Jeomorfolojide Temel Arastirma Cercevesi

COĞRAFYA ARAŞTIRMA YÖNTEMLERİ

Editörler Yılmaz ARI, İlhan KAYA

Editörler Yılmaz Arı İlhan Kaya Bu kitabın Türkiye’deki her türlü yayın hakkı Coğrafyacılar Derneği’ne aittir. Coğrafyacılar Derneği’nden yazılı izin alınmaksızın kitabın tamamının ya da bir kısmının elektronik, mekanik, fotokopi ya da herhangi bir kayıt sistemi ile çoğaltılması ve yayınlanması 5846 Yasa hükümlerine göre yasaktır. Kapak Tasarım: A Grafik Baskı: Yayıncı: Coğrafyacılar Derneği, Bahçelievler Mh. Zübeyde Hanım Sok. No:32. Balıkesir. ISBN: Baskı Yılı: 2013

ONİKİNCİ BÖLÜM JEOMORFOLOJİDE TEMEL ARAŞTIRMA YÖNTEMLERİ Erdem BEKAROĞLU Ankara Üniversitesi

Kıyı Çizgileri ve Deniz Seviyesi Değişimleri Aktif Tektonik ve Yerşekilleri Morfometrik Analizler

Giriş Yerşekli bilimi anlamına gelen jeomorfoloji, klasik olarak, yerşekillerinin jeomorfik süreçler, jeolojik yapı ve zamanın bir fonksiyonu olarak oluşumu, gelişimi ve evrimini inceleyen bir bilimdir (Bkz. Şekil 1). Jeomorfoloji çalışmaları litosfer (taş küre), hidrosfer (su küre), atmosfer (hava küre), biyosfer (canlı küre) ve krayosferdeki (buz küre) süreçlerin yeryüzünün şekillenmesindeki etkisini de içermektedir. Bu açıdan değerlendirildiğinde, birbirinden farklı jeolojik yapılar ve iklim rejimleri uzun zaman periyotları içerisinde farklı yerşekillerinin meydana gelmesine neden olabilmektedir. Çöl bölgelerinin yerşekilleri (kumullar), örneğin, glasyal ve periglasyal bölgelerdeki yerşekillerinden; eriyebilen kayaçlar üzerinde meydana gelen yerşekilleri, volkanik formasyonlar üzerinde meydana gelen yerşekillerinden büyük ölçüde farklıdır. Jeomorfolojinin temel amacı, bu çok boyutlu farklılığın doğru bir anlayışını elde etmektir. Çevrede gözlenen güncel yerşekillerini oluşturan yeryüzü süreçleri esasında çok yavaş bir şekilde ama sürekli olarak işlemektedir. Çoğu jeomorfolojik süreç düşük bir tempoda işlese de; bazen heyelan, göçme, sel gibi büyük olaylar oldukça hızlı bir tempoda meydana gelebilmekte, insan yaşamını tehdit ederek büyük can ve mal kayıplarına sebep olabilmektedir. Bu nedenle, jeomorfoloji, sadece yeryüzü süreçlerinin bilimsel bir merakla incelenmesi değil, aynı zamanda göreceli olarak hızlı bir tempoda meydana gelen yeryüzü süreçlerinin tespiti ile kontrolünü de içeren uygulamalı ve teknik bir bilimdir. Çoğu jeomorfolojik süreç düşük bir tempoda işlediğinden, yerşekillerinin uzun dönemli evrimini inceleyen jeomorfologlar bir bakıma “yerşekli dedektifleri” olarak görülebilir. Yer sistemi dinamik bir yapıya sahip olduğundan gerek yapısal süreçler, gerekse de hidrosfer ve atmosferdeki süreçler zaman içerisinde değişim gösterir. Bu nedenle, belirli bir bölgede hüküm süren süreçlerdeki değişimler sonucu söz konusu bölgede-

343

ki yerşekilleri de değişim gösterir. Bu tip değişimlerin en çarpıcı olanları iklim değişimi kökenlidir. Örneğin, bugünkü Konya havzasında Son Buzul Maksimumu (G.Ö. ~20 bin yıl) sırasında oldukça büyük bir gölün var olduğunu, bu sırada Doğu Karadeniz Dağları’ndaki buzul vadilerinin birkaç kilometre uzadığını, küresel deniz seviyesinin düşmesine bağlı olarak Karadeniz’in bir göle dönüştüğünü bilmek, uzun zaman periyodu göz önüne alındığında yeryüzünün nasıl dramatik bir biçimde değişebildiğinin sadece birkaç sıradan örneğini oluşturmaktadır. Dolayısıyla jeomorfoloji, bu boyutuyla, yer sisteminin geçmişteki değişen işleyişinin doğru bir anlayışının elde edilebilmesi bakımından da önemlidir. Yerşekillerinin jeomorfik süreçler, jeolojik yapı ve zamanın bir fonksiyonu olarak oluşumu, gelişimi ve evrimini inceleyen jeomorfolojinin tanımındaki bu ilişki kavramsal olarak şu şekilde ifade edilmektedir (Gregory, 1978: aktaran Keller ve Rockwell, 1984): F = f (P, M) dt (1) Burada F yerşekilleri, f fonksiyon, P jeomorfik süreçler (günlenme, flüvyal vb.), M jeolojik yapı (litoloji ve tektonik), dt ise zaman içerisindeki değişimi ifade etmektedir. Şekil 1: Yeryüzü Şekillerinin Oluşumu

Bu doğrultuda, jeomorfoloji, yerşekillerinin oluşumu, gelişimi ve evrimini açıklama girişiminde üç temel öğe üzerine odaklanmaktadır: Süreç, yapı ve zaman (Erinç, 1958). Bu unsurların her biri modern jeomorfolojinin temel araştırma alanlarına işaret etmesi bakımından önem taşımaktadır. Nitekim, yeryüzünün şekillenmesinde süreçlerin rolü matematiksel modellerle süreç jeomorfolojisi; yapının rolü analitik yöntemlerle tektonik jeomorfoloji ve zamanın rolü de multidisipliner yaklaşımlarla paleojeomorfoloji tarafından açıklanmaya çalışılmaktadır. Jeomorfoloji çalışmalarında rutin olarak takip edilen bir yöntemden bahsedilemese de, araştırma problemine göre şekillenen genel bir metodolojik çerçeve çizmek mümkündür. Bu bakımdan ilk adım, her bilimsel çalışmada olduğu gibi, bir jeomorfoloji çalışmasında da araştırma probleminin açık ve seçik olarak belirlenmesidir. Bu doğrultuda, araştırma probleminin ifadesi, beraberinde bu problemin ölçeğinin, kapsadığı zaman diliminin ve de problemin inceleneceği yerin de belirlenmesini getirmektedir.

344

İkinci adım, çalışmada ne tür bir veri toplama yönteminin izleneceğine, belirlenen araştırma problemi ışığında karar vermektir. Genel olarak ifade edilirse, araştırma probleminin kapsadığı zaman diliminin belirlenmesi hangi tür veri toplama yönteminin uygulanacağına karar verilmesini sağlayabilir. Bu bakımdan temel olarak iki tür veri toplama yönteminden bahsetmek mümkündür. Bunlardan birincisi aletsel kayıtlardır ve güncel olay-süreçlere ait, bir alet yardımıyla ölçülmüş (ikincil veri kaynağı olarak, örneğin, akarsu akım gözlem yıllıkları) ya da ölçülebilecek (birincil veri kaynağı olarak, örneğin, akarsu akımının mobil bir istasyon kurularak araştırıcı tarafından bizzat ölçülmesi) olan veriyi ifade etmektedir. İkincisi ise, dolaylı (proxy) kayıtlardır ve eski olay-süreçlere ait, belirli göstergeler yardımıyla ölçülmesi ya da yorumlanması mümkün olan veriyi ifade etmektedir. Geçmişte gerçekleşmiş (bu bakımdan aletsel olarak ölçülmesi mümkün olmayan), ancak izleri günümüze dek ulaşmış olay-süreçlere ait kanıtların belirli göstergeler kullanılarak elde edilmesi dolaylı kayıtları meydana getirmektedir. Örneğin, güncel buzul erimeleri neticesinde deniz seviyelerinde meydana gelen yükselmelere ait veriler, günümüzde aletsel kayıtlar kullanılarak elde edilebilirken, Holosen başlarından günümüze deniz seviyelerinin değişimine ait verilerin aletsel kayıtlarla elde edilebilmesi, aletsel kayıtlarla yapılan gözlemlerin süresi göz önüne alındığında mümkün değildir. Bu durumda, deniz seviyesinin Holosen boyunca değişimine işaret eden morfolojik ve jeolojik göstergelerin kullanımıyla elde edilen bir deniz seviyesi eğrisi dolaylı bir kayıttır. Çünkü burada deniz seviyesi doğrudan değil, ele alınan veriye göre değişen özelliklerde olmak üzere dolaylı olarak ölçülmektedir. Bu bakımdan, örneğin, morenler buzul ilerleme ve gerilemelerinin, polenler vejetasyon değişiminin, denizel zondaki orta litoral birimler deniz seviyesi oynamalarının, akarsu terasları iklim değişimi ve tektonik hareketlerin vb. bir dolaylı kaydıdır. Genel olarak değerlendirildiğinde, jeomorfoloji çalışmalarının veri toplama yönteminin belirlenmesinden sonra gelen üçüncü adımı arazi çalışmasıdır (Bkz. Şekil 2). Arazi çalışması genellikle üç aşamadan oluşmaktadır (Turkington, 2010). Bunlardan birincisi gözlem aşamasıdır. Burada, incelenen araştırma problemi bağlamında yerşekilleri ve gösterdikleri morfolojik özellikler arazi ortamında incelenerek haritalanır. Arazi çalışmasının ikinci aşaması ölçümdür. Burada da, yine araştırma problemi bağlamında ilgili yerşekillerinin (GPS vb. ölçüm aletleri yardımıyla) genel olarak konumu ve yükseltileriyle diğer fiziksel boyutları ölçülür. Arazi çalışmasının üçüncü bölümünü ise kayıt altına alma süreci oluşturur. Kayıt altına alma süreci, izlenen veri toplama yöntemine göre (aletsel ya da dolaylı kayıtlar) değişkenlik göstermektedir. Bu aşamada, aletsel kayıtların elde edilmesine yönelik doğrudan ölçüm araçları kullanılarak toplanan veriler kayıt altına alınırken (örneğin, bir dağ boyunca -etek kısmından zirve bölgesine- sıcaklık değişiminin mobil otomatik sıcaklık ölçerlerle kayıt altına alınması ya da akarsu debisinin-sediment yükünün mobil bir istasyonla ölçülmesi ya da karstik mağaralardaki aktüel mağara sedimantasyonun belirlenmesi açısından damlayan suların toplanması vb.); dolaylı kayıtların elde edilmesine yönelik olaraksa, incelenen olay-sürece ilişkin morfolojik-jeolojik vb. göstergeler örneklenir. Örnekleme sürecinde gösterge niteliğinde olan oluşum ve birimlerden karakteristik örnekler toplanır ve bu süreç, gözlem ve ölçüm süreçlerini de içerir. Başka bir deyişle, örneğin, Geç Buzul Dönemi buzul hareketlerinin incelendiği bir çalışmada eski bir buzul vadisinden örneklenen morenler (ki, bunlar eski buzul hareketlerinin bir dolaylı kaydıdır) aynı zamanda şekil incelemeyle haritalanır (gözlem) ve daha sonra konum ve yükseltisi ve diğer fiziksel özellikleri (ölçüm) ölçülür.

345

Şekil 2: Arazi Çalışması

Dördüncü adım, kayıt altında alınan verilerin analiz edilmesidir. Jeomorfolojideki analiz süreci araştırma problemine bağlı olarak oldukça değişkenlik göstermesine rağmen, elde edilen veriler genel olarak istatistiksel (tanımlayıcı ya da çıkarımsal), matematiksel (modelleme) olarak; ayrıca, özellikle son zamanlarda çeşitli laboratuvar analizleri (örn. sedimantolojik, kimyasal vb.) ve tarihleme tekniklerinin kullanımıyla da değerlendirilebilmektedir. Yukarıda kısaca ana hatları verilerin araştırma çerçevesi içerisinde yürütülen jeomorfoloji araştırmaları konusal olarak büyük bir çeşitliliğe sahiptir. Çünkü yerşekillerinin oluşum, gelişim ve evriminde etkili olan süreç, yapı ve zaman faktörleri modern jeomorfolojide çok sayıda uzmanlık alanlarıyla araştırılmakta (örn. flüvyal jeomorfoloji, kıyı jeomorfolojisi, tektonik jeomorfoloji, karst jeomorfolojisi, buzul jeomorfolojisi, periglasyal jeomorfoloji, kurak-yarı kurak bölge jeomorfolojisi vb.) ve bunların hemen her biri ele aldığı konu/problem çerçevesinde farklı bir metodolojik yaklaşım sergilemektedir. Dolayısıyla, jeomorfolojinin ilgi alanı içerisindeki tüm tematik (konusal) unsurların göz önüne alındığı bir metodolojik kılavuzun ortaya konabilmesi pratik olarak mümkün değildir. Bu nedenle, burada, jeomorfolojideki araştırma metodolojisinin yukarıda çizilen genel çerçevesi bağlamında jeomorfolojik yöntemler, sadece örnek düzeyinde, kıyı çizgileri ve deniz seviyesi değişimleri, aktif tektonik ve yerşekilleri ve morfometrik analizler konuları özelinde ele alınacaktır.

Kıyı Çizgileri ve Deniz Seviyesi Değişimleri Deniz seviyesi değişimlerinin belirlenmesi yerkabuğunun, iklimin, kıyı bölgelerini etkileyen tektonik ve izostatik hareketlerin ve de kıyı bölgelerinin morfolojik evriminin doğru bir anlayışının elde edilmesi açısından oldukça önemlidir. Deniz seviyesi temel olarak iki şekilde ölçülmektedir. Bunlardan birincisi, östatik deniz seviyesi, deniz yüzeyi ile Dünya’nın merkezi arasındaki mesafenin ölçümüdür ve iki parametre tarafından değişmektedir: Plaka tektoniğinin işleyişine bağlı olarak okyanus havzalarının geometrisindeki değişim ve büyük ölçekli iklim değişimlerine bağlı olarak gerçekleşen okyanus havzalarının su hacmindeki değişim. Küresel boyutta ve milyon yıllık zaman ölçeğinde, deniz seviyesi çalışmaları büyük ölçüde jeolojik kayıtlara dayanır ve deniz seviyesi değişimlerine ait kanıtlar çoğunlukla stratigrafik yöntemlerle elde edilir. Bu tip yöntemlerle yapılan çalışmalar, plaka tektoniğinin işleyişine bağlı olarak, okyanus havzalarının geometrisinde meydana gelen değişimlerle (yeni okyanus havzalarının açılması ve okyanus ortası sırtların gelişimi) deniz

346

seviyesinin tüm jeolojik zamanlar boyunca yüzlerce metrelere varan büyük oynamalara maruz kaldığını göstermektedir (Harrison, 1990). Oldukça yavaş bir tempoda gerçekleşen bu deniz seviyesi oynamalarına tektono-östatik deniz seviyesi değişimleri denilmektedir. Kuaterner ölçeğinde ise, deniz seviyesi değişimleri, buzul dönemlerinde büyük buzul örtülerinin gelişmesi, buzularası dönemlerdeyse bu buzulların erimesiyle okyanus havzalarının su hacmindeki periyodik oynamalara bağlı olarak gerçekleşmektedir. Bu tür değişimlere de glasyo-östatik deniz seviyesi değişimleri denilmektedir ve bunlar büyük ölçekli iklim değişimleri tarafından yönetilmektedir (Lambeck vd., 2002). Jeomorfolojiyi de barındırmak üzere çok sayıda yerbilimi dalıyla araştırılan glasyo-östatik deniz seviyesi değişimleri, tektono-östatik deniz seviyesi değişimlerine göre daha hızlı bir tempoda meydana gelmekte ve deniz seviyesi değişim amplitüdü (Kuaterner boyunca) 150 metreyi geçmemektedir. İkinci olarak ise, rölatif deniz seviyesi (RDS), deniz yüzeyi ile seçilen yerel bir nokta (örn. bir gel-git çentiği, bir denizel deponun tabanı vb.) arasında ölçülmektedir. Bu nedenle, RDS, deniz seviyesinin pozisyonunun karaya göre (denizin, karanın ya da her ikisinin hareketiyle) değişimini ifade etmektedir. Bu bakımdan, seçilen yerel referans noktasının tektonik olarak yükselmesi ya da çökmesi, okyanus havzalarının su hacmindeki değişimlere bağlı olarak meydana gelen östatik hareketler, izostatik hareketler ile büyük bir denizel deponun kompakt hale gelmesi gibi tüm yerel faktörler RDS değişiminde rol oynamaktadır. RDS’nin (Δξ rsl) belirli bir zamanda (τ) ve belirli bir yerdeki (φ) değişimi şu şekilde ifade edilmektedir (Shennan, 2007): Δξ rsl(τ, φ) = Δξeus(τ) + Δξiso(τ, φ) + Δξtec(τ, φ) + Δξloc(τ, φ)

(2)

Bu eşitlikteki Δξeus(τ) zamana bağlı olarak değişen östatik deniz seviyesi değişimi faktörünü, Δξiso(τ, φ) hem glasyo- hem de hidro-izostazi faktörünü, Δξtec(τ, φ) kıyı bölgesini etkileyen tektonik hareket faktörünü ve de Δξloc(τ, φ) kıyı bölgesinde etkili olan yerel süreçleri ifade etmektedir. Δξloc(τ, φ) fonksiyonu ise şu eşitlikten elde edilmektedir: Δξloc(τ, φ) = Δξtide (τ, φ) + Δξsed(τ, φ)

(3)

Burada ise, Δξtide (τ, φ) gel-git genliğinin büyüklüğü ile deniz seviyesinin düzeyine işaret eden morfolojik birimin oluşum zamanında gel-git seviyesine göre olan yüksekliğini, Δξsed(τ, φ) deniz deponun oluşumundan bu yana gerçekleşen sediment konsolidasyonunu ifade etmektedir. Kuaterner’deki büyük ölçekli iklim değişimlerine bağlı olarak buzul dönemlerinde özellikle yüksek enlemlerde kalın buzul örtülerinin gelişmesi ve buzularası dönemlerde bu büyük buzul örtülerinin erimesi; ayrıca, buzularası dönemlerde eriyen buzul sularının okyanus havzalarına transferi, RDS değişimlerinde izostatik hareketlerin [Δξiso(τ, φ)] de önemli bir rol oynamasını sağlamaktadır (Peltier, 1990). Bu bakımdan, buzul dönemlerinde yüksek enlem karaları üzerinde gelişen buzul örtüleri, bu bölgelerde karanın ağırlaşarak çökmesine; buzularası dönemlerde bu buzul örtülerinin tamamen erimesi ve/veya geri çekilmesi ise karanın hafifleyerek yükselmesine neden olmaktadır. Östatik deniz seviyesi değişimlerini gecikmeli olarak takip eden bu etki glasyo-izostazi olarak bilinmektedir. Bunun yanı sıra, aynı mekanizmaya bağlı olarak, buzularası dönemlerde eriyen büyük buzul örtülerinden okyanuslara transfer olan büyük miktarda su (örneğin, Son Buzul Maksimumu ile deniz seviyesinin günümüz düzeyine eriştiği ~ 6 bin yıl öncesi arasında yaklaşık 50x106 km3 hacmindeki su karalardan okyanuslara iletilmiştir) özellikle alçak enlem bölgelerinde okyanus tabanları üzerinde bir yük yaratarak bu bölgelerde deniz tabanının çökmesine neden olabilmektedir. Yine östatik deniz seviyesi değişimlerini gecikmeli olarak takip eden bu etki ise hidro-izostazi olarak bilinmektedir. Dolayısıyla, eşitlik (2) ve (3) birlikte düşünüldüğünde, östatik deniz seviyesinin yükselmesi, karanın tektonik olarak çökmesi, büyük sediment depolarının kompaktlaşması, büyük buzul örtülerinin geliştiği yerlerde karanın izostatik olarak çökmesiyle RDS yükselir (transgresyon). Bu süreçlerin tersine işlemesi neticesinde ise RDS düşer (regresyon). Bununla birlikte, belirli bir zamanda küresel olarak RDS’nin belirlenmesi esasında

347

son derece zordur. Bir örnek vermek gerekirse, okyanus havzalarının geometrisinin sabit olduğu varsayımı altında, bir buzularası döneme geçişte (örneğin Holosen başları), buzul örtüleri artan insolasyonla hızla erirken deniz seviyesi küresel olarak yükselir ve RDS açısından bu sırada genel eğilim budur. Ancak, bu arada, buzullaşmaya direk olarak maruz kalmış yüksek enlemlerdeki kıyı bölgelerindeki karalar eriyen buzulların etkisiyle hafiflediğinden yükselir ve bu sırada RDS düşer (glasyo-izostazi). Eski buzullaşma alanlarına yakın olan kıyı bölgeleri ise, yüksek enlem bölgelerindeki sözü edilen yükselmeyi telafi etmek için çökerler ve bu nedenle bu kıyı bölgelerinde RDS daha da yükselir. Diğer yandan, yüksek enlemlerdeki buzulların erimesiyle okyanuslara transfer olan suyun okyanus tabanlarına uyguladığı basınç yüzünden deniz tabanlarının çökmesiyle alçak enlemlerdeki kıyı bölgelerinde RDS düşer (hidro-izostazi). Bunların yanında, yeryüzünün birbirinden çok farklı kısımlarında hüküm sürmekte olan neotektonik dinamiklerle bazı kıyı bölgeleri çökerken (RDS yükselir) bazıları yükselir (RDS düşer). Östatik eğilimi negatif ya da pozitif yönde bozan tüm bu faktörler zamansal olarak birbirinden çok farklı aralıklarda, magnitüdlerde ve eş zamanlı olmayan bir şekilde meydana gelebilirler. RDS’nin belirlenmesinde sözü edilen bu tür zorlukları aşmaya çalışmanın en önemli yollarından biri, yürütülen çalışmada araştırılan hipoteze ve aynı zamanda çalışmanın mekansal ve zamansal çerçevesine bağlı olarak, eşitlik (2)’nin sağ tarafındaki bir ya da birkaç faktörün sabit, bilinen ya da ihmal edilebilecek bir özellik olarak belirlenmesidir (Shennan, 2007). Bu açıdan, çalışmanın zamansal ve mekansal boyutunun ne olduğunun belirlenmesi oldukça önemlidir. Örneğin, Doğu Akdeniz havzasında son 200 bin yıldaki RDS değişimlerinin dik kıyılarda incelendiği bir çalışmada hakim RDS komponenti östatik deniz seviyesi değişimidir [Δξeus(τ)]. Çalışma bölgesi büyük buzul örtülerine yeterince uzak olduğundan buradaki izostatik dengelenmenin [Δξi(τ, φ)]; alan çoğunlukla dik kıyılardan oluştuğundan yerel etkilerin [Δξloc(τ, φ)] ihmal edilebilecek boyutlarso da olduğu kabul edilebilir. Bu doğrultuda, RDS, glasyo-östatik ve tektonik faktörlerin bir fonksiyonu olarak gelişir [Δξ rsl(τ, φ) = Δξeus(τ) + Δξtec(τ, φ)] ve çalışma bu iki faktörün belirlenmesi üzerine odaklanır. Aynı zaman dilimindeki RDS değişiminin yüksek enlem bölgelerindeki bir kıyıda, örneğin Sibirya’nın Kuzey Okyanusu kıyılarında araştırılması durumunda, eşitlik (2) ve (3)’teki tüm faktörler devreye girer ve özellikle izostazi ile sediment kompaksiyonundan kaynaklanan yerel etkilerin belirlenmesi, diğerlerinin yanı sıra, büyük önem taşır. Çalışma, yine Doğu Akdeniz havzasında ama Geç Holosen ölçeğinde bir alçak kıyı bölgesinde yürütüldüğünde ise, östatik deniz seviyesinin söz konusu zaman ölçeğinde sabit olduğu varsayımı altında, RDS değişiminde göz önüne alınması gereken faktörler tektonik ve (alçak kıyı bölgelerindeki sediment birikimi ve konsolidasyonu vb. nedeniyle) yerel etkiler olarak öne çıkar [Δξ rsl(τ, φ) = Δξtec(τ, φ) + Δξloc(τ, φ)]. RDS değişimi çalışmalarında zamansal (τ) ve mekansal (φ) çerçevenin belirlenmesi RDS eşitliğinin çözümlenmesi açısından olduğu kadar, RDS çalışmalarının araştırma metodolojisi yönünden de büyük bir önem taşımaktadır. Bu bakımdan, zamansal ölçeğin ne olduğu oldukça belirleyicidir. RDS’nin jeolojik zaman ölçeğindeki (Kuaterner öncesi dönemlerdeki) değişiminin araştırılması durumunda RDS eşitliğindeki en önemli faktör olarak tektono-östatik deniz seviyesi değişimleri öne çıkar ve araştırma büyük ölçüde stratigrafik yöntemlerle yürütülür. Bu türlü çalışmalarla elde edilen sonuçlar çoğunlukla düşük çözünürlüklü olup, RDS eşitliğinde bir veya birden fazla sabit/ihmal edilen faktör barındırır. Çalışma Kuaterner ölçeğinde yapıldığında ise, deniz seviyesi değişimlerinin hakim faktörü olarak glasyo-östatik değişimler öne çıkar ve bu zaman ölçeğindeki çalışmalar kıyı bölgesinin özelliğine göre jeomorfolojik, jeolojik, radyometrik, stratigrafik, paleoklimatolojik, izotopik vb. yöntemlerle gerçekleştirilir. RDS değişimi çok daha güncel (on yıllık, yıllık ve daha kısa) zaman ölçeğinde klimatik, meteorolojik ve gel-git orijinli faktörler etkisi altında gelişir ve bu tür değişimler aletsel kayıtlar kullanılarak belirlenir (Lambeck ve Chappell, 2001).

348

Şekil 3: Birbirinden farklı kıyı sektörlerindeki deniz seviyesi göstergelerinin durumu (Woodroffe, 2007)

RDS çalışmalarının metodolojisi mekansal olarak da büyük farklılık göstermektedir. Çalışma alanının eski buzul örtülerine göre konumu RDS eşitliğinin izostazi faktörü etkisi bakımından; çalışma alanının bulunduğu yerin tektonik evrimi ve morfolojik karakteriyse, çalışmanın yürütülme tekniğini belirleyebilmesi bakımdan önemlidir. Bu bakımdan, kıyı bölgesi üç farklı tür tektonik rejimin birinin etkisi altında olabilir (Şekil 3). Kuaterner ölçeğinde yapılan bir çalışmada, araştırma yeri, tektonik olarak çöken bir kıyı bölgesi olabilir. Bu tür kıyı bölgelerinde eski RDS değişimlerinin kanıtlarına ulaşmak için eğer dik ve kayalık bir kıyı morfolojisi söz konusuysa sığ su sondajı, düz ve alçak bir kıyı morfolojisi söz konusuysa kara üzerinde sondajlar yapılması ve elde edilen karotların sedimantolojik ve radyometrik analizlerle incelenmesi gerekir (örn. Henderson vd., 2006). Kıyı bölgesinin tektonik olarak sakin olması durumunda (ve yerel ile izostatik faktörlerin etkisinin ihmal edilebilir olduğu düşünüldüğünde) RDS değişimi östatik deniz seviyesi değişimlerinin kontrolü altında gelişir [Δξ rsl(τ, φ) = Δξeus(τ)]. Bu doğrultuda, tektonik olarak sakin söz konusu kıyı bölgesi, güncel deniz seviyesinin üzerinde, sadece geçmişteki buzularası dönemlerde bugünkünden daha yüksek bir düzeye erişmiş deniz seviyesi izlerini barındırabilir (örn. Batı Avustralya: Stirling vd., 1998). Bu durumda RDS çalışması yüzey araştırmasına dayanır. Deniz seviyesinin güncel seviyeyle aynı olmuş olduğu dönemlerdeki izler güncel deniz seviyesinin izleriyle örtülür/aşındırılırken; güncel seviyeden daha düşük seviyelerdeki diğer eski deniz seviyeleri bugünkü deniz seviyesinin altında kalır. Bu durumlarda ise, RDS araştırması kıyı bölgesinin dik veya alçak olması durumuna göre sığ su ya da kara sondajlarıyla yürütülür. Kıyı bölgesinin tektonik olarak yükselmesi durumunda ise, kıyı bölgesi, alanın litolojik ve morfolojik özelliğine göre değişmekle birlikte, merdiven basamaklarını andıran bir görünümde eski deniz seviyesi izlerini kara üzerinde birbirinden basamaklarla ayrılmış bir şekilde barındırır (örn. Hatay: Erol, 1963; Barbados: Bekaroğlu, 2012). Bu bölgelerdeki çalışmalar tümüyle yüzey araştırmasına dayanır ve ayrıca bu tip bir araştırma çalışmanın maliyeti, donanım gereksinimi ile zorluğu vb. bakımından diğerlerine göre daha avantajlıdır. RDS değişiminin birbirinden farklı zamansal ve mekansal ölçeklerde araştırılması, oluşumları ve orijinleri deniz seviyesi değişimlerince kontrol edilen yerli (in situ) birimlerin incelenmesine bağlıdır. Bunlar oluşum lokalitelerinde günümüze dek korunmaları durumunda deniz seviyesi indeks noktaları olarak kullanılabilmektedir. Bunlar, geniş ölçekte ele alındığında erozyonal/kimyasal, biyolojik ve depozisyonel birimlerden meydana gelmektedir (Ferranti vd., 2006). Deniz seviyesi indeks noktası olarak ele alınabilecek başlıca erozyonal/kimyasal birimler gel-git çentikleri, denizel teraslar, kıyı platformları ve kıyı mağaralarıdır. Başlıca biyolojik birimler ise biyokonstrükstif birimler [mercan resifleri, Akdeniz tipi resifler (dendropoma petraeum,

349

cladacora caespitosa vb.), rimler vb.] ile biyoerozif birimler (örn. Lithophaga lithophaga) olarak sıralanabilir. Depozisyonel birimler ise, temel olarak, kıyı/lagün geçiş depoları, önkıyı ve artkıyı ile karbonatlı (örn. speleothemler) depolardan oluşmaktadır. Söz konusu birimlerin kıyı çizgisine göre oluşum yükseklik/derinlikleri birbirinden farklıdır ve bu nedenle her birim, kıyı çizgilerini göstermek bakımından belirli hata paylarını barındırmaktadır. Deniz seviyesi indeks noktaları RDS değişimlerinin belirlenebilmesi açısından kilit bir role sahiptir ve genellikle dört farklı yaklaşımla ele alınmaktadır (van de Plassche, 1986). Bunlardan birincisi, deniz seviyesi indeks noktasının lokasyonudur. Eski bir deniz seviyesinin eseri olan indeks noktası tespit edildiğinde, ilk olarak, söz konusu birimin yerli, yani oluşumundan sonra yer değiştirmemiş olduğundan emin olmak gerekir. Bu bakımdan, söz konusu birimin, bu birime ait güncel örneklerin gelişme pozisyonuna benzer bir şekilde bulunduğunun gözlenmesi, birimin yerli olup olmadığının en önde gelen testini oluşturmaktadır. Bu aşamadan sonra birimin konumu (yani enlemi, boylamı) belirlenir. İkinci yaklaşım, deniz seviyesi indeks noktasının yaşıdır. Eski bir deniz seviyesinin pozisyonunu gösteren güvenilir bir indeks noktasının ne zaman oluştuğunun belirlenmesi, çalışmanın zaman boyutunun oluşturulması açısından son derece önemlidir. Bu bakımdan, temel bir kural olarak, erozyonel değil, biyolojik ve depozisyonel birimlerin radyometrik yöntemlerle tarihlenebildiğinin belirtilmesi gerekir. Erozyonel birimler (çentikler, kıyı platformları, kaya terasları vb.) her ne kadar kesin tarihleme teknikleriyle analiz edilemese de, eski deniz seviyelerinin pozisyonunun belirlenmesi açısından hassas veriler sağlamaktadır. Bu nedenle, RDS çalışmalarında, erozyonel birimlerden elde edilen deniz seviyesi indeks noktalarıyla, tarihlenebilen depozisyonel ve biyolojik birimlerin korelasyonuna gidilerek daha kesin sonuçlara ulaşılmaya çalışılır. Deniz seviyesi indeks noktalarını oluşturan birimler, genel olarak, birimleri oluşturan malzemenin tabiatı ve oluşum zamanına bağlı olarak birbirinden farklı radyometrik yöntemlerle analiz edilebilmektedir (Radyometrik Tarihleme Yöntemleri kısmına bakınız). Üçüncü yaklaşım, deniz seviyesi indeks noktasının yüksekliğidir. Bu bakımdan öncelikle güncel deniz seviyesinin (yani 0 metre kıyı çizgisinin) ölçülmesi, eski deniz seviyelerinin ürünü olan birimlerin yüksekliğinin doğru bir şekilde elde edilebilmesi açısından gereklidir. Bunu belirlemenin birkaç farklı yöntemi olmasına rağmen, jeomorfolojik açıdan göreceli olarak en kolay ve de kesin olanı, güncel deniz seviyesinde gelişmiş çentiklerin alt tabanının referans olarak alınmasıdır ki, bu nokta ortalama deniz seviyesini göstermektedir. Deniz seviyesi indeks noktası olarak değerlendirilebilecek birimler, kıyı bölgesindeki üç farklı zona ait olabilirler (Laborel ve Laborel-Deguen, 1996): Üst litoral zon, orta litoral zon ve alt litoral zon. Üst litoral zon, ortalama deniz seviyesinin üzerinde yer alır ve üst sınırı denizel etkilerin (dalga, sıçrayan sularla yıkanan kısımlar vb.) erişebildiği yere kadar uzanır. Orta litoral zon, dalga ve gel-git etkisiyle düzenli olarak su altında kalan ve ortalama deniz düzeyinde gelişen bir zondur. Bu zonda gelişmiş deniz seviyesi indekslerinin (örn. Gel-git çentikleri, geçiş özelliği gösteren kıyı sedimentleri, lithophaga delik zonunun üst sınırı; Acropora palmata, dendropoma petraeum, Cladocora caespitosa vb. mercanların üst kısımları) eski kıyı çizgilerinin pozisyonlarını göstermesi bakımından RDS değişimi çalışmalarındaki önemi büyüktür. Çünkü, gel-git genliğinin ve dalga kuvvetinin göreceli olarak düşük olduğu kıyılarda bu zona ait indekslerin eski kıyı çizgilerini göstermeleri bakımından sahip oldukları hata payları genel olarak çok düşüktür (< 5 m). Alt litoral zon ise, ortalama düşük deniz seviyesi ile -25/-35 metreler arasındaki biyolojik olarak zengin bir zondur. Eski kıyı çizgilerinin tespiti bakımından, bu zonda gelişen deniz seviyesi indekslerinin orta litoral zona yakın olanlarının tespit edilmesi, indeksin, eski bir kıyı çizgisini daha az hata paylarıyla göstermesi açısından önemlidir. Dördüncü yaklaşım, deniz seviyesi indeks noktasının sergilediği eğilimdir. Eğilim, indeks noktasının pozisyonunun RDS’nin hangi yönde (sabit, yükselme, alçalma) hareket ettiğine işaret etmektedir (Kayalık kıyılar örneğinde genel bir değerlendirme için bkz. Bekaroğlu, 2008). Bu bakımdan, örneğin, güncel kıyı çizgisinin üzerindeki erozyonal/kimyasal (yükselmiş gel-git çentikleri, denizel teraslar, kıyı mağaraları, platformlar vb.),

350

biyolojik (rimler, lithophaga delik bandı vb.) ve depozisyonel birimler (orta litoral-alt litoral zon geçişine ait kıyı sedimentleri vb.), söz konusu lokalitede RDS’nin düştüğüne işaret eder. Bu duruma ilişkin en çarpıcı örnekler Hatay kıyılarında gözlenebilmektedir (Erol, 1963). Güncel kıyı çizgisinin üzerinde değişik türde deniz seviyesi indekslerinin gözlenmemesi, özellikle kireçtaşlı dik ve kayalık kıyı çizgilerinde gel-git çentiklerinin gelişmemesi, söz konusu lokalitede RDS’nin yükseldiğine ilişkin kanıtlar olarak değerlendirilebilir (örn. Teke Platosu kıyıları: Kayan, 1996). RDS’nin sabit olduğunun tespiti ise daha karmaşıktır ve tamamıyla ele alınan zaman ölçeğine bağlıdır. Deniz seviyesinin östatik olarak yükselerek günümüz düzeyine eriştiği zamandan (~ 6 bin yıl öncesinden) beri RDS’nin sabit olduğu, örneğin, gel-git çentiklerinin alt kenarında gelişmiş biyokonstrüktif indekslerin kayaya yapışık en iç kısmında yer alan canlıların gelişmeye başladığı zamanın, deniz seviyesinin günümüz düzeyine eriştiği zamanı göstermesi, söz konusu lokalitedeki RDS’nin yaklaşık olarak son 6 bin yıldır sabit olduğuna işaret eder. Bunun yanında, östatik seviyesi günümüz deniz seviyesinden birkaç metre yüksek gerçekleşmiş olan Son Buzularası Dönem deniz seviyesine ait birimlerin, inceleme lokalitesindeki güncel kıyı çizgisinin birkaç metre üzerinde tespit edilmesi, yine söz konusu lokalitenin en az son 130 bin yıldır sabit olduğunu belirlemek açısından kullanılabilecek anahtar noktalardan biridir (Stirling vd., 1998). KUTU 1: Deniz seviyesi indeks noktaları Asi nehri deltasının kuzeyi ve güneyi boyunca uzanan Hatay kıyılarındaki yükselmiş kıyı çizgilerinin araştırıldığı bir çalışma (Pirazzoli vd., 1991), deniz seviyesi indeks noktalarının nasıl ele alınması gerektiğine ilişkin iyi bir örneği oluşturmaktadır. Bu çalışmanın temel problemi, Hatay kıyılarındaki yükselmiş kıyı çizgilerinin orijinini tespit etmektir. Deniz seviyesi indeks noktaları açısından bakıldığında çalışmada gel-git çentikleri, dalga platformları ve biyolojik oluşumlu eklentiler (biyokonstrüktif rimler) kullanılmıştır. Deniz seviyesi indeks noktaları şu şekilde değerlendirilmiştir: -Lokasyon: Asi nehri deltasının kuzey ve güney bölümleri boyunca kıyı bölgesi taranmış, deniz seviyesi değişimlerinin kanıtı olarak kullanılacak birimlerin konumlarına ilişkin detaylar elde edilmiştir. -Yaş: Yükselmiş kıyı çizgilerinden elde edilen biyolojik birimler (biyolojik oluşumlu eklentiler: Dendropoma, oyster örnekleri) radyokarbon yöntemiyle tarihlenmiştir. -Yükseklik: Eski deniz seviyelerine ait birimlerin yükseklikleri ortalama deniz seviyesine göre ölçülmüştür. Bu bakımdan, kıyı çizgisi boyunca bugünkü deniz seviyesinden yüksek iki kıyı çizgisi tespit edilmiştir. Bunlardan birincisi bugünkü deniz seviyesinden ortalama 2 m, diğeri ise ortalama 0.8 m yüksekliktedir. Yükseltiler, daha çok orta-litoral zona ait birimler (özellikle gel-git çentikleri) esas alınarak ölçülmüştür. -Eğilim: Çalışmada incelenen deniz seviyesi indeksleri, yani yükselmiş kıyı şekilleri, Hatay kıyılarında rölatif deniz seviyesinin düştüğüne işaret etmektedir. Çalışmada, incelenen deniz seviyesi indekslerinin jeomorfolojik özellikleri, elde edilen radyokarbon tarihleri ve Doğu Akdeniz havzasının diğer kıyı bölgelerindeki daha önce elde edilmiş kanıtlar birlikte değerlendirildiğinde, Hatay’daki yükselmiş kıyı çizgilerinin sismik orijinli olduğu ve kıyı çizgisi yükselimlerinin Geç Holosen’de fasılalı olarak meydana geldiği sonucuna varılmıştır. RDS değişimleriyle ilgili çalışmalarda deniz seviyesi indeks noktalarının tespit edilip haritalanması ilk aşamayı oluşturur. Deniz seviyesi indekslerinin lokasyonu, yaşı, yüksekliği ve gösterdiği eğilim inceledikten sonra, odaklanılması gereken en önemli problem, daha önce konu edildiği gibi, RDS eşitliği (1)’deki faktörlerin (özellikle de glasyo-östatik ve tektonik faktörlerin) birbirinden ayırt edilerek deniz seviyesi rekonstrüksiyonun yapılmasıdır. Bu bakımdan izlenen bazı stratejiler vardır ve bunlardan en çok kullanılanı tektonik yükse-

351

lim doğrulamasıdır. Pleistosen buzul örtülerinin yayılım alanlarından yeterince uzak bir lokasyonda yer alan [Δξiso(τ, φ) = 0], tektonik olarak yükselen kayalık ve dik bir kıyı bölgesinde [Δξloc(τ, φ) = 0), Geç Kuaterner ölçeğindeki RDS değişimleri, temel olarak glasyo-östatik ve tektonik faktörlerin bir fonksiyonu olarak meydana gelir [Δξ rsl(τ, φ) = Δξeus(τ) + Δξtec(τ, φ)]. Bu doğrultuda, RDS’nin evriminin doğru bir anlayışının elde edilmesi açısından söz konusu faktörlerin birbirinden ayırt edilmesi gerekir. Kıyı bölgesinin Geç Kuaterner ölçeğindeki tektonik yükselimini hesaplamak için Son Buzularası döneme ait kıyı çizgisine işaret eden deniz seviyesi indeks noktası başlangıç noktası olarak alınır (Lambeck, 2004): ∆H = H5e - δH5e (4) Burada, ∆H Son Buzularası dönemine ait kıyı çizgisinin tektonik olarak yükselme miktarı (m), H5e gözlenen Son Buzularası kıyı çizgisinin bugünkü kıyı çizgisine göre olan yüksekliği (m) ve δH5e Son Buzularası dönemi sırasındaki deniz seviyesinin düzeyidir. Tektonik olarak sakin olan kıyı bölgelerinden edilen bilgiler bu düzeyin günümüz deniz seviyesine göre 4 ± 2 metre yüksek olduğunu göstermektedir (toplu değerlendirme için bkz. Bekaroğlu, 2011). Kıyı bölgesindeki yükselme oranı (u) ve varyansı (σ2u) ise şu şekilde ifade edilmektedir: u = ∆H/ T5e

[σ2u = σ2∆H / T25e+ (∆H / T25e)2 × σ2T 5e]

(5)

Burada ise, ∆H yükselen deniz seviyesi izinin yükselme miktarı (m), T5e Son Interglasyal deniz seviyesine ait birimin yaşıdır (σT 5e standart sapma ve σ2∆H ise tektonik yükselimin varyansıdır). Eşitlik (4) ve (5)’ten elde edilen tektonik yükselim oranı (u), kıyı bölgesinin Geç Kuaterner tektonik yükselim oranını vermekte ve bu oranın söz konusu periyod boyunca sabit olduğu varsayımına dayanmaktadır. Bu varsayıma dayanarak, Son Buzularası dönemden önceki ve sonraki dönemlere ait yükselmiş ya da çökmüş kıyı çizgilerinin rekonstüksiyonunda, kıyı bölgesini ve dolayısıyla eski kıyı çizgilerinin pozisyonunu etkileyen tektonik faktörün [Δξtec(τ, φ)] katkısı belirlenerek RDS eşitliği çözülür. Bunun yanı sıra, RDS değişimlerinde birer parametre olan glasyo- ve hidro-izostatik faktörler de jeofizik modellemelerle çözümlenebilmektedir (Peltier, 1990). Alçak kıyı bölgelerindeki sediment kompaksiyonuna ilişkin RDS faktörü içinse geniş ölçekte kabul edilmiş bir hesaplama şu an henüz geliştirilmemiştir (Shennan, 2007).

Aktif Tektonik ve Yerşekilleri Yerşekillerini etkileyen aktif tektonik deformasyon üç şekilde meydana gelmektedir (Şekil 4). Bu bakımdan, aktif tektonik deformasyon, depremlerle ilişkili olarak yerkabuğunun faylanmasıyla (sismik) ya da tedrici olarak meydana gelen olaylarla ilişkili olarak yerkabuğunun çarpılması ve kıvrımlanmasıyla gerçekleşebilir (asismik). Yeryüzünün sismo-tektonik deformasyonunda esas olarak üç grupta toplanabilecek faylanma rol oynar. Bunlardan birincisi yanal atımlı faylardır ve burada yanal atımlı faylanmaya bağlı olarak yerşekilleri birbirlerine ters yönde yatay doğrultuda hareket ederek yer değiştirir. Diğer iki gruptaki (normal ve ters) faylanmada ise düşey atım söz konusu olduğundan, bu tip faylanmalarda morfolojik birimlerin eğim dereceleri değişir. Asismik tektonik deformasyon içerisinde gruplanan kıvrımlanma ve çarpılmada ise, faylanmaya benzer bir biçimde morfolojik birimlerin eğim dereceleri değişmektedir. Örneğin, eğim doğrultusunda meydana gelen bir çarpılma ya da kıvrımlanma (monoklinal yapı) relief enerjisini artıracağından erozyonun şiddetlenmesiyle, eğim yönüne ters bir şekilde meydana gelen asismik deformasyon ise depozisyonla sonuçlanabilir. Bu nedenle, gerek sismik gerekse de asismik deformasyon topoğrafik koşulları değiştirerek hem jeomorfolojik süreçler (aşınma, taşınma ve birikme) hem de yeryüzünün şekillenmesi, yani deformasyon tipine bağlı olarak yeni yerşekillerinin meydana gelmesi üzerinde etkili olur (Schumm vd., 2000). Üç kategoride ele alınan aktif tektonik deformasyon içerisinde en dikkat çekici olanı, yol açtığı büyük depremlerle büyük can ve mal kayıplarına sebep olabilen faylanmadır. Yeryüzünün faylanmaya bağlı aktif tek-

352

tonik deformasyonu belirli yerşekilleriyle karakterize olmaktadır. Bu yerşekillerinin tanımlanarak analiz edilmesi hem yeryüzü şekillerinin jeomorfik evrimde yapının rolünün diğer faktörlerden ayırt edilerek ortaya konması, hem de yeryüzü şekillerini etkileyen tektonik deformasyonun tanımlanması ve ölçülmesini sağlayarak tektonik problemlerin çözülmesinde rol oynayabilmektedir. Bu nedenle, bu bölümde, yeryüzündeki faylanmaya (yanal atımlı, normal ve ters) bağlı tektonik deformasyon ve bunlara ilişkin yerşekilleri ele alınmaktadır. Yanal atımlı faylanmaya bağlı yerşekilleri Yanal atımlı faylanma, birbirine göre ters yönde ve yatay doğrultuda hareket eden fay zonlarında meydana gelen tektonik deformasyon olarak tanımlanabilir. Bu tip fay zonlarında, her ne kadar faylar yatay doğrultuda ve zıt yönlerde hareket etse de, geometrik özelliklerine bağlı olarak faylar düşey atım bileşeni kazanarak genişleme ya da sıkışma rejimi de sergileyebilmekte ve bu durum yanal atımlı fay zonlarında oldukça çeşitli yerşekillerinin ya da yerşekli deformasyonlarının ortaya çıkmasına neden olmaktadır. Yanal atımlı fay zonlarında gözlenen başlıca karakteristik yerşekilleri şu şekilde sıralanabilir (Şekil 4): Çizgisel vadiler, sapmış drenaj, ötelenmiş dereler, basınç sırtları, kapanan sırtlar, çöküntü gölleri, fay diklikleri, kaynaklar ve yükselmiş platformlar (Keller ve Pinter, 2002). Yanal atımlı fay zonlarında görülen en tipik yerşekillerinden biri çizgisel vadilerdir. Birbirine göre zıt yönde hareket eden yanal atımlı fay zonları boyunca kayaçların parçalanması, eğim ve erozyon koşulları bakımından akarsu sistemi için elverişli bir durum yaratır. Bu zonlara yerleşen akarsular çizgisel bir akış özelliği sergileyerek bu oluklar boyunca fay hatlarını takip eder. Bunun sonucunda ise, akarsu vadisinin belirli bir kısmında belirgin bir çizgisellik gösteren bir vadi gelişimi meydana gelir. Şekil 4: Faylanma, kıvrımlanma ve çarpılmaya bağlı olarak meydana gelen yüzey deformasyonu (Ouchi, 1983: Schumm vd., 2000).

Not: Kutu içindeki şekiller sırasıyla kuş bakışı ve kesit görünümlerini göstermektedir.

353

Sapmış drenaj, yanal atımlı bir fay zonuna verev bir açıyla giren bir akarsuyun, faya paralel olarak belirli bir mesafede akması ve daha sonra tekrar orijinal drenaj ağı yönüne dönmesiyle meydana gelmektedir. Drenajdaki sapma yanal atımlı fayın doğrultusuna göre sağ ya da sol yönü olabilir. Dere yataklarının yanal atımlı faylarla yer değiştirmesi neticesinde ötelenmiş dereler meydana gelmektedir. Derelerin ötelenme mesafeleri, aynı fay boyunca zaman içerisinde meydana gelen toplam ötelenme miktarını göstermesi bakımından önem taşımaktadır. Ötelenme miktarının zaman içerisinde artmasıyla dereler, fay boyunca ötelenen kısımlarını terk ederek kendilerine daha kısa bir mesafede yeni bir yatak açabilirler. Bu durumda, derenin terk ettiği yatak kısmı zamanla kurur ve böylelikle başı kesilmiş dereler meydana gelir. Sağ (sol) yanal atımlı fay zonlarında, fayın sola (sağa) atlaması/bükülmesi yanal atımlı fay üzerinde yerel bir sıkışma rejiminin; aynı fay hattı boyunca fayın sağa (sola) atlaması/bükülmesi ise yerel bir genişleme rejiminin meydana gelmesine neden olur. Her iki durumda da yanal atımlı fay belirli oranlarda düşey atım bileşeni kazanır ve fayın sıkıştığı yerlerde ters faylanma, açıldığı yerlerde ise normal faylanma özelliği gözlenir. Bu bakımdan, yanal atımlı fay zonlarında sadece yatay doğrultudaki kaymaya bağlı olarak değil, aynı zamanda fayın düşey atım bileşeni kazanmasına bağlı olarak da belirli yerşekilleri gelişebilmektedir. Yanal atımlı bir fay zonu boyunca, fayın sıkışma rejimi gösterdiği yerlerde oluşan tipik yerşekillerinden biri basınç sırtlarıdır. Basınç sırtları, örneğin, sağ (sol) yanal atımlı fayın belirli bir lokalitede sola (sağa) bükülmesi/atlaması neticesinde ters faylanmaya bağlı olarak meydana gelir ve yeryüzünde bir kabartı (sırt) olarak topoğrafyada ayırt edilir. Bu sırt, yanal atımlı fayın ters fay özelliği kazandığı yeri belirlemesi açısından önemlidir. Ayrıca, basınç sırtları sıkışmaya bağlı olarak oluştukları için, jeolojik olarak eski formasyonları yeryüzüne çıkarırlar. Bu durum, basınç sırtlarının arazide tanımlanmasında kullanılabilecek önemli bir kanıttır. Bunun yanı sıra, fayın yatay doğrultudaki hareketiyle fay zonundaki sırtları faya paralel bir biçimde ötelemesi ve ötelenen sırtların dere yataklarını bloke etmesiyle kapanan sırtlar oluşabilmektedir. Bu bakımdan kapanan sırtlar, yanal atımlı fayın hareketi neticesinde fay zonu boyunca ötelenen basınç sırtları ya da akarsuları birbirinden ayıran sırtlardır. Şekil 5: Yanal atımlı faylanmaya bağlı olarak meydana gelen bazı yerşekillerini gösteren blok diyagram (Wesson vd., 1975: Keller ve Pinter, 2002)

354

Yanal atımlı bir fay zonu boyunca, fayın genişleme rejimi gösterdiği yerlerde oluşan tipik yerşekillerinden biri çöküntü gölleridir. Çöküntü gölleri, örneğin, sağ (sol) yanal atımlı fayın belirli bir lokalitede sağa (sol) bükülmesi/atlaması neticesinde normal faylanmaya bağlı olarak meydana gelir ve yeryüzünde nispeten ufak bir göl olarak topoğrafyada ayırt edilir. Bununla beraber, çöküntü gölleri, bazı durumlarda, basınç sırtlarının yeryüzünde meydana getirdiği kabartının kenarında da meydana gelebilmektedir. Yanal atımlı fayların genişleme rejimi gösterdiği, yani, yanal atımlı fayın normal fay bileşeni kazandığı yerlerde oluşabilen çöküntü gölleri, daha ileri bir aşamada daha büyük morfolojik elemanlara dönüşebilmekte ve böylelikle çek-ayır havzaları (örn. Kelkit, Bayburt vb. havzalar) ve büyük çöküntü gölleri (örn. Hazar gölü) oluşabilmektedir (Koçyiğit vd., 2001; Aksoy vd., 2007). Yanal atımlı faylanmaya bağlı olarak gelişen bu başlıca yerşekillerinden başka, yanal atımlı fayların düşey atım bileşeni kazandığı hat boyunca fay diklikleri de meydana gelebilmektedir. Bunların dışında, yine yanal atımlı faylarla tektonik deformasyona uğrayan alanlarda gözlenen birimler arasında kaynaklar ve yükselmiş platformlar da yer almaktadır. Yanal atım tektoniğine bağlı olarak meydana gelen yerşekillerinin en çarpıcı örnekleri, Dünya’daki en uzun kıta içi transform faylardan biri olan Kuzey Anadolu Fay Sistemi boyunca gözlenebilmektedir (örnek çalışma için bkz. Tüysüz ve Erturaç, 2005; Kuterdem ve Dirik, 2007). Normal faylanmaya bağlı yerşekilleri Yeryüzünün en dikkat çekici bazı morfolojik birimleri tektonik olarak genişleme rejiminin etkisi altında meydana gelmektedir. Genişleme tektoniğinin kontrolü altında yerkabuğunun deformasyonu, temel olarak normal faylanma, kıta kabuğunun genişlemesi ve incelmesiyle karakterize olmaktadır. Bu doğrultuda, normal faylanmaya bağlı olarak meydana gelen ve dolayısıyla belirli bir alandaki genişleme tektoniğinin ve deformasyon oranının yeryüzünde belirlenmesinde birer kanıt olarak kullanılabilecek başlıca yerşekilleri dik ve çizgisel dağ-önü cepheleri, fay façetaları, horst ve grabenler, çeşitli volkanik yerşekilleri (lav akıntıları, koniler vb.); daha geniş ölçekteyse rift vadileri ve okyanus ortası sırtlardır. Normal fayların morfoloji bakımından en önemli özelliklerinden biri, düşey atımlı olmaları ve eğim derecelerine bağlı olarak yeryüzünde relief farkı meydana getirmeleridir. Bu nedenle, aktif normal faylarla sınırlanan dağ-önü cepheleri genellikle oldukça dik ve çizgisel bir uzanışa sahiptir. Dağ-önü cephelerinin çizgisel uzanışlarının derecesi (bkz. Morfometrik analizler: Dağ-önü sinüslülük indeksi), normal faylanmaya bağlı aktif tektonik aktivite hakkında kanıtlar sunması bakımından önemlidir. Normal faylarla sınırlanan morfolojik birimlerin bir relief farklı yaratması ile bu reliefin özellikle akarsu erozyonuyla şekillenmesi neticesinde fay façetaları meydana gelmektedir (Erinç, 1958: 457). Genellikle üçgene benzeyen yapılarıyla fay façetalarının önünde birikinti konileri gelişir. Dolayısıyla, normal faylarla sınırlanan bir relief, tipik olarak, dik ve çizgisel dağ-önü cepheleri, fay façetaları ve bunların önündeki eğim kırıklığında gelişen birikinti konileriyle karakterize olur. Normal fayların zaman içerisinde gençleşmesine bağlı olarak, dağ-önü cephesi tekrar dikleşebilir ve oluşan birikinti konileri yeni faylarla kesilebilir. Bu doğrultuda, fay gençleşmesine bağlı olarak birikinti konisi gelişimi tekrar başlar (Bkz. Şekil 6). Birikinti konilerinin faylarla kesilmesiyle ortaya çıkan taze yüzeylerin morfolojik özelliklerinin ölçülmesi ve bu yüzeylerin kozmojenik yöntemlerle tarihlenmesi (Radyometrik Tarihleme Yöntemleri kısmına bakınız). neticesinde ise, söz konusu alandaki aktif tektonik aktivite hakkında daha net bilgiler edinilebilir.

355

Şekil 6: Normal faylanmaya bağlı olarak meydana gelen bazı yerşekillerini gösteren blok diyagram (Ramsey ve Huber, 1987)

Bölgesel ölçekte ele alındığında, yeryüzünün genişleme tektoniğine bağlı olarak normal faylarla parçalanmasıyla oluşan en önemli yerşekillerinden biri de horst ve grabenlerdir. Her iki tarafı normal faylarla kesilmiş yüksek bloklar horst; bunun tersine, horstlarla sınırlı ve morfolojik olarak bir çukurluğa tekabül eden fay bloğu ise graben olarak adlandırılır. Bu büyük ölçekli morfolojik birimlerin en dikkat çekici örnekleri Türkiye’de Ege Bölgesi’nde yer almaktadır. Diğer yandan, yukarıda elde alınan ve normal faylanmaya bağlı olarak meydana gelen şekiller, genel olarak horst ve graben kontaktlarında gözlenen morfolojik özelliklerdir. Grabenlere ya da yarı-grabenlere (bir tarafı normal faylarla sınırlı asimetrik vadi) yerleşen akarsu drenajının morfometrik analizi (bkz. Morfometrik analizler: Drenaj havzası asimetrisi vb.), faylarla sınırlı bu alanlarda meydana gelen blok çarpılmalarının ölçüsü hakkında bilgi vermesi bakımından önemlidir. Normal faylar kıta kabuğunun genişlemesi ve incelmesinin bir ürünü olduğundan, bu tektonik rejimin hüküm sürdüğü alanlarda genellikle volkanik aktivite de gözlenir. Ege Bölgesi’nin Kula yöresindeki volkanik aktivitenin ürünü lav akıntıları ve koniler, bunun Türkiye’deki en ilginç örneklerini oluşturmaktadır (Erinç, 1970; Sür vd., 2002). Bunlar yeryüzünde tipik volkanik yerşekillerini meydana getirdiği gibi, aynı zamanda, volkanik birimlerle diğer morfolojik birimlerin ilişkisi de (radyometrik tarihleme ve minimum yaş belirlenimi, akarsu teraslarının oluşum mekanizması, buzul ve buzularası dönemlerdeki ortam şartları vb.) sahanın jeomorfolojik gelişiminin aydınlatılması açısından önem taşımaktadır (örn. Maddy vd., 2012 ve bkz. Bölüm XX. Radyometrik Tarihleme Yöntemleri: Argon). Genişleme tektoniğine bağlı yeryüzü şekillenmesinin ileri safhaları okyanusal riftleşme, kıtaların parçalanması ve okyanus oluşumuyla temsil olmaktadır.

Ters faylanmaya bağlı yerşekilleri Sıkışma tektoniğine bağlı tektonik deformasyon temel olarak ters faylanma, kıta kabuğunun kalınlaşması ve kısalmasıyla karakterize olmaktadır. Bu doğrultuda, ters faylanmaya bağlı olarak meydana gelen ve dola-

356

yısıyla belirli bir alandaki sıkışma tektoniğinin ve deformasyon oranının yeryüzünde belirlenmesinde birer kanıt olarak kullanılabilecek başlıca jeolojik yapılar ve yerşekilleri kıvrım dağları, dağarası havzalar, kıta-içi volkanizma ve volkanik yerşekilleri, dik dağ cepheleri, fay diklikleri, kıvrım diklikleri, heyelan döküntüleri, derin vadiler, kafesli drenaj, yükselmiş çeşitli morfolojik birimlerdir (denizel ve flüvyal teraslar vb.). Sıkışma tektoniğine bağlı deformasyonun gözlemlendiği yerlerin sahip olduğu morfolojik karakterin en temel özelliği, bu alanların yükselmiş birimlerden ve kıvrımlardan oluşmasıdır. Bu doğrultuda ters faylı birimler, kıvrım dağları (antiklinal ve senklinaller), bunlar arasındaki belirli bir doğrultuya sahip dağarası havzalar bu alanları karakterize eden temel jeolojik yapılar olarak öne çıkar. Tıpkı normal faylar gibi ters fayların da morfoloji bakımından en önemli özelliklerinden biri, düşey atımlı olmaları ve eğim derecelerine bağlı olarak yeryüzünde relief farkı meydana getirmeleridir. Bu doğrultuda, dik dağ cepheleri, fay diklikleri, kıvrım diklikleri ters faylanmanın karakteristik yerşekilleridir (Bkz. Şekil 7) ve bunların ölçümü, sıkışma rejimine bağlı aktif tektonik deformasyonun değerlendirilmesinde oldukça önemlidir (bkz. Morfometrik analizler). Şekil 7: Ters faylanmaya bağlı olarak meydana gelen bazı yerşekillerini gösteren blok diyagram (Ramsey ve Huber, 1987)

Ters faylanmaya bağlı tipik yerşekillerinin en iyi örnekleri Türkiye’de Doğu Anadolu Bölgesi’nde gözlenmektedir. Doğu Anadolu Bölgesi’nin paleotektonik dönemdeki jeolojik evrimine bağlı olarak oluşan yapılar (yitim zonu, kabuk kalınlaşması ve kısalması, kıvrım dağları ve dağarası havzalar, yaygın volkanizma) ve bu yapıların etkisi altında gelişen morfolojik birimler, neotektonik dönemde yanal atımlı faylanmayla farklı bir tektonik rejimin etkisi altına girmiştir (Koçyiğit vd., 2001). Bu doğrultuda, bölgenin aktif tektonik açısından incelenmesinde hem ters faylanmaya hem de yanal atımlı faylanmaya bağlı yerşekilleriyle karşılaşılacağı gözden uzak tutulmamalıdır.

Morfometrik Analizler XX. yüzyılın ikinci yarısından itibaren jeomorfolojinin en önemli enstrümanlarından biri haline gelen morfometri, yerşekillerinin niceliksel yöntemlerle ölçümü olarak tanımlabilir. Yerşekillerinin morfometrik yöntemlerle incelenmesi, birbirinden farklı morfolojik birimlerin objektif olarak birbiriyle karşılaştırılmasını ve

357

birimlerin belirli karakteristik özelliklerinin istatistiksel olarak değerlendirilmesini sağlayabilmektedir. Yerşekillerinin gösterdiği değişik özelliklerin değerlendirilmesinde kullanılan bir dizi morfometrik parametre (jeomorfik indis) olmasına rağmen, bazı önde gelen morfometrik parametrelerin jeomorfolojideki kullanımı, hızlı tektonik deformasyona (aktif tektonik) maruz kalan alanların ortaya konabilmesi bakımından büyük bir önem taşımaktadır. Bu parametreler hipsometrik integral, drenaj havzası asimetrisi, topoğrafik simetri faktörü, akarsu uzunluk/gradyan indeksi, dağ-önü sinüslülük indeksi, vadi tabanı genişliği/vadi yüksekliği indeksi olarak sıralanabilir (Burbank ve Anderson, 2001; Keller ve Pinter, 2002; Goudie, 2004).

Hipsometrik eğri ve hipsometrik integral Hipsometrik eğri, yeryüzünün tümü ya da belirli bir kısmı boyunca yükseltinin dağılışını gösteren bir morfometrik parametredir (Strahler, 1952). Bir alanın hipsometrik özellikleri iki şekilde ölçülmektedir. Bunlardan birincisinde, hipsometrik eğri, unitelerin gerçek değerlerinin ölçümü temel alınarak çizilir. Burada, y ekseni üzerinde yükselti değerleri, x ekseni üzerindeyse belirli bir yükselti üzerindeki reliefin kümülatif alanı yer almaktadır (detaylı bilgi için bkz. Bilgin, 1996). Bu yöntem kullanılarak Türkiye ölçeğinde ilk morfometrik analizler (ve ayrıca ülkenin ilk hipsometrik eğrisinin çizimi) Tanoğlu (1947) tarafından yapılmıştır. Bununla birlikte, hipsometrik analizlerde ünitelerin gerçek değerlerinin kullanılması farklı büyüklüklerde ve farklı relief özelliklerine sahip olan alanların birbirleriyle karşılaştırılmasına izin vermemektedir. Bu zorluğu aşmak amacıyla, farklı ölçeklerdeki topoğrafik birimlerin boyutlarının belirleyici olmadığı parametreler geliştirilmiştir (Strahler, 1952). Bu parametreler kullanılarak çizilen hipsometrik eğri, nispi hipsometrik eğri, bir alanın hipsometrik özelliklerinin ölçümünün ikinci şeklini meydana getirmektedir. Eğri, a/A (nispi alan) ile h/H (nispi yükseklik) değerlerinin birbirine oranlanmasıyla çizilir. Burada, H havzanın reliefini (yani, maksimum yüksekliğin minimum yükseklikte olan farkını), A ise ardışık izohipsler arasındaki alanların toplamını ifade etmektedir. a ise havzadaki belirli bir yüksekliğin (h) üzerindeki yüzeyin alanı olarak tanımlanmaktadır. Hem nispi alan hem de nispi yükseklik ölçüm değerleri 0.0 ile 1.0 arasında değişir. Belirli bir drenaj havzası için oluşturan hipsometrik eğrinin gösterdiği özellikleri aydınlatmak bakımından kullanılan morfometrik parametrelerden biri hipsometrik integraldir (Hi). İntegral, basit olarak, hipsometrik eğrinin altındaki alan olarak tanımlanmaktadır ve şu şekilde ifade edilmektedir: Hi = Hm - Hmin /Hmax - Hmin (6) Burada, Hm ortalama yükselti, Hminminimum yükseklik ve deHmax maksimum yüksekliktir. Yüksek Hi değerleri, topoğrafyanın büyük bir kısmının Hm’ye göre yüksek (örn. dar ve derin vadilerle yarılmış yüksek platoların bulunduğu bir topoğrafya gibi); orta ve düşük Hi değerleri ise, topoğrafyanın büyük bir kısmının Hmcivarında ya da daha düşük olduğunu (örn. drenaj havzasının büyük oranda, fazla yükselti farkı gözetilmeksizin parçalandığını) gösterir. Bu değerler, aktif tektonik deformasyonun etkinliği ve aynı zamanda tektonik olarak aktif ve pasif olan alanların ayrımı hakkında genel bir bilgi vermesi bakımından önem taşımaktadır. Nitekim, yüksek Hi değerleri hem genç bir topoğrafyaya hem de tektonik olarak aktif alanlara; düşük Hi değerleri ise, hem olgun-yaşlı bir topoğrafyaya ve hem de tektonik olarak pasif alanlara işaret edebilmektedir. Drenaj havzası asimetrisi Aktif tektonik deformasyonun hüküm sürdüğü bir alandaki akarsu drenaj örgüsü genelde belirli geometrik özellikler sergilemektedir. Drenaj havzası asimetrisi(AF), belirli bir alandaki akarsuyun akış yönüne dik bir şekilde meydana gelen tektonik çarpılmanın tespiti için kullanılan bir indekstir ve şu şekilde ifade edilir: AF = 100 (Ar / At) (7) Burada, Arhavzadaki ana akarsuyun akış yönüne göre sağ tarafındaki havza bölümünün alanı, At ise drenaj

358

havzasının toplam alanıdır. Havzadaki diğer koşullar (relief, litoloji, iklim, vejetasyon vb.) sabit olarak varsayıldığında, drenaj örgüsünün tektonik olarak sakin bir bölgede gelişmesi durumunda bir havzanın AF oranı yaklaşık olarak 50 civarında hesaplanır. Tektonik çarpılmanın ana akarsuyun akış yönüne dik bir şekilde meydana gelmesi durumunda, hesaplanan AF değeri 50’den sapma gösterir. Örneğin, kuzeye doğru akan bir akarsu havzasında meydana gelen tektonik çarpılmada inen blok batıya doğru ise, ana akarsuyun akış yönüne göre doğuda (sağında) kalan kolların uzunluğu, batıda (solunda) yer alan kollara oranda daha fazladır; bu nedenle de AForanı 50’den büyük olur (Bkz. Şekil 8). Eğer havzayı etkileyen tektonik çarpılma ters yönde gerçekleşirse, bu takdirde AF değeri 50’den küçük çıkar. AF değerinin ortalamadan (= 50) sapması, drenaj havzasını etkileyen tektonik deformasyonun varlığını ve yönünü ortaya koyar. Şekil 8: Drenaj havzası asimetrisini (AF) gösteren şematik model (Keller ve Pinter, 2002).

Not:Akarsuyun akış yönü esas alındığında, ana akarsuyun sağında kalan havzanın alanının (Ar) havzanın toplam alanına (At) oranı, havzanın batıya doğru çarpıldığını göstermektedir. Bu indeksin uygulanması sırasında, drenaj havzasının ana akarsuya göre her iki yarısındaki relief, litoloji, iklim ve vejetasyon özelliklerinin homojen olup olmadığının kontrol edilmesi çok önemlidir. Bu faktörlerin farklılaşması, AF indeksini etkileyerek hatalı yorumların yapılmasına sebep olabilir. Topoğrafik simetri faktörü Havza asimetrisini etkiyen ve drenaj havzası asimetrisiyle birlikte uygulanabilecek bir diğer morfometrik indeks topoğrafik simetri faktörüdür(T)ve şu şekilde ifade edilir: T = Da / Dd

(8)

Burada, Dahavzayı iki eşit parçaya bölen hat ile ana akarsu arasındaki mesafe, Ddise havzayı iki eşit parçaya bölen hat ile havza sınırı arasındaki mesafedir (Bkz. Şekil 9). Tümüyle simetrik bir havzada bu hesaplamayla T = 0 olarak ölçülür. Tektonik çarpılmanın etkisi arttıkça havza simetrik olma durumundan uzaklaşarak T oranı 1’e yaklaşır. Ayrıca, bir havza boyunca akan akarsu boyunca T hesaplamaları farklı segmentler üzerinde hesaplanırsa, muhtemel aktif tektonik deformasyonun yönü ve şiddeti hakkında daha geniş ölçekli bilgiler elde edilebilir.

359

Şekil 9: Havza asimetrisini etkiyen bir morfometrik indeks olan topoğrafik simetri faktörünün (T) nasıl hesaplandığını gösteren şematik model (Keller ve Pinter, 2002)

Not:Burada, Dahavzayı iki eşit parçaya bölen hat ile ana akarsu arasındaki mesafe, Ddise havzayı iki eşit parçaya bölen hat ile havza sınırı arasındaki mesafedir. AF indeksin uygulanmasında olduğu gibi burada da, genel bir kural olarak, yerel faktörlerin etkisi göz önüne alınmalıdır. Örneğin, drenaj ağının kurulduğu havzayı oluşturan jeolojik tabakaların eğimli olması ve eğim derecelerinin havzanın değişik segmentleri boyunca değişmesi T ölçümlerinin hatalı olarak yorumlanmasına sebep olabilir. Akarsu uzunluk/gradyan indeksi Akarsu uzunluk/gradyan indeksi(SL), bir akarsuyun belirli bir kısmı ya da birden fazla kısmı için hesaplanabilen; akarsu gücü, litoloji, eğim ve tektonik deformasyonla ilişkili olan bir morfometrik parametre olup ifadesi şu şekildedir (Hack, 1973): SL = (ΔH / ΔL) L

(9)

Burada, ΔH akarsuyun incelenen kısmındaki yükselti farkı, ΔL akarsuyun incelenen kısmının uzunluğu, L ise akarsuyun incelenen kısmının orta noktası ile akarsuyun yukarı çığırındaki en yüksek nokta arasındaki mesafedir (Bkz. Şekil 10). SL indeksi incelendiğinde, SL değerinin yüksek çıkması için akarsuyun incelenen kısmındaki yükselti farkının (ΔH) ve akarsuyun incelenen kısmının orta noktası ile akarsuyun yukarı çığırındaki en yüksek nokta arasındaki mesafenin (L) artması; buna karşın, akarsuyun incelenen kısmının (ΔL) uzunluğunun azalması gerekmektedir. Dolayısıyla, yükselti farkının (ΔH) çok olduğu uzun boylu (L) akarsularda SL değerleri yüksek; yükselti farkının (ΔH) az olduğu kısa boylu (L) akarsularda ise SL değerleri düşük çıkar. SL yatak eğimi, litolojik farklılık, topoğrafik koşullar ile tektonik deformasyon faktörlerine karşı oldukça duyarlı bir indekstir. Bu bakımdan, bir drenaj havzasındaki akarsuyun farklı kesimleri için hesaplanan SL değerlerinin değişimiyle havzadaki kayaçların litolojik özelliklerinin değişimi bir paralellik gösterebilir. Çünkü sert kayaçlar aşınmaya karşı dayanıklı olduğundan bu alanlarda ΔH artarken, yumuşak kayaçlar aşınmaya karşı daha az dayanıklı olduğundan buralarda ΔH düşer. Eşitlik (9) göz önüne alındığında, diğer faktörlerin aynı olması durumunda ΔH’nin artması yüksek SL değerlerinin çıkmasına sebep olur.

360

Şekil 10: Akarsu uzunluk/gradyan indeksinin (SL) hipotetik bir örnek üzerinde nasıl hesaplandığını gösteren şematik model (Keller ve Rockwell, 1984)

Not:ΔH akarsuyun incelenen kısmındaki yükselti farkı, ΔL akarsuyun incelenen kısmının uzunluğu, L ise akarsuyun incelenen kısmının orta noktası ile akarsuyun yukarı çığırındaki en yüksek nokta arasındaki mesafedir.

Ancak, uzun zaman ölçeğinde, akarsu profilinin sahanın litolojik ve yapısal özelliklerine göreceli olarak çabuk adapte olması durumu göz önüne alındığında, SL indeksi aktif tektonik deformasyonun bir kanıtı olarak da yorumlanabilir. Özellikle aynı litolojik ünite üzerindeki anormal yüksek SL değerleri ya da yumuşak bir kayaç üzerinde yine anormal yüksek SL değerleri bu yönde güçlü bir kanıt olarak değerlendirilebilir. Bununla beraber, anormal düşük SL değerleri de aktif bir tektonik deformasyonun varlığına işaret edebilir. Çünkü, Kuzey Anadolu Fay Sistemi gibi büyük yanal atımlı fay sistemleri boyunca kayaçlar fay hareketleriyle parçalanır. Bu nedenle, bu fay zonları içerisinde hapsolmuş akarsuların eğimi azaldığından düşük SL değerleriyle karşılaşılabilir ki, bu durum da yine muhtemel tektonik bir deformasyonun kanıtı olarak değerlendirilebilir. Nitekim, Kuzey Anadolu Fay Sistemi içerisindeki Devrez ve Soruk çayları arasındaki alanın morfometrik analizlerle incelendiği bir çalışmada (Tüysüz ve Erturaç, 2005), fayın düşey atım bileşeni kazanmadığı kısımlarda düşük SL; tersine, fayın kavislenip sıçramalar yaptığı yerlerde ise yüksek SL değerleri ölçülmüştür. İncelenen drenaj havzasının SL indeksi haritasının oluşturulması, elde edilen neticelerin sahanın yapısal unsurlarıyla birlikte incelenebilmesi açısından önem taşır. Bunun için geniş alanlar için küçük ölçekli, dar alanlar içinse büyük ölçekli topoğrafya haritaları kullanır ve şu adımlar takip edilerek harita oluşturulur: a. İncelenen sahanın drenaj haritası çıkarılır. b. Belirli bir izohips aralığı belirlenir (örn. 1/25.000 ölçekli topoğrafya haritaları için 10 m, 1/250.000 ölçekli topoğrafya haritaları için 100 m) ve belirlenen aralıktaki izohipslerin haritadaki akarsuları kestiği noktalar drenaj haritası üzerinde işaretlenir. c. Birbirini takip eden izohipsler arasındaki ΔL her bir akarsu için ölçülür (izohip aralıkları sabit olduğundan burada ΔH her bir akarsu için aynıdır) ve saha sonra SL indeksi hesaplanır. d. Son olarak benzer SL değerleri birbiriyle birleştirilerek SL indeksi haritası elde edilir.

361

Dağ-önü sinüslülük indeksi Dağ-önü sinüslülük indeksi (Smf), bir dağ cephesinde hüküm süren erozyonal süreçler ile aktif tektonik deformasyon arasındaki dengeyi yansıtan bir indekstir ve şu şekilde ifade edilmektedir (Bull ve McFadden, 1977): (10) Smf = Lmf / Ls Burada, Lmfdağ-önünün eğim kırıklığı sergilediği cephesi boyunca ölçülen uzunluğu, Ls ise aynı dağ-önü cephesi boyunca çizilen düz bir hattın uzunluğudur (Şekil 9). Eşitlik (10)’dan da açıkça belli olduğu üzere, dağ-önünün erozyonal süreçlerle işlenerek girinti-çıkıntı hale gelmesiyle (yani Lmf’nin artmasıyla) Smf yüksek değerler gösterir. Bu durum, dağ-önü cephesinin tektonik olarak pasif olduğuna işaret etmesi bakımından önemlidir. Tersine, dağ-önünün çizgisel bir özellik göstermesi (yani Lmf’nin düşerek Ls’nin artması)düşük Smf değerleriyle karakterize olur ve bu durum, söz konusu dağ-önü cephesinin tektonik olarak aktif olduğuna (yükseldiğine) işaret eder. Örneğin, Kuzey Anadolu Fay Sistemi içerisinde yer alan bazı akarsu havzaları boyunca yapılan ölçümler oldukça düşük Smf değerlerine işaret etmektedir. Bu durum, zon boyunca uzanan vadi kesimlerindeki dağ-önü cephelerinin aktif tektonik deformasyona maruz kaldığını açıkça ortaya koymaktadır (Tüysüz ve Erturaç, 2005; Tarı ve Tüysüz, 2008). Şekil 11: Dağ-önü sinüslülük indeksinin (Smf) nasıl hesapladığını gösteren şematik model (Keller ve Pinter, 2002)

Not:Lmf dağ-önünün eğim kırıklığı sergilediği cephesi boyunca ölçülen uzunluğu, Ls ise aynı dağ-önü cephesi boyunca çizilen düz bir hattın uzunluğudur. Smfindeksi belirli bir alan boyunca topoğrafya haritaları ya da hava fotoğrafları kullanılarak hesaplanabilir. Ancak, verinin yüksek çözünürlüklü olması açısından bu morfometrik parametrenin hesaplanmasında büyük ölçekli detay haritalar tercih edilmelidir. Vadi tabanı genişliği oranı indeksi Bir akarsu vadisi boyunca etkili olan muhtemel dikey tektonik hareketliliğin tespiti için kullanılan vadi tabanı genişliği / vadi yüksekliği oranı indeksi (Vf) şu şekilde ifade edilir (Bull ve McFadden, 1977): (11) Vf = 2Vfw / [(Eld – Esc) + (Erd – Esc)]

362

Burada, Vfwvadi tabanının genişliği, Eldvadinin akış yönüne göre sol tarafındaki su bölümü çizgisinin yüksekliği, Erdvadinin akış yönüne göre sağ tarafındaki su bölümü çizgisinin yüksekliği ve Escise vadi tabanının deniz seviyesinden olan yüksekliğidir (Şekil 12). Vf hesaplanırken, ilgili parametreler dağ-önü cephesinden belirli uzaklıklarda incelenen her vadi kısmı için sistematik olarak ölçülür. Eşitlik (11) yakından incelendiğinde, Vfindeksinin akarsu vadisinin tabanı genişledikçe arttığı, daraldıkça azaldığı görülebilmektedir. Bu doğrultuda, Vfindeksinin yüksek çıkması, akarsuyun geniş bir vadi tabanı meydana getirdiğine ve dolayısıyla tektonik olarak sakin koşullara; aksine, Vfindeksinin düşük çıkmasıysa, akarsuyun derin bir vadide aktığına ve tektonik yükselimle ilişkili olarak yatağını kazdığına işaret etmektedir. Şekil 12: Vadi tabanı genişliği / vadi yüksekliği oranı indeksinin (Vf) nasıl hesaplandığını gösteren şematik model (Keller ve Pinter, 2002)

Not: Burada, Vfw vadi tabanının genişliği, Eld vadinin akış yönüne göre sol tarafındaki su bölümü çizgisinin yüksekliği, Erd vadinin akış yönüne göre sağ tarafındaki su bölümü çizgisinin yüksekliği ve Esc ise vadi tabanının deniz seviyesinden olan yüksekliğidir.

Nispi tektonik aktivitenin sınıflandırılması Morfometrik analizlerde kullanılan jeomorfik indislerin uygulanması, yerşekilleri ile aktif tektonik deformasyon arasındaki ilişkinin anlaşılmasına yönelik önemli kanıtlar sağlayabilmektedir. Belirli bir bölgenin morfometrik olarak analizinde birden fazla indisin kullanılması daha güvenilir sonuçlara ulaşılabilmesi bakımından önemlidir. Örneğin, Ulubat Gölü güneyinde yer alan Soldere havzasında (Erginal ve Cürebal, 2007) ve ayrıca Biga Yarımadası’ndaki Bayramdere havzasında (Öztürk ve Erginal, 2008) yapılan çalışmalarda, ana akarsuyun yüksek SL değerine sahip olduğu vadi kısımlarının aynı zamanda düşük Vf değeri göstermesi, söz konusu havza bölümlerinin aktif tektonik deformasyona maruz kaldığına daha ikna edici bir biçimde işaret etmesi bakımından dikkate değerdir. Diğer yandan, dağ-önü sinüslülüğü ve akarsu uzunluk/gradyan indeksi belirli bir lokaliteye uygulandığında, söz konusu alan için nispi tektonik aktivite sınıflaması da yapılabilmektedir. Yüksek oranda tektonik deformasyona işaret eden dağ-önü cepheleri (düşük Smfve Vf ile yüksek SL indeks değerleri) 1 numaralı kategori olarak sınıflandırılır. 2 numaralı sınıf (yüksek Smfve Vf ile düşük SL indeks değerleri) düşük aktif tektonik deformasyon oranlarının hüküm sürdüğü dağ-önü cephelerini karakterize etmektedir. Son olarak, 3 numaralı

363

sınıftaki dağ-önü cephelerindeki ilgili indeks değerleri ise, 2 numaralı sınıfa ait alanlardaki tektonik aktiviteden daha düşük düzeyde bir deformasyona işaret etmektedir. Dağ-önü cephelerini hüküm süren aktif tektonik deformasyon oranları bakımından sınıflandırırken kullanılan indeksler belirli eşik değerlerinden yoksundur. Yani, örneğin, SL indeksi belirli bir değeri aştığında yüksektir ya da belirli bir değerin altıda düşerse düşüktür, demek mümkün değildir. Bu nedenle, indeks değerlerine dayanılarak oluşturulan sınıflama nispidir ve sınıflamanın kendisi, incelenen lokalitede uygulanan morfometrik analizler sonucu elde edilmiş değerler üzerinden oluşturulur. Bu durum, farklı bölgelerden elde edilmiş nispi tektonik aktivite sınıflarının birbirleriyle kolaylıkla karşılaştırılmasının önünde bir engel oluşturmaktadır.

Sonuç Bu bölümde, jeomorfolojik araştırma metodolojisi kıyı çizgileri ve deniz seviyesi değişimleri, aktif tektonik ve yerşekilleri ile morfometrik analizler bağlamında ele alınmıştır. Kuşkusuz, jeomorfolojinin ilgi alanı içerisinde yer alan araştırma konuları burada incelenenlerden daha fazladır ve bunların her birine ilişkin ayrı bir metodolojik çerçeveden bahsetmek pratik olarak olmasa da mümkündür. Jeomorfolojinin araştırma objesi durumda olan yerşekilleri, yeryüzünde kesişen birbirinden farklı süreçlerin (yapısal, iklimsel vb.) bir fonksiyonu olarak geliştiğinden, jeomorfolojik inceleme hemen her zaman yörüngesinde başka bilim alanlarının bilgisini barındıran bir tabiata sahiptir. Bu durum, jeomorfoloji çalışmalarını yürütenlerin genel olarak doğa bilimleri alanında temel bilgilere sahip olmasını, spesifik olaraksa yerbilimlerinin diğer alanlarında derin bir kavrayış geliştirmesini gerektirmektedir. Jeomorfoloji çalışmaları hemen her zaman bir araştırma problemiyle başlamakta ve söz konusu problemin çözümüne yönelik yapılan çıkarımların ya da başlangıç düzeyindeki hipotezlerin sınanmasıyla devam etmektedir. Jeomorfolojik yöntemler, başlangıç düzeyinde ortaya atılan bu hipotezlerin sınanmasını mümkün kılan bir fonksiyona sahiptir. Sınama, ilgili jeomorfolojik probleme ilişkin olgu ya da olayın tanımlaması, gözlenmesi, ölçülmesi ve modellenmesi gibi çeşitli metodolojik süreçlerin sonunda elde edilen verilerin hipotezi destekleyip desteklemediğinin yorumlanmasıyla gerçekleştirilir. Bu doğrultuda, jeomorfolojide kullanılan yöntemler bilimsel araştırma bakımından kritik önemdedir. Jeomorfoloji sadece yeryüzü şekillerinin betimlenmesi ve haritalanmasıyla değil, ama esas olarak bu şekil ve süreçlerin açıklanmasıyla ilgilendiğinden, jeomorfolojik araştırma problemlerinin çözülmesine yönelik farklı tekniklerin geliştirilmesi, bunların yakın bilim alanlarından ödünç alınması ve/veya diğer yakın bilim alanlarıyla işbirliği yapılması günümüzde oldukça önemli ve gereklidir.

Kaynakça Aksoy, E., İnceöz, M. ve Koçyiğit, A. (2007). Lake Hazar basin: a negative flower structure on the east Anatolian fault system (eafs), SE Turkey. Turkish Journal of Earth Sciences, 16, 319-338. Bekaroğlu, E. (2008). Doğu Akdeniz’de Geç Holosen’de yükselmiş kıyı çizgileri üzerine bir değerlendirme. Coğrafi Bilimler Dergisi, 6, 1-21. Bekaroğlu, E. (2011). Son İnterglasyal’deki Deniz Seviyesi Değişimleri. Ankara: Sage. Bekaroğlu, E. (2012). Sondan Bir Önceki Buzul Dönemi’nde iklim kontrolünde meydana gelen bir yüksek deniz seviyesinin kanıtları. Türkiye Jeoloji Bülteni,55(3), 159-188. Bilgin, T. (1996). Genel Kartoğrafya. İstanbul: Filiz. Bull, W.B. ve McFadden, L. D. (1977). Tectonic geomorphology north and south of the Garlock Fault, California.

364

D. O. Doehring (Ed.), Geomorphology in arid regions in (115–138). Binghamton: Publications in Geomorphology, State University of New York. Burbank, D. W. and Anderson, R. S. (2001). Tectonic geomorphology. Oxford: Blackwell. Crozier, M. J., Hardenbicker, U. and Gomez, B. (2010). Physical landscapes. İ Gomez, B. and Jones III, J. P. (Ed.), Research methods in geography in (93-115). Oxford: Blackwell. Erginal, A. E. ve Cürebal, İ. (2007). Soldere havzasının jeomorfolojik özelliklerine morfometrik yaklaşım: jeomorfik indisler ile bir uygulama. Selçuk Üniversitesi Sosyal Bilimler Enstitüsü Dergisi, 17, 203-210. Erinç, S. (1958). Morfoloji I. İstanbul: İstanbul Üniversitesi Coğrafya Enstitüsü Yayınları. Erinç, S. (1970). Kula ve Adala arasında genç volkan relief. İstanbul Üniversitesi Coğrafya Enstitüsü Dergisi, 17, 7-32. Erol, O. (1963). Asi nehri deltasının jeomorfolojisi ve dördüncü zaman deniz-akarsu sekileri. Ankara: A.Ü, D.T.C.F Yay. Ferranti, L., Antonioli, F., Mauz, B., Amorosi, A., Dai Pra, G., Mastronuzzi, G., Monaco, C., Orru, P., Pappalardo, M., Radtke, U., Renda, P., Romano, P., Sanso, P. and Verrubbi, V. (2006). Markers of the last interglacial sea-level high stand along the coast of Italy: Tectonic implications. Quaternary International, 145–146, 30–54. Goudie, A. S. (2004). Tectonic activity indices. A. S. Goudie (Ed.), Encyclopedia of geomorphology in (1036-1037). London: Routledge. Goudie, A. S., Anderson, M., Burt, T., Lewin, J., Richards, K., Whalley, B. and Worsley, P. (1990). Geomorphological techniques. NY: Routledge. Gregory, K. J. and Goudie, A. S. (Ed.) (2011). The sage handbook of geomorphology. LA: Sage. Hack, J. T. (1973). Stream-profile analysis and stream-gradient index. U.S. Geol. Surv. J. Res., 1, 421–429. Harrison, C. G. A. (1990). Long-term eustasy and epeirogeny in continents. Sea-level Change in (141160). Washington: NAP. Henderson, G. M., Robinson, L. F., Cox, K. and Thomas, A.L. (2006). Recognition of non-Milankovitch sea-level highstands at 185 and 343 thousand years ago from U-Th dating of Bahamas sediment. Quaternary Science Reviews, 25, 3346-3358. Inkpen, R. (2005). Science, philosophy and physical geography. Oxford: Routledge. Kayan, İ. (1996). Holocene coastal development and archaeology in Turkey. Zeitschrift für geomorphologie, supplementbande., 102, 37-59. Kayan, İ. (1999). Holocene stratigraphy and geomorphological evolution of the Aegean coastal plains of Anatolia. Quaternary Science Reviews, 18, 541-548. Keller, E. A. (1986). Investigation of active tectonics: use of surficial earth processes. Active tectonics: Impact on society in (136-147). Washington: NAP. Keller, E. A. and Rockwell, T. K. (1984). Tectonic geomorphology, Quaternary geochronology, and paleoceismicity. J. W. Costa ve P. J. Fleisher (Ed.), Developments and applications of geomorphology in (203-239). Berlin: Springer-Verlag.

365

Keller, E. A. and Pinter, N. (2002). Active tectonics, earthquakes, uplift, and landscape. New Jersey: Prentice Hall. Koçyiğit, A., Yılmaz, A., Adamia, S. and Kuloshvili, S. (2001). Neotectonics of east anatolian plateau (Turkey) and Lesser Caucasus: implication for transition from thrusting to strike-slip faulting. Geodinamica Acta, 14, 177-195. Kuterdem, N. K. and Dirik, K. (2007). Determination of the morpho-tectonic features and stress-state of a region using geographic information techniques: a case study from the İsmetpaşa-Gerede segment of the north anatolian fault zone. Türkiye Jeoloji Bülteni, 50(1), 41-55. Laborel, J. and Laborel-Deguen, F. (1996). Biological indicators of Holocene sea-level and climatic variations on rocky coasts of tropical and subtropical regions. Quaternary International, 31, 53-60. Lambeck, K. and Chappell, J. (2001). Sea-level change through the Last Glacial Cycle. Science, 292, 679686. Lambeck, K., Esat, T. M. and Potter, E. K. (2002). Link between climate and sea levels for the past three million years. Nature, 419, 199-206. Lambeck, K., Antonioli, F., Purcell, A. and Silenzi, S. (2004). Sea-level change along the Italian coast for the past 10.000 yr. Quaternary Science Reviews, 23, 1567-1598. Lane, S. N. (2010). Numerical modelling in physical geography: Understanding explanation and prediction in physical geography. N. Clifford, S. French, G. Valentine (Ed.), Key methods in geography in (274298). London: Sage. Maddy, D., Demir, T., Veldkamp, A., Bridgland, D. R., Stemerdink, C., van der Schriek, T. and Schreve, D. (2012). The obliquity-controlled early pleistocene terrace sequences of the gediz river, western Turkey: a revised correlation and chronology. Journalof the Geological Society, London, 169, 67-82. Öztürk, B. and Erginal, A. E. (2008). Bayramdere havzasında (Biga yarımadası, Çanakkale) havza gelişiminin morfometrik analizler ve jeomorfik indislerle incelenmesi. Türk Coğrafya Dergisi, 50, 61-68. Peltier, W. R. (1990). Glacial isostatic adjustment and relative sea level change. Sea-level Change in(7387). Washington: NAP. Ramsey, J. G. and Huber, M. I. (1987). Modern structural geology. New York: Academic Press. Rice, S. (2010). Sampling in geography. N. Clifford, S. French and G. Valentine (Ed.), Key methods in geography, pp. 230-252. London: Sage. Schumm, S. A., Dumont, J. F. and Holbrook, J. M. (2000). Active tectonics and alluvial rivers. NY: Cambridge. Shennan, I. (2007). Sea level studies. S. A. Elias (Ed.), Encyclopedia of quaternary science in (29672974). Amsterdam: Elsevier. Stirling, C. H., Esat, T. M., Lambeck, K. and McCulloch, M. T. (1998). Timing and duration of the last interglacial: evidence for a restricted interval of widespread coral reef growth. Earth and Planetary Science Letters, 160, 745–762. Strahler, A. N. (1952). Hypsometric (area-altitude) analysis of erosional topography. Geological Society of America Bulletin, 63, 1117-1142. Sür, A., Sür, Ö. ve Yiğitbaşıoğlu, H. (2002). Volkanlar, Türkiye’nin volkanik yöreleri ve depremler. Ankara: Bilim. Tanoğlu, A. (1947). Türkiye’nin irtifa kuşakları. Türk Coğrafya Dergisi, 9-10, 37-63.

366

Tarı, U., Tüysüz, O. (2008). İzmir körfezi ve çevresinin morfotektoniği. İTÜ Dergisi/d, 7(1), 17-28. Turkington, A. (2010). Making observations and measurements in the field. N. Clifford, S. French and G. Valentine (Ed.), Key methods in geography in (220-229). London: Sage. Tüysüz, O. ve Erturaç, M. K. (2005). Kuzey Anadolu Fayının Devrez çayı ile Soruk çayı arasındaki kesiminin özellikleri ve fayın morfolojik gelişimindeki etkileri. Türkiye Kuvaterner Sempozyumu TURQUA-V, 26-40. İstanbul. van de Plassche, O. (1986). Sea-Level Research: a manual for the collection and evaluation of data. Norwich: GeoBooks. Wohl, E. (2010). Analysing a natural system. N. Clifford, S. French and G. Valentine (Ed.), Key methods in geography in (253-273). London: Sage. Woodroffe, C.D. (2007). Sea level studies: coral records. S. A. Elias (Ed.), Encyclopedia of quaternary science in (3006–3015). Amsterdam: Elsevier.

Okuma Listesi Jeomorfolojik araştırma metodolojisine ilişkin daha fazla bilgi edinmek için kaynaklar listesindeki şu referanslara başvurulabilir: Erinç (1958), Crozier (2010), Goudie vd. (1990), Goudie (2004), Gregory ve Goudie (2011), Inkpen (2005), Lane (2010), Rice (2010), Turkington (2010), Wohl (2010). Kıyı çizgileri ve deniz seviyesi değişimlerine yönelik örnek çalışmalar için bkz. Erol (1963), Pirazzoli vd. (1991), Kayan (1999), Bekaroğlu (2008; 2011; 2012). Aktif tektonik ve yerşekillerine yönelik daha detaylı bilgi için bkz. Erinç (1958), Schumm vd. (2000), Burbank ve Anderson (2001), Keller ve Pinter (2002). Örnek çalışmalar için bkz. Tüysüz ve Erturaç (2005), Kuterdem ve Dirik (2007). Morfometrik analizler hakkında daha detaylı bilgi için bkz. Keller (1986), Keller ve Rockwell (1984), Keller ve Pinter (2002). Örnek çalışmalar için bkz. Tüysüz ve Erturaç (2005), Erginal ve Cürebal (2007), Öztürk ve Erginal (2008), Tarı ve Tüysüz (2008).

367