17 Agustos depreminin artçilari ile açik bir biçimde takip edilebilen fay segmenti bu yazarlarin verdigi haritada (sig sularda çalisilmamis olmasindan dolayi) görülememektedir. Bu fay ile Çinarcik çukurlugu arasinda ise az egimli bir self bulunmaktadir. Adalarin güneyinden sonra ana fay kolu dönerek dogu-bati uzanim ka zanir. Yesilköy açiklarindaki bu dönüs alani kuzey-güney gidisli bindirme faylari ile karakterize edilir. Bu durum fayin dönüsünün burada sikismali bir etki yarattigini isaret etmektedir. Çinarcik çukurlugu batida Orta Marmara yükselimi ile sinirlanir. Bu yükselimin kuzeyinden devam eden ana fay, Kumburgaz havzasindan geçerek batidaki orta Marmara Havzasi’na girer. Içerisi tutturulmamis yumusak ve suya doygun çökellerle dolu olan bu çukurluk içerisinde fay diger kesimlerdeki kadar iyi izlenememekte, çok sayida küçük faylar seklinde izlenmektedir. Le Pichon vd. (2001) nin makalesinde bir kisim yazarlar burada fayin tek parça oldugunu belirterek fayin saçilmasinin havzayi dolduran çökellerin yapisindan kaynaklandigini kabul etmisler, ayni makalenin yazarlarindan bir kismi ise bu yoruma katilmamislardir. Bu yazarlara göre fay burada farkli segmentlerden olusmaktadir. 33 Orta Marmara Havzasinin bati sinirini olusturan Bati Marmara yükseliminde ana fayin izi son derece belirgindir. Burada sirti kes kin bir biçimde kesen fay batiya dogru Tekirdag havzasi içerisine girer. Havzanin güneyinden geçen ana fay daha sonra karaya çikarak Ganos daglarinin güneyinden Saros Körfezine devam eder. Yukarida kisaca özetlenen farkli görüsler büyük ölçüde elde mevcut olan sismik ve batimetrik çalismalara ve sismolojik verilere dayanmaktadir. Bu görüslerin daha tatmin edici sonuçlara ulasmasi için ise halen sürdürülmekte olan deniz jeolojisi, jeofizigi ve batimetri çalismalarinin sonuçlarinin elde edilmesi gerekmektedir ki bu da birkaç yillik bir dönemi kapsayacaktir. 34 BÖLÜM 3 1 ISTANBUL’UN DEPREMSELLIGI Istanbul, tarih boyunca yikici depremlerden etkilenmistir. Istanbul’un Imar ve Iskan Bakanligi tarafindan hazirlanan 1996 tarihli Türkiye Deprem bölgeleri haritasindaki konumu Sekil 7 de izlenmektedir. Buna göre Istanbul il sinirlari içerisinde 1, 2, 3 ve 4. derece deprem bölgeleri bulunmaktadir. Söz konusu harita 1999 yilinda yasanan büyük deprem sonrasinda revize edilmemis olup bu konuda ilgili bakanlik tarafindan çalismalar henüz sürdürülmektedir. Diger yandan Istanbul ile ilgili 1999 depremi sonrasinda ortaya konan veriler oldukça farkli senaryolarin üretilmesine neden olmustur. Bu konudaki veri ve görüsler asagida ele alinacaktir. Sekil 7- Türkiye deprem bölgeleri haritasinda Istanbul ilinin konumu 35 Kuzey Anadolu Fayi bati kesimlere dogru çatallanarak üç ana kola ayrilir. Sismolojik veriler en kuzeyde yer alan kolun bunlar arasinda en aktif oldugunu, GPS verileri ise Kuzey Anadolu fayi üzerindeki yillik ortalama 2 cm lik hareketin büyük bir kisminin bu kol üzerinde gerçeklestigini göstermektedir. Bu kol Marmara denizine Izmit körfezinden girerek deniz içerisinden geçer ve Mürefte civarinda yeniden karaya çikar. Fayin Marmara denizi içerisindeki geometrisi büyük ölçüde 17 Agustos 1999 depremi sonrasinda uluslararasi projelerle üretilen verilerle ortaya konmustur. Buna göre bu kol Marmara denizi içerisinde iki parçali bir tek fay seklinde uzanmaktadir (Sekil 8). Sekil 8- Marmara denizinin batimetri haritasi (Le Pichon vd., 2001 den alinmistir) Yukarida da deginildigi gibi Istanbul il sinirlari içerisinde kara üzerinde gerek tarihsel gerekse aletsel döneme ait bilinen hiçbir yikici deprem yasanmamistir. Istanbul’da yikici etki olusturan bütün depremlerin Marmara denizi içerisindeki faylar üzerinde olustugu kabul edilmektedir. BÜ Kandilli Rasathanesi deprem arsivinden elde edilmis verilere göre 1900-19.11.1999 tarihleri arasinda Marmara bölgesinde olmus tüm depremlerin merkez üssü dagilimlari Sekil 9 da verilmistir. Tarihsel ve aletsel dönemler göz önüne alindiginda Marmara bölgesinde MS-32 yilindan 1999 yilina kadar yüzey 36 dalgasi büyüklügü (Ms) 6 ve daha büyük olan depremlerin ortalama degerleri Çizelge 1 de verilmistir. Bu çizelge Ambraseys ve Finkel, (1991 ve 1995) e dayanilarak hazirlanmistir. Sekil 9. Marmara bölgesinde 1900—19.11.1999 tarihleri arasinda olmus aletsel dönem depremlerinin episantir dagilimlari. Son veriler isiginda da Marmara denizi içerisinde ciddi bir deprem tehlikesi oldugu kabul edilmektedir. Bu konudaki baslica kabuller asagidaki verilere dayanmaktadir: 17 Agustos 1999 Kocaeli-Gölcük ve 12 Kasim 1999 Düzce depremleri Kuzey Anadolu Fayi üzerinde 1939 da baslayan ve batiya dogru süren bir dizi deprem etkinliginin son halkalari olmuslardir. Bu durum fay segmentleri üzerindeki stres transferi ile açiklanmaktadir.Bir deprem, üzerinde olustugu faydaki gerilmeyi azaltirken, komsu faylar üzerindeki gerilmeleri degistirir. Deprem sonrasi yapilan çalismalar, sismik 37 aktivitenin gerilmenin arttigi alanlarda arttigini, gerilmenin azaldigi alanlarda ise azaldigini ortaya koymustur. Izmit depremi Düzce depreminin meydana geldigi bölgede, yani 17 Agustos 1999 kiriginin dogusunda kalan bölgede, gerilimi 1-2 bar arttirmis, kirigin bati tarafindaki bölgede gerilimin 0.5-5 bar artmasina yol açmistir MARMARA BÖLGESINDE BÜYÜK DEPREM SIKLIGI Tarihsel dönem MS 32-1999 M >= 7.0 (?) 40 (?) Adet a50 yilda bir 7 büyüklügünde deprem M >= 6.0 (?) 102 (?) Adet a19 yilda bir 6 büyüklügünde deprem Aletsel dönem MS 1901-1999 M >= 7.0 (?) 7 (?) Adet a14 yilda bir 7 büyüklügünde deprem M >= 6.0 (?) 26 (?) Adet a 4 yilda bir 6 büyüklügünde deprem Çizelge 1. Marmara bölgesinde son 1968 yilda olmus büyük depremlerin siklik çizelgesi Parsons vd. (2000) tarihsel depremler üzerinde yaptiklari çalismalarla Marmara denizi içerisindeki faylarin tekrarlanma araliklarini arastirmis ve bunlari GPS verileri ile denestirerek Marmara Denizinde deprem tekrarlanma zamaninin yaklastigi sonucuna ulasmislardir. Bu arastirmacilara göre Istanbul’da önümüzdeki 30 yil içerisinde büyük bir depremin olma olasiligi deprem tekrarlama araliklarina göre ~%25 tir. Bu arastirmacilar diger yandan tekrarlanma zamanlarindan tahmin edilen zamana bagli olmayan Poisson olasiligini da hesaplamislar ve Marmara denizi içerisindeki gelecekteki otuz yil içinde büyük bir deprem olma olasiligini ~%25 olarak hesaplamislardir. Üzerinde gerilimin arttigi faylarin, gerilimi degismemis diger faylardan daha önce kirilacagi göz önünde 38 tutularak, deprem olasilik hesaplarina gerilim transferi de eklenmistir. Sonuçta Istanbul'da önümüzdeki 30 yil içerisinde kuvvetli bir sarsintinin (yer sarsintisi ivmesi 0.34-0.65g ) olma olasiligi % 62±15 olarak hesaplanmistir. Bu oran önümüzdeki 22 yil için %50±13 iken, önümüzdeki 10 yil için ise %32±12 olarak belirlenmistir. Üzerinde tartisma olmakla birlikte deprem senaryolarinda Marmara Bölgesini etkileyecek bir depremin büyüklügü M=7.5 olarak alinmaktadir. Parsons vd. (2000)’e göre deprem sonrasi bölgede büyüklügü 7 ve daha fazla olabilecek bir depremin olma olasiligi mevcut faylara göre asagidaki çizelgede verilmistir. Fay Zonu 30 yil (%) 10 yil (%) 1 yil (%) Yalova 33 ± 21 14 ±11 17 ± 1.7 Adalar 35 ± 15 16 ±9 2.1 ± 1.6 Kuzey Marmara 13 ± 9 5± 5 0.6 ± 0.7 Tüm Faylar 62 ± 15 32 ± 12 4.4 ± 2.4 Çizelge 2. Marmara bölgesinde beklenen ve büyüklügü 7 ve daha büyük olabilecek depremin verilen zaman araliklarinda olma olasiliklari (Parsons vd., 2000). Bir bölgede deprem esnasinda olusan hasarlarin miktarini ve dagilimini baslica yapisal ve jeolojik faktörler kontrol ederler. Yapisal faktör deyimi ile anlatilmak istenen, binalarin ya da mühendislik yapilarinin kalitesidir. Jeolojik faktörler ise çesitlidir. Depremin büyüklügü, kirilan faya uzaklik ve zemin kosullari bunlarin baslicalaridir. Depremlerde hasar dagilimini kontrol eden en önemli faktörlerden biri zemin kalitesidir. Istanbulun yaklasik olarak Aksaray’dan doguda kalan kesimleri genellikle Paleozoyik yasli ka yalar üzerine oturur.Bu birimlerin hemen hemen tamami sert ve dayanimli kayalardan olusur. Buna karsilik Istanbul’un bati kesimlerinde yer alan kayalar kumlu, killi zeminler halindedir. Yeraltisuyunun da etkisi ile bu birimlerde önemli oranda kayma, burkulma, oturma, sisme gibi olaylar gelismektedir. Bu birimlerin deprem sarsintilarini büyütme katsayilari ve titresim per iyotlari büyüktür. Nitekim 17 Agustos 39 1999 depreminde bu birimler üzerinde 0.25 g degerine ulasan deprem ivmeleri ölçülmüstür. Marmara bölgesinde meydana gelen ve Istanbul’u etkileyen baslica depremler iki bölümde ele alinabilir: 1-Tarihsel dönemdeki baslica depremler: Bunlar depremlerin sismograflarla kaydedilmedigi döneme ait olup gerek odaklari gerekse büyüklükleri tarihsel kayitlardan tahmin edilmektedir.Bu döneme ait en büyük deprem 10 Eylül 1509 da meydana gelmistir. Dogu Akdeniz’de görülen en büyük depremlerden biri oldugu için Kiyamet-i Sugra (Küçük kiyamet) adi da verilen bu deprem Istanbul’da 5.000 kisinin ölümüne, 1000 kadar evin harap olmasina yol açmistir. Surlarin, cami ve kiliselerin büyük bir kismi tahrip olmus, Dikilitas, Besiktas ve Çemberlitas agir hasar görmüstür. Kahire’ye kadar genis bir alanda duyulan deprem tüm Marmara çevresinde ve hatta Bolu’ya kadar uzanan bir alanda tahribat yapmistir. Depremin büyüklügünün 7,5’dan fazla oldugu tahmin edilmektedir. Bunu takiben 10 Mayis 1556’da, 11 Temmuz 1690’da, 25 Mayis 1719’da, 2 Eylül 1754’de, 22 Mayis 1766’da ve nihayet 1894’te Marmara çevresinde Istanbul’u etkileyen büyük depremler gelismistir. 2-Aletsel dönemdeki baslica depremler: Bunlar 1900 li yillardan itibaren kullanilmaya baslayan sismograflarla kaydedilen depremlerdir. Bu dönemde Marmara çevresinde 18 Eylül 1963 Yalova-Çinarcik depremi (Ms = 6.4), 6 Ekim 1964 Manyas depremi (Ms = 6.9), 22 Temmuz 1967 Mudurnu-Adapazari depremi ( Ms = 7.1), gibi depremler olmus ve bunlar ciddi tahribata yol açmistir. Marmara bölgesini etkileyen son büyük deprem 17 Agustos 1999 da Gölcük’te meydana gelmistir. 7.4 büyüklügündeki bu deprem ve onun arkasindan 12 Kasim 1999 de Düzce’de meydana gelen 7.2 büyüklügündeki deprem Izmit Körfezinde Yalova açiklarindan Bolu’ya kadar uzanan 140 kilometrelik bir yüzey kirigi olusturmuslardir. 40 BÖLÜM 4 1 ISTANBUL IÇIN DEPREM SENARYOSU Yukaridaki bölümlerde Istanbul’un jeolojisi, zemin durumu ve depremselligi ele alinmistir. Bu bölümlerde tanitilan veri ve görüslerden anlasilacagi ve yukarida da deginildigi gibi Istanbul, ciddi bir deprem tehlikesi ile karsi karsiyadir. Dünyanin örnegin San Andreas Fayi üzerinde yer alan yerlesim birimlerinde oldugu gibi benzer konumdaki sehirlerinde olasi bir depreme karsi savasmanin ilk asamasi olarak deprem senaryolari hazirlanmistir. Bir deprem senaryosu deprem öncesi, deprem ani ve sonrasinda yasanabilecek olaylari ve bu olaylara karsi alinabilecek tedbirleri planlayan kapsamli bir çalismadir. Bu nedenle bir deprem senaryosu mühendislik çalismasinin yani sira olaylarin sosyal ve ekonomik boyutunu da gözetmek zorundadir. Bu niteligi yüzünden bir deprem senaryosu anc ak çok disiplinli bir yaklasimla ve genis bir uzman grubu ile gerçeklestirilebilir. Bir deprem senaryosunun ilk ve temel asamasi tehlikenin ve bu tehlikenin gerçeklesme olasiliginin saptanmasidir. Deprem açisindan ele alindiginda ise bir senaryonun ilk asamasi bir bölgeyi etkilemesi muhtemel depremin olma olasiligi ve o bölgede yaratacagi yer sarsintisinin belirlenmesidir. Istanbul’da bir depremin olma olasiligi ve olabilecek deprem büyüklükleri yukarida da deginildigi gibi deprem kataloglari ve stres transferi esas alinarak Parsons vd. (2000) tarafindan hesaplanmistir. Burada bu hesaplamanin mevcut en geçerli çalisma oldugu varsayimindan hareketle bir depremin yaratabilecegi etki arastirilmaya çalisilmistir. Çalismanin esasi bilinen bir fay üzerinde beklenen büyüklükte bir deprem oldugu takdirde bu depremin çevre alanlarda yaratacagi siddetin belirlenmesidir. Bunun için Cografi Bilgi Sitemi (CBS) esasli bir senaryo hazirlanmis, farkli faylar üzerinde tasarim depremleri olusturularak azalim iliskilerinden hareketle farkli zemin kosullarinda ve farkli uzakliklarda olmasi muhtemel ivmeler belirlenmis, ivmeden hareketle de olabilecek deprem siddetleri belirlenmistir. 41 2 ISTANBUL’DA DEPREM OLASILIGI 17 Agustos 1999 (M=7.4) Izmit ve 12 Kasim 1999 (M=7.2) Düzce depre mleri resmi rakamlara göre 18000 kisinin ölümüne, 15400 binanin yikilmasina ve 10-25 milyar dolarlik hasara yol açmistir. Istanbul'daysa, son 1500 yilda, 12 büyük deprem olmus, bunlar agir hasarlara yol açmistir. 1939 yilinda baslayan ve Istanbul'a dogru ilerleyen 60 yillik depremler zincirinin, stres transferinin ve bunun neticesinde depremlerin birbirini tetiklemesinin bir sonucu oldugu kabul edilmektedir. Bu teoriye göre bir deprem, üzerinde olustugu faydaki gerilmeyi azaltirken, komsu faylar üzerindeki gerilmeleri degistirir. Deprem sonrasi yapilan çalismalar, sismik aktivitenin gerilmenin arttigi alanlarda arttigini, gerilmenin azaldigi alanlarda ise azaldigini ortaya koymustur. Ambrasseys ve Finkel (1995) Marmara denizi çevresinde, M. Ö. 1500’den bu yana meydana gelen depremleri “The Seismicity of Turkey and Adjacent Areas, A Historical Review, 1500- 1800” isimli bir katalogda toplamislardir. Parsons vd. (2000) bu katalogdaki verileri kullanarak 200 depreme ait hasar tanimlarindan yararlanmis ve Mercalli es deprem siddeti egrilerini (MMI) belirleyerek ve azalim iliskileri kullanarak depremlerin büyüklüklerini ve merkezlerini bulmaya çalismislardir. Ambrasseys ve Finkel (1995) katalogunda, Marmara denizi ve civarinda 1500 yilindan bu yana meydana ge lmis ve siddeti 7'den büyük 9 deprem bulunmaktadir. Parsons vd. (2000) ’nin çalismasinda aletsel kayit dönemi öncesinde (1900 yili öncesi) olusan 6 büyük depremin siddeti, deprem sonucu meydan gelen yeryüzü kiriklarinin uzunlugu ve ortalama atim miktarlari, bu miktarlarin kitalardaki dogrultu atimli faylar üzerinde meydana gelen depremlerin siddetleriyle arasindaki iliskiye bakilarak degerlendirilmis, bulunan sonuçlar Parke vd. (1999)’nin sismik arastirmalardan elde ettigi sonuçlar la karsilastirilarak Istanbul'da siddetli bir deprem olusturmaya uygun 4 fay belirlenmistir. Bunlar Yalova, Izmit, Adalar ve Orta Marmara faylaridir. Izmit'te meydana gelen iki depremden (1719, 1999), bu bölgede yaklasik her 280 yilda bir deprem oldugu sonucuna varilir. Yalova fayi üzerinde Mayis 2000 meydana gelen üç depremden (1509, 1719, 1894), deprem tekrarlanma süresinin burada yaklasik 190 yil oldugu ortaya çikar. Adalar ve Orta Marmara faylarinda ise, sirasiyla 1766 ve 42 1509 yillarinda birer deprem oldugu belirlenmistir. Bu faylar için deprem tekrarlanma araliklari, katalogdaki bu depremlere ait atim miktarlarinin, GPS verilerinden elde edilen kayma hizlarina bölünmesiyle elde edilmistir. Hesaplamalar Adalar fayi için yaklasik 210 yil, Orta Marmara fayi için yaklasik 450 yillik bir deprem tekrarlanma araligini ortaya koymustur. Diger yandan Parsons vd. (2000) Istanbul’da siddeti VIII veya daha büyük bir sarsintiyi olusturabilecek zamanlarindan, tahmin potansiyele edilen, sahip zamana üç bagli fay için olmayan bulunan Poisson tekrarlanma olasiligini hesaplamislardir. Bu olasilik, her bir fay üzerinde olusan birkaç depremin ortalamasindan elde edilen bir degerdir ve gelecekteki otuz yil için %29±15 olarak bulunmustur. M.Ö. 447 ile M.S. 1508 tarihleri arasinda en azindan 8 deprem Istanbul'da ciddi hasarlara yol açmistir. Bu da, Istanbul'da önümüzdeki 30 sene içerisinde kuvvetli deprem olma olasiliginin, katalogdan hesaplanan degere yakin olarak, %20±10 civarinda oldugu anlamina gelmektedir. Buna göre son 500 yilda olusan depremleri içeren katalogdan elde edilen deprem tekrarlanma süreleri, öteki kaynaklardan elde edilen sürelerle tutarlilik göstermektedir. Parsons vd. (2000) üzerinde gerilimin arttigi faylarin, gerilimi degismemis diger faylardan daha önce kirilacagini göz önünde tutarak, deprem olasilik hesaplarina deprem tekrarlanmasi ve gerilim transferini de eklemislerdir. Buna göre Istanbul'da önümüzdeki 30 yil içerisinde kuvvetli bir sarsintinin (MMI > VIII; yer sarsintisi ivmesi 0.34-0.65g ) olma olasiligi % 62±15 olarak hesaplanmistir. Bu oran önümüzdeki 22 yil için %50±13 iken, önümüzdeki 10 yil için ise %32±12 olarak hesaplanmistir. 3 17 AGUSTOS 1999 DEPREMININ YER IVME DEGERLERI AÇISINDAN DEGERLENDIRILMESI Bir depremin bir bölgede yaratacagi kuvvetli yer hareketinin genligi maksimum yer ivmesi ile ifade edilir. Bir bölgedeki yer ivmesinin büyüklügü depremin büyüklügü, odak derinligi, fayin türü, atim miktari, fayin uzunlugu, fayin uzakligi, kaynak ile bölge arasindaki kaya türü, morfoloji gibi faktörlerle denetlenir. Maksimum yer ivmesinin belirlenmesi amaci ile ölçülen ivme degerlerinden hareketle çok sayida azalim formülü gelistirilmistir. Bu formüllerde yukarida sayilan parametreler kullanilarak deprem 43 odagindan belli uzaklikta bir alanda olabilecek maksimum yer ivmes i belirlenebilmektedir. Söz konusu azalim formülleri içerisinde en fazla kabul görenlerden biri Boore vd. (1993 ve 1997) tarafindan gelistirilen formüllerdir. Bunun yani sira Ambrasyes (1997), Aydan (1997), Hasgür (1996), Ansal (1997 ve 1999) ve baskalari gibi çesitli arastirmacilar tarafindan gelistirilmis azalim formülleri de kullanilmaktadir. Bunlarin birbirinden temel farkliligi faya olan uzaklik, fay türü ve zemin türünün formül içerisinde kullanilip kullanilmamasi ya fa farkli kullanilmasindan kaynaklanmaktadir. Yakin zamanda Arioglu vd. (2001) Boore vd. (1993 ve 1997) formüllerini 17 Agustos 1999 depremi esnasinda ölçülen degerlerle karsilastirarak bu formülün Marmara bölgesi için geçerliligini test etmisler ve uygun bulmuslardir. Asagida önce baslica bu arastiricilarin kullandigi sekli ile bu formülün kullanimi ve 17 Agustos 1999 depremi sonuçlari ile karsilastirilmasi verilecek daha sonra da bu formülün Istanbul için uygulamasina yönelik Cografi Bilgi Sistemi uygulamasi tanitilacaktir. 4 AZALIM FORMÜLÜ VE 17 AGUSTOS 1999 DEPREMINDE ÖLÇÜLEN IVME DEGERLERI 1970 li yillardan bu yana deprem verileri ile üretilen azalim formülleri baslangiçta sadece deprem büyüklügü ve mesafeye bagli olarak üretilmislerdir. Ancak 1990 li yillardan sonra üretilen formüllerde zemin parametreleri de kullanilmaya baslanmistir. Boore vd. 1993 ve 1997 de iki azalim formülü önermislerdir. Bunlarin önceki formüllerden farki ilk defa depremi üreten fay türünün dikkate alinmasi ve zemin faktörünün zeminin kayma dalgasi (Vs) cinsinden ifade edilmesidir. Yüzey dalgasi büyüklügü ancak uzak istasyonlar kullanilarak dogru olarak belirlenebilirken moment büyüklügü sismik momentten kolayca hesap edilebilmektedir. Boore vd. (1993 ve 1997) tarafindan önerilen iki formül ve bunlarda kullanilan ifadeler Sekil 10 da görülmektedir. Formüllerin dikkat çeken yönlerinden biri de önceki çogu formülde yüzey dalgasi (Ms) kullanilirken burada moment magnitüdünün (Mw) kullanilmasidir. 44 Sekil 10- Boore vd. (1993 ve 1997) tarafindan önerilen azalim formülleri (Arioglu vd., 2001 den) 17 Agustos 1999 depreminde 14 istasyonda ivme ölçülmüstür. Bu istasyonlarda ölçülen ivme degerleri, istasyonlarin depremi üreten faya olan uzakliklari ve zemin türleri 45 Sekil 11 de izlenmektedir. Arioglu vd. (2001) ölçülen bu ivme degerleri ve istasyonlarin konumlarina göre Boore vd. (1993) formülünü kullanarak azalim iliskilerini ortaya koymuslardir. Sekil 11- 17 Agustos 1999 depreminde ölçülen ivmeler (Arioglu vd., 2001 den) 46 Sekil 12 de bir grafikte izlenen bu degerlere bakildiginda Ambarli istasyonu disindaki istasyonlarda ölçülen ivme degerlerinin orta deger ±standart sapma (s) sinirlari içerisinde kaldigi görülmektedir. 17 Agustos depreminin sasirtici sonuçlarindan biri de Avcilar ve Ambarli yörelerinde görülen asiri hazar olmustur. Bu yönde yapilan arastirmalarda bu bölgede hasarin yüksek olmasinin zemin büyütmesi, topografik faktörler ve bölgenin sismik dalgalarin iletilmesini saglayan bir fayin uzantisinda bulunmasi gibi faktörlerden kaynaklanmis olabilecegi ileri sürülmüstür. Ambarli disindaki istasyonlarda ölçülen degerlerin beklenen sinirlar içerisinde olmasi formülün emin bir biçimde kullanilabilecegini isaret etmektedir. Sekil 12- 17 Agustos 1999 depreminde ölçülen ivmeler (Arioglu vd., 2001 den) 47 Azalim formülünün ve bunun sonucunda elde edilen deprem siddetinin dogrulugunu test etmek ve geçmis depremlerin es siddet haritalari ile uyumunu arastirmak üzere 1912 Saros ve 17 Agustos 1999 depremlerinde kirilan faylar kullanilarak hazirlanan bilgisayar programi içeris inde iki es siddet haritasi yaratilmistir. Bu sekiller dikkate alindiginda da yasanan siddetler ile senaryoda üretilen siddetlerin büyük benzerlik tasidigi görülmüstür. Deprem siddetinin ivmeden hareketle belirlenmesinde Wald vd. (1999) tarafindan Kalifor niya depremleri için önerilen formül Arioglu vd. (2001) tarafindan 17 Agustos 1999 depremi sonuçlari ile karsilastirilmis ve Türkiye’de yasanan siddetin olasilikla bina kalitesi nedeniyle Kaliforniya’dan yüksek oldugu belirlenmistir. Arioglu vd. 19 Agustos depremi sonuçlarini kullanarak gelistirdikleri regresyonla deprem siddeti için I = 1.748 ln ay -1.078 Formülünü önermislerdir. Burada I siddet, ay ise yatay ivmeye karsilik gelmektedir. Asagida detaylari verilecek olan bu çalismada da ivme için Boore vd. (1993), siddet için ise Arioglu vd. (2001) formülleri kullanilmistir. 5 AZALIM FORMÜLÜNÜN ISTANBUL IÇIN CBS IÇERINDE UYGULANMASI Cografi Bilgi sistemleri (CBS) mekana bagli verilerin analizinde kullanilan ve son on yilda hayatin hemen her asamasinda kendisine yer bulan bilgisayar destekli bir veri olusturma, depolama ve sorgu sistemidir. Bu arastirmada Istanbul için deprem senaryosu hazirlamada CBS, azalim formüllerinin otomatik olarak çalistirilmasi için kullanilmistir. Böylece azalim formüllerinde veya jeolojik ve jeofizik verilerde degisiklikler oldugunda ya da risk bölgeleri belirlendiginde programin çalistirilmasi ile Istanbul ve çevresinde nerelerin hangi siddette sarsilabilecegi kolaylikla tespit edilebilecektir. Diger yandan gerektiginde program uyarlanarak ölçülen ivmelerden hareketle hangi fayin kirildigi ve ne büyüklükte bir deprem yasandiginin belirlenmesinde de kullanilabilecektir. Çalisma için amaca en uygun bulunan, ESRI (Environmental Systems Research Institute Inc.) tarafindan üretilmis olan ve bu konuda tüm dünyada en yaygin kullanilan 48 programlardan biri ola ArcView 3.2 kullanilmistir. Program dünya genelinde çok farkli amaçlarla kullanilmakla birlikte bu çalismadaki amaç çerçevesinde asagidaki asamalarin gerçeklestirilmesi için kullanilmistir: 1- Istanbul’un sayisal jeoloji haritasinin hazirlanmasi, 2- Hazirlanan jeoloji haritasindaki her bir formasyonun çesitli parametrelerine ait verilerin (kaya/zemin türü, Vs hizlari vb) veri bankasina islenmesi 3- Istanbul’u etkilemesi olasi faylarin haritalanmasi 4- Bu faylarin boylarindan hareketle üretebilecekleri maksimum deprem büyüklügünün belirlenmesi, bunlarin fay haritalarinin veri bankalarina islenmesi 5- Azalim formüllerinin mevcut ivme degerleri ile test edilmesi (böylece uygun formülün seçilmesi) 6- Azalim formülünün Istanbul için uygulanmasi 7- Elde edilen ivme degerlerinin siddet degerlerine dönüstürülmesi 8- Es siddet haritalarinin hazirlanmasi. Detay kullanimi asama asama asagida tanitilmis olan bu uygulamanin amaci yukarida da deginildigi gibi güncel verilerin kolaylikla entegre edilebilecegi bir sistem olusturulmasi ve bu sistemin olasi bir depremin yaratacagi siddeti tayin etmede kolay ve hizli bir yöntem olarak kullanilmasidir. Burada asagida tanimlandigi sekilde istenen bir fay seçilebilmekte, bu faya bir deprem büyüklügü atanabilmekte (fay büyüklügüne bagli olarak otomatik olarak ya da istenene baska bir büyüklük) ve bu fayin belirtilen büyüklükte bir deprem üretmesi durumunda olusacak siddet dagiliminin otomatik olarak haritalanmaktadir. Böylece bölge, il, ilçe, mahalle hatta bina bazinda bir yer seçilerek bu yerin etkilenecegi deprem siddeti otomatik olarak belirlenebilmektedir. Böylece elde edilen degerler yerel zemin kosullarini da içerebildiginden “deprem bölgesi” kavraminin genellemelerinden kurtulmak mümkün olmaktadir. Programin kullanilmasi ArcView 3.X ortaminda deprem risk haritalarinin hazirlanmasi için önce bir veri hazirlama asamasi gereklidir. Üzerinde burada durulmayacak olan bu ön hazirlik 49 döneminde jeoloji haritasi ve faylar sayisallastirilmakta, bunlarin tablolarina programin çalistirilmasi esnasinda ya da sonrasinda gerekli olabilecek kaya türü, yas, zemin parametreleri, alan, fay boyu gibi parametreler girilmekte ya da programa otomatik olarak hesaplattirilmaktadir. Bu ön hazirlik asamasi ArcView disinda programlarla da yapilabilmekte veriler ArcView ortamina aktarilabilmektedir. Bu haritalar hazir olduktan izlenecek yol birkaç asamaya bölünebilir. Bunlar: 1. Poligonlardan olusan sayisal jeoloji haritasinin seçilen araliklarda yeralan noktalara dönüstürülmesi ve bu noktalara jeoloji haritasindaki poligonlara ait parametrelerin yüklenmesi 2. Üzerinde deprem olacagi varsayilan fayin seçilmesi, Jeoloji haritasindan üretilen herbir noktanin faya dik uzakliginin hesaplanmasi (Azalim formüllerinden bir kismi bu çalismada kullanildigi gibi faya olan dik uzakligi, bir kismi ise depremin merkez üssüne olan en kisa mesafeyi kullanmaktadir) 3. Önceki asamalarda faya uzakligi ve zemin kosullari belirlenerek tablosuna islenmis olan herbir nokta için ivme azalim formüllerinin uygulanmasi ve elde edilen ivme degerlerinin haritalanmasi 4. Ivme-siddet dönüsüm formüllerinin çalistirilmasi, bunun sonuçlarindan siddet haritalarinin üretilmesi Asagida bu islevlerin gerçeklestirilmesi detayli olarak tanitilacaktir. Tanitimda kullanicinin ArcView ya da benzeri Cografi Bilgi Sistemlerinin kullanimina asina oldugu varsayilmistir (Siradan bir kullanicinin ArcView programini verimli olarak kullanabilmesi için en az birkaç aylik bir kurs görmesi önerilmektedir). ArcView programi yukarida siralanan islemlerin tümünü yapabilme yeteneginden yoksundur. Program çok genis bir yelpazede farkli amaçlara hizmet için üretildiginden programa küçük modüller (Extension) ya da programciklar (script) eklenerek amaca uygun hale getirilmektedir. Bu çalismada kullanilan modül ve programciklarin bir kismi 50 ana programla birlikte ücretli olarak satilmakta, bir kismi ise http://www.esri.com sayfasindan ücretsiz olarak indirebilmektedir. Ön hazirlik ArcView programi çalistirildiktan sonra programin View penceresi açilir ve çalisma içim kullanilacak harita ve mesafe birimleri metre cinsinden seçilir ViewàPropertiesàMap Unitsàmeters ViewàPropertiesàDistance Unitsàmeters Bilgisayarin sürücüsünde yaratilmis olan bir dosya çalisma dizini olarak programa tanitilir. Bundan sonra yapilacak her islem bu dosyaya kaydedilecektir. Bu asama bilhassa program daha sonra baska bir bilgisayarda çalistirilacaksa önemlidir. FileàSet Working Directoryà Buradaki örnekte E sürücüsünde Depsen Klasörü altinda Marmara klasörü çalisma dizini olarak seçilmistir Daha sonra bu klasör içerisine daha önceden hazirlanarak kopyalanmis olan Jeoloji ve Fay haritalari ArcView ortamina yüklenilir (Sekil 13). Jeoloji haritasinin tablosunda her bir birimin simgesi, ortalama Vs degeri yazilmis olmalidir. Ayrica Gb ce Gc isimli iki kolon eklenerek Vs degerlerine göre 180 m/sn<Vs<360 m/sn için Gb=0, Gc=1 360 m/sn<Vs<750 m/sn için Gb=1i Gc=0 Vs>750 m/sn için Gb=0, Gc=0 yazilmalidir. (Bu konuda açiklama için Boore vd., (1993) e bakiniz) Viewà Add ThemeàJeoloji.shp 51 Viewà Add ThemeàFay.shp komutlarini vererek fay ve jeoloji haritalarini view penc resine yükleyiniz. Sekil 13- Risk analizi için kullanilacak Istanbul jeoloji haritasi ve Marmara Denizi içerisindeki aktif faylar 1. Asama: Jeoloji haritasinin noktalara dönüstürülmesi Bu nispeten uzun ve karmasik asamada amaç jeoloji haritasinin belli araliklarla dizilmis noktalara dönüstürülmesi ve jeoloji haritasinin tablosunda yazilmis olan parametrelerin bu noktalara aktarilmasidir. Bu asama farkli deprem senaryolari için bir defa üretilip daha sonra çesitli senaryolar için kullanilacaktir. Bunun için önce Jeoloji tabakasi (Layer) aktif hale getirilir, ThemeàConvert to Grid à komutu ile önce vektör harita grid (raster) formatina dönüstürülür. Dönüsüm öncesi olusturulacak gridin adi sorulacak (burada 52 jeoloji_grid adi verilmistir), bu saklanacak ve saklama esnasinda asagidaki parametreler sorulacaktir. Bu dönüsümde su parametreler seçilir (Sekil 14): a) Cell Size: Olusturulacak gridin hücre boyutudur. Burada 500 m seçilmistir Sekil 14- Grid dönüsümünde hücre büyüklügünün seçilmesi b) Cell values: Jeoloji haritasinin tablosunda kaya türlerini simgeleyen kolon seçilecektir. Burada [simge] kolonu seçilmistir (Sekil 15). 53 Sekil 15- Grid dönüsümünde hücre degeri (Cell value) seçilmesi) c) Join Feature attributes to gridà Bu soruya Yes cevabi verilerek jeoloji haritasinin tablosunda yazilmis kaya türü simgelerinin ([simge]) grid hücrelerine aktarilmasi saglanir (Sekil 16). 54 Sekil 16- Grid ve jeoloji haritasi tablolarinin birlestirilmesi d) Gridleme islemi bitmistir. Program gridin görüs (view) penceresine eklenip eklenmeyecegini sorar (Sekil 17). Yes dügmesi tiklanarak onaylanir. 55 Sekil 17- Gridin görüs penceresine eklenmesi e) Bu aktarimin daha sonraki islemler için kalici hale getirilmesi amaciyla “Fix Join ” modülü aktif hale getirilir FileàExtensionsàFixJoin Grid, view penceresinin sol tarafindaki kolona tiklanarak aktif hale getirilir, ThemeàTable komutu ile gridin tablosu açilir. Fix Join modülü tablo penceresi açik iken üzerinde J harfi bulunan bir buton ile gösterilir (Sekil 18) . Bu butona tiklanarak grid tablosu sabitlenir. 56 Sekil 18- Fix join modülü ile grid tablosunun kalici bir sekilde jeoloji tablosu ile birlestirilmesi Buraya kadar olan asamalarla jeoloji haritasi 500X500 metrelik hücrelerden olusan bir grid haline dönüstürülmüs, her bir hücreye jeoloji haritasindaki veriler aktarilmistir. Istenirse jeoloji haritasi aktif hale getirilerek Edità Delete themes komutu ile görüntüden kaldirilir, bu komut orijinal dosyayi silmeyecektir. Daha sonra Fileà Extensionsà Grid Plus v1.0 komut dizisi uygulanarak Grid Plus 1.0 modülü açilir. Bu modülde Point Shapefile ve Add Shapefile to View seçenekleri seçilerek OK dügmesine tiklanir (Sekil 19). Böylece gridin her bir hücresinin ortasina bir nokta yerlestirilmistir. Olusan nokta dosyasina bir isim verilir (Burada jeoloji_noktalar.shp) ve saklanir. 57 Sekil 19- Grid dosyasinin Grid Plus modülü ile nokta dosyasi haline dönüstürülmesi Tables penceresine geçilir. Önce “Jeoloji_grid” tablosunda Value kolonuna tiklanarak aktif hale getirilir. Daha sonra “Jeoloji_noktalar” tablosunda Grid_code kolonuna tiklanarak aktif hale getirilir (Burada tablolarin seçimindeki siralama önemlidir). TableàJoin menüsü kullanilarak Jeoloji_grid dosyasi ile Jeoloji_noktalar dosyasinin tablosu birlestirilir. Fix Join komutu ile elde edilen tablo sabitlenir. Böylece jeoloji haritasindaki poligonlar her 500 metrede bir duran noktalara dönüstürülerek her bir noktaya jeoloji haritasindaki veriler yazdirilmis olur (Sekil 20) ve birinci asamanin sonuna gelinir. 58 Sekil 20- Olusturulan nokta dosyasinin tablosu jeoloji haritasinin tablosundaki degerlere sahiptir View penc eresinde grid ve noktalardan olusan görüntü üzerine büyüteçle yaklasilirsa Sekil 21 deki görüntü elde edilecektir. Sekilde her bir grid hücresinin ortasina bir noktanin geldigi görülmektedir. 2. Asama: Noktalarin faya olan uzakliginin hesaplanmasi Fay haritasi aktif hale getirilerek üzerinde deprem olacagi varsayilan fay seçilir (Tercihen her fay için ayri bir dosya yaratilir ve bu dosya aktif hale getirilir, böylece bir karisikliga yol açilmamis olur). Ya da üzerinde çalisilacak fay seçildikten sonra Themes à Convert to shapefile komutu ile yeni bir dosya haline getirilip kullanilabilir. 59 Sekil 21- Grid ve noktalarin yakindan görünümü Bilindigi gibi deprem esnasinda yirtilan fay ile deprem büyüklügü arasinda dogrudan bir iliski mevcuttur. Bu iliski Wells ve Coppersmith (1994) tarafindan M= 5.08 + 1.16 log (Yüzey kiriginin uzunlugu) Baglantisi ile ifade edilmistir. Bu formüldeki yüzey kiriginin uzunlugu tüm fay segmentinin bir defada kirilacagi varsayimi ile fay haritasindan alinarak “Map Calculator” vasitasi ile hesaplanmis ve böylece her bir fayin üretecegi depremin büyüklügü hesaplana rak o fay segmentinin tablosuna yazilmistir. Ancak önceki fay verilerine bakildiginda bazi hallerde yukarida verilen formülün tam anlamiyla doyurucu sonuçlara ulasmadigi da görülmektedir. Örnegin 17 Agustos 1999 Izmit depremi 7.4 büyüklügüne karsilik 130 km boyunda bir yüzey kirigi olustururken 12 Kasim Düzce depremi 7.2 büyüklüge karsilik 45 km yüzey kirigi olusturmus, bu farklilik ise fay 60 bloklari arasindaki sürtünme, fayin kestigi kaya türleri arasindaki farklilik, kabuk yapisi, fay geometrisi, vb. faktörlere atfedilmistir. Bu çalisma bir senaryo niteliginde oldugu için fay büyüklükleri sadece formül ile hesaplanarak faylarin tablosuna yazdirilmistir. Bu asamadaki ilk islem önceki asamada elde edilen noktalardan her birinin faya olan en kisa mesafesinin hesaplanmasidir. Bunun için Tables penceresi açilir, fay haritasinin ve Jeoloji_noktalar dosyasinin tablosu açilir. Ilk olarak Fay tablosundaki [Shape] alani, daha sonra Jeoloji_noktalar dosyasindaki [Shape] alani seçilir. Edit à Join komutu ile bu iki tablo birlestirilir. Böylece noktalara ait tabloya otomatik olarak her bir noktanin faya olan en kisa uzakligi [Distance] isimli bir kolon adi altinda eklenecek ve her bir noktanin faya olan uzakligi metre cinsinden bu kolona yazilacaktir. FixJoin butonu kullanilarak tablodaki eklemeler sabitlenir. Ivme hesabinda faya olan uzaklik km cinsinden kullanilmaktadir. Bu nedenle tabloya Edit à Add Field komutu verilerek [Dist_km] adi verilen bir kolon eklenir. Map Calculator kullanilarak [Dist_km]= [Distance] / 1000 formülü çalistirilir. Böylece her bir noktanin faya olan uzakligi nokta dosyasinin tablosuna yazdirilmis olur. Istenirse Legend Editor kullanilarak noktalar uzakliga göre farkli renklerle gösterilerek her bir noktanin faya olan uzakligi görsel olarak izlenebilir (Sekil 22). 61 Sekil 22- Nokta dosyasinin faya uzakliga göre siniflanmis hali Farkli fay segmentleri için asama 2 de tanimlanan islemler ayri ayri uygulanarak elde edilen dosyalar uygun isimlerle kaydedilirler. Burada dosya sayisi artacagindan herhangibir karisikliga meydan verilmemesine dikkat edilmelidir. 3. Asama: Ivme azalim formüllerinin uygulanmasi ve siddet dagiliminin hesaplanmasi. Yukaridaki iki asama sonucunda nokta dosyasina jeoloji haritasindaki veriler, daha sonra da faya olan uzaklik yazdirilmis, böylece tablo artik azalim formülünün gerektirdigi verileri içerir bir hale getirilmistir. Boore vd. (1993) azalim formülünü asagidaki sekilde belirtmislerdir: log10 ay = b1 +b2 (Mw-6) + b3 (Mw-6)2 + b4 (D2 +h2 )1/2 + b5 log10 (D2 +h2 )1/2 + b6 Gb +b7 Gc +e1 62 burada dogrultu atimli faylanma için b1 =-0.136, b2 = 0.229, b3= 0, b4 = 0, b5 = -0.778, b6 = 0.162, b7 = 0.251, D= Faya olan uzaklik (km), h= odak derinligi (burada 10 km alinmistir), e1 = belirsizligi açiklayan istatistiksel faktör (burada 0 alinmistir). Bu azalim formülünün ArcView programi Tables penceresindeki Map Calculator kullanilarak çalistirilmasina yönelik metin haline getirilmis formül asagidaki tabloda verilmistir. Arioglu vd (2001) ivme ile siddet arasindaki bagintiyi I = 1.748 ln ay -1.078 Formülü ile ifade etmislerdir. Yukarida verilen iki formülün ArcView Map Calculator içerisinde çalistirilmaya hazir düz metin hali yine asagidaki tabloda görülmektedir. Buradaki, bilhassa parantezler önemli olup, hataya yol açilamasi için program içerisine buradan kopyalanarak yapistirilabilir. (10 ivme ^ ((-0.136 + (0.229 * ([Mw] - 6))) - (0.778 * (((([Dist_km]^2)+(10^2)).Sqrt).Log(10))) + (0.162 * [Gb]) + (0.251 * [Gc]))) * 981 siddet (1.748 * ([ivme].Ln)) - 1.078 Çizelge 3. Hesaplamalarda kullanilacak olan formüller Tables penceresinde Edit à Add Field komutu kullanilarak nokta dosyasinin tablosuna [ivme] ve [siddet] isimli iki kolon eklenir. Önce [ivme] kolonu üzerine tiklanir, Map Calculator seçilir. Yukaridaki ivme formülü kopyalanarak Map Ca lculator’e yapistirilir (Sekil 23). Bu islem istenirse formülün klavyeden yazilmasi yolu ile de yapilabilir. OK butonuna basildiginda formül çalisir ve ivme kolonunun hücrelerine her bir nokta için beklenen ivme yazilir. 63 Sekil 23- Map Calculator ile azalim formülünün çalistirilmasi Daha sonra [siddet] kolonu seçilir, yukaridaki tabloda verilmis olan siddet formülü Map Calculator’e yazilarak çalistirilir. Böylece her noktada yasanacak siddet belirlenmis olur (Sekil 24). 64 Sekil 24- Siddet formülünün çalistirilmasi 4. Asama: Nokta siddet haritasinin Grid’e dönüstürülmesi Uygulamada yapilacak son islem nokta verisinin (ivme ve siddet verilerini içeren point dosyasi) Grid dosyasina çevrilmesidir. Bu sayede siniflandirma ve gösterimde kolaylik saglanacaktir. Bunu için ThemeàConvert to Grid komutu verilir. Cell size = 500 m, Cell value = [siddet] seçilir, Join Feature attributes to gridà No seçenegi isaretlenerek siddet dagilimini gösteren harita elde edilir (Sekil 25). 65 6 SONUÇLARIN DEGERLENDIRILMESI Bu çalismada 5 senaryo hazirlanmistir. Bunlar her biri Marmara fayinin bir segmentini olusturan Ganos -Tekirdag segmenti, Tekirdag-Yesilköy segmenti, bu iki segmenti içeren Bati Marmara fayi ve Adalar faylarina (Sekil 8 deki haritaya bakiniz) ait senaryolar ile tüm faylarin bir arada kirilmasina yönelik senaryolardir. Buna göre: 1- Adalar fayi ile Tekirdag çukurlugu arasinda yeralan Tekirdag-Yesilköy segmenti (65 km) kirildiginda deprem Istanbul’un Avrupa yakasinda sahil seridinde 9, Avrupa yakasinin güney kesimlerinde ve kismen de Asya yakasinda 8 siddetine varmaktadir (Sekil 25). Sekil 25 Tekirdag-Yesilköy fayinin kirilmasi durumunda olusacak essiddet haritasi. 66 2- Adalar fayi 37 km uzunlugundadir. Bu fay kirildiginda 6.89 büyüklügünde bir deprem beklenmektedir. Bu fayin olusturacagi depremde 9 siddetinde yer sarsintisi beklenen alanlar oldukça sinirlidir (Sekil 26). Buna karsilik sahile yakin kesimde 7 ve 8 siddetinde bir sarsinti yaygin olacaktir. Sekil 26- Adalar fayinin kirilmasi durumunda olusacak essiddet haritasi 67 3- Bati Marmara fayi Ganos açiklarindan baslayarak Yesilköy açiklarina kadar uzanir ve 122 km uzunlugundadir. Bu fayin kirilmasi durumunda 7.5 büyüklügünde bir deprem beklenmektedir. Bu depremde Istanbul’un Avrupa yakasinda sahil seridinde 9, daha iç kesimlerde ve 8 ve giderek azalan degerlerde yer sarsintisi beklenmelidir (Sekil 27). Sekil 27- Bati Marmara fayinin kirilmasi durumunda olusabilecek essiddet haritasi 68 4- Ganos -Tekirdag segmenti 57 km uzunlugundadir. Bu fayin kirilmasi durumunda 7.1 büyüklügünde bir deprem beklenir. Bu durumda Istanbul’un Avrupa yakasinda kismen 8, ancak büyük çogunlukla 7 ve 6 siddetinde yer sarsintisi olusacaktir (Sekil 28) . Sekil 28- Ganos-Tekirdag segmentinin kirilmasi durumunda olusmasi beklenen essiddet haritasi 69 5- Tüm faylarin birlikte ve tek seferde kirilmasi durumunda toplam fay uzunlugu 159 km dir. Bu durumda 7.63 büyüklügünde bir deprem beklenmektedir. Bu tür bir depremde Istanbul’un sahil seridinde genis bir alan 9 siddetinde bir yer sarsintisina ugrayacaktir (Sekil 29). Sekil 29- Tüm Marmara faylarinin tek seferde kirilmasi durumunda olusmasi beklenen essiddet haritasi Yukarida verilen degerlerde sarsilma süresinin ve zemin büyütmesinin dikkate alinmamis oldugu bir defa daha vurgulanmalidir. Yukarida verilen sekillerde 9 ile gösterilen siddetler 9 dan daha yüksek degerleri de içermektedir. Bu etkiler de gözetildiginde verilen degerlerin olasi en düsük ihtimallere karsilik geldigi belirtilebilir. Yukarida verilen haritalar dikkate alindiginda bunlarin halen ülkemizde geçerli olan ve Bayindirlik ve Iskan Bakanligi Afet Isleri Genel Müdürlügünce en son 1996 70 yilinda yayinlanmis olan deprem bölgeleri haritasi ile uyusmadiklari görülmektedir. Günümüzde imar ve insaat projelerine esas degerlerin bu harita dikkate alinarak seçildigi gözetilirse 1996 tarihli bu haritanin zaman geçirilmeden degistirilmesi geregi açik olarak ortaya çikmaktadir. 71 7 SONUÇ ve ÖNERILER 1- Istanbul ve Marmara denizinin jeolojisi ve depremselligine dair veriler gözden geçirilerek kisaca tanitilmistir. 2- Istanbul için sayisal bir jeoloji haritasi derlenmis, azalim formüllerinde kullanilan parametreler bu haritanin veri bankasina islenerek CBS içerisinde deprem senaryolari için kullanilabilir nitelikte sayisal bir harita olusturulmustur. 3- Istanbul’u etkilemis ve etkilemesi muhtemel depremler ve bu depremleri üretebilecek faylar degerlendirilmis, farkli arastiricilar tarafindan ileri sürülen faylar sayisallastirilmis, böylece CBS içerisinde kullanima uygun bir sayisal fay haritasi olusturulmustur. 4- Türkiye’de ilk defa tümüyle bilgisayar ortaminda ve CBS içerisinde azalim formülleri kullanilarak olasi depremlere yönelik ivme ve siddet haritalari üretilmistir. 5- Sistem çalisir hale getirildikten sonra uygulamasi maddeler halinde yazilarla ve sekillerle basitlestirilerek sunulmus ve CBS programini hiç bilmeyen kisilerin bile kendi senaryolarini üretebilmeleri saglanmistir. 6- Sistem otomatik ve kolay kullanilir oldugundan kolayca güncellenebilir niteliktedir. Yeni veriler elde edildikçe sisteme entegre edilebilecektir. 7- Senaryo sonuçlarinin ve kulanim yönteminin bilhassa yerel yönetimlerin imar ve iskan planlamasinda kullanmasi önerilmektedir. Bu haritalar detay verilerle (örnegin il ve ilçelerin yerlesime uygunluk çalismalari için yaptirdiklari 1:1.000 ölçekli haritalar, bunlarla ilgili jeofizik ve sondaj verileri, parsel bazinda zemin etüd verileri vb.) kolay entegre edilebilir niteliktedirler. Bu veriler kullanildiginda sonuçlar da daha detayli ve daha güvenilir olacaktir. 8- Bu tür verilerle üretilecek haritalarin ülkemizde halen kullanilmakta olan deprem bölgeleri haritalarinin yerini almasi gerekmektedir. 72 YARARLANILAN KAYNAKLAR Abdüsselamoglu, M.S. (1963) Istanbul bogazi dogusunda mostra veren Paleozoyik arazide stratigrafik ve paleontolojik yeni müsahadeler. MTA Dergisi, 60. Akartuna, M., 1968. Geology of the Armutlu Peninsula (in Turkish). Istanbul Üniversitesi Fen Fakültesi Monografileri, No. 20, 105s. Alpar, B., Yaltirak, C., 2000, Tectonic setting of the Eastern Marmara Sea, Nato Advanced Reseach Seminar, Integration of the Earth Sciences Research on the 1999 Turkish and Greek Earthquakes and Needs for Future Cooperative Research, Abstracts, 9-10. Ambraseys, N. and Finkel, C., 1991, Long term seismicity of Istanbul and of teh Marmara Sea region. Terra, 3, 527-539. Ambraseys, N. and Finkel, C., 1995, The seismicity of Turkey ans Adjacent Areas: A Historical Review, 1500-1800. Eren Yayinevi, Istanbul, 240s. Ambrasyes, N., 1997, Development and application of teh strong ground motions. Deprem Mühendisligi Türk Milli Komitesi Dördüncü Ulusal Deprem Mühendisligi Konferansi. ODTÜ, 3-21. Andrussov 1896, Expedition of the R/N Selanik in the Sea of Marmara: Zapiski of Russian Geographical Society St. Petersburg, 33/2, 53-172. Ansal, A., 1997, Istanbul için tasarim deprem özelliklerinin belirlenmesi. Prof. Dr. Rifat Yarar Sempozyumu, C.1, Türkiye Deprem Vakfi, 233-244. Ansal, A., 1999, Depremlerde yerel zemin davranislari. TÜBITAK Bilim Teknik Dergisi Ariç, C. (1955), Haliç-Küçükçekmece gölü bölgesinin jeolojisi, Doktora Tezi, I.T.Ü., 48s. 73 Arioglu,E., Arioglu, B.M., Girgin, C., 2001, Dogu Marmara depre minin yer ivme degerleri açisindan degerlendirilmesi. Beton Prefabrikasyon, =cak-Nisan 2001, 57-58, 515. Assereto, R., 1972. Notes on the Anisian biostratigraphy of the Gebze area (Kocaeli Peninsula, Turkei). Zeitsch. Deutsch. Geol. Gesell., 123: 435-444. Aydan, Ö., 1997, The seismic characteristics and the occurence pattern of Turkish earthquakes. Türkiye Deprem Vakfi, TDV/TR 97-007 Bargu, S. ve Sakinç, M., 1989, Izmit Körfezi ile Iznik Gölü arasinda kalan bölgenin jeolojisi ve yapisal özellikleri. Istanbul Üniv. Müh. Fak.Yerbilimleri Dergisi, 6, 1-2, 45-76 . Barka, A. A. and Kadinsky-Cade, K., 1988. Strike -slip fault geometry in Turkey and its influence on earthquake activity. Tectonics, 7: 663-684. Baykal, F. ve Kaya, O. (1963) Istanbul bölgesinde bulunan Karboniferin genel stratigrafisi. MTA Dergisi, 61. Baykal, F., 1943, Sile bölgesinin jeolojisi. I.Ü. Fen Fak. Monografileri, 3, 233s. Boore, D. M., W. B. Joyner, and T. E. Fumal, 1993,. Estimation of response spectra and peak accelerations from western North American earthquakes: An interim report, U.S. Geological Survey Open-File Report 93-509. Boore, D.M., W.B. Joyner, and T.E. Fumal (1997). Equations for estimating horizontal response spectra and peak acceleration from western North American earthquakes: A summary of recent work, Seism. Res. Letters, v. 68, 128–153. Emre, Ö., Erkal, T., Tchepalyga, A., Kazanci, N., Keçer, M., Ünay, E., 1998, Dogu Marmara Bölgesi’nin Neojen-Kuvaternerdeki Evrimi, MTA Dergisi, 120, 289314. Erguvanli, K., (1949) Hereke pudingleri ile Gebze taslarinin insaat bakimindan etüdü ve civarinin jeolojisi. Doktora tezi, ITÜ Insaat Fakültesi, 89s. 74 Erinç, S., 1954, Karadeniz ve çevresinin morfolojik tekamülü ile Pleyistosen iklim tehavülleri arasindaki münasebet, I. Ü. Cog. Ens. Der., 3, 5-6, s.46-94. Erinç, S., 1956. Yalova civarinda bahri Pleyistosen depolari ve taraçalari, Türk Cog. Derg., 15-16, 188-190. Erol, O., Nuttal, C.P., 1973, Çanakkale yöresinin bazi denizel Kuvaterner depolari, Cografya Arastirma Dergisi, 5-6, 27-91. Gedik, I., 1975. Die Conodonten der Trias auf der Kocaeli-Halbinsel (Türkei). Palaeontographica, 150: 99-160. Gökasan E., Demirbag, E., Oktay, F.Y., Ecevitoglu, B., Simsek, M., Yüce,H., 1997., On the origin of the Bosphorus, , Marine Geology, 140, 183-199. Gökasa n, E., Gazioglu, C., Alpar, B., Yücel, Z. Y., Ersoy, S., Gündogüdu, O., Yaltirak, C., Tok, B., 2002, Evidence of NW extension of the North Anatolian Fault Zone in the Marmara Sea: a new interpretation of the Marmara Sea (Izmit) earthquake on 17 August 1999. Geo-Mar Lett., 21: 183–199 Haas, W. (1968) Das Alt-Palaozoikum von Bithynien (Nordwest Turkei). N. Jb. Geol. Palaont. Abh. 131/2, 60-68. Hasgür , Z., 1996, Depem risk analizinde kuallanilan azalim iliskileri. Türkiye Deprem Vakfi, TDV/TR 97-002 Hsu, K.J.,1978. Stratigraphy of the lacustrine sedimentation in the Black Sea. Ross, D.A. ve Neprochnov, Y.P. (Ed), Initial Reports on the Deep Sea Drilling Project, 42/2, Washington (U.S. Government Printing Office): 509-524. Kaya, O. (1968), Istanbul bölgesi Karbonifer stratigrafisi. Doktora Tezi, Ege Üniversitesi Fen Fakültesi, 56s. Kaya, O. (1973) Paleozoic of Istanbul. Ege Üniversitesi Fen Fakültesi Kitaplar Serisi No.40, 143s. 75 Kullmann, J. (1973), Goniatite - Coral associations from the Devonian of Istanbul, Turkey. In, Kaya, O., (eds), Paleozoic of Istanbul; Ege Üniversitesi Fen Fakültesi Kitaplar serisi No.40, 97p. Le Pichon, X., Taymaz, T., Sengör, A.M.C., 1999, The Marmara fault and the future Istanbul earthquake, in: M.Karaca, D.N. Ural (Eds.), Proceedings of ITU-IAHS International Conference on the Kocaeli Earthquake, 17 August 1999, Istanbul Technical University Press House, Istanbul, 41-54. Le Pichon, X., Sengör, A.M.C., Demirbag, E., Rangin, C., Imren, C., Armijo, R., Görür, N., Çagatay, N., Mercier de Lepinay, B., Meyer, B., Saatçilar, R., Tok, B., 2001, The active Main Marmara Fault, Earth and Planetary Secience Letters, 192, 595-616. Meriç, E., Oktay, F.Y., Sakinç, M., Gülen D., Ediger, V., Meriç, N., Özdogan, M., 1991 b, Kusdili-Kadiköy-Istanbul) Kuvaternerinin sedimenter jeolojisi ve paleoekolojisi. CÜ Müh. Fak. Dergisi, Seri A-Yerbilimleri, 8, 1, 84-91. Meriç, E., Oktay, F.Y., Sakinç, M., Gülen D., Inal, A., 1991 a, Ayamama (Bakirköy-Istanbul) Kuvaterner istifinin sedimenter jeolojisi ve paleoekolojisi. CÜ Müh. Fak. Dergisi, Seri A -Yerbilimleri, 8, 1, 93-100. Okay, A.I. and Tansel, I., 1994. New data on the upper age of the Intra-Pontide ocean from north of Sarköy (Thrace). Bulletin of the Mineral Research and Exploration, 114, 23-26. Okay, A.I., Demirbag, E., Kurt, H., Okay, N., Kusçu, I., 1999, An active, deep marine strike-slip basin along the North Anatolian fault in Turkey, Tectonics, 18 (1),129147. Okay, A.I., Kaslilar-Özcan, A., Imren, C., Boztepe-Güney, A., Demirbag, E., Kusçu, I., 2000, Active faults and evolving strike-slip in the Marmara Sea, northwest Turkey: a multichannel seismic reflection study, Tectonophysics, 321, 189-218. Okay, A.I., Okay, N., 1998, Dogu Akdeniz’in Tektonigi, Türkiye Denizlerinin ve Yakin çevresinin Jeolojisi, (Editör N. Görür), Istanbul, 337-387. 76 Oktay, F.Y., Gökasan, E., Sakinç, M., Yaltirak, C., Imran, C., Demirbag, E., 2002, The effects of the North Anatolian Fault Zone on the latest connection between Black Sea and Sea of Marmara. Mar. Geol.., 190, 367-382. Önalan, M. (1982) Pendik bölgesi ile adalarin jeolojisi ve sedimenter özellikleri. (Doçentlik Tezi), Istanbul Üniversitesi, Yerbilimleri Fakültesi, 155s. Özer, S., Tansel, I., Meriç, E., 1990, Hereke (Kocaeli) dolayinda Üst KretasePaleosen istifinin biyostratigrafisi (Rudist-Foraminifer). SÜ Müh. Mim. Fak. Derg., 5, 29-40. Parke, J.T., Minshull, T., Anderson, G., White, R., McKenzie, D., Kusçu, I., Bull, M., Görür, N., Sengör, A.M.C., 1999, Activa faults in the Sea of Marmara, western Turke y, imaged by seismic reflection profiles. Terra Nova, 11, 223-227 Parsons , T., Toda, S., Stein, R., Barka, A., Dieterich, J., 2000, Heightened odds of large earthquakes near Istanbul: an interaction-based probability calculation. Science, 288, 661-665. Pavoni, N., 1961, Die Nordanatolishe Hozirantal-verschiebung, Geol. Rundsch., 51, pp.122-139. Pinar, N., 1943, Marmara Denizi Havzasinin Sismik Jeoloji ve Meteorolojisi, PhD Thesis, Institut de Physique Generale de l’ Universite d’Istanbul, Kenan Matbaasi, Istanbul, 64s.. Sakinç M. and Yaltirak, C.,1995. Güney Trakya Sahillerinin Denizel Pleistosen Çökelleri ve Paleocografyasi . Trakya Havzasi Jeolojisi Sempozyumu, TPAO ve Ozan Sungurlu Bilim ve Egitim Vakfi, Özler, 38-39. Sakinç, M., Yaltirak, C., 1997, Trakya’nin güney sahillerinin Pleyistosen Paleocografyasi ve evrimi, Bull. MTA, 119, 43-62. Sakinç, M., Yaltirak, C., Oktay, F.Y., 1999. Paleogeographical evolution of the Thrace Neogene basin and the Tethys -Paratethys relations at northwestern Turkey (Thrace). Paleos, 153, 17-40. 77 Sayar, C., 1962. New observations in the Paleozoic sequence of the Bosphorus and adjoining areas, Istanbul, Turkey. Symp. Band. 2. Int. Silur-Bonn-Bruxelles, 1960: 222-223. Sayar, C., 1979, Istanbul - Pendik kuzeyinde Kayalidere grovaklarinin biyostratigrafisi ve Brachiopod'lari. ITÜ Maden Fakültesi, Istanbul. Sayar, C., 1989, Istanbul ve çevresi Neojen çökelleri ve Paratetis içindeki konumu, I.T.Ü. Maden Fakültesi 35. yil Semp., 29-30 Haziran-1 Temmuz 1989, 250-266. Seymen, I.,1995, Izmit Körfezi ve çevresinin jeolojisi. Izmit Körfezi Kuvaterner Istifi (Ed. Meriç, E.), Kocaeli Valiligi Çevre Koruma Vakfi, 1-22. Sengör, A.M.C. and Yilmaz, Y., 1981. Tethyan evolution of Turkey: A plate tectonic approach. Tectonophysics, 75, 181-241. Tchalenko, J.S., 1970, Similarities between shear zones of different magnitudes, Geol. Soc. Am. Bull., 81, 1625-1640. Tüysüz O, Barka A, Yigitbas E, 1998, Geology of the Saros Graben: Its implications on the evolution of the North Anatolian fault in the Ganos-Saros region, NW Turkey. Tectonophysics 293, 105-126 Wald, D.J., Quitoriano, V., Heaton, T.H., Kanamori, H., 1999, Relationship between peak ground acceleration, peak ground velocity and Modified Mercalli Intensity in California. Earthquake Spectra, v. 15/3 Wong, H.K., Lüddman, T., Ulug, A., and Görür, N., 1995. The Sea of Marmara: a plate boundary sea in a tectonic escape regime, Tectonophysics, 224, 231-250. Yalçinlar, I. (1956) Istanbul'da bulunan graptolitli Silür sistleri hakkinda not. Istanbul Üniversitesi Cografya Enstitüsü Dergisi, 4, 157-160. Yilmaz, B., Oktay, F.Y., 1996, Marmara Denizi Büyükçekmece(Istanbul)Marmara Ereglisi(Tekirdag) kiyi kesiminin deniz jeolojisi, Türkiye 11. Petrol Kong. ve Sergisi, Jeoloji, 103-104. 78 Yilmaz, I., 1977, Sancaktepe granitinin (Kocaeli Yarimadasi) mutlak yasi ve jenezi. TJK Bülteni, 20, 17-21. Yurtdas-Özdemir, Ü., 1973. Kocaeli yarimadasi Tepeköy biyostratigrafi ve makrofaunasi . Maden Tetkik ve Arama Dergisi, 77: 57-98. 79 Triyasinin 80
Benzer belgeler
Sille - Tatköy (Bozdaglar masifi - Konya) kuzeyinde A1pin öncesi
üstünde yeralan 35 m. kadar kalin ammonitli kirmizi kireçtaslari ammonitlerden edinilen
yas bulgularina göre Karniyen yasindadir. Ammonitli kirmizi kireçtaslari üzerinde 10140 m. kalinliginda Halob...