Akademik Veri Yönetim Sistemi
TÜBİTAK-ÜNİVERSİTE-MTA, National Marine Geology Programme, Progress in Marine Geological Studies in Turkey, Workshop IV, İstanbul, Türkiye, 1 - 04 Mayıs 1998, ss.39-47
Kuzeydoğu Ege ve Çanakkale Boğazı yöresi Orta-Geç Miyosen’den beri Akdeniz ve Paratetis (ve bugünkü Karadeniz) arasında bir geçiş yolu üzerinde bulunmuştur. Çanakkale Boğazı, Miyosen yaşlı Çanakkale havzasının kıvrımlı tortuları üzerinde, rejyonal yükselme ile deniz düzeyi değişimi denetiminde Pliyosen-Alt Pleistosen de gelişmiş bir akarsu vadisidir. Bu iki havza arasındaki bağlantı Türk Boğazlar Sistemi yoluyla östatik ve tektonik hareketlere bağlı olarak sağlanmış ve belli zamanlarda kopmuştur. Ege Denizi ile Marmara Denizi arasında bağlantının geç Pliyosen-Pleistosen’deki buzul arası çağlarda sağlandığı ve buzul çağları boyunca koptuğu bilinmektedir. Pliyosen başında Akdeniz’de deniz düzeyi yükselmiş ve kıta kenarı üzerinde önemli transgresyonlar olmuştur. Pliyosen sonlarında deniz düzeyi daha da arttığından dolayı Marmara Havzası ile ilişki sağlanmıştır. Bölgede Pleistosen buzul dönemlerinde deniz düzeyi alçalmış ve buzul arası dönemlerde ise Akdeniz koşulları yaşanmıştır. Holosen’de ise (9000 yıl önce) yine Marmara Havzası ile ilişki sağlanmıştır (Görür ve diğ., 1997). Ancak bu bağlantıların bugünkü Çanakkale Boğazı ile ne zaman ve nasıl tam olarak tesis edildiği yeterince bilinmemektedir.
Bu problemlerin ışığında bu çalışmada Çanakkale Boğazı kanalının batıda Ege Denizi içindeki devamının morfolojisi ve dolgusunun stratigrafik ve sedimentolojik özellikleri sığ sismik ve gravite karotları ile incelenmiştir. Sahada toplam 259.9 km sismik hat atılmış ve 4 adet dip örneği alınmıştır (Şekil 1). Bu çalışmada tek-kanallı ve yüksek-çözünürlü sismik yansıma yöntemi uygulanmıştır. Sismik sistem, enerji depolama birimi, tetikleme pulsu üreticisi, AC/DC çeviricisi, 1.25 kJ enerji kaynağı (sparkarray) ve alıcıdan (streamer) oluşmaktadır (Alpar ve diğ., 1997). Kaynak-alıcı mesafesi 3 metredir. Ofset mesafesi gemi hızı saatte 4 mil iken 12-15 metre arasında iyi netice vermiştir. Örnekleme aralığı ¼ ms, iz boyu 250 ms ve atış aralığı 2 saniyedir (yaklaşık 4.1 m). Konum belirleme işlemi sisteme bağlı GPS ile yapılmıştır. Kullanılan sistem ve kayıt parametreleriyle deniz tabanından itibaren 150 m penetrasyon sağlanmıştır. Toplanan sayısal ham veriler filtreleme işlemine tabi tutulmuş ve en iyi sonuçlar genellikle 50-120-600-700 Hz bant geçirimli filtre ile elde edilmiştir.
Sahanın derinlik haritası sismik hatlar ve hatların olmadığı yerlerde ise seyir haritaları baz alınarak hazırlanmıştır (Şekil 2a). 70 m konturunun sınırladığı alan bir menderes yaparak KD-GB yönünde uzanmaktadır. Çanakkale Boğazı Ege Denizi çıkışı 60-65 m konturları ile sınırlanmıştır. Bu durum deniz seviyesinin 65 m alçalması durumunda Marmara Denizi ile Ege Denizi bağlantısının kesileceğini göstermektedir. Günümüzdeki bu eşik Ege Denizindeki –115 ile –118 m derinliklerdeki fosil kıyı hatlarından (van Andel ve Lianos, 1984) daha sığdır. Bu nedenle geç Kuvaterner’deki deniz düzeyi oynamaları Marmara Denizini paleocoğrafik ve stratigrafik yönden kontrol etmiştir (Smith ve diğ., 1995). Deniz tabanının şekillenmesinde en büyük etken temel kayanın morfolojisidir. Deniz tabanının en fazla eğimli bölgeleri Gelibolu Yarımadası ve Gökçeada kuzey sahilleri önündedir (Şekil 2b). Bu çalışmada toplanan dip örneklerinin (Şekil 1) dışında diğer veriler SHOD çalışmalarından alınmıştır. Örneklere elek analizi ve Stokes’un ıslak analizi uygulanmıştır. Folk (1974) üçgen diyagramına göre sınıflandırma yapılarak tane boyutlarına göre sediment dağılım haritası çizilmiştir (Şekil 2c). Kıyıya yakın kesimlerde çakıllı, kavkılı kum birimleri yer almaktadır. Su derinliği arttıkça tane boyu ufalmakta, silt ve kil miktarı artmaktadır. Gökçeada ile Bozcaada arasında geniş, Bozcaada ile Biga Yarımadası arasında ise daha küçük ölçekli çamur ve çamurlu kum dağılımları yer almaktadır. Sismik kesitlerde temel kaya ve sediment istif içindeki tabaka süreksizlikleri genellikle yüksek genlikli ve oldukça sürekli yansımalar vermektedir.
Sediment istif : Sismik kesitlerde akustik temel ile deniz tabanı arasında normal genlikli ve genelde sürekli olan pek çok yansıma yüzeyi izlenmektedir. Bu yansımalar genellikle kıtasal klastiklerden oluşan bir sediment istifi temsil etmektedir. Bu çökellere ait hız verisi bulunamadığından sediment istifin kalınlığının hesaplanması için gerekli ortalama hız 2000 m/sn. olarak alınmıştır. Bir aşınım yüzeyi üzerine birikmiş olan ve tüm sahada kuvvetli ve sürekli yansımalar şeklinde izlenebilen stratigrafik birimlerin toplam kalınlık haritası çizilmiştir (Şekil 2d). Sediment istifinin sahil kesimlerden açığa doğru artan kalınlığı 0 ile 132 ms (yaklaşık 130 metre) arasında değişmektedir. En kalın istifin bulunduğu yer Gökçeada ile Bozcaada arasındadır. Daha az kalın (85 m) ikinci bir depolanma alanı Aydıncık Burnu-Gökçeada ve Mehmetçik Burnu arasında yer almaktadır. Bu iki istif arasında çökel kalınlığı oldukça incelmektedir. Yeniköy açıklarında ise bir başka depolanma alanı gözlenmektedir. Pleyistosen çökellerinin en kalın olduğu yerin dağılımı kavkılı çamur dağılımı ile uyumludur (Şekil 2c,d). Gökçeada ile Anafartalar arasındaki istifin kalınlaştığı bölgede ise deniz tabanı genellikle kavkılı kum ile örtülmüştür. Bu durum dalgaların ve Ege’deki akıntı paterninin çalışma sahasının bu kesiminde ince taneli materyalin çökelmesine izin vermemesi nedeniyle olabilir. Pleyistosen’de, genelde düzgün olmayan bir erozyon düzlemi teşkil eden erken Pliyosen tabanı üzerinde uzanan sediment istif içinde en az dört sismik stratigrafik birim saptanmıştır (Şekil 3).
Sediment istifinin en üstünde deniz düzeyinin yüksek olduğu son zamanda depolanan Holosen posttransgresyon birimi yer alır. Kalınlığı 0-10 ms arasında değişmektedir. Gökçeada güneyinde lokal bir bölgede (Şekil 3; C08:113-115) kalınlığı 20 ms ye kadar çıkmaktadır. Bu noktada (CS4) gravite koru sedimente işlememiş, alınan grab örneğinde ise az çamurlu kavkılı kuma rastlanmıştır. Bölgesel bu kalınlaşma komşu hatların da yardımıyla muhtemelen 9000 yıl önce birikmiş bir kum barı olarak yorumlanmıştır.
Holosen altında (C01 hattının 5-10 fiksleri arasında yerel bir sahada çok geç Kuvaterner’de çökelmiş birim dışında) sigmoid-oblik yansımalar veren ve kalınlıkları 0-40 ms arasında değişen deltaik birimler yer almaktadır. Bu birimlerin basene doğru ilerlemeyi gösteren klinoformları vardır (Şekil 3, C01:25-23; C12:178-176). Toplap ve onlap şekillenmeler göstermektedir. Bu stratigrafik birim deniz seviyesinin 120 metre kadar alçaldığı Würm buzul çağında ve deglasiasyon erken fazında (25-13 Ka B.P.) depolanmıştır. Bu dönem Chappel ve Schackleton (1986) tarafından d18O değerlerine göre 17 bin yıl önce gerçekleştiği saptanan küresel deniz düzeyinin 130 metrelik seviye düşüşüne de denk gelir. Batı Anadolu’daki körfezlerde günümüzdeki deltaik oluşumların altında 100-110 metre derinlerde benzer deltaik oluşumlar vardır. Bu deltaların üst kesimlerinin yaşı 14C yöntemi ile 14-10 Ka B.P. bulunmuştur (Aksu ve Piper, 1983; Aksu ve diğ., 1987).
Deltaik birimin altında paralel–yarı paralel içsel yansımaları ve kıyısal aşmaları ile ayırt edilen bir başka stratigrafik birim vardır. Alttaki deforme olmuş Miyosen kayaçlarını (Şekil 3; C08:123-127; C12:178-176) ve tabanındaki diğer bir birimi (Şekil 3; C01:12-4; C12:189-183) örten bu stratigrafik birimin kalınlığı 0-40 ms arasında değişmektedir. Sismik karakterler ve stratigrafik konumuna göre bu birim deniz seviyesinin yüksek olduğu bir devirde çökelmiş olmalıdır. Bu çökeller Sakınç ve Yaltırak (1997) tarafından tüm Trakya güney sahillerinde saptanan Marmara Formasyonunun eşleniği olmalıdır. Sedimenter istifin en altında bulunan ve temel üzerinde uyumsuz bulunan birimler ise (Şekil 3; C0112-3; C12:189183) karadaki Conkbayırı ve Özbek Formasyonlarının eşleniği olarak düşünülmektedir. Büyük ölçüde aşınmış olmaları üzerine Marmara Formasyonunun uyumsuz olarak gelmesi karada gözlemlenen ilişkinin benzeridir.
Temel : Sismik kesitlerde en altta izlenen yüksek genlikli yansıma yüzeyi akustik temel olarak yorumlanmıştır. Kara jeolojisine ve Saros Körfezi çalışmasındaki stratigrafik birimlerin yansıma karakterlerinin benzerliklerine göre akustik temeli temsil eden yansıma yüzeyi erken Pliyosen erozyon düzlemi olarak yorumlanmıştır. Çalışma sahası içinde deniz düzeyinden akustik temele olan derinlik en fazla Gökçeada ile Bozcaada arasındadır.
Yapısal Jeoloji : Çalışma alanında sismik olarak ayrılan sedimanter ünitelerin yaslandığı temel tüm sismik hatlarda kıvrımlıdır. Bu kıvrımlı temelin üzerinde gelişen aşınma düzleminin faylar tarafından kontrol olduğu yerler bulunmaktadır. Dike yakın eğime sahip bu fayların sınırladığı temel ve yakınında bulunan çökel topluluğunun kıvrımlanmış olması, bunların, muhtemelen normal atımlı eski uzanımları boyunca yer değişmiş, doğrultu atımlı fay olduğunu göstermektedir. Bu kıvrımlanma dönemi Gelibolu yarımadası üzerinde Anafartalar Bindirme Fayı’nın gelişmeye başlamasıyla koşut bir zamanlamaya sahiptir. Bu dönem Cokbayırı Formasyonu’nun çökelim dönemi olan Üst Pliyosen-Alt Pleyistosen’dir (Yaltırak,1995). Anafartalar Bindirme Fayı’nın etkisiyle yükselmeye başlayan Gelibolu yarımadasından taşınan malzemenin Yarımada üzerinden Marmara ve Ege Denizine ulaşmakta olduğu düşünülmektedir. Bu çalışmanın ilgi alanı içinde kalan kesimlerde deltaik karakterli çökeller gözlenmektedir. Bu çökel paketlerinin de yer yer kıvrımlı olması bölgede deformasyonun sürdüğünü göstermektedir.
The region of Northeast Aegean Sea and the Strait of Çanakkale has been on a passage between the Mediterranean and the Black Sea (a part of the Neogene Paratethys) from Middle-late Miocene. The Strait of Çanakkale is a large river valley which was developed on the folded sedimentary environment of the Çanakkale Basin (Miocene) during Pliocene-Lower Pleistocene under the control of regional uplift and sea-level changes. The connection between these two marine realms via the Turkish Strait System was controlled by the eustatic and tectonic movements. It is known well that during late Pliocene-Pleistocene the Aegean and Marmara Seas was joined during the interglacial stages and separated again during the glacial stages. Mediterranean sea level raised in early Pliocene and important transgressions occurred on continental shelves. At the end of Pliocene, sea level raised more and connected with the Marmara Basin. In the region, sea level decreased during the glacial stages while the Mediterranean conditions prevailed during the interglacial stages. In Holocene (9 Ka B.P.), sea level has raised last time and connected with the Marmara Basin (Görür et al., 1997). However, it is not well known when and how this connection was established along the Strait of Çanakkale.
In this study, the structural, stratigraphic and sedimentologic features of the Aegean Exit of the Strait of Çanakkale will be given with the aid of shallow seismic digital reflection profiles. A total of 259.9 km seismic lines have been shot and 4 bottom samples have been recovered (Figure 1). The High-Resolution seismic system which was used in this study consists of an energy storage unit, a trigger, AC/DC converter, 1.25 kJ sparker and single-channel streamer (Alpar et al., 1997). Source-receiver distance was 3 m. An offset between 12 and 15 metres gave good results when the vessel speed was held about 4 knots. The sampling rate was ¼ ms, the trace length was 250 ms and the shot interval was 2 sec (about 4.1 m). Positioning was carried out by using an integrated GPS system with an accuracy of ± 50 m. System layout was considered in mapping. A 150-m penetration form sea bottom was obtained with these field parameters. Raw digital data was subjected to seismic processing and the best results were obtained by application of a band pass filter with cut frequencies of 50-120-600-700 Hz.
Bathymetric map (Figure 2a) was prepared from seismic sections and navigation maps for seismically unexplored areas. A meandering channel with a NE-SW trend is bounded by 70 m contour line. A sill is placed between 60 and 65 m contour lines at the Aegean exit of the Strait of Çanakkale, indicating that the connection between the Sea of Marmara and the Aegean Sea would be interrupted if the sea level were dropped about 65 m. This sill is more shallow than the fossil shores placed at the depths of –115 and –118 metres in the Aegean Sea (van Andel and Lianos, 1984). Hence, the sea level changes during the late Quaternary controlled the paleogeographic and stratigraphic features of the Sea of Marmara (Smith et al., 1995). The most dominant factor to form the sea floor is the morphology of the basement rocks. The highest slopes of the bathymetry are placed at front of the Gelibolu Peninsula and the northern shores of the Gökçeada island (Figure 2b).
The bottom samples were mainly compiled from the SHOD’s cruises except a few samples collected in this study (Figure 1). The bottom samples were subjected to sieve and wet analyses (Strokes). A sediment distribution map based on the grain size of the samples was drawn after the classification according to the Folk’s (1974) triangle diagram (Figure 2c). Gravel and shelly sand facies is dominant close to coastal lines. Grain size is reduced and the silt and clay ratio is increased while the water depth is increasing. A large shelly mud facies is dominant between Gökçeada and Bozcaada and two mud and muddy sand facieses are distributed between Bozcaada and Biga Peninsula.
The boundaries in the sedimentary layers and the basement as well give rather continuous and high amplitude chronostratigraphic reflections on the seismic sections.
Sedimentary layers : Many continuous and well bounded seismic reflections have been observed between the acoustic basement and the sea bottom. These reflections represent the Plio-Quaternary sediments which are composed of mostly continental clastics. Since no velocity data is available, an average velocity of 2000 m/s for sedimentary layers was assumed in depth conversion. A total thickness map of the sedimentary layers lying on an erosion surface, which can be observed all over the study area, was mapped (Figure 2d). The thickness of the sedimentary units is changing between 0 and 132 ms (about 130 m) from coasts to deeper basins. It is thickest between Gökçeada and Bozcaada. A second depositional area with a maximum thickness of 85 m is placed between the Aydıncık and Mehmetçik Points. The sedimentary layers are rather thin between these depositional areas. Another depositional area was found offshore Yeniköy. The distribution of the thickest depositional area of the Pleistocene layers is in harmony with the shelly mud distribution on the sea bottom (Figure 2c,d). On the other hand, a sandy sea bottom is dominant on the second depositional area between Gökçeada and Anafartalar. This is possibly because the waves and currents do not permit deposition of the fine grained material in this area. At least 4 stratigraphic units (Pleistocene) above the irregular erosional truncation surface (Pliocene) were determined (Figure 3).
A posttransgression unit which covers all of the sediments, occasionally the basement as a rather thin sheet, was deposited in Holocene when the sea level was high. Its thickness changes between 0 and 10 ms. In a locality south of Gökçeada (Figure 3; C08:113-115), it is as thick as 20 ms. The gravity core did not work at station CS4 and shelly mud with small amount of mud was recovered by using a grabber. This structure was interpreted as a sand bar possibly deposited about 9000 years ago.
Under the Holocene unit (except a local area around the line C01:5-10 where very late Quaternary unit takes place), some deltaic units with a maximum thickness of 40 ms give sigmoidal and oblique reflections. These deltaic units have clinoforms inclined toward the deep basins (Figure 3, C01:25-23; C12:178-176). They show toplap and onlap configurations. This unit was deposited during Würm glacial stage and the following early phase of deglaciation (25-13 Ka B.P.) when the sea level dropped as much as 120 m below the present sea level. This period fits well with the global sea level fall (-130 m) occurred 17 Ka B.P. ago as determined by Chappel and Schackleton (1986) according to the values of d18O. Similar progradational deltaic sequences occur along the coasts of western Anatolia where they are found below the present day deltas at 100-110 m water depths. Their upper parts are dated by the 14C method to be 14-10 Ka BP (Aksu and Piper, 1983; Aksu et al., 1987).
Under the deltaic clastics, there is another stratigraphic sequence which is distinguished by its parallel and sub-parallel reflections and coastal onlaps. This unit overlies the Miocene basement rocks (Figure 3; C08:123-127; C12:178-176) and also another sequence (Figure 3; C01:12-4; C12:189-183) under it, and its thickness changes between 0 and 40 ms. According to its seismic character and stratigraphic configuration, this unit should have been deposited when the sea level was high. These sediments can be correlated with the Marmara formation which has been determined all along the southern coasts of Thrace by Sakınç and Yaltırak (1997).
The unit which is the bottommost of the sedimentary deposits and lies on the Miocene basement discordantly (Figure 3; C01:12-3; C12:189183) may be correlated with the Conkbayırı and Özbek formations on land. This unit was eroded away to a great extend and overlaid by the Marmara formation discordantly. These characteristic features are similar to the observations on land.
Basement : The deepest high-amplitude reflections on the seismic sections represent the acoustic basement. Based on the land geology and their similar seismic characteristics to the ones observed on the seismic work carried out in the Saros Bay, this reflector can be interpreted as the Pliocene erosion surface. The highest depth to the basement from present sea level is somewhere between Gökçeada and Bozcaada.
Structural geology : The basement was formed by folded layers on all of the seismic sections. There are some places where the erosion surface, which was developed on the folded basement, was controlled by some faults. These faults are almost vertical. The sedimentary layers, which are contiguous or close to the basement bounded by these faults, are folded. This case may indicate that these are strike-slip faults, possibly reactivated as strike-slip faults along their earlier extend. This folding period coincides with the Anafartalar Thrust Fault was started to be developed on the Gelibolu Peninsula. This period is Upper Pliocene – Lower Pleistocene when the Conkbayırı formation was deposited (Yaltırak,1995). The eroded material of the Gelibolu Peninsula, which was started to be uplift with the effect of the Anafartalar Thrust Fault, was transported to the Marmara and Aegean Seas. The sequences having deltaic characteristics in this study were found to be folded occasionally. This fact indicate that deformation processes are still active in the region.