Çanakkale Boğazı Ege Denizi çıkışı Pliyo-Kuvaterner oluşuklarının sismik yöntemlerle araştırılması (Seismic exploration of the Plio-Quaternary sediments at the Aegean exit of the Strait of Çanakkale)

Kuzeydoğu Ege ve Çanakkale Boğazı yöresi Orta-Geç Miyosen’den beri Akdeniz ve Paratetis (ve bugünkü Karadeniz) arasında bir geçiş yolu üzerinde bulunmuştur. Çanakkale Boğazı, Miyosen yaşlı Çanakkale havzasının kıvrımlı tortuları üzerinde, rejyonal yükselme ile deniz düzeyi değişimi denetiminde Pliyosen-Alt Pleistosen de gelişmiş bir akarsu vadisidir. Bu iki havza arasındaki bağlantı Türk Boğazlar Sistemi yoluyla östatik ve tektonik hareketlere bağlı olarak sağlanmış ve belli zamanlarda kopmuştur. Ege Denizi ile Marmara Denizi arasında bağlantının geç Pliyosen-Pleistosen’deki buzul arası çağlarda sağlandığı ve buzul çağları boyunca koptuğu bilinmektedir. Pliyosen başında Akdeniz’de deniz düzeyi yükselmiş ve kıta kenarı üzerinde önemli transgresyonlar olmuştur. Pliyosen sonlarında deniz düzeyi daha da arttığından dolayı Marmara Havzası ile ilişki sağlanmıştır. Bölgede Pleistosen buzul dönemlerinde deniz düzeyi alçalmış ve buzul arası dönemlerde ise Akdeniz koşulları yaşanmıştır. Holosen’de ise (9000 yıl önce) yine Marmara Havzası ile ilişki sağlanmıştır (Görür ve diğ., 1997). Ancak bu bağlantıların bugünkü Çanakkale Boğazı ile ne zaman ve nasıl tam olarak tesis edildiği yeterince bilinmemektedir. Bu problemlerin ışığında bu çalışmada Çanakkale Boğazı kanalının batıda Ege Denizi içindeki devamının morfolojisi ve dolgusunun stratigrafik ve sedimentolojik özellikleri sığ sismik ve gravite karotları ile incelenmiştir. Sahada toplam 259.9 km sismik hat atılmış ve 4 adet dip örneği alınmıştır (Şekil 1). Bu çalışmada tek-kanallı ve yüksek-çözünürlü sismik yansıma yöntemi uygulanmıştır. Sismik sistem, enerji depolama birimi, tetikleme pulsu üreticisi, AC/DC çeviricisi, 1.25 kJ enerji kaynağı (sparkarray) ve alıcıdan (streamer) oluşmaktadır (Alpar ve diğ., 1997). Kaynak-alıcı mesafesi 3 metredir. Ofset mesafesi gemi hızı saatte 4 mil iken 12-15 metre arasında iyi netice vermiştir. Örnekleme aralığı ¼ ms, iz boyu 250 ms ve atış aralığı 2 saniyedir (yaklaşık 4.1 m). Konum belirleme işlemi sisteme bağlı GPS ile yapılmıştır. Kullanılan sistem ve kayıt parametreleriyle deniz tabanından itibaren 150 m penetrasyon sağlanmıştır. Toplanan sayısal ham veriler filtreleme işlemine tabi tutulmuş ve en iyi sonuçlar genellikle 50-120-600-700 Hz bant geçirimli filtre ile elde edilmiştir. Sonuç ve Tartışma Sahanın derinlik haritası sismik hatlar ve hatların olmadığı yerlerde ise seyir haritaları baz alınarak hazırlanmıştır (Şekil 2a). 70 m konturunun sınırladığı alan bir menderes yaparak KD-GB yönünde uzanmaktadır. Çanakkale Boğazı Ege Denizi çıkışı 60-65 m konturları ile sınırlanmıştır. Bu durum deniz seviyesinin 65 m alçalması durumunda Marmara Denizi ile Ege Denizi bağlantısının kesileceğini göstermektedir. Günümüzdeki bu eşik Ege Denizindeki –115 ile –118 m derinliklerdeki fosil kıyı hatlarından (van Andel ve Lianos, 1984) daha sığdır. Bu nedenle geç Kuvaterner’deki deniz düzeyi oynamaları Marmara Denizini paleocoğrafik ve stratigrafik yönden kontrol etmiştir (Smith ve diğ., 1995). Deniz tabanının şekillenmesinde en büyük etken temel kayanın morfolojisidir. Deniz tabanının en fazla eğimli bölgeleri Gelibolu Yarımadası ve Gökçeada kuzey sahilleri önündedir (Şekil 2b). Bu çalışmada toplanan dip örneklerinin (Şekil 1) dışında diğer veriler SHOD çalışmalarından alınmıştır. Örneklere elek analizi ve Stokes’un ıslak analizi uygulanmıştır. Folk (1974) üçgen diyagramına göre sınıflandırma yapılarak tane boyutlarına göre sediment dağılım haritası çizilmiştir (Şekil 2c). Kıyıya yakın kesimlerde çakıllı, kavkılı kum birimleri yer almaktadır. Su derinliği arttıkça tane boyu ufalmakta, silt ve kil miktarı artmaktadır. Gökçeada ile Bozcaada arasında geniş, Bozcaada ile Biga Yarımadası arasında ise daha küçük ölçekli çamur ve çamurlu kum dağılımları yer almaktadır. Sismik kesitlerde temel kaya ve sediment istif içindeki tabaka süreksizlikleri genellikle yüksek genlikli ve oldukça sürekli yansımalar vermektedir. Sediment istif : Sismik kesitlerde akustik temel ile deniz tabanı arasında normal genlikli ve genelde sürekli olan pek çok yansıma yüzeyi izlenmektedir. Bu yansımalar genellikle kıtasal klastiklerden oluşan bir sediment istifi temsil etmektedir. Bu çökellere ait hız verisi bulunamadığından sediment istifin kalınlığının hesaplanması için gerekli ortalama hız 2000 m/sn. olarak alınmıştır. Bir aşınım yüzeyi üzerine birikmiş olan ve tüm sahada kuvvetli ve sürekli yansımalar şeklinde izlenebilen stratigrafik birimlerin toplam kalınlık haritası çizilmiştir (Şekil 2d). Sediment istifinin sahil kesimlerden açığa doğru artan kalınlığı 0 ile 132 ms (yaklaşık 130 metre) arasında değişmektedir. En kalın istifin bulunduğu yer Gökçeada ile Bozcaada arasındadır. Daha az kalın (85 m) ikinci bir depolanma alanı Aydıncık Burnu-Gökçeada ve Mehmetçik Burnu arasında yer almaktadır. Bu iki istif arasında çökel kalınlığı oldukça incelmektedir. Yeniköy açıklarında ise bir başka depolanma alanı gözlenmektedir. Pleyistosen çökellerinin en kalın olduğu yerin dağılımı kavkılı çamur dağılımı ile uyumludur (Şekil 2c,d). Gökçeada ile Anafartalar arasındaki istifin kalınlaştığı bölgede ise deniz tabanı genellikle kavkılı kum ile örtülmüştür. Bu durum dalgaların ve Ege’deki akıntı paterninin çalışma sahasının bu kesiminde ince taneli materyalin çökelmesine izin vermemesi nedeniyle olabilir. Pleyistosen’de, genelde düzgün olmayan bir erozyon düzlemi teşkil eden erken Pliyosen tabanı üzerinde uzanan sediment istif içinde en az dört sismik stratigrafik birim saptanmıştır (Şekil 3). Sediment istifinin en üstünde deniz düzeyinin yüksek olduğu son zamanda depolanan Holosen posttransgresyon birimi yer alır. Kalınlığı 0-10 ms arasında değişmektedir. Gökçeada güneyinde lokal bir bölgede (Şekil 3; C08:113-115) kalınlığı 20 ms ye kadar çıkmaktadır. Bu noktada (CS4) gravite koru sedimente işlememiş, alınan grab örneğinde ise az çamurlu kavkılı kuma rastlanmıştır. Bölgesel bu kalınlaşma komşu hatların da yardımıyla muhtemelen 9000 yıl önce birikmiş bir kum barı olarak yorumlanmıştır. Holosen altında (C01 hattının 5-10 fiksleri arasında yerel bir sahada çok geç Kuvaterner’de çökelmiş birim dışında) sigmoid-oblik yansımalar veren ve kalınlıkları 0-40 ms arasında değişen deltaik birimler yer almaktadır. Bu birimlerin basene doğru ilerlemeyi gösteren klinoformları vardır (Şekil 3, C01:25-23; C12:178-176). Toplap ve onlap şekillenmeler göstermektedir. Bu stratigrafik birim deniz seviyesinin 120 metre kadar alçaldığı Würm buzul çağında ve deglasiasyon erken fazında (25-13 Ka B.P.) depolanmıştır. Bu dönem Chappel ve Schackleton (1986) tarafından d18O değerlerine göre 17 bin yıl önce gerçekleştiği saptanan küresel deniz düzeyinin 130 metrelik seviye düşüşüne de denk gelir. Batı Anadolu’daki körfezlerde günümüzdeki deltaik oluşumların altında 100-110 metre derinlerde benzer deltaik oluşumlar vardır. Bu deltaların üst kesimlerinin yaşı 14C yöntemi ile 14-10 Ka B.P. bulunmuştur (Aksu ve Piper, 1983; Aksu ve diğ., 1987). Deltaik birimin altında paralel–yarı paralel içsel yansımaları ve kıyısal aşmaları ile ayırt edilen bir başka stratigrafik birim vardır. Alttaki deforme olmuş Miyosen kayaçlarını (Şekil 3; C08:123-127; C12:178-176) ve tabanındaki diğer bir birimi (Şekil 3; C01:12-4; C12:189-183) örten bu stratigrafik birimin kalınlığı 0-40 ms arasında değişmektedir. Sismik karakterler ve stratigrafik konumuna göre bu birim deniz seviyesinin yüksek olduğu bir devirde çökelmiş olmalıdır. Bu çökeller Sakınç ve Yaltırak (1997) tarafından tüm Trakya güney sahillerinde saptanan Marmara Formasyonunun eşleniği olmalıdır. Sedimenter istifin en altında bulunan ve temel üzerinde uyumsuz bulunan birimler ise (Şekil 3; C0112-3; C12:189183) karadaki Conkbayırı ve Özbek Formasyonlarının eşleniği olarak düşünülmektedir. Büyük ölçüde aşınmış olmaları üzerine Marmara Formasyonunun uyumsuz olarak gelmesi karada gözlemlenen ilişkinin benzeridir. Temel : Sismik kesitlerde en altta izlenen yüksek genlikli yansıma yüzeyi akustik temel olarak yorumlanmıştır. Kara jeolojisine ve Saros Körfezi çalışmasındaki stratigrafik birimlerin yansıma karakterlerinin benzerliklerine göre akustik temeli temsil eden yansıma yüzeyi erken Pliyosen erozyon düzlemi olarak yorumlanmıştır. Çalışma sahası içinde deniz düzeyinden akustik temele olan derinlik en fazla Gökçeada ile Bozcaada arasındadır. Yapısal Jeoloji : Çalışma alanında sismik olarak ayrılan sedimanter ünitelerin yaslandığı temel tüm sismik hatlarda kıvrımlıdır. Bu kıvrımlı temelin üzerinde gelişen aşınma düzleminin faylar tarafından kontrol olduğu yerler bulunmaktadır. Dike yakın eğime sahip bu fayların sınırladığı temel ve yakınında bulunan çökel topluluğunun kıvrımlanmış olması, bunların, muhtemelen normal atımlı eski uzanımları boyunca yer değişmiş, doğrultu atımlı fay olduğunu göstermektedir. Bu kıvrımlanma dönemi Gelibolu yarımadası üzerinde Anafartalar Bindirme Fayı’nın gelişmeye başlamasıyla koşut bir zamanlamaya sahiptir. Bu dönem Cokbayırı Formasyonu’nun çökelim dönemi olan Üst Pliyosen-Alt Pleyistosen’dir (Yaltırak,1995). Anafartalar Bindirme Fayı’nın etkisiyle yükselmeye başlayan Gelibolu yarımadasından taşınan malzemenin Yarımada üzerinden Marmara ve Ege Denizine ulaşmakta olduğu düşünülmektedir. Bu çalışmanın ilgi alanı içinde kalan kesimlerde deltaik karakterli çökeller gözlenmektedir. Bu çökel paketlerinin de yer yer kıvrımlı olması bölgede deformasyonun sürdüğünü göstermektedir