depremlerin önceden belirlenmesi için adapazarı
advertisement
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.
