ıstanbul ıçın deprem senaryolarının hazırlanmasında ... - Teknoden

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

ölgede 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

1 ISTANBUL’UN JEOLOJISI 

BÖLÜM 1 

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. Açik 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 istifi 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 sonu- 

Ordovisiyen’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 10- 

140 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, marn- 

kiltasi 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, killi- 

kumlu, 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

kesiti. 

Sekil 2. Istanbul ve dolayinin genellestirilmis Senozoyik-Kuvaterner stratigrafi 

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/kumtaslari 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 K10 0 B ve K70 0 D dogrultusunda daha 

baskin olarak gelistikleri saptanmistir. Yapilan gözlemlere göre sistematik kiriklar KB- 

GD 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 alan 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

diyagrami 

Sekil 5- Paleozoyik istifteki eklem sistemlerinin dogrultularini gösteren gül 

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 K10 0 B ve K70 0 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 1000- 

1500 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 çikabilmektedir. 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 degerlerinin 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 km 2 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

atisindan 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 Karadeniz- 

Marmara 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, Kusdili- 

Kurbagalidere, 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 faylarla 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 giderek 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 kadardir. 

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 yarimadasinin 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 geçtigi 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 (Küresel 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 içerisinde 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 Eskisehir- 

Trakya 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 keskin 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 

çizelgesi 

MARMARA BÖLGESINDE BÜYÜK DEPREM SIKLIGI 

Tarihsel dönem 

MS 32-1999 

M >= 7.0 (?) 40 (?) Adet 50 yilda bir 7 büyüklügünde deprem 


Aletsel dönem 

MS 1901-1999 



Çizelge 1. Marmara bölgesinde son 1968 yilda olmus büyük depremlerin siklik 

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 kayalar 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 ancak 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 depremleri 

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 gelmis 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 sonuçlarla 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 potansiyele sahip üç fay için bulunan tekrarlanma 

zamanlarindan, tahmin edilen, zamana bagli olmayan Poisson 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

vd., 2001 den) 

Sekil 10- Boore vd. (1993 ve 1997) tarafindan önerilen azalim formülleri (Arioglu 

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 içerisinde 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 

Kaliforniya 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 

ViewPropertiesMap Unitsmeters 

ViewPropertiesDistance Unitsmeters 

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. 

FileSet Working Directory 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

View Add ThemeFay.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, 

ThemeConvert to Grid 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 grid 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 

FileExtensionsFixJoin 

Grid, view penceresinin sol tarafindaki kolona tiklanarak aktif hale getirilir, 

ThemeTable 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

irlestirilmesi 

Sekil 18- Fix join modülü ile grid tablosunun kalici bir sekilde jeoloji tablosu ile 

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 Edit Delete themes komutu 

ile görüntüden kaldirilir, bu komut orijinal dosyayi silmeyecektir. Daha sonra File 

Extensions 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). TableJoin 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 

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 hesaplanarak 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

loklari 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 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 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. 

hesaplanmasi. 

3. Asama: Ivme azalim formüllerinin uygulanmasi ve siddet dagiliminin 

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 (D 2 +h 2 ) 1/2 + b5 log10 (D 2 +h 2 ) 1/2 + 

b6Gb +b7 Gc +e1 

62

urada 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. 

ivme 

siddet 

(10 ^ ((-0.136 + (0.229 * ([Mw] - 6))) - (0.778 * 

(((([Dist_km]^2)+(10^2)).Sqrt).Log(10))) 

+ (0.162 * [Gb]) + (0.251 * [Gc]))) * 981 

(1.748 * ([ivme].Ln)) - 1.078 

Çizelge 3. Hesaplamalarda kullanilacak olan formüller 

Tables penceresinde Edit 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 ThemeConvert to Grid komutu verilir. Cell size = 

500 m, Cell value = [siddet] seçilir, Join Feature attributes to grid 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). 

haritasi. 

Sekil 25 Tekirdag-Yesilköy fayinin kirilmasi durumunda olusacak essiddet 

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). 

haritasi 

Sekil 27- Bati Marmara fayinin kirilmasi durumunda olusabilecek essiddet 

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. 

Dergisi 

I.T.Ü., 48s. 

Ansal, A., 1999, Depremlerde yerel zemin davranislari. TÜBITAK Bilim Teknik 

Ariç, C. (1955), Haliç-Küçükçekmece gölü bölgesinin jeolojisi, Doktora Tezi, 

73

Arioglu,E., Arioglu, B.M., Girgin, C., 2001, Dogu Marmara depreminin yer ivme 

degerleri açisindan degerlendirilmesi. Beton Prefabrikasyon, =cak-Nisan 2001, 57-58, 5- 

15. 

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, 289- 

314. 

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. 

Gökasan, 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),129- 

147. 

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 Kretase- 

Paleosen 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 

Turkey, 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 Triyasinin 

biyostratigrafi ve makrofaunasi . Maden Tetkik ve Arama Dergisi, 77: 57-98. 

79

ıstanbul ıçın deprem senaryolarının hazırlanmasında ... - Teknoden

You also want an ePaper? Increase the reach of your titles

Delete template?

Save as template?