close

Enter

Log in using OpenID

depremlerin önceden belirlenmesi için adapazarı

embedDownload
ANKARA ÜNİVERSİTESİ
FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ
JEOFİZİK MÜHENDİSLİĞİ ANABİLİM DALI
YÜKSEK LİSANS TEZİ
DEPREMLERİN ÖNCEDEN BELİRLENMESİ İÇİN, ADAPAZARI – BOLU YÖRESİ
MUDURNU VADİSİ, TAŞKESTİ CİVARI MANYETİK ANOMALİSİNİN
ÜÇ BOYUTLU YÖNTEMLE MODELLENMESİ
Aydın BÜYÜKSARAÇ
Danışman : Yrd. Doç. Dr. Abdullah ATEŞ
ANKARA, 1996
i
ÖZET
Yüksek Lisans Tezi
DEPREMLERİN ÖNCEDEN BELİRLENMESİ İÇİN, ADAPAZARI – BOLU YÖRESİ MUDURNU
VADİSİ, TAŞKESTİ CİVARI MANYETİK ANOMALİSİNİN
ÜÇ BOYUTLU YÖNTEMLE MODELLENMESİ
Aydın BÜYÜKSARAÇ
Ankara Üniversitesi
Fen Bilimleri Enstitüsü
Jeofizik Mühendisliği Anabilim Dalı
Danışman : Yrd. Doç. Dr. Abdullah ATEŞ
1996, Sayfa : 56
Jüri : Prof. Dr. Turan KAYIRAN
Yrd. Doç. Dr. Zuhal DÜZGİT
Yrd. Doç. Dr. Abdullah ATEŞ
Kuzey Anadolu Fay Zonu (KAFZ), hemen hemen Türkiye'nin kuzeyini boydan boya kesen bir faydır.
KAFZ etrafında can ve mal kaybına neden olan büyük depremler meydana gelmektedir. Fay hareketi, KAFZ
etrafında gerilim birikimine neden olmaktadır. Magneto-elastik kayaç özellikleri nedeniyle manyetizasyon
değişimi bloklarda tektonik gerilim değişimine neden olmaktadır.
Bolu-Adapazarı arası, Mudurnu Vadisi, Taşkesti civarındaki manyetik anomaliye sebep olan amfibolitik
kayaç kompleksi üç boyutlu otomatik bir modelleme yöntemi ile modellenmiştir. Bu model, amfibolit blok’unun
negatif anomali veren bölümünü de içerecek şekilde yapılmıştır. Bu amaçla 1995 yılında çalışma alanının
kuzeyinde yeralan dağlık ve ormanlık kesimde manyetik profil ölçümleri yapılmıştır. 30 x 10-3 SI' lık bir
suseptibiliteye sahip, üst yüzeyin derinliği yüzeyden 0.13 km olan ve tabanı 1.5 km derine doğru uzanan
manyetik bir kütle modeli elde edilmiştir. Mudurnu Vadisi'nde sürdürülmekte olan manyetik ölçümlerden, elde
edilen tektonomanyetik sinyallerin yorum kalitesini artırmak için yeni model parametreleri ile eski üç boyutlu
yapısal model tamamlanmıştır.
ANAHTAR KELİMELER :
Üç Boyutlu Modelleme, Manyetik Anomali, Tektonomanyetik Ölçmeler,
Manyeto-elastik Kayaç özellikleri.
ii
ABSTRACT
Masters Thesis
FOR EARTHQUAKE PREDICTION, THREE DIMENSIONAL MODELING OF THE
MAGNETIC ANOMALIES OF TASKESTI REGION, MUDURNU VALLEY BETWEEN
ADAPAZARI AND BOLU
Aydın BÜYÜKSARAÇ
Ankara University
Graduate School of Natural and Applied Sciences
Department of Geophysical Engineering
Supervisor : Assist. Prof. Dr. Abdullah ATEŞ
1996,
Page : 56
Jury : Prof. Dr. Turan KAYIRAN
Assist. Prof. Dr. Zuhal DÜZGİT
Assist. Prof. Dr. Abdullah ATEŞ
North Anatolian Fault Zone (NAFZ) is a fault that almost crosses all over Turkey's north. NAFZ causes
earthquakes due to its active tectonism. There have been big earthquakes around the NAFZ causing loss of lifes
and properties. The movement of the fault causes stress and strain in its around. Varying tectonic stress on
blocks generates changes of the magnetization due to the magneto-elastic rock properties.
The amphibolite complex that causes the magnetic anomaly in Mudurnu valley, between Adapazarı and
Bolu, around Taşkesti has been modeled by an automatic three-dimensional modeling method. This model
included the magnetic negative anomalous area in the amphibolite block. So new profilling measurements were
taken on rough and high topographic area in the northern part of the magnetic body. Three-dimensional model
suggests a magnetized body extending from surface to its bottom down to 1.5 km with a susceptibility of 30 x
10-3 SI.
It is suggested to complete a former structural 3D-model with the parameters of the new model to
improve the interpretation of tectonomagnetic signals.
KEYWORDS:
Three Dimensional Modeling, Magnetic Anomaly, Tectonomagnetic Observations,
Magneto-elastic Rock Properties.
iii
ÖNSÖZ ve TEŞEKKÜRLER
Bu çalışma boyunca her türlü yardım ve desteğini esirgemeyen, değerli hocam Sayın
Yrd.Doç.Dr. Abdullah ATEŞ'e sonsuz şükranlarımı sunarım.
Arazi verilerinin alınması ve verilerin değerlendirilmesi aşamalarında her zaman
yardımını gördüğüm değerli dost Sayın Dr. Siegfried REIPRICH'e teşekkür ederim.
Arazi verilerinin büyük bir kısmını titizlikle toplamış olan ve yayınladığı doktora
tezinden fazlasıyla yararlandığım Sayın Dr. Rainer UHRENBACHER'e teşekkür ederim.
Bilgilerinden zaman zaman yararlandığım Sayın Jeofizik Y.Müh. Seyfullah TUFAN'a,
bilgisayar programı hazırlama aşamasında yardımlarını gördüğüm Sayın Jeofizik Müh.
Mustafa KARAGÖZ'e teşekkür ederim.
Gerek arazi çalışmaları, gerekse değerlendirme aşamalarında olanaklarından
yararlandığım Afet İşleri Genel Müdürlüğü'ne ve değerli Genel Müdür'ü Sayın Oktay
ERGÜNAY'a, Deprem Araştırma Dairesi'ne ve Daire Başkanı Sayın Sinan GENCOĞLU'na
teşekkür ederim.
Arazi çalışması sırasında eleman ve araç desteği sağlayan, GeoForshungsZentrum Potsdam kuruluşu'na ve arazi çalışmalarına eşlik eden Sayın Ralf BAUZ'a teşekkür ederim.
Bilgisayar olanaklarından yaralandığım Ankara Üniversitesi, Fen Fakültesi, Jeofizik
Müh. Bölümü'ne teşekkür ederim.
Çalışmalarım boyunca sürekli desteğini hissettiğim eşim Dr. Şenay BÜYÜKSARAÇ'a
ayrıca teşekkür ederim.
Bu çalışma, Türk-Alman Depremlerin Araştırılması Projesi kapsamında yer almakta
olup ayrıca TÜBİTAK ve Afet İşleri Genel Müdürlüğü’nce desteklenmiştir (TÜBİTAK Proje
No: YDABÇAG-293 ).
İÇİNDEKİLER
ÖZET…………………………………………………………………………………………i
ABSTRACT……………………………………………………………………………….....ii
ÖNSÖZ ve TEŞEKKÜR……………………………………………………………………iii
SİMGELER DİZİNİ……………………………………………………………......…….....iv
ŞEKİLLER DİZİNİ………………………………………………………………………….v
ÇİZELGELER DİZİNİ……………………………………………………………………..vii
1. GİRİŞ………...……………………………………………………………………………1
1.1. Çalışmanın Amacı….…………………………………….…………………………...1
1.2. Tezin İçeriği………………………………………………………………………….4
1.3. İnceleme Alanının Tanıtımı…………………………………………………………..4
1.4. Önceki Çalışmalar…………………………………………………………………….4
1.4.1. Jeolojik Çalışmalar…………………………………………………………….4
1.4.2. Jeofizik Çalışmalar…………………………………………………………….8
2. GENEL JEOLOJİ……………………………………..…………………………………10
3. JEOFİZİK VERİ…………………………………………………………………………12
3.1. Eski Veriler…...……………………………………………………………………12
3.2. Yeni Veriler………………………..………………………………………………12
3.3. Uygulanan Düzeltmeler…………...……………………………………………….15
3.3.1. Günlük düzeltme….………….………………………………………..……..15
3.3.2. Serbest hava düzeltmesi……..……………………………………………….15
3.3.3. Seküler değişim düzeltmesi…………………………………………………..16
4. TAŞKESTİ CİVARI MANYETİK ANOMALİSİ………………………………………18
4.1. Laboratuvar Çalışmaları………………………………………………………….....18
4.1.1. Kalıcı ve indüklenmiş manyetizasyon………………………………………..18
4.1.2. Basınç deneylerinin sonuçları………………………………………………..23
4.1.3. 3 ve 19 no’lu örnekler………………………………………………………..23
4.1.4. 20 no’lu örnek………………………………………………………………..23
5. JEOFİZİK YÖNTEMLER……………………………………………………………….25
5.1. Güç Spektrumu Derinlik Hesaplamaları.…………………………………………..25
5.2. Potansiyel Alanların Sayısal Filtrelenmesi………………………………………..26
5.3. Yalancı Gravite Dönüşümü………………………………………………………..27
5.4. Yalancı Gravite’nin Yatay Gradientinin En Büyük Yerleri…………………….....28
5.5. Ters Çözüm ……………………………………………………………………….30
6. ANALİZ VE YORUM…………………………………………………………………..33
6.1. Manyetik verilerin sayısallaştırılması.……………………………………………...33
6.1.1. Güç Spektrumu derinlik hesaplaması ve filtreler……….……......……..........33
6.2. Üç Boyutlu Model…………………...……………………………………………...33
6.2.1. Oluşturulan üç boyutlu modelin manyetik anomalisinin
yeniden oluşturulması…………………………………………………..........39
6.3. Yalancı Gravite Anomalilerinin Yatay Gradientinin En Büyük Yerleri
ve Tektonik Yorum………………………………………………………………...47
7. SONUÇ ve ÖNERİLER…………………………………………………………………50
7.1. Sonuçlar…………………………………………………………………………….50
7.2. Önerilen…………………………………………………………………………….51
KAYNAKLAR……………..………………………………………………………………52
iv
SİMGELER DİZİNİ
G
Uluslararası Gravitasyon sabiti
ρ
Yoğunluk
∆ρ
Yoğunluk farkı
I
Mıknatıslanma şiddeti
∆Ggöz
Gözlemsel gravite değeri
∆Ghes
Hesaplanan gravite değeri
gmax
Maksimum yatay gradient
σz1
Yüzey yoğunluğu
kx
X yönündeki dalga sayısı
ky
Y yönündeki dalga sayısı
h (x,y)
Ortalama arz kabuğu kalınlığından olan farklar (veya ara yüzey topoğrafyası)
v
ŞEKİLLER DİZİNİ
Şekil 1.1. Kuzey Anadolu Fay Zonu’nun batı bölümünde meydana gelmiş bazı büyük (M≥5.5)
depremler
ait
odak
mekanizması
çözümleri,
(Kıyak
1986,
Mckenzie
1972,
Sipahioğlu 1982, Dewey 1976, Gündoğdu 1986)….…………………………………......2
Şekil 1.2. Çalışma alanının Bekdemirler-Ilıca köyleri arasında yüzeylenmiş amfibolit bloğunun
güneyden görünümü……………………………………………………………………...2
Şekil 1.3. Taşkesti civarındaki amfibolit bloğunun manyetik anomali haritası (Uhrenbacher
1988)………………………………………………………………………………………3
Şekil 1.4. Çalışma alanının bulduru haritası…………………………...……………………………5
Şekil 1.5. Mudurnu Vadisi’nin kuzey-doğu’dan görünüşü…….………………………...……….…6
Şekil 1.6. Mudurnu Vadisi’nin ve yüzeylenmiş amfibolit kompleksinin kuzey-batı’dan
görünüşü…….………………………...……….………………………………………….6
Şekil 2.1. Çalışma alanının genelleştirilmiş jeoloji haritası………………………………………..11
Şekil 3.1. Manyetik profil ölçümleri sırasında kullanılan Geometrics - 856 marka proton
manyetometresinin ölçüm sırasındaki görünüşü…..…………………………………….13
Şekil 3.2. Manyetik profil ölçümü sırasında kullanılan sensör düzeneği …………………………14
Şekil 4.1. 1985-87 ve 1995 yıllarında yapılan manyetik profil ölçüm yerleri….………………….19
Şekil 4.2. Taşkesti civarında 1985-87 yılları arasında yapılan manyetik alanın toplam bileşeni
ölçümleri ve profillerin grafik halinde gösterimi (Kuzey-Güney yönlü
profiller)……………………………………………………………………………...…20
Şekil 4.3. Taşkesti civarında 1985-87 yılları arasında yapılan manyetik alanın toplam bileşeni
ölçümleri ve profillerin grafik halinde gösterimi (Doğu-Batı yönlü profiller)…………21
Şekil 4.4. Çalışma alanından alınan dört kayaç örneğinin laboratuvar incelemesi sonucu elde
edilen gerilim algılayabilirliği ile ilgili sonuçlar (Zschau 1988b) .......…………………24
vi
Şekil 4.4.
Çalışma alanından alınan dört kayaç örneğinin laboratuvar incelemesi sonucu
elde edilen gerilim algılayabilirliği ile ilgili sonuçlar (Zschau 1988b)..........................24
Şekil 5.1.a. Alçak geçişli filtre……………….…….....…………………………….........................26
Şekil 5.1.b. Yüksek geçişli filtre……………..…….....…………………………….........................27
Şekil 5.2.
Yatay gradientinin en büyük yerlerinin belirlenmesi için yatay gradient haritası grid
değerlerinin geometrik düzeni….…………………….………………………………...29
Şekil 6.1.
Çalışma alanına ait sayısallaştırılmış manyetik anomali haritası………...……………34
Şekil 6.2.
Doğrusal trend uzaklaştırılmış manyetik anomali haritası……………………………..35
Şekil 6.3.
Taşkesti manyetik anomalisine güç spektrumu uygulaması……………….…………..36
Şekil 6.4.
Yüksek geçişli filtre haritası…………………………………………………………...37
Şekil 6.5.
Yüksek geçişli filtre etkilerinin kaldırıldığı manyetik anomali haritası……………….38
Şekil 6.6.
Üç boyutlu otomatik model yönteminin uygulama aşamaları……..…………………..40
Şekil 6.7. Taşkesti amfibolit kompleksinin yalancı gravite anomali haritası…………………….41
Şekil 6.8. Taşkesti amfibolit kompleksinin üç boyutlu modeli…………………………………...42
Şekil 6.9.
Manyetik modelin güney-doğudan 305° açıyla izometrik haritası…………………….43
Şekil 6.10. Manyetik modelin 225° açıyla izometrik haritası……………………………………...44
Şekil 6.11. Üç boyutlu modelden yeniden elde edilen manyetik anomali haritası………………...45
Şekil 6.12. Ayarlama sonucu oluşturulan hesaplanmış manyetik anomali haritası………………..46
Şekil 6.13. Taşkesti amfibolit kompleksinin yalancı gravite anomalisinin yatay gradientinin en
büyük yerleri………………………………………………………..............................48
Şekil 6.14. Taşkesti amfibolit kompleksi ve civarına ait tektonik harita………………………….49
vii
ÇİZELGELER DİZİNİ
Çizelge 4.1. Çalışma alanından toplanan kayaç örneklerinin manyetik özellikleri
(Uhrenbacher 1988)........................................................................................…...22
Çizelge 4.2. Çalışma alanından toplanan kayaç örneklerinin laboratuvarda incelenmesi ile
elde edilen ortalama değerleri……………...........................................................22
1
1. GİRİŞ
1.1. Çalışmanın Amacı
Mudurnu Vadisi, Kuzey Anadolu Fay Zonu'nun (KAFZ) yanal ve dikey yöndeki kırık
uzanımları nedeniyle karışık bir jeolojik yapıya sahiptir. Çalışma alanı pek çok araştırıcı
tarafından değişik amaçlarla incelenmiştir (Sipahioğlu 1984, Şengör et al. 1985, Uhrenbacher
1988, Orbay vd. 1994 )
KAFZ etrafında, depremlere neden olan devamlı bir aktif sismisite vardır. Çalışma
alanına en yakın son 2 büyük deprem 1957 Abant (M=7.1) ve 1967 Adapazarı (M=6.8)
depremleridir (Şekil 1.1). Bu depremler sırasında yaklaşık 141 kişi hayatını kaybetmiş ve pek
çok maddi zarar meydana gelmiştir. Yapılan çalışmalar bölgede 5'den büyük magnitüdlü
deprem meydana gelmesi periyodunun 15 - 21 yıl olarak belirlemiştir (Zschau 1981, Nehl
1983). Bu veriler de dikkate alınarak çalışma alanında, Türk-Alman işbirliği ile depremlerin
önceden belirlenmesi projesi geliştirilmiştir. Bu amaçla yapılan çalışmalardan birisi de
tektonomanyetik gözlem ağının kurulmasıdır. Böyle bir ağın kurulabilmesi manyetik
duyarlığı yüksek bir kayaç grubunun varlığı ile mümkündür. İşte bu amaçla 1985-1987 yılları
arasında yapılan manyetik profil ölçümleri sonucunda böyle bir kayaç grubu, çalışma alanının
Bekdemirler ve Ilıca köyleri arasında, Taşkesti beldesi kuzeyinde yer almaktadır.. Yapılan
yüzeysel çalışmalar sonucu alınan kayaç örneklerinin laboratuvarda incelenmesi ile bu kayaç
grubunun manyetik duyarlılığının ortalama 20 x 10 ± 11 (SI) olduğu bulunmuştur. Bu kayaç
grubu metamorfiktir ve Amfibolit başta olmak üzere Piroksen, Serpantin, Spilit gibi
kayaçların bileşiminden oluşmuştur (Şekil 1.2). Uhrenbacher (1988) tarafından 1985-1987
yılları arasında yapılmış olan manyetik profil ölçümleri kullanılarak yapılan üç boyutlu model
çalışması sonucunda elde edilen model incelendiğinde yüksek manyetik duyarlıklı bu alanın
istenildiği gibi modellenemediği ve modelde bazı eksikliklerin varlığı açıkça görülmektedir
(Şekil 1.3). Özellikle alanın kuzeyinde yer alan bölge negatif anomali değerlerine sahip olup
bu bölgenin sınırı kuzeye doğru olan sınırı tam olarak belirgin değildir. Bunun sebebi de
topoğrafik olarak sarp ve sık ağaçlarla kaplı olan bu alanda 1985-1987 yılları arasında ölçü
alınamamış olmasıdır. Ancak bu alanın manyetik özelliğinin tam olarak ortaya çıkarılması
yapılacak olan bir üç boyutlu model çalışmasının duyarlılığı açısından oldukça önem
taşımaktadır. Ayrıca alanın güneyinde yer alan ve sedimanter kayaçlarla örtülü bulunan kesim
altında yüksek manyetik duyarlıklı metamorfiklerin devam edip etmediği ve taban
derinliğinin tam olarak saptanması önem taşımaktadır. Bu doğrultuda eski veriler de
kullanılarak, veri eksiği bulunan bölgede gerekli profil ölçümleri yapılmak ve yeni bir
otomatik üç boyutlu modelleme metodu kullanmak bu çalışmanın amacını oluşturmaktadır.
2
Şekil 1.1. Kuzey Anadolu Fay Zonu’nun batı bölümünde meydana gelmiş bazı büyük
(M≥5.5) depremlere ait odak mekanizması çözümleri, dikdörtgenle belirlenmiş alanda çalışma
alanına en yakın mesafede meydana gelmiş son depremler görülmektedir. Aletsel episantrların
yanındaki değerler depremlerin oluş zamanlarını ay ve yıl olarak göstermektedir (Kıyak 1986,
Mckenzie 1972, Sipahioğlu 1982, Dewey 1976, Gündoğdu 1986).
Şekil 1.2. Çalışma alanının Bekdemirler-Ilıca köyleri arasında yüzeylenmiş amfibolit
bloğunun güneyden görünümü.
3
Şekil 1.3. Taşkesti civarındaki amfibolit bloğun manyetik anomali haritası (Uhrenbacher
1988)
4
1.2. Tezin İçeriği
Birinci bölümde tezin amacı, içeriği, inceleme alanının tanıtımı, önceki çalışmalar da
jeoloji ve jeofizik olarak iki kısımda olmak üzere anlatılmıştır. İkinci bölümde genel jeoloji,
üçüncü bölümde jeofizik veriler eski ölçülen ve yeni ölçülen veriler olarak anlatılmıştır.
Dördüncü bölümde ise inceleme alanındaki manyetik anomali varlığı üzerinde durulmuştur.
Beşinci bölüm belirgin matematik özellikleri verilen jeofizik yöntemlerini içermektedir.
Bölüm altıda üçüncü bölümde verilen jeofizik verilerin potansiyel alan verisi olarak analiz ve
yorumunun yapılışı anlatılmaktadır. Yedinci bölüm, yapılan araştırma neticesinde elde edilen
sonuçların ve çalışma alanına ait önerilerin yer aldığı bölümdür. En son kısımda ise kaynaklar
indeksi yer almaktadır.
1.3. İnceleme Alanının Tanıtımı
İnceleme alanı KAFZ'nun batı bölümünde, Dokurcun ile Abant arasında yer
almaktadır. İnceleme alanının bir kısmı Bolu, bir kısmı da Sakarya il sınırları içinde
kalmaktadır. İnceleme alanının kuzeyinde ve güneyinde 1500 m yüksekliğe erişebilen dağlar
bulunmaktadır. Mudurnu Vadisi, bu yüksek dağlar arasında bir fay vadisi görünümüne
sahiptir (Şekil 1.4.). İnceleme alanının kuzeyinde Batı pontidler ile Sakarya Bloğunun
çarpışması sonucu meydana gelmiş ofiyolitik kayaçlar, güneyinde ise derin denizel
kireçtaşları ile Neotetis'in açılma evresine işaret eden volkanojenik detritik kayaçlar, yüksek
topoğrafyalar oluşturmaktadır. İnce taneli kil, marn, silt ve ince kumtaşlarından oluşan
Taşkesti Formasyonu, Mudurnu nehri boyunca çöküntü alanı içinde yer alır.
İnceleme alanının belli başlı akarsularını Mudurnu nehri, Bolatça ve
Karaçomak çayları oluşturur. İnceleme alanı içerisinde çöküntü gölü olarak Karamurat gölü
ve heyelan gölü olarak da Kozan gölü bulunmaktadır (Şekil 1.5 ve Şekil 1.6).
1.4. Önceki Çalışmalar
1.4.1. Jeolojik çalışmalar
Bölgede, birçok araştırıcı tarafından değişik çalışmalara konu olacak şekilde
incelenmiştir.
Taşman (1944), 1944 Gerede - Bolu depreminden sonra makroskobik
incelemelerde bulunmuş yersel küçük atımlar ve yükselimler ölçmüştür.
Tokay (1973), bölgedeki Arkotdağı Formasyonunun derin deniz çukurunda
oluştuğunu, kuzeydeki resifli, flişli, andezit ve dasit volkanizmalı bir ada yayı ile güneydeki
Şekil 1.4. Çalışma alanının bulduru haritası
5
6
Şekil 1.5. Mudurnu Vadisi’nin kuzey-doğu’dan görünüşü
Şekil 1.6. Mudurnu Vadisi’nin ve yüzeylenmiş amfibolit kompleksinin kuzey-batı’dan
görünüşü
7
bloğun birbirlerine doğru hareketleri sırasında olistolit ve olistromların meydana geldiğini ve
çarpışma sonucunda da bu çukurun kapandığını belirtmiştir. Bu olay Üst Kretase ve
Eosen'den sonra bölgedeki en şiddetli sıkışma olmuştur. Abdüsselamoğlu (1975), Almacık
ofiyolit topluluğunun metamorfizmaya uğramış kesimini kristalin seri içine dahil etmiştir.
Almacık ofiyolit topluluğunun üzerine tektonik dokanakla gelen Paleozik yaşlı metamorfik
serinin orta seviyelerinde yer alan rekristalize kireçtaşları ile kaynaklardan derlediği fosillere
dayanarak istife Devoniyen yaşını vermiştir. Ayrıca Mudurnu Formasyonuna ait alkalen ve
toleyitik kökenli volkanik kayaçlar da içeren istifi Jura Flişi olarak tanımlamıştır. Araştırıcı
gerek Mudurnu gerekse Sakarya kıtasına ait Üst Jura yaşlı çökellerin dereceli olarak beyaz
renkli, ince katmanlı, kil-marn katkılı ve sileksit mercekli bir istife geçtiğini belirtmektedir.
Bu birimi porselenimsi kireçtaşı olarak tanımlamış ve Üst Jura-Alt Kretase yaşını vermiştir.
KAF'ın bölgedeki oluşum yaşı hakkında, Alt Pliosen serileri içerisinde eski depremler ile
ilgili olarak toprak kayması depolarının bulunduğunu belirtmektedir.
Gözübol (1978), KAFZ'na göre güneyde kalan kayaçları, Güney Topluluk adı altında
incelemiştir. Alt Kretase'ye doğru bölgenin giderek çöktüğünü ve daha derin denizel bir
ortamın geliştiğine işaret etmektedir. Bu kireçtaşları Soğukcanı kireçtaşları olarak
adlandırılmıştır.
Toksöz vd. (1979), KAFZ'nu Anadolu ve Asya levhaları arasındaki sınır olarak kabul
etmiştir. Bu sınırlar boyunca levhaların, 1910-1977 sürecinde 6 cm / yıl; 1939-1977 sürecinde
ise 12 cm / yıl'lık bir ortalama hızla sağ yönlü bir hareket gösterdiklerini belirtmişlerdir.
Yılmaz vd. (1981), Abant (Bolu) ve Dokurcun (Adapazarı) arasında kalan kesimde
KAFZ 'na göre biri kuzeyde diğeri güneyde olmak üzere iki farklı kaya topluluğunun
varlığından bahsetmektedirler. Komşu olmalarına rağmen bu istifler tabandan Üst Eosen'e
kadar olan kesimde fayın yanal atımı ile açıklanamayacak şekilde farklı zaman ve ortam
koşullarında gelişmiş kaya toplulukları olduklarına işaret etmektedirler. Sakarya kıtasının
kuzey kenarında ise aktif bir hendek yay sisteminin geliştiğini, bu kenarda dalma batmaya
dayalı bir melanj prizmasının oluştuğunu, dilimlenen okyanusal malzemenin de hem kıtanın
temel birimleri ile hem de sıkışarak yükseldiğini ileri sürmektedirler.
Öztürk vd. (1984), Abant-Yeniçağa arasında yer alan KAF boyunca kuzey ve
güneyinde yüzeylenen jeolojik birimlerin stratigrafik ve tektonik özelliklerinin birbirinden
farklı olduğunu, Kretase sonlarına doğru kuzey ve güney blok arasında yer alan okyanusal
kabuğun, güney blok altına dalarak yutulmaya başladığını, buna bağlı olarak da kalın melanj
prizmasının oluştuğunu ileri sürmektedirler.
Mckenzie and Jackson (1984), bölgede KKB-GGD yönünde kompresyonel ve KKDGGB yönünde tansiyonel kuvvetlerin hakim durumda olduğunu, bu yönlerin 1957 Abant ile
1967 Adapazarı depremlerinin odak mekanizması çözümleri ile uyum içinde olduğu
belirtilmektedir.
8
Sipahioğlu (1984), KAFZ'nun Abant - Dokurcun arasındaki bölgesinde fizyografikjeomorfolojik özelliklerini incelemiştir. Araştırıcı, bölgedeki Kuzey Anadolu Fayını oluşturan
fay elemanlarını ve bunlardan aktif olanları saptamaya çalışmıştır.
Şengör et al. (1985), doğrultu atımlı fay zonları boyunca, gerilme ve
sıkışmalara bağlı olarak çiçek yapılarından sığ plakacıkların oluştuğunu ve bunların büyük
bindirme fayları üzerinde hareket ettiklerini ve geniş havza kompleksleri oluşturduklarını saha
ve sismik çalışmalara dayanarak ileri sürmekte ve daha önce de Kuzey Anadolu Fayı boyunca
dönen bir plakacığın tanımlanmadığını belirtmektedirler.
Koçyiğit (1988), Dokurcun yakınlarında, Kuzey Anadolu Fayı’nın kuzey ve
güney olmak üzere iki ana kola ayrıldığını, güney kolun Geyve havzasına doğru uzandığını,
Mekece ve İznik gölünün güneyini izleyerek Armutlu Yarımadası'nın güneyini sınırladığını,
kuzey kolun ise, Sapanca'ya doğru uzanarak Armutlu Yarımadası'nın kuzeyini sınırladığını
belirtmektedir.
1.4.2. Jeofizik çalışmalar
Çalışma alanında özellikle sismisite açısından çok sayıda inceleme ve araştırma
mevcuttur.
Berchemer et al (1989), sismik etkinliğin bölgenin özellikle batısında yoğunlaşmakta
olduğunu ve 7-10 km / yıl’lık bir hızla daha da batıya doğru göçmekte olduğunu ileri
sürmektedirler.
Halen bölgede devam etmekte olan Türk - Alman Depremlerin Önceden Belirlenmesi
Projesi kapsamında devam eden çalışmalardan radon gazı (Woith et al. 1989) ve mikrogravite
değişimlerinde de (Gerstenecker et al 1989) doğu ve batı yönlü farklılıklar görülmektedir.
Uhrenbacher (1988), 1985-1987 yılları arasında çalışma alanının Dokurcun ve Abant
arasında kalan bölümünde manyetik profil ölçümleri almıştır. Bu ölçülerin değerlendirilmesi
ile şiddetli anomali veren amfibolit karmaşığı ayırtlanmıştır. Bu yapı daha sonra üç boyutlu
olarak modellenmiştir. Buna göre yüzeylenmiş amfibolit kompleksinin taban derinliği
sonsuza gidecek şekilde belirlenmiştir. Amfibolit komplexinin manyetik duyarlılığı da
laboratuvar çalışmaları ile ölçülmüştür. Kalıcı magnetizasyon ve manyeto-elastik kayaç
özellikleri tespit edilmiştir. Yine bu çalışmada başlıca şu sonuçlara varılmıştır.
i ) Manyeto-elastik manyetizasyonda gözlenen değişimler, yükleme gerilmesi ya da
bölgesel gerilme alanına paralel boşalımlarla açıklanmaktadır. İnceleme alanındaki manyetoelastik gerilim değişimleri mikrosismisite ile korele edilebilmektedir.
ii ) Ortalama olarak görünür manyeto-elastik sıkıştırma ve açılma yönleri amfibolitin
farklı manyetik alanının geçici değişimleri ile saptanmıştır. Buna göre sıkışma ve açılma
yönleri sırasıyla şöyle belirlenmiştir: 65.7° W ve 24.3° E. Bu değerler 1957 Abant depremi
fay düzlemi çözümleri ile uyum sağlamaktadır.
9
Bu alanda yapılan jeodetik ölçümlere göre gerilim değişim aralığı 0.2 - 1.2 MPa
arasında değerler alırken, manyetik ölçümlerle elde edilen gerilim değişimleri 2 - 18 MPa
olmuştur.
Ergünay ve Zschau (1989), çalışma alanında yürütülen depremlerin önceden
belirlenmesi çalışmalarına ilişkin araştırmalar yapmışlardır. Türk-Alman projesine ilişkin ilk
sonuçlar burada sunulmaktadır.
Appel and Patzelt (1989), çalışma alanından alınan kayaç örneklerini laboratuvarda
incelemişlerdir.
Reiprich et al. (1995), bölgesel gerilim alanlarını inceleyerek, depremlerle
mıknatıslanma doğrultusunu karşılaştırmış ve aralarında matematiksel bir katsayının var
olabileceğini ortaya koymuşlardır.
10
2. GENEL JEOLOJİ
Bölgede meydana gelen son iki depremden sonra oluşmuş belirgin yüzey kırıkları
vardır. Bunlar doğuda Abant Gölü'nden geçer ve Mudurnu Vadisi boyunca devam eder.
Mudurnu Nehri güneyden Taşkesti yakınlarında deniz seviyesinden 550 m yükseklikten geçer
ve 200 m yükseklikte Samanpazarı boyunca akarak, batıda Sakarya nehri'ne ulaşır.
Taşkesti'nin doğusu dar bir vadi haline gelir ve 1300 m 'lik bir seviyede Abant Gölü'ne
yükselir. Değişik jeolojik zamanlarda oluşmuş olan bir rezervuar Taşkesti'nin batı kesiminde
bir kayma zonu oluşturmuştur. Bu rezervuarın denizel sedimanları Taşkesti civarındaki
topoğrafyaya hakimdir.
Ana fay, güneydeki sedimanter kayalardan kuzeydeki metamorfik bloğu ayırır (Şekil
2.1). Güneydeki Üst Kreatase kireçtaşları ve yüzeylenmiş Eosen sedimanları, kuzeydeki temel
oluşumlar ve gnays ile mermer inceleme alanının batısındaki Samanpazarı / Çakıllar
civarındadır. Kuzeydeki Dokurcun bloğu piroksen, gnays, bazalt, spilit ve serpantinin altere
olmuş tabakalarını gösterir. Bunlar amfibolit oluşuğu ile doğuya doğru izlenmektedir.
Güneydeki kısımda temel olarak Alt Kreatase kireçtaşları vardır. Doğuya yakın bir Jurasik
karmaşık Abant Gölü'ne uzanır. Bunun kuzeyinde bazı temel oluşuklar içeren Abant Gölü'nün
filiş malzemesi ile İğneciler civarında birleşen kumlu kireçtaşları ve serpantin ile gnaysın
tekrar tabakalanması olayları vardır.
Abant gölü'nün güneyindeki Jurasik depozitleri Alt ve Üst Kretase kireçtaşları ile
yeniden kaplanmıştır. Vadinin merkezinde kırık zonları arasında kaynağı bilinmeyen bazı
granitik kayaçlar vardır. Fay hareketinin bir sonucu olarak alt kısımdan aktifleşmişlerdir.
Manyetik anomali nedeniyle jeolojik formasyonun tektonik gelişimi incelendiğinde
geçmiş tektonik süreçler, yaklaşık 60-70 derecelik bir açıyla aktif KAFZ'nu boydan boya
kesen kuzeydeki metamorfik blokta doğrultu atımlı bir fay hattı ile izlendiği görülmektedir
(Paluska and Sipahioğlu 1985). Amfibolit formasyonundaki manyetik yapı da, KAFZ'na
benzer bir açıya sahip olmalıdır. KAFZ'nun daha genç fay sistemi formasyonun bölümlerini
kesmiş ve güney taraf batıya doğru hareket etmiştir. Değişik fay hatlarında bu hareket
başarıyla meydana gelmiştir .
İnceleme alanı, KAFZ'nun batı ucunda yer almaktadır. Burada meydana gelen son iki
yıkıcı 1957 ve 1967 depremleri 2 m düşey yönde harekete sahiptir. Kuzeydeki blok aşağı ve
güneydeki blok yukarı doğru hareket etmiştir (Paluska 1981). Bu yüzden manyetik
formasyonun güneyindeki makaslanmış bölüm, kuzeydeki blokla ilişkili olarak bindirmesi
beklenmektedir.
11
Şekil 2.1. Çalışma alanının genelleştirilmiş jeoloji haritası
12
3. JEOFİZİK VERİ
Manyetik
profil
ölçümleri
manyetik
alanın
toplam
bileşenini
ölçerek
gerçekleştirilmiştir. Bu ölçümler iki farklı zaman diliminde ve Kiel Üniversitesi,
GeoForschungsZentrum-Potsdam ve Afet İşleri Genel Müdürlüğü, Deprem Araştırma Dairesi
elemanlarınca yapılmıştır. Yapılan bu ölçümler eski ve yeni ölçümler olarak ele alınarak
değerlendirilmiştir. Her iki profil ölçümü sırasında Çakıllar mevkiinde oluşturulan bir
istasyon baz istasyonu olarak kullanılmıştır. Bu istasyon manyetik olmayan kireçtaşları
üzerinde kurulmuştur. Bu ölçümler sırasında 1 / 25.000 ölçekli topoğrafik haritaların yanı sıra
bir GPS alıcısı ile ölçüm noktalarının yerleri saptanmıştır. Nokta yerleri coğrafik koordinat
sistemine göre saptanmış, daha sonra UTM koordinat sistemine dönüştürülmüştür. Eski ve
yeni veriler 130 m aralıkla gridlenerek işleme tabi tutulmuştur.
3.1. Eski Veriler
1985 - 1987 yılları arasında batıda Çakıllar ve doğuda Abant olmak üzere Mudurnu
Çayı boyunca toplam olarak 21 profil hattı boyunca 3365 noktada yer manyetik alanının
toplam bileşeni ölçülmüştür (Uhrenbacher 1988). Ölçüm sıklığı anomali değişimlerine göre
belirlenmiştir. Bu çalışmada iki tip proton manyetometresi kullanılmıştır. Bu manyetometreler
Geometrics-856 , 0.1 nT hassasiyete sahip, ELSEC ise, 0.25 nT hassasiyete sahiptir (Şekil
3.1 ve 3.2).
3.2. Yeni Veriler
Eski profil ölçümlerine ek olarak 1995 yılı Mayıs ayı içerisinde daha önce ölçüm
yapılamamış olan ve çalışma alanının kuzeyinde kalan dağlık ve ağaçlık alanda 5 ayrı profil
boyunca 621 noktada manyetik profil ölçümü daha yapılmıştır. Ölçüm aralığı ortalama olarak
50 m olarak alınmıştır. Topoğrafyası oldukça eğimli olan bu alanda gerekli düzeltmeleri
uygulayabilmek amacıyla nokta yerlerine ait yükseklikler bulunarak noktalar arası yükseklik
farkları hesaplanmıştır.
13
Şekil 3.1. Manyetik profil ölçümleri sırasında kullanılan Geometrics - 856 marka proton
manyetometresinin ölçüm sırasındaki görünüşü
14
Şekil 3.2. Manyetik profil ölçümleri sırasında kullanılan sensör düzeneği
15
3.3. Uygulanan Düzeltmeler
3.3.1. Günlük düzeltme
Ilıca mevkiinde kurulu bulunan manyetometre ile örnekleme aralığı 1 dakika olacak
şekilde sürekli olarak alınan ölçümlerle yermanyetik alanının güneş, meteorolojik olaylar, vb.
gibi dış etkenlere bağlı değişimleri gözlenerek, normal alanda olan
değişimleri elde
edebilmek amacıyla günlük düzeltme yapılmıştır. Bu işlem sırasında MAGLOC adlı yazılım
programı kullanılmıştır. Bu programın çalıştırılabilmesi için profil ölçümlerinin bulunduğu
dosyanın uzantısının .STN olması gereklidir. Bu işlemden sonra baz olarak kullanılan
manyetometrenin oluşturmuş olduğu dosyanın da uzantısının bilgisayar ortamına taşınması
esnasında .DNL olarak değiştirilmesi gerekmektedir. Bu değişimler hem profil ölçümleri hem
de baz istasyonu ölçümleri için gerçekleştirildikten sonra MAGLOC çalıştırılacak ve günlük
düzeltme yapılmış yeni dosya .DAT uzantılı olarak elde edilecektir. Program çalışmaya
başlamadan önce belirlenen başlangıç değeri istenirse değiştirilebilmektedir. Programın
normal olarak çalışabilmesi için 1 günden daha fazla süreyle baz istasyonu ölçümü yapılmış
olmalıdır. Aksi takdirde program ya çalışamayacak ya da hata verecektir.
3.3.2. Serbest hava düzeltmesi
Çalışma alanının kuzeyinde yer alan dağlık alanda yüksekliğin noktalar arasında çok
fazla değişmesi nedeniyle ölçülerin bir referans noktasına taşınarak gerekli düzeltme
miktarlarının bulunması gerekmektedir. Kertz (1971)’e göre yer manyetik alanı yeryüzünden
yukarıya doğru gidildikçe dipol alan -2.47 nT/100 m oranında azalmaktadır. Bu etki
ölçümlerden çıkarılarak yükseklik farklarından kaynaklanan manyetik alan değişimleri
giderilmektedir. Eski ölçümler hemen hemen aynı yükseklik değerine sahipken, yeni
ölçülerde 1000 m’ye varan yükseklik farkları vardır. Bu ölçülerin birlikte değerlendirilmesi
gerektiğinden yükseklik farklarından kaynaklanan manyetik etkiler ölçülerden çıkarılmalıdır.
Bu amaçla, yeni ölçülere serbest hava düzeltmesi uygulanmıştır. Buna göre öncelikle bölgesel
alandaki değişim, Çakıllar baz istasyonundaki Uluslararası Yer Manyetik Referans Alanı
(IGRF) değerleri kullanılarak hesaplanmıştır. IGRF hesabı, Baldwin and Langel (1993)
tarafından yazılan bir bilgisayar programı kullanılarak yapılmıştır. Çakıllar baz istasyonu, 40°
34’00 enlemi ve 30°48’87 boylamında yer almaktadır. IGRF hesaplamaları, deniz
seviyesinden 500 m ve 1500 m yükseklikleri için yapılmıştır. Buna göre IGRF gradiyenti
16
-2.33 nT / 100 m olarak bulunmuştur. Bu değer Kertz (1971)’in değeri ile uyum içindedir.
Eski ölçülerin ortalama yüksekliği 550 m olarak alınmış ve yeni ölçüler bu değere
indirgenmiştir. Buna göre Eşitlik 3.1 kullanılarak her bir noktadaki yükseklik farkı bulunmuş,
yukarıda hesaplanmış olan gradiyent değeri ile çarpılmış ve günlük değişim düzeltmesi
yapılmış olan manyetik alan değerinden çıkartılmak suretiyle serbest hava düzeltmesi
gerçekleştirilmiştir. Ancak gradiyent değerinin işareti negatif olduğundan manyetik alan
değerlerine, bulunan bu düzeltme değerleri eklenmiştir. Böylece eski ve yeni ölçüler aynı
yükseklik seviyesinde (deniz seviyesinden 550 m yukarıda) alınmış gibi değerlendirilmiştir.
FSHD = (h ÖLÇ - h 550 ) x (-0.0233 nT / m)
(3.1)
FSHD : Serbest hava düzeltmesi düzeltme faktörü
h ÖLÇ : Her nokta için ölçülen yükseklik (m)
h 550 : 550 m yüksekliği
3.3.3. Seküler Değişim Düzeltmesi
Yer manyentik alanı, iki bölümün toplamı gibi düşünülebilir. Asıl yer manyetik alan
ve anomali alanı. Asıl alan yerin sıvı çekirdeğinden kaynaklanır ve yeryüzünde sadece geniş
ölçekli dağılım gösterir. Anomali alanının kaynağı, yer kabuğunun 1000 km derinliğine kadar
inebilir.
Asıl yer manyetik alanını ve yıllık değişim oranını (Seküler değişim) bilmek pek çok
amaç için gereklidir. Örneğin, yerel anomali belirleme çalışmalarında, bölgesel trendi
kaldırmak için gereklidir (Bullard, 1967). Eğer eğim yüzeyi, yerel bir polinomdan çok global
bir model üzerinde yer alıyorsa, yakın bölgeler için anomali bölgeleri arasında süreksizlikler
olmayacaktır. Asıl alan değerleri ayrıca iyonosfer ve manyetosferdeki parçacıkların
izdüşümlerinin hesaplanmasında da gereklidir (Akasofu and Chapman 1972). Asıl manyetik
alan modellerinden elde edilen, manyetik sapma açısı (Manyetik kuzey ile coğrafik kuzey
arasındaki açı) haritaları, denizcilikle ilgili amaçlar için geniş şekilde kullanılmaktadır.
Uluslararası Yermanyetizması ve Aeronomi Kurumu (IAGA), uluslararası bir yer
manyetik referans alanı (IGRF) benimsemiştir. Bununla birlikte denizcilikteki kullanımlar
için bu modelin yeterli olmayacağı kabul edilmektedir (Zmuda 1971). Orjinal IGRF, (IAGA
1969) 1965.0 'deki asıl yer manyetik alan için küresel harmonik katsayılardan ve onun seküler
değişimi, n=8 ve m=8 için katsayıların oluşturulmasından ibarettir. 1970 yılı ortasından
itibaren seküler değişim içerisindeki büyük değişimler nedeniyle tanımlanmış modelin
17
geçerliliği çok uzun sürmedi. Bundan sonra IAGA, yeniden düzenlenen IGRF (1975)
modelini benimsemiştir.
Bu düzenleme, asıl alan içindeki sürekliliği korumak amacıyla 1975 ile 1980 yılları
arasındaki periyod için tanımlanan seküler değişim, 1980 yılı katsayılarının yeni bir grubunun
eklenmesiyle sınırlı kaldı. Böylelikle IGRF (1975), 1980 yılı küresel harmonik katsayılarının
3 grubundan oluşmaktadır. Bunlar, 1975 'deki asıl alan için elde edilen katsayılar (1965 asıl
alan katsayıları, orjinal seküler değişim katsayıları kullanılarak 1975'e uyarlandı), 1975' den
önceki tarihler için elde edilen alan değerleri için kullanılan orjinal seküler değişim katsayıları
ve 1975 'den sonraki tarihler için kullanılan yeni seküler değişim katsayılarıdır.
Orjinal IGRF'nin değeri için program ve alt programlar, daha önce yayınlanmıştır.
(Cain et al. 1968, Fabiano and Peddie 1969, Malin 1969, Kluge 1970a,b, Barraclough and
Malin 1971, Stassinopoulos and Mead 1972).
Pratikte, yer çekirdeğinin yüzeyinden, yer çapının 4 katı uzaklığa kadar olan bir
bölgede birleştirilmiş alan değerler gerçekçi olacaktır. Katsayıların geçici aralığı, 1955'den
1980'e kadardır (Zmuda 1971).
Çakıllar baz noktasına göre yer manyetik alanının seküler değişimleri, Niemegk
gözlemevinin yayınlamış olduğu 1990 yılına ait Gauss katsayılarına göre yine aynı gözlemevi
tarafından hazırlanmış olan alt program (Baldwin and Langell 1993), bir ana program ile işler
konuma getirilerek seküler değişim için kullanılacak referans değerleri Haziran / 1986 ve
Mayıs / 1995 tarihleri için elde edilmiştir. Bu değerler günlük ve eğer gerekiyorsa yükseklik
düzeltmeleri yapılmış normal manyetik alan değerlerinden çıkartılmak suretiyle gerçek
anomali değerleri elde edilmiştir (Eşitlik 3.2).
∆FSEC = (FGÜN + FSHD) – FREF
∆FSEC : Seküler değişimdüzeltme faktörü
FGÜN : Günlük değişim düzeltmesi
FSHD : Serbest hava düzeltmesi
FREF : Çakıllar baz istasyonu referans değeri
(3.2)
18
4. TAŞKESTİ CİVARI MANYETİK ANOMALİSİ
Taşkesti manyetik anomalisi, güney-batıda Mudurnu nehri kayma zonundan, kuzeydoğuda Ilıca köyü'nün 2.5 km ilerisine ve daha kuzeydeki dağlık alana kadar uzanır.
Manyetik profillerin pozisyonları Şekil 4.1'de gösterilmektedir. Haritada eski ölçümler
(x) işaretleri yeni ölçümler (-) işaretleriyle gösterilmektedir. Kuzeyde kalan bölge topoğrafya
nedeniyle düzensiz bir profil dağılımına sahiptir. Bu nedenle buradaki ölçümlerin profiller
halinde gösterimi doğru sonuçlar vermeyecektir. Kuzeyde düzensiz profil çalışması yapılan
bu bölge negatif manyetik anomali değerleri vermektedir. Bu da alanın güney kesiminde
+1000 nT gibi yüksek manyetik anomaliye sahip kütlenin, negatif kutbu olarak
düşünülmektedir. Şekil 4.2 ve 4.3'de, manyetik alan değerleri için daha geniş bir gösterimle
sekiz değişik profil ayrıca gösterilmektedir. Şekil 4.2’de KAR ve BEK ile ifade edilen
profiller, yaklaşık olarak 1 km yarı genişliği ve 1000 nT'lık maksimum anomaliye sahiptir. Bu
anomalilerin yüzey alanları pürüzsüzdür. Amfibolit’in fluvial kumlarla örtülü olması
nedeniyle, kuzeye doğru dört profilin amplitüdleri değişmektedir.
4.1. Laboratuvar Çalışmaları
Çalışma alanının değişik noktalarından alınan kayaç örnekleri Almanya'nın Münih
kentinde bulunan ''The Institute for Geophysics'' 'de laboratuvar çalışmalarına tabi
tutulmuştur (Zschau et al 1988b). Bu çalışmalara ilişkin sonuçlar Çizelge 4.1'de
sunulmaktadır. Buna göre manyetik anomali gösteren kayaç grubunun ortalama manyetik
duyarlılığı (Suseptibilite) 20 x 10¯ ³ ± 11'dir.
4.1.1. Kalıcı ve indüklenmiş manyetizasyon
İnceleme alanından alınan bütün kayaç örneklerinde, manyetit'in hacmi, Q-faktörü,
suseptibilite, kalıcı manyetizasyon çizelge 4.1'de gösterilmiştir. Suseptibilite, kalıcı
mıknatıslanma gibi manyetik özelliklerin en güçlü olarak, Taşkesti yakınında manyetik
anomaliye sebep olan jeolojik formasyondan alınan amfibolit kayaç örneklerinde bulunduğu
düşünülmektedir (ILI / *). Sadece bir serpantin örneğinde benzer manyetik özellikler
gözlenmektedir (AKC1/Se1). Bunların matematiksel olarak ortalama değerleri ve standart
sapmaları Çizelge 4.2’de verilmektedir.
19
Şekil 4.1. 1985-87 ve 1995 yıllarında yapılan manyetik profil ölçüm yerleri
20
Şekil 4.2. Taşkesti civarında 1985-87 yılları arasında yapılan manyetik alanın toplam bileşeni
ölçümleri ve profillerin grafik halinde gösterimi (Kuzey-Güney yönlü profiller)
21
Şekil 4.3. Taşkesti civarında 1985-87 yılları arasında yapılan manyetik alanın toplam bileşeni
ölçümleri ve profillerin grafik halinde gösterimi (Doğu-Batı yönlü profiller)
22
Çizelge 4.1. Çalışma alanından toplanan kayaç örneklerinin manyetik özellikleri
(Uhrenbacher 1988)
Bölge
Jeolojik
Formasyon
Lokasyon
İsim
NRM
-3
Nr.
*10 A/m
Suseptibili
(SI) *10
6
Q-Faktörü
Vol.%
NRM/IM
(40 A/m)
Taşkesti
Amfibolit
20*
ILI1/Am1
99
15150
0.16
0.5
Ilıca
‘’
20
ILI1/Am2
252
11300
0.56
0.4
3.5
1420
0.05
0.05
‘’
Akcaalan
Ortaköy
Dokurcun
‘’
20
ILI1/Am3
294
31000
0.24
1
‘’
19*
ILI2/Am
162
19900
0.20
0.7
‘’
3
ILI3/Am
870
23850
0.91
0.8
‘’
3*
ILI/Am
‘’
17
BEKSW/Am
83
12300
0.17
0.4
18
KAR-BEK/Am
2
410
0.12
0.01
Amfibolit
16
AKC4/Am
2.4
545
0.11
0.2
Serpantin
14*
AKC1/Se1
361
20650
0.44
0.7
‘’
14
AKC1/Se2
209
4270
1.2
0.15
‘’
12
AKC4/Se
0.8
490
0.04
0.02
Gabro
15
AKC1/Ga
1.8
650
0.07
0.02
Peridotit
13
AKC4/Pe
7.9
720
0.27
0.02
Amfibolit
1
ORT/Am
1.6
875
0.05
0.03
Serpantin
2
ORT/Se1
280
2000
3.5
0.07
2
ORT/Se2
1.1
660
0.04
0.02
Gabro
4
SERN/Ga
6.5
565
0.29
0.02
Gnays
5
SERS/Ga
0.9
375
0.06
0.01
Kireçtaşı
8
DOK/Gn
1.7
130
0.34
0.004
?
LIME/Ka
2.6
480
0.14
0.02
37000
1.2
Çizelge 4.2. Çalışma alanından toplanan kayaç örneklerinin laboratuvarda incelenmesi ile
elde edilen ortalama değerler (Uhrenbacher 1988)
Ortalama Suseptibilite (SI) *10-6
Ortalama indüklenmiş mıknatıslanma (IM)
Ortalama kalıcı mıknatıslanma (KM)
20 ± 11
0.80 ± 0.44 A / m
0.28 ± 0.28 A / m
23
Bu ortalamanın Ilıca manyetik amfibolit formasyonunun her yeri için geçerliği ve
yerel konsantrasyonların varlığı belirgin değildir. Değişimler, hava durumu ve yıldırım ile
indüklenmiş manyetizasyon ile ilgilidir.
Kalıcı manyetizasyon için 0.035 - 0.87 A/m ve indüklenmiş manyetizasyon için 0.056
- 1.48 A/m değerleri mevcuttur.
4.1.2. Basınç deneylerinin sonuçları
Sıkıştırma gerilimi altında kalıcı manyetizasyon ve suseptibilitenin gerilim
algılayabilirliği, dört örnek üzerinde ölçülmüştür. Sonuçlar Şekil 4.4 'te gösterilmektedir.
Beklenildiği gibi amfibolit kayaçları en yüksek gerilim algılayabilirliğine sahiptir.
4.1.3. 3 ve 19 no'lu örnekler
İncelenen amfibolit örneklerinde, manyetizasyon ve gerilim arasındaki ilişki tam
olarak lineer değildir (Şekil 4.4). 3 no'lu amfibolit örneğinde, suseptibilite, 50MPa sıkıştırma
basıncı altında % 7, 19 no'lu amfibolit örneğinde yine 50 MPa sıkıştırma basıncı altında % 13
azalmıştır. Ortalama olarak %10 / 50 MPa 'lik bir azalım söz konusudur.
İlk olarak suseptibilite ve gerilim arasında lineer bir ilişki kabul edilebilir. Bu şartlar
altında, sıkıştırma gerilmesine paralel olan suseptibilitenin değişimini tanımlayan bir
manyeto-elastik katsayıyı saptamak kolaydır. 3 ve 19 no'lu örneklerde, ortalama 2.0 GPa-1 dir.
İndüklenmiş mıknatıslanmaya paralel 10 MPa 'lık bir gerilim değişimi, manyetizasyon
vektörünün şiddetini % 2 değiştirecektir.
Laboratuvarda, suseptibilite alternatif bir manyetik alan ile ölçülmüştür. Suseptibilite,
uygulanan alternatif dış alanın frekansının bir fonksiyonudur. Doğal kalıcı mıknatıslanmanın
şiddeti, mevcut durumlar ile gerilim altındaki değişimleri gözlendiğinde çok küçük olduğu
görülebilir. Bu nedenle kayaç örneklerine, basınç deneyinden önce alternatif bir dış alan ile
oda sıcaklığında mıknatıslık kazandırılmıştır.
4.1.4. 20 no'lu örnek
20 no'lu amfibolit örneği, gerilimle normal olmayan bir değişim göstermiştir. Yükleme
sırasında suseptibilite 40 MPa' ya kadar artmış ve daha yüksek gerilimlerde tekrar azalmıştır.
İşlem,
yükleme
yapılmazken
ters
çevrilmiştir.
Bu
beklenmeyen
demanyetizasyon içindeki bir değişim ile ilgili olabilir ( Zschau et al 1988b).
olay,
gerilimle
24
Şekil 4.4. Çalışma alanından alınan dört kayaç örneğinin laboratuvar incelemesi sonucu elde
edilen gerilim algılayabilirliği ile ilgili sonuçlar (Zschau 1988b)
25
5. JEOFİZİK YÖNTEMLER
5.1. Güç Spektrumu Derinlik Hesaplamaları
Potansiyel alanların dalga sayısı ortamında incelenmesi verilerin analizinde bazı
kolaylıklar getirmektedir. Gravite ve manyetik anomaliler Laplace denklemini sağladığından
aşağıda anlatılan yöntem her iki anomali içinde uygulanabilir.
Ara yüzey topoğrafyası h(x,y) ile belirlenen bir yapının yeryüzünde oluşturacağı
gravite (manyetik) anomalisi,
∆G (k x , k y ) = 2 πG∆ρe
− z k x2 + k y2
∞
∑k
n −1
[
]
F h n ( x, y )
(5.1)
n =1
z : Ortalama katman derinliği
G : Gravitasyon sabiti
∆ρ : Yoğunluk farkı
∆G : Gravite (manyetik) anomalisinin Fourier dönüşümü
kx, ky : x ve y yönlerindeki dalga sayıları
F : Fourier dönüşümü
denklemi ile verilmektedir (Parker 1972). z>>h(x,y) olursa, bu denklemdeki n değerinin
1’den sonraki terimleri çok küçük değerler içereceğinden ihmal edilebilir. Buradan,
∆G (k x , k y ) = 2 πG∆ρe
− z k x2 + k y2
H (k x , k y )
(5.2)
denklemi elde edilir. Arayüzey topoğrafyasının gelişigüzel dağıldığı kabul edilirse ve
denklemi belirli k aralıkları ile ortalaması alınırsa, H dalga sayısından bağımsız hale gelir ve
(
〈 ∆G k x , k y
)
〉 = 2π G∆ρe − kz H
elde edilir, bunun doğal logaritması alındığında ise,
(5.3)
26
(
ln 〈 ∆G k x , k y
)
〉 = − kz + sabit
(5.4)
(
olmak üzere bir doğru denklemi elde edilir. Burada ln 〈 ∆G k x , k y
) 〉 değerlerinin k dalga
sayısına karşı grafiğini oluşturduğumuzda bir doğru elde edilir. Bu doğrunun eğimi bize
manyetik anomaliye neden olan arayüzey veya yeraltındaki kütlelerin ortalama derinliğini
verecektir (Genç 1994).
5.2. Potansiyel Alanların Sayısal Filtrelemesi
Sayısal filtreler, alçak geçişli, band geçişli ve yüksek geçişli filtre katsayıları olarak
üretilip, frekans ortamında Fourier dönüşümü katsayılarıyla çarpılması esasına dayanır. Ters
Fourier dönüşümü alınarak uzay boyutuna geçilir, istenilen şekilde tanımlanabilecek filtrenin
kesme frekansı güç spektrumu analizinden belirlenen bir aralık için elde edilir.
f(x,y) = f1(x,y) * f2(x,y)
(5.5)
yukarıdaki formülde f1(x,y), f2(x,y) tarafından filtre edilerek filtrelenmiş, çıkış verisi f(x, y)
bulunmuştur. Her iki tarafın da Fourier transformu alınarak,
f (kx,ky) = f1 (kx,ky)* f2 (kx,ky)
(5.6)
elde edilir. Alçak geçişli filtre elde edilecekse,
0, eğer
2
2
kx + ky >
2π
kc
F2 (kx,ky) =
(5.7)
1, diğer durumlarda
Şekil 5.1.a. Alçak geçişli filtre
27
yüksek geçişli filtre elde edilecekse,
2
0, eğer
F2 (kx,ky) =
2
kx + ky >
2π
λc
(5.8)
1, diğer durumlarda
Şekil 5.1.b. Yüksek geçişli filtre
Bununla beraber pratikte ayrık verilerle çalışılmasından dolayı k dalga boyunda veriyi
Şekil 5.1.b’ deki gibi süzmemiz enerji sızmasına (Gibbs etkisi) neden olur. Bundan kurtulmak
için k dalga boyu etrafında bir kosinüs penceresi uygulanarak meydana gelecek yan
salınımlardan kurtulunur.
5.3. Yalancı Gravite Dönüşümü
Poisson
bağıntısına
göre
manyetik
anomaliler
gravite
anomalilerine
dönüştürülebilmektedir. Manyetik anomalilerin dönüşümü ilk defa Baranov (1957) tarafından
gerçekleştirilmiştir. Daha sonraları (FFT) teknikleri kullanılarak yalancı gravite yöntemine
hızlılık kazandırılmıştır. Dönüşüm sonucu ortaya çıkan yeni anomali, ortamın yoğunluğundan
bağımsızdır. Ortamın yoğunluğunun bilinmemesi nedeniyle ortaya çıkan bu gravite anomalisi
yalancı gravite anomalisi olarak isimlendirilir. P şiddetindeki bir manyetik kutbun r
uzaklığında oluşturacağı potansiyel ;
U=
1 P
µ r
olarak verilir. Poisson bağıntısına göre;
(5.9)
28
U=
I dV
Gρ di
(5.10)
yazılabilmektedir. Burada;
V = Gravite potansiyeli
i = Manyetik polarlanmanın (indükleyici alanın) yönü
I = Mıknatıslanma şiddeti
ρ = Yoğunluk
G = Uluslararası gravite sabiti
Kearey ve Brooks (1991) manyetik anomalilerin karmaşık olduğunu belirterek
buradan oluşturulan yalancı gravite anomalilerin modellenmesinin daha kolay olduğunu öne
sürmüşlerdir.
Yer manyetik alanının eğim ve sapma açıları yapıların manyetik anomalilerinin
karmaşık hale gelmesine neden olur. Bu durumun düzeltilmesi onların kutuptaymış gibi
değerlendirilmelerine bağlıdır. Bu nedenle manyetik anomalilerin kutba indirgenmesi gerekir
(Ateş 1995). Yalancı gravite dönüşümü aynı alandaki gerçek gravite anomalisi ile kendisinin
karşılaştırılmasında yarar sağlar ve bu iki tip anomaliye sebep aynı jeolojik yapılar olup
olmadığını gösterir. Yalancı gravite değerlerinin elde edilmesi için manyetik birimler gravite
birimlerine dönüştürülerek yalancı gravite dönüşümü gerçekleştirilir.
5.4. Yalancı Gavitenin Yatay Gradientinin En Büyük Yerleri
Cordell and Grauch (1982) yatay gradient'in büyüklüklerini hızlı bir şekilde
yorumlayabilmek için konturlama yöntemini seçmişlerdir. Yatay gradient verisi konturlama
işleminden önce sayısal durumda kare grid aralığında hazırlanmıştır. Blakely and Simpson
(1986)
yukarıdaki
Cordell-Grauch
işlemini
otomatik
bir
yöntem
kullanarak
huzlandırmışlardır. Bu yöntemde şunlar yapılmaktadır:
1- Yalancı gravite dönüşümü
2- Yalancı gravite'nin yatay gradientinin tanımlanması
3- En büyük yatay gradientinin konturlanması
Yöntemin temeli, grid verisini en yakınındaki veri ile karşılaştırarak kendisinden
büyük olup olmadığını aramaya dayanır (Şekil. 5.2).
29
Şekil 5.2. Yatay gradientin en büyük yerlerinin belirlenmesi için yatay gradient haritası grid
değerlerinin geometrik düzeni
Eşitsizlikler aşağıdaki gibi test edilmektedir.
gi-1 < gi , j > gi+1, j
(5.11)
gi , j-1 < gi , j > gi, j+1
(5.12)
gi+1 , j-1 < gi , j > gi-1, j+1
(5.13)
gi-1 , j-1 < gi , j > gi+1, j+1
(5.14)
eğer aşağıdaki durum gerçekleşmişse,
30
gi-1 , j-1 < gi , j > gi+1, j
o zaman,
X max =
(5.15)
bd
2a
(5.16)
[
a=
1
g i −1, j − 2 g i , j + g i +1, j
2
b=
1
g i +1, j − g i −1
2
[
]
]
(5.17)
(5.18)
d = iki grid noktası arasındaki mesafe
Xmax değerinde maximum yatay gradient aşağıdaki gibi verilebilir.
gmax = a xmax2 + b xmax + gi , j
(5.19)
En büyük yerler sığ ve düşeye yakın kontakların hemen hemen üzerini gösterir. Düşey
olmayan kontaklar daha az duyarlılıkta sınırı belirler.
5.5. Ters Çözüm
Cordell ve Henderson (1968)’e göre üç boyutlu deneyişimli modelleme quasi-direk
yöntemi ile yapılmaktadır. Bu yöntemin esasları aşağıda verilmektedir.
1-)
Başlangıç modeli seçilir.
2-)
Modelin anomalisi hesaplanır.
3-)
Modelin iyileştirilmesi.
q’uncu grid noktasındaki Q (x’, y’, 0) düşey prizmaya ait p’inci grid noktasındaki gravite
etkisi P (x,y,0) olarak verilecek olursa,
(
∆ggöz, p ≈ G f P , Q , Tq ; ρ , D
P’ deki tüm kütlelerin etkisi,
)
(5.20)
31
∑ G f (P, Q, Tq ; ρ , D )
M
ggöz, p ≈
(5.21)
q =1
G = gravite sabiti
ρ = Yoğunluk
D = Taban derinliği
M = Toplam grid sayısı
Eğer tn,q n’inci iterasyon sonucunda q’uncu noktadaki bir prizmanın kalınlığı ise
lim t n,q = Tq
(5.22)
n⇒∞
bütün q noktaları için burada
t 1,q = K. g ölç, q
K=
(5.23)
1
2πGρ
(5.24)
başlangıç modeli aşağıdaki gibi hesaplanır.
M
g hes, 1, p =
∑
q =1
(
G f P , Q , t1,q ; ρ , D
)
(5.25)
Birbirini takip eden deneyişimler aşağıdaki denklemlerle verilir ;
ggöz,q
t 2,q = t 1, q
t n+1,q = t n, q
ghes,1,q
ggöz,q
ghes,n,q
(5.26)
(5.27)
32
g hes, n, p =
M
∑
q =1
(
G f P , Q , t n ,q ; ρ , D
)
(5.28)
Deneyişimler sonucu gözlemsel ve hesaplanan anomaliler arasındaki hata aşağıdaki
denklemle verilir ;
M
rms n =
∑ (g
p −1
göz , p
− g hes ,n , p ) 2
M
(5.29)
33
6. ANALİZ VE YORUM
6.1. Manyetik Verilerin Sayısallaştırılması
Çalışma alanı 42 km²’lik (6.5 x 6.5 km²) bir kare alana sahiptir. Bu alan 51 x 51 grid
noktası oluşturacak şekilde 130 m’lik aralıklara bölünmüştür. Toplam nokta sayısı 2601’dir.
Düzeltmeler uygulanmış tüm manyetik veri standart bir gridleme programı kullanılarak
sayısallaştırılmıştır. Şekil 6.1 sayısallaştırılmış manyetik verinin anomali haritasını
göstermektedir.
6.1.1. Güç spektrumu derinlik hesaplaması ve filtreler
İnceleme alanında Şekil 6.1’de gösterilen manyetik anomali haritasından öncelikle
doğrusal trend uzaklaştırılmıştır. Elde edilen doğrusal trend uzaklaştırılmış manyetik anomali
haritası Şekil 6.2’de görülmektedir. Doğrusal trend uzaklaştırılmış anomali değerlerine güç
spektrumu uygulanarak manyetik anomaliye neden olan bozucu kütlenin yüzeyden olan
derinliği hesaplanmıştır. Güç spektrumundan elde edilen değerler logaritmik güç düşey eksen
ve dalga sayısı yatay eksen olmak üzere grafiklenerek Şekil 6.3’de gösterilmektedir. Şekilden
iki adet süreksizlik seviyesi tespit edilmiştir. Şekil 6.3’deki birinci süreksizlik seviyesi olan
ve 130 m olarak işaretlenmiş seviye, yüzeye yakın bozucu kütlenin üst seviyesi olarak
düşünülmektedir. Muhtemelen 130 m’nin üst bölümü altere olmuş amfibolitik kayaç
kütlelerinden oluşmaktadır. Güç spektrumu uygulamasından ayrıca hesaplanan kesme
frekansı (1.26 km-¹) kullanılarak doğrusal trend uzaklaştırılmış manyetik anomali değerlerine
yüksek geçişli filtre uygulanmıştır. Bu şekilde bozucu kütlenin üst seviyesi olarak düşünülen
130 m’nin üstünde yer alan bozunmuş bölgenin etkisi doğrusal trend uzaklaştırılmış
anomalilerden giderilmiştir. Yüksek geçişli filtre haritası Şekil 6.4’de görülmektedir. Yüksek
geçişli filtre uygulanmış manyetik anomali haritası Şekil 6.5’de verilmektedir.
6.2. Üç Boyutlu Model
Uhrenbacher (1988) tarafından varlığı tespit edilerek prizmalar yöntemi kullanılmak
suretiyle üç boyutlu modellemesi yapılmış olan Taşkesti amfibolit kompleksi, alanın
kuzeyindeki veri eksikleri nedeniyle eksik modellenmiştir (Bkz. Şekil 1.3) Bu nedenle
oluşturulmuş olan bu model güvenilir değildir. Çalışma alanının kuzeyinde bulunan
topoğrafik olarak dik ve ulaşılması güç alan, veri alımını engellemiş ve manyetik anomalinin
negatif bölümünün tam olarak tesbitini mümkün kılmamıştır. Bu nedenlerle güvenilir ve
kişisel yorumlardan kaynaklanan hataların en aza indirgenmesi amacıyla Şekil 6.5.’deki
verilen doğrusal trend uzaklaştırılarak filtrelenmiş manyetik anomali haritası otomatik bir
34
Şekil 6.1. Çalışma alanına ait sayısallaştırılmış manyetik anomali haritası. Kontur aralığı =
100 nT
35
Şekil 6.2. Doğrusal trend uzaklaştırılmış manyetik anomali haritası. Kontur aralığı = 100 nT
36
Şekil 6.3. Taşkesti manyetik anomalisi güç spektrumu uygulaması
37
Şekil 6.4. Yüksek geçişli filtre haritası
38
Şekil 6.5. Yüksek geçişli filtre etkilerinin kaldırıldığı manyetik anomali haritası. Kontur
aralığı = 100 nT
39
metod kullanılarak üç boyutlu olarak modellenmiştir.
Bu metod, ilk olarak Kearey (1991) tarafından tanıtılmış, daha sonra Ateş and Kearey
(1993a) ve Ateş and Kearey (1993b) tarafından İngiltere’nin güneyindeki havadan manyetik
anomalilere uygulanmıştır. Bu üç boyutlu otomatik model yönteminin uygulama aşamaları
Şekil 6.6’da gösterilmektedir. Buna göre manyetik anomalilerden önce doğrusal trend
uzaklaştırılmış, daha sonra güç spektrumu uygulanarak kesme frekansı tespit edilmiş ve
yüksek geçişli filtre uygulamak suretiyle de bozucu kütlenin 130 m’den yukarı seviyelerinden
kaynaklanan etkiler giderilmiştir. Bundan sonra J/ρ oranı 1 tutularak yalancı gravite
dönüşümü yapılmıştır. Burada yer manyetik alanının eğim açısı 55°, sapma açısı da 4° olarak
kullanılmıştır. Yalancı gravite dönüşümü Blakely and Simpson (1986) tarafından geliştirilen
bir bilgisayar programı kullanılarak yapılmıştır. Yalancı gravite anomalisi Şekil 6.7’de
gösterilmektedir. Yalancı gravite anomalileri, Cordell and Henderson (1968) tarafından
geliştirilen üç boyutlu deneyişimli bir bilgisayar programı ile güç spektrumu derinlik kontrolu
yapılarak otomatik olarak modellenebilmektedir. Modelleme esnasında ρ=1 Mgm-³ olarak
alınmıştır. Bu çalışmada modelin taban derinliği, bozucu kütle için güç spektrumundan
hesaplanan üst yüzey derinliğine ulaşana kadar değiştirilmiş ve bu yolla bozucu kütle için
taban derinliği 1.5 km bulunmuştur (Şekil 6.8). Şekil 6.9 ve 6.10 üç boyutlu modelin farklı iki
açıdan izometrik haritalarını göstermektedir.
6.2.1. Üç boyutlu modelin manyetik anomalisinin yeniden oluşturulması
Manyetik anomalilerin yeniden modellenmesi için Kearey (1977) tarafından
geliştirilen bir bilgisayar programı kullanılmıştır. Böylece Şekil 6.8’de verilen üç boyutlu
manyetik modelin oluşturacağı manyetik anomali yeniden hesaplanmıştır (Şekil 6.11). Bu
aşamada mıknatıslanma şiddeti J = 1 alınmıştır. Böylece daha önce J / ρ = 1 olarak verilerek,
güç spektrumu yardımıyla oluşturulan modelin manyetik anomalisi ilk başta üç boyutlu
modelleme
işlemine
giren
Şekil
6.5’de
gösterilmekte
olan
manyetik
anomaliye
benzemektedir. Burada hesaplanan manyetik anomalinin orjinal manyetik anomaliye
ayarlanması sonucu ayarlama faktörü 1.1 Am¯¹ çıkmıştır. Bu da bilinmeyen bozucu kütlenin
mıknatıslanma şiddetinin 1.1 olduğu anlamına gelmektedir. Ayarlama sonucu oluşturulan
hesaplanmış manyetik anomali haritası şekil 6.12’de gösterilmektedir. Bölgede yer manyetik
alanının şiddeti 36.6 Am¯¹ olduğundan amfibolit karmaşığının mıknatıslanmış parçasının
suseptibilitesinin 30 x 10¯³ (SI) olduğunu ifade etmektedir.
40
Şekil 6.6. Üç boyutlu otomatik model yönteminin uygulama aşamaları
41
Şekil 6.7. Taşkesti amfibolit karmaşığının yalancı gravite anomali haritası. Kontur aralığı = 4
gu
42
Şekil 6.8. Taşkesti amfibolit karmaşığının üç boyutlu modeli. Kontur aralığı = 0.1 km
43
Şekil 6.9. Manyetik modelin güney-doğudan 305° açıyla izometrik haritası
44
Şekil 6.10. Manyetik modelin 225° açıyla izometrik haritası
45
Şekil 6.11. Şekil 6.8’de verilen üç boyutlu modelden yeniden elde edilen manyetik anomali
haritası. Kontur aralığı = 100 nT
46
Şekil 6.12. Ayarlama sonucu oluşturulan hesaplanmış manyetik anomali haritası. Ayarlama
faktörü = 1.1 Am-3. Kontur aralığı = 100 nT
47
6.3. Yalancı Gravite Anomalilerinin Yatay Gradientinin En Büyük Yerleri ve Tektonik
Yorum
Şekil 6.5.’de verilen manyetik anomali haritasına yalancı gravite dönüşümü yapılarak
oluşturulan yalancı gravite anomali haritası Şekil 6.7’de verilmiştir. Gravite haritalarına
uygulanan Blakely and Simpson (1986) tarafından geliştirilen yatay gradientin en büyük
yerlerini veren yöntem manyetik anomali haritasına da uygulanmıştır (Şekil 6.13). Haritada
görülen çember büyüklükleri gradient artışı ile doğru orantılıdır. Buna göre haritanın orta
bölümünde yer alan ve büyük çaplı çemberlerle çevrili olan Taşkesti amfibolit karmaşığının
sınırlarını işaret etmektedir. Ayrıca haritanın diğer kesimlerinde görülen çemberlerin
yorumlanması sonucu olası fay haritası oluşturulmuştur (Şekil 6.14). Bu haritada kesikli
çizgiler kuzey-güney doğrultulu, kesik noktalı çizgiler ise doğu-batı doğrultulu fayları
göstermektedir.
48
Şekil 6.13. Taşkesti amfibolit karmaşığının yalancı gravite anomalisinin yatay gradientinin en
büyük yerleri
49
Şekil 6.14. Taşkesti amfibolit karmaşığı ve civarına ait tektonik harita
50
7. SONUÇ ve ÖNERİLER
Bu bölümde yapılan çalışmalara ilişkin elde edilen sonuçlar özetle verilecek ve bu
sonuçlar ışığında ileriki çalışmalara yönelik öneriler sunulacaktır.
7.1. Sonuçlar
Manyetik profil ölçümlerine uygulanan güç spektrumu eğrisinden manyetik
anomalilere neden olan bozucu kütlenin yüzeyden olan üst kısmının derinliği 0.13 km olarak
saptanmıştır (Şekil 6.8). Güç spektrumundan elde edilen kesme frekansı 1.26 km-¹ değeri
kullanılarak yüksek geçişli filtre uygulaması yapılmış ve yüzeyden bulunan, amfibolit
karmaşığının altere olmuş kesimlerinin etkilerini anomaliden çıkarmak için oluşturulmuş olan
(Bkz. Şekil 6.5) harita incelendiğinde doğrusal trend uzaklaştırılmış anomali haritası ile
benzer olduğu görülmektedir (Bkz. Şekil 6.2). Bu da yüzeyde bozunmaya uğramış amfibolit
karmaşığının manyetik anomaliye etkisinin hemen hemen hiç olmadığını ve manyetik
anomalilerin derindeki kütleden kaynaklandığını ortaya koymaktadır.
Oluşturulan manyetik modelin taban derinliği yüzeyden itibaren 1.5 km'dir.
Uhrenbacher (1988), tarafından prizmalar yöntemi kullanılarak oluşturulmuş olan üç boyutlu
manyetik modelde, yeraltındaki bozucu kütlenin taban derinliğinin sonsuza devam ettiği ifade
edilmektedir. Bu tez çalışması sırasında Uhrenbacher (1988) tarafından kullanılan verilerdeki
eksiklikler giderilerek tam veri ile çalışılmış, ayrıca modelleme aşamasında kullanılan
otomatik yöntem sayesinde mümkün olduğunca kişisel yorumlardan kaçınılarak matematiksel
model ortaya konulmaya çalışılmıştır.
Hesaplanmış ve ayarlanmış manyetik anomaliler (Bkz. Şekil 6.11) görülmektedir.
Şekil 6.12'deki harita incelendiğinde filtrelenmiş harita ile uygunluk görülebilmektedir (Bkz.
Şekil 6.5). Ancak küçük de olsa bazı farklılıklar vardır bunların kalıcı mıknatıslanmadan
kaynaklandığı düşünülmektedir.
Amfibolit karmaşığının ortalama suseptibilitesi 30 x 10-3 (SI) olarak hesaplanmıştır.
Daha önce yapılmış olan ve yüzeyden toplanan kayaç örneklerinin laboratuvarda analizi ile
saptanan ortalama suseptibilite değeri 20 x 10-3 ± 11(SI)'dır (Uhrenbacher 1988). Bulunan bu
değer, yüzeyde altere olmuş amfibolit karmaşığından toplandığı için, daha derinden elde
edilen ve model çalışması sırasında bulunan değere göre orantısal olarak düşük çıkmıştır.
Örnek kayaçlardaki laboratuvar ölçüm sonuçlarına göre indüklenmiş manyetizasyon 0.8 ±
0.44 Am-1 ve kalıcı manyetizasyon 0.28 ± 0.28 Am-1'dir (Uhrenbacher 1988). Bu iki değerin
51
toplamı yaklaşık olarak 1.1 Am-1 değerini vermektedir. Diğer bir deyişle çalışma alanındaki
indüklenmiş ve varlığı laboratuvar sonuçlarıyla kesinleşmiş olan kalıcı mıknatıslanmaların
toplamı, tez çalışması sırasında elde edilen 1.1 Am-1 değerini doğrulamaktadır.
Daha önce Uhrenbacher (1988) tarafından yapılan çalışmada, çalışma alanının
güneyinde bulunan ve Şekil 2.1'deki jeoloji haritasından da görülen sedimanın kalınlığı tespit
edilmemiştir. Oysa bu bilgi hem amfibolit karmaşığının yayılımını tespit etmek hem de
çalışma alanında sürdürülmekte olan tektonomanyetik ölçümlerin yorumlanması açısından
önem taşımaktadır. Bu çalışma sırasında bölgenin sedimanter kayaç kalınlığının ortalama 1
km olduğu saptanmıştır (Şekil 6.7).
Yalancı gravite anomali haritasından oluşturulan yatay gradientin en büyük yerlerini
veren harita bölgenin tektoniğine ait önemli özellikler yansıtmaktadır (Bkz. Şekil 6.13). Bu
haritanın yorumlanması ile elde edilen ve manyetik anomaliye neden olan amfibolit
karmaşığının 550. metredeki pozisyonunun gösterildiği haritada bölgedeki olası faylar
görülmektedir (Bkz. Şekil 6.14). Burada kesik çizgiler doğu-batı, nokta kesikli çizgiler kuzeygüney yönlü olası fayları göstermektedir.
7.2. Öneriler
Halen çalışma alanında sürdürülmekte olan Türk-Alman Deprem Araştırmaları Projesi
çerçevesinde yapılan tektonomanyetik yöntem çalışmalarında, manyetik alanın toplam
bileşeni sürekli olarak ölçülmektedir. Bu ölçümler Uhrenbacher (1988) tarafından
oluşturulmuş olan üç boyutlu model ve sonuçları kullanılarak değerlendirilmekte ve
yorumlanmaktadır. Ancak yukarıdaki sonuçlarda da görüldüğü gibi oluşturulan bu yeni model
ve parametreleri daha önceki model ile bir takım temel farklara sahiptir. Bu nedenle
tektonomanyetik ölçümlerin yorumlanması sırasında ve manyeto-elastik gerilim
değişimlerinin incelenmesinde bu yeni model kullanılmalıdır. Ayrıca oluşturulan tektonik
haritadan olası fayların konumları dikkate alınarak kurulabilecek yeni tektonomanyetik
gözlem istasyonları, bu fayları inceleyebilecek şekilde konumlanmalıdır.
52
KAYNAKLAR
ABDÜSSELAMOĞLU, S., 1975. Almacık Dağı ile Mudurnu-Göynük civarının jeolojisi. İ.Ü.
Fen Fak. Monografileri, No: 14.
AKASOFU, S.I. and CHAPMAN, S., 1972. Solar-terrestrial physics. Clarendon Press,
Oxford, p. 901.
APPEL , E. and PATZELT, A., 1989. Suitability og rocks from the Mudurnu area (North
Anotalian Fault Zone) for tectonomagnetic recording. In Turkish-German Earthquake
Research Report.
ATEŞ, A. and KEAREY, P. 1993a. Structure of Blackdown pericline, Mendip Hills, from
gravity and seismic data. Journal of the Geological society, 150, p. 729 - 736, London.
ATEŞ, A. and KEAREY, P. 1993b, Deep Structure of the East Mendip Hills from gravity,
aeromagnetic and seismic reflection data. Journal of the Geological Society,150, p. 10551063, London.
BARANOV, V., 1957. A new method for interpretation of aeromagnetic maps: Pseudogravity
anomalies. Geophysics, 22, p. 359-383.
BARRACLOUGH, D.R. and MALIN, S.R.C., 1971. Synthesis of International Geomagnetic
Reference Field values. Inst. Geol. Sci. Report, No : 71/1, p. 26.
BALDWIN, R.T. and LANGELL, R., 1993. Tables and maps of the DGRF 1985 and IGRF
1990. International Union of Geodesy and Geophysics Association of Geomagnetism and
Aeronomy, IAGA Bulletin No: 54, p. 158.
BERCHEMER, H., WEIGELT, E., BAIER, B., 1989. Seismic observation in the Mudurnu
Valley test area at the North Anatolian fault zone. In Turkish-German Earthquake Research
Report.
BLAKELY, R.J. and SIMPSON, R.W., 1986. Approximating edges of source bodies from
magnetic or gravity anomalies. Geophysics 51, p. 1494 - 1498.
BULLARD, E.C., 1967. The removal of trend from magnetic surveys. Earth Planet, Sci.
Letters, v2, p. 293-300.
CAIN, J.C., HENDRICS, S., DANIELS, W. and JENSEN, D.C., 1968. Computation of the
main geomagnetic field from spherical harmonic expansions. Natl. Space Sci. Data Cent.,
Data Users’ note, NSSDC 68-11, p. 46.
CORDELL, L. and HENDERSON, R.G., 1968.
Iterative three-dimensional solution of
gravity anomaly data using a digital computer. Geophysics 33, p. 596-601.
53
CORDELL, L. and GRAUCH, V.J.S., 1982. Reconciliation of the discrete and integral fourier
transform. Geophysics, 47, p. 237-243.
DOBRIN, M.B. and SAVIT, C.H., 1988. Introduction to geophysical prospecting. Fourth
edition, McGraw-Hill book company.
DEWEY, J.W., 1976. Seismicity of Northern Anatolia. Bull. Seism. Soc. Am., 60, No: 3, p.
843-868.
ERGÜNAY, O. ve ZSCHAU, J., 1989. Introduction to the Turkish-German Earthquake
Research Project. In Turkish-German Earthquake Res. Report.
FABIANO, E.B. and PEDDIE, N.W., 1969. Grid values of the total magnetic intensity IGRF1965.0. Environ. Sci. Serv. Adm., Tech. Report, C &GS, 38, p. 55.
GOODACRE, A.K., 1973. Some comments on the calculation of the gravitational and
magnetic attraction of a homogenous rectangular prism. Geophysical Prospecting, 21, No:1,
p. 66-69.
GÖZÜBOL, A.M., 1978. Mudurnu-Dokurcun-Abant(Bolu) alanının jeolojisi, incelenmesi ve
Kuzey Anadolu yarılımının yapısal özellikleri. Istanbul Üniversitesi, Jeoloji Bölümü,
Doçentlik Tezi.
GÜNDOĞDU, O., 1986. Türkiye depremlerinin kaynak parametreleri ve aralarındaki ilişkiler.
Doktora tezi, Istanbul Üniversitesi, Mühendislik Fakültesi, Jeofizik Mühendisliği Bölümü.
IAGA COMMISION 2 WORKING GROUP 4, 1969. International Geomagnetic reference
Field 1965.0. Jour. Geophysc. Res., v.74, No: 17, p. 4407-4408. Jour. Geomag. Geoelect.,
Kyoto, v.21, No:2, 569. Geomagn. aeron., v. 9, No:5, p. 956.
IAGA DIVISION I STUDY GROUP ON GEOMAGNETIC REFERENCE FIELDS, 1975.
International Geomagnetic Reference Field 1975. Jour. Geomag. Geoelect., Kyoto, v. 279,
No: 5, p. 437-439.
KEAREY, P., 1977. Computer program ‘Prism’ to compute gravity and magnetic anomalies
of right rectangular prism. University of Bristol, (Unpublished), England.
KEAREY, P. 1991. A possible source of the South - Central England magnetic anomaly;
basaltic rocks beneath the London platform. Journal of Geological Society, 148, p. 775-780.
KEAREY, P. and BROOKS, M., 1991. An ıntroduction to geophysical exploration. Blackwell
Scientific Pub.
KERTZ, W. 1971. Einführung in die Geophysik. Bd. I und Bd. II - B.I.
Wissenschaftsverlag, Bd.275 und Bd. 535 , Mannheim - Wien - Zurich.
KIYAK, Ü., 1986. Kuzey Anadolu Fay Zonu'nun Batı uzantılarının incelenmesi. Doktora tezi,
İstanbul Üniversitesi, Müh. Fak., Jeofizik Müh. Bölümü.
54
KLUGE, G., 1970a. A generalised method for the calculation of the geomagnetic field from
multipole expansions. Eur. Space Oper. Cent., Internal Note, No: 67, p.27.
KLUGE, G., 1970b. Computer program SHELL for the calculation of B and L from models
of geomagnetic field. Eur. Space Oper. Cent., Internal Note, No: 67, p.17.
KOÇYİĞİT, A., 1988. Tectonic setting of the Geyve basin: age and total displacement of the
Geyve fault zone. METU, Journal of Pure and Applied Sciences, Vol. 21, No: 1-3. 81-104.
MALIN, S.R.C., 1969. Synthesis of International Geomagnetic Reference Field values. Inst.
Geol. Sci. Geomagn. Unit Report, No: 2, p. 7.
MCKENZIE, D., 1972. Active tectonics of the Mediterreanean region. Geophysics J. R. Astr.
Soc., 30, 109-185.
MCKENZIE, D., JACKSON, J., 1984. Active tectonics of the Alpin-Himalayan belt between
Turkey and Pakistan. Geophys. J. R. Astr. Soc., 77, 185-264.
NEHL, B., 1983. Statistische untersuchungen von Erdbeben in der Türkei im zeitraum 18001981. Diplom Arbeit am Institut für Geophysik der Univ. Kiel.
ORBAY, N., GÜNDOĞDU, O., KOLÇAK, D., DÜZGIT, Z., IŞIKARA, A.M.,
UHRENBACHER, R., ZSCHAU, J., 1994. Seismo-magnetic studies between Dokurcun and
Abant area along the NAFZ, Turkey. Journal of Geomagnetism and Geoelectricity, 46,
p.1095-1107.
ÖZTÜRK, A., INAN, S. ve TUTKUN, S.Z., 1984. Abant-Yeniçağa arasının jeolojisi ve
KAFZ’nun tektonik özellikleri. Deprem Araştırma Dairesi Yayınları, A2/104-1.
PALUSKA, A., 1981. Die stellung der Marmara- region in der quataren Entwicklung des
Ponto-Kaspischen Raumes: Veröffentl. des. Geol. Landesamtes, Hamburg.
PALUSKA, A. and SIPAHIOĞLU, A., 1985. Bericht über geologische untersuchungenin der
Mudurnu-Sapanca region: DFG, Bonn-Bad Godesberg. Projectbegleitendes Vorhaben zum
Vorhaben
der
Deutschen
Forschungsgemeinschaft
:
Geodatisch-Geophysikalsche
Untersuchungen im seismoaktiven Bereich der Nord-Anatolischen Verwerfungs-Zone.
PARKER, R.L., 1972. Rapid computation of potential anomalies. Geophysics J. R. Ast. Soc.,
31, p. 447-455.
REIPRICH, S., MICHEL, G. and BÜYÜKSARAÇ, A., 1995. Determination of Regional
Stress Field. Abstr. and Pres. for European Union of Geosciences, Strasbourg, France.
SİPAHİOĞLU, S., 1982.
Kuzey Anadolu Fay Zonu ve çevresinin deprem etkinliğinin
incelenmesi. Doktora Tezi, Istanbul Üniversitesi, Müh. Fak., Jeof. Müh. Böl.
SİPAHİOĞLU, S., 1984. Geological and tectonic development of the Mudurnu River Valley.
Internal report of the Istanbul University, Istanbul.
55
STASSINOPOULOS, E.G. and MEAD, G.D., 1972. ALLMAG, GDALMG, LINTRA:
Computer programs for geomagnetic field and field-line calculations. Natl. Space Sci. Data
Cent., Report, NSSDA 72-12, p. 51.
ŞENGÖR, A.M.C., GÖRÜR, N. ve ŞAROĞLU, F., 1985. Strike-slip faulting and related
basin formation in zones of tectonic escape: Turkey as acase study. The Soc. of eco. Paleo.
and Mineral.
TAŞMAN, C., 1944. Gerede-Bolu Zelzelesi Hakkında Rapor. Deprem Araştırma Dairesi
Yayınları, AT/46.
TOKAY, M., 1973. Kuzey Anadolu Fay Zonunun Gerede-Ilgaz arasındaki kısmında jeolojik
gözlemler. KAF ve Deprem Kuşağı Sinop, MTA Yayınları, Ankara.
TOKSÖZ, M.N., SHAKAL, A.F. ve MICHAEL, A.J., 1979. Space time migration of
earthquakes along the North Anatolian Fault Zone and seismic gaps. Pure and Appl.
Geophysics, 117, 1258-1270.
UHRENBACHER, R. 1988. A New Method For Interpreting Tectonomagnetic Field Changes
Using a Natural Geomagnetic Stress Sensor : A contribution to the Joint Turkish-German
earthquake research project. European University Studies: Series 17, Earth Sciences; Vol. 4,
Peter Lang, Frankfurt A.M., Bern, New York, Paris.
WOITH, H., ENGE, W., GENCOĞLU, S., MATTHESS, A., PEKDEĞER, A., ZSCHAU, J.,
1989. On the feasibility of monitoring radon in soil gas and groundwater as a precursor to
earthquakes. In Turkish-German Earthquake Research Report.
YILMAZ, Y., TÜYSÜZ, O., GÖZÜBOL, A.M. ve YIĞITBAŞ, E., 1981. Abant(Bolu)Dokurcun(Adapazarı) arasındaki KAFZ’nun kuzeyinde ve güneyinde kalan birliklerin jeolojik
evrimi. İstanbul Yer Bilimleri, Cilt: 2, Sayı: 3-4, S: 239-261.
ZMUDA, A.J., 1971. World magnetic survey 1957-1969. Bull. Int. assoc. Geomagn.Aeron.,
No:28, p.148-152.
ZSCHAU, J., NEHL, B., ROTH, F. and NOELL, U., 1981. Cyclic Earthquake Activity Near
Adapazarı, Western Turkey. Terra Cognita, Special Issue 33.
ZSCHAU, J., UHRENBACHER, R., APPEL, E., IŞIKARA, A., ORBAY, N., GÜNDOĞDU,
O., BÜYÜKKÖSE, N.,1988b. Magnetisches Experiment, Tatigkeitsbericht für den Zeitraum
April 1986-Oktober 1987. Im Gesamtbericht über das vorhaben der Deutschen ForschungsGemeinschaft: Geodatisch-Geophysikalische Anotalischen Störzone.
56
ÖZGEÇMİŞ
1968 yılında Karaman’da doğdu. İlk, orta ve lise eğitimini yurdun değişik illerinde
tamamladı. 1985 yılında girdiği İstanbul Teknik Üniversitesi, Maden Fakültesi, Jeofizik
Mühendisliği Bölümü’nden 1989 yılında jeofizik mühendisi olarak mezun oldu. Ekim-1989
ile Ocak-1993 yılları arasında Devlet Su İşleri, Kastamonu Bölge Müdürlüğü, Jeoteknik
Hizmetler ve Yeraltısuları Şube Müdürlüğü’nde jeofizik mühendisi olarak görev yaptı.
1993 yılından beri Afet İşleri Genel Müdürlüğü, Deprem Araştırma Dairesi,
Laboratuvarlar Şube Müdürlüğü’nde jeofizik mühendisi olarak çalışmaktadır.
Author
Document
Category
Uncategorized
Views
0
File Size
6 547 KB
Tags
1/--pages
Report inappropriate content