aydın-izmir civarının hava manyetik verilerinden ısı akısı değerlerinin

Transkript

ÖZET
Yüksek Lisans Tezi
AYDIN-İZMİR CİVARININ HAVA MANYETİK VERİLERİNDEN ISI
AKISI DEĞERLERİNİN BELİRLENMESİ VE ISI AKISI DAĞILIMININ
İNCELENMESİ
Arıkan BAL
Ankara Üniversitesi
Fen Bilimleri Enstitüsü
Jeofizik Mühendisliği Anabilim Dalı
Danışman: Yrd. Doç. Dr. Emin U. ULUGERGERLİ
Bu çalışmada, havadan manyetik veriler kullanılarak Aydın-İzmir civarı için Curie
nokta derinliklerinin elde edilmesi ve elde edilen Curie nokta derinliklerinden
yararlanarak ısı akısı değerlerinin belirlenmesi amaçlanmıştır. Hesaplanan Curie nokta
derinliklerinden ve ısı akısı değerlerinden, inceleme alanının sırasıyla Curie nokta
derinlik haritası ve ısı akısı haritası oluşturulmuştur. Buna bağlı olarak da bölgedeki
yüksek ısı akısı olan alanlar belirlenmiştir.
Bu çalışmada MTA Genel Müdürlüğü tarafından ölçülmüş Aydın-İzmir civarına ait havadan manyetik veriler kullanılmıştır. Ölçülen bu havadan manyetik alan verilerine
Baldwin ve Langel (1993) algoritmasına göre, International Geomagnetic Reference
Field, IGRF (1982.5) düzeltmesi yapılarak inceleme alanının havadan manyetik anomali
haritası elde edilmiştir. Bazı durumlarda manyetik verilere IGRF düzeltmesi uygulamak, bütün bölgesel (rejyonel ) etkileri gidermek için yeterli olmayabilir ve küçük
ölçekli alanların araştırılmasında bölgesel etkinin bir kısmı havadan manyetik verilerinin içinde kalabilir. Bundan dolayı, IGRF düzeltmesi yapılmış havadan manyetik
verilerinden doğrusal eğilim (lineer trend) uzaklaştırılmıştır. Küçük dalga boylu değişimleri atmak amacıyla 0.1 devir/veri aralığı kesme frekansında alçak geçişli bir
süzgeç ile doğrusal eğilimin uzaklaştırıldığı haritaların tamamı süzgeçlenmiştir. Bu
aşamadan sonra Rao vd (1993)’nin hazırlamış oldukları program, kullanımı daha kolay
ve hızlı hale getirilerek inceleme alanı verilerine uygulanmış ve Curie nokta derinlikleri elde edilmiştir.
Curie nokta derinlik haritası ile deprem odak derinlikleri haritası, Curie nokta
derinliklerinden yararlanarak elde edilen ısı akısı haritası ile de bouger gravite, havadan
manyetik, jeoloji, fay ve jeotermal alanlar haritası karşılaştırılmış ve aralarında iyi bir
uyumun olduğu görülmüştür. Ayrıca Curie nokta derinliklerinden yararlanarak elde
edilen ısı akısı değerleri daha önce hesaplanan ısı akısı değerleriyle karşılaştırılmış ve
sonuçların birbirine yakın olduğu görülmüştür.
2004, 141 sayfa
ANAHTAR KELİMELER : Curie nokta derinliği, ısı akısı, ısı iletkenlik katsayısı, sıcaklık gradyanı
i
ABSTRACT
Master Thesis
DETERMINATION OF THE VALUES OF HEAT FLOW FROM THE
AEROMAGNETIC DATA OF THE VICINITY OF AYDIN-İZMİR AND
INVESTIGATION OF THE DIFFUSION OF THE HEAT FLOW
Arıkan BAL
Ankara Üniversity
Graduate School of Natural and Applied Sciences
Department of Geopyhsical Engineering
Supervisor: Asist. Prof. Dr. Emin U. ULUGERGERLİ
The aim of this study is to obtain the Curie depth points by using the aeromagnetic
maps and to calculate the heat flow values by employing the Curie depth points of the
vicinity of Aydın-İzmir. From the calculated data of the Curie depth points and heat
flow data, the maps of the Curie depth point and heat flow are obtained for the
investigation area, respectively. Relating to these, high heat flow areas in investigation
region are identified.
The aeromagnetic data of the vicinity of Aydın-İzmir, measured by General Directorate of Mineral Research and Exploration, is used in this study. The aeromagnetic
map of investigation area is obtained by correcting the measured aeromagnetic field
data for the İnternational Geomagnetic Reference Field (IGRF) for the 1982.5 epoch
utilizing Baldwin ve Langel (1993) algorithm. In some cases, removing the IGRF
from the magnetic data may not be sufficient to remove all regional effects and for
the investigation of small areas, some form of regional effect may remain in aeromagnetic data. Therefore a lineer trend has been removed from the aeromagnetic data which is corrected for the IGRF. For removing the effects of small wavelengths
(the effects of shallow structures), low pass filter with 0.1 cycle/sample interval cutting frequency was applied to all maps which lineer trend removed. Then the program
prepared by Rao et al. (1993) whose usage made easy and fast, is applied to the data
of investigation area and the Curie point depths are obtained.
The map of Curie depth points was compared with the map of focus depths of earhtquake, heat flow map which is obtained by employing the Curie depth points was
compared with the maps of Bouguer gravity, aeromagnetic, geology, fault, geothermal
areas and very good conformity was seen between them. Beside this, it is possible
to see that results are close to each other when we compared the heat flow values
calculated earlier and obtained heat flow values by employing the Curie depth points.
2004, 141 pages
Key Words : Curie depth points, heat flow, thermal conductivity coefficient, temperature gradient
ii
ÖNSÖZ VE TEŞEKKÜR
Aydın-İzmir civarının havadan manyetik anomali haritalarından yararlanılarak bölgenin ısı akısı dağılımının belirlenmesine yönelik olarak gerçekleştirilen bu çalışma, bölgenin yüksek ısıya sahip alanlarına bir yaklaşım getirmektedir. Bu yüzden bu çalışma,
jeotermal enerjiye sahip olabilecek alanlara ışık tutması açısından önem arz etmektedir.
Çünkü jeotermal alanlardaki sıcak su ve buharının başta turizm sektörü olmak üzere seracılık, ısıtma, kurutma gibi amaçlarla da kullanılabilmesi ülke ekonomisine yarar sağlanması bakımından önemlidir.
Bana tez çalışmam sırasında yakın ilgi gösteren, yapıcı eleştiri ve önerileri ile beni yönlendiren danışman hocam, Yrd. Doç. Dr. Emin U. ULUGERGERLİ’ye (Ankara Üniversitesi Mühendislik Fakültesi)’ye teşekkür etmeyi bir borç bilirim.
Ayrıca, bilgi ve doküman açısından yardımlarını esirgemeyen Mehmet Doğan’a (MTA
Jeofizik Etütleri Daire Başkanı), Erol Duvarcı’ya (MTA Jeofizik Projeler Koordinatörü), MTA Jeofizik Etütleri Dairesi çalışanlarından Jeofizik Mühendisi Seyit TOSUN’a,
Jeofizik Mühendisi Halil İbrahim KARAT’a, Jeofizik Mühendisi Cemal GÖÇMEN’e,
Jeofizik Mühendisi Recai KARLI’ya, Jeofizik Mühendisi Uğur AKIN’a, Dr. Ahmet
ÜÇER’e, Elektrik Yüksek Mühendisi Sungur TEZCAN’a (Gazi Üniversitesi Mühendislik-Mimarlık Fakültesi), Kent Plancısı kardeşim M. Arda BAL’a (Gazi Üniversitesi Mühendislik-Mimarlık Fakültesi) ve bu çalışmanın her safhasında manevi katkı, emek ve
anlayış gösteren aileme teşekkürlerimi sunarım.
Arıkan BAL
Ankara, Eylül 2004
iii
İÇİNDEKİLER
ÖZET ............................................................................................................................ i
ABSTRACT ................................................................................................................. ii
ÖNSÖZ ve TEŞEKKÜR ............................................................................................. iii
SİMGELER DİZİNİ ..................................................................................................... vi
ŞEKİLLER DİZİNİ ...................................................................................................... x
ÇİZELGELER DİZİNİ ................................................................................................ xiv
1. GİRİŞ .................................................................................................................. 1
1.1. Çalışma Alanının Genel Jeolojisi ...................................................................... 4
1.2. Çalışma Alanının Tektoniği .............................................................................. 7
2. KAYNAK ÖZETLERİ...... ................................................................................ 13
3. MATERYAL ve YÖNTEM ............................................................................... 14
3.1. Yerin Isı Yapısı................................................................................................... 14
3.1.1.Yer içi sıcaklığı ve derinlikle değişimi............................................................. 14
3.1.2.Yer içinde ısının iletimi................................................................................... 17
3.2. Yer Isısının Yeryüzeyi Üzerindeki Dağılımının Gösterdiği Özellikler ............. 20
3.2.1. Kıtalarda ısı akısı ............................................................................................ 20
3.2.2. Okyanuslarda ısı akısı .................................................................................... 22
3.2.3. Volkanik bölgeler ile jeotermal alanlarda ısı akısı ........................................ 23
3.2.4. Tektonik olaylarla ısı akısı arasındaki ilişki ................................................. 24
3.3. Isı Akısı Hesaplamaları ve Ölçüm Tekniği Yöntemleri................................... 25
3.3.1. Isı Akısı Hesaplamaları.................................................................................. 25
3.3.1.1. Silika jeotermometresi ile ısı akısı hesaplanması ...................................... 25
3.3.1.2. Isı akısının Bullard yöntemi ile hesaplaması ............................................. 26
3.3.1.3. Sıcaklık gradyanı ile ısı akısı hesaplaması ................................................ 27
3.3.1.4. Modelleme (flow, beta, ram) yöntemi ile ısı akısı hesaplanması .............. 29
3.3.1.5. Curie nokta derinliklerinden yararlanarak ısı akısı değerlerinin
hesaplanması .............................................................................................. 33
3.3.2. Isı Akısı Hesaplamaları İçin Gerekli Ölçüm Tekniği Yöntemleri ................ 39
3.3.2.1. Kuyularda sıcaklık ve diğer ölçümler ...................................................... 39
3.3.2.2. Kuyularda SiO2 ölçümü ile b ve m parametrelerinin bulunması .............
iv
41
3.3.2.3. Isı iletkenlik katsayısının (ısı iletim katsayısı) ölçümü ve hesabı .............. 43
3.4. Türkiye’de Isı Akısı Çalışmaları ....................................................................... 46
3.5. Minerallerin Manyetik Özellikleri, Sıcaklıkla Değişimi ve Curie Sıcaklığı..... 63
3.6. Prizmatik Kütlelerin Oluşturduğu Manyetik Anomali Haritasının Üç Boyutlu Yorumu ................................................................................................... 65
3.6.1. Üç boyutlu prizmatik kütlelerin manyetik anomalilerinin hesaplanması ...... 66
3.6.2. Marquardt algoritması ile ters çözüm ve yapı parametrelerinin saptanması ............................................................................................................... 69
3.7. Model Çalışması................................................................................................ 74
3.8. Yinelemeli Ağırlıklandırılmış En Küçük Kareler Çözümü ile Yüzey
Uydurulması.................................................................................................... 81
3.9. Manyetik Verilerin Sayısal Süzgeçlenmesi...................................................... 83
4. ARAŞTIRMA BULGULARI .......................................................................... 87
4.1. Çalışmada Kullanılan Veriler ve Havadan Manyetik Verilerin Analize
Hazırlanması..................................................................................................... 87
4.2. Curie Nokta Derinliklerinin Belirlenmesi........................................................ 107
5. TARTIŞMA ve SONUÇ .................................................................................. 115
KAYNAKLAR .......................................................................................................... 130
EK 1 ........................................................................................................................... 140
ÖZGEÇMİŞ ............................................................................................................... 141
v
SİMGELER DİZİNİ
a
Sıcaklığın nüfuz etme katsayısı (Termal difüzivite)
A
Radyoaktif izotopların ısı üretimi
A
Kısmi türevleri içeren Jacobian dizeyi
a1 ve a2
Prizma yüzeylerinin koordinat merkezinden x eksenine paralel olan
yatay uzaklıkları
b
Yarı değer genişliği (m)
B
Boltzman sabiti (5,67 . 10-8 jul/m2.s.derece)
b1 ve b2
Prizma yüzeylerinin koordinat merkezinden y eksenine paralel olan
yatay uzaklıkları
c
Yeraltı suyu ısı kapasitesi (J/kg°C)
c
Çakışan fonksiyoneli tanımlayan parametreler kümesi (polinom katsayıları kümesi)
C
Bölgesel (rejyonel) alan sabiti
°C
Sıcaklık
cp
Isıl kapasite
d
Sonlu dayk veya prizma modelinin üst derinliği (m)
dT/dz
Sıcaklık gradyanı (°C/m)
D
Yer manyetik alanın sapma açısı veya prizma modelinin alt derinliği (m)
D0
Mıknatıslanma vektörünün sapma (deklinasyon) açısı
e
Maddeye ait opaklık değeri
EI
Mıknatıslanma şiddeti
F
Alet katsayısı
f(x,y)
Süzgeç işlevi
f(xi,yi,zi,c)
i’inci gözlem noktasında değer biçilen çakışan fonksiyonel
f1 ve f2
Amaç fonksiyonu
f(t)
zaman fonsiyonu
F(kx,ky)
Fourier dönüşümü alınmış süzgeç işlevi (dalga sayısı tepki fonksiyonu)
g(x,y)
Giriş verileri
gi0
i’inci gözlem
G
0.1’e eşit olan genlik faktörü
vi
G(kx,ky)
Fourier dönüşümü alınmış giriş verisi
H
Alet sabiti
H1
Prizmatik yapının üst derinliği
H2
Prizmatik yapının alt derinliği
Hd
Isı yayınımı (1.10–6 m2/s)
HFU
cgs biriminde ısı akısı birimi (Heat Flow Units)
Hp
Isı üretimi
i
Yer manyetik alanının inklinasyonu
I
Yer manyetik alanın eğim açısı (inklinasyon) veya ısıtma akımı (A)
I0
Mıknatıslanma vektörünün eğim (inklinasyon) açısı
J
Mıknatıslanma şiddeti
k
Isı iletkenlik katsayısı (W/moC veya W/moK)
kr
Işınsal ısı iletim (iletkenlik) katsayısı
L
Su sirkülasyon uzunluğu (m)
m
Termal direnç (Thermal resistance)
ma
Ortalama atomik ağırlık
n
Malzemeye ait kırılma indisi
N
Veri sayısı
Nb
Prizma sayısı
Np
Herbir prizmanın bilinmeyen parametre sayısı
p(j)
Pencere katsayıları
P
Parametre dizeyi
Pe
Peclet sayı analizi
p
Denklem sabitidir
q
Isı akısı (mW/m2)
q0
Yüzey ısı akısı (mW/m2)
qor t
Ortalama ısı akısı (mW/m2)
Q(c)
Amaç fonksiyonu
r
kuyu yarıçapı
ri
i’inci gözlemdeki fark (rezidüel)
rmax
(k-1)’inci yinelemede rezidüellerin en büyük mutlak değeri
S
pXp boyutunda köşegen dizey (p adet sıfırdan farklı özdeğerler içerir)
vii
S(kx,ky)
Süzgeçlenmiş çıkış verilerinin Fourier dönüşümü
s
Ölçek faktörü
s(x,y)
s
(k-1)
Süzgeçlenmiş çıkış verileri
(k-1)’inci yinelemede rezidüellerin mutlak değerlerinin ortalaması
sk
Süseptibilite kontrastı
t
Zaman (s)
t1
İlk zaman (s)
t2
Son zaman (s)
T
Mutlak sıcaklık ( °C) veya yeraltının sıcaklığı
T
Yer manyetik alan şiddeti
TD
Datum seviyesi
TH
Hava sıcaklığı ortalaması (°C)
T0
Yüzey sıcaklığı ( °C)
T1
İlk sıcaklık ( °C)
T2
Son sıcaklık ( °C)
T(i)
Kuyuda suyun giriş yaptığı noktadaki sıcaklık ( °C)
T(z)
z derinlikteki sıcaklık ( °C)
TSiO2
Hazne sıcaklığı veya silika sıcaklığı (°C)
u
Eğilim (trend) analizi metodunu tanımlayan fonksiyonel
U
nXp boyutunda veri özyöney dizeyi
V
pXp boyutunda parametre özyöney dizeyi
v
kuyudaki akışkanın hızı (m/s)
V1
t1 zamanında uygulanan voltaj (mV)
V2
t2 zamanında uygulanan voltaj (mV)
VD
Yeraltı suyu Darcy hızı (m/yr)
Vp
Sismik p dalgasının hızı (m/s)
w(k,n)
Ağırlık katsayı dizeyi
W
Ağırlık dizeyi (trend analizi için)
x
Veriler
xort
Verilerin ortalaması
x0
Yüzeyde prizma veya daykın merkezi (m)
yd
Yeraltı sularının dolaştığı ortalama derinliği (m)
viii
z
Derinlik (m)
z1
İlk derinlik (m)
z2
Son derinlik (m)
λ
Isı iletkenlik katsayısı (W/m°C)
ε
Sönüm katsayısı
λef
Efektif ısı iletkenlik katsayısı (W/m°C)
λi
∆z aralığındaki ısı iletim katsayısı (W/m°C)
ρ
Yeraltı suyu yoğunluğu (kg/m³) veya malzemenin yoğunluğu
σx
Hata miktarı (Deviation)
α
Cismin saatin tersi yönünde kuzeyle yaptığı açı
β
Daykın eğimi
ε²
Sönüm katsayısı
∆d
Gözlenen ve hesaplanan değerler arasındaki fark
∆p
Parametre düzeltme dizeyi
∆T(x,y,0)
(x,y,0) noktasındaki manyetik anomali değeri
∆zi
Derinlik artımı veya katman kalınlığı (m)
γ
Yuvarlatma faktörü
θ
Coğrafi kuzeyden sapma açısı
δkn
Birim im (Kronecker delta)
0
Sıfır vektörü
ix
ŞEKİLLER DİZİNİ
Şekil 1.1. Çalışma alanını (Aydın-İzmir civarı) gösteren yer bulduru haritası............. 3
Şekil 1.2. Aydın-İzmir civarının genel jeoloji haritası (Bingöl 1989)........................... 6
Şekil 1.3. Batı Anadolu ve çevre bölgelerin tektonik zonları ile ana kıtasal
bloklarını gösteren tektonik harita (Okay 1996) ........................................ 11
Şekil 1.4. Türkiye’nin tektonik ve jeotermal görünümü (Şengör vd 1985) ........... 11
Şekil 1.5. Ege bölgesi (Aydın, İzmir, Manisa) illeri diri fay haritası (Şaroğlu
vd 1992) ...................................................................................................... 12
Şekil 1.6. Batı Anadolu’nun tektonik haritası (Bingöl 1989, Seyitoğlu 1997,
Bozkurt 2000, Yılmaz 2000) ....................................................................... 12
Şekil 3.1. Yerin iç yapısı (Bott 1982).......................................................................... 14
Şekil 3.2. Jeolojik ve jeofizik kuramsal ve deneysel arz içi ısı dağılımı...................... 15
Şekil 3.3. Çeşitli jeolojik yapılar ile ısı akısı arasındaki ilişki (Lee 1970) .................. 21
Şekil 3.4. Bölgede en son etkili olan tektonik olayın yaşına karşılık bölgesel
ısı akısı değerlerinin dağılımı (Pollack ve Chapman 1977) ........................ 22
Şekil 3.5. Atlantik sırtı ortasında ısı akısı değeri (McKenzie 1967)............................. 23
Şekil 3.6. Bullard Yöntemi (Termal Direnç) Gösterimi (Bullard 1939) ..................... 26
Şekil 3.7. Bullard-Plot T(z) ve ∑ ∆zi / λi Grafiği (Rybach ve Bodmer 1983) ............. 27
Şekil 3.8. Sıcaklık Gradyanı ile Isı Akısı Hesaplaması ............................................... 28
Şekil 3.9. Yeraltı suyu hareketlerinin üç farklı modeli (Pfister 1995) ........................ 32
Şekil 3.10. 0.1 devir/veri aralığı frekanslı alçak geçişli süzgeç kullanılarak elde
edilmiş aeromanyetik harita (Sanver 1974) .............................................. 35
Şekil 3.11. Model geometrisi ( Nm manyetik kuzey ve α cismin manyetik kuzeyle saat yönünün tersindeki doğrultu açısıdır) (Marobhe 1989)............ 35
Şekil 3.12. Curie nokta derinliklerinin belirlenmesinde seçilen profillerin modellenmesine bir örnek (Hisarlı 1995)....................................................... 37
Şekil 3.13. Aeromanyetik verilerden elde edilen Curie nokta derinlik haritası
(Hisarlı 1996).............................................................................................. 38
Şekil 3.14. Mount Soupris log aletinin görünüşü (İlkışık vd 1996)............................. 40
Şekil 3.15. Çayyüzü’deki kuyuda sıcaklık eğrisi (oC ) ve sıcaklık gradienti
(oC/10 m) (Yemen 1999) ............................................................................ 41
x
Şekil 3.16. Avrupa’nın basitleştirilmiş ısı akısı haritası (Čermak ve Hurtig
1978, Čermak ve Hurtig 1979)............................................................... 46
Şekil 3.17. Ege Denizi’de ısı akısı (mW/m2) değerleri (Fytikas 1980) .....................
48
Şekil 3.18. Ege denizinin ısı akısı haritası (Jongsman 1974)......................................... 49
Şekil 3.19. Türkiye ısı akısı haritası (Tezcan ve Turgay 1989) ................................... 51
Şekil 3.20. Türkiye ısı akısı (mW/m2) değerleri (Ericson 1970, Jongsma 1974,
Tezcan 1977)............................................................................................... 52
Şekil 3.21. Kuzeybatı Anadolu’da ısı akısı dağılımı (İlkışık 1989).............................. 54
Şekil 3.22. Silika sıcaklığı yöntemi ile hesaplanan Türkiye ısı akısı verileri
(İlkışık 1992) ............................................................................................... 60
Şekil 3.23. Orta,Doğu ve Batı Anadolu ile tüm Türkiye için için silika ısı akısı
verilerinin histogramları (İlkışık vd 1995) ................................................ 61
Şekil 3.24. Ferromanyetik maddelerde mıknatıslanma şiddeti değişimi
(Sanver 1992)................................................................................................ 63
Şekil 3.25. Üç boyutlu dikdörtgen prizma modeli (Rao ve Babu 1993)....................... 66
Şekil 3.26. Yerin sapma (deklinasyon) açısı haritası (Ergin 1973) ............................... 72
Şekil 3.27. Yer manyetik alanının eğim (inklinasyon) açısı haritası (Ergin 1973) ....... 73
Şekil 3.28. Tek prizmatik yapı modeli için model parametrelerinden yapay olarak
üretilmişi kuramsal toplam manyetik alan anomalisi haritası...................... 75
Şekil 3.29. Üç prizmatik yapı modeli için model parametrelerinden yapay olarak
üretilmiş kuramsal toplam manyetik alan anomalisi haritası....................... 76
Şekil 3.30. Hava manyetik anonalilerin parametrelere bağlı olarak gösterdiği
değişim......................................................................................................... 80
Şekil 3.31. Hamming –Tukey penceresinin uzay ortamında görünümü........................ 85
Şekil 4.1. Aydın-İzmir civarının havadan manyetik anomali haritası........................... 89
Şekil 4.2. 0.25 devir/veri aralığı kesme frekanslı alçak geçişli süzgeçlenmiş M8
paftası.......................................................................................................... 90
paftası.......................................................................................................... 90
paftası.......................................................................................................... 91
Şekil 4.5. Aydın-İzmir civarının Bouguer anomali haritası ......................................... 92
xi
Şekil 4.6. Alçak geçişli süzgeçlenmiş M1 paftası ................................................... 93
Şekil 4.7. Alçak geçişli süzgeçlenmiş M2 paftası .................................................. 94
Şekil 4.8. Alçak geçişli süzgeçlenmiş M3 paftası ................................................. 95
Şekil 4.9. Alçak geçişli süzgeçlenmiş M4 paftası ................................................. 96
Şekil 4.10. Alçak geçişli süzgeçlenmiş M5 paftası ............................................... 97
Şekil 4.15. Alçak geçişli süzgeçlenmiş M10 paftası ............................................. 102
Şekil 4.16. Alçak geçişli süzgeçlenmiş M11 paftası ............................................. 103
Şekil 4.17. Ölçülen toplam manyetik anomali haritası (M8 paftası için) ................ 104
Şekil 4.18. Ters çözüm sonucu saptanan yapı parametreleri ile ilişkili
toplam manyetik anomali haritası (M8 paftası için) .............................. 104
Şekil 4.19. M8 paftasında seçilen A-A’ kesitinden alınan gözlem değerleri (içi boş kareler) ile ters çözümden hesaplanan değerlerin
(içi dolu daireler) birlikte sunumu ...................................................... 105
Şekil 4.20. Ters çözüm sonucu saptanan yapı parametreleri ile ilişkili tüm
dikdörtgen prizmaların çalışma alanındaki fayları gösteren tektonik harita üzerindeki gösterimi .............................................................. 106
Şekil 5.1. Aydın-İzmir civarının Curie nokta derinlik haritası ................................ 121
Şekil 5.2. Aydın-İzmir civarının ısı akısı haritası..................................................... 122
Şekil 5.3. Aydın-İzmir civarının Bouguer anomali haritası ile ısı akısı haritasının
karşılaştırılması......................................................................................... 123
Şekil 5.4. Aydın-İzmir civarının havadan manyetik anomali haritası ile ısı akısı
haritasının karşılaştırılması....................................................................... 124
Şekil 5.5. Aydın-İzmir civarının diri fay haritası ile ısı akısı haritasının karşılaştırılması................................................................................................. 125
Şekil 5.6. Şekil 5.6. Aydın-İzmir civarının fay haritası ile ısı akısı haritasının
Karşılaştırılması ....................................................................................... 126
Şekil 5.7. Aydın-İzmir civarının jeoloji haritası ile ısı akısı haritasının karşılaştırılması................................................................................................. 127
xii
Şekil 5.8. Aydın-İzmir civarının jeotermal alan haritası ile ısı akısı haritasının
karşılaştırılması......................................................................................... 128
Şekil 5.9. Aydın-İzmir civarının deprem odak derinlik haritası ile Curie nokta
derinlik haritasının karşılaştırılması.......................................................... 129
Ek-1. Doğrusal eğilim uzaklaştırılmış havadan manyetik anomali haritaları
(M1, M2, M3, M4, M5, M6, M7, M8, M9, M10 ve M11 paftaları için)....... 140
xiii
ÇİZELGELER DİZİNİ
Çizelge 3.1.Yer içinin çeşitli derinliklerini oluşturan kayaçların veya varsayılan ısı
iletim katsayıları (Sanver 1983)................................................................. 18
Çizelge 3.2. Normal şartlarda bazı kayaç ve minerallerin ısı iletkenlik katsayıları (Clark 1966) ................................................................................ 19
Çizelge 3.3. Kıtalarda farklı jeolojik yapılarda ısı akısı ölçüm değerleri (Lee and
Uyeda 1965) ........................................................................................... 20
Çizelge 3.4. Jeolojik yapısı ve tektoniği farklı olan alanlarda yapılan ısı akısı
ölçüm değerleri (Lee and Uyeda 1965) .................................................. 22
Çizelge 3.5. Curie nokta derinliklerinden ve daha önceki çalışmalardan elde edilen ısı akısı değerleri (Hisarlı 1995)...................................................... 37
Çizelge 3.6. Çeşitli kayaçların ısı iletkenlik katsayılarının değerleri (Allen
and Allen 1990, Bilir 1998) ................................................................... 42
Çizelge 3.7. Bölgelere göre uzun yıllar (yaklaşık 55 yıl) ortalama hava sıcaklıkları (Abur 1990) .................................................................................. 42
Çizelge 3.8. Ege Bölgesi’nde bazı kayaç örneklerinde (kuru, doğal ve ıslak) ölçülen λ değerleri (JICA 1987) ................................................................. 44
Çizelge 3.9. Kuzeybatı Anadolu’da metasilikat analizi yapılan jeotermal kaynakların ısı akısı değerleri (İlkışık 1989)................................................. 53
Çizelge 3.10. 33-44° boylamında Anadolu’daki kaynakların silika sıcaklığı (TSiO2)
ve ısı akısı (q) değerleri (Oran 1991)........................................................ 55
Çizelge 3.11.Bazı ferromanyetik ve antiferromanyetik minerallerin Curie ve Neel
sıcaklıkları ( Sanver 1992)....................................................................... 64
Çizelge 3.12.Tek prizmatik yapı için model parametreler,başlangıç parametreleri ve
hesaplanan parametre değerleri.............................................................. 77
Çizelge 3.13.Üç prizmatik yapı için model parametreler,başlangıç parametreleri ve
hesaplanan parametre değerleri.............................................................. 79
Çizelge 4.1. M1 ve M2 paftalarındaki prizmatik yapı modellerinin başlangıç
değerleri ................................................................................................. 108
değerleri ................................................................................................. 108
xiv
değerleri .................................................................................................. 109
değerleri .................................................................................................. 109
Çizelge 4.5. M9 paftasındaki prizmatik yapı modellerinin başlangıç değerleri ..... 110
değerleri .................................................................................................. 110
Çizelge 4.7. M1 ve M2 paftalarındaki prizmatik yapı modellerinin 3-B ters
çözüm sonucu hesaplanan parametreleri .............................................. 111
çözüm sonucu hesaplanan parametreleri ............................................ 112
Çizelge 4.11. M9 paftasındaki prizmatik yapı modellerinin 3-B ters çözüm
sonucu hesaplanan parametreleri ......................................................... 113
Çizelge 4.12. M10 ve M11 paftalarındaki prizmatik yapı modellerinin 3-B
ters çözüm sonucu hesaplanan parametreleri ..................................... 113
Çizelge 4.13. İlgili paftalardaki tüm prizma modelleri için iterasyon sayıları ve
toplam karesel hata ............................................................................... 114
Çizelge 5.1. Paftalardaki prizmatik yapıların Curie nokta derinlik değerleri ve
Curie nokta derinliklerinden hesaplanan ısı akısı değerleri.................... 118
Çizelge 5.2. Curie nokta derinliklerinden elde edilen ısı akısı değerleri ile daha
önceki çalışmalardan elde edilen ısı akısı değerleri............................... 119
xv
1.GİRİŞ
Yer içinin tam olarak tanımlanabilmesi için yerin ısıl alanının incenmesi gereklidir.
Yeryüzünde ölçülen ısı akısı değerleri ile yerin ısıl alanı hakkında bilgi edinilebilir.
Yerkürenin sahip olduğu ısı enerjisi veya yerin iç ısısı; levhaların hareketi, depremler,
volkanizma, jeotermal alanlar, manto içerisindeki konveksiyon akımları, yer içi radyoaktif elementlerin yarılanma ömürleri, gravitasyon enerjisinin ısı enerjisine dönüşmesi
ve basınç nedeniyle sıcaklığın derinlikle artmasından kaynaklanır.
Yerin ısı akısına ilişkin ölçmeler yaparak yerkürenin iç sıcaklığı (litosfer-astenosfer sistemi içindeki sıcaklık dağılımı) ile kıtaların kayması ve depremler gibi jeodinamik olayların ana kaynağı olan mantodaki ısı hücrelerinin yapısını anlamak, jeotermik enerji alanlarını belirlemek, kabuk yapısındaki derin yanal ve düşey değişimleri belirlemek ve
yerkabuğuna ilişkin önemli yapısal özellikleri belirlemek mümkün olmaktadır.
Yerin içerisinden yeryüzüne doğru akan ısı enerjisine yerin ısı akısı (terrestrial heat
flow) denir. SI sistemine göre birimi; birim metre kareden geçen miliwatt cinsinden
enerji (mW/m2)’dir. Isı akısının cgs sistemine göre birimi; birim saniyede santimetre
kareden geçen mikro kalori (µcal/cm2.sec)’dir. Bu iki birim arasında,
1 µcal/cm2.sec veya 1 HFU = 41.84 mW/m2 ilişkisi vardır.
Birçok kişi ısı akısı çalışmalarını bölgesel veya Türkiye geneli için araştırma nitelikli
yapmışlardır. Türkiye’nin bir bölümünü kapsayan Avrupa ısı akısı haritası çalışmaları
(Cermak vd 1978, Cermak vd 1979), Karadeniz ve Akdeniz çalışmaları (Ericson 1970),
Ege denizi çalışmaları (Jongsma 1974 ve Fytikas 1980), sıcaklık gradyanı yöntemi
kullanılarak hazırlanan Türkiye ısı akısı haritası çalışmaları (Tezcan ve Turgay 1989),
silika sıcaklığı yöntemi ile hesaplanan Türkiye ısı akısı haritası çalışmaları (İlkışık
1992), Marmara bölgesinin araştırılması (Pfister 1995) yapılan başlıca araştırmalar
arasındadır. Ancak havadan manyetik verilerden yararlanarak saptanan Curie nokta
derinliklerine bağlı olarak elde edilen ısı akısı haritası çalışmaları, bölgesel bazda
olmakla beraber oldukça az sayıdadır. Ayrıca Aydın-İzmir civarı (şekil 1.1) için
1
Curie nokta derinliklerinden yararlanarak oluşturulan bir ısı akısı haritası çalışması
bulunmamaktadır. Bu yüzden bu çalışmada, Aydın-İzmir civarının havadan manyetik verilerinden yararlanarak inceleme alanının Curie nokta derinlik haritasının ve
dolayısıyla ısı akısı haritasının oluşturulması amaçlanmıştır. Bu oluşturulan haritalar
ile inceleme alanının ısı rejimine bir yaklaşım yapmak bu çalışmanın diğer bir amacıdır.
Havadan manyetik veriler kullanarak Curie nokta derinliklerinin saptanması için sönümlü en küçük kareler yöntemi ile 3-B ters çözüm yapılmıştır. 3-B ters çözüm sonucu bulunan prizma alt derinlikleri, Curie nokta derinlikleri olarak kabul edilmiştir. Çünkü bilindiği üzere, ferromanyetik özellik gösteren mineraller Curie sıcaklığının üzerinde mıknatıslanmalarını kaybederek paramanyetik özelliğe dönüşür. Bu mıknatıslanmanın kaybolduğu veya mıknatıslanma özelliğinin değiştiği noktalar Curie nokta derinlik
değerleri olarak tanımlanır.
2
Şekil 1.1. Çalışma alanını (Aydın-İzmir civarı) gösteren yer bulduru haritası
3
1.1. Çalışma Alanının Genel Jeolojisi
İnceleme alanının sınırları içinde 3 ana tektonik kuşak yer almaktadır. Bunlar Menderes Masifi, Bornova Filiş zonu ve Sakarya zonunun bir kısmıdır.
Menderes Masifi’nin kuzeyinde Bornova filiş zonu, güneyinde Lycian Napı, kuzeydoğusunda Afyon zonu yer almaktadır. Menderes Masifi, doğu-batı uzanımlı MiyosenPliyosen yaşlı grabenler (Büyük Menderes grabeni, Küçük Menderes grabeni, Alaşehir
veya Gediz grabeni) tarafından üç alt masife bölünmüştür. Bu alt masifler DemirciGördes (kuzey Menderes Masifi ), Ödemis-Kiraz (orta Menderes Masifi) ve Çine
(güney Menderes Masifi) alt masifleridir.
Jeolojik oluşum olarak Menderes Masifi, Prekambriyen-Kambriyen yaşlı çekirdek
kayaçları ile Paleozoyik-erken Tersiyer yaşlı örtü kayaçlarından oluşur. Çekirdek
kayaçları orta-yüksek dereceli şist, paragnays, migmatit, ortognays, metagranit,
charnockit ve metagabrodan oluşur. Örtü kayaçları ise Paleozoyik ve Mesozoyik-erken
Tersiyer yaşlı kayaçlar olmak üzere iki ayrı birime ayrılır. Paleozoyik birim kuvarsit,
fillit ve siyah mermer içermektedir. Mesozoyik-erken Tersiyer birim ise metakonglomera, şist, dolomit ve zımpara, mermerler ve metaolistostrom içeren platform
tipi meta-karbonattan oluşmuştur (Dora 1995).
Menderes Masifi için basit bir iç yapı modeli öneren önceki çalışmaların (Schuiling
1962, Dürr 1975) aksine yeni çalışmalar, Menderes Masifi’nin geç Alpine sıkışma
deformasyonundan kaynaklanan karmasık bir nap yığınından oluştuğunu ortaya çıkarmışlardır (Konak 1994, Dora 1995, Partzsch 1998, Gessner 1998, Ring vd 1999).
Geç Kretase yaşlı Bornova Filiş zonu, Menderes Masifi ile Sakarya zonu arasında
olup, filiş benzeri sedimanter kayaçlar ile spilit içerir.
Bornova filiş zonunun kuzeyinde yer alan Sakarya Zonu iki tektonik birimden
oluşmuştur. Bu birimler, metamorfik kayaçlar ile granitik kayaçlardır. Bu kayaçlar
Paleozoyik yaşlı Sakarya zonunun kıtasal temelini oluşturur. Bu kayaçlar inceleme alanı
4
içinde en iyi Kozak civarında gözlenebilir (Okay 1996). Ayrıca Sakarya zonu, az
deformasyona uğramış ve uyumsuz olarak bu iki birimin üstünde uzanan Jura-Kretase
yaşlı sedimanter örtüden oluşmuştur (Okay 1996). Bu zon, Sakarya karmaşığı olarak ta
adlandırılır (Göncüoğlu 2000).
Geç Oligosen’den başlayıp günümüze kadar devam eden kuzey-güney gerilme ile
meydana gelmiş birbirlerine paralel yaklaşık doğu-batı uzanımlı inceleme alanında pek
çok grabenler oluşmuştur. Menderes Masifi üzerine gelmiş olan grabenlerde Neojen ve
Kuvaterner yaşlı çökeller mevcuttur. Güncel olarak bu havzalarda sedimantasyon vadi
alüvyonları, moloz yığınları, yamaç molozları ve yamaç breşleri ile devam etmektedir.
İnceleme alanının genel jeoloji haritası şekil 1.2’de verilmiştir.
5
Aydın-İzmir Civarının Jeoloji Haritası
Kuvaterner
Mesozoyik
Pliyo-Kuvaterner
Paleozoyik-Mesozoyik
Üst Kretase-Paleosen
Paleozoyik
Prekambriyen
Neojen
39
Normal fay
Doğrultu atımlı fay
Paleozoyik veya daha eski
Ters fay veya bindirme
Mesozoyik-Miyosen
Pliyosen
Tanımlanmamış fay
38
Triyas
Olasılı fay
Permiyen
Ölçek:1/2.000.000
27
28
29
0
20
40
60 km
Karasal volkanitler (andezit, spilit, porfirit, bazalt, dolerit, riyolit, dasit)
Amfibolit fasiyesi ve yeşil şist fasiyesi
Yersel ofiyolit kütleleri içeren filiş benzeri litoloji
Yeşil şist fasiyesi
Şekil 1.2. Aydın-İzmir civarının genel jeoloji haritası (Bingöl 1989)
6
1.2. Çalışma Alanının Tektoniği
İnceleme alanının sınırları içinde 3 ana tektonik kuşak yer almaktadır. Bunlar Menderes Masifi, Bornova Filiş zonu ve Sakarya zonunun bir kısmıdır.
Menderes Masifi, doğu-batı uzanımlı erken Miyosen-Pliyosen yaşlı graben yapılar
tarafından üç alt masife ayrılmıştır. Bu alt masifler kuzeyden güneye doğru sırasıyla
Demirci-Gördes (kuzey Menderes Masifi), Ödemis-Kiraz (orta Menderes Masifi) ve Çine (güney Menderes Masifi) alt masifleridir.
Menderes Masifi’nin evrimindeki tektonik aşamalar sırasıyla şöyledir. Menderes
Masifi’nin tektonik evriminde ilk olarak Menderes Masifi’nin çekirdek kayaçları
yaklaşık 750 my. önce yani Prekambriyen döneminde oluşmuştur (Akkök vd 1984).
Sonra Siluriyen ile Paleosen arasındaki dönemde sedimanter
kayaçlar (Menderes
Masifi’nin örtü kayaçları) çökelmiştir. Bu uzun dönemde farklı karakterdeki (sıkışma,
gerilme gibi) birkaç
tektonik olay Menderes Masifi’ni etkilemiştir. Bu dönemde
granite ve gabroya ait sokulumlar dizisi meydana gelmiştir. Orta Eosen yaşlı kıtasal
çarpışma yüzünden gelişen bir sıkışma deformasyonu Menderes Masifi’ni etkilemeye
başlamıştır (Şengör ve Yılmaz 1981, Akkök 1983, Şengör vd 1984). Bu tektonik rejim
yaklaşık olarak 25 my. (erken Eosen-erken Oligosen) sürmüştür. Çarpışmadan dolayı
Menderes Masifi’nin kayaçları üste yerleşen ofiyolit tabakalardan dolayı gömülmüştür
(Şengör vd 1984). Genelde ana Menderes metamorfizmasının erken Eosen ile erken
Oligosen’nin sonu arasında ofiyolit tabakaların üste yerleşmesinden kaynaklandığı
kabul edilmektedir (Gutnic vd 1979, Kaya 1981, Şengör ve Yılmaz 1981, Dora vd 1995,
Bozkurt vd 1995). Metamorfik koşullar, Menderes Masifi’nin kütlesi içindeki üst yeşil
şist fasiyesine lokal olarak ta üst amfibolit fasiyesine ulaşmıştır. Menderes Masifi’nin
bazı derin kısımlarında özellikle sokulum sınırlarına yakın yerlerde migmatizasyon
gelişmiştir.
Şistozite ve izoklinal kıvrımlar gibi yapısal özellikler bu deformasyon
dönemi süresince gelişmiştir. Bu dönemde Menderes Masifi’nin iç dilimlenmesi KKDGGB yönlü kısalma ile gelişmiştir ve başlıca kuzey yönlü bindirmeler ile Menderes
Masifi’nin nap yapısında olmasına neden olmuştur (Hetzel vd 1995b, Koçyiğit vd
1999). Erken Oligosen’in sonunda KKD-GGB yönündeki eksen düzlemi kıvrımlan-
7
ması, gerilme tensör yönlerinin değişmesinden kaynaklanmıştır (Warkus vd 1998).
Gerilme dönemi geç Oligosende başlamıştır (Seyitoğlu ve Scott 1991, Seyitoğlu vd
1992, Hetzel vd 1995b). Üst amfibolit fasiyes koşulları ile açıklanan ofiyolit naplarının
kalınlığından kaynaklanan artan sıcaklık, ilk önce bir kubbe yapısına ve sonra eşlik eden
hızlı erozyona ve yaklaşık doğu-batı uzanımlı normal faylar boyunca Menderes
Masifi’nin çökmesine yol açmıştır (Dora vd 1995, Hetzel vd 1995a). Bu gerilme
dönemiyle birlikte Menderes Masifi yüzeye doğru hareket etmeye başlamıştır.
Menderes Masifi’nin gerilmesi bir ayrılma fayı ile kontrol edilmiştir (Dora vd 1995,
Hetzel vd 1995a). Erken Miyosende Menderes Masifi’nin kayaçları yüzeyde görülmeye
başlanmıştır ve gerilme sonucu kaba klastik sedimantasyonun başladığı bir tortulaşma
ortamı gelişmiştir. Erken Miyosen’de doğu-batı uzanımlı havza oluşumları da başlamıştır (Seyitoğlu ve Scott 1996). Bu gerilme döneminde ayrıca granitik sokulumlar
Menderes Masifi’nin kayaçları içerisine yerleşmişlerdir. Bu gerilme dönemi geç
Miyosen zamanında bir süre kesilmiş ve Menderes Masifi’nde doğu-batı sıkışma
dönemi meydana gelmiştir. Kıvrımlanmayı bitiren bu sıkışma dönemi sadece geç
Miyosen yaşlı yaklaşık olarak kuzey-güney uzanımlı kıvrım eksenli sedimanter
dizilerde görülmüştür. Daha sonra Menderes Masifi erken Pliyosen’den itibaren tekrar
sıkışma dönemine girmiştir. Bu gerilme dönemi hala etkin durumdadır (Koçyiğit vd
1999). Bu dönemde ilk ayrılma yüzeyini kesen normal faylar oluşmuştur. Ayrıca bu
dönemin sonlarına doğru da volkanik etkinlik oluşmaya başlamıştır (Ercan 1982, Ercan
vd 1997). Ancak Koçyiğit vd (1999), tarafından öne sürülen sıkışmalı rejim tartışmalı
olup, bazı araştırıcılar bu görüşe katılmamaktadır. Sıkışmalı rejim altında geliştiği
belirtilen kıvrımların genişlemeli tektonik rejimle oluşabileceği bildirilmektedir (Seyitoğlu 1999, Seyitoğlu vd 2000).
Batı Anadolu’daki kabuksal gerilmenin nedeni ve kaynağı ile ilgili dört farklı model
ileri sürülmüştür. Birinci model tektonik kaçış (tectonic escape), geç Seravaliyen’den
(12 my.) beri Anadolu bloğunun kendi sınır yapıları boyunca batıya doğru ilerlediğini
belirtmektedir (Dewey ve Şengör 1979, Şengör vd 1985, Şengör 1987, Şengör vd
1995). İkinci model yay ardı açılması (back-arc spreading), Ege hendek sisteminin
güney-güneybatı yönlü göçünün yay ardı açılmasına neden olduğunu belirtmektedir
(McKenzie 1978, Le Pichon ve Angelier 1979, Meulenkamp vd 1988). Bununla birlik-
8
te dalma batma geri dönüş işleminin başlangıç zamanı hakkında bir anlaşma olmamasına karşın öneriler 5-60 my. arasında değişmektedir (McKenzie 1978, Le Pichon ve
Angelier 1981, Meulenkamp vd 1988, Kissel vd 1988). Üçüncü model orojenik çökme
(orojenic collapse), geç Oligosen’de sona eren kuzey-güney yönlü sıkışmayı takiben
kalınlaşmış kabuğun incelmesine ve açılmasına neden olan kuzey-güney yönlü
gerilmenin erken Miyosen’de başladığını belirtmektedir (Seyitoğlu ve Scott 1991, Seyitoğlu ve Scott 1992, Seyitoğlu ve Scott, 1996). Dördüncü model ise iki aşamalı
graben modeli (episodic), Miyosen-erken Pliyosen yaşlı ilk aşamadan (orojenik çökme)
ve Pliyo-Kuvaterner yaşlı kuzey-güney yönlü gerilmeli ikinci aşamadan (Anadolu
bloğunun batıya doğru kaçması) oluşmaktadır (Koçyiğit vd 1999, Bozkurt 2000, Sarıca
2000, Yılmaz vd 2000, Genç vd 2001, Gürer vd 2001, Sözbilir 2001, Bozkurt 2002,
Gürer ve Yılmaz 2002, Sözbilir 2002, Altunel vd 2003, Bozkurt 2003, Bozkurt ve Sözbilir 2003, England 2003, Westaway 2003).
Grabenlerin yaşı ile ilgili görüşler 3 ana gruba ayrılmaktadır. Birinci görüşe göre,
grabenler Tortoniyen zamanında oluşmaya başlamıştır (Şengör ve Yılmaz 1981, Şengör vd 1985, Şengör 1987). İkinci görüşe göre havzalar erken Miyosen süresinde oluşmaya başlamıştır ve o zamandan beri evrimine devam etmektedir (Seyitoğlu ve Scott
1991, Seyitoğlu ve Scott 1992). Üçüncü görüşe göre grabenler Pliyo-Kuvaterner yaşlı
yapılardır (Koçyiğit vd 1999, Bozkurt 2000, Sarıca 2000, Yılmaz vd 2000).
Mağmatizma Batı Anadolu’nun gelişiminde ana rol oynamaktadır. Batı Anadolu’nun
mağmatik ve tektonik evrimini açıklamak için 3 ana model ileri sürülmüştür. İlk modele
göre geç Oligosen’den beri kuzey-güney yönlü tektonik gerilme rejimi etkin olmakta ve
mağmatizma bu gerilme rejimiyle kontrol edilmektedir (Seyitoğlu ve Scott 1991, Seyitoğlu ve Scott 1992, Seyitoğlu vd 1997). Gerilme rejiminin başlangıcında etkin olan
kalkalkalen volkanizma daha önceki dalma batma olayından kalıtsal jeokimyasal izler
taşımaktadır. Gerilmeli rejimin ilerleyen dönemlerinde ise alkalen volkanizma etkin
olmuştur (Seyitoğlu ve Scott 1992, Seyitoğlu vd 1997). İkinci modele göre ise mağmatizma Helenik yayı boyunca doğu Akdeniz okyanus tabanının kuzey yönlü dalmabatmasından meydana gelmektedir (Fytikas vd 1984, Pe-Piper ve Piper 1989, Gülen
1990). Üçüncü modele göre de Senozoyik süresince farklı tektonik hareketlerden
9
meydana gelen, farklı mağma oluşum olayları vardır (Şengör ve Yılmaz 1981, Ercan vd
1985, Yılmaz 1989, Savaşçın ve Güleç 1990, Güleç 1991, Yılmaz vd 1994, Ercan vd
1996). Bu olaylar gerilme rejiminin yönelmesindeki farklılıkları kaydeden ana uyumsuzluklar tarafından ayrılmaktadır. Bu çok aşamalı tektonik modele göre geç Oligosenorta Miyosen süresince Batı Anadolu kabuğu, kalk-alkalen mağmatizmanın yer aldığı
kuzeydoğu-güneybatı uzanımlı zayıflık zonları ve BKB-DGD uzanımlı gerilme rejimini
doğuran kuzey-güney yönlü sıkışmaya maruz kalmıştır. Sonra en geç Miyosen–
Pliyosen’den günümüze kadar alkalen mağmatizma ve doğu-batı uzanımlı graben
yapıları ile bağdaştırılmış kuzey-güney yönlü gerilme etkin olmuştur (Yılmaz 1997,
Yılmaz 2000, Yılmaz vd 2000, Yılmaz vd 2001).
Menderes Masifi’ndeki
mağmatik etkinliği dört farklı zaman grubuna ayırabiliriz.
Bunlar Proterozoyik, Kambriyen, Triyas ve Tersiyer’dir. Proterozoyik yaşlı mağmatik
etkinliğin kanıtı, tüm Menderes Masifi’ndeki ortognayslar ile metagranitlerdeki
zirkonun (207Pb / 206Pb) yaşının 2555-1740 my. arasında çıkmasıdır (Reischmann 1991).
Kambriyen yaşlı mağmatik etkinliğin kanıtı; güney Menderes Masifi’ndeki az
deformasyona uğramış granitlerdeki zirkonun (207Pb /
206
Pb) yaşının 546,2±1,2 my.
(Hetzel ve Reischmann 1996) ve yaklaşık 550 my.(Loos ve Reischmann 1999), tüm
Menderes Masifi’ndeki metagranitler ile ortognayslardaki zirkonun yaşının 528±4,3 ve
541,4±2,5 my. (Dannat 1997), orta Menderes masifi’ndeki az deformasyona uğramış
granitlerdeki zirkonun yaşının 551±1,4 my. ( Hetzel 1998) olmasıdır. Triyas yaşlı
mağmatik aktivitenin kanıtı ise orta Menderes Masifi’ndeki metagranitlerdeki zirkonun
yaşının 226,5±6,8 my. (Koralay 1998) ve 240,3±2,2 my. (Dannat 1997) olmasıdır.
Tersiyer yaşlı mağmatik aktivitenin kanıtı da kuzey Menderes Masifi için granitlerdeki; zirkonun yaşının yaklaşık 20 my. (Reischmann 1991), K-Ar yaşının 24,6±1,4 –
21,2±1,8 my. ve 20,4±0,6 – 20±0,7 my. (Delaloye ve Bingöl 2000), K-Ar ve 40Ar-39Ar
yaşının 20-29 my. (Işık ve Tekeli 2000) olması ve orta Menderes Masifi için ise
granodiyoritin
40
Ar-39Ar yaşının 19,5±1,4 my. ve 12,2±0,4 – 13,1±0,2 my. (Hetzel
1995), K-Ar yaşının 16,3±0,3 my. ( Delaloye ve Bingöl 2000) olmasıdır.
Yüksek ısı akısı ve sismisite, yoğun faylanma ile volkanizma Batı Anadolu’nun temel
karakterini oluşturur. Başlıca jeotermal alanlar genellikle grabenler ile aktif veya hemen
10
hemen aktif volkanizma ile bir tutulur (Göktürkler vd 2003). Jeotermal alanlar,
grabenler ve genç volkanik etkinliğin bulunduğu yerlerde yüksek ısı akısı görülür (Dam
ve Khrebtov 1970).
Şekil 1.3’te Batı Anadolu ve çevre bölgelerin tektonik zonları ile ana kıtasal bloklarını
gösteren tektonik harita, şekil 1.4’te Türkiye’nin tektonik ve jeotermal görünümü
gösteren harita, şekil 1.5 ve şekil 1.6’da ise Batı Anadolu’nun fay haritaları verilmiştir.
Şekil 1.3. Batı Anadolu ve çevre bölgelerin tektonik zonları ile ana kıtasal bloklarını
gösteren tektonik harita (Okay 1996)
Şekil 1.4. Türkiye’nin tektonik ve jeotermal görünümü (Şengör vd 1985)
11
Şekil 1.5. Ege Bölgesi (Aydın-İzmir civarı) diri fay haritası (Şaroğlu vd 1992)
Şekil 1.6. Batı Anadolu’nun tektonik haritası (Bingöl 1989, Seyitoğlu 1997, Bozkurt
2000, Yılmaz 2000)
12
2. KAYNAK ÖZETLERİ
Isı akısı değerlerinin hesaplanabilmesi için gerekli olan Curie nokta derinliklerinin belirlenmesinde havadan manyetik anomali verilerinin kullanılması fikri yeni değildir.
Bu konu ile ilgili kuramsal çalışmalar Vacquier ve Affleck (1941), Serson ve Hannoford (1957), Alldredge ve Van Voorhis (1961), Bhattacharyya ve Morley (1965) tarafından gerçekleştirilmiştir. Son yıllarda Curie nokta derinliklerinin bulunması amacıyla çalışılan bölgelere örnek olarak National Park (Bhattacharyya ve Leu 1975a, Bhattacharyya ve Leu 1975b, Smith vd 1977), Arizona (Bylery ve Stolt 1977), Oregon
Cascade sahası (Couch vd 1981), Kyushu adası ve çevresi (Okuba vd 1985) ve Meksika volkanik kuşağı (Enriquez vd 1990) verilebilir.
Havadan manyetik anomali verileri kullanılarak Curie nokta derinliklerinin bulunmasında bugüne kadar çoğunlukla spektral yöntemler kullanılmıştır. Ancak Shuey vd
(1977) Utah ve Wyoming bölgesinde Curie nokta derinliklerini, doğrusal olmayan en
küçük kareler yöntemiyle elde etmişlerdir. Türkiye’de ise Curie nokta derinliklerinin
havadan toplam manyetik anomali verilerinden saptanması ile ilgili ilk çalışma Hisarlı
(1996) tarafından yapılmıştır. Hisarlı, Kuzeybatı Anadolu Bölgesi (Balıkesir, Edremit,
Tuzla, Ilıca, Ezine, Ayvacık, Balya, Yenice civarı) için Marobhe (1989)’nin hazırlamış
olduğu sönümlü en küçük kareler yöntemini kullanan 2-B ters çözüm algoritması
yardımıyla Curie nokta derinliklerini elde etmiştir. Aşçı (1998), Doğu Anadolu
Bölgesi’nin havadan toplam manyetik alan anomali verilerinden yararlanarak bölgenin
Curie nokta derinliklerini Rao vd (1993) hazırlamış olduğu 3-B ters çözüm programı ile
saptamaya çalışmışlardır. Keçeci (1999), toplam manyetik alan verilerinden İzmir Körfezi’nin Curie nokta derinliklerini Marobhe (1989)’nin hazırlamış olduğu 2-B ters
çözüm programı ile elde etmeye çalışmıştır. Aydın ve İzmir civarı için ise henüz bu
türden bir çalışma yapılmamıştır. Aydın ve İzmir civarı için bu türden bir çalışma bu
tez konusunda ele alınıp incelenmiştir.
13
3. METARYAL VE YÖNTEM
3.1. Yerin Isı Yapısı
3.1.1. Yer içi sıcaklığı ve derinlikle değişimi
Yerküre, bilindiği gibi dıştan içe doğru kabuk, manto ve çekirdek olmak üzere fiziksel
ve kimyasal özellikleri birbirinden farklı üç ana katmana ayrılmaktadır. Yerin bu iç yapısı, iki tür tabakalanma şeklinde şekil 3.1’de gösterilmiştir. Yerkürenin oluşumundan
bu zamana yer içinde öngörülen ayrımlaşma işlemleri ile yerküre günümüzdeki yapısını kazanmıştır.
Ayrımlaşma işlemleri için iki temel enerji gerekmektedir. Bu enerjilerden biri ısı diğeri ise çekim enerjisidir. Isı enerjisi, ayrımlaşmaya uğrayacak kütlenin ergime sıcaklığına kadar ısıtılması için, çekim enerjisi ise ergimiş kütleyi oluşturan farklı yoğunluklu
maddelerin en büyük yoğunluklu olanlarının en altta, en küçük yoğunluklu olanların da en üstte kalacak biçimde birbirinden ayrılarak dizilmeleri için gereklidir.
Şekil 3.1. Yerin iç yapısı (Bott 1982)
14
Yerin ısı enerjisi veya iç ısısı; levhaların hareketleri, depremler, volkanizma, jeotermal
alanlar, manto içerisindeki konveksiyon akımları, arz içi radyoaktif elementlerin yarılanma ömürleri, gravitasyon enerjisinin ısı enerjisine dönüşmesi ve basınç nedeniyle sıcaklığın derinlikle artmasından kaynaklanır.
Yer kabuğu, manto ve çekirdeği oluşturan malzemenin minerolojik yapısına ilişkin bazı
jeolojik kabuller (Clark ve Ringwood 1964) ve katı maddelerin yüksek basınçlarda ergime sıcaklığına ilişkin kuramsal çalışmalar (Lindemann 1910 ve Often 1952) sonucunda önerilen bir sıcaklık modeli şekil 3.2’de verilmiştir.
Şekil 3.2. Jeolojik ve jeofizik kuramsal ve deneysel arziçi ısı dağılımı U (Uffen 1952),
S1 ve S2 (Stacey 1969) ve G (Gillvarry 1957) tarafından önerilen eğriler
Yerkabuğunun sığ derinliklerinde ölçülen sıcaklık değerlerinden çok, sıcaklık gradyanının saptanması önemlidir. Çünkü bu yolla kabuğun sondajlarla erişilemeyen derinliklerindeki sıcaklığın ne olduğunu tahmin etme olanağı vardır. Ölçme sonuçlarına göre kabuk içinde 1 km derine inildiği zaman, sıcaklığın 10 oC ile 50 oC arasında arttığı gözlenmiştir. Ortalama değer ise 30 oC/km’dir. Kıtasal kabuğun ortalama kalınlığı 40 km
civarında olmasına rağmen sıradağların bulunduğu bölgelerde kıtasal kabuğun 70-80
km kalınlığa ulaştığı bilinmektedir. Eğer ortalama sıcaklık gradyanı dikkate alınırsa söz
konusu derinliklerde sıcaklık 2100-2400 oC arasında olmalıdır. Bu sıcaklık manto ka-
15
yaçlarının %70’ini oluşturan olivinin ergime sıcaklığının üstündedir. Olivinin ergime
sıcaklığı 1900 oC civarındadır. Buna göre, kabuk içindeki sıcaklık gradyanını saptamak
amacıyla yapılan ölçmeler hep üstteki radyoaktif element bakımından zengin zon içinde
kaldığından ölçümler sonucu bulunan sıcaklık gradyanı (ısı gradienti) kabuğun alt kısımları için geçerli değildir. Kabuğun alt kısımlarında sıcaklık gradyanı daha küçük olmalıdır.Yer içi sıcaklığının yükselmesinde üst kabuğu oluşturan kayaçların değişik miktarda radyoaktif izotop içermelerinin rolü vardır. Yerkabuğunun daha derin bölümleri
için geçerli olacak sıcaklık gradyanının bulunabilmesi için kabuğa mantodan iletilen ısı
enerjisi ile yerkabuğunun üst
katmanlarını oluşturan kayaçlar içindeki
radyoaktif
izotopların ürettiği ısı enerjisinin birbirinden ayrılması gerekir. Yerkabuğunun üst
katmanlarında yer alan kayaçlar (metamorfik veya plütonik kütleler) içindeki
radyoaktif izotopların ısı üretimi, kayaçların U (ppm), Th (ppm) ve K (% ağırlık) içeriğinden,
A = 0.1325 ρ(0.718 U + 0.193 Th + 0.262 K)
bağıntısıyla veya yerkabuğu içindeki sismik Vp hızlarından,
lnA = 13.7 – 2.17 Vp
bağıntısı ile bulunabilir (Rybach ve Buntebarth 1982).
16
3.1.2.Yer içinde ısının iletimi
Isı enerjisinin iletimi üç ayrı yoldan olabilir. Bunlardan birincisi termal iletimdir.
Termal iletimde maddeyi oluşturan atomlar aldıkları ısı enerjisi nedeniyle titreşirler. Bir
atomda başlayan titreşim hareketi maddeyi oluşturan atom şebekesi vasıtasıyla diğer
atomlara iletilir ve onların da titreşime geçmeleri sağlanır. Böylece ısı enerjisinin
ortamda yayılması sağlanır. Isı enerjisinin iletilmesindeki ikinci yol termal ışıma
(radyasyon) dur. Termal ışıma da ısı enerjisini alan bir atomun bu enerjisinin etkisiyle
etrafına elektromanyetik dalgalar yayması söz konusudur. Bunun en güzel örneği
Güneş’ten gezegenler arası ortama yayılan ısı enerjisidir. Isı enerjisinin iletilmesindeki
üçüncü yol ise termal dolaşım( konveksiyon) dur. Bu halde ısınan madde kendisi
hareket eder ve ısı enerjisinin ortamda bir yerden bir yere taşınmasını sağlar.
Maddelerin ısı enerjisini iletme yetenekleri birbirinden farklıdır. Bu bakımdan her
maddenin ısı enerjisini iletme yeteneği o maddeye has bir değişken ile belirlenir.
Maddelerin termal iletim ve termal ışıma yoluyla ısı enerjisini iletme yeteneklerini
sırasıyla ks ve kr simgeleriyle gösterelim.
Isı enerjisinin bu iki yoldan hangisi yardımıyla iletildiğini dikkate almadan maddenin ısı
enerjisini iletme yeteneğinden söz ediyorsak yalnız k simgesi kullanılır. k’ya maddenin
ısı iletim katsayısı denir.
Genel halde kayaçların k simgesiyle gösterilen termal iletim katsayıları,
k = k s + kr
(3.1)
bağıntısıyla ifade edilir. 750°K (veya yaklaşık olarak 500 °C’den küçük sıcaklıklarda)
k tamamen atom şebekesinin titreşimlerinden (yani ks’den) dolayıdır. ks aşağıda verilen bağıntıdan anlaşılacağı gibi artan sıcaklıkta (T) azalır.
k = k s = 1 / ( a + bT )
(3.2)
a ve b malzemeye ait deney yoluyla saptanan küçük değerlerdir. ks nin büyüklüğü
1500°K’in üstündeki sıcaklıklarda
k = B Vp ( ρ/ma )3/2
(3.3)
17
bağıntısından bulunur. Bağıntıda görülen B Boltzman sabitini , Vp malzemeye ait sismik
p dalgasının hızını, ρ yoğunluğunu ve ma ortalama atomik ağırlığını göstermektedir.
Görüldüğü gibi ks sıcaklığa bağlı değildir. (3.3) numaralı bağıntıdan hesaplanan ks
değerleri basınçla ilişkilidir. Bunun nedeni aynı malzemeye ait Vp ve ρ’nun büyüklüğünün basınçla değişmesidir. Basınç arttıkça k s bir miktar artar.
Genel olarak 750°K’nin üstündeki sıcaklıklarda k = k r ‘dir ve k s önemini yitirir. kr ile
gösterdiğimiz termal ışıma aşağıdaki bağıntı yardımıyla hesaplanır.
k r = 16 T3 n2 B / 3e
(3.4)
k r genellikle , kayaçlar içinde bulunan silikat minerallerinin kırmızı ışık dalga boyu ve
ona civar dalga boylarındaki radyasyona ait geçirgenliğe bağlıdır. Bağıntıda geçen n
malzemeye ait kırılma indisini B Boltzman sabitini (5,67.10 -8 jul/m2.sn.derece)
göstermekte olup, her ikisi de bir dalga sayısı bandına ait ortalama değerler olarak
alınır. e, malzemeye ait opaklık değeri olup artan sıcaklıkta artar.
Günümüzde , yer içinin çeşitli derinliklerini oluşturduğu düşünülen kayaçlar için saptanan veya varsayılan ısı iletim katsayılarını içeren çizelge aşağıda verilmiştir.
Çizelge 3.1. Yer içinin çeşitli derinliklerini oluşturan kayaçların saptanan veya varsayılan ısı iletim katsayıları ( Sanver 1983’den alınmıştır.)
Kıta ve okyanus türü kabuk
Okyanus kabuğu altı Mohorovicic süreksizliği
Kıta kabuğu altı Mohorovicic süreksizliği
400 km derinlikte
Alt Manto
Çekirdek Manto sınırında
Çekirdek merkezinde
k ( W / m°K )
2.5
3.4
3.4
3.4
7.3
27
36
Termal dolaşım ile ısı iletiminde , ortam içinde iki farklı enerjinin etkisi söz konusudur.
Bu enerjilerden biri ısı enerjisi, diğeri çekim enerjisidir. Isı enerjisini alan madde ısınır
ve ısınan madde de hacimce genleşir, bir başka değişle ortalama yoğunluğu küçülür.
Maddenin daha düşük sıcaklıktaki kısımları daha büyük yoğunluğa sahip olduklarından,
çekim enerjisinin yardımıyla ısınan maddeyi yerinden ayrılmaya ve madde içinde
yükselmeye zorlarlar. Yerinden ayrılmaya zorlanan sıcak maddenin yerini dolduran
18
nispeten soğuk madde aldığı ısı enerjisi nedeniyle genleşeceğinden benzeri olaylar
devam eder. Bu olaya termal dolaşım olayı denir. Dolaşım olayında önemli olan,
ortamda üretilen ısı enerjisinin, enerjiyi emen kütle tarafından bizzat daha soğuk
ortamlara doğru taşımasıdır. Dolaşım hareketi gaz, sıvı ve katı haldeki maddelerde
olabilir. Dolaşım gaz ortamda en hızlı , katı ortamda en yavaş biçimde seyreder.
Bir çok kayacın ısı iletkenliği çok düşüktür. Çizelge 3.2’de görüldüğü gibi kayaçlarda
ısı iletkenliği minerallere bağlı olmakla birlikte gözeneklilikten de çok etkilenir. Ayrıca sıcaklık ve basınca bağlı olarak da artar.
Çizelge 3.2. Normal şartlarda bazı kayaç ve minerallerin ısı iletkenlik katsayıları
(Clark 1966) (kal/cm.s.°C ’ye çevirmek için 2.9 ile çarpılır)
Kayaç türü
λ (W/m°C)
Granit
0.6-2.7
Granodiyorit
0.5-3.0
Gnays
0.6-3.1
Bazalt
0.3-1.8
Diyabaz
0.1-2.2
Gabro
0.15-2.15
Serpantinit
0.5-2.3
Dunit
3.7-5.2
Kumtaşı
2.5-3.2
Şeyl
0.2-1.4
Kireçtaşı
0.5-2.5
Kaya tuzu
1.0-5.7
Su
0.59
Buz
2.2
19
3.2. Yer Isısının Yeryüzeyi Üzerindeki Dağılımının Gösterdiği Özellikler
3.2.1. Kıtalarda ısı akısı
Isı akısının yeryüzünde dağılımı incelendiğinde çeşitli jeolojik yapıların belirli değerler
etrafında biriktiği görülmektedir. Şekil 3.3’ teki histogramlardan anlaşılabileceği gibi
kıtalarda Prekambriyen kalkanlarda oldukça düzgün dağılan ve düşük değerde ısı akısı
ölçülmesine karşın Mesozoyik-Senozoyik alanlarda daha yüksek değerde ve daha büyük standart sapması olan değerler ölçülmüştür. Kıtalarda jeolojik yapıları farklı alanlarda ölçülen ısı akısı değerleri ve ölçüm sayıları çizelge 3.3’de gösterilmiştir.
Çizelge 3.3. Kıtalarda farklı jeolojik yapılarda ısı akısı ölçüm değerleri (Lee and
Uyeda 1965)
Jeolojik Yapı
Ölçü Sayısı
Ortalama Isı Akısı (HFU)
Prekambriyen kalkanlar (Shields)
26
0.92 ± 0.70
Palezoyik orojenik alanlar
21
1.23 ± 0.40
Mesozoyik-Senozoyik yaşlı orojenik
19
1.92 ± 0.49
11
2.16 ± 0.46
alanlar
Senozoyik yaşlı volkanik alanlar
(jeotermal saha dışındakiler)
Sadece kıtalardaki ısı akısı ölçümlerini etkileyen ve düzeltilmesi gereken bir olay vardır.
Bilindiği gibi, üst kabuğu oluşturan kayaçlar değişik miktarda radyoaktif izotop içerirler ve bu radyoaktif izotoplar ısı yolu ile enerji yayarlar. Bu durumda kabuk içinde radyoaktif yolla üretilen ısı, yerkürenin içinden gelen ısıya (mantodan kabuğa iletilen ısı)
eklenecek ve yeryüzünde her iki ısıdan meydana ısı enerjisi (ısı akısı) ölçülecektir. Bu
durumun yorumlarda dikkate alınması gerekir.
Kıtasal ısı akısı ölçümlerinin incelenmesinden elde edilen önemli sonuçlardan birisi kıtasal ısı akısı değerlerinin artan tektonik yaşla azaldığıdır. Bu olay şekil 3.4’te gösterilmiştir. Kıtasal kabuğun ısı akısı değerlerinde gözlenen bu yavaş azalmanın nedeni, kabuk içinde yer alan uzun yarı ömürlü radyoaktif izotopların ölçülen ısı akısına katkısın-
20
Frekans (%)
Isı Akısı (µcal /cm2.sec)
Frekans (%)
Isı Akısı (µcal /cm2.sec)
Şekil 3.3. Çeşitli jeolojik yapılar ile ısı akısı arasındaki ilişki (Lee 1970)
21
dan dolayıdır. Bu yüzden Prekambriyen kalkanlar gibi (t > 600 milyon yıl) yaşlı kaya
birimleri üzerinde düşük ısı akısı, Senozoyik gibi (t < 70 milyon yıl) genç kıvrımlar
civarında yüksek ısı akısı ölçülmüştür. Ayrıca ısı akısı değerleri ile yerkabuğu kalınlığı
ters orantılıdır.
Şekil 3.4. Bölgede en son etkili olan tektonik olayın yaşına karşılık bölgesel ısı akısı
değerlerinin dağılımı ( noktalar ortalama ısı akısı değerlerini, noktaların iki
tarafına çizilmiş olan düşey çizgiden uzun olanı ve kısa olanı sırası ile ortalamaya ait standart sapma ve standart hatayı göstermektedir) (Pollack ve
Chapman 1977)
3.2.2. Okyanuslarda ısı akısı
Şekil 3.3’de gösterildiği gibi kabuk malzemelerinin farklı olmasına karşın, okyanuslardaki (veya denizlerdeki) ısı akısı ölçümleri ile kıtalardaki ölçümlerin ortalama değerleri birbirinden çok farklı değildir, yaklaşık olarak aynı değerdedir. Jeolojik yapısı ve
tektoniği farklı olan alanlarda ısı akısı değerleri (HFU cinsinden) ve ölçü sayıları aşağıda gösterildiği gibidir.
Çizelge 3.4. Jeolojik yapısı ve tektoniği farklı olan alanlarda yapılan ısı akısı ölçüm değerleri (Lee and Uyeda 1965)
Okyanusal basenler
273 ölçü
1.28 ± 0.53 HFU
Okyanus ortası sırtlar
338 ölçü
1.82 ± 1.56 HFU
21 ölçü
0.99 ± 6.61 HFU
Okyanus çukurları (trençler)
22
Levha tektoniği kavramlarına uygun olarak okyanus ortası sırtlar boyunca yüksek
(Lee and Uyeda 1965, Langseth and Taylor 1967, McKenzie 1967, Gorshkov 1972,
Zonenshin 1975), dalma-batma bölgelerinde; çukurun önünde düşük, arkasında ise
yüksek ısı akısı değerleri gözlenir. Okyanus çukurlarında ise ısı akısı oldukça düşüktür. Ayrıca okyanus ortası sırt eksenine dik yönde uzaklaştıkça ısı akısında azalma görülmüştür. En yüksek değer sırt ekseni üzerinde bulunur. Sırt eksenine olan uzaklık ile
ısı akısı arasındaki ilişki şekil 3.5’te verilmiştir.
Isı akısı ( cal/cm2.s veya HFU)
9
8
7
6
5
4
3
2
1
0
Ortalama ısı akısı eğrisi
200
400
600
800
1000
Sırt eksenine olan uzaklık (km)
Şekil 3.5. Atlantik sırtı ortasında ısı akısı değeri (McKenzie 1967)
Okyanus veya denizlerdeki ısı akısı ölçümlerinde düzeltilmesi gereken önemli bir olay
vardır. Okyanuslarda çökelme hızı düşük olmakla birlikte kıtalara yakın küçük basenlerde oldukça yüksektir. Buralarda yerküreye ait ısının önemli bir bölümü, hızla çökelen
taneciklerin ısınması ile yutulur ve ısı gradyanı bağıl olarak daha küçük ölçülür. Bu etkinin giderilmesi için çökelme türü hızı ve okyanus baseni gelişim tarihinin bilinmesi
gerekir. Örneğin, Karadeniz’de çökelme hızı 0.2 cm/yıl ve süresi 100 my. alınarak ısı
akısı değerlerinde % 50 kadar bir etkinin olabileceği hesaplanmıştır (Ericson 1970).
3.2.3.Volkanik bölgeler ile jeotermal alanlarda ısı akısı
Volkanik etkinliklerin olduğu yerlerde açığa çıkan ısı miktarı, yeryüzünde ölçülen ısı
akısı değerlerine yansımaktadır. Bu yüzden volkanik etkinliği yüksek yerlerde ölçülen
ısı akısı değerleri yerin normal ısı akısı değildir. Bu durum jeotermal alanlar için de geçerlidir. Yeryüzeyinde ısı akısı değerlerinin 2 HFU’dan yüksek olduğu noktalara örnek
23
olarak; Pasifik ve Alp dağ oluşum kuşaklarını, okyanus ortası sırt sistemi ve uzantılarını, yüksek dağlık bölgeleri verebiliriz. Volkanların 2/3’ü de Pasifik zonunda bulunmaktadır. Genel olarak volkanik bölgelerde ısı akısının yüksek olduğunu söyleyebiliriz.
Jeotermal alan, yerkabuğunun derinliklerinde bulunan bir mağma odası tarafından ısıtılan, çevresindeki normal yeraltı ve yerüstü sularına göre daha fazla erimiş madde içeren
sıcak su ve buharın bulunduğu alandır. Jeotermal alanlar için ısı akısı değerleri (3-40)
HFU arasında değişmektedir (Elder 1965).
3.2.4.Tektonik olaylarla ısı akısı arasındaki ilişki
Kabukta üretilen ısı akısının bir kısmı aktif tektonik bölgelerde tektonik hareketlerden
kaynaklanır, bir kısmı ise radyojenik ısı akısıdır (Witorello and Pollak 1980). Tektonikle ilgili ısı akısı bileşeni jeolojik yaşa göre de değişir. Prekambriyen kalkanlar gibi yaşlı
tektonik birimler üzerinde düşük, Senozoyik gibi genç kıvrımlarda yüksek ısı akısı ölçülmektedir. Dağ oluşumuna paralel doğrultularda yüksek ısı akısı ölçülmektedir.
Graben yapılarda ısı akısı yüksektir (Sclater 1972). Genç havza oluşumları ısı akısı açısından önem arz etmektedir. Adayayı oluşumlu yerlerde, dalma-batma zonlarında ve
levha çarpışma zonlarının yakınlarında ısı akısı yüksektir.
Derin fay zonlarında ısı akısı yüksektir (Lysak 1970). Rift oluşumlarında, genç kıvrımlarda, okyanus ortası sırtlarda ısı akısı dünya ortalamasının üzerindedir. Ayrıca levha
tektoniği ile ilişkili olarak, kabuktaki yanal ve düşey hareketler ile volkanik etkinliklerin biçimlendirdiği ısı transferinin ısı akısı değerlerine yansıdığını da unutmamamız gerekir.
24
3.3. Isı Akısı Hesaplamaları ve Ölçüm Tekniği Yöntemleri
3.3.1. Isı akısı hesaplamaları
Isı akısını hesaplamak için değişik yol ve yöntemler uygulanmaktadır. Bu yöntemleri
beş grup altında toplayabiliriz.
3.3.1.1. Silika jeotermometresi ile ısı akısı hesaplanması
Kaynak sularındaki çözünmüş SiO2 miktarından hareketle ısı akısı hesaplanmasına
dayanır. Jeotermal sistemlerin hazne kayaçlarının sıcaklıklarının saptanmasında uygulanan silika jeotermometresi (silika sıcaklığı), kuvarsın sudaki çözülebilirliğinin sıcaklık ile değişimini temel alır (Fournier and Rowe 1966). Sudaki çözünmüş silikat SiO2,
miligram/litre olarak ölçülmüş ise hazne sıcaklığı °C cinsinden;
1315
TSiO2 =
- 273.15
(3.5)
5.205 – logSiO2
bağıntısıdan bulunabilir (Trusdell 1976).
Silika sıcaklıklarından ısı akısı değerleri ise silika jeotermometresi (TSiO2) ile ısı akısı
arasındaki ilişkiyi veren
q = (TSiO2 – TH) / m
(3.6)
bağıntısı yardımı ile hesaplanmıştır (Swanberg and Morgan, 1979). Burada TSiO2 °C
olarak derin hazne kayanın sıcaklığı, q mW/m² olarak ısı akısı, TH °C olarak uzun dönem ortalama hava sıcaklığı, m ise termal direnç olup ortamın ısı iletkenlik katsayısı
(λ) ile çarpıldığında yer altı sularının dolaştığı ortalama derinliği (yd) verir.
yd = m*λ
(3.7)
Suda erimiş diğer iyonların (Ca, Na, K) değerlerini kullanarak da derinliklerdeki hazne sıcaklığının (silika sıcaklığının) hesaplanması olanağı vardır (Fournier 1977). Ancak
yüzeye yakın kısımlarda jeotermal sisteme katılan veya ayrılan suların vereceği hata-
25
lardan fazla etkilenme olmaktadır. Bu yüzden SiO2 jeotermometresi iyi bir sıcaklık belirtecidir. Yüksek sıcaklıklarda SiO2 çok miktarda bulunduğundan yüksek SiO2 yüksek
sıcaklık demektir. Türkiye’de (İlkışık 1991) silika sıcaklığı yöntemi ile ilgili araştırma
yapmış ve Türkiye’nin ısı akısı haritasını hazırlamıştır.
3.3.1.2. Isı akısının Bullard yöntemi ile hesaplaması
Özellikle tortul kayaçların bulunduğu ortamda açılan sondaj kuyularında ısı akısı hesaplamak için en çok tercih edilen yöntemdir. Düzgün olmayan sıcaklık gradyanı ve iletkenlik gözlemlendiği durumlarda geçerli en iyi yöntemdir. Eğer bir boyutlu ortamda
q0 yüzeydeki ısı akısı belli ise ve kayaçların λ ısı iletim katsayıları biliniyorsa farklı derinliklerdeki sıcaklıklar aşağıdaki bağıntıdan bulunur (Bullard 1939).
i = max
T(z) = T0 + q0 * Σ ( ∆zi / λi )
(3.8)
i=0
T(z) : z derinlikteki sıcaklık ( °C)
T0 : z=0 daki yüzey sıcaklığı (°C)
∆zi : Derinlik artım (m)
λi : ∆z aralığındaki ısı iletim katsayısı (W/m°C)
q0 : Yüzey ısı akısı
0
T0
T(z)
Sıcaklık (°C)
∆z1, λ1
∆z2, λ2
z
∆z 3, λ3
●
Derinlik (m)
Şekil 3.6. Bullard Yöntemi (Termal Direnç) Gösterimi (Bullard 1939)
26
Kuyu boyunca sıcaklık logu alınmış ve kuyudaki kayaçların ısı iletkenlik katsayısı (λ)
değerleri biliniyorsa, termal direncin fonksiyonu ∑ ∆zi / λi olarak T(z) sıcaklık grafiği
çizilirse (şekil 3.7) bu doğrunun eğimi bize o kuyudaki q ısı akısı değerini verecektir
(Rybach ve Bodmer 1983).
i=max
q = [ T (z) – T0] / [ ∑ ∆zi / λi ]
(3.9)
i=0
T(z) (°C)
●
●
●
T0
0
∑ ∆zi / λi (m².°C/W)
Şekil 3.7. Bullard-Plot T(z) ve ∑ ∆zi / λi grafiği (Rybach ve Bodmer 1983)
Yukarıdaki Bullard-Plot grafiğindeki doğrunun denklemi y = ax + b ise eğimi x = q
(mW/m²) ve b = T0 (°C) olacaktır.
3.3.1.3. Sıcaklık gradyanı ile ısı akısı hesaplaması
Isının bir ortamda iletimi sırasında sıcaklığın derinlikle değişim oranına sıcaklık gradyanı denir. Isı akısı ile ilgili jeofizik araştırmalarda sadece düşey doğrultulardaki sıcaklık değişimi (dT/dz) dikkate alınır.
Herhangi bir ortam içinde ısı, birbirine paralel birim kesitte yüzeyler içinde bu yüzeylere dik olarak akmakta ise ve dengeli duruma ulaşmış ise ısı akısı (q); ısı iletkenliği
katsayısı ve sıcaklık gradyanının çarpımına eşittir ve
q = λ* ( dT/dz )
(3.10)
bağıntısı ile hesaplanır. Burada ısı akısının (q), SI birim sisteminden birimi mW/m²’dir.
27
λ ile gösterilen ısı iletkenlik katsayısının SI birim sisteminden birimi W/m°C, dT/dz ile
gösterilen sıcaklık gradyanının SI birim sisteminden birimi ise °C/m’dir. Isı akısının eski birimi cgs sisteminde türetilmiş µkal / cm²s (HFU)’dur. Isı akısının günümüzde kabul edilen SI birim sistemine uygun birimi mW/m² ile cgs sistemindeki eski birimi
HFU arasında aşağıdaki ilişki mevcuttur.
1 µkal /cm²s (HFU) = 41.84 mW/m²
(3.11)
Sıcaklık gradyanının hesaplanması için en az iki noktada farklı derinlik ve bu farklı derinliklerdeki sıcaklıkların bilinmesi gerekmektedir (şekil 3.8). λ ısı iletim katsayısı da
bu ara derinlikteki kayacın ısı iletimidir. Laboratuvarda ölçüm yapılarak bulunmaktadır. Sıcaklık gradyanı aşağıdaki formülden bulunur.
dT/dz = (T2 – T1) / (z2 – z1)
0
(3.12)
T2
T1
z1
T(°C) Sıcaklık
Y = ax + b
dT/dz (°C/m.)
·
z2
T0 (°C)
z (m) Derinlik
Şekil 3.8. Sıcaklık Gradyanı ile Isı Akısı Hesaplaması
Sıcaklık gradyanı ile ısı akısı hesaplanmasında iki yol mevcuttur. Isı akısı hesaplamasında kullanılan bu iki yol, aşağıda örnekler verilerek açıklanmıştır.
1)- Biri kuyu dibinde diğeri kuyu ağzında ortalama sıcaklığı ölçerek sıcaklık gradyanının bulunmasına dayanır. Sonra kuyuda geçilen birkaç jeolojik birimin ısı iletim katsayıları ölçülüp bunların da ortalama değeri kullanılarak bu bulunan iki ortalama değerlerin çarpımından ısı akısı hesaplanır. Bu yöntem yaklaşık bir ısı akısı değeri verir.
Sayısal Örnek: Kuyu ağzı ortalama sıcaklık T1(ort)=25 °C, kuyu dibi ortalama sıcaklık
T2(ort)=37 °C ve kuyu derinliği 150 metre, kuyuda geçilen üç değişik formasyona ait
ölçülmüş ısı iletim katsayıları ise λ1 = 1.250 W/m°C, λ2 = 2.125 W/m°C, λ3 = 3.100
28
W/m°C’dir. Buradan kuyu içi aritmetik ortalaması λort =(1.250+2.125+3.100)/3 = 2.158
W/m°C bulunur. Kuyu için ortalama ısı akısı qort = 2.158 ( (37-25)/50 ) = 172.64 (mW/
m²) olarak bulunur.
2)- Kuyu içinde geçilen her bir formasyona ait sıcaklık gradyanlarının, ölçülen sıcaklık
eğrisinden en küçük kareler yöntemi ile hesaplanmasına dayanır. Yine her bir formasyondan alınan kayaç örneklerinin ısı iletim katsayıları ölçülür ve daha sonra her bir formasyon için bulunan sıcaklık gradyanı ile çarpılarak ısı akısı değeri bulunur. Sonuçta
tüm kuyunun ortalaması alınarak ölçümü yapılan kuyu içi ısı akısı değeri bulunmuş olur.
Sayısal örnek: En küçük kareler yöntemi ile her bir formasyona ait sıcaklık eğrisinden
hesap edilen dT/dz değerleri sırası ile
1. formasyon için : sıcaklık gradyanı (dT/dz)1 = 0.125 (°C/m) ve ısı iletim katsayısı
λ1 = 0.125 (W/m°C)
λ2 = 1.250 (W/m°C)
λ3 = 1.530 (W/m°C) ise, buradan q1 = 0.125x(0.125) = 15.62 (mW/m²), q2 = 1.250x
(0.025) = 31.25 (mW/m²) ve q3 = 1.530x(0.120) = 183.60 (mW/m²) bulunur ve bu üç
formasyonda bulunan ısı akısı değerlerinin aritmetik ortalaması alınarak qort = (q1+q2
+q3) / 3 kuyuya ait ortalama ısı akısı değeri qort = (15.62+31.25+183.60) / 3 = 76.82
(mW /m²) olarak bulunur.
3.3.1.4. Modelleme (Flow, Beta, Ram) yöntemi ile ısı akısı hesaplanması
Yeraltı sıcaklık dağılımını ayrıntılı kayıtlar alarak değişik tip yeraltı suyu akış rejimini
karakterize ederek modellemek mümkündür. Bu tip çalışmalarda belirli modelleme
yöntemleri kullanılmaktadır. Bu modellemelerde yeraltındaki termal düzeni çok daha
gerçekçi açıklayan ısı akısı değerleri bulunabilmektedir. Kuyu içi su hareketlerine göre
modelleme yöntemleri aşağıda kuyu örnekleri ile izah edilmiştir. Örnek kuyular Türkiye’den seçilmiştir (Pfister 1995).
29
a. Flow model : Yeraltındaki düşey su hareketleri
İletim neticesindeki tek boyutlu düzenli düzeyli ısı transferi ve belli bir derinlik aralığındaki izotrop, homojen ve geçirgen ortamdaki düşey yeraltı suyu hareketlerini içermektedir. Bunun için aşağıdaki diferansiyel denklem kullanılır.
∂²T/∂²z = (c.ρ.VD/λ).( ∂T/∂z)
(3.13)
Burada;
c: Yeraltı suyu ısı kapasitesi (J/kg°C)
ρ: Yeraltı suyu yoğunluğu (kg/m³)
λ: Kayaç ısı iletkenlik katsayısı (W/m°C)
VD: Yeraltı suyu Darcy hızı (m/yr)
T: Kuyu sıcaklığı (°C)
z: Kuyu derinliği (m)’dir.
Şekil 3.9’da a1 kuyu içerisindeki su hareketini, a2 ise ölçülen veriler ile model verilerini içermektedir. Bu bir boyutlu basit modelde bilinmeyen başlıca parametre kayaçların iletkenlik katsayısıdır ki bu da kayaç numunelerinden ölçülmektedir.
T(z) = (q0/λ .p).[ eβ.z –1 ] + T0
(3.14)
p = c.ρ.VD /λ = Pe / L
(3.15)
Burada;
q0 : Yüzey ısı akısı (mW/m²)
T0 : Yüzey sıcaklığı (°C)
Pe : Peclet sayı analizi
L : Su sirkülasyon uzunluğu (m)
p : Denklem sabitidir.
b. Beta model : Sınırlandırılmış derinlik aralığında düşey su hareketi
Bazı durumlarda düşey yeraltı su hareketi belirli tabakalarda ve bunun altındaki derinliğe doğrudur. Yani üst tabakalarda yeraltı su hareketi fazla gözlenmemektedir. Şekil
30
3.9’da b1 kuyu içerisindeki su hareketini, b2 ise ölçülen veriler ile model verilerini
içerir. Şayet yeraltı suyu akışı sabit bir derinlik aralığı ile sınırlandırıldığı takdirde yine
aşağıdaki formüllerden ısı akısı hesaplanır.
∂²T (z)/ ∂z² = (-c.ρ.VD/λ(z) ).(∂T(z) / ∂z)
(3.16)
p = (c.ρ.VD.L) / λ
(3.17)
c. Ram model : Yeraltındaki düşey su hareketi
Yeraltında lineer bir sıcaklık gradyanı var ise bu yeraltı su hareketi ile bozulur. Su kuyu içerisinde gözenekli yapılarda hem girebilir hem de çıkabilir. Şekil 3.9’da c1 kuyu içerisindeki su hareketini, c2 ise ölçülen verileri ve model verilerini içermektedir. Akışın kuyuya girdiği noktanın altındaki veya üstündeki sıcaklık için bu durumun analitik düzenlenmesi aşağıdaki gibidir (Ramey 1962).
T(z) = T(i) + z.∂T/∂z ± [ e–z/A –1 ].A.∂T/∂z
(3.18)
Bir haftadan fazla süreler için;
A = v.ρ.c.r².f(t) /2λ, f(t) = -ln ( r/2(HD.t)½ ) –0.290
formülü kullanılır. Burada;
∂T/∂z: sıcaklık gradyanı (°C/m)
λ(z): kayaç termal iletkenliği (W/m°C)
T(i): suyun giriş yaptığı noktadaki sıcaklık (°C)
v: kuyudaki akışkanın hızı (m/s)
r: kuyu yarıçapı
f(t) : zaman fonsiyonu
HD: ısı yayınımı (1.10–6 m2/s)
t: zaman (s)’dir.
31
(3.19)
Şekil 3.9. Yeraltı suyu hareketlerinin üç farklı modeli (Pfister 1995)
32
3.3.1.5. Curie nokta derinliklerinden yararlanarak ısı akısı değerlerinin hesaplanması
Isı akısı değerlerinin bu yöntemle hesaplanmasında ilk aşama aeromanyetik verilerden
yararlanarak Curie nokta derinliklerinin belirlenmesidir. Bilindiği üzere, ferromanyetik
özellik gösteren mineraller Curie sıcaklığının üzerinde mıknatıslanmalarını kaybederek
paramanyetik özelliğe dönüşür. Bu mıknatıslanmanın kaybolduğu veya mıknatıslanma
özelliğinin değiştiği noktalara Curie nokta derinlik değerleri denir.
Aeromanyetik veriler kullanılarak Curie nokta derinliklerinin belirlenmesinde spektral
yöntemler ile en küçük kareler ters çözüm yöntemi kullanılmaktadır. Biz burada sadece
en küçük kareler ters çözüm yöntemi ile Curie nokta derinliklerinin elde edilmesinden bahsedeceğiz.
Isı akısının hesaplanmasındaki ikinci aşama ise Curie sıcaklığının 580°C alınarak Curie
nokta derinliklerinden ısı gradiyentlerini hesaplamaktır. Isı gradiyentleri hesaplandıktan sonra çalışma bölgesi için ısı iletkenlik katsayılarını da kullanarak
dT
q= λ.
(3.20)
dz
bağıntısı yardımıyla ısı akısı değerleri hesaplanmıştır. Isı akısının saptanmasında kullanılan bu aşamaların ayrıntıları aşağıdaki 2-B olarak yapılan örnek çalışmada gösterilmiştir.
Örnek çalışma:
Bu çalışmada M.T.A. Enstitüsünün hazırlamış olduğu Edremit, Susurluk ve Balıkesir
bölgelerinin 1/100000 ölçekli aeromanyetik haritalarından yararlanılmıştır. Veriler
0.5 cm. de bir örneklenmiştir. Sonra küçük dalga boylu değişimleri atmak amacıyla
aeromanyetik harita 0.1 devir/veri aralığı kesme frekanslı alçak geçişli bir süzgeç ile
süzgeçlenmiştir. Süzgeç kullanılarak elde edilmiş havadan manyetik harita şekil 3.10’da
verilmiştir. Süzgeçlenmiş harita ile jeolojik yapının ilişkisi belirlendikten sonra bir
başka ifadeyle, manyetik belirtiye neden olan kütle veya kütlelerin yapısal doğrultu-
33
larının belirlenmesi ile süzgeçlenmiş harita üzerinden uygun kesit yerleri belirlenmiş
ve bu kesitlerden gözlenen veriler hesaplanmıştır. Ayrıca bir ön model seçilip, parametreler üzerinde yineleme (iterasyon) yaparak en küçük kareler ile ters çözüm işlemi
gerçekleştirilmiştir. Ters çözüm sonucu gözlenen verilere en iyi çakışan model yanıtının model parametreleri (sonuç parametreleri) elde edilmiştir.
Sonsuz derinlikteki düzgün mıknatıslanmış bir daykın toplam manyetik alan anomalisinin matematiksel ifadesi (model yanıtı), Gay (1987) tarafından
T(x) = 2. sk.Tm .h².Sin(β).[Sin(2.I - β).∆φ - Cos(2.I - β).ln ∆R] + Td
(3.21)
şeklinde verilmiştir. Bu denklemde kullanılan manyetik parametreler şunlardır:
I = Arctan (tan i / sin α)
i = Yer manyetik alanının inklinasyonu
α = Cismin saatin tersi yönünde kuzeyle yaptığı açı
β = Daykın eğimi
Tm = Yer manyetik alan şiddeti
x0 = Yüzeyde prizma veya daykın merkezi
b = Yarı değer genişliği
d = Modelin üst derinliği
Td = Datum seviyesi
sk = Süseptibilite kontrastı
h² = 1 - Cos²α Cos²i
∆φ = φ1 – φ2
∆R = R1/R2
φ1 = Arctan ( (x-b)/d )
φ2 = Arctan ( (x+b)/d )
R1 = ( d2 + (x-b)2 )1/2
R2 = ( d2 + (x+b)2 )1/2
(3.21) nolu denklemde geçen büyüklükler şekil 3.11’ de gösterilmiştir. Prizma modelinden kaynaklanan anomali (model yanıtı), ölçü düzlemi altında D ve d üst derinliklerinde olan sonsuz alt derinlikteki iki dayk anomalisinden hesaplanabilir.
34
Şekil 3.11’de gösterilen prizma modelinin d, X0, b, β, D, Td, sk, T parametrelerine
göre kısmi türevlerinin hesaplanması gerekir. Prizma model anomalisinin kısmi türevleri, üst derinlikleri d ve D olan benzer iki daykın ayrı ayrı kısmi türevlerinin farkları
şeklinde verilebilir (Marobhe 1989).
Şekil 3.10. 0.1 devir/veri aralığı frekanslı alçak geçişli süzgeç kullanılarak elde edilmiş
aeromanyetik harita (Sanver 1974)
x0
d
x
R2
P
R1
x0
φ1
φ2
d
Β
D
2b
x
R2
β
R4
P φ1
R1
φ4
φ2
φ3
R3
2b
(A) sonlu dayk modeli
(B) prizma modeli
Nm
+x
α
planın görünüşü
2b
-x
Şekil 3.11. Model geometrisi ( Nm manyetik kuzey ve α cismin manyetik kuzeyle
saat yönünün tersindeki doğrultu açısıdır) (Marobhe 1989)
35
Bilindiği gibi, gözlenen veri sayısının parametre sayısından büyük olması durumunda
parametre düzeltme miktarının Marquardt-Levenberg veya sönümlü en küçük kareler
ters çözümü,
∆P = (ATA + εI)-1 AT ∆d
(3.22)
şeklinde verilir. Burada ∆P parametre düzeltme dizeyini, A kısmi türevleri içeren Jacobian dizeyi, ∆d gözlenen ve hesaplanan değerler arasındaki farkı göstermektedir. ε,
sönüm katsayısı olup ATA dizeyini tekillikten kurtarmak amacıyla matrisin köşegenine eklenen bir sabittir. (3.22) nolu denklemdeki A dizeyini tekil değerlere (SVD) ayırarak yeniden yazacak olursak,
∆P = V diag [ S / (S2 + ε) ] UT ∆d
(3.23)
elde edilir (Lines ve Treitel 1984). Burada U nxp boyutunda veri özyöney dizeyini, V
mxp boyutunda parametre özyöney dizeyini ve S pxp boyutunda özdeğerleri göstermektedir. Genelde ∆P’nin değişimini ayarlamak ve duraylı iterasyonu sağlamak amacıyla
∆P, γ gibi bir yuvarlatma faktörü ile çarpılarak yeni parametre (P) aşağıdaki
Pk+1 = Pk + γ ∆P
bağıntısı ile bulunur. Bu yuvarlatma faktörü % hata miktarına bağlı olarak seçilir.
Ters çözüm sonucu elde edilen model parametrelerinden (P), (3.21) nolu denklem
sayesinde model yanıtı (kuramsal veriler) elde edilir. Modelleme sonucu bulunan
prizma alt derinlikleri Curie nokta derinliği olarak kabul edilmiştir. Seçilen kesitlerin
(profillerin) modellenmesine bir örnek şekil 3.12’de verilmiştir. Elde edilen Curie nokta
derinliklerinden yararlanarak çalışma alanının Curie nokta derinlik haritası çizilmiştir.
Çalışma alanının Curie nokta derinlik haritası şekil 3.13’te verilmiştir.
Çalışmada, Curie sıcaklığı 580°C alınarak Curie nokta derinliklerinden ısı gradiyentleri
hesaplanmıştır. Tezcan’nın (1979 ) kullanmış olduğu ortalama 2.1 W/m°C ısı iletkenlik
katsayısı dikkate alınarak çalışma bölgesi için ısı iletkenlik katsayısı 2 W/m°C ve 3 W/
m°C seçilmiş ve q = λ .(dT/dz) denklemini kullanarak bölgeye ait ısı akısı değerleri hesaplanmıştır. Elde edilen sonuçlar çizelge 3.5 te verilmiştir. Bununla birlikte Curie nokta derinliklerinden hesaplanan ısı akısı değerleriyle Tezcan ve İlkışık’ın vermiş olduğu
36
ısı akısı değerleri karşılaştırdığımızda sonuçların birbirleriyle çok iyi bir uyumluluk
içinde olduğu görülmektedir.
Çizelge 3.5. Curie nokta derinliklerinden ve daha önceki çalışmalardan elde edilen ısı
akısı değerleri (Hisarlı 1995)
Alan
Isı akısı (mW/m2)
Curie nokta
Isı
derinliği
Gradiyenti
x 103 m.
°C/m x 103
Balya
10.5
57.70
115
144
120
120
M.K.Paşa
10.8
53.60
107
134
110
90-100
B. Kesir
12.1
47.85
95
119
66
90-100
Yenice
9.0
64.40
128
161
-
140-160
k=2
k=3
İlkışık
Tezcan
(mW/m2) (mW/m2)
W/m°C
Şekil 3.12. Curie nokta derinliklerinin belirlenmesinde seçilen profillerin modellenmesine bir örnek (Hisarlı 1995)
37
Şekil 3.13. Aeromanyetik verilerden elde edilen Curie nokta derinlik haritası (Hisarlı
1996)
38
3.3.2.Isı akısı hesaplamaları için gerekli ölçüm tekniği yöntemleri
3.3.2.1. Kuyularda sıcaklık ve diğer ölçümler
Kuyu içi sıcaklık ve diğer parametrelerin ölçümü ihtiyaç duyulan bilgiye göre değişik
tip ve marka ölçüm aletleri kullanılarak yapılmaktadır. Kuyu içi bilgileri bilgisayar ortamına aktaran ölçüm aletleri olmakla birlikte mekanik ölçüm de yapılabilmektedir.
Log aletinin kuyu içerisine gönderilecek geçirimsiz ve yalıtkan döner başlıklı kablonun ucunda bulunan özel uyumlu başlığa hangi parametreler ölçülecek ise (gamma ray,
SP, sıcaklık, rezistivite ve diğerleri ) ilgili prob takılarak kuyu dibinden başlayarak kuyu ağzına kadar metrik ölçüm yapılabilir. Kuyu ağzından kuyu dibine doğru da ölçüm
almak mümkündür. Tüm bu ölçümler Mount Soupris marka log aleti ile alınmaktadır.
Mount Soupris marka log aletinin görünümü şekil 3.14’te gösterilmiştir.
Bir kuyu içinde istenen derinlik veya kuyu boyunca jeolojik formasyonu ve kuyu niteliklerini fiziki paramertreler cinsinden sağlıklı elde etmek kaydıyla ve ne isteniyorsa
ona cevap verecek şekilde log metodunun ve ölçüm tekniklerinin seçilmesi gereklidir.
Biz burada ısı akısı ile ilgili olan log metotlarından bahsedeceğiz.
1)- Sıcaklık Logu: Sıcaklık probu kullanılarak bir kuyudaki sıcaklık ölçümü verileri
(°C) derinliğin (metre) fonksiyonu olarak log aleti tarafından kaydedilir.Bu kayıtlar kullanılarak kuyu derinliğine bağlı sıcaklık eğrileri elde edilir. Aynı veriden seçilen metrelerde sıcaklık gradienti (°C/m) elde etmemiz mümkündür (Şekil 3.15).
Kuyuya ait sıcaklık artışları ile kuyu sıcaklık gradientinin belirlenmesinde, belirli aralıklarda termal gradyan hesaplamalarında, sıcak ve soğuk akiferlerin kalınlık ve derinliklerinin belirlenmesinde, kuyu litoloji sınırlarının belirlenmesinde ve aktif gaz çıkışlarının tespitinde kullanılır.
2)- Doğal uçlaşma (SP) Logu: Kuyuya ait derinliğin fonksiyonu olarak potansiyel değişimini verir. Milivolt olarak ölçülür.Kuyu içi iletken ve sıvı geçirgen formasyonları gösterir. Kuyu litolojisi ve stratigrafisi korelasyonuna yardımcı olur.
39
3)- Gamma Ray Logu: Bazı maddeler içerisinde radyoaktif element içerirler (α , β, γ ).
Kuyularda bu amaçla derinliğin fonksiyonu olarak gamma ışını (c/s) olarak ölçülür.
Killi ve marnlı seviyelerin belirlenmesine yarar.
4)- Özdirenç Logu: Kuyu içi tabakaların özdirenç değerlerini verir. Ohm-m. olarak ölçülür. Formasyon değişiminde özdirenç te değişeceğinden formasyon sınırları ile
ilişki kurulmasında yardımcı olur.
Şekil 3.14. Mount Soupris marka log aletinin görünüşü (İlkışık vd 1996)
40
Şekil 3.15. Çayyüzü’deki kuyuda sıcaklık eğrisi (oC) ve sıcaklık gradienti (oC/10 m)
(Yemen 1999)
3.3.2.2. Kuyularda SiO2 ölçümü ile b ve m parametrelerinin bulunması
Üst kabuk içinde 300 °C’ye kadar olan sıcaklıklarda kaynak sularındaki SiO2 eriği miktarı ile hazne kaya sıcaklığı arasında doğrusal bir uyum görülür ve silika belirleyicisi
jeotermal sisteme dışardan olan küçük katkılardan en az etkilenmektedir. Bu nedenle
kaynakların içerdiği SiO2 miktarı kullanılarak hazne kayadan bilgi taşıyan silika sıcaklığı bulunur.
Jeotermal suların (ılıca-içme-maden suyu) bulunduğu yerlerde yapılan sondajlardan elde edilen su numunelerinin laboratuvarda yapılan kimyasal analizleri sonucu SiO2 (veya
H2SiO3) miktarı mg/litre olarak ölçülür.
Yeraltı sularının ortalama dolaşım derinliğine karşılık gelen termal direnç m, yeraltı sularının dolaştığı ortalama derinliğin yd (kaynakların ilişkili oldukları havzaların derinliği) incelenen bölgedeki kayaçların ısı iletkenlik katsayısına (λ) bölünmesi ile bulunur.
İncelediğimiz bölgede kayaçların ısı iletkenlik katsayısına ilişkin ölçülmüş veya yayın-
41
lanmış veriler olmayabilir. Bu durumda bölgedeki kaynakların ilişkili oldukları havzaları oluşturan malzemeler dikkate alınarak bir ısı iletkenlik katsayısı saptanabilir.
Yerkürenin çeşitli yerlerindeki araştırmalara ilişkin yayınlarda λ değerleri, kristalin
kayaçlar için 3.1 ve tortullar için 1.9 W/m°C civarında verilmektedir (Clark 1966,
Beaumont vd 1982). Bazı kayaç ve minerallerin ısı iletkenlik katsayıları aşağıda verilmiştir.
Çizelge 3.6. Çeşitli kayaçların ısı iletkenlik katsayılarının değerleri (Allen ve Allen
1990, Bilir 1998)
Litoloji
Isı iletkenlik katsayısı (W/m°C)
Şeyl
1.3-3
Kumtaşı
Kireçtaşı
Dolomit
Mermer
Gnays
Bazalt
Granit
Diyabaz
Gabro
Halit
1.5-4.2
2.0-3.4
3.2-5.0
2.5-3.0
2.1-4.2
1.3-2.9
2.4-3.8
1.7-2.5
1.9-2.3
5.4-7.2
Ortalama hava sıcaklığı b, uzun yıllar boyunca her bölge için ayrı ayrı yapılan ölçümlerden elde edilen verilere dayanarak belirlenen bölgelere ait ortalama sıcaklık değeridir. Uzun dönem bölgenin yıllık hava sıcaklığı ortalaması b, silika ısı akısı hesabında
kullanılan önemli parametrelerden biridir. Bölgelere göre ortalama hava sıcaklıkları
(Abur 1990) aşağıdaki çizelgede verilmiştir.
Çizelge 3.7. Bölgelere göre uzun yıllar (yaklaşık 55 yıl) ortalama hava sıcaklıkları
(Abur 1990)
Yöre
Sıcaklık (°C)
Yöre
Sıcaklık (°C)
Adana
18.7
Maraş
16.5
Ağrı
5.8
Mardin
15.7
Amasya
13.7
Muş
9.4
Bingöl
12.0
Nevşehir
10.6
Bitlis
9.4
Niğde
10.3
42
Çizelge 3.7. (Devam)
Diyarbakır
15.8
Ordu
3.6
Elazığ
13.0
Rize
14.1
Erzincan
10.3
Samsun
14.3
Erzurum
6.0
Siirt
15.4
Hatay
19.6
Tokat
12.4
İçel
18.4
Sivas
8.6
Kastamonu
9.8
Trabzon
14.4
Kayseri
10.6
Tunceli
12.6
Kırşehir
11.3
Van
8.8
Yozgat
8.7
3.3.2.3. Isı iletkenlik katsayısının (ısı iletim katsayısı) ölçümü ve hesabı
Bir ortamda iletim yolu ile ısı aktarımı sadece sıcaklık gradyanına ve termal difüziviteye (a: sıcaklığın nüfuz etme katsayısı) bağlıdır. Difüzyon bağıntısını,
∇²q = - a (∂T/∂z)
(3.24)
eşitliği ile gösterebiliriz. Burada q ısı akısını, T mutlak sıcaklığını, a termal difüziviteyi
ve z derinliği temsil eder. Difüzyon bağıntısında yer alan termal difüzivite a; ortamın
ısı iletkenlik katsayısı (λ), ortamın ısıl kapasitesi (cp) ve kayaç yoğunluğuna (ρ) bağlıdır.
Bu ilişki aşağıda verilmiştir.
a = λ / (ρ.cp)
(3.25)
Isı iletim katsayısı değeri (λ)’nın, ısı iletim katsayısı değeri fazla değişmeyen kayaçlarda hesaplanmasında aritmetik ortalama yöntemi kullanılabilir. Karotu alınamayan kuyularda veya yüzey örneği olmayan yerlerde λ değeri yerine kuyu litolojisine uygun değerler çarpan olarak alınabilir.En iyi hesaplama yöntemi ağırlıklı ortalama (efektif) yöntemidir. Bu yöntemle bulunan efektif ısı iletim katsayısı bağıntısı,
n
∑ ∆zi
i=1
λef =
(3.26)
n
∑ ∆zi / λi
i=1
43
şeklinde verilebilir. Burada n: kesilen katman sayısı, ∆zi: katman kalınlığı, λi: her bir
katmanın ısı iletim katsayısıdır.
Kayaçların oluşumu sırasında λ ısı iletim katsayısı değişimini etkileyen özellikleri şöyle sıralayabiliriz.
Sıcaklık
Basınç
Gözeneklilik
Suya doygunluk
Yoğunluk
Dane boyutu ve şekli
Çimentolanma derecesi
Mineral içeriği ve içerdiği akışkan
Gözeneklilik ve suya doygunluk oranları önemlidir. Çünkü suya doygun ve kuru olması
durumunda laboratuvarda ölçülen λ değerleri arasında % 30’a varan farklar oluşmaktadır (Scharli ve Rybach 1984). Çizelge 3.8’de ısı iletim katsayısı λ’nın (kuru, doğal ve
ıslak) ölçülen değerleri verilmiştir (JICA 1987).
Çizelge 3.8. Ege Bölgesi’nde bazı kayaç örneklerinde (kuru, doğal ve ıslak) ölçülen
λ değerleri (JICA 1987)
Yer / Kuyu Adı
z(metre)
Litoloji
Kuru λ (W/m°C) Doğal λ Islak λ
Aydın / ÖB-8
760
Kumtaşı
3.314
3.441
4.436
İzmir / Biçer-1
85
Killi kireçtaşı
1.592
1.762
1.773
İzmir / Dikili,DG-2
151
Az altere andezit
2.637
2.542
2.641
Manisa / SC-1
783
Meta kumtaşı
2.958
3.129
3.380
QTM ( Quick Thermal Measurement), laboratuvarda kayacın sıcaklığı kararlı duruma
gelmeden λ ısı iletim katsayısının ölçülmesi amacıyla geliştirilmiş bir alettir.
λ değeri ölçülmek istenen ve boyutları (≈ 5.10.16 cm.) olarak düzgün yüzlü kesilen kayaç örneği yüzeyine QTM probu düzgün bir şekilde yerleştirilir. Prob önce λ değeri
44
bilinen bir madde ile test edilir. Alet test edilen madde, termokupul ve bir ısıtıcıdan
ibarettir. QTM aleti portatif taşınabilir, hızlı ve seri ölçüm alımı dolayısıyla kullanımı
çok kolay olan bir alettir.
Ölçümü yapılacak numune üzerinde bir dakika süresince voltaj uygulanarak ısıtma yapılırken yine bu süre boyunca kayanın sıcaklığı (T), zaman (t) fonksiyonu olarak kaydedilir. Daha sonra kaydedilen (T-t) diyagramının doğruya yakın kısmı otomatik olarak saptanarak kayacın ısı iletim katsayısı,
λ = F [ I².ln (t2-t1) / (V2-V1) ] – H
(3.27)
bağıntısından bulunur. Burada;
F ve H: Alet katsayıları
V1 ve V2: t1 ve t2 zamanındaki uygulanan voltaj (mV)
I: Isıtma akımı (amper) dir.
45
3.4. Türkiye’de Isı Akısı Çalışmaları
Birçok kişi Türkiye için ısı akısı çalışmalarını bölgesel veya Türkiye geneli için araştırma nitelikli yapmışlardır. Türkiye’nin bir bölümünü kapsayan Avrupa ısı akısı haritası çalışması (Čermak vd 1978, Čermak vd 1979), Karadeniz ve Akdeniz çalışmaları
(Ericson 1970), Ege denizi çalışmaları (Jongsma 1974, Fytikas 1980), Türkiye ısı akısı
haritası çalışmaları (Tezcan ve Turgay 1989), silika yöntemi ile yapılan bir çalışma
(İlkışık 1992) ve Marmara bölgesinin araştırması (Pfister 1995) yapılagelen çalışmalar
arasındadır. Ayrıca Türkiye çapında ‘’ısı akısı projesi’’ adı altında 1995 yılında
başlayan detaylı çalışmayı M.T.A Genel Müdürlüğü’ne bağlı Jeofizik Etüdleri Dairesi
yürütmektedir. Čermak vd (1978) ve Čermak vd (1979)’nin hazırladığı ısı akısı haritası şekil 3.16’da görülmektedir.
Şekil 3.16. Avrupa’nın basitleştirilmiş ısı akısı haritası (Čermak vd 1978, Čermak vd
1979)
46
Afrika ve Avrasya levhaları arasındaki sınır Azor-Cebelitarık civarında başlar. Cezayir’
in kuzeyinden ve Sicilya üzerinden Yunanistan’a geçerek Helenik ada yayı boyunca Girit üzerinden Türkiye’ye ulaşır. Bu sınırın hemen güneyinde Afrika levhası üzerinde ısı
akısı değerleri 30 mW/m2 civarında olup, sınırın kuzeyinde gözlenen 65-70 mW/m2’lik
değerin yaklaşık yarısına eşittir. İyon denizi, Pelapones yarımadası önü ve Girit güneyinden geçerek Rodos civarında Anadolu’ya ulaşan bu dalma-batma zonunun kuzeyinde, Ege denizinde, batı ve kuzeybatı Anadolu ile Orta Anadolu’da yüksek ısı akısı anomalileri görülür (Čermak ve Hurtig 1978, Čermak ve Hurtig 1979).
Ericson (1970)’un çalışmalarına göre; batı Akdeniz genelde yüksek ısı akısı değerleri ile
karakterize olmuştur. Tersine, doğu Akdeniz’de ısı akısı verileri düşük bir ısı akısı bölgesine işaret etmektedir. Karadeniz’de ise düşük değerler gözlenmiştir. Gerçekte Karadeniz’de ölçülen ısı akısı değerlerine hızlı tortullaşmadan dolayı düzeltme uygulandığında, bu alanın yüksek bir ısı akısı bölgesi olduğu görülür (Ericson 1970). Bu yüzden
Karadeniz bir yüksek ısı akısı bölgesi olarak yorumlanmalıdır.
Ege denizinde alınmış ısı akısı ölçümleri ise tektonik yapılar boyunca uzanan üç yüksek
ısı akısı bölgesine işaret etmektedir (Fytikas 1980). Esas olarak bazaltik olan Kuvaterner volkanizması, Helenik ada yayının iç kısmında Palegonian-Parnos zonu boyunca Astipalia ve Kavaros adaları üzerinden Bodrum Karaada civarına kadar uzanır.
Bu kuşak boyunca yer yer 120 mW/m2 yi aşan yüksek ısı akısı anomalisi görülmektedir. Orta Ege’de İzmir-Ankara zonunun batı ucunda 100 mW/m2 yi aşan ikinci bir
ısı akısı anomalisi vardır. Kuzeye doğru Oligosen-Miyosen yaşlı andezitik volkanizmanın göründüğü Makedonya, kuzey Ege adaları, Biga ve Gelibolu yarımadaları
kıyıları üçüncü bir yüksek ısı akısı anomalisi kuşağı oluşturmaktadır. Bu anomali kuzey
Ege’de bulunan ve Saros üzerinden Marmara’ya uzanan derin deniz çukurluğu üzerindedir (Jongsma 1974). Fytikas (1980)’ın Ege Denizi’ndeki ısı akısı değerlerini gösteren haritası şekil 3.17’de gösterilmiştir. Jongsma (1974)’nın Ege Denizi’ndeki ısı
akısı çalışmasını içeren haritası şekil 3.18’de verilmiştir. Şekil 3.18’deki haritada gösterilmiş ısı akısı değerlerinin birimi µcal/cm2.sec’dir.
47
Şekil 3.17. Ege Denizi’de ısı akısı (mW/m2) değerleri (Fytikas 1980)
48
Şekil 3.18. Ege denizinin ısı akısı haritası (Jongsma 1974)
49
Bunun yanında detaylı olmasa da Türkiye geneli için sabit bir ortalama ısı iletim katsayısı λ = 2.1 (W/m°C) değeri seçerek ısı akısı haritası çalışması (Tezcan ve Turgay
1989) yapılmıştır. Bu çalışmanın haritası şekil 3.19’da verilmiştir.
50
Şekil 3.19. Türkiye ısı akısı haritası (Tezcan ve Turgay 1989)
51
Türkiye’de Tezcan (1977)’ın jeotermal gradyanı temel alan yaklaşımı ile ölçülmüş ısı
akısı verilerini ihtiva eden çalışması, Ericson (1970)’un Karadeniz ve Akdeniz’deki ısı
akısı çalışması ve Jongsma (1974)’nın Ege Denizi’ndeki ısı akısı çalışmasını içeren Türkiye ısı akısı değerleri haritası şekil 3.20’de verilmiştir.
Şekil 3.20. Türkiye ısı akısı haritası (Ericson 1970, Jongsma 1974, Tezcan, 1977)
Silika sıcaklığı yöntemiyle Kuzeybatı Anadolu’da yapılan ısı akısı çalışmalarından elde edilen veriler çizelge 3.9 ’de verilmiştir. Bu verilerden yararlanılarak oluşturulan silika ısı akısı haritası şekil 3.21’de gösterilmiştir.
Şekil 3.21’de verilen harita, Miyosen volkanik etkinlikleri ve Kuzey Anadolu kırık
kuşağına ilişkin olarak bölgede ısı akısının genelde yüksek (en azından 80 mW/m2’den
yüksek) olduğuna işaret etmektedir ve çok az jeofizik veri bulunan bir alanda jeoloji ve
tektonik ile yüksek ısı akısı gözlenen yerlerin kıyaslanmasına yaramaktadır. Harita
Edremit Körfezi-Gönen-M. Kemalpaşa kuşağı boyunca 140 mW/m2’ye varan yüksek
ısı akısı değerleri gözlenmektedir. Bilinen yüzey jeolojisi (Ternek 1964) ve Kuzeybatı
Anadolu gravite verilerinde aynı yerde gözlenen düşük anomali (Ekingen 1978) yörede
genç tortullar ile örtülü bir çöküntü kuşağına işaret etmektedir. Aynı kuşak depremler açısından da oldukça etkindir (Üçer vd 1985). İnegöl civarında ( 65 ve 66 nolu noktalar)
ısı akısının 100 ve 89 mW/m2’ye çıkması bu kuşağın Bilecik’ten geçen kenet kuşağına
52
(Okay 1984) bağlandığı izlenimi vermektedir. Kuzey Anadolu fayının güney kolu ve
Bilecik’ten geçen kenet kuşağı boyunca bu yüksek ısı akısı belirtilerinin varlığı Miyosen sonrası kapanan bir dalma-batma ve bunun volkanik etkinlikleri (mağma ceplerinin
varlığı) ile ilişkili olabilir.
Çizelge 3.9. Kuzeybatı Anadolu’da metasilikat analizi yapılan jeotermal kaynakların
ısı akısı değerleri (İlkışık 1989)
No
Yer
Enlem
Boylam
Yüzeyde T(˚C) TSiO2 (˚C) q(mW/m 2)
1
Lüleburgaz
41 31
27 11
12
52.7
54
5
Tuzla,İst.
40 50
29 15
20
38.9
32
9*
Armutlu
40 31
28 51
61
105.4
128
10* Yalova
40 34
29 10
58
85.7
101
20* Geyve
40 23
30 28
26
45.1
43
28* Ekşidere
40 04
27 04
32
75.6
87
29* Gönen
40 04
27 39
61
110.1
136
30* Susurluk
40 06
28 07
50
86.6
102
36* Ezine
39 38
26 15
46
111.5
139
43* Güre
39 46
26 57
59
106.4
130
50* Balya
39 48
27 40
60
99.4
120
52
Balıkesir
39 47
27 58
32
60.9
66
55
M.Kemalpaşa
40 01
28 14
20
63.0
69
56
M.Kemalpaşa
40 05
28 52
47
104.1
127
57
M Kemalpaşa
39 57
28 17
17
91.8
110
61* Bursa
40 10
29 02
55
90.7
109
65* İnegöl
40 01
29 40
14
84.6
100
66* İnegöl
39 59
20 40
45
76.7
89
71* Sındırgı
39 15
28 13
78
128.9
163
Koordinatlar ± 5' hatalıdır, (*) işaretli yerlerde ortalama alınmıştır.
53
Şekil 3.21. Kuzeybatı Anadolu’da ısı akısı dağılımı (İlkışık 1989)
54
33-44° boylamında Anadolu’da yer alan 123 sıcak su kaynağında, Kuzeybatı Anadolu’
da ısı akısı hesaplamalarında da kullanılan silika sıcaklığı yöntemi yardımıyla elde edilen veriler çizelge 3.10’da verilmiştir. Buna ek olarak tüm Türkiye’nin silika sıcaklığı
yöntemiyle hesaplanmış ısı akısı verilerinden derlenmiş Türkiye ısı akısı haritası şekil
3.22’de gösterilmektedir.
Çizelge 3.10. 33-44° boylamında Anadolu’daki kaynakların silika sıcaklığı (TSiO2) ve
ısı akısı (q) değerleri (Oran 1991)
q(mw/m2 )
σx
Yer
Enlem
Boylam
N TSiO 2
Kastamonu-Kargı
41 08.3
34 30.5
1
65.0
78.8
-
Kastamonu-Ballık.
41 11.7
33 47.3
1
76.9
95.9
-
Kastamonu-Araç B.
41 14.5
33 16.4
1
75.1
93.3
-
Kastamonu-Kuzkaya
41 15.0
33 45.0
1
65.9
80.2
-
Kastamonu-Azdavay
41 27.8
33 27.6
1
62.5
75.3
-
Kastamonu-Abana
41 43.2
33 51.0
1
38.6
41.1
-
Kastamonu-Devrekâni
41 43.6
34 28.8
1
64.4
78.0
-
Amasya-Hamamözü
40 33.3
35 41.3
6
63.0
70.4
15.3
Tokat-Artova Sul.
39 58.4
36 05.5
1
113.7
144.8
-
Tokat-Reşadiye K.
40 24.6
37 19.3
1
102.9
129.3
-
Ordu-Fatsa Bolam.
41 02.8
37 32.5
1
99.3
122.4
-
Trabzon-Kışarna
40 59.7
39 45.0
1
88.4
105.8
-
Rize-Andon İçmes.
40 36.5
29 10.7
3
91.5
110.6
45.9
Rize-Güneyce Ilı.
40 49.7
40 28.6
1
52.5
54.9
-
Rize-Çamlıhemşin
41 02.8
41 05.7
2
93.9
114.0
1.1
Samsun-Havza Kap.
40 59.0
35 40.8
2
66.6
74.7
12.7
Adana-Haruniye D.
36 17.0
36 26.6
2
63.5
64.0
6.7
Adana-Alihocalı
36 58.0
35 22.3
1
68.5
71.1
-
Adana-Ceyhan Tah.
37 00.5
34 46.9
1
67.7
70.0
-
Adana-Seyhan Misis Acı.
37 03.0
35 35.3
1
101.9
118.9
-
Adana-Osmaniye G.
37 03.8
36 11.0
2
90.8
103.1
5.3
Adana-Seyhan Kur.
37 03.8
35 15.0
1
53.2
49.8
-
Adana-Ceyhan Kok.
37 04.0
35 10.0
1
46.6
39.9
-
İçel-Silifke Saf.
36 24.7
33 44.7
1
81.8
90.5
-
55
Çizelge 3.10. (devam)
Yer
Enlem
Boylam
N TSiO 2
q(mw/m2 )
σx
İçel-Mut Hocantı.
36 43.3
33 21.8
1
57.0
55.2
-
İçel-Mersin İçme.
36 52.0
34 43.0
4
78.6
86.0
33.2
İçel-Tarsus Akça
37 00.2
34 50.0
1
44.3
36.9
-
İçel-Tarsus Kesb.
37 00.5
34 53.3
1
47.5
41.5
-
Hatay-Reyhanlı H.
36 17.5
36 01.6
8
48.5
41.3
23.4
Hatay-Dörtyol Bü.
36 58.8
36 08.7
5
73.9
77.5
57.6
Diyarbakır-Çermik
38 09.3
39 28.5
2
69.3
76.4
14.0
Mardin-Germiab K.
37 25.2
41 52.0
2
66.8
72.9
4.2
Siirt-Billuris K.
37 46.0
41 48.1
4
96.8
116.3
98.0
Siirt-Hista Kapl.
37 46.0
42 10.6
2
98.8
119.1
30.2
Kayseri-Develi K.
38 08.0
35 00.8
1 120.1
156.5
-
Kayseri-Bayramha.
38 15.6
35 13.6
3
32.9
31.9
33.3
Kayseri-Erdemesi.
38 25.4
35 05.2
1 120.5
159.9
-
Kayseri-Ürgüp Üz.
38 36.5
34 36.3
5 104.1
133.6
101.0
Kayseri-İncesu B.
38 37.6
35 12.6
1 130.7
171.5
-
Kayseri-İncesu S.
38 38.0
35 05.5
1 125.1
163.6
-
Kayseri-Ürgüp Cö.
38 40.8
34 57.0
1 158.3
211.0
-
Kayseri-Bayramha.
38 48.3
38 01.3
1
91.8
116.0
-
Kayseri-Develi Z.
38 49.1
35 27.4
1
96.5
122.8
-
Kayseri-Hasanarp.
38 51.2
35 30.2
1 137.1
180.8
-
Kayseri-Tekgöz V.
38 51.7
35 11.3
1
83.1
103.5
-
Kayseri-Aşağı Me.
38 59.0
35 30.7
1 120.1
156.5
-
Kırşehir-Karakur.
39 07.4
34 08.4
1
91.1
114.0
-
Kırşehir-Terme K.
39 08.4
39 09.7
2
79.1
96.9
10.6
Kırşehir-Kaman S.
39 13.6
33 40.6
1
84.0
103.9
-
Kırşehir-Çiçekdağı
39 27.0
34 28.0
2
97.2
122.8
2.2
Kırşehir-Çiçekdağı
39 37.0
34 27.8
2
65.1
80.7
80.7
Yozgat-Boğazlıyan
38 59.2
35 30.7
2
84.7
108.5
3.7
Yozgat-Boğazlıyan
39 12.8
35 12.0
1
71.7
90.0
-
Yozgat-Sarıkaya
39 29.6
35 23.5
2 160.2
216.5
1.0
Yozgat-Yerköy Uy.
39 37.5
34 31.3
2
113.9
15.3
56
88.4
Boylam
Enlem
Yozgat-Sorgun Ko.
39 49.8
35 11.7
2 158.5
214.0
44.0
Nevşehir-Çorak İ.
38 41.3
34 44.3
1
136.7
180.2
-
Nevşehir-Karakay.
38 43.5
34 44.1
2
106.2
136.4
44.4
Nevşehir-Gümüşkent
38 51.4
34 32.6
2
154.9
206.0
64.2
Nevşehir-Kozaklı
39 12.9
34 50.2
4
89.1
112.2
6.9
Niğde-Kemerhisar
35 49.6
34 35.7
2
33.6
32.4
21.3
Niğde-Çiftehan K.
37 31.2
34 46.8
13
74.9
91.4
22.1
Niğde-Kocapınar
37 58.0
34 39.3
1
117.8
152.8
-
Niğde-Ferhenk Mu.
37 58.8
35 02.2
1
101.9
130.0
-
Niğde-Aksaray Sı.
38 13.9
34 12.3
4
120.2
156.1
6.5
Niğde-Aksaray Ih.
38 15.8
34 18.8
2
57.3
66.3
8.0
Niğde-Aksaray Ha.
38 15.8
34 18.8
2
47.9
52.9
50.8
Niğde-Aksaray Zı.
38 17.2
34 16.2
9
79.4
97.8
53.0
Niğde-Aksaray Ac.
38 33.9
33 51.5
2
88.0
110.1
8.0
Niğde-Nevşehir D.
38 37.8
34 49.2
4
79.9
98.6
29.5
Niğde-Nevşehir K.
38 38.8
34 45.4
3
101.9
130.0
2.1
Sivas-Kangal Bal.
39 19.8
37 27.6
3
73.8
92.7
33.6
Sivas-Sarıkışla T.
39 23.0
36 24.7
1
50.4
59.4
-
Sivas-Sarıkışla O.
39 25.7
36 14.7
1
73.5
92.2
-
Sivas-Ulas Gölü
39 27.4
37 03.8
1
38.6
42.4
-
Sivas-Sarıkışla A.
39 35.0
36 14.0
1
91.8
118.5
-
Sivas-Soğuk Cerm.
39 44.2
37 15.4
3
75.4
95.0
26.2
Sivas-Soğuk Cerm.
39 44.2
37 15.4
1
44.3
50.5
-
Sivas-Sıcak Cerm.
39 50.2
36 46.3
4
75.7
95.5
33.9
Sivas-Zara Pirev.
39 54.8
37 43.8
1
82.3
104.8
-
Sivas-Zara Ahmet.
39 54.8
38 49.9
1
72.3
90.5
-
Sivas-Suşehri Mu.
40 10.9
38 12.0
1
104.8
137.1
-
Sivas-Suşehri Ak.
40 13.3
38 04.7
1
125.1
166.0
-
Ağrı-Diyadin Köp.
39 29.3
43 40.8
3
85.6
114.1
9.9
Elazığ-Perçenç H.
38 08.1
39 15.3
3
61.7
69.6
14.7
Elazığ-Kumbariş
38 24.5
39 16.8
2
57.3
63.4
4.6
57
N TSiO 2
q(mw/m2 )
Yer
σx
Yer
Enlem
Boylam
N TSiO 2
q(mw/m2 )
σx
Elazığ-Etmenik M.
38 37.0
39 14.0
1
53.2
57.5
-
Elazığ-İçmeköyü
38 37.2
39 34.8
2
50.9
54.2
28.0
Elazığ-Palu Çele.
38 38.3
39 51.8
1
72.6
85.2
-
Elazığ-Palu Buba.
38 42.3
39 57.0
1
95.1
117.3
-
Elazığ-Karakoçan.
38 57.2
40 05.4
2
72.9
85.5
15.7
Elazığ-Murudu Ve.
39 43.5
39 16.4
1
52.1
55.9
-
Elazığ-Hogu Made.
00 00.0
00 00.0
1
66.2
94.6
-
Erzurum-Köprüköy
40 03.4
41 23.5
7
116.8
158.3
29.3
Muş-Bulanık Şarg.
39 07.9
42 15.0
1
111.0
145.1
-
Muş-Varto Kaynar.
39 10.4
41 13.9
3
109.5
143.0
21.3
Van-Başkale Hozi.
37 50.0
44 06.8
2
140.6
188.3
27.9
Van-Başkale Kili.
38 01.9
44 07.1
1
159.0
-
Van Gölü Suyu
38 30.0
42 30.0
1
162.5
219.6
-
Van-Muradiye/Çaldıran
39 01.4
43 57.1
1
88.2
113.4
-
Van-Erciş Akbaş
39 02.6
43 12.2
1
111.1
146.2
-
39 05.2
43 50.8
1
126.2
167.7
-
39 06.8
43 57.1
1
115.6
152.6
-
Van-Erciş Hasana.
39 09.2
43 12.2
5
86.2
110.5
24.7
Malatya-Rotukan
00 00.0
00 00.0
1
76.5
109.2
-
Malatya-Aşağı İs.
00 00.0
00 00.0
1
88.2
125.9
-
Erzincan-Kemaliye
39 07.5
38 43.2
2
74.8
92.1
16.7
Erzincan-Ilıcası.
39 44.0
39 28.8
2
152.5
203.1
0.2
Erzincan-Böğert
39 44.7
39 36.0
4
90.6
115.2
78.8
Tunceli-Kalan Di.
38 47.9
39 28.8
3
53.3
58.1
24.1
Tunceli-Malazgirt
39 01.3
39 36.9
2
67.6
78.6
0.7
Bingöl-Kös Kapl.
38 54.0
40 39.4
4
106.9
135.5
33.2
Bingöl-Horhorik
39 07.8
40 52.3
1
121.2
156.0
-
Bingöl-Kığı Hova.
39 13.5
40 05.0
4
117.0
150.1
17.9
Bitlis-Güneybatı.
38 06.8
42 11.9
3
75.7
94.7
-
Bitlis-Sorki Mad.
38 17.7
42 04.9
5
82.2
104.0
15.3
Bitlis-Simek Vey.
38 17.9
42 10.1
1
53.4
62.9
-
58
Yer
q(mw/m2 )
Enlem
Boylam
N TSiO 2
Bitlis-Değirmen
38 18.1
42 05.0
4
109.2
142.6
9.3
Bitlis-Solum Çer.
38 21.2
42 06.8
1
121.2
159.7
-
Bitlis-Yam Acısu.
38 21.5
42 05.5
1
95.0
122.2
-
Bitlis-Tuğ Tatva.
38 24.2
42 16.3
1
101.3
131.3
-
Bitlis-Arapköprü.
38 28.8
42 12.0
2
102.7
133.2
16.7
Bitlis-Güroymak
38 32.8
42 02.2
3
115.3
151.3
7.0
σx
32° boylamının doğusunda yer alan 123 kaynaktan hesaplanan ortalama ısı akısı dünya
ortalamasından % 70-80 kadar daha fazla olup değeri 109.7743.62 mW/m2’dir. Eğer
39° boylamına göre Doğu ve Orta Anadolu olarak ikiye ayrılırsa her iki bölge için hesaplanan silika ısı akısı değerleri de dünya ortalamasından daha yüksektir. Doğu Anadolu için ortalama ısı akısı değeri 112.36739.79 mW/m2 olup, Orta Anadolu için ortalama ısı akısı değeri 105.29745.44 mW/m2 olarak bulunmuştur. Doğu Anadolu’da ısı
akısı değerlerinin biraz daha yüksek oluşunun nedeni bu bölgedeki derin kırıkların varlığı ve volkanizmanın daha genç olması gösterilebilir. Orta, Doğu ve Batı Anadolu ve
tüm Türkiye için silika ısı akısı verilerinin histogramları şekil 3.23’de verilmiştir.
İncelediğimiz bölgedeki (33-44° boylamı) yüksek silika ısı akısı değerleri (100 mW/m2’
den yüksek) ile Tersiyer ve daha genç yaştaki volkanizma arasında yakın bir ilişki vardır. Sıkışma rejimi altındaki Pliyosen yaşlı Bitlis volkanitleri ve Tersiyer yaşlı Tuz gölü
civarındaki volkanitler içinde yüksek ısı akısı dizilimleri gözlenmiştir. Doğu Anadolu’
daki dalma-batma kuşağının arkasındaki ısı akısı değerleri genellikle yüksektir. Buna
Bitlis ve Bingöl civarındaki ısı akısı değerlerini verebiliriz. Erzurum-Erzincan bölgesinde görülen yüksek ısı akısı değerleri Kuzey Anadolu kenet kuşağı ve Bitlis-Zagros
bindirme kuşağının yapmış olduğu sıkışma rejimine ve yoğun bir deprem etkinliğine
karşı gelmektedir. Silika sıcaklığı tekniği kullanılarak incelenen bölgede bulunan en
yüksek ısı akısı 216 mW/m2 olup Orta Anadolu’da Yozgat civarındaki Tersiyer yaşlı
volkanizmalar üzerinde yer almaktadır. 150 mW/m2’den büyük değerler ya deprem
bölgesinde ya da tektonik aktivitenin yüksek olduğu sıkışma rejimi altında kalmış ve
volkanizmanın aktifliğini koruduğu bölgelerde görülmektedir. Özetlemek gerekirse; en
yüksek ısı akısı değerleri Van Gölü, Orta Anadolu volkanitleri ve Kuzey Anadolu kırık
kuşağı civarında yer almaktadır.
59
Şekil 3.22. Silika sıcaklığı yöntemi ile hesaplanan Türkiye ısı akısı verileri (İlkışık 1992)
60
Şekil 3.23. Orta, Doğu ve Batı Anadolu ile tüm Türkiye için silika ısı akısı verilerinin
histogramları (İlkışık vd 1995)
Yukarıda Batı Anadolu için verilen silika ısı akısı verilerinin histogramında Batı Anadolu (24-31 boylamı) için bulunan ortalama ısı akısı 110.8 48.1’dir. Gediz-Simav civarında (247 mW/m2) en yüksek olmak üzere Kızıldere ve Dikili’de önemli ısı akısı anomalileri izlenmektedir.
Silika yöntemi ile yapılan hesaplarda yüksek ısı akısı gözlenen Gediz-Simav kuşağında
Açılan Eynal-1 kuyusunun bitiminden alınan sıcaklık logunda 240 m derinde 48 saat
sonra 120 C ye ulaşan sıcaklık dikkati çekmektedir. Muhafaza borusunun altında kalan
(64-240 m) derinlikler için sıcaklık gradyanı yaklaşık 0.3 C/m olup (altere andezitik
tüfler için λ =1-1.6 W/m.K alarak) muhtemelen 300-500 mW/m2 arasında beklenen bir
yüksek ısı akısı değerine işaret eder ki Gediz-Simav civarında ölçülen yüksek silika verilerine uymaktadır.
61
Dikili’de andezitik volkanikler içinde açılan üç araştırma sondajında yapılan sıcaklık
gradyanı ve ısı iletim katsayısı ölçümleri ise ısı akısı yoğunluğunun DG-1 kuyusunda
(400-600 metreler arası için) 91.3, DG-2 kuyusunda (130-200 metreler arası için) 90.9
ve DG-3 kuyusunda (100-200 metreler arası için) 202.7 mW/m2 olduğunu göstermektedir (JICA 1987). Bu değerler şekil 3.28’de verilen ısı akısı değerleri ile uyumludur.
Kızıldere-5 kuyusunda üç ayrı derinlikte (60,80 ve 100 m) ölçülen sıcaklıklardan hesaplanan gradyanların değerleri ancak 7-10 gün sonra dengelenmiştir (yaklaşık 0.25
C/m). Bölgede yer alan Pliyosen yaşlı ‘’Kolonkaya marn’’ından alınan ıslak yüzey
örnekleri üzerinde yapılan ısı iletim katsayısı
ölçümleri 1.052-1.281 W/m.K arasında
çıkmaktadır. Bu durumda ısı akısı 262-352 mW/m2 olur ki Kızıldere-5 kuyusunda ölçülen silika değerlerinden bulunan 318 mW/m2 ile tam uyumlu bir değerdir.
Ege bölgesinde açılan bu sondajlardan elde edilen bilgiler Dikili, Kızıldere ve Eynal
gibi alanlarda yapılan gradyan ve ölçümlerinden bulunan ısı akısı değerlerinin ile silika
ısı akısı değerleri ile iyi bir uyum içinde olduğunu göstermektedir.
62
3.5. Minerallerin Manyetik Özellikleri, Sıcaklıkla Değişimi ve Curie Sıcaklığı
Minerallerin büyük kısmı, paramanyetik ve diamanyetik özelliklere sahipken az bir kısmı da ferromanyetik veya antiferromanyetik özelliklere sahiptir. Sözü edilen bu mineraller kimyasal bileşimlerine göre FeO-Fe2O3-TiO2 üçlü sistemi ile temsil edilir. Minerallerin manyetik özelliklerinden sorumlu dört mineral grubu,
a) Titanyumlu manyetit katı eriyik serisi (Titanomanyetit serisi)
b) Manyetit-Manhemit katı eriyik serisi
c) İlmenit-Hematit katı eriyik serisi
d) Ferropsödobrokit-Psödobrokit serisi olarak verilir.
Belirli bir frekans ve genlikte sürekli titreşen atomların sıcaklık arttıkça daha yüksek
frekanslarda ve genliklerde titreştikleri bilinmektedir. Titreşimlerin genliği belirli bir seviyeyi aştığında atom, kristal kafesini kırarak katı maddenin sıvı maddeye dönüşmesi
diğer bir deyişle ergime olayı gerçekleşir. Ferromanyetik maddeler de Curie sıcaklığı
civarlarında yüksek frekans ve genlikte titreşir. Atomların bu hareketleri sırasında
Weiss alanı, atomların spin momentlerinin düzenleyici etkisini yenerek spin momentlerinin gelişigüzel doğrultular almasına veya dönme yönlerinin değişmesine
neden olur. Curie sıcaklığının üzerinde ferromanyetik özellik gösteren cisimler, mıknatıslanmalarını kaybederek paramanyetik özelliğe geçerler. Bu mıknatıslanmanın kaybolduğu veya mıknatıslanma özelliğinin değiştiği noktalar Curie nokta derinlik değerleri
olarak tanımlanır. Sıcaklığın artması ile ferromanyetik özellik gösteren cisimlerde mıknatıslanma şiddetinin nasıl azaldığı şekil 3.24’de gösterilmiştir
Şekil 3.24. Ferromanyetik maddelerde mıknatıslanma şiddeti değişimi (Sanver 1992)
63
Antiferromanyetik maddelerin manyetik özellikleri de sıcaklıkla değişir. Bu maddeler,
Neel sıcaklığı denilen sıcaklığın üzerindeki sıcaklıklarda paramanyetik gibi davranırlar.
Çizelge 3.11’de bazı ferromanyetik ve antiferromanyetik minerallerin Curie ve Neel
sıcaklıkları verilmiştir.
Manyetit ve Ulvospinel, değişik yüzde oranlarında karışarak katı eriyik oluşturabilir.
Saf manyetitin Curie sıcaklığı 580°C’dir ve bu sıcaklık manyetitin içindeki titanyum
miktarının artmasıyla azalır. Buna bir örnek vermek gerekirse, bazı volkanik kayalar
için Curie sıcaklığı 100°C olarak belirlenmiştir (Nagata 1961). Buddington ve Lindsey
(1964) tarafından derin kabuk ve üst manto kayaçlarında % 5-10 mol ulvospinelin bulunduğu belirtilmiştir. Bu miktarda ulvospinel bulunması Curie sıcaklığının 500-560°C
olabileceğini ortaya koymaktadır (Shuey vd 1977).
Çizelge 3.11. Bazı ferromanyetik ve antiferromanyetik minerallerin Curie ve Neel sıcaklıkları (Sanver 1992)
Ferromanyetik Mineraller
Curie Sıcaklığı
Manyetit (Fe3O4)
Manhemit( γFe2O3)
İlmenit-Hematit katı eriği
(x)FeTiO3-(1-x)Fe2O3 0.5<x<0.8
Pirolit (FeS)1+x 0<x<1/7
Jakopsit (MnFe2S3)
Kubanit (CuFe2S3)
Magnesyoferrit (MgFe2O4)
Trovorit (NiFe2O4)
Frankliklinit (ZnFe2O4)
Antiferromanyetik Mineraller
Hematit (αFe2O3)
Antiferromanyetik
Parasitik ferromanyetik
İlmenit (FeTiO3)
Ulvospinel
Pirolüsit (MnO2)
Geotit (αFeOOH)
Akagenit (βFeOOH)
Alabandit (MnS)
Kalkopirit (CuFeS2)
Siderit (FeCO3)
Radokrosit (MnCO3)
Fayalit (Fe2SiO4)
Troilit (FeS)
Piroksen (FeSiO3)
64
580°C
545-675°C
50-300°C
320 °C
300°C
585°C
585°C
60°C
88°C
Neel Sıcaklığı
680°C (Neel)
680°C (Curie)
57°K
120°K
84°K
120°K
77°K<Tn<295°K
165°K
300°K
40°K
31°K
126°K
320°K
40°K
3.6. Prizmatik Kütlelerin Oluşturduğu Manyetik Anomali Haritasının Üç Boyutlu
Yorumu
Manyetik anomalilerin 3-B yorumunda yaygın olarak geometrik modellerden yararlanılır. Genellikle 3-B yorumda model olarak gelişigüzel mıknatıslanmış düşey prizmatik
yapılar seçilir. Özellikle büyük sokulumlar (intrüzyonlar) ve yükselmiş taban fay blokları gibi yapılar prizmatik modellere yaklaştırılır (Rao ve Babu 1991). Çünkü mağmatik sokulumlardan büyük olanlar veya plütonlar, kilometre küplerce hacime ve kilometre karelerce sahasal yayılımlara sahiptirler (Gökten 1994). Bu büyük sokulumlara lakolit, lapolit, stok, diyapir ve tıkaçları örnek olarak verebiliriz. Faylar da bloklar
arasında oransal hareketin söz konusu olduğu kırıklardır ve bu kırıkların dolayısıyla
fay bloklarının boyları yüzlerce kilometreye kadar olabilir (Gökten 1994).
Mıknatıslanmış yapılar birbirine çok yakın olduklarından ve bu prizmatik yapıların oluşturduğu anomaliler karmaşık bir özellik gösterdiğinden her prizmatik yapının oluşturduğu anomalilerin ayırımı tam olarak yapılamaz. Bu nedenle manyetik anomali haritaları genelde farklı mıknatıslanmış ve konumlanmış birkaç prizmatik yapı kullanılarak yorumlanmaya çalışılır. Prizmatik bir yapının manyetik anomalisini veren bağıntı
Bhattacharyya (1964) tarafından önerilmiştir. Bu bağıntının doğrusal olmaması sebebiyle yapı parametrelerini saptamak için çeşitli araştırmacılar doğrusal olmayan yaklaştırma yöntemlerini kullanmışlardır. Örneğin, Whitehill (1973) tek bir prizmanın oluşturduğu manyetik anomalilerin yorumlanmasında Simplex yöntemini, Coles (1976)
ise birkaç prizmatik yapıdan kaynaklanan manyetik anomalileri yorumlamak için doğrusal olmayan en küçük kareler yöntemini (Marquardt 1963) kullanmışlardır. Bu yöntemler yinelemeli olduğundan ve prizmatik bir yapının anomalisini veren bağıntı birçok
arctanjant ve logaritmik terim içerdiğinden hesaplama zamanı prizma sayısına bağlı olarak artmaktadır. Hesaplama zamanını azaltmak için Bhattacharyya (1980) normal denklemlerin çözümü için Cholesky ayrıştırma işlemini geliştirmiştir. Kunaratnam (1981)
da karmaşık gösterim tanımını kullanarak anomali bağıntısındaki arctanjant ve logaritmik terimleri basitleştirmiştir. Rao ve Babu (1991) ise prizmatik yapıların manyetik anomalilerinin ve kısmi türevlerinin hızlı hesaplanması için denklemler geliştirmişler ve
bu denklemleri kullanan 3-B ters çözüm programı hazırlamışlardır.
65
3.6.1. Üç boyutlu prizmatik kütlelerin manyetik anomalilerinin hesaplanması
x-y yatay düzlemi üzerinde gözlenen toplam manyetik alan anomalisinin gelişigüzel
mıknatıslanmış ve gelişigüzel konumlanmış prizmatik yapılar tarafından oluşturulduğunu varsayalım. x,y,z koordinatları, x ekseni coğrafi kuzeyi, y ekseni coğrafi doğuyu, z ekseni ise aşağıya doğru düşey yönü belirtecek şekilde seçilsin. Sıfır noktası gözlem düzlemi üzerinde koordinat sisteminin orijini olarak alınsın (şekil 3.25).
Şekil 3.25. Üç boyutlu dikdörtgen prizma modeli (Rao ve Babu 1993)
Gözlemler x ve y eksenlerine paralel uzanan grid noktalarında alındığında, kenarları
koordinat eksenlerine paralel uzanan düşey bir prizma için herhangi bir P(x,y,0) noktasındaki toplam manyetik alan anomalisinin denklemi Rao ve Babu (1991) tarafından,
66
T(x,y,0) = G1F1+G2F2+G3F3+G4F4+G5F5
(3.28)
olarak verilmiştir. Denklem (3.28)’in sabitleri olan G1, G2, G3, G4 ve G5 elemanlarının
açık ifadeleri,
G1 = EI (Mr + Nq)
(3.29)
G2 = EI (Lr + Np)
(3.30)
G3 = EI (Lq + Mp)
(3.31)
G4 = EI (Nr –Mq)
(3.32)
G5 = EI (Nr – Lp)
(3.33)
şeklindedir. Burada EI mıknatıslanma şiddeti, L, M, N mıknatıslanma vektörünün doğrultman kosinüsleridir. (3.28) denkleminin değişkenleri F1, F2, F3, F4 ve F5 ise aşağıdaki gibidir.
F1 = ln
F2 = ln
F3 = ln
(R2 + α1) (R3 + α2) (R5 + α1) (R8 + α2)
(3.34)
(R1 + α1) (R4 + α2) (R6 + α1) (R7 + α2)
(R2 + β1) (R3 + β1) (R5 + β2) (R8 + β2)
(3.35)
(R1 + β1) (R4 + β1) (R6 + β2) (R7 + β2)
(R2 + h2) (R3 + h1) (R5 + h1) (R8 + h2)
(3.36)
(R1 + h1) (R4 + h2) (R6 + h2) (R7 + h1)
F4 = arctan
α2 h2
- arctan
R8 α2
- arctan
α2 h1
- arctan
β2 h2
+ arctan
R5 α2
- arctan
R8 β2
β2 h1
R7 β2
β2 h2
R2 α1
α2 h1
- arctan
R3 α1
- arctan
R6 β1
+ arctan
α1 h2
+ arctan
R4 α1
α1 h1
+ arctan
α2 h2
- arctan
R6 α2
R7 α2
F5 = arctan
α1 h2
β2 h1
β1 h2
+ arctan
R5 β1
β1 h2
R2 β1
β1 h1
R3 β2
67
R1 α1
+ arctan
R4 β2
(3.37)
α1 h2
- arctan
(3.38)
β1 h1
R1 β1
Burada,
R1 = ( α12 + β12 + h12)1/2 , R2 = (α12 + β12 + h22)1/2
R3 = (α22 + β12 + h12)1/2 , R4 = (α22 + β12 + h22)1/2
R5 = (α12 + β22 + h12)1/2 , R6 = (α12 + β22 + h22)1/2
(3.39)
R7 = (α22 + β22 + h12)1/2 , R8 = (α22 + β22 + h22)1/2
α1 = a1 – x , α2 = a2 – x
(3.40)
β1 = b1 – y , β2 = b2 – y
şeklindedir. Prizma yüzeylerinin koordinat merkezinden x ve y eksenlerine paralel olan
yatay uzaklıkları sırasıyla (a1,a2) ve (b1,b2) olarak tanımlanır. Prizmanın üst ve alt yüzeyine olan derinlikler ise sırasıyla h1 ve h2 olarak tanımlanır. Eğer prizmanın yatay kenarları koordinat eksenine paralel değilse, orijin sabit olarak kalacak şekilde x-y ekseni
coğrafi kuzeye göre θ açısı ile döndürülmesi gereklidir. Böylece prizmanın yatay kenarlarına paralel olan ve (x’,y’) ile tanımlanan yeni koordinat sistemine geçilmiş olunur. Gözlem düzlemi üzerindeki O noktası eski (x,y) koordinat sisteminde olduğu gibi
yeni (x’,y’) koordinat sisteminin merkezi olarak kalır. x-y ekseni döndürüldüğünde
(3.28) nolu denklemdeki (x,y) koordinatları;
x’ = x cosθ + y sinθ
y’ = -x sinθ + y cosθ
(3.41)
bağıntıları ile yeni (x’,y’) koordinatlarıyla yer değiştirir. θ açısı, burada coğrafi kuzeyden sapma açısıdır. I ve D sırasıyla yer manyetik alanının eğim ve sapma açıları olmak
üzere, yer manyetik alan vektörünün doğrultman kosinüsleri ;
p = cosI cos(D-θ)
q = cosI sin(D-θ)
(3.42)
r = sinI
olarak tanımlanır. Mıknatıslanma vektörünün eğim ve sapma açıları sırasıyla I0 ve D0
ise o halde doğrultman kosinüsleri;
L = cosI0 cos(D0-θ)
M = cosI0 sin(D0-θ)
(3.43)
N = sinI0
68
olacaktır. Eğer gözlenen anomali değerleri Nb sayıda prizma nedeniyle oluşmuş ise,
(x,y,0) noktasındaki manyetik anomali bağıntısı,
Nb
∆T(x,y,0) = ∑ ∆Tk(x,y,0) + C
k =1
(3.44)
şeklinde verilebilir. Burada C rejyonel alan sabitidir.
3.6.2. Marquardt algoritması ile ters çözüm ve yapı parametrelerinin saptanması
Mıknatıslanmış prizmatik bir cisim C rejyonel alan sabitinden ayrı olarak 12 yapı parametresi ile tanımlanmıştır. Prizmatik yapının yatay ve düşey koordinatları olan a1, a2,
b1, b2, h1, h2 ilk altı parametreyi oluşturur. Diğer altı parametre ise; mıknatıslanma
şiddeti (EI), coğrafi kuzeyle yapılan açı (θ), mıknatıslanma vektörünün sapma ve eğim
açıları sırasıyla (D0) ve (I0), yer manyetik alanın sapma ve eğim açıları sırasıyla (D) ve
(I)’dır. Son iki parametre (D ve I) genellikle bilinen değerlerdir. Yerin sapma (deklinasyon) ve eğim (inklinasyon) açısı haritaları sırasıyla şekil 3.26 ve şekil 3.27’de verilmiştir. Doğrusal olmayan problemlerin çözüm tekniklerinden biri olan Marquardt
algoritması (Marquardt 1963) kullanılarak yapıya ilişkin
bilinmeyen parametreler
bulunabilir. Bunun için bir ön model (başlangıç modeli) seçilip, bilinmeyen
parametreler üzerinde iterasyon yapılarak gözlenen ve hesaplanan anomali değerlerinin
farklarının kareleri toplamı olan ve
M x My
f = ∑ ∑ [ ∆Tgöz (i,j) - ∆Thes (i,j)]2
(3.45)
i=1 j=1
ifadesi ile tanımlanan amaç fonksiyonu en küçük yapılmaya çalışılır. ∆Tgöz ve ∆Thes
sırasıyla gözlenen ve hesaplanan toplam manyetik alanın değerleridir. M x ve My de
sırasıyla x yönündeki ve y yönündeki gözlem noktalarının sayısıdır. Eğer Nb sayıda
prizmadan kaynaklanan anomalilerin toplamı ∆Tgöz(i,j) ve her bir prizmanın bilinmeyen parametre sayısı Np ise toplam bilinmeyen parametre sayısı,
N = (Nb Np) + 1
(3.46)
olur. N, rejyonel alan sabitini de içermektedir. Böylece N b sayıda prizmanın oluşturdu-
69
ğu anomalilerin toplamı olan gözlenen anomalinin (∆Tgöz(i,j) ) ters çözümü,
N M x M y ∂ ∆T(i,j)
∑ ∑
∂∆T(i,j)
∑
k=1 i=1 j=1
∂ Pn
(1 + δkn ε) ∆Pk
∂Pk
(3.47)
∂ ∆ T(i,j)
Mx My
= ∑ ∑ [∆Tgöz(i,j) - ∆Thes(i,j) ]
i=1 j=1
∂Pn
eşitliği ile tanımlanır. Bu bağıntıda n, 1’den N’e kadar değerler alır ve δkn de kronecker
delta olarak bilinir.
δkn = 1, k=1
0, k≠1
(3.48)
(3.47) nolu denklemde yer alan ε Marquardt sönüm katsayısı, Pk ise rejyonel alan sabiti
C ile her prizmanın a1, a2, b1, b2, h1, h2, I0, D0, θ ve EI parametrelerinden birini simgeler. ∂∆T/ ∂Pn ifadesi Pn parametrelerine göre anomalinin türevini, ∆Pk ise k’ıncı parametrenin çözümü sonucu elde edilen ve sonuçta k’ıncı parametrenin başlangıç değerine
eklenen parametre düzeltme değeridir. Ters çözüm sırasında λ sönüm katsayısı değeri
deneme yanılma yolu ile seçilerek (3.45) nolu eşitlik ile gösterilen amaç fonksiyonunun
değeri azaltılır. (3.47) nolu eşitliğin matris gösterimi;
[D] [B] = [P]
(3.49)
şeklinde verilebilir. Bu matris gösteriminde [D] elemanları bilinen kare katsayılar matrisini, [B] bilinmeyen parametrelerin çözümü sonucu elde edilen parametre düzeltme
değerlerini gösteren sütun matris, [P] ise elemanları bilinen sütun matrisi temsil etmektedir. Bu matrislerin matematiksel tanımları;
N M x M y ∂ ∆T(i,j)
∑ ∑
∂∆T(i,j)
∑
k=1 i=1 j=1
∆Pk = [B] ,
∂ Pn
∂Pk
(1 + δkn ε) = [D] ,
n= 1,2,.......,N
k=1,2,.......,N
Mx My
∑ ∑ [∆Tgöz(i,j) - ∆Thes(i,j) ]
i=1 j=1
(3.50)
(3.51)
∂ ∆ T(i,j)
= [P] ,
∂Pn
70
n=1,2,.......,N
(3.52)
olarak yazılabilir. [D] matrisi daima simetriktir ve köşegen elemanları (1 + λ) ile çarpılarak pozitif tanımlı bir matris yapılır. Bu özellik nedeniyle [D] matrisinin ters çözümü
için Cholesky ayrıştırma yöntemi (Bhattacharyya 1980) kolaylıkla kullanılabilir. [D]
matrisi bakışımlı ve pozitif tanımlı bir matris olduğundan sadece alt köşegen elemanlarının hesaplanması çözüm için yeterlidir.
Ters çözüm işlemi için gerekli olan yapı parametrelerinin başlangıç değerleri, manyetik
anomali haritasından veya mevcut jeolojik bilgilere dayanarak seçilir. Prizmatik kütlelerin yeri ve yatay yönlerdeki boyutları genellikle manyetik anomali haritasındaki minimum ve maksimum kapanımların konumlarına göre saptanır. Bunlardan başka bilgi
yoksa, mıknatıslanma vektörünün eğim (inklinasyon) ve sapma (deklinasyon) açılarının
başlangıç değerleri ve yer manyetik alanının eğim ve sapma açılarıyla aynı olduğu kabul edilir.
Ters çözüm işleminde, önce (3.45) nolu bağıntı ile başlangıç model için amaç fonksiyonu (f1) hesaplanır. Başlangıçta ε sönüm katsayısına 0.5 değeri verilerek ∆Pk parametre
düzeltme değerleri elde edilir. (3.47) nolu bağıntıdaki bilinmeyen parametrelere göre
kısmi türevler ise analitik olarak (3.28) denkleminden yararlanarak elde edilir. (3.47)
nolu eşitliğin Cholesky ayrıştırma yöntemi ile çözülmesi sonucu saptanan parametre
düzeltme değerleri başlangıç değerlerine eklenerek f2 (f1’den sonra hesaplanan amaç
fonksiyonu) hesaplanır. Eğer f2≤ f1 ise yineleme adımı başarılıdır ve ε sönüm katsayısının değeri yarıya düşürülerek f2 değeri f1’e atanır. Bu işlem optimum değere ulaşılıncaya kadar yinelenebilinir. Eğer yinelemenin herhangi bir adımında f2 > f1 ise
işlem başarısızdır. Bu durumda ε sönüm katsayısının değeri iki ile çarpılarak bilinmeyen parametrelerin parametre düzeltme değerlerinin saptanması için (3.47) nolu
bağıntı tekrar hesaplanarak f1 değeri ile karşılaştırılır. Bu işlem f2< f1 oluncaya kadar tekrarlanır. Koşul sağlandığında gözlenen ve hesaplanan anomali değerlerinin farklarının karelerinin toplamı olarak tanımlanan amaç fonksiyonu (çakışma ölçütü) aynı
değerde kalır ve bu yineleme sonucu elde edilen parametre düzeltme değerleri bilinmeyen başlangıç parametrelerin değerlerine eklenerek sonuç parametre değerleri elde
edilir.
71
Ters çözüm algoritmasının yinelemeli olarak uygulanması ve ters çözümün tekil olmamasından dolayı, bulunan çözüm tam değil yaklaşık bir çözümdür. Fakat 3-B ters çözüm programından elde edilen parametreler bize incelenen yerin manyetik anomalisinin
kaynağı olan bir veya daha fazla prizmanın x ve y eksenlerine göre yatay konumları ile
düşey konumlarını göstererek cisimlerin uzanımlarının hangi yönde ve ne kadar olduğu
hakkında ayrıntılı bilgiler vermekle birlikte her bir prizmanın mıknatıslanma vektörünün sapma ve eğim açıları hakkında da fikir vermektedir. Bu bakımdan kullanılan 3-B
ters çözüm programı, belirli bir jeolojik yapıyı çözümlemede çabuk ve yol gösterici
yaklaşım getirdiğinden tercih edilebilir. Doğrusal olmayan problemlerin ters çözümlerinde karşılaşılan güçlüklerden biri de yakınsama sorunudur. Yakınsama, yinelemeli
çözümün her adımında doğru modele yaklaşma özelliğidir. Bu durumun tersine ise ıraksama denir. Yakınsama ve ıraksamayı denetleyen iki önemli etkenden biri; seçilen algoritmanın özelliği, diğeri ise verinin kalitesidir. Bunların yanında ıraksamanın nedenleri olarak başlangıç modelinin gerçek modele uzaklığı (yanlış model seçimi), yineleme
durumlarında özdeğerlerin küçülmesi veya sıfır olması ve verideki gürültüler sayılabilir.
Şekil 3.26. Yer manyetik alanının sapma (deklinasyon) açısı haritası (Ergin 1973)
72
Şekil 3.27. Yer manyetik alanının eğim (inklinasyon) açısı haritası (Ergin 1973)
73
3.7. Model Çalışması
(3.28) nolu denklemden düz çözüm programı (Rao ve Babu’nun 3-B ters çözüm programının yeniden düzenlenmesi ile yazılmış 3-B düz çözüm programı) yardımı ile üretilen toplam manyetik alan değerleri veri olarak kabul edilmiştir. Yeni yazılan 3-B düz
çözüm programı ile herhangi bir model için toplam manyetik alan değerleri hesaplanabilmekte ve program hesaplanan değerleri Surfer32 programında harita oluşturabilecek formatta herhangi bir dosyaya yazabilmektedir. 3-B düz çözüm programı Fortran77 cinsinden yazılmıştır. Şekil 3.28’de 3-B düz çözüm programından elde edilen verilerden Surfer32 programı yardımıyla yapay olarak tek prizmatik yapı modeli için oluşturulan toplam manyetik alan haritası verilmiştir. Çizelge 3.12’de haritayı oluşturan
tek prizmatik yapının model parametreleri , başlangıç parametreleri ile yeniden düzenlenerek kullanımı daha hızlı ve daha çabuk hale getirilmiş olan 3-B ters çözüm
programı yardımıyla saptanan hesaplanan parametreleri verilmiştir. Şekil 3.29’da yapay
olarak üç prizmatik yapı modeli için oluşturulan toplam manyetik alan haritası
verilmiştir. Çizelge 3.13’de de haritayı oluşturan üç prizmatik
yapının model pa-
rametreleri, başlangıç parametreleri ve 3-B ters çözüm programından elde edilen hesaplanan parametreleri verilmiştir.
Model çalışmasında Marquardt sönüm katsayısı (β) başlangıçta 0.5 olarak seçilmiştir.
Birbirini izleyen iki yinelemede hata miktarlarının farklarının karelerinin artması, azalması veya sıfır olması durumlarına göre β’nın değeri program tarafından değiştirilmektedir. Azalma durumunda sönüm faktörü ikiye bölünerek, sıfır olması veya artması durumunda iki katına çıkarılarak yinelemelere devam edilmiştir. Hatanın istenen minimum değere düşmesi durumunda programın çalışması durmaktadır. Ancak farkların
karelerinin sürekli sıfır çıkması veya artması durumunda programın sonsuz defa çalışmasını önlemek için bir sayı sınırı konmuştur. Bu sayı sınırı model çalışması ve diğer
tüm çalışmalar için 10 alınmıştır. Çözüm tek prizmatik yapı modeli için 19 iterasyon
(yineleme), üç prizmatik yapı modeli için 20 iterasyon sürmüştür. Toplam karesel hata
tek prizmatik yapı modeli için 2.423, üç prizmatik yapı modeli için ise 0.246 bulunmuştur.
74
Sentetik Olarak Üretilmiş Toplam Manyetik Alan Haritası
20.00
18.00
16.00
14.00
İstasyon sayısı
12.00
10.00
8.00
6.00
4.00
2.00
2.00
4.00
6.00
8.00
10.00
12.00
İstasyon sayısı
14.00
16.00
18.00
0
2
20.00
4 km
Şekil 3.28. Tek prizmatik yapı modeli için model parametrelerinden yapay olarak
üretilmiş kuramsal toplam manyetik alan anomalisi haritası
75
Sentetik Olarak Üretilmiş Toplam Manyetik Alan Haritası
20.00
18.00
16.00
14.00
İstasyon sayısı
12.00
10.00
8.00
6.00
4.00
2.00
0.00
0.00
2.00
4.00
6.00
8.00
10.00
12.00
İstasyon sayısı
14.00
16.00
18.00
0
2
20.00
4 km
Şekil 3.29. Üç prizmatik yapı modeli için model parametrelerinden yapay olarak
üretilmiş kuramsal toplam manyetik alan anomalisi haritası
76
Model çalışmasında, 3-B ters çözüm yönteminin işlerliliğinin doğru olduğu iki yapı
modeli gösterilmiştir. Bunun için model çalışmasındaki uygulamalar iki aşamadan
oluşmuştur. Birinci aşamada parametreleri bilinen üç boyutlu bir yapı modelinin toplam
manyetik alan anomalisi verileri elde edilmiş ve bu verilerden toplam manyetik alan
anomalisi haritası oluşturulmuştur. İkinci aşamada ise prizmaların yatay koordinatlarının başlangıç değerleri toplam manyetik alan anomalisi haritasının yapısına uygun olarak belirlenerek ve elde edilen toplam manyetik alan anomalisi verilerinden hareketle
3-B ters çözüm programı kullanılarak yapı modelinin parametre değerleri saptanmaya
çalışılmıştır. Modelleme ve ters çözüm sırasında x (kuzey) ve y (doğu) yönlerindeki istasyon aralıklarının eşit mesafede alınması gerekir. Eğer ters çözüm sırasında D0 ve I0
hakkında hiçbir bilgi yoksa D0 yer manyetik alanının sapma açısına (D), I0 yer manyetik alanının eğim açısına (I) eşit alınabilir. Ayrıca 3-B düz çözüm ve 3-B ters çözüm
programları x ve y yönlerinde en fazla 30 istasyon noktası için çözüm yapabilirler.
Çizelge 3.12. Tek prizmatik yapı için model (gerçek) parametreleri, başlangıç parametreleri ve hesaplanan (çözüm) parametre değerleri
Parametreler
Model
Başlangıç
Hesaplanan
Parametreleri
Parametreleri
Parametreler
A1 (km)
8.000
9.000
8.005
A2 (km)
12.000
11.000
12.005
B1 (km)
8.000
7.000
7.998
B2 (km)
12.000
11.000
12.001
H1 (km)
2.000
3.000
1.999
H2 (km)
6.000
9.000
6.000
I0 (derece)
15.000
65.000
14.997
D0 (derece)
2.000
3.000
2.008
θ (derece)
0.000
0.000
0.028
EI (c.g.s.)
225.000
180.000
224.786
77
Model çalışmasındaki hesaplamalarda yer manyetik alanının sapma açısı 3o ve eğim açısı da 65o olarak alınmıştır. X ve y yönündeki istasyon noktaları arasındaki mesafe
1 km olarak kullanılmıştır. X ve y yönündeki istasyon noktası sayısı tek prizmatik
yapı modeli için 20, üç prizmatik yapı modeli için ise 21 olarak alınmıştır.
Elde bulunan havadan toplam manyetik alan anomalisi haritalarının yorumlanmasının
daha sağlıklı olması açısından ve uygulanacak ters çözüme başlangıç olması bakımından hangi parametrelerin anomali haritasını ne ölçüde etkilediği tek prizmatik yapı
modeli için saptanan toplam manyetik alan anomalisi haritası üzerinde yapılan denemelerle araştırılmıştır. Şekil 3.30’da havadan toplam manyetik alan anomalilerinin parametrelere bağlı olarak gösterdiği değişim verilmiştir.
Şekil 3.30’daki haritalardan anlaşılacağı üzere, hangi parametrelerin harita üzerinde
hassas olduğu görülmektedir. Buna göre H1 parametresi 2-B ters çözüm yönteminde
(Marobhe 1990) dayk modeli kullanılarak analiz edilmiş ve başlangıç parametresi olarak 3-B ters çözüm yönteminde kullanılmıştır. A1, A2, B1, B2 parametreleri zaten
yaklaşık olarak haritalardan görülmektedir. Şekil 3.30’da ve çizelgelerde de görüldüğü
gibi H2 parametresini çok yanlış girmek, manyetik haritada önemli değişiklik yapmadığından ters çözüm sonucu saptanan alt derinlik (H2) doğru en azından güvenilir
olacaktır. θ ise koordinat sistemini saat yönünde coğrafi kuzeyden ne kadar döndürdüğümüzle ilgili olduğundan muhtemelen en doğru değeri ile çözüme girecektir.
78
Çizelge 3.13. Üç prizmatik yapı için model parametreleri, başlangıç parametreleri ve hesaplanan parametre değerleri
Model Parametreleri
Parametreler
Başlangıç Parametreleri
Hesaplanan Parametreler
Yapı
1
Yapı
2
Yapı
3
Yapı
1
Yapı
2
Yapı
3
Yapı
1
Yapı
2
Yapı
3
A1 (km)
4.000
8.000
14.000
4.700
9.000
15.500
4.001
7.994
14.007
A2 (km)
9.000
11.000
17.000
10.000
12.500
18.700
9.002
10.995
16.993
B1 (km)
4.500
11.000
12.000
5.500
12.000
13.400
4.497
11.011
12.006
B2 (km)
7.500
14.000
17.500
8.500
15.500
19.300
7.500
14.014
17.497
H1 (km)
2.000
1.000
2.500
3.000
2.000
3.500
1.999
1.000
2.517
H2 (km)
5.000
3.000
6.000
7.000
6.000
9.000
5.003
2.998
5.961
D0 (derece)
2.000
3.000
3.000
3.000
3.000
3.000
1.994
3.027
3.001
I0 (derece)
15.000
18.000
15.000
65.000
65.000
65.000
15.001
17..955
15.008
θ (derece)
0.000
0.000
0.000
0.000
0.000
0.000
0.011
-0.028
0.002
EI (c.g.s)
135.000
45.000
90.000
150.000
50.000
100.000
134.717
45.008
91.824
79
20.00
20.00
20.00
18.00
18.00
18.00
16.00
16.00
14.00
14.00
12.00
12.00
10.00
10.00
8.00
8.00
6.00
6.00
4.00
4.00
16.00
14.00
12.00
10.00
8.00
6.00
4.00
2.00
2.00
2.00
2.00
4.00
6.00
8.00
10.00
12.00
14.00
16.00
18.00
20.00
2.00
4.00
6.00
8.00
A1=8 km, A2=12 km, B1=8 km, B2=12 km, H1=2 km, H2=6 km, Io=15 , Do=2 , Thi=0 , EI=225 gamma
10.00
12.00
14.00
16.00
18.00
2.00
20.00
20.00
20.00
18.00
18.00
18.00
16.00
16.00
16.00
14.00
14.00
14.00
12.00
12.00
12.00
10.00
10.00
10.00
8.00
8.00
8.00
6.00
6.00
6.00
4.00
4.00
4.00
2.00
2.00
4.00
6.00
8.00
10.00
12.00
14.00
16.00
18.00
4.00
6.00
8.00
10.00
12.00
14.00
16.00
18.00
2.00
20.00
20.00
20.00
18.00
18.00
16.00
16.00
16.00
14.00
14.00
14.00
12.00
12.00
12.00
10.00
10.00
10.00
8.00
8.00
8.00
6.00
6.00
6.00
4.00
4.00
4.00
2.00
2.00
8.00
10.00
12.00
14.00
16.00
18.00
4.00
6.00
8.00
10.00
12.00
14.00
16.00
18.00
20.00
Io= 35
H2= 11 km
20.00
20.00
18.00
18.00
16.00
16.00
14.00
14.00
12.00
12.00
10.00
10.00
8.00
8.00
6.00
6.00
4.00
4.00
12.00
14.00
16.00
18.00
20.00
6.00
8.00
10.00
12.00
14.00
16.00
18.00
20.00
2.00
2.00
20.00
10.00
H1= 3 km
18.00
6.00
4.00
B2= 10 km
20.00
4.00
8.00
2.00
2.00
20.00
B1= 10 km
2.00
6.00
A2= 10 km
20.00
2.00
4.00
A1= 6 km
2.00
4.00
6.00
8.00
10.00
12.00
14.00
16.00
18.00
20.00
Do= 3
2.00
2.00
2.00
4.00
6.00
8.00
10.00
12.00
Thi= 30
14.00
16.00
18.00
20.00
2.00
4.00
6.00
8.00
10.00
12.00
14.00
16.00
18.00
20.00
EI= 300 gamma
Şekil 3.30. Hava manyetik anomalilerin parametrelere bağlı olarak gösterdiği değişim
80
3.8. Yinelemeli Ağırlıklandırılmış En Küçük Kareler Çözümü İle Yüzey Uydurulması (Doğrusal Eğilimin Uzaklaştırılması)
Derin ve sürekli yapıların oluşturduğu rejyonal (bölgesel) etki ile yerel sığ yapıların
oluşturduğu rezidüel etkilerin birbirinden ayrılması olayı trend analizinin tanımıdır.
Bunun için çeşitli yöntemler geliştirilmiş olup bunlardan biri de bölgesel etkilerin matematiksel bir formülle tanımlanmasıdır. Bu konuda en etkin yöntem yinelemeli ağırlıklandırılmış en küçük kareler yöntemidir.
Gravite veya manyetik gözlem değerlerine çakıştırılan bir polinomun katsayıları, yinelemeli yeniden ağırlıklandırılmış en küçük kareler çözümünü içeren bir işlem tarafından
belirlenir. Yöntem, gözlem değerine polinom çakıştırmaya dayanır.
N
Q (c) = ∑ u (r i / s)
i=1
(3.52)
Bu bağıntıda,
u: yöntemi tanımlayan fonksiyonel
s: ölçek faktörü
r i : i’inci gözlemdeki rezidüel
Q (c): amaç fonksiyonunu
göstermektedir.
r i = g i 0 - f ( x i , yi , zi ,c )
(3.53)
g i 0 : i’inci gözlem
f ( x i , yi , zi ,c ) : i’inci gözlem noktasında değer biçilen çakışan fonksiyonel
c :çakışan fonksiyoneli (f) tanımlayan parametreler kümesi (polinom katsayıları kümesi)
f ( x, y, z, c ) = Pn (x, y, c )
(3.54)
Amaç fonksiyonun minimum olması için gerekli koşul:
N
∂
∂u
∑ q (r i / s )
f ( x, y, z, c ) │x = xi = 0 , j = 1,2,......,M q(r i / s) =
│r = r i (3.55)
i=1
∂cj
y = yi
∂r
z = zi
81
(3.54) eşitliğini (3.55) eşitliğinde yerine koyarsak ve dizey gösterimini kullanırsak,
ATq = 0
(3.56)
∂
A , aij elemanı aij =
∂cj
Pn (x,y,c)│x = xi olan bir N x M dizeyidir. 0, sıfır vektörüdür.
y = yi
q = Wr
(3.57)
W = N x N boyutunda ağırlık matrisi , i’inci elemanı
w i = qi / r i
, qi = q (ri / s)
(3.58)
(3.57) eşitliğini (3.56) eşitliğinde yerine koyarsak
ATWr = 0
(3.59)
Çünkü fonksiyonel (f) c’de lineerdir. Rezidüel vektör şöyle yazılabilir;
r = g0 – Ac
(3.60)
g0 : gözlemler vektörüdür. (3.60) eşitliğini (3.59) ‘da yerine koyarsak,
ATWAc = AT W g0
(3.61)
(3.61) eşitliği c vektörü için doğrudan çözülemez. Onun yerine yinelemeli olarak (3.60)
ve (3.61) birleştirilerek çözülür. k’ıncı yinelemede ağırlık matrisi W(k), c(k) dan elde
edilir, c’nin k’ıncı yaklaşığı ,(3.58) ve (3.60) kullanılarak elde edilir. c’nin (k+1)’inci
yaklaşığı (3.61)’dan elde edilir.
c(k+1) = [ATW(k) A] –1 AT W(k) g0
(3.62)
Yineleme W(0) = I ile başlar ve rezidüellerin mutlak değerlerinin ortalaması dengelendiğinde durur. Genlik bozulmasını azaltmak için aşağıdaki tanımlanan ağırlıklar kullanılır.
wi (k) = e-t² , t < 5.48
wi (k) = -A (
t-5.48
(3.63)
) 2 , t ≥ 5.48
(3.64)
rMAX
Burada ,
82
t=
0.6745 ri(k-1)
s(k-1)
rMAX : (k-1)’inci yinelemede reziduellerin en büyük mutlak değeri
A: 0.1’e eşit olan genlik faktörüdür.
5.48 olan eşik, (3.63)’deki eşitlikteki hemen hemen sıfır ağırlığına karşılık geldiğinden
seçilmiştir.
s(k-1) : (k-1)’inci yinelemede reziduellerin mutlak değerlerinin ortalaması
0.6745 sabiti ; Gaussian gürültüsü tarafından kirletilen gözlemler durumunda s(k-1)’i
standart sapmanın tutarlı hesaplayıcısı yapar (Anderson 1982).
Frekans ortamındaki bir verinin uç noktalarındaki süreksizlikler, zaman ortamına
geçildiğinde yine yan salınımlara yol açacaktır. Bu aşamada ,pencerelenen verinin uçları
sıfıra yaklaşmıyorsa, Gibbs olayı gerçekleşir. Bu kez dikdörtgen pencerenin dışında,
kenarları yumuşak geçişle sıfıra giden, başka bir pencere kullanılmalıdır. Ancak bu
pencerelerin de band genişliklerinin büyük olmalarından dolayı asıl sinyali yuvarlattığı
unutulmamalıdır.
3.9. Manyetik Verilerin Sayısal Süzgeçlenmesi
Sayısal süzgeçler, alçak geçişli, yüksek geçişli veya band geçişli olarak üretilebilir. Alçak geçişli filtreler, seçilecek bir frekanstan daha alçak değişimleri geçiren, diğerlerini
süzen bir filtre türüdür. Bu küçük değişimleri süzüp yalnız derin etkileri ortaya çıkarmak için uygulanır. Yüksek geçişli filtreler ise, belli bir frekanstan daha yüksek frekanslı değişimleri geçirip, diğerlerini süzen filtrelerdir. Yüksek geçişli filtreler, yalnız yüzeye yakın sığ etkileri ortaya çıkarmak için kullanılır. Bant geçişli fitreler, belli iki frekans
arasındaki değişimleri geçirip bunun dışındakileri süzen filtrelerdir.
Sayısal süzgeçleme, frekans ortamında verinin fourier dönüşümünün, süzgeç katsayıları
ile çarpılması esasına dayanır. Manyetik alan ve benzeri jeofizik ölçümler, 2-B uzamsal
veriler içerirler. Bu 2-B manyetik veriler ile hesaplanan süzgeç katsayılarının fourier
dönüşümleri, 2-B frekans (dalga sayısı) ortamında çarpılır. Bu çarpımın 2-B ters fourier
dönüşümü alınarak uzay ortamı (uzaklık ortamı) 2-B süzgeç çıkışı elde edilir. Aşağı-
83
daki formüllerde 2-B süzgeçleme işlemi ve aşamaları gösterilmiştir.
s(x,y) = f(x,y)*g(x,y)
(3.65)
Burada s(x,y) filtre edilmiş çıkış verilerini, f(x,y) süzgeç fonksiyonunu, g(x,y) filtrelenmemiş giriş verilerini, ‘ * ‘ işareti ise konvolüsyon işlemini göstermektedir. Uzaklık
ortamında (uzay ortamı) konvolüsyon işlemi, frekans ortamında çarpıma eşit olduğunğundan eğer her iki tarafında fourier transformu alınırsa,
S(kx,ky) =F(kx,ky). G(kx,ky)
(3.66)
elde edilir.
Y
X
F(kx , ky) = 4 ∑
∑ w( k,n ) cos(2πn ky) cos(2πk kx)
n=0 k=0
(3.67)
Burada, w(k,n) ağırlık katsayı dizeyidir. X ve Y, süzgeç fonksiyonu (f(x,y))’nin sırasıyla x ve y yönündeki sonlu uzunluklarıdır (│x│ ≥ X ve │y│ ≥ Y için f(x,y)=0 ).
ky c kx c
f ( x,y ) = ∫
∫ F(kx, ky) exp [ 2πj(kx x + ky y) ] dkx dky
- ky c - kx c
(3.68)
Bu bağıntıda,
kx c : “ kx ” eksenine ait kesme frekansı
ky c : “ ky ” eksenine ait kesme frekansı
Fnyq/∆kx Fnyq/∆ky
w(j,l ) =4 ∑
∑ F(k∆kx,m∆ky) [ cos(2πk∆kx j) ]. [ cos(2πm∆ky l) ] ∆kx ∆ky (3.69)
k=0 m=0
Bu bağıntıda,
∆kx : “ kx ” ekseni örnekleme aralığı
∆ky : “ ky ” ekseni örnekleme aralığı
Fnyq : nyquist frekansı
Bu denklem yardımı ile uzay (uzaklık) ortamı doğrusal dizge katsayıları (ağırlık dizeyi)
bulunur. Bu katsayı dizeyi ile veri süzgeçlendiğinde istenen amaç doğrultusunda süzülmüş veri elde edilir.
84
Ağırlık katsayı dizeyi uygun bir pencere ile pencerelenerek sınırlanmalıdır. 2-B
verilerin Fourier spektrumlarının hesaplanmasında 1-B verilerde olduğu gibi uygun
pencere veya ağırlık fonksiyonlarının kullanılması gerekir. Çalışmada Hamming–Tukey
penceresi kullanılmıştır. Bu pencerenin görünümü şekil 3.31’de verilmiştir.
Şekil 3.31. Hamming-Tukey penceresinin uzay ortamında görünümü
Bu pencerenin katsayılarını veren bağıntı aşağıda verilmiştir.
p(j) = 0.54 + 0.46.cos (π.j/(M/2)) ,
-M/2 ≤ j ≤ M/2
(3.70)
Burada, M: toplam örnekleme sayısıdır (toplam nokta sayısı ise M+1).
Bu 1-B pencereden 2-B pencere üretmek için iki 1-B pencerenin vektör çarpımı alınabilir.
p(j,l) = p(j).p(l)
(3.71)
Bu 2-B pencere ile önceden hesaplanan ağırlık katsayı dizeyi (w (j,l) ) zaman ortamında çarpılır.
85
f(j,l) = w (j,l) . p(j,l)
(3.72)
Sonra f(j,l)’nin fourier dönüşümü alınarak , dalga sayısı ortamında fourier dönüşümü
alınmış veri ile çarpılır. Daha sonra tekrar ters fourier dönüşümü alınarak uzay ortamında süzgeçlenmiş veri elde edilir. Pencereleme işlemi kullanıldığı zaman, f(j,l)’nin
fourier dönüşümü, (3.66) nolu bağıntıda F(kx,ky)’nin yerine konarak fourier dönüşümü
alınmış veri ile çarpılır. (3.66) nolu bağıntıda görüldüğü gibi frekans ortamında çarpım
sonucu elde edilen S(kx,ky) çıkış verilerinin ters fourier dönüşümü alınarak uzay ortamı
süzgeçlenmiş çıkış verileri s(x,y) elde edilir.
Frekans ortamında süzgeç düzenlenirken sırasıyla aşağıdaki aşamalar izlenir.
1. Geçirilmesi ve süzülmesi istenen dalga boyunun, uzay ortamı örnekleme aralığı kullanılarak kesme frekansı hesaplanır.
2. Kesme frekansı hesaplanan ideal alçak geçişli süzgecin süzgeç fonksiyonunun fourier dönüşümü F(kx,ky), frekans ortamında uygun örnekleme aralıkları ile örneklenerek
frekans ortamı (dalga sayısı ortamı) ayrık dizisi oluşturulur.
3. Frekans ortamında uygun örnekleme aralıkları ile örneklenen süzgeç fonksiyonunun
fourier transformu F(kx,ky), bakışık (simetrik) duruma getirilir.
4. Elde edilen simetrik F(kx,ky), fonksiyonunun ters kosinüs dönüşümü alınarak uzay
ortamına (uzaklık ortamı) geçilir.
5. Son aşamada elde edilen diziler pencerelenerek sınırlandırılır. Bu tez çalışmasında
Hamming-Tukey penceresi kullanılmıştır.
6. Bütün bu aşamalar tamamlandıktan sonra katsayı dengelemesi yapılır. Bu dengelemede tüm alçak geçişlilerde katsayılar toplamı bire eşitlenir.
Böylece alçak geçişli süzgeç için ağırlık katsayı dizeyleri oluşturulmuş olur. Bu ağırlık katsayı dizeyleri ile gözlemlenen veri evriştirilirse, bir alçak geçişli ile süzgeçmiş veriler elde ederiz.
86
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
4.1. Çalışmada Kullanılan Veriler Ve Havadan Manyetik Verilerin Analize Hazırlanması
M.T.A’nın 1966 yılında oluşturduğu kendi ekibi, jeolojik olarak ümitli doğu,orta ve batı Anadolu’da demir arama amaçlı etütleri sürdürürken diğer taraftan da, petrol ve jeotermal enerjiye yönelik havadan manyetik uçuşlara devam etmiştir. 1978 yılında bir
proje olarak ortaya çıkan Türkiye havadan manyetik haritalarının hazırlanması çalışması, 1989 yılı uçuşları ile tamamlanmıştır.
Bu projede, uçuşlar nominal 2000 feet yükseklikten yapılmış ve daha önceki yılların
başka amaçlarla yapılan 2000 feet (yaklaşık 610 metre) yükseklikli uçuş verilerinden
de yararlanılmıştır (Karat ve Metin 1992).
Türkiye’nin havadan manyetik haritalarının hazırlanmasına yönelik etütlerde uçuşlar,
topoğrafyadan 2000 feet yükseklikten bölgenin jeolojik, topoğrafik durumu ile yer altı
zenginlikleri gözönüne alınarak 1-5 km uçuş hattı aralığı ile jeolojik formasyon ve tektonik hatların doğrultularına dik veya dike yakın bir doğrultuda düzenlenmiştir. Ancak
uçuş şartlarının zor olduğu bölgelerde uçuş hatları dağ silsilelerine paralel olarak düzenlenmiştir. Toplam yer manyetik alan şiddetinin ölçüldüğü havadan etüdlerde, proton manyetometresi kullanılmış ve kayıtlar bir saniye zaman aralığı ile analog olarak
yapılmıştır. Bu analog kayıtların topoğrafik haritalar üzerine izdüşümleri sayısallaştırılarak , 1/100000, 1/500000 ve 1/2000000 ölçekli manyetik haritalar hazırlanmıştır.
Yer manyetik alanının yıllık, günlük ve uçağın yönüne bağlı değişimler de ölçümlerden
çıkarılmıştır. Yıllık değişimler, bir önceki yılın aynı profilinde aynı yükseklikten uçularak saptanan manyetik değerler ortalaması, bir önceki yılın ortalamasından çıkartılarak bulunmuştur. Günlük değişimleri belirlemek için de, uçuşu yapılan bölgede bir baz
istasyonunda sürekli manyetik kayıt alınmıştır. Etüdün belli bir gününün belli bir saati
baz alınarak, yer istasyonunun bu saatte ölçülen manyetik değerlerden sapmaları uçaktan ölçülen manyetik değerlere uygulanan günlük değişim düzeltme miktarlarını oluşturmuştur (Aydın ve Karat 1995). Uçuş yönüne bağlı manyetik değişimler ise, etüt ön-
87
cesi manyetik olarak sakin bir nokta üzerinde sekiz değişik yönde uçularak kaydedilen
ölçümler ortalamasının, etüt profilleri yönü olarak seçilen yönde kaydedilen değerden
çıkartılmasıyla bulunmuştur. Bu fark tüm etüt verisinden çıkartılmış veya ilave edilmiştir (Aydın ve Karat 1995).
Yukarıda sözü edildiği, Aydın–İzmir civarına ait Maden Tetkik ve Arama Genel Müdürlüğü, Jeofizik Etütler Dairesi’nce ölçülmüş havadan manyetik verileri bulunmaktatadır. Bu veriler, yerden yaklaşık 610 m (2000 feet) yükseklikte ölçülmüş olup, 2 km
aralıkla gridlenerek manyetik anomali haritası oluşturulmuştur. Ölçülen havadan manyetik alan verilerine Baldwin ve Langel (1993) algoritmasına göre, International Geomagnetic Reference Field, IGRF (1982.5) düzeltmesi yapılarak havadan manyetik anomali haritası elde edilmiştir. IGRF düzeltmesi yapılmış havadan manyetik anomali haritası şekil 4.1’de verilmiştir. Bu harita üzerinde, 11 adet paftanın yerleri gösterilmiştir. İnceleme alanını kapsayan bu paftaların her biri ayrı ayrı analiz edilerek, Curie nokta derinliklerinin hesaplanması aşamasında kullanılmıştır. Bazı durumlarda manyetik
verilere IGRF düzeltmesi uygulamak, bütün bölgesel (rejyonel) etkileri gidermek için
yeterli olmayabilir ve küçük ölçekli alanların araştırılmasında bölgesel etkinin bir kısmı havadan manyetik verilerinin içinde kalabilir. Bundan dolayı, IGRF düzeltmesi
yapılmış havadan manyetik verilerinden doğrusal eğilim (lineer trend) uzaklaştırılmıştır. Doğrusal eğilim uzaklaştırılmış havadan manyetik anomali haritaları (11 pafta)
Ek-1’de verilmiştir. Doğrusal eğilimin uzaklaştırıldığı 11 paftadan küçük dalga boylu
değişimleri atmak amacıyla 0.1 devir/veri aralığı kesme frekanslı alçak geçişli bir
süzgeç ile paftaların tamamı
süzgeçlenmiştir. 0.25, 0.1 ve 0.05 devir/veri aralığı
kesme frekanslı filtreler ile yapılan süzgeçleme işlemi sonuçları M8 paftası için
verilmiştir. 0.25 devir/veri aralığı kesme frekanslı süzgeçlenmiş haritada (şekil 4.2), sığ
kütlelere ait küçük dalga boylu anomalilerin tamamen giderilmediği görülmesine karşın 0.1 devir/veri aralığı kesme frekanslı süzgeçlenmiş haritada (şekil 4.3), sığ kütlelere ait küçük dalga boylu anomalilerin etkilerinin hemen hemen kalmadığı görülmektedir. 0.05 devir/veri aralığı kesme frekanslı süzgeçlenmiş haritada (şekil 4.4), Ek1’deki M8 paftasında görülen derin kütlelere ait büyük dalga boylu anomaliler daha
büyük dalga boylu anomaliler biçiminde görülmekte ve daha derinlere ait bilgileri
vermektedir. Bu yüzden bu süzgeç, daha üst seviyelerde bulunan büyük dalga boyuna
88
sahip bazı derin kütlelerin etkisini içermemektedir. Bu nedenle, bu çalışmada Curie
nokta derinliklerini belirlemek amacıyla yapılacak olan 3-B ters çözüm işleminde 0.1
devir/veri aralığı kesme frekanslı süzgeçlenmiş haritalar (11 pafta) kullanılmasına
karar verilmiştir. 0.1 devir/veri aralığı kesme ferkanslı süzgeçlenmiş tüm paftalar
AYDIN - İZMİR CİVARININ HAVADAN MANYETİK ANOMALİ HARİTASI
440
460
480
500
520
4345
540
nT (gammas)
1
4330
X (K u zey)
4315
4300
3
Kontur Aralığı = 20 nT
Uçuş Yüksekliği = 610 m
2
Grid Aralığı = 2 km
4285
4270
4255
4270
4
4255
5
4240
7
4240
6
4225
4225
4210
10
8
4195
9
4180
11
500
520
540
560
580
Y (Doğu)
600
620
640
220
200
180
160
140
120
100
80
60
40
20
0
-20
-40
-60
-80
-100
-120
-140
-160
-180
-200
-220
-240
-260
4165
660
0 10 20 km
Şekil 4.1. Aydın-İzmir civarının havadan manyetik anomali haritası
89
şekil 4.6 - 4.16’da gösterilmiştir. Ayrıca bu paftalar üzerinde prizmatik yapıların yatay
koordinatlarının başlangıç değerleri düz çizgi ve ters çözüm sonucu saptanan yapının yatay koordinatları ise kesikli çizgi ile gösterilmiştir.
4210
4205
4200
4195
4190
4185
4180
4175
4170
4165
4160
4155
495
500
505
510
515
520
525
530
535
540
545
550
Şekil 4.2. 0.25 devir/veri aralığı kesme frekanslı alçak geçişli süzgeçlenmiş M8 paftası
4210
4205
4200
4195
4190
4185
4180
4175
4170
4165
4160
4155
495
500
505
510
515
520
525
530
535
540
545
550
Şekil 4.3. 0.1 devir/veri aralığı kesme frekanslı alçak geçişli süzgeçlenmiş M8 paftası
90
4210
4205
4200
4195
4190
4185
4180
4175
4170
4165
4160
4155
495
500
505
510
515
520
525
530
535
540
545
550
paftası
Çalışma alanına ait gravite verileri de M.T.A, Jeofizik Etütler Dairesi’nce ölçülmüştür.
Gravite verileri 1-3 km istasyon aralıkları ile ölçülmüş olup, istasyonların yerleri ve
yükseklikleri 1/25000 ölçekli topoğrafik haritadan M.T.A’nın Jeodezi Dairesi tarafından saptanmıştır. Gravite verilerine M.T.A tarafından, gravite formülü kullanılarak
(1967) enlem düzelmesi, yoğunluğu 2.40 Mg m–3 varsayarak Bouguer düzeltmesi, arazi yoğunluğunu 2.40 Mg m-3 varsayarak 167 km’lik bir mesafeye tamamlanan topoğrafya düzeltmesi, serbest hava düzeltmesi ve gelgit düzeltmesi yapılmıştır. Düzeltmeleri yapılmış bu ölçülmüş gravite verileri 2 km aralıkla gridlenerek çalışma alanına ait
Bouguer anomali haritası elde edilmiştir (şekil 4.5)
91
AYDIN - İZMİR CİVARININ BOUGUER ANOMALİ HARİTASI
440
460
480
500
520
540
4345
mgal
4330
X (Kuzey)
4315
4300
Kontur Aralığı = 5 mgal
4285
4270
4270
4255
4255
4240
4240
4225
4225
4210
4195
4180
4165
500
520
540
560
580
Y (Doğu)
600
620
640
660
0 10 20 km
Şekil 4.5. Aydın-İzmir civarının Bouguer anomali haritası
92
65
60
55
50
45
40
35
30
25
20
15
10
5
0
-5
-10
-15
-20
-25
-30
-35
-40
-45
-50
Süzgeçlenmiş M1 Paftası
4360
4355
1
2
4350
1
4345
2
4340
4335
3
4330
480
485
490
495
500
505
510
515
520
525
530
535
540
0
5
Prizmatik yapıların ters çözüm sonucu saptanan yatay koordinatları
Prizmatik yapıların yatay koordinatlarının başlangıç değerleri
Şekil 4.6. Alçak geçişli süzgeçlenmiş M1 paftası
93
10 km
4330
1
4
4325
4320
3
4315
1
4310
4305
3
4300
5
4295
2
4290
2
4285
4280
4275
4270
440
445
450
455
460
465
470
475
480
485
490
0
94
5
10 km
4330
4325
1
4320
4
4315
4310
1
4305
4300
2
4295
2
3
4290
3
4285
4280
4275
4270
495
500
505
510
515
520
525
530
535
540
545
550
Kontur Aralığı = 10 km
0
95
5
10
km
4285
4280
4275
1
3
4270
1
2
4265
4260
4255
4250
2
4245
3
4240
4235
4
4230
4225
425
430
435
440
445
450
455
460
465
470
475
480
485
0
5
96
10 km
4270
4265
4260
5
4255
4250
4245
1
3
4240
1
4235
4230
2
4225
2
4
4220
3
6
4215
480
485
490
495
500
505
510
515
520
525
530
535
540
0
5
97
10
km
4270
2
4265
4260
4255
4250
4245
1
4240
4235
1
4230
4225
4220
3
4215
540
545
550
555
560
565
570
575
580
585
590
595
0
5
98
10
km
4270
4265
4260
4255
3
1
2
4250
4245
2
1
4240
4235
4230
4225
4220
4
4215
600
605
610
615
620
625
630
635
640
645
650
0
5
99
10 km
4215
1
1
4210
2
4205
4200
4195
4190
4185
2
4180
4175
3
4170
3
4165
4
4160
4155
495
500
505
510
515
520
525
530
535
540
545
550
0
5
100
10
km
4215
4210
4205
4200
1
4195
4190
1
2
2
4185
4180
4175
3
4170
4165
4160
4155
540
545
550
555
560
565
570
575
580
585
590
595
600
605
610
0
101
5
10 km
4230
4225
1
4220
1
4215
4210
2
2
4205
4200
4
3
4
4195
3
4190
600
605
610
615
620
625
630
635
640
645
650
655
660
0
102
5
10km
4190
4185
1
2
4180
3
1
4175
2
3
4170
4165
4160
605
610
615
620
625
630
635
640
645
650
655
660
0
Şekil 4.16 Alçak geçişli süzgeçlenmiş M11 paftası
103
5
10 km
Ölçülen toplam manyetik anomali haritası (M8 paftası için)
4215
4205
A
A
4195
4185
4175
3
4165
4155
495
505
515
525
535
545
0
10 km
5
Şekil 4.17. Ölçülen toplam manyetik anomali haritası (M8 paftası için)
Ters çözüm sonucu saptanan yapı parametreleri ile ilişkili toplam manyetik anomali haritası
(M8 paftası için)
A
A
26
4205
21
4195
16
4185
11
4175
6
4165
1
4155 1 492
6 502
11512
16522
Kontur aralığı = 5 nT
Grid aralığı = 2 km
21532
0
26542
5
10 km
Şekil 4.18. Ters çözüm sonucu saptanan yapı parametreleri ile ilişkili toplam manyetik
anomali haritası (M8 paftası için)
104
Toplam Manyetik Alan (nT)
60
40
20
0
-20
-40
-60
0
5
10
15
20
25
30
Y (Doğu) Yönündeki Uzaklık (km)
Şekil 4.19. M8 paftasında seçilen A-A’ kesitinden alınan gözlem değerleri (içi boş
kareler) ile ters çözümden hesaplanan değerlerin (içi dolu daireler) birlikte sunumu
Şekil 4.17’de ölçülen toplam manyetik anomali haritası (süzgeçlenmiş M8 paftası), şekil
4.18’de ters çözüm sonucu saptanan yapı parametreleri ile ilişkili toplam manyetik anomali haritası (M8 paftası için model yanıtı haritası) verilmiştir. Ayrıca şekil 4.19’da
M8 paftasında seçilen A-A’ kesitinden alınan gözlem değerleri ile ters çözümden hesaplanan değerlerin birlikte sunumu verilerek gözlem değerleri ile ters çözümden
hesaplanan değerlerin çakıştığı ve model yanıtı haritasının araziden ölçülen değerler
haritasını iyi temsil ettiği gösterilmiştir. Ayrıca şekil 4.20’de ters çözüm sonucu saptanan yapı parametreleri ile ilişkili tüm dikdörtgen prizmaların çalışma alanındaki
fayları gösteren tektonik harita üzerindeki gösterimi verilmiştir.
105
29
28
27
26
39
38
37
27
28
29
Şekil 4.20. Ters çözüm sonucu saptanan yapı parametreleri ile ilişkili tüm dikdörtgen
prizmaların çalışma alanındaki fayları gösteren tektonik harita üzerindeki
gösterimi
106
4.2. Curie Nokta Derinliklerinin Belirlenmesi
Prizmatik model 10 parametreden oluşmaktadır. Bunlar;
a1 , a2 = orijinden itibaren prizmanın x yönündeki yüzeylerine olan paralel uzaklık (km)
b1 ,b2 = orijinden itibaren prizmanın y yönündeki yüzeylerine olan paralel uzaklık (km)
h1 = prizmanın üst derinliği (km)
h2 = prizmanın alt derinliği (km)
D0 = prizmanın manyetizasyon vektörünün sapma açısı (derece)
I0 = prizmanın manyetizasyon vektörünün eğim açısı (derece)
θ= döndürülmüş eksenin saat yönünde coğrafi kuzeyle yaptığı açı (derece)
EI = manyetizasyon şiddeti, (c.g.s) olarak tanımlanır.
Bilindiği gibi, ferromanyetik özellik gösteren mineraller Curie sıcaklığının (550-600oC)
üzerinde mıknatıslanmalarını kaybederek paramanyetik özelliğe dönüşür. Bu mıknatıslanmanın kaybolduğu veya mıknatıslanma özelliğinin değiştiği noktalar Curie nokta
derinlik değerleri olarak tanımlanır. Bundan dolayı manyetik anomali verilerinin ters
çözümünden elde edilen prizmaların alt derinlikleri (h 2), Curie nokta derinliği olarak
alınabilir.
Bu çalışmada Rao ve Babu (1993)’nun hazırlamış oldukları 3-B ters çözüm programının, kullanımı daha kolay ve daha çabuk hale getirilmiş olan yeni düzenlenmiş hali kullanılarak üç boyutlu prizmatik kütlelerin alt derinlikleri diğer bir deyişle, Curie nokta
derinlikleri saptanmıştır. Çizelge 4.1, 4.2, 4.3, 4.4, 4.5 ve 4.6’da ilgili paftalardaki
prizmatik yapıların başlangıç parametreleri, çizelge 4.7, 4.8, 4.9, 4.10 ,4.11 ve 4.12’de
ilgili paftalardaki prizmatik yapıların 3-B ters çözüm sonucu bulunan hesaplanan parametreleri verilmiştir. Çizelge 4.13’te ise ilgili paftadaki tüm prizmatik kütlelerin birlikte ters çözümü için yapılan iterasyon sayıları ve ters çözüm sonrası hesaplanan
toplam karesel hata değerleri verilmiştir. Paftalardaki bazı seçilen prizmatik model yapılar, zayıf olduğundan dolayı çözülememiştir. Diğer deyişle; ilgili paftaya ait çözülemeyen model yapının gerçek modele uzak olması, bu seçilen modellerin jeolojik olarak
anlamlı olmayan sayısal sonuçlar vermesine neden olmuştur. Bu yüzden paftalardaki bu
modellere ait çözüm sonuçları yorum işlemine katılmamıştır.
107
Çizelge 4.1. M1 ve M2 paftalarındaki prizmatik yapı modellerinin başlangıç değerleri
Başlangıç
Parametreleri
M1 Paftası
M2 Paftası
A1 (km)
Model
1
16.797
Model
2
17.314
Model
1
57.823
Model
2
35.078
Model
3
37.832
A2 (km)
24.791
28.763
64.607
45.322
61.286
B1 (km)
-9.051
34.237
-27.532
-15.298
-33.447
B2 (km)
8.270
57.379
-12.739
6.714
-21.541
H1 (km)
4.060
3.640
3.240
5.680
4.000
H2 (km)
8.000
10.000
8.000
8.000
8.000
D0 (derece)
2.650
2.650
2.533
2.533
2.533
I0 (derece)
55.750
55.750
55.233
55.233
55.233
θ (derece)
40.000
0.000
65.000
76.000
65.000
EI (c.g.s)
80.000
80.000
85.000
85.000
85.000
Başlangıç
Parametreleri
M3 paftası
M4 Paftası
A1 (km)
Model
1
54.980
Model
2
26.322
Model
3
16.398
Model
1
16.892
Model
2
43.356
Model
3
51.809
A2 (km)
67.008
34.959
31.766
38.935
54.923
58.755
B1 (km)
-17.795
10.419
1.361
-34.600
6.858
-3.883
B2 (km)
6.081
27.477
10.240
-25.439
28.706
15.880
H1 (km)
3.330
3.980
6.700
5.620
4.340
4.470
H2 (km)
8.500
8.500
8.500
8.500
8.500
8.500
D0 (derece)
2.633
2.633
2.633
2.467
2.467
2.467
I0 (derece)
55.283
55.283
55.283
54.683
54.683
54.683
θ (derece)
53.000
21.000
28.000
67.000
22.000
56.000
EI(c.g.s)
80.000
80.000
80.000
95.000
95.000
95.000
108
M5 paftası
Başlangıç
Parametreleri
M6 paftası
Model
1
Model
2
Model
3
Model
1
A1 (km)
18.101
42.305
21.885
25.176
A2 (km)
34.787
54.048
48.115
34.951
B1 (km)
-14.435
8.118
-6.692
-23.446
B2 (km)
4.588
24.427
5.027
-7.329
H1 (km)
3.580
4.250
3.400
5.250
H2 (km)
8.000
8.000
8.000
8.000
D0 (derece)
2.550
2.550
2.550
2.630
I0 (derece)
54.650
54.650
54.650
54.700
θ (derece)
40.000
45.000
55.000
65.000
EI (c.g.s)
80.000
80.000
80.000
60.000
Başlangıç
Parametreleri
M7 Paftası
M8 Paftası
A1 (km)
Model
1
18.266
Model
2
42.614
Model
1
7.677
Model
2
54.916
Model
3
22.893
A2 (km)
27.220
54.281
27.586
63.604
30.341
B1 (km)
-36.443
1.435
-56.988
-30.191
9.334
B2 (km)
-20.556
23.793
-50.879
-6.991
27.367
H1 (km)
5.790
3.530
3.420
3.260
4.370
H2 (km)
8.000
8.000
8.000
8.000
8.000
D0 (derece)
2.733
2.733
2.517
2.517
2.517
I0 (derece)
54.733
54.733
54.017
54.017
54.017
θ (derece)
74.000
35.000
89.000
70.000
38.000
EI (c.g.s)
80.000
80.000
80.000
80.000
80.000
109
Çizelge 4.5. M9 paftasındaki prizmatik yapı modellerinin başlangıç değerleri
M9 Paftası
Başlangıç
Parametreleri
A1 (km)
Model
1
23.505
Model
2
24.903
A2 (km)
31.684
48.403
B1 (km)
-48.406
-0.863
B2 (km)
-28.971
6.906
H1 (km)
6.250
4.800
H2 (km)
8.000
8.000
D0 (derece)
2.600
2.600
I0 (derece)
54.067
54.067
θ (derece)
65.000
44.000
EI(c.g.s)
80.000
80.000
Başlangıç
Parametreleri
M10 Paftası
M11 Paftası
A1 (km)
Model
1
24.725
Model
2
30.870
Model
3
25.848
Model
4
6.523
Model
1
13.747
Model
2
45.171
Model
3
7.005
A2 (km)
31.894
38.565
46.321
14.405
32.651
50.016
28.002
B1 (km)
9.352
25.581
-3.321
-0.751
-22.837
16.525
-11.340
B2 (km)
30.870
45.336
3.646
22.298
-15.924
28.955
-2.720
H1 (km)
3.710
4.430
5.280
4.950
3.500
4.770
3.910
H2 (km)
8.000
8.000
8.000
8.000
8.500
8.500
8.500
D0 (derece)
2.700
2.700
2.700
2.700
2.667
2.667
2.667
I0 (derece)
54.350
54.350
54.350
54.350
54.000
54.000
54.000
θ (derece)
12.000
24.000
79.000
13.000
81.000
43.000
81.000
EI (c.g.s)
80.000
80.000
80.000
80.000
80.000
80.000
80.000
110
Çizelge 4.7. M1 ve M2 paftalarındaki prizmatik yapı modellerinin 3-B ters çözüm
sonucu hesaplanan parametreleri
Hesaplanan
Parametreler
M1 Paftası
M2 Paftası
A1 (km)
Model
1
8.723
Model
2
12.949
Model
1
56.576
Model
2
27.206
Model
3
34.285
A2 (km)
33.649
29.463
68.437
49.748
52.578
B1 (km)
-9.119
27.686
-28.683
-16.458
-35.866
B2 (km)
2.081
59.717
-12.382
5.645
-16.610
H1 (km)
4.634
4.539
6.242
8.445
6.935
H2 (km)
8.408
7.301
17.523
15.417
15.143
D0 (derece)
0.5730
154.905
0.573
0.573
46.459
I0 (derece)
-3.387
0.5217
-21.591
25.543
15.568
θ (derece)
46.326
4.733
61.015
77.755
66.885
EI (c.g.s)
105.067
72.182
129.107
88.850
161.539
Hesaplanan
Parametreler
M3 paftası
M4 Paftası
A1 (km)
Model
1
55.565
Model
2
26.836
Model
3
17.209
Model
1
18.511
Model
2
34.648
Model
3
53.548
A2 (km)
75.688
40.174
30.120
43.704
50.613
69.607
B1 (km)
-16.512
18.538
-0.511
-58.287
15.541
-6.031
B2 (km)
9.661
31.0775
9.877
-17.206
40.520
3.734
H1 (km)
7.050
5.159
4.280
8.757
6.336
8.724
H2 (km)
12.228
8.965
6.010
13.611
9.406
18.434
D0 (derece)
0.573
0.573
12.684
97.112
125.990
360.000
I0 (derece)
37.930
75.007
18.121
-26.513
32.724
90.000
θ (derece)
54.148
22.173
25.230
70.412
22.155
47.925
EI(c.g.s)
60.608
73.675
134.520
112.402
102.250
80.499
111
M5 paftası
Hesaplanan
Parametreler
M6 paftası
A1 (km)
Model
1
18.610
Model
2
31.695
Model
3
19.529
Model
1
16.639
A2 (km)
41.457
54.897
36.432
42.695
B1 (km)
-8.973
2.589
-6.926
-25.116
B2 (km)
5.113
20.437
7.926
-11.229
H1 (km)
6.522
7.255
6.239
5.207
H2 (km)
12.679
10.932
17.881
8.000
D0 (derece)
0.573
0.573
132.543
3.178
I0 (derece)
70.980
27.195
26.254
-0.218
θ (derece)
37.909
45.876
61.992
63.289
EI (c.g.s)
134.145
87.834
129.827
63.411
Hesaplanan
Parametreler
M7 Paftası
M8 Paftası
A1 (km)
Model
1
12.725
Model
2
46.782
Model
1
11.663
Model
2
48.607
Model
3
25.037
A2 (km)
34.366
65.306
29.000
65.327
41.595
B1 (km)
-39.859
-5.643
-62.879
-41.983
12.105
B2 (km)
-25.457
10.565
-51.303
-18.881
27.226
H1 (km)
6.384
5.117
6.117
8.336
6.130
H2 (km)
7.802
6.239
10.187
12.591
8.116
D0 (derece)
0.573
0.573
70.388
0.573
0.573
I0 (derece)
-38.805
-88.500
11.861
-12.000
35.926
θ (derece)
68.089
36.554
83.468
77.041
42.948
EI (c.g.s)
71.569
51.943
92.660
114.477
86.677
112
Çizelge 4.11. M9 paftasındaki prizmatik yapı modellerinin 3-B ters çözüm sonucu
hesaplanan parametreleri
M9 paftası
Hesaplanan Parametreler
A1 (km)
Model
1
12.325
Model
2
26.735
A2 (km)
48.524
62.114
B1 (km)
-29.265
-21.022
B2 (km)
-9.597
-9.672
H1 (km)
9.326
6.975
H2 (km)
13.206
9.726
D0 (derece)
0.573
50.978
I0 (derece)
90.000
-12.842
θ (derece)
42.818
70.708
EI(c.g.s)
45.033
77.090
Çizelge 4.12. M10 ve M11 paftalarındaki prizmatik yapı modellerinin 3-B ters çözüm sonucu hesaplanan parametreleri
M10 paftası
Hesaplanan
Parametreler
A1 (km)
Model
1
Model
2
35.150
25.987
A2 (km)
46.940
B1 (km)
M11 Paftası
Model
3
Model
4
Model
1
Model
2
Model
3
35.781
10.530
10.646
45.878
15.727
39.235
48.928
13.891
28.710
59.792
31.243
-8.700
30.883
-5.194
-2.327
-14.732
9.877
-22.711
B2 (km)
24.627
53.647
6.907
21.460
-6.503
15.717
-13.312
H1 (km)
6.400
6.370
5.940
6.546
7.954
8.120
6.940
H2 (km)
8.800
8.010
7.139
10.010
10.804
11.519
10.446
D0 (derece) 123.762 360.000 360.000
99.379
216.075 126.155 344.077
I0 (derece)
-15.546
90.000
90.000
2.770
10.036
-32.041
3.052
θ (derece)
36.071
19.873
75.718
14.329
64.760
55.532
90.000
EI (c.g.s)
63.278
55.980
65.037
114.075 112.596
54.536
63.449
113
Çizelge 4.13. İlgili paftalardaki tüm prizma modelleri için iterasyon sayıları ve toplam
karesel hata
Model
İterasyon Sayısı
Toplam Karesel Hata
(M1 Paftası)
56
54933.310
(M2 Paftası)
35
29137.120
(M3 Paftası)
41
58498.370
(M4 Paftası)
68
42162.680
(M5 Paftası)
90
56068.600
(M6 Paftası)
20
75831.140
(M7 Paftası)
18
66617.600
(M8 Paftası)
22
36129.890
(M9 Paftası)
50
10942.67
(M10 Paftası)
47
1900.209
(M11 Paftası)
40
1031.314
114
4. TARTIŞMA VE SONUÇ
3-B ters çözüm yöntemi kullanılarak elde edilen prizma alt derinliklerinden (çizelge 5.1)
Curie nokta derinlik haritası hazırlanmıştır (şekil 5.1).
Curie sıcaklığı 560 °C kabul edilerek , havadan manyetik veriler kullanılarak saptanan
Curie nokta derinlik değerlerinden inceleme alanına ait ısı gradiyenti (sıcaklık gradyanı)
hesaplanmıştır. Tezcan ve Turgay (1989)’ın vermiş olduğu ortalama 2.1 W/m°C ısı
iletkenlik katsayısı dikkate alınarak inceleme alanı için ısı iletkenlik katsayısı 2 W/m°C
ve 3 W/m°C seçilmiş ve aşağıdaki bağıntı kullanılarak çalışma alanına ait ısı akısı
değerleri hesaplanmıştır. Isı iletkenlik katsayısı 2 W/m°C alınarak oluşturulan ısı akısı
haritası şekil 5.2’de verilmiştir.
Bilindiği gibi ısı akısı,
dT
q=
k
dz
olarak verilmektedir. Burada k ısı iletkenlik katsayısı , dT / dz ise ısı gradiyentidir. Elde
edilen Aydın-İzmir civarının ısı akısı değerleri ile Tezcan ve Tugay (1989), İlkışık
(1995) ve MTA’nın saptamış olduğu ısı akısı değerlerinin karşılaştırılması çizelge
5.2’de verilmiştir. Curie nokta derinliklerinden elde edilen çalışma alanına ait ısı akısı
değerleri (çizelge 5.1) ile Tezcan ve Tugay (1989), İlkışık (1995) ve MTA’nın tespit
ettiği ısı akısı değerleri arasında iyi bir uyumluluk görülmektedir.
Kıtasal alanlarda ısı gradiyenti dünya ortalamalarına göre 30-50 °C /km arasında
değişmektedir. Bhattacharyya ve Leu (1975), Yellowstone National Park’ında ısı
gradiyentinin kalderanın merkezinde 66-72 °C /km ve diğer kısımlarda 53-66 °C /km ve
Okubo ve diğerleri (1985), Kyushu adası ve çevresinde 59-86 °C /km arasında
değiştiğini belirtmişlerdir. Bu çalışmada elde edilen Curie nokta derinliklerinden
bulunan ısı gradiyentinin 30-93 °C /km arasında değiştiği görülmektedir. İlkışık (1995),
Ege bölgesinde silika sıcaklıklarından yararlanarak ortalama ısı akısını 107 ± 45
mW/m2, Tezcan ve Turgay (1989) ise Ege bölgesinde sıcaklık gradyanı yöntemi ile
115
ortalama ısı akısını 97 ± 27 mW/m2 olarak vermiştir. Bu yapılan çalışmada ise ısı
iletkenlik katsayısı 2 W/m°C ve 3 W/m°C olarak alındığında Aydın-İzmir civarının
ortalama ısı akısı, sırasıyla 112 ,40 mW/m2 ve 168,59 mW/m2 olarak bulunmuştur.
Elde edilen bu değerler dünya ortalama ısı akısı (66 ± 47 mW/m2 ) ve Ege bölgesi
ortalama ısı akısı değerlerine göre oldukça yüksektir.
01.01.1973 tarihinden 01.03.2004 tarihine kadar inceleme alanı ve civarında
büyüklükleri 3.5 ve daha yukarı olan depremlerin derinlikleri, U.S. Geological Survey
adresinden internet yoluyla alınmıştır. Bu deprem odak derinlik verileri kullanılarak,
inceleme alanının deprem odak derinlik haritası oluşturulmuş ve inceleme alanının
havadan manyetik verileri kullanılarak elde edilen Curie nokta derinlik haritasıyla
karşılaştırılmıştır (şekil 5.9). Bu karşılaştırma sonucunda havadan manyetik verilerden
hesaplamış olduğumuz prizmatik yapı alt derinliklerinin (Curie nokta derinlikleri),
inceleme alanına ait deprem odak derinlikleri ile desteklendiği görülmüştür. Manyetikliğin son bulduğu derinlik olan alt derinlikte (Curie nokta derinliği) Curie sıcaklığı
550-600 °C civarında olacağından bu sıcaklıktaki derinliklerde kırılmaya uygun malzeme olmayacağı açıktır.
Aydın- İzmir civarının Curie nokta derinliklerinden elde edilen ısı akısı değerlerinden
oluşturulmuş ısı akısı haritası, inceleme alanının Bouguer gravite, havadan manyetik,
jeoloji , fay ve jeotermal alan haritaları ile karşılaştırılmış ve aralarında iyi bir uyum olduğu görülmüştür (şekil 5.3, şekil 5.4, şekil 5.5, şekil 5.6, şekil 5.7 ve şekil 5.8).
Bouguer gravite ile ısı akısı haritasının karşılaştırılmasına bakıldığında, düşük ve orta
şiddetli anomalilerin bulunduğu yerlerde (çukurlar (grabenler) ile orta ve büyük faylar)
yüksek ısı akısı değerleri görülmektedir. Havadan manyetik anomali ile ısı akısı haritasının karşılaştırılmasına bakıldığında ise düşük manyetik değerlerin (sıfır ve negatif
kısımlar) bulunduğu yerlerde yüksek ısı akısı değerleri görülmektedir.
İnceleme alanının Curie nokta derinliklerinden elde edilen ısı akısı değerlerini daha
detaylı incelemek gerekirse, inceleme alanının en güney kısmı olan Koçarlı, Köşk,
Yenipazar ile Sultanhisar civarları ve inceleme alanının güneydoğu kesimi olan Buldan,
116
Buharkent ile Kuyucak civarları Büyük Menderes Grabeni üzerindeki faylanmalardan
dolayı yüksek ısı akısı vermiştir. Yine çalışma alanının güneybatı kısmı olan Söke civarında da Büyük Menderes Grabeni üzerindeki faylardan dolayı yüksek ısı akısı elde
edilmiştir. Çalışma alanının orta kısmında bulunan Bayındır, Ödemiş, Tire ve Beydağ
civarları Küçük Menderes Grabeni üzerindeki faylanmadan dolayı yüksek ısı akısına
sahiptir. İnceleme alanının en kuzeyinde bulunan Kozak’ta Mesozoyik-Miyosen yaşlı
sokulumlar (intrüzyonlar) nedeniyle ısı akısı yüksek çıkmaktadır. Yine çalışma alanının
kuzeyindeki Bergama ve Kınık’ta Zeytindağ-Bergama fay zonu ile bu civardaki andezit
türü volkanitler, Aliağa ve Dikili civarlarında ise faylar ve bazalt-andezit türü volkanitler nedeniye ısı akısı yüksektir. İnceleme alanının doğusundaki Kiraz, Alaşehir ve
Salihli civarlarında yeralan Mesozoyik-Miyosen yaşlı sokulumlar nedeniyle ısı akısı
yüksektir. Ayrıca inceleme alanının orta ve doğu kısmında bulunan Kemalpaşa,
Turgutlu, Salihli, Alaşehir ve Sarıgöl civarlarında Gediz Grabeni üzerindeki faylanmalardan dolayı yüksek ısı akısı değerleri elde edilmiştir. Buna karşılık çalışma
alanının batısında yeralan Seferihisar civarındaki ofiyolitik seri nedeniyle ısı akısı
düşük çıkmıştır. Ayrıca Foça, Karaburun ve Ege denizinin Karaburun üzerinde ve kalan kısmında ısı akısı düşüktür.
Özetlemek gerekirse, çalışma alanında tektonik etkinliğin yoğun olduğu bölgeler (fay ve
grabenler gibi), genç yaştaki intrüzyonların (plütonitlerin) mostra verdiği yerler, volkanik etkinliğin olduğu yerler ile jeotermal potansiyel içeren bölgeler ısı akısı yüksek
olan yerlerdir diyebiliriz.
117
Çizelge 5.1. Paftalardaki prizmatik yapıların Curie nokta derinlik değerleri ve Curie
nokta derinliklerinden hesaplanan ısı akısı değerleri
Curie Nokta
Isı
Isı Akısı (mW/m2)
Derinliği
Gradiyenti
k=2 , k=3
(km)
(OC/km)
W/mOC
39.27-26.94
8.408
66.603
133.206 –199.809
39.27-27.32
7.301
76.702
153.404 – 230.105
39.02-26.80
17.523
31.958
63.916 – 95.874
38.71-26.71
15.417
36.324
72.647 –108.971
38.96-26.63
15.143
36.981
73.962 – 110.942
38.95-27.52
12.228
45.797
91.593 –137.390
38.78-27.34
8.965
62.465
124.930 – 187.395
38.76-27.10
6.01
93.178
186.356 – 279.534
38.59-26.36
13.611
41.143
82.286 – 123.430
38.43-26.66
9.406
59.536
119.073 – 178.609
38.55-26.69
18.434
30.379
60.757 – 91.136
38.29-26.96
12.679
44.168
88.335 – 132.503
38.26-27.22
10.932
51.226
102.451 – 153.677
38.18-27.06
17.881
31.318
62.636 – 93.954
38.33-27.64
8
70
140 – 210
38.41-28.21
7.802
71.776
143.553 – 215.329
38.45-28.51
6.239
89.758
179.516 – 269.274
38.08-27.07
10.187
54.972
109.944 – 164.916
37.93-27.46
12.591
44.476
88.952 – 133.429
37.64-27.33
8.116
68.999
137.999 – 206.999
37.86-27.64
13.206
42.405
84.810 – 127.215
37.80-27.99
9.726
57.578
115.155 – 172.733
38.10-28.51
8.8
63.636
127.273 – 190.909
38.00-28.74
8.01
69.913
139.825 – 209.738
37.94-28.63
7.139
78.442
156.885 – 235.327
37.95-28.30
10.01
55.944
111.888 – 167.832
Alan
Prizmaların merkezi
(enlem-boylam)
118
Curie Nokta
Isı
Isı Akısı (mW/m2 )
Derinliği
Gradiyenti
k=2 , k=3
(km)
( C/km)
W/mOC
37.73-28.35
10.804
51.833
103.665 – 155.498
37.74-28.78
11.519
48.615
97.231 – 145.846
37.73-28.47
10.446
53.609
107.218 – 160.827
Alan
Prizmaların merkezi
(enlem-boylam)
O
Çizelge 5.2. Curie nokta derinliklerinden elde edilen ısı akısı değerleri ile daha önceki
çalışmalardan elde edilen ısı akısı değerleri
Alan
Tezcan ve
İlkışık
M.T.A
(Prizmaların
k=2 , k=3
Turgay (1989)
(1992)
mW/m2
mW/m2
mW/m2
merkezi)
W/mOC
39.27-26.94
133.206 –199.809
129.765
89.709
-
39.27-27.32
153.404 – 230.105
124.158
135.670
-
39.02-26.80
63.916 – 95.874
-
-
100.926
38.71-26.71
72.647 –108.971
102.652
100.093
87.433
38.96-26.63
73.962 – 110.942
-
-
103.955
38.95-27.52
91.593 –137.390
126.024
79.145
79.632
38.78-27.34
124.930 – 187.395
108.795
-
117.659
38.76-27.10
186.356 – 279.534
109.054
100.653
-
38.59-26.36
82.286 – 123.430
-
72.190
98.417
38.43-26.66
119.073 – 178.609
123.422
-
-
38.55-26.69
60.757 – 91.136
-
68.763
72.496
38.29-26.96
88.335 – 132.503
135.654
125.093
-
38.26-27.22
102.451 – 153.677
130.211
119.098
-
38.18-27.06
62.636 – 93.954
-
-
60.197
119
Çizelge5.2. (devam)
Alan
Tezcan ve
İlkışık
M.T.A
(Prizmaların
k=2 , k=3
Turgay (1989)
(1992)
mW/m2
merkezi)
W/mOC
mW/m2
mW/m2
38.33-27.64
140 – 210
131.901
95.690
-
38.41-28.21
143.553 – 215.329
138.979
120.996
112.927
38.45-28.51
179.516 – 269.274
118.931
110.242
201.631
38.08-27.07
109.944 – 164.916
139.287
126.963
-
37.93-27.46
88.952 – 133.429
139.601
-
148.731
37.64-27.33
137.999 – 206.999
134.441
-
137.047
37.86-27.64
84.810 – 127.215
141.507
-
159.519
37.80-27.99
115.155 – 172.733
142.541
-
233.207
38.10-28.51
127.273 – 190.909
123.209
111.583
120.751
38.00-28.74
139.825 – 209.738
137.402
125.917
-
37.94-28.63
156.885 – 235.327
142.935
130.341
-
37.95-28.30
111.888 – 167.832
142.616
112.812
-
37.73-28.35
103.665 – 155.498
128.702
119.657
119.295
37.74-28.78
97.231 – 145.846
110.299
162.922
-
37.73-28.47
107.218 – 160.827
124.703
130.988
106.292
120
AYDIN-İZMİR CİVARININ CURIE NOKTA DERİNLİK HARİTASI
440
460
480
500
520
540
4345
km
4330
4315
Kontur aralığı = 0.5 km
4300
4285
4270
4270
4255
4255
İZMİR
4240
4240
4225
4225
4210
4195
AYDIN
4180
4165
500
520
540
560
580
600
620
0
640
660
10 20 30 km
Şekil 5.1. Aydın-İzmir civarının Curie nokta derinlik haritası
121
17.5
17
16.5
16
15.5
15
14.5
14
13.5
13
12.5
12
11.5
11
10.5
10
9.5
9
8.5
8
7.5
7
6.5
6
AYDIN-İZMİR CİVARININ ISI AKISI HARİTASI
440
460
480
500
520
540
4345
mW/m
4330
4315
Kontur aralığı = 5 mW/m
4300
4285
4270
4270
İZMİR
4255
4255
4240
4240
4225
4225
4210
4195
AYDIN
4180
4165
500
520
540
560
580
600
620
640
660
0 10 20 30 km
Şekil 5.2. Aydın-İzmir civarının ısı akısı haritası
122
180
175
170
165
160
155
150
145
140
135
130
125
120
115
110
105
100
95
90
85
80
75
70
65
60
AYDIN - İZMİR CİVARININ BOUGUER ANOMALİ HARİTASI
440
460
480
500
520
540
4345
mgal
4330
60
X (Kuzey)
4315
50
Isı akısı için kontur aralığı = 5 mW/m
4300
40
4285
30
4270
İZMİR
4255
4270
20
4255
10
4240
4240
4225
4225
0
-10
-20
4210
4195
AYDIN
4180
-30
-40
-50
4165
500
520
540
560
580
Y (Doğu)
600
620
640
660
0 10 20 km
Şekil 5.3. Aydın-İzmir civarının Bouguer anomali haritası ile ısı akısı haritasının
karşılaştırılması
123
Aydın-İzmir Civarının Havadan Manyetik Anomali ve Isı Akısı Haritalarının Karşılaştırılması
440
460
480
500
520
540
nT (gammas)
4345
4330
X (Kuzey)
4315
Isı akısı için kontur aralığı = 5 mW/m
4300
Uçuş Yüksekliği = 610 m
4285
4270
4270
İZMİR
4255
4255
4240
4240
4225
4225
4210
4195
AYDIN
4180
220
200
180
160
140
120
100
80
60
40
20
0
-20
-40
-60
-80
-100
-120
-140
-160
-180
-200
-220
-240
-260
4165
500
520
540
560
580
Y (Doğu)
600
620
640
660
0 10 20 km
Şekil 5.4. Aydın-İzmir civarının havadan manyetik anomali haritası ile ısı akısı haritasının karşılaştırılması
124
Aydın-İzmir Civarının Fay Haritası Ve Isı Akısı Haritalarının Karşılaştırılması
Şekil 5.5. Aydın-İzmir civarının diri fay haritası ile ısı akısı haritasının karşılaştırılması
125
Şekil 5.6. Aydın-İzmir civarının fay haritası ile ısı akısı haritasının karşılaştırılması
126
Aydın-İzmir Civarının Jeoloji Ve Isı Akısı Haritalarının Karşılaştırılması
Kuvaterner
Mesozoyik
Pliyo-Kuvaterner
Paleozoyik-Mesozoyik
Üst Kretase-Paleosen
Paleozoyik
Prekambriyen
Neojen
39
Normal fay
Doğrultu atımlı fay
Paleozoyik veya daha eski
Ters fay veya bindirme
Mesozoyik-Miyosen
Pliyosen
Tanımlanmamış fay
38
Triyas
Olasılı fay
Permiyen
Ölçek:1/2.000.000
27
28
29
0
20
40
60 km
Karasal volkanitler (andezit, spilit, porfirit, bazalt, dolerit, riyolit, dasit)
Amfibolit fasiyesi ve yeşil şist fasiyesi
Yersel ofiyolit kütleleri içeren filiş benzeri litoloji
Yeşil şist fasiyesi
Şekil 5.7. Aydın-İzmir civarının jeoloji haritası ile ısı akısı haritasının karşılaştırılması
127
Şekil 5.8. Aydın-İzmir civarının jeotermal alan haritası ile ısı akısı haritasının karşılaştırılması
128
440
460
480
500
520
540
4345
deprem
odak derinlikleri (km)
4330
2 to 5
5 to 8
8 to 11
11 to 14
14 to 18
4315
4300
4285
4270
4270
4255
4255
İZMİR
4240
4240
4225
4225
4210
4195
Curie nokta derinlikleri için
kontur aralığı 0.5 km
AYDIN
4180
4165
500
520
540
560
580
600
620
640
660
0 10 20 km
Şekil 5.9. Aydın-İzmir civarının deprem odak derinlik haritası ile Curie nokta derinlik haritasının karşılaştırılması
129
KAYNAKLAR
Agocs, W. B. 1951. Least squares residuel anomaly determination. Geophysics, 16;
686-696.
Akkök, R. 1983. Structural and metamorphic evolution of the northern part of the
Menderes Massif: new data from the Derbent area and their implication
for the tectonics of the massif. J. Geol., 91; 342-350.
Akkök, R., Satır, M ve Şengör, A. M. C. 1984. Timing of tectonic events in the Menderes Massif and its implications. Ketin Symp. Geol. Soc. Turkey, 93-94.
Alldredge, L. R. and Van Voorhis, G. D. 1961. Depth to sources of magnetic anomalies. J. Geophys. Res., 66; 3793-3800.
Altunel, E., Stewart, I. S., Piccardi, L. ve Barka A. A. 2003. Earthquake faulting at
ancient Cnidus, SW Turkey. Turk J. Earth Sci., 12; 137–152.
Anderson, K. R. 1982. Robust earthquake location using M-estimates. Phys. Earth
Plan. Int., 30; 119-130.
Arpat, E., Şaroğlu, F., İz, H. B. 1975. Türkiye’deki bazı önemli genç tektonik olaylar.
Türkiye Jeo. Kur. Bült., 18(1); 91-101.
Aşçı, M. 1998. Doğu Anadolu bölgesi mağnetik haritalarının değerlendirilmesi ve Curie
derinliklerinin saptanması. İstanbul Üniversitesi, doktora tezi.
Aydın, İ., Karat, H.İ. 1995. Türkiye aeromanyetik haritalarına genel bir bakış. Jeofizik, 9(10); 41-44.
Beltrao, J. F., Silva, J. B. C. and Costa, J. C. 1991. Robust polynomial fitting method
for regional gravity estimation. Geophysics, 56(1); 80-89.
Bhattacharyya, B.K., 1964. Magnetic anomalies due to prismshaped bodies with arbitrary polarization. Geophysics, 29; 517-531.
Bhattacharyya, B.K. and Morley, L.W. 1965. The delination of deep crustal magnetic
bodies from total aeromagnetic anomalies. J. Geomag. and Geoelec., 17;
237-252.
Bhattacharyya, B.K. and Leu, L.K. 1975 a. Spectral analysis of gravity and magnetic
anomalies due to two dimensional structures. Geophysics, 40, 993-1013.
Bhattacharyya, B.K. and Leu, L.K. 1975 b. Analysis magnetic anomalies over Yellowstone National Park: mapping of Curie point isothermal surface for geothermal reconnaissace. J. Geophysics Res., 80; 4461-4465.
Bhattacharyya, B.K. and Leu, L.K. 1977. Spectral analysis of gravity and magnetic
anomalies due to rectangular prismatic bodies. Geopyhsics, 42; 41-50.
Bhattacharyya, B.K. 1980. A generalized multibody model for inversion of magnetic
anomalies. Geophysics, 45(2); 255-270.
Bingöl, E. 1989. 1/ 2 000 000 ölçekli Türkiye jeoloji haritası. MTA, Ankara.
Bott, M.H.P. 1973. Invers methods in the interpretation of magnetic and gravity anomalies in “methods in computational physics; advances in research and
aplications, vol. 13 (Geophysics)” , Academic Press, 133-162.
Bozkurt, E. Park, R. G. 1994. Southern Menderes Massif: an incipient metamorphic
core complex in western Anatolia. Turkey. J. Geol. Soc., London, 151;
213-216.
Bozkurt, E., Winchester, J. A., Park, R. G. 1995. Geochemistry and tectonic significance of augen gneisses from the southern Menderes Massif (West Turkey).
Geol. Mag., 132; 287-301.
130
Bozkurt, E. 1995. Deformation during main Menderes metamorphism (MMM) and its
tectonic significance: evidence from southern Menderes Massif, western
Turkey. Terra Abstr., 7; 176.
Bozkurt, E. 1996. Metamorphism of Palaeozoic schists in the Southern Menderes
Massif: field, petrographic, textural and microstructural evidence. Tr. J.
Earth Sci., 5; 105-121.
Bozkurt, E., Park, R. G. 1997. Evolution of a mid-Tertiary extensional shear zone in the
southern Menderes Massif, western Turkey. Bull. Soc. Géol. France, 168;
3-14.
Bozkurt, E. 2000. Timing of extension on the Büyük Menderes Graben, western Turkey, and its tectonic implications, in: Bozkurt E., Winchester J. A., Piper
J.D.A. (Eds.), tectonics and magmatism in Turkey and the surrounding
area. Geological Society Special Publication no. 173, Geological Society,
London, 385–403.
Bozkurt, E. 2000. Late Alpine evolution of the central Menderes Massif, western Anatolia, Turkey. Int. J. Earth Sci., DOI 10.1007/s005310000141.
Bozkurt, E. 2002. Discussion on the extensional folding in the Alaşehir (Gediz) graben, western Turkey. J. Geol. Soc. London, 159; 105–109.
Bozkurt, E. 2003. Origin of NE-trending basins in western Turkey. Geodinam Acta,
16; 61–81
Bozkurt, E., Sözbilir, H. 2003. Tectonic evolution the Gediz Graben: field evidence for
an episodic, two-stage extension in western Turkey. Geol. Mag. (in press)
Bozkurt, E., Winchester, J. A., Park, R. G. 1995. Geochemistry and tectonic significance of augen gneisses from the southern Menderes Massif,
West Turkey. Geol. Mag., 132; 287–301.
Brinkmann, R., Flugel, E. J.V., Lehner, H., Rendel, B., Tric, P. 1972. Trias, Jura Unterkreide der Halbinsel Karaburun (Westanatolien). Geologica et Palaentological, 6; 136-150.
Buddington, A. F., Lindsley, D. H. 1964. Iron titanium oxide minerals and synthetic
equivalent. J. Petrol, 5; 310-357.
Bullard, E.C. 1939. Heat flow in South Africa. Proc. Roy. Soc., London, Ser. A, 173;
474-502.
Byerly, P.E., Stolt, R.H. 1977. Atempt to define the Curie point isotherm in Northern
and Central Arizona. Geophysics, 42; 1394-1400.
Candan, O., Dora, O. Ö., Kun, N., Akal, C., Koralay, E. 1992. Aydın Dağları (Mendederes Masifi) güney kesimindeki allokton metamorfik birimler (allochtonous metamorphic units at the southern part of the Aydın Mountains; Menderes Massif). Bull. TPJD, 4; 93-110.
Cermak, V. and Hurting E. 1978/79. The preliminary heat flow map of Europe and
some of its tectonic and geophysical implications. Pageoph. 117; 92-103.
Clark, S. P. and Ringwood, A. E., 1964. Density distribution and constitution of the
mantle. Rev. Geophys., 2; 35-88.
Clark, S. P., 1966. Handbook of physical constants. GSAM, no: 97, Washington.
Couch, R., Gemperle, M., Connard, G. and Pitts, G. S. 1981. Structural and thermal
implications of gravity and aeromagnetic measurements made in Cascade
Volcanic Arc. Geophysics, 47; 424-430.
Coles, R.L. 1976. A flexible iterative magnetic anomaly interpretation technique using
multiple rectangular prisms. Geoexploration, 14; 125-141.
131
Dam, A. T. and Khrebtov, A. I. 1970. The Menderes Massif geothermal province. Geothermics, 2(1), 117-123.
Dannat, C. 1997. Geochemie, Geochronologie und Nd-Sr-Isotopie der granitoiden
Kerngneise des Menderes Massivs, SW-Türkei. PhD Thesis, Johannes Gutenberg University Mainz.
Delaloye, M., Bingöl, E. 2000. Granitoids from western and northwestern Anatolia:
geochemistry and modelling of geodynamic evolution. Int. Geol. Rev., 42;
241-268.
Dewey, J. F., Şengör A.M.C. 1979. Aegean and surrounding regions: complex multiple
and continuum tectonics in a convergent zone. Geol. Soc. Am. Bull., 90;
84–92.
Dora, O. Ö., Candan, O., Dürr, H., Oberhänsli, R. 1995. New evidence on the geotectonic evolution of the Menderes Massif. In: Pikin, Ö., Ergün, M., Savaşçın,
M. Y., Tarcan, G. (eds). IESCA Proc., 53-72.
Dora, O. Ö., Candan, O., Dürr, S., Oberhansli, R. 1997. New evidence on the geotectonic evolution of the Menderes Massif. Proc. IESCA 1995, 1; 53-72.
Dürr, S. 1975. Über Alter und geotektonische Stellung des Menderes Kristallins / SW –
Anatolien und seine Äquivalente in der Mittleren Aegean. Habilitation
Thesis, University of Marburg.
Elder, J. W. 1965. Physical process in geothermal area: in Terrestrial Heat Flow Geop.
Monog. Serie. Am. Geop., 8; 211-238.
England, P. 2003. The alignment of Earthquake T-axes with the principal axes of geodetic strain in the Aegean region. Turk J. Earth Sci. 12; 47–54.
Enriquez, J. O., Esquivel, M.A.A. and Fucuqauchi, J. U. 1984. Curie isotherm and
shallow-crustal structure of the Trans-Mexican Belt, from aeromagnetic
data. Tectonophysics, 172; 77-90.
Ercan, T. 1982. Batı Anadolu'nun genç tektoniği ve volkanizması: In: Batı Anadolu'nun
genç tektoniği ve volkanizması paneli, 5-14.
Ercan, T., Satır, M., Kreuzer H., Türkecan, A., Günay, E., Çevikbaş, A., Ateş, M., Can,
B., 1985. Interpretation of the new geochemical, isotopic and radiometriz
data from the western Anatolian Cenozoic. Bulletin of Geological Society
of Turkey 28; 121–136.
Ercan, T., Satır, M., Sevin, D., Türkecan, A., 1996. Interpretations of the nw radiometric
age determinations of the Tertiary–Quaternary volcanic rocks in western
Anatolia. Bulletin of the Mineral research and Exploration (MTA), 119;
103–112.
Ercan, T., Satır, M., Sevin, D., Türkecan, A. 1997. Interpretation of radiometric ages
data on Tertiary-Quaternary volcanic rocks in W Anatolia (in Turkish with
English Abstract). Min. Res. Expl. Inst. Turkey Bull., 119; 103-112.
Erdoğan, B. 1990. İzmir-Ankara zonu ile Karaburun kuşağının tektonik ilişkisi. MTA
Dergisi, 110; 1-16., Ankara.
Erdoğan, B., Altıner, D., Güngör, T., Özer, S. 1990. Karaburun Yarımadası’nın stratigrafisi. MTA Dergisi, 111; 1-23.
Erentöz, C. ve Ternek, Z. 1968. Türkiye’de termomineral kaynaklar ve jeotermik enerji etüdleri. MTA Enst. Derg.,20; 1-57.
Ergin, K. 1973. Uygulamalı jeofizik. İ.T.Ü. yayını, no: 935.
Ericson, A.J. 1970. The measurement and interpretation of heat flow in the Mediterranean and Black Sea. Ph. D. Thesis, MIT, Dept. of Earth and Planetary Sci.,
132
Massachusetts.
Erişen, B. 1996. Türkiye jeotermal envanteri. MTA, Ankara.
Fournier, R.O. and Rowe. J.J. 1966. Estimation of underground temperatures from the
silica content of water from hot springs and wet-steam wells. Am. J. of
Science, 264; 685-697.
Fournier, R.O. 1977. A review of chemical isotopic geothermometers for geothermal
systems. Symposium of Geothermal Energy, Ankara, 133-144.
Frese, R.B., Hince, W.J. and Braile, L.W. 1982. Regional North American gravity and
magnetic anomaly correlations. Geophysical J. Roy. Astr. Soc., 69; 745-761.
Fuller, B. D. 1967. Two-dimensional frequency analysis and design of grid operators.
Mining geophy., 2, 658-708, Society of exploration geophysicists, Tulsa,
Oklahoma.
Fytikas, M. D. 1980. Geothermal exploitation in Greece. 2 nd Int. Sem on the results of
E.C. Geothermal Energy Research, Strasbourgh. (eds.) A. S. Strub ve P.
Ungemach, 213-237, Reidel Publ., Dordrecht.
Fytikas, M., Innocenti, F., Manetti, P., Mazzuoli, R., Peccerillo, A., Villari, L., 1984.
Tertiary to Quaternary evolution of volcanism in the Aegean Region. In:
Dixon, J. E., Robertson, A. H. F. (Eds.), The Geological Evolution of the
Mediterranean. Geological Society Special Publications, London, 17; 687699.
Genç, C., Altunkaynak, Ş., Karacık, Z., Yazman, M., Yılmaz, Y. 2001. The Çubukdağ
graben, south of İzmir: its tectonic significance in the Neogene geological
evolution of the western Anatolia. Geodinam Acta, 14; 45–56.
Gessner, K., Passchier, C. W., Ring, U., Güngör, T. 1998. A conspicuous change of
shear-sense in the granitoid augen gneiss of the Pan-African basement unit
of the Menderes Massif, SW Turkey. Third Int. Turk Geol. Symp. Ankara Abstr., 265.
Gillvarry, J. J. 1957. Temperature in the Earth’s interior. J. Atmospheric. Terres. Phys.,
1; 84.
Gorshkov, G. S. 1972. Progress and problems in volcanology: Tectonophysics, 13(1-4);
123-140.
Göktürkler, G., Salk, M. and Sarı, C. 2003. Numerical modeling of the conductive heat
transfer in western Anatolia. Journal of the Balkan Geophysical Society,
6(1); 1-15.
Göncüoğlu, M. C., Turhan, N., Şentürk, K., Özcan, A., Uysal, Ş., Yalınız, M. K. 2000.
A geotraverse across northwestern Turkey: tectonic units of the central
Sakarya region and their tectonic evolution. In: Bozkurt, E., Winchester,
J. A., Piper, J. D. A. (eds) tectonics and magmatism in Turkey and the
surrounding area. Geol. Soc. London Spec. Publ., 173; 139-161.
Görür, N., Şengör, A.M.C., Sakınç, M., Tüysüz, O., Akkök, R., Yiğitbaş, E., Oktay, F.
Y., Barka, A.A., Sarıca, N., Ecevitoğlu, B., Demirbağ, E., Ersoy, Ş., Algan,
O., Güneysu, C., Akyol, A. 1995. Rift formation in the Gökova region,
southwest Anatolia: implications for the opening of the Aegean Sea. Geol.
Mag. 132; 637–650.
Gutnic, M., Monod, O., Poisson, A., Dumon, J. F. 1979. Géologie des Taurides Occidentales (Turquie). Mém Soc Geol France 137; 1-112
Güleç, N., 1991. Crust-mantle interaction in western Turkey: implications from Sr and
Nd isotope geochemistry of Tertiary and Quaternary volcanics. Geological
133
Magazine, 23; 417, see also 435.
Gülen, L., 1990. Isotopic characterization of Aegean magmatism and geodynamic evolution of the Aegean subduction. In: Savaşçın, M. Y., Eronat, A. H. (Eds.),
International Earth Science Colloquium on the Aegean Region (IESCA),
İzmir, Turkey, Proceedings, II, 143–166.
Gürer, Ö. F., Bozcu, M., Yılmaz, K., Yılmaz, Y. 2001. Neogene basin development
around Söke-Kuşadası (western Anatolia) and its bearing on tectonic development of the Aegean region. Geodinam Acta, 14; 57–70.
Gürer, Ö. F., Yılmaz, Y. 2002. Geology of the Ören and surrounding regions, SW
Turkey. Turk J. Earth Sci., 11; 2–18.
Henden, I. 1980. Uzay görüntülerinden Türkiye çizgisellik haritası ve maden aramaları
için hedef sahalarının seçilmesi, bölgesel çizgiselliklerin deprem ve sıcak su
kaynakları ile ilişkisi. M.T.A. Enstitüsü Bülteni, 95/96, 25-33.
Hetzel, R., Passchier, C. W., Ring, U., Dora, O. Ö. 1995a. Bivergent extension in orogenic belts: the Menderes massif (southwestern Turkey). Geology, 23; 455458.
Hetzel, R., Ring, U., Akal, C., Troesch, M. 1995b. Miocene NNE-directed extensional
unroofing in the Menderes Massif, southwestern Turkey. J. Geol. Soc., London, 152; 639-654.
Hetzel, R., Reischmann, T. 1996. Intrusion age of Pan-African augen gneisses in the
southern Menderes Massif and the age of cooling after Alpine ductile extensional deformation. Geol. Mag., 133, 565-572.
Hetzel, R., Romer, R. L., Candan, O., Passchier, C. W. 1998. Geology of the Bozdağ
area, central Menderes massif, SW Turkey: Pan-African basement and
Alpine deformation. Geol. Rundsch., 87; 394-406.
Hisarlı, M. 1995. Determination of Curie point depths in Edremit-Susurluk region.
Jeofizik, 9(10); 111-117.
Hisarlı, M. 1996. Batı Anadolu’da Curie nokta derinliklerinin saptanması ve jeotermal
alanlarla ilişkisi. Doktora tezi, İ.Ü. Fen Bil. Enst. Jeofizik Müh. Anabilim
Dalı yer fiziği programı, İstanbul.
Huber, P. J. 1981. Robust statistics: John Wiley and Sons.
Işık, V., Tekeli, O. 2000. Late orogenic crustal extension in the northern Menderes Massif (western Turkey): evidences for metamorphic core complex formation.
Int. J. Earth Sci., DOI 10.1007/s005310000105.
İlkışık, O.M. 1989. Kuzeybatı Anadolu’da ısı akısı dağılımı. Jeofizik, 3; 83-91.
İlkışık, O.M., Alptekin, Ö., Ezen, Ü., Üçer, B. 1990. Heat flow, seismicity and the
crustal structura of Western Anatolia. Int. Earth Sci. Cong. Aegean Regions,
1-6, İzmir.
İlkışık, O.M. 1991. Mühendislik Jeolojisi Bült., 12; 35-39.
İlkışık, O.M. 1992. Silica heat flow estimates and litospheric temperature in Anatolia.
Proc. of XI. Con. of World Hydrothermal Org. 13-18.5.1992, 92-106,
İstanbul-Pamukkale.
İlkışık, O.M. 1995. Regional heat flow in Western Anatolia using silica temperature
estimates from thermal springs. Tectonophysics, 244; 175-184.
İlkışık, O. M., Öztürk, S., Şener, Ç. ve Tokgöz, T. 1995. Geothermic investigation in
Turkey. Jeofizik, 9(10); 117-122.
İlkışık, O.M., Yalçın, M.N., Sarı, C., Okay, N., Bayrak, M., Öztürk, S., Şener, Ç.,Yenigün, H.M., Yemen, H., Sözen, İ. ve Kahramanderesi, İ. H. 1996. Ege böl-
134
gesinde ısı akısı araştırmaları. Tübitak Proje No: YDABÇAĞ-233/G, İstanbul.
İspir, Y. 1972. Arz içinde ısı akısı. İ.Ü. Fen Fakültesi Jeofizik Kürsüsü Öğretim Yayınları 5, İstanbul.
JICA, 1987. The pre-feasibility study on the Dikili-Bergama geothermal development
project. Final Report. Japan Int. Coop. Agency, MPN 87-160, Tokyo.
Jongsma, D. 1974. Heat flow in the Aegean Sea. Geophys. J.R. Astr. Soc., 37; 337-346.
Karat, H.İ. ve Metin, O. 1992. Türkiye’nin havadan rejyonel manyetik haritalarının hazırlanması hakkında genel bilgi. MTA raporu, derleme no: 9402, Ankara.
Kaya, O. 1981. West Anatolian lower thrust: geological setting of the ultramafic unit
and the Menderes Massif. Doa. Sci. Bull. Atatürk Spec. Vol., 15-36.
Kissel, C., Laj C. 1988. Tertiary geodynamical evolution of the Aegean arc: a paleomagnetic reconstruction. Tectonophysics, 146; 183–201.
Koçyigit, A., Yusufoğlu, H., Bozkurt, E. 1999. Evidence from the Gediz graben for
episodic two-stage extension in western Turkey. J. Geol. Soc., London,
156; 605–616.
Konak, N., Çakmakoğlu, A., Elibol, E., Havzoğlu, T., Hepen, N., Karamanderesi, H.,
Keskin, H., Sarkaya, H., Sav, H., Yusufoğlu, H. 1994. Development of
thrusting in the median part of the Menderes Massif. Third Int. Turkish
Geol. Symp. Abstr., 34.
Koralay, E., Satır, M., Dora, O. Ö. 1998. Geochronologic evidence of Triassic and Precambrian magmatism in the Menderes Massif, west Turkey. Third Int. Turkish Geol. Symp. Abstr., 285.
Kunaratnam, K. 1981. Simplified expressions for the magnetic anomalies due to vertical rectangular prisms. Geophys. Prosp., 29(6); 883-890.
Langseth, M. G. and Taylor, P. T. 1967. Recent heat flow measurements in the İndianocean: Journ. Geop. Research, 72(24); 6249-6260.
Lawson, C. L., Hanson, R. J. 1974. Solving least squares problems. Prentice-Hall Inc.
New Jersey.
Le Pichon, X., Angelier J. 1979. The Aegean arc and trench system: a key to the neotectonic evolution of the eastern Mediterranean area. Tectonophysics, 60;
1–42.
Le Pichon X., Angelier J. 1981. The Aegean Sea. Philop. Trans. R. Soc. London Ser.
A, 300, 357–372.
Lee, W.H.K. and Uyeda, S. 1965. Review of heat flow data: Terrestrial Heat Flow.
Geop. Monog. Serie. Am. Geop. Union, 8; 87-190.
Lee, W.H.K. 1970. On the global variations of terrestrial heat flow. Phys. Earth Planet.
Int., 2; 332-341.
Levenberg, K. 1944. A method for the solution of certain nonlinear problems least
squares. Quaterly of Applied Mathematics, 2, 164-168.
Lindemann, F. A. 1910. The calculation of molecular vibration frequencies. Phys. Zeit.,
11, 609.
Lines, L.R. and Treitel, S. 1984. A review of least squares inversion and its application to geophysical problems. Geophysical Prospecting, 32; 159-186.
Loos, S., Reischmann, T. 1999. The evolution of the southern Menderes Massif in SW
Turkey as revealed by zircon dating. J. Geol. Soc., London, 156; 10211030.
Lubimova, E.A. and Polyak B.G. 1969. Heat flow map of Eurasia. The Earth’s Crust
135
and Upper Mantle. (Ed.) P.J. Hart. AGU Geopys. Mong.,13; 826.
Lysak, S.V. 1970. Geothermy of Lake Baykal region. Int. Geol. Review, 12(9); 11551158.
Marobhe, I. M. 1989. A versatile turbo-pascal program for optimization of magnetic
anomalies caused by two-dimensional dike, prism or slope models, Computers & Geosciences, 16; 341-365.
Marquard, D.W. 1963. An algorithm for least squares estimation of non-linear parameters. Journal of the Society of Industrial and Applied Mathematics, 11;
431-441.
McKenzie, D. 1972. Active tectonics of the Mediterranean region. Geophys. J. R. Astr.
Soc., 30; 109-185.
McKenzie, D. 1978. Active tectonics of Alpine-Himalayan belt: the Aegean and surrounding regions, Geophys. J. R. Astr. Soc., 55; 217-254.
Meulenkamp, J. E., Wortel, W. J. R., Van Wamel, W. A., Spakman, W., Hoogerduyn
Strating, E. 1988. On the Hellenic subduction zone and geodynamic evolution of Crete in the late middle Miocene. Tectonophysics, 146; 203–215.
Nagata, T. 1961. Rock magnetism. Maruzen Company Ltd., Tokyo.
Oberhänsli, R., Candan, O., Dora, O. Ö., Dürr, S. H. 1997. Eclogites within the Menderes Massif/western Turkey. Lithos, 41, 135-150.
Oberhänsli, R., Monié, P., Candan, O., Warkus, F. C., Partzsch, J. H., Dora, O. Ö. 1998.
The age of blueschist metamorphism in the Mesozoic cover series of the
Menderes Massif. Schweiz Mineral Petrogr. Mitt., 78, 309-316.
Okay, A., Satır, M., Maluski, H., Siyako, M., Monie, P., Metzger, R., Akyüz, S. 1996.
Palaeo- and Neo-Tethyan events in northwest Turkey: geological and geochronological constraints. In: Yin, A., Harrison, M. (eds) tectonics of Asia.
Cambridge Univ. Press, Cambridge, 420-441.
Okuba, Y., Grat, J.R., Hansen, R.O., Ogawa, K., Tsu, H. 1985. Curie point depths of
the Island of Kyushu and surrounding areas, Japan. Geophysics, 53;481-494.
Oran, C. 1991. Doğu Anadolu’da ısı akısı dağılımı. İstanbul Üniversitesi, yüksek lisans
tezi.
Partzsch, J. H., Oberhänsli, R., Candan, O., Warkus, F. C. 1998. The evolution of the
central Menderes Massif, West Turkey: a complex nappe pile recording 1.0
Ga of geological history. Freiberger Forschungsheft, C-471, 166-168.
Pe-Piper, G. G., Piper, D. J. W., 1989. Spatial and temporal variations in Late Cenozoic back-arc volcanic rocks, Aegean Sea region. Tectonophysics, 196; 113134.
Pfister, M. and Rybach, L. 1994. High-resolution temperature logging in shallow drillholes for the determination of terrestrial heat flow. Tectonophysics, in press.
Pfister, M. 1995. Geothermische untersuchungen in der Region Marmara (NW-Turkei).
Pollack, N.N., Chapman, D.S. 1977. Regional geotherm and litospheric thicknessses.
Geology, 5; 265-268.
Ramey, H. J. 1962. Wellbore heat transmission. Journal of Petroleum Technology, 427435.
Rao, B.D. and Babu, N.R. 1991. A rapid method for three-dimensional modeling of
magnetic anomalies. Geophysics, 56(11); 1729-1737.
Rao, B.D. and Babu, N.R. 1993. A fortran-77 computer program for three-dimensional
İnversion of magnetic anomalies resulting from multiple prismatic bodies.
Computers & Geosciences, 19(6); 781-801.
136
Reischmann, T., Kröner, A., Todt, W., Dürr, S., Şengör, A. M. C. 1991. Episodes of
crustal growth in the Menderes Massif, W Turkey, inferred from zircon
dating. Terra Abstr., 3; 34.
Ring, U., Gessner, K., Güngör, T., Passchier, C.W. 1999. The Menderes Massif of western Turkey and the Cycladic Massif in the Aegean–do they really correlate?
Journal of the Geological Society, London, 156; 3-6.
Ryan, W.B.F. 1971. The tectonics and geology of the Mediterranean Sea. The Sea (ed.)
A.E. Maxwell, Vol. 4, Interscience, New York.
Rybach, L. and Bodmer, P. 1983. Processing and representation of heat flow density
maps. Part II. Construction and contouring of heat flow density maps. Zlb.
Geol. Palaon-tol. Teil I, 1/2, 87-92, Stuttgart.
Sanver, M. 1974. Ege Bölgesi havadan mağnetik haritasının iki boyutlu filtreler ve istatistik yöntemlerle analizi. İ.T.Ü. Maden Fakültesi doçentlik tezi, İstanbul.
Sanver, M. 1992. Paleomağnetizma. İ.T.Ü. yayınları, 1495, İstanbul.
Sarıca, N. 2000. The Plio-Pleistocene age of Büyük Menderes and Gediz grabens and
their tectonic significance on N–S extensional tectonics in West Anatolia:
mammalian evidence from the continental deposits, Geol. J., 35; 1–24.
Savaşçın, M.Y., Güleç, N., 1990. Relationship between magmatic and tectonic activities
in western Turkey. In: Savaşçın, M. Y., Eronat, A. H. (Eds.). International
Earth Science Colloquium on the Aegean Region (IESCA), Proceedings, II,
300–313.
Scharli, U. and Rybach, L. 1984. On the thermal conductivity of low porosity crystalline rocks. Techtonophysics, 103; 307-313.
Schuiling, K. D. 1962. On the petrology, age and structure of the Menderes migmatites
complex (SW Turkey). Min. Res. Expl. Inst. Turkey Bull., 58; 71-84.
Serson, P. H. and Hannoford, W.L.W. 1957. A statistical analysis of magnetic profiles.
J. Geophys. Res., 62; 1-18.
Seyitoğlu, G., Scott, B. 1991. Late Cenozoic crustal extension and basin formation in
west Turkey. Geol. Mag., 128; 155–166.
Seyitoğlu, G., Scott, B. 1992. The age of the Büyük Menderes Graben (western Turkey)
and its tectonic implications. Geol. Mag., 129; 239–242.
Seyitoğlu, G., Scott, B.C., Rundle, C.C. 1992. Timing of Cenozoic extensional tectonics
in west Turkey. J. Geol. Soc., London, 149; 533–538.
Seyitoğlu G., Scott B. 1996a. The cause of N–S extensional tectonics on western Turkey: tectonic escape vs back-arc spreading vs orogenic collapse. J. Geodyn.,
22; 145–153.
Seyitoğlu, G., Scott, B. C. 1996b. Age of the Alasehir graben (west Turkey) and its tectonic implications. Geol. J., 31; 1-11.
Seyitoğlu, G. 1997. Late Cenozoic tectono–sedimentary development of the Selendi and
Uşak–Güre basins: a contribution to the discussion on the development of
E–W and north trending basins in western Turkey. Geol. Mag., 134; 163–
175.
Seyitoğlu, G. 1999. Discussion on evidence from the Gediz Graben for episodic twostage extension in western Turkey. Journal of the Geological Society,
London, 156; 1240-1242.
Seyitoğlu, G., Çemen, I., Tekeli, O. 2000. Extensional folding in the Alaşehir (Gediz)
Graben, western Turkey. Journal of the Geological Society, London, 157;
1097-1100.
137
Shuey, R.T., Schellinger, D.K., Tripp, A.C. and Alley, L.B. 1977. Curie depth determination from aeromagnetic spectra. Geophys. J. Roy. Astr. Soc., 50; 75-101.
Smith, R. H., Shuey, R. T., Felton, J. R. and Bailey, J. P. 1977. Yellowstone hot spot:
Contemporary tectonics and crustal properties from earthquake and magnetic data. J. Geophys. Res., 82; 3665-3676.
Sözbilir, H. 2001. Geometry of macroscopic structures with their relations to the extensional tectonics: field evidence from the Gediz detachment, western Turkey.
Turk J. Earth Sci., 10; 51–67.
Sözbilir, H. 2002. Geometry and origin of folding in the Neogene sediments of the Gediz graben, western Anatolia, Turkey. Geodinam Acta, 15; 277–288.
Swanberg, C.A. and Morgan, P. 1979. The linear relation between temperatures based
on the silica content of groundwater and regional heat flow: A new heat
flow map of the United States. Pageoph, 117; 227-241.
Şaroğlu, F. 1992. Türkiye’nin diri fay haritası. Jeoloji Etüdleri Dairesi, MTA, Ankara.
Şengör, A.M.C. 1979. The North Anatolian Transform Fault: its age, offset and tectonic
Significance. J. Geol. Soc., London, 136; 269–282.
Şengör, A.M.C. 1980. Ege’nin neotektonik evrimini yöneten etkenler. Batı Anadolu’
nun genç tektoniği ve volkanizması paneli, Türkiye Jeoloji Kurultayı, 59-72.
Şengör, A.M.C., Yılmaz, Y. 1981. Tethyan evolution of Turkey: a plate tectonic approach, Tectonophysics, 75; 181–241.
Şengör, A.M.C., Yılmaz, Y. 1983. Türkiye ile Testis’in evrimi: levha tektoniği açısından bir yaklaşım. Türkiye Jeoloji Kurultayı, Yerbilimleri Özel Dizisi, 1; 75
Şengör, A.M.C, Satir, M., Akkök, R. 1984. Timing of tectonic events in the Menderes
Massif, western Turkey: implications for tectonic evolution and evidence
for Pan-African basement in Turkey. Tectonics 3; 693-707
Şengör, A.M.C., Görür, N., Şaroğlu, F. 1985. Strike-slip faulting and related basin formation in zones of tectonic escape: Turkey as a case study, in: Biddle K.T.,
Christie-Blick N. (Eds.), Strike-slip Faulting and Basin Formation. Soc.
Econ. Paleontol. Mineral. Sp. Pub., 37; 227–264.
Şengör, A.M.C. 1987. Cross-faults and differential stretching of hanging walls in regions of low-angle normal faulting: examples from western Turkey, in:
Coward, M. P., Dewey, J. F., Hancock, P. L. (Eds.), continental extensional
tectonics. Geological Society Special Publication no: 28, Geological Society
, London, 575–589.
Ternek, Z. (ed.) 1964. 1:500 000 ölçekli Türkiye jeoloji haritası, İstanbul paftası. MTA
yayınları, Ankara.
Tezcan, A.K. 1977. Türkiye’de jeotermal etüdler, bugünkü durum ve ısı akısı haritasına
katkıları. MTA, Ankara.
Tezcan, A.K. 1979. Geothermal studies, their present status and contribution to heat
flow contouring in Turkey. Čermak, V. ve Rybach, L.(eds.), Terrestrial heat
flow in Europe, 283-291. Springer Verlag, Berlin.
Tezcan, A.K. ve Turgay, I. 1989. Türkiye ısı akısı haritası. MTA Genel Md., Jeofizik
Etüdleri Dairesi (yayınlanmış doküman), Ankara.
Uffen, R. J. 1952. A method of estimating the melting point gradient in the Earth’s
mantle. Trans. Am. Geophys. Un., 33; 893.
Ünalan, G. and Öngür, T. 1979. Geothermal gradient and temperature investigation at
1000 m. depth at some of basins of Turkey. Yeryuvarı ve insan, 54-70,
MTA, Ankara.
138
Vacquier, V. and Affleck, J. 1941. A computation of the average depth the bottom of
the earth’s crust, based on a statistical magnetic properties. Trans. Amer.
Geophys. Union, 446-450.
Vitorello, I. and Pollak, H.N. 1980. On the variation of continental heat flow with age
and the thermal evolution of continents. J. Geophys. Res., 85; 983-995.
Warkus, F. C., Partzsch, J. H., Candan, O., Oberhänsli, R. 1998. The tectonometamorphic evolution of the Birgi-Tire nappe in the Menderes Massif SW Turkey.
Freiberger Forschungsheft, C 471, 237-238.
Westaway, R. 2003. Kinematics of the Middle East and Eastern Mediterranean updated.
Turk J. Earth Sci., 12; 5–46.
Whitehill, D..E., 1973. Automated interpretation of magnetic anomalies using the vertical prism model. Geophysics, 38; 1070-1087.
Yağmurlu, F. 1980. Bornova (İzmir) güney filiş topluluklarının jeolojisi. Türkiye Jeoloji Kurultay Bülteni, 23; 141-152.
Yemen, H. 1999. Ege bölgesi ısı akısı dağılımı. Süleyman Demirel Üniversitesi, yüksek
lisans tezi.
Yenal, O. (ed.) 1969. Türkiye maden suları. Cilt 1,2. İ.Ü. Tıp Fak. Hidro-Klimatoloji
kürsüsü, İstanbul.
Yılmaz, Y., 1989. An aproach to the origin of young volcanic rocs of western Turkey.
In: Şengör, A. M. C. (Ed.), Tectonic Evolution of the Tethyan Region.
Kluwer Academic Publishers, Dordrecht, 159–189.
Yılmaz, Y., Altunkaynak, Ş., Karacık, Z., Gündoğdu, N, Temel, A., 1994. Development
of Neo-Tectonic Related Magmatic Activities in Western Anatolia. International Volcanology Congress, Ankara, Abstracts 13.
Yılmaz, Y. 1997. Geology of western Anatolia. In: Schindler, C., Phister, M. (eds) active tectonics of northwestern Anatolia: the Marmara Poly-Project. Hochschulverlag AG an der ETH, Zurich, 31-53.
Yılmaz, Y., 2000. Active tectonics of the Aegean region. Batı Anadolu’nun Depremselliği Sempozyumu, Bildiriler, 3–14.
Yılmaz, Y., Genç, S. C., Gürer, O. F., Bozcu, M., Yılmaz, K., Karacık, Z., Altunkaynak,
Ş., Elmas, A. 2000. When did the western Anatolian grabens begin to develop? in: Bozkurt, E., Winchester, J. A., Piper, J.D.A. (Eds.), tectonics and
magmatism in Turkey and the surrounding area. Geological Society Special
Publication 173, Geological Society, London, 353–384.
Yılmaz, Y., Genç, Ş. C., Karacık, Z., Altunkaynak, Ş., 2001. Two contrasting magmatic associations of NW Anatolia and their tectonic significance. Journal of
Geodynamics, 31; 243–271.
Zonenshin, L. P. 1975. Problems of global tectonics. Bull. Am. Assoc. Petrolum Geologists, 59(1); 124-133.
139
EK-1
Doğrusal Eğilim Uzaklaştırılmış M3 Paftası
4325
4350
4345
4340
4335
4330
485
490
495
500
505
510
515
520
525
530
0
5
535
4320
215
195
175
155
135
115
95
75
55
35
15
-5
-25
-45
-65
-85
-105
-125
-145
-165
-185
-205
-225
4355
540
10 km
4325
nT
nT
nT
4320
4315
125
105
4310
4310
85
65
4305
45
4305
25
5
4300
4300
-15
-35
4295
4295
-55
-75
4290
4290
-95
-115
4285
4285
-135
-155
4280
4280
-175
4275
4275
440
445
450
455
460
465
470
475
480
485
0
5
495
490
4260
4255
40
4250
20
4255
0
4245
-20
4250
-40
4240
-60
4245
-80
4235
-100
4240
-120
4230
-140
4235
4225
-160
-180
445
450
455
460
465
470
475
480
0
5
485
530
535
540
545
0
5
550
10 km
nT
120
110
100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
-10
-20
-30
-40
-50
-60
-70
-80
4250
4245
4240
4235
4230
4225
4220
4215
4225
525
4255
4220
-200
4230
520
4260
220
200
180
160
140
120
100
80
60
40
20
0
-20
-40
-60
-80
-100
-120
80
60
515
4265
nT
4260
100
4265
510
4265
nT
4270
440
505
4270
4270
435
500
10 km
4275
430
240
220
200
180
160
140
120
100
80
60
40
20
0
-20
-40
-60
-80
-100
-120
-140
145
4315
4215
480
485
490
495
500
505
510
515
520
10 km
525
530
0
5
540
535
545
550
555
560
565
570
575
10 km
580
585
0
5
590
10 km
4270
4210
4265
nT
4255
4250
4245
4240
4235
4230
4225
nT
4205
215
200
185
170
155
140
125
110
95
80
65
50
35
20
5
-10
-25
-40
-55
-70
-85
-100
-115
4260
4210
4195
4190
4185
4180
4175
4170
4165
nT
4205
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
-10
-20
-30
-40
-50
-60
-70
-80
-90
-100
-110
-120
4200
35
30
25
20
15
10
5
0
-5
-10
-15
-20
-25
-30
-35
-40
-45
-50
-55
-60
-65
4200
4195
4190
4185
4180
4175
4170
4165
4220
4160
4160
4215
600
605
610
615
620
625
630
635
640
645
0
5
4155
550
4155
650
495
500
505
510
515
520
525
530
535
10 km
540
545
0
5
550
555
nT
70
60
70
60
4215
50
4185
40
50
40
4210
30
4180
20
10
30
20
4205
0
4175
-10
10
0
4200
-20
4170
-30
-10
-20
4195
-40
4165
-50
-30
-40
605
610
615
620
625
630
635
640
645
650
0
5
655
10 km
660
-50
565
nT
80
4220
560
10 km
-60
4160
-70
610
615
-60
140
620
625
630
635
640
645
650
655
0
5
660
10 km
-80
-90
570
575
580
585
590
595
600
0
5
605
10 km
ÖZGEÇMİŞ
1978 yılında İskenderun’da doğdu. İlk öğrenimini İskenderun Demirçelik’te , orta ve
lise öğrenimini İskenderun Makzume Anadolu Lisesi’nde tamamladı. 1997 yılında
girdiği Ankara Üniversitesi Mühendislik Fakültesi Jeofizik Mühendisliği Bölümü’nden
2001 yılında mezun oldu.
141

aydın-izmir civarının hava manyetik verilerinden ısı akısı değerlerinin

Transkript

Benzer belgeler

indir - Jeotermal

BÖLÜM 5 ISI, SICAKLIK ve TERMODİNAMİK

SCIENCE CUP 4.TUR “SCIENCE EXPLORERS TEAM” 1

INTRO SB.indd

Türkçe Tanıtım dosyasını indirmek için tıklayınız.

TEOG2 DENEME-1