aydın-izmir civarının hava manyetik verilerinden ısı akısı değerlerinin

i

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 uy-gulamak, bütün bölgesel (rejyonel ) etkileri gidermek için yeterli olmayabilir ve küçük ölçekli alanların araştırılmasında bölgesel etkinin bir kısmı havadan manyetik veri-lerinin içinde kalabilir. Bundan dolayı, IGRF düzeltmesi yapılmış havadan manyetik verilerinden doğrusal eğilim (lineer trend) uzaklaştırılmıştır. Küçük dalga boylu deği-şimleri 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, sı- caklık gradyanı

ii

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 Direc- torate 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 aero-magnetic 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 cut- ting 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 earht- quake, 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

iii

ÖNSÖZ VE TEŞEKKÜR Aydın-İzmir civarının havadan manyetik anomali haritalarından yararlanılarak bölge-

nin ısı akısı dağılımının belirlenmesine yönelik olarak gerçekleştirilen bu çalışma, böl-

genin 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 se-

racılık, ısıtma, kurutma gibi amaçlarla da kullanılabilmesi ülke ekonomisine yarar sağ-

lanması bakımından önemlidir. Bana tez çalışmam sırasında yakın ilgi gösteren, yapıcı eleştiri ve önerileri ile beni yön-

lendiren danışman hocam, Yrd. Doç. Dr. Emin U. ULUGERGERLİ’ye (Ankara Üniver-

sitesi 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 Koordinatö-

rü), 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 Mühendis-

lik-Mimarlık Fakültesi), Kent Plancısı kardeşim M. Arda BAL’a (Gazi Üniversitesi Mü-

hendislik-Mimarlık Fakültesi) ve bu çalışmanın her safhasında manevi katkı, emek ve

anlayış gösteren aileme teşekkürlerimi sunarım.

Arıkan BAL

Ankara, Eylül 2004

iv

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 ............. 41

v

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 Bo-

yutlu Yorumu ................................................................................................... 65

3.6.1. Üç boyutlu prizmatik kütlelerin manyetik anomalilerinin hesaplanması ...... 66

3.6.2. Marquardt algoritması ile ters çözüm ve yapı parametrelerinin saptan-

ması ............................................................................................................... 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

vi

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 katsayı-

ları 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

vii

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)

viii

S(kx,ky) Süzgeçlenmiş çıkış verilerinin Fourier dönüşümü

s Ölçek faktörü

s(x,y) Süzgeçlenmiş çıkış verileri

s(k-1) (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)

ix

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

x

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 ku-

zeyle saat yönünün tersindeki doğrultu açısıdır) (Marobhe 1989)............ 35

Şekil 3.12. Curie nokta derinliklerinin belirlenmesinde seçilen profillerin mo-

dellenmesine 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

xi

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

xii

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 değer-

leri (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 tekto-

nik 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 karşı-

laştırılması................................................................................................. 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 karşı-

laştırılması................................................................................................. 127

xiii

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

xiv

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 kat-

sayıları (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 e-

dilen 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 sıcak-

lıkları (Abur 1990) .................................................................................. 42

Çizelge 3.8. Ege Bölgesi’nde bazı kayaç örneklerinde (kuru, doğal ve ıslak) öl-

çülen λ değerleri (JICA 1987) ................................................................. 44

Çizelge 3.9. Kuzeybatı Anadolu’da metasilikat analizi yapılan jeotermal kay-

nakların 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

xv


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

1

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 radyo-

aktif 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 sis-

temi içindeki sıcaklık dağılımı) ile kıtaların kayması ve depremler gibi jeodinamik olay-

ların ana kaynağı olan mantodaki ısı hücrelerinin yapısını anlamak, jeotermik enerji a-

lanlarını 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

2

Curie nokta derinliklerinden yararlanarak oluşturulan bir ısı akısı haritası çalışması

bulunmamaktadır. Bu yüzden bu çalışmada, Aydın-İzmir civarının havadan man-

yetik 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 sö-

nümlü en küçük kareler yöntemi ile 3-B ters çözüm yapılmıştır. 3-B ters çözüm sonu-

cu bulunan prizma alt derinlikleri, Curie nokta derinlikleri olarak kabul edilmiştir. Çün-

kü bilindiği üzere, ferromanyetik özellik gösteren mineraller Curie sıcaklığının üzerin-

de mıknatıslanmalarını kaybederek paramanyetik özelliğe dönüşür. Bu mıknatıslanma-

nın kaybolduğu veya mıknatıslanma özelliğinin değiştiği noktalar Curie nokta derinlik

değerleri olarak tanımlanır.

3

Şekil 1.1. Çalışma alanını (Aydın-İzmir civarı) gösteren yer bulduru haritası

4

1.1. Çalışma Alanının Genel Jeolojisi İnceleme alanının sınırları içinde 3 ana tektonik kuşak yer almaktadır. Bunlar Mende-

res Masifi, Bornova Filiş zonu ve Sakarya zonunun bir kısmıdır. Menderes Masifi’nin kuzeyinde Bornova filiş zonu, güneyinde Lycian Napı, kuzeydo-

ğusunda Afyon zonu yer almaktadır. Menderes Masifi, doğu-batı uzanımlı Miyosen-

Pliyosen yaşlı grabenler (Büyük Menderes grabeni, Küçük Menderes grabeni, Alaşehir

veya Gediz grabeni) tarafından üç alt masife bölünmüştür. Bu alt masifler Demirci-

Gördes (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 meta-

konglomera, 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 çıkar-

mışlardır (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

5

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.

6

Şekil 1.2. Aydın-İzmir civarının genel jeoloji haritası (Bingöl 1989)

39

38

27 28 29

Aydın-İzmir Civarının Jeoloji Haritası

Üst Kretase-Paleosen

Prekambriyen

Mesozoyik

Paleozoyik-Mesozoyik

Paleozoyik

Neojen

Paleozoyik veya daha eski

Mesozoyik-Miyosen

Kuvaterner

Pliyo-Kuvaterner

Pliyosen

Triyas

Permiyen

Normal fay

Doğrultu atımlı fay

Ters fay veya bindirme

Tanımlanmamış fay

Olasılı fay

Karasal volkanitler (andezit, spilit, porfirit, bazalt, dolerit, riyolit, dasit)

Yersel ofiyolit kütleleri içeren filiş benzeri litoloji

Amfibolit fasiyesi ve yeşil şist fasiyesi

Yeşil şist fasiyesi

Ölçek:1/2.000.000

20 40 60 km0

7

1.2. Çalışma Alanının Tektoniği İnceleme alanının sınırları içinde 3 ana tektonik kuşak yer almaktadır. Bunlar Men-

deres 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 Çi-

ne (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 KKD-

GGB 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-

8

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 baş-

lamıştır (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 (Seyit-

oğlu 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-

9

te dalma batma geri dönüş işleminin başlangıç zamanı hakkında bir anlaşma olma-

masına 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, Se-

yitoğlu 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 Söz-

bilir 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, Şen-

gör vd 1985, Şengör 1987). İkinci görüşe göre havzalar erken Miyosen süresinde oluş-

maya 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, Se-

yitoğlu 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 mağ-

matizma Helenik yayı boyunca doğu Akdeniz okyanus tabanının kuzey yönlü dalma-

batmasından meydana gelmektedir (Fytikas vd 1984, Pe-Piper ve Piper 1989, Gülen

1990). Üçüncü modele göre de Senozoyik süresince farklı tektonik hareketlerden

10

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 uyum-

suzluklar tarafından ayrılmaktadır. Bu çok aşamalı tektonik modele göre geç Oligosen-

orta 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 / 206Pb) 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 granitler-

deki; 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 40Ar-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

11

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)

12

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)

13

2. KAYNAK ÖZETLERİ Isı akısı değerlerinin hesaplanabilmesi için gerekli olan Curie nokta derinliklerinin be-

lirlenmesinde havadan manyetik anomali verilerinin kullanılması fikri yeni değildir.

Bu konu ile ilgili kuramsal çalışmalar Vacquier ve Affleck (1941), Serson ve Hanno-

ford (1957), Alldredge ve Van Voorhis (1961), Bhattacharyya ve Morley (1965) tara-

fından gerçekleştirilmiştir. Son yıllarda Curie nokta derinliklerinin bulunması amacıy-

la çalışılan bölgelere örnek olarak National Park (Bhattacharyya ve Leu 1975a, Bhat-

tacharyya 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 Mek-

sika volkanik kuşağı (Enriquez vd 1990) verilebilir. Havadan manyetik anomali verileri kullanılarak Curie nokta derinliklerinin bulunma-

sında 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 Kör-

fezi’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.

14

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 ya-

pısı, iki tür tabakalanma şeklinde şekil 3.1’de gösterilmiştir. Yerkürenin oluşumundan

bu zamana yer içinde öngörülen ayrımlaşma işlemleri ile yerküre günümüzdeki yapısı-

nı kazanmıştır. Ayrımlaşma işlemleri için iki temel enerji gerekmektedir. Bu enerjilerden biri ısı diğe-

ri ise çekim enerjisidir. Isı enerjisi, ayrımlaşmaya uğrayacak kütlenin ergime sıcaklığı-

na kadar ısıtılması için, çekim enerjisi ise ergimiş kütleyi oluşturan farklı yoğunluklu

maddelerin en büyük yoğunluklu olanlarının en altta, en küçük yoğunluklu olan-

ların da en üstte kalacak biçimde birbirinden ayrılarak dizilmeleri için gereklidir.

Şekil 3.1. Yerin iç yapısı (Bott 1982)

15

Yerin ısı enerjisi veya iç ısısı; levhaların hareketleri, depremler, volkanizma, jeotermal

alanlar, manto içerisindeki konveksiyon akımları, arz içi radyoaktif elementlerin yarı-

lanma ömürleri, gravitasyon enerjisinin ısı enerjisine dönüşmesi ve basınç nedeniyle sı-

caklığın 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 er-

gime sıcaklığına ilişkin kuramsal çalışmalar (Lindemann 1910 ve Often 1952) sonu-

cunda 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 gradyanı-

nın saptanması önemlidir. Çünkü bu yolla kabuğun sondajlarla erişilemeyen derinlikle-

rindeki sıcaklığın ne olduğunu tahmin etme olanağı vardır. Ölçme sonuçlarına göre ka-

buk içinde 1 km derine inildiği zaman, sıcaklığın 10 oC ile 50 oC arasında arttığı göz-

lenmiştir. 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-

16

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 kı-

sımları için geçerli değildir. Kabuğun alt kısımlarında sıcaklık gradyanı daha küçük ol-

malıdır.Yer içi sıcaklığının yükselmesinde üst kabuğu oluşturan kayaçların değişik mik-

tarda 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) içe-

riğinden,

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).

17

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 = ks + 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 ve-

rilen 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)

18

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 büyüklü-

ğünün 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 sapta-

nan veya varsayılan ısı iletim katsayılarını içeren çizelge aşağıda verilmiştir.

Çizelge 3.1. Yer içinin çeşitli derinliklerini oluşturan kayaçların saptanan veya varsa-yılan ısı iletim katsayıları ( Sanver 1983’den alınmıştır.) k ( W / m°K ) Kıta ve okyanus türü kabuk 2.5 Okyanus kabuğu altı Mohorovicic süreksizliği 3.4 Kıta kabuğu altı Mohorovicic süreksizliği 3.4 400 km derinlikte 3.4 Alt Manto 7.3 Çekirdek Manto sınırında 27 Çekirdek merkezinde 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

19

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. Ayrı-

ca 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

20

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 bü-

yük standart sapması olan değerler ölçülmüştür. Kıtalarda jeolojik yapıları farklı alan-

larda 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

alanlar

19 1.92 ± 0.49

Senozoyik yaşlı volkanik alanlar

(jeotermal saha dışındakiler)

11 2.16 ± 0.46

Sadece kıtalardaki ısı akısı ölçümlerini etkileyen ve düzeltilmesi gereken bir olay vardır.

Bilindiği gibi, üst kabuğu oluşturan kayaçlar değişik miktarda radyoaktif izotop içerir-

ler ve bu radyoaktif izotoplar ısı yolu ile enerji yayarlar. Bu durumda kabuk içinde rad-

yoaktif 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 kı-

tasal ısı akısı değerlerinin artan tektonik yaşla azaldığıdır. Bu olay şekil 3.4’te gösteril-

miştir. Kıtasal kabuğun ısı akısı değerlerinde gözlenen bu yavaş azalmanın nedeni, ka-

buk içinde yer alan uzun yarı ömürlü radyoaktif izotopların ölçülen ısı akısına katkısın-

21

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)

22

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 orta- lamaya 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, okyanus-

lardaki (veya denizlerdeki) ısı akısı ölçümleri ile kıtalardaki ölçümlerin ortalama değer-

leri birbirinden çok farklı değildir, yaklaşık olarak aynı değerdedir. Jeolojik yapısı ve

tektoniği farklı olan alanlarda ısı akısı değerleri (HFU cinsinden) ve ölçü sayıları aşa-

ğıda gösterildiği gibidir.

Çizelge 3.4. Jeolojik yapısı ve tektoniği farklı olan alanlarda yapılan ısı akısı ölçüm de-ğerleri (Lee and Uyeda 1965)

Okyanusal basenler 273 ölçü 1.28 ± 0.53 HFU

Okyanus ortası sırtlar 338 ölçü 1.82 ± 1.56 HFU

Okyanus çukurları (trençler) 21 ölçü 0.99 ± 6.61 HFU

23

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 düşük-

tür. Ayrıca okyanus ortası sırt eksenine dik yönde uzaklaştıkça ısı akısında azalma gö-

rülmüştür. En yüksek değer sırt ekseni üzerinde bulunur. Sırt eksenine olan uzaklık ile

ısı akısı arasındaki ilişki şekil 3.5’te verilmiştir.

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 basen-

lerde oldukça yüksektir. Buralarda yerküreye ait ısının önemli bir bölümü, hızla çökelen

taneciklerin ısınması ile yutulur ve ısı gradyanı bağıl olarak daha küçük ölçülür. Bu et-

kinin 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 ge-

çerlidir. Yeryüzeyinde ısı akısı değerlerinin 2 HFU’dan yüksek olduğu noktalara örnek

Isı akısı ( cal/cm2.s veya HFU) 9 8 7 6 5 4 Ortalama ısı akısı eğrisi 3 2 1 0 200 400 600 800 1000 Sırt eksenine olan uzaklık (km)

24

olarak; Pasifik ve Alp dağ oluşum kuşaklarını, okyanus ortası sırt sistemi ve uzantıları-

nı, yüksek dağlık bölgeleri verebiliriz. Volkanların 2/3’ü de Pasifik zonunda bulunmak-

tadır. Genel olarak volkanik bölgelerde ısı akısının yüksek olduğunu söyleyebiliriz. Jeotermal alan, yerkabuğunun derinliklerinde bulunan bir mağma odası tarafından ısıtı-

lan, 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). Tektonik-

le ilgili ısı akısı bileşeni jeolojik yaşa göre de değişir. Prekambriyen kalkanlar gibi yaşlı

tektonik birimler üzerinde düşük, Senozoyik gibi genç kıvrımlarda yüksek ısı akısı öl-

çülmektedir. Dağ oluşumuna paralel doğrultularda yüksek ısı akısı ölçülmektedir. Graben yapılarda ısı akısı yüksektir (Sclater 1972). Genç havza oluşumları ısı akısı açı-

sından 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 kıvrım-

larda, okyanus ortası sırtlarda ısı akısı dünya ortalamasının üzerindedir. Ayrıca levha

tektoniği ile ilişkili olarak, kabuktaki yanal ve düşey hareketler ile volkanik etkinlikle-

rin biçimlendirdiği ısı transferinin ısı akısı değerlerine yansıdığını da unutmamamız ge-

rekir.

25

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 uygu-

lanan silika jeotermometresi (silika sıcaklığı), kuvarsın sudaki çözülebilirliğinin sıcak-

lık 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 dö-

nem 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 haz-

ne sıcaklığının (silika sıcaklığının) hesaplanması olanağı vardır (Fournier 1977). Ancak

yüzeye yakın kısımlarda jeotermal sisteme katılan veya ayrılan suların vereceği hata-

26

lardan fazla etkilenme olmaktadır. Bu yüzden SiO2 jeotermometresi iyi bir sıcaklık be-

lirtecidir. 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 he-

saplamak için en çok tercih edilen yöntemdir. Düzgün olmayan sıcaklık gradyanı ve i-

letkenlik gözlemlendiği durumlarda geçerli en iyi yöntemdir. Eğer bir boyutlu ortamda

q0 yüzeydeki ısı akısı belli ise ve kayaçların λ ısı iletim katsayıları biliniyorsa farklı de-

rinliklerdeki 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

Şekil 3.6. Bullard Yöntemi (Termal Direnç) Gösterimi (Bullard 1939)

0 T0 T(z) Sıcaklık (°C)

∆z1, λ1

∆z2, λ2

∆z 3, λ3 z ● Derinlik (m)

27

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

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 grad-

yanı denir. Isı akısı ile ilgili jeofizik araştırmalarda sadece düşey doğrultulardaki sıcak-

lık değişimi (dT/dz) dikkate alınır. Herhangi bir ortam içinde ısı, birbirine paralel birim kesitte yüzeyler içinde bu yüzey-

lere 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.

T(z) (°C) ● ● ●

T0

0 ∑ ∆zi / λi (m².°C/W)

28

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 es-

ki birimi cgs sisteminde türetilmiş µkal / cm²s (HFU)’dur. Isı akısının günümüzde ka-

bul 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 de-

rinliklerdeki sıcaklıkların bilinmesi gerekmektedir (şekil 3.8). λ ısı iletim katsayısı da

bu ara derinlikteki kayacın ısı iletimidir. Laboratuvarda ölçüm yapılarak bulunmakta-

dır. Sıcaklık gradyanı aşağıdaki formülden bulunur.

dT/dz = (T2 – T1) / (z2 – z1) (3.12)

Şekil 3.8. Sıcaklık Gradyanı ile Isı Akısı Hesaplaması

Sıcaklık gradyanı ile ısı akısı hesaplanmasında iki yol mevcuttur. Isı akısı hesaplama-

sında kullanılan bu iki yol, aşağıda örnekler verilerek açıklanmıştır.

1)- Biri kuyu dibinde diğeri kuyu ağzında ortalama sıcaklığı ölçerek sıcaklık gradyanı-

nın bulunmasına dayanır. Sonra kuyuda geçilen birkaç jeolojik birimin ısı iletim katsa-

yıları ölçülüp bunların da ortalama değeri kullanılarak bu bulunan iki ortalama değer-

lerin 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

0 T1 T2 T(°C) Sıcaklık z1 Y = ax + b T0 (°C) dT/dz (°C/m.) z2

·

z (m) Derinlik

29

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 formas-

yondan alınan kayaç örneklerinin ısı iletim katsayıları ölçülür ve daha sonra her bir for-

masyon için bulunan sıcaklık gradyanı ile çarpılarak ısı akısı değeri bulunur. Sonuçta

tüm kuyunun ortalaması alınarak ölçümü yapılan kuyu içi ısı akısı değeri bulunmuş o-

lur.

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 Türki-

ye’den seçilmiştir (Pfister 1995).

30

a. Flow model : Yeraltındaki düşey su hareketleri İletim neticesindeki tek boyutlu düzenli düzeyli ısı transferi ve belli bir derinlik aralı-

ğındaki izotrop, homojen ve geçirgen ortamdaki düşey yeraltı suyu hareketlerini içer-

mektedir. 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 ve-

rilerini içermektedir. Bu bir boyutlu basit modelde bilinmeyen başlıca parametre ka-

yaçların 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 derin-

liğe doğrudur. Yani üst tabakalarda yeraltı su hareketi fazla gözlenmemektedir. Şekil

31

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 ku-

yu içerisinde gözenekli yapılarda hem girebilir hem de çıkabilir. Şekil 3.9’da c1 ku-

yu içerisindeki su hareketini, c2 ise ölçülen verileri ve model verilerini içermektedir. A-

kışın kuyuya girdiği noktanın altındaki veya üstündeki sıcaklık için bu durumun anali-

tik 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 (3.19)

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.

32

Şekil 3.9. Yeraltı suyu hareketlerinin üç farklı modeli (Pfister 1995)

33

3.3.1.5. Curie nokta derinliklerinden yararlanarak ısı akısı değerlerinin hesap-

lanması 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 edilmesin-

den bahsedeceğiz. Isı akısının hesaplanmasındaki ikinci aşama ise Curie sıcaklığının 580°C alınarak Curie

nokta derinliklerinden ısı gradiyentlerini hesaplamaktır. Isı gradiyentleri hesaplandık-

tan sonra çalışma bölgesi için ısı iletkenlik katsayılarını da kullanarak

dT q = λ . (3.20)

dz

bağıntısı yardımıyla ısı akısı değerleri hesaplanmıştır. Isı akısının saptanmasında kul-

lanılan bu aşamaların ayrıntıları aşağıdaki 2-B olarak yapılan örnek çalışmada göste-

rilmiştir. 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-

34

larının belirlenmesi ile süzgeçlenmiş harita üzerinden uygun kesit yerleri belirlenmiş

ve bu kesitlerden gözlenen veriler hesaplanmıştır. Ayrıca bir ön model seçilip, para-

metreler üzerinde yineleme (iterasyon) yaparak en küçük kareler ile ters çözüm işlemi

gerçekleştirilmiştir. Ters çözüm sonucu gözlenen verilere en iyi çakışan model yanıtı-

nın model parametreleri (sonuç parametreleri) elde edilmiştir. Sonsuz derinlikteki düzgün mıknatıslanmış bir daykın toplam manyetik alan anomalisi-

nin 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 mode-

linden kaynaklanan anomali (model yanıtı), ölçü düzlemi altında D ve d üst derinlik-

lerinde olan sonsuz alt derinlikteki iki dayk anomalisinden hesaplanabilir.

35

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 türev-

leri, 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)

Şekil 3.11. Model geometrisi ( Nm manyetik kuzey ve α cismin manyetik kuzeyle saat yönünün tersindeki doğrultu açısıdır) (Marobhe 1989)

x0 x P x0 x P φ1 φ1 φ2 d R2 φ2 d R2 φ3 R1 R1 φ4 Β D β R4 R3 2b 2b (A) sonlu dayk modeli (B) prizma modeli

Nm +x α

planın görünüşü 2b -x

36

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 Ja-

cobian dizeyi, ∆d gözlenen ve hesaplanan değerler arasındaki farkı göstermektedir. ε,

sönüm katsayısı olup ATA dizeyini tekillikten kurtarmak amacıyla matrisin köşegeni-

ne eklenen bir sabittir. (3.22) nolu denklemdeki A dizeyini tekil değerlere (SVD) ayıra-

rak 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 göstermek-

tedir. 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 he-

saplanmıştır. Elde edilen sonuçlar çizelge 3.5 te verilmiştir. Bununla birlikte Curie nok-

ta derinliklerinden hesaplanan ısı akısı değerleriyle Tezcan ve İlkışık’ın vermiş olduğu

37

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 Curie nokta

derinliği

x 103 m.

Isı

Gradiyenti

°C/m x 103

Isı akısı (mW/m2)

k=2 k=3

W/m°C

İlkışık

(mW/m2)

Tezcan

(mW/m2)

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

Şekil 3.12. Curie nokta derinliklerinin belirlenmesinde seçilen profillerin modellenmesine bir örnek (Hisarlı 1995)

38

Şekil 3.13. Aeromanyetik verilerden elde edilen Curie nokta derinlik haritası (Hisarlı 1996)

39

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 or-

tamına aktaran ölçüm aletleri olmakla birlikte mekanik ölçüm de yapılabilmektedir.

Log aletinin kuyu içerisine gönderilecek geçirimsiz ve yalıtkan döner başlıklı kablo-

nun ucunda bulunan özel uyumlu başlığa hangi parametreler ölçülecek ise (gamma ray,

SP, sıcaklık, rezistivite ve diğerleri ) ilgili prob takılarak kuyu dibinden başlayarak ku-

yu 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 nite-

liklerini 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 kul-

lanılarak kuyu derinliğine bağlı sıcaklık eğrileri elde edilir. Aynı veriden seçilen metre-

lerde sıcaklık gradienti (°C/m) elde etmemiz mümkündür (Şekil 3.15). Kuyuya ait sıcaklık artışları ile kuyu sıcaklık gradientinin belirlenmesinde, belirli ara-

lıklarda termal gradyan hesaplamalarında, sıcak ve soğuk akiferlerin kalınlık ve derin-

liklerinin belirlenmesinde, kuyu litoloji sınırlarının belirlenmesinde ve aktif gaz çıkış-

larının tespitinde kullanılır. 2)- Doğal uçlaşma (SP) Logu: Kuyuya ait derinliğin fonksiyonu olarak potansiyel deği-

şimini verir. Milivolt olarak ölçülür.Kuyu içi iletken ve sıvı geçirgen formasyonları gös-

terir. Kuyu litolojisi ve stratigrafisi korelasyonuna yardımcı olur.

40

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 öl-

çülür. Formasyon değişiminde özdirenç te değişeceğinden formasyon sınırları ile

ilişki kurulmasında yardımcı olur.

Şekil 3.14. Mount Soupris marka log aletinin görünüşü (İlkışık vd 1996)

41

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 mik-

tarı 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 sıcak-

lığı bulunur. Jeotermal suların (ılıca-içme-maden suyu) bulunduğu yerlerde yapılan sondajlardan el-

de 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 su-

larının dolaştığı ortalama derinliğin yd (kaynakların ilişkili oldukları havzaların derinli-

ği) incelenen bölgedeki kayaçların ısı iletkenlik katsayısına (λ) bölünmesi ile bulunur.

İncelediğimiz bölgede kayaçların ısı iletkenlik katsayısına ilişkin ölçülmüş veya yayın-

42

lanmış veriler olmayabilir. Bu durumda bölgedeki kaynakların ilişkili oldukları havza-

ları 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 veril-

miştir.

Çizelge 3.6. Çeşitli kayaçların ısı iletkenlik katsayılarının değerleri (Allen ve Allen 1990, Bilir 1998)

Ortalama hava sıcaklığı b, uzun yıllar boyunca her bölge için ayrı ayrı yapılan ölçüm-

lerden elde edilen verilere dayanarak belirlenen bölgelere ait ortalama sıcaklık değeri-

dir. 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

Litoloji Isı iletkenlik katsayısı (W/m°C)

Şeyl 1.3-3

Kumtaşı 1.5-4.2 Kireçtaşı 2.0-3.4 Dolomit 3.2-5.0 Mermer 2.5-3.0 Gnays 2.1-4.2 Bazalt 1.3-2.9 Granit 2.4-3.8 Diyabaz 1.7-2.5 Gabro 1.9-2.3 Halit 5.4-7.2

43

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 difüzivi-

teye (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 kayaçlar-

da hesaplanmasında aritmetik ortalama yöntemi kullanılabilir. Karotu alınamayan ku-

yularda veya yüzey örneği olmayan yerlerde λ değeri yerine kuyu litolojisine uygun de-

ğerler çarpan olarak alınabilir.En iyi hesaplama yöntemi ağırlıklı ortalama (efektif) yön-

temidir. Bu yöntemle bulunan efektif ısı iletim katsayısı bağıntısı,

n ∑ ∆zi i=1

λef = (3.26) n ∑ ∆zi / λi i=1

44

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 şöy-

le 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 oluşmakta-

dır (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)

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 ka-

yaç örneği yüzeyine QTM probu düzgün bir şekilde yerleştirilir. Prob önce λ değeri

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

45

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 yapı-

lırken yine bu süre boyunca kayanın sıcaklığı (T), zaman (t) fonksiyonu olarak kaydedi-

lir. Daha sonra kaydedilen (T-t) diyagramının doğruya yakın kısmı otomatik olarak sap-

tanarak 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.

46

3.4. Türkiye’de Isı Akısı Çalışmaları Birçok kişi Türkiye için ısı akısı çalışmalarını bölgesel veya Türkiye geneli için araştır-

ma nitelikli yapmışlardır. Türkiye’nin bir bölümünü kapsayan Avrupa ısı akısı harita-

sı 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 hari-

tası şekil 3.16’da görülmektedir.

Şekil 3.16. Avrupa’nın basitleştirilmiş ısı akısı haritası (Čermak vd 1978, Čermak vd

1979)

47

Afrika ve Avrasya levhaları arasındaki sınır Azor-Cebelitarık civarında başlar. Cezayir’

in kuzeyinden ve Sicilya üzerinden Yunanistan’a geçerek Helenik ada yayı boyunca Gi-

rit 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 güne-

yinden geçerek Rodos civarında Anadolu’ya ulaşan bu dalma-batma zonunun kuzeyin-

de, Ege denizinde, batı ve kuzeybatı Anadolu ile Orta Anadolu’da yüksek ısı akısı ano-

malileri 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 böl-

gesine işaret etmektedir. Karadeniz’de ise düşük değerler gözlenmiştir. Gerçekte Kara-

deniz’de ölçülen ısı akısı değerlerine hızlı tortullaşmadan dolayı düzeltme uygulandı-

ğında, 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 Kuva-

terner volkanizması, Helenik ada yayının iç kısmında Palegonian-Parnos zonu boyun-

ca Astipalia ve Kavaros adaları üzerinden Bodrum Karaada civarına kadar uzanır.

Bu kuşak boyunca yer yer 120 mW/m2 yi aşan yüksek ısı akısı anomalisi görül-

mektedir. 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 volkaniz-

manın 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 üze-

rindedir (Jongsma 1974). Fytikas (1980)’ın Ege Denizi’ndeki ısı akısı değerlerini gös-

teren 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 gös-

terilmiş ısı akısı değerlerinin birimi µcal/cm2.sec’dir.

48

Şekil 3.17. Ege Denizi’de ısı akısı (mW/m2) değerleri (Fytikas 1980)

49

Şekil 3.18. Ege denizinin ısı akısı haritası (Jongsma 1974)

50

Bunun yanında detaylı olmasa da Türkiye geneli için sabit bir ortalama ısı iletim kat-

sayısı 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.

51

Şekil 3.19. Türkiye ısı akısı haritası (Tezcan ve Turgay 1989)

52

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 Tür-

kiye 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 el-

de edilen veriler çizelge 3.9 ’de verilmiştir. Bu verilerden yararlanılarak oluşturulan si-

lika 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 a-

çısından 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

53

(Okay 1984) bağlandığı izlenimi vermektedir. Kuzey Anadolu fayının güney kolu ve

Bilecik’ten geçen kenet kuşağı boyunca bu yüksek ısı akısı belirtilerinin varlığı Miyo-

sen 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.

54

Şekil 3.21. Kuzeybatı Anadolu’da ısı akısı dağılımı (İlkışık 1989)

55

33-44° boylamında Anadolu’da yer alan 123 sıcak su kaynağında, Kuzeybatı Anadolu’

da ısı akısı hesaplamalarında da kullanılan silika sıcaklığı yöntemi yardımıyla elde edi-

len 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)

Yer Enlem Boylam N TSiO 2 q(mw/m2 ) σx

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 -

56

Çizelge 3.10. (devam)


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 88.4 113.9 15.3

57



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

58



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 -



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 -

59



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

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 he-

saplanan silika ısı akısı değerleri de dünya ortalamasından daha yüksektir. Doğu Ana-

dolu için ortalama ısı akısı değeri 112.36739.79 mW/m2 olup, Orta Anadolu için orta-

lama 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 var-

lığı 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 var-

dır. 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 bölge-

sinde 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.

60

Şekil 3.22. Silika sıcaklığı yöntemi ile hesaplanan Türkiye ısı akısı verileri (İlkışık 1992)

61

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 Ana-

dolu (24-31 boylamı) için bulunan ortalama ısı akısı 110.8 48.1’dir. Gediz-Simav civa-

rında (247 mW/m2) en yüksek olmak üzere Kızıldere ve Dikili’de önemli ısı akısı ano-

malileri 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 ve-

rilerine uymaktadır.

62

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 göstermek-

tedir (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 he-

saplanan 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 ölçü-

len 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.

63

3.5. Minerallerin Manyetik Özellikleri, Sıcaklıkla Değişimi ve Curie Sıcaklığı Minerallerin büyük kısmı, paramanyetik ve diamanyetik özelliklere sahipken az bir kıs-

mı da ferromanyetik veya antiferromanyetik özelliklere sahiptir. Sözü edilen bu mine-

raller kimyasal bileşimlerine göre FeO-Fe2O3-TiO2 üçlü sistemi ile temsil edilir. Mine-

rallerin 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 se-

viyeyi 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 mo-

mentlerinin gelişigüzel doğrultular almasına veya dönme yönlerinin değişmesine

neden olur. Curie sıcaklığının üzerinde ferromanyetik özellik gösteren cisimler, mık-

natıslanmalarını kaybederek paramanyetik özelliğe geçerler. Bu mıknatıslanmanın kay-

bolduğu veya mıknatıslanma özelliğinin değiştiği noktalar Curie nokta derinlik değerleri

olarak tanımlanır. Sıcaklığın artması ile ferromanyetik özellik gösteren cisimlerde mık-

natıslanma şiddetinin nasıl azaldığı şekil 3.24’de gösterilmiştir

Şekil 3.24. Ferromanyetik maddelerde mıknatıslanma şiddeti değişimi (Sanver 1992)

64

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 bu-

lunduğu 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 sı- caklıkları (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)

580°C 545-675°C 50-300°C

320 °C 300°C

- 585°C 585°C 60°C 88°C

Antiferromanyetik Mineraller Neel Sıcaklığı 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)

- 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

65

3.6. Prizmatik Kütlelerin Oluşturduğu Manyetik Anomali Haritasının Üç Boyutlu

Yorumu Manyetik anomalilerin 3-B yorumunda yaygın olarak geometrik modellerden yararlanı-

lır. Genellikle 3-B yorumda model olarak gelişigüzel mıknatıslanmış düşey prizmatik

yapılar seçilir. Özellikle büyük sokulumlar (intrüzyonlar) ve yükselmiş taban fay blok-

ları gibi yapılar prizmatik modellere yaklaştırılır (Rao ve Babu 1991). Çünkü mağ-

matik sokulumlardan büyük olanlar veya plütonlar, kilometre küplerce hacime ve ki-

lometre karelerce sahasal yayılımlara sahiptirler (Gökten 1994). Bu büyük sokulum-

lara 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 o-

luşturduğu anomaliler karmaşık bir özellik gösterdiğinden her prizmatik yapının oluş-

turduğu anomalilerin ayırımı tam olarak yapılamaz. Bu nedenle manyetik anomali ha-

ritaları genelde farklı mıknatıslanmış ve konumlanmış birkaç prizmatik yapı kullanıla-

rak yorumlanmaya çalışılır. Prizmatik bir yapının manyetik anomalisini veren bağıntı

Bhattacharyya (1964) tarafından önerilmiştir. Bu bağıntının doğrusal olmaması sebe-

biyle yapı parametrelerini saptamak için çeşitli araştırmacılar doğrusal olmayan yak-

laştırma yöntemlerini kullanmışlardır. Örneğin, Whitehill (1973) tek bir prizmanın o-

luşturduğu manyetik anomalilerin yorumlanmasında Simplex yöntemini, Coles (1976)

ise birkaç prizmatik yapıdan kaynaklanan manyetik anomalileri yorumlamak için doğ-

rusal olmayan en küçük kareler yöntemini (Marquardt 1963) kullanmışlardır. Bu yön-

temler yinelemeli olduğundan ve prizmatik bir yapının anomalisini veren bağıntı birçok

arctanjant ve logaritmik terim içerdiğinden hesaplama zamanı prizma sayısına bağlı ola-

rak artmaktadır. Hesaplama zamanını azaltmak için Bhattacharyya (1980) normal denk-

lemlerin çözümü için Cholesky ayrıştırma işlemini geliştirmiştir. Kunaratnam (1981)

da karmaşık gösterim tanımını kullanarak anomali bağıntısındaki arctanjant ve logarit-

mik terimleri basitleştirmiştir. Rao ve Babu (1991) ise prizmatik yapıların manyetik a-

nomalilerinin ve kısmi türevlerinin hızlı hesaplanması için denklemler geliştirmişler ve

bu denklemleri kullanan 3-B ters çözüm programı hazırlamışlardır.

66

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 oluşturuldu-

ğunu varsayalım. x,y,z koordinatları, x ekseni coğrafi kuzeyi, y ekseni coğrafi doğu-

yu, z ekseni ise aşağıya doğru düşey yönü belirtecek şekilde seçilsin. Sıfır noktası göz-

lem 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) nokta-

sındaki toplam manyetik alan anomalisinin denklemi Rao ve Babu (1991) tarafından,

67

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 doğ-

rultman kosinüsleridir. (3.28) denkleminin değişkenleri F1, F2, F3, F4 ve F5 ise aşağıda-

ki gibidir.

(R2 + α1) (R3 + α2) (R5 + α1) (R8 + α2) F1 = ln (3.34) (R1 + α1) (R4 + α2) (R6 + α1) (R7 + α2) (R2 + β1) (R3 + β1) (R5 + β2) (R8 + β2) F2 = ln (3.35) (R1 + β1) (R4 + β1) (R6 + β2) (R7 + β2) (R2 + h2) (R3 + h1) (R5 + h1) (R8 + h2) F3 = ln (3.36) (R1 + h1) (R4 + h2) (R6 + h2) (R7 + h1) α2 h2 α1 h2 α2 h2 α1 h2 F4 = arctan - arctan - arctan + arctan R8 α2 R6 α2 R4 α1 R2 α1 (3.37) α2 h1 α1 h1 α2 h1 α1 h2 - arctan + arctan + arctan - arctan R7 α2 R5 α2 R3 α1 R1 α1 β2 h2 β2 h2 β1 h2 β1 h2 F5 = arctan - arctan - arctan + arctan R8 β2 R6 β1 R4 β2 R2 β1 (3.38) β2 h1 β2 h1 β1 h1 β1 h1 - arctan + arctan + arctan - arctan R7 β2 R5 β1 R3 β2 R1 β1

68

Burada,

R1 = ( α12 + β1

2 + h12)1/2 , R2 = (α1

2 + β12 + h2

2)1/2

R3 = (α22 + β1

2 + h12)1/2 , R4 = (α2

2 + β12 + h2

2)1/2 (3.39) R5 = (α1

2 + β22 + h1

2)1/2 , R6 = (α12 + β2

2 + h22)1/2

R7 = (α22 + β2

2 + h12)1/2 , R8 = (α2

2 + β22 + h2

2)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 yü-

zeyine olan derinlikler ise sırasıyla h1 ve h2 olarak tanımlanır. Eğer prizmanın yatay ke-

narları koordinat eksenine paralel değilse, orijin sabit olarak kalacak şekilde x-y ekseni

coğrafi kuzeye göre θ açısı ile döndürülmesi gereklidir. Böylece prizmanın yatay ke-

narlarına paralel olan ve (x’,y’) ile tanımlanan yeni koordinat sistemine geçilmiş olu-

nur. 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 kuzey-

den 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

69

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 (3.44) k =1

şeklinde verilebilir. Burada C rejyonel alan sabitidir. 3.6.2. Marquardt algoritması ile ters çözüm ve yapı parametrelerinin saptan-

ması Mıknatıslanmış prizmatik bir cisim C rejyonel alan sabitinden ayrı olarak 12 yapı para-

metresi 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 (deklinas-

yon) ve eğim (inklinasyon) açısı haritaları sırasıyla şekil 3.26 ve şekil 3.27’de veril-

miştir. 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

Mx 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 bilinme-

yen parametre sayısı Np ise toplam bilinmeyen parametre sayısı,

N = (Nb Np) + 1 (3.46)

olur. N, rejyonel alan sabitini de içermektedir. Böylece Nb sayıda prizmanın oluşturdu-

70

ğu anomalilerin toplamı olan gözlenen anomalinin (∆Tgöz(i,j) ) ters çözümü,

N M x M y ∂ ∆T(i,j) ∂∆T(i,j) ∑ ∑ ∑ (1 + δkn ε) ∆Pk k=1 i=1 j=1 ∂ Pn ∂Pk

(3.47)

M x M y ∂ ∆ T(i,j) = ∑ ∑ [∆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 (3.48) 0, k≠1

(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 sim-

geler. ∂∆T/ ∂Pn ifadesi Pn parametrelerine göre anomalinin türevini, ∆Pk ise k’ıncı para-

metrenin 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 mat-

risini, [B] bilinmeyen parametrelerin çözümü sonucu elde edilen parametre düzeltme

değerlerini gösteren sütun matris, [P] ise elemanları bilinen sütun matrisi temsil etmek-

tedir. Bu matrislerin matematiksel tanımları;

N M x M y ∂ ∆T(i,j) ∂∆T(i,j) ∑ ∑ ∑ (1 + δkn ε) = [D] , n= 1,2,.......,N (3.50) k=1 i=1 j=1 ∂ Pn ∂Pk

∆Pk = [B] , k=1,2,.......,N (3.51)

M x M y ∂ ∆ T(i,j) ∑ ∑ [∆Tgöz(i,j) - ∆Thes(i,j) ] = [P] , n=1,2,.......,N (3.52) i=1 j=1 ∂Pn

71

olarak yazılabilir. [D] matrisi daima simetriktir ve köşegen elemanları (1 + λ) ile çarpı-

larak 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 eleman-

larının hesaplanması çözüm için yeterlidir. Ters çözüm işlemi için gerekli olan yapı parametrelerinin başlangıç değerleri, manyetik

anomali haritasından veya mevcut jeolojik bilgilere dayanarak seçilir. Prizmatik kütlele-

rin yeri ve yatay yönlerdeki boyutları genellikle manyetik anomali haritasındaki mini-

mum 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 ka-

bul edilir. Ters çözüm işleminde, önce (3.45) nolu bağıntı ile başlangıç model için amaç fonksiyo-

nu (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 katsa-

yısının değeri yarıya düşürülerek f2 değeri f1’e atanır. Bu işlem optimum değere ula-

şılıncaya kadar yinelenebilinir. Eğer yinelemenin herhangi bir adımında f2 > f1 ise

işlem başarısızdır. Bu durumda ε sönüm katsayısının değeri iki ile çarpılarak bilin-

meyen parametrelerin parametre düzeltme değerlerinin saptanması için (3.47) nolu

bağıntı tekrar hesaplanarak f1 değeri ile karşılaştırılır. Bu işlem f2< f1 oluncaya ka-

dar tekrarlanır. Koşul sağlandığında gözlenen ve hesaplanan anomali değerlerinin fark-

larının karelerinin toplamı olarak tanımlanan amaç fonksiyonu (çakışma ölçütü) aynı

değerde kalır ve bu yineleme sonucu elde edilen parametre düzeltme değerleri bilin-

meyen başlangıç parametrelerin değerlerine eklenerek sonuç parametre değerleri elde

edilir.

72

Ters çözüm algoritmasının yinelemeli olarak uygulanması ve ters çözümün tekil olma-

masından dolayı, bulunan çözüm tam değil yaklaşık bir çözümdür. Fakat 3-B ters çö-

züm 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 vektörü-

nün 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 çözümle-

rinde karşılaşılan güçlüklerden biri de yakınsama sorunudur. Yakınsama, yinelemeli

çözümün her adımında doğru modele yaklaşma özelliğidir. Bu durumun tersine ise ırak-

sama denir. Yakınsama ve ıraksamayı denetleyen iki önemli etkenden biri; seçilen algo-

ritmanın özelliği, diğeri ise verinin kalitesidir. Bunların yanında ıraksamanın nedenle-

ri 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)

73

Şekil 3.27. Yer manyetik alanının eğim (inklinasyon) açısı haritası (Ergin 1973)

74

3.7. Model Çalışması (3.28) nolu denklemden düz çözüm programı (Rao ve Babu’nun 3-B ters çözüm prog-

ramının yeniden düzenlenmesi ile yazılmış 3-B düz çözüm programı) yardımı ile üre-

tilen toplam manyetik alan değerleri veri olarak kabul edilmiştir. Yeni yazılan 3-B düz

çözüm programı ile herhangi bir model için toplam manyetik alan değerleri hesaplana-

bilmekte ve program hesaplanan değerleri Surfer32 programında harita oluşturabile-

cek formatta herhangi bir dosyaya yazabilmektedir. 3-B düz çözüm programı Fortran-

77 cinsinden yazılmıştır. Şekil 3.28’de 3-B düz çözüm programından elde edilen veri-

lerden Surfer32 programı yardımıyla yapay olarak tek prizmatik yapı modeli için oluş-

turulan toplam manyetik alan haritası verilmiştir. Çizelge 3.12’de haritayı oluşturan

tek prizmatik yapının model parametreleri , başlangıç parametreleri ile yeniden dü-

zenlenerek 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 he-

saplanan parametreleri verilmiştir. Model çalışmasında Marquardt sönüm katsayısı (β) başlangıçta 0.5 olarak seçilmiştir.

Birbirini izleyen iki yinelemede hata miktarlarının farklarının karelerinin artması, azal-

ması veya sıfır olması durumlarına göre β’nın değeri program tarafından değiştirilmek-

tedir. Azalma durumunda sönüm faktörü ikiye bölünerek, sıfır olması veya artması du-

rumunda iki katına çıkarılarak yinelemelere devam edilmiştir. Hatanın istenen mini-

mum değere düşmesi durumunda programın çalışması durmaktadır. Ancak farkların

karelerinin sürekli sıfır çıkması veya artması durumunda programın sonsuz defa çalış-

masını 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 bulun-

muştur.

75

Şekil 3.28. Tek prizmatik yapı modeli için model parametrelerinden yapay olarak üretilmiş kuramsal toplam manyetik alan anomalisi haritası

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

10.00

12.00

14.00

16.00

18.00

20.00

kmİstasyon sayısı

İsta

syon

say

ısı

0 2 4

Sentetik Olarak Üretilmiş Toplam Manyetik Alan Haritası

76

Şekil 3.29. Üç prizmatik yapı modeli için model parametrelerinden yapay olarak üretilmiş kuramsal toplam manyetik alan anomalisi haritası

0.00 2.00 4.00 6.00 8.00 10.00 12.00 14.00 16.00 18.00 20.00

İstasyon sayısı

0.00

2.00

4.00

6.00

8.00

10.00

12.00

14.00

16.00

18.00

20.00İs

tasy

on s

ayıs

ı

Sentetik Olarak Üretilmiş Toplam Manyetik Alan Haritası

km0 2 4

77

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 koordinatları-

nın başlangıç değerleri toplam manyetik alan anomalisi haritasının yapısına uygun ola-

rak 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 is-

tasyon 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 man-

yetik 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

Parametreleri

Başlangıç

Parametreleri

Hesaplanan

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

78

Model çalışmasındaki hesaplamalarda yer manyetik alanının sapma açısı 3o ve eğim a-

çısı 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 bakımın-

dan hangi parametrelerin anomali haritasını ne ölçüde etkilediği tek prizmatik yapı

modeli için saptanan toplam manyetik alan anomalisi haritası üzerinde yapılan dene-

melerle araştırılmıştır. Şekil 3.30’da havadan toplam manyetik alan anomalilerinin pa-

rametrelere 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 ola-

rak 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 yapma-

dığından ters çözüm sonucu saptanan alt derinlik (H2) doğru en azından güvenilir

olacaktır. θ ise koordinat sistemini saat yönünde coğrafi kuzeyden ne kadar döndür-

düğümüzle ilgili olduğundan muhtemelen en doğru değeri ile çözüme girecektir.

79

Çizelge 3.13. Üç prizmatik yapı için model parametreleri, başlangıç parametreleri ve hesaplanan parametre değerleri

Model Parametreleri Başlangıç Parametreleri Hesaplanan Parametreler 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

80

Şekil 3.30. Hava manyetik anomalilerin parametrelere bağlı olarak gösterdiği değişim

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

10.00

12.00

14.00

16.00

18.00

20.00

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

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

10.00

12.00

14.00

16.00

18.00

20.00

B1= 10 km

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

10.00

12.00

14.00

16.00

18.00

20.00

A1= 6 km

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

10.00

12.00

14.00

16.00

18.00

20.00

A2= 10 km

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

10.00

12.00

14.00

16.00

18.00

20.00

B2= 10 km

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

10.00

12.00

14.00

16.00

18.00

20.00

H1= 3 km

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

10.00

12.00

14.00

16.00

18.00

20.00

H2= 11 km2.00 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

10.00

12.00

14.00

16.00

18.00

20.00

Io= 352.00 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

10.00

12.00

14.00

16.00

18.00

20.00

Do= 3

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

10.00

12.00

14.00

16.00

18.00

20.00

Thi= 302.00 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

10.00

12.00

14.00

16.00

18.00

20.00

EI= 300 gamma

81

3.8. Yinelemeli Ağırlıklandırılmış En Küçük Kareler Çözümü İle Yüzey Uydurul-

ması (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 ma-

tematiksel bir formülle tanımlanmasıdır. Bu konuda en etkin yöntem yinelemeli ağırlık-

landırılmış en küçük kareler yöntemidir. Gravite veya manyetik gözlem değerlerine çakıştırılan bir polinomun katsayıları, yinele-

meli yeniden ağırlıklandırılmış en küçük kareler çözümünü içeren bir işlem tarafından

belirlenir. Yöntem, gözlem değerine polinom çakıştırmaya dayanır. N Q (c) = ∑ u (r i / s) (3.52) i=1 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

82

(3.54) eşitliğini (3.55) eşitliğinde yerine koyarsak ve dizey gösterimini kullanırsak,

ATq = 0 (3.56)

∂ A , aij elemanı aij = Pn (x,y,c)│x = xi olan bir N x M dizeyidir. 0, sıfır vektörüdür. ∂cj y = yi

q = Wr (3.57)

W = N x N boyutunda ağırlık matrisi , i’inci elemanı

wi = qi / ri , 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 dengelen-

diğinde durur. Genlik bozulmasını azaltmak için aşağıdaki tanımlanan ağırlıklar kul-

lanılır.

wi (k) = e-t² , t < 5.48 (3.63)

t-5.48 wi

(k) = -A ( ) 2 , t ≥ 5.48 (3.64) rMAX

Burada ,

83

0.6745 ri(k-1)

t = 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. Al-

çak geçişli filtreler, seçilecek bir frekanstan daha alçak değişimleri geçiren, diğerlerini

süzen bir filtre türüdür. Bu küçük değişimleri süzüp yalnız derin etkileri ortaya çıkar-

mak için uygulanır. Yüksek geçişli filtreler ise, belli bir frekanstan daha yüksek frekans-

lı değişimleri geçirip, diğerlerini süzen filtrelerdir. Yüksek geçişli filtreler, yalnız yüze-

ye 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-

84

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) filtrelen-

memiş giriş verilerini, ‘ * ‘ işareti ise konvolüsyon işlemini göstermektedir. Uzaklık

ortamında (uzay ortamı) konvolüsyon işlemi, frekans ortamında çarpıma eşit olduğun-

ğundan 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) (3.67) n = 0 k = 0

Burada, w(k,n) ağırlık katsayı dizeyidir. X ve Y, süzgeç fonksiyonu (f(x,y))’nin sırasıy-

la 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 (3.68) - ky c - kx c

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 süzül-

müş veri elde edilir.

85

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 alı-

nabilir.

p(j,l) = p(j).p(l) (3.71)

Bu 2-B pencere ile önceden hesaplanan ağırlık katsayı dizeyi (w (j,l) ) zaman orta-

mında çarpılır.

86

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 orta-

mında 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 kul-

lanılarak kesme frekansı hesaplanır.

2. Kesme frekansı hesaplanan ideal alçak geçişli süzgecin süzgeç fonksiyonunun fouri-

er 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 dengele-

mede tüm alçak geçişlilerde katsayılar toplamı bire eşitlenir. Böylece alçak geçişli süzgeç için ağırlık katsayı dizeyleri oluşturulmuş olur. Bu ağır-

lık katsayı dizeyleri ile gözlemlenen veri evriştirilirse, bir alçak geçişli ile süzgeç-

miş veriler elde ederiz.

87

4. ARAŞTIRMA BULGULARI

4.1. Çalışmada Kullanılan Veriler Ve Havadan Manyetik Verilerin Analize Hazır-

lanması M.T.A’nın 1966 yılında oluşturduğu kendi ekibi, jeolojik olarak ümitli doğu,orta ve ba-

tı Anadolu’da demir arama amaçlı etütleri sürdürürken diğer taraftan da, petrol ve jeo-

termal enerjiye yönelik havadan manyetik uçuşlara devam etmiştir. 1978 yılında bir

proje olarak ortaya çıkan Türkiye havadan manyetik haritalarının hazırlanması çalışma-

sı, 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 tek-

tonik hatların doğrultularına dik veya dike yakın bir doğrultuda düzenlenmiştir. Ancak

uçuş şartlarının zor olduğu bölgelerde uçuş hatları dağ silsilelerine paralel olarak dü-

zenlenmiştir. Toplam yer manyetik alan şiddetinin ölçüldüğü havadan etüdlerde, pro-

ton manyetometresi kullanılmış ve kayıtlar bir saniye zaman aralığı ile analog olarak

yapılmıştır. Bu analog kayıtların topoğrafik haritalar üzerine izdüşümleri sayısallaştı-

rılarak , 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 uçula-

rak saptanan manyetik değerler ortalaması, bir önceki yılın ortalamasından çıkartıla-

rak 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 uçak-

tan ölçülen manyetik değerlere uygulanan günlük değişim düzeltme miktarlarını oluş-

turmuştur (Aydın ve Karat 1995). Uçuş yönüne bağlı manyetik değişimler ise, etüt ön-

88

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 edil-

miştir (Aydın ve Karat 1995). Yukarıda sözü edildiği, Aydın–İzmir civarına ait Maden Tetkik ve Arama Genel Mü-

dürlüğü, Jeofizik Etütler Dairesi’nce ölçülmüş havadan manyetik verileri bulunmakta-

tadır. Bu veriler, yerden yaklaşık 610 m (2000 feet) yükseklikte ölçülmüş olup, 2 km

aralıkla gridlenerek manyetik anomali haritası oluşturulmuştur. Ölçülen havadan man-

yetik alan verilerine Baldwin ve Langel (1993) algoritmasına göre, International Geo-

magnetic Reference Field, IGRF (1982.5) düzeltmesi yapılarak havadan manyetik ano-

mali haritası elde edilmiştir. IGRF düzeltmesi yapılmış havadan manyetik anomali ha-

ritası şekil 4.1’de verilmiştir. Bu harita üzerinde, 11 adet paftanın yerleri gösterilmiş-

tir. İnceleme alanını kapsayan bu paftaların her biri ayrı ayrı analiz edilerek, Curie nok-

ta 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 kıs-

mı havadan manyetik verilerinin içinde kalabilir. Bundan dolayı, IGRF düzeltmesi

yapılmış havadan manyetik verilerinden doğrusal eğilim (lineer trend) uzaklaştırılmış-

tır. 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 kar-

şın 0.1 devir/veri aralığı kesme frekanslı süzgeçlenmiş haritada (şekil 4.3), sığ küt-

lelere ait küçük dalga boylu anomalilerin etkilerinin hemen hemen kalmadığı görül-

mektedir. 0.05 devir/veri aralığı kesme frekanslı süzgeçlenmiş haritada (şekil 4.4), Ek-

1’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

89

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

Şekil 4.1. Aydın-İzmir civarının havadan manyetik anomali haritası

500 520 540 560 580 600 620 640 660

Y (Doğu)

440 460 480 500 520 540

4225

4240

4255

4270

4285

4300

4315

4330

4345

X (

Ku

ze

y)

4165

4180

4195

4210

4225

4240

4255

4270

-260-240-220-200-180-160-140-120-100-80-60-40-20020406080100120140160180200220

nT (gammas)

Kontur Aralığı = 20 nT

Grid Aralığı = 2 km

km0 10 20

AYDIN - İZMİR CİVARININ HAVADAN MANYETİK ANOMALİ HARİTASI

Uçuş Yüksekliği = 610 m

1

23

45

67

8 9

10

11

90

şekil 4.6 - 4.16’da gösterilmiştir. Ayrıca bu paftalar üzerinde prizmatik yapıların yatay

koordinatlarının başlangıç değerleri düz çizgi ve ters çözüm sonucu saptanan yapı-

nın yatay koordinatları ise kesikli çizgi ile gösterilmiştir.

Şekil 4.2. 0.25 devir/veri aralığı kesme frekanslı alçak geçişli süzgeçlenmiş M8 paftası

Şekil 4.3. 0.1 devir/veri aralığı kesme frekanslı alçak geçişli süzgeçlenmiş M8 paf- tası

495 500 505 510 515 520 525 530 535 540 545 5504155

4160

4165

4170

4175

4180

4185

4190

4195

4200

4205

4210

495 500 505 510 515 520 525 530 535 540 545 5504155

4160

4165

4170

4175

4180

4185

4190

4195

4200

4205

4210

91

Şekil 4.4. 0.05 devir/veri aralığı kesme frekanslı alçak geçişli süzgeçlenmiş M8 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 tara-

fından saptanmıştır. Gravite verilerine M.T.A tarafından, gravite formülü kullanılarak

(1967) enlem düzelmesi, yoğunluğu 2.40 Mg m–3 varsayarak Bouguer düzeltmesi, ara-

zi yoğunluğunu 2.40 Mg m-3 varsayarak 167 km’lik bir mesafeye tamamlanan topoğ-

rafya düzeltmesi, serbest hava düzeltmesi ve gelgit düzeltmesi yapılmıştır. Düzeltmele-

ri yapılmış bu ölçülmüş gravite verileri 2 km aralıkla gridlenerek çalışma alanına ait

Bouguer anomali haritası elde edilmiştir (şekil 4.5)

495 500 505 510 515 520 525 530 535 540 545 5504155

4160

4165

4170

4175

4180

4185

4190

4195

4200

4205

4210

92

Şekil 4.5. Aydın-İzmir civarının Bouguer anomali haritası

500 520 540 560 580 600 620 640 660

Y (Doğu)

440 460 480 500 520 540

4225

4240

4255

4270

4285

4300

4315

4330

4345

X (

Ku

zey

)

4165

4180

4195

4210

4225

4240

4255

4270

-50-45-40-35-30-25-20-15-10-505101520253035404550556065

Kontur Aralığı = 5 mgalGrid Aralığı = 2 km

mgal

km

AYDIN - İZMİR CİVARININ BOUGUER ANOMALİ HARİTASI

0 10 20

93

Şekil 4.6. Alçak geçişli süzgeçlenmiş M1 paftası

480 485 490 495 500 505 510 515 520 525 530 535 540

4330

4335

4340

4345

4350

4355

4360

Süzgeçlenmiş M1 Paftası

km0 5 10Kontur Aralığı = 10 nTGrid Aralığı = 2 km

1

3

21

2

Prizmatik yapıların ters çözüm sonucu saptanan yatay koordinatları

Prizmatik yapıların yatay koordinatlarının başlangıç değerleri

94


440 445 450 455 460 465 470 475 480 485 490

4270

4275

4280

4285

4290

4295

4300

4305

4310

4315

4320

4325

4330



1

2

3

4

5

2

1

3



95


495 500 505 510 515 520 525 530 535 540 545 550

4270

4275

4280

4285

4290

4295

4300

4305

4310

4315

4320

4325

4330


km0 5 10Kontur Aralığı = 10 kmGrid Aralığı = 2 km

4

1

2

3

1

23



96


425 430 435 440 445 450 455 460 465 470 475 480 485

4225

4230

4235

4240

4245

4250

4255

4260

4265

4270

4275

4280

4285



1 2

3

4

1

2

3



97


480 485 490 495 500 505 510 515 520 525 530 535 540

4215

4220

4225

4230

4235

4240

4245

4250

4255

4260

4265

4270


kmKontur Aralığı = 9 nTGrid Aralığı = 2 km 0 5 10

1

2

3

4

6

5

1

2

3



98


540 545 550 555 560 565 570 575 580 585 590 595

4215

4220

4225

4230

4235

4240

4245

4250

4255

4260

4265

4270



1

2

3

1



99


600 605 610 615 620 625 630 635 640 645 650

4215

4220

4225

4230

4235

4240

4245

4250

4255

4260

4265

4270



12

3

4

1 2



100


495 500 505 510 515 520 525 530 535 540 545 550

4155

4160

4165

4170

4175

4180

4185

4190

4195

4200

4205

4210

4215



1

2

3

4

1

2

3



101


540 545 550 555 560 565 570 575 580 585 590 595 600 605 610

4155

4160

4165

4170

4175

4180

4185

4190

4195

4200

4205

4210

4215


kmKontur Aralığı = 4 nTGrid Aralığı = 2 km

0 5 10

1

2

3

1 2



102


600 605 610 615 620 625 630 635 640 645 650 655 660

4190

4195

4200

4205

4210

4215

4220

4225

4230



0 5 10

1

2

34

1

2

34



103

Şekil 4.16 Alçak geçişli süzgeçlenmiş M11 paftası

605 610 615 620 625 630 635 640 645 650 655 660

4160

4165

4170

4175

4180

4185

4190



1 2

3

23

1



104

Şekil 4.17. Ölçülen toplam manyetik anomali haritası (M8 paftası için)

Şekil 4.18. Ters çözüm sonucu saptanan yapı parametreleri ile ilişkili toplam manyetik anomali haritası (M8 paftası için)

495 505 515 525 535 545

4155

4165

4175

4185

4195

4205

4215

Ölçülen toplam manyetik anomali haritası (M8 paftası için)


0 5 10

3

A A

1 6 11 16 21 261

6

11

16

21

26A A

Ters çözüm sonucu saptanan yapı parametreleri ile ilişkili toplam manyetik anomali haritası(M8 paftası için)

4165

4175

4185

4195

4205

4155 492 502 512 522 532 542

0 5 10kmKontur aralığı = 5 nTGrid aralığı = 2 km

105

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 ano-

mali 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 he-

saplanan 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 sap-

tanan yapı parametreleri ile ilişkili tüm dikdörtgen prizmaların çalışma alanındaki

fayları gösteren tektonik harita üzerindeki gösterimi verilmiştir.

0 5 10 15 20 25 30

Y (Doğu) Yönündeki Uzaklık (km)

-60

-40

-20

0

20

40

60

Top

lam

Man

yetik

Ala

n (n

T)

106

Şekil 4.20. Ters çözüm sonucu saptanan yapı parametreleri ile ilişkili tüm dikdörtgen prizmaların çalışma alanındaki fayları gösteren tektonik harita üzerindeki gösterimi

26 27 28 29

39

38

37

27 28 29

107

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 mıknatıs-

lanmanın kaybolduğu veya mıknatıslanma özelliğinin değiştiği noktalar Curie nokta

derinlik değerleri olarak tanımlanır. Bundan dolayı manyetik anomali verilerinin ters

çözümünden elde edilen prizmaların alt derinlikleri (h2), Curie nokta derinliği olarak

alınabilir. Bu çalışmada Rao ve Babu (1993)’nun hazırlamış oldukları 3-B ters çözüm programı-

nın, kullanımı daha kolay ve daha çabuk hale getirilmiş olan yeni düzenlenmiş hali kul-

lanılarak 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 pa-

rametreleri verilmiştir. Çizelge 4.13’te ise ilgili paftadaki tüm prizmatik kütlelerin bir-

likte ters çözümü için yapılan iterasyon sayıları ve ters çözüm sonrası hesaplanan

toplam karesel hata değerleri verilmiştir. Paftalardaki bazı seçilen prizmatik model ya-

pılar, zayıf olduğundan dolayı çözülememiştir. Diğer deyişle; ilgili paftaya ait çözüle-

meyen 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.

108

Çizelge 4.1. M1 ve M2 paftalarındaki prizmatik yapı modellerinin başlangıç değerleri

M1 Paftası M2 Paftası Başlangıç Parametreleri

Model 1

Model 2

Model 1

Model 2

Model 3

A1 (km) 16.797 17.314 57.823 35.078 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


M3 paftası M4 Paftası Başlangıç Parametreleri Model

1 Model

2 Model

3 Model

1 Model

2 Model

3 A1 (km) 54.980 26.322 16.398 16.892 43.356 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

109


M5 paftası M6 paftası Başlangıç

Parametreleri 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



Model 1

Model 2

Model 1

Model 2

Model 3

A1 (km) 18.266 42.614 7.677 54.916 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

110

Çizelge 4.5. M9 paftasındaki prizmatik yapı modellerinin başlangıç değerleri

M9 Paftası Başlangıç Parametreleri

Model 1

Model 2

A1 (km) 23.505 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



Model 1

Model 2

Model 3

Model 4

Model 1

Model 2

Model 3

A1 (km) 24.725 30.870 25.848 6.523 13.747 45.171 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

111

Çizelge 4.7. M1 ve M2 paftalarındaki prizmatik yapı modellerinin 3-B ters çözüm sonucu hesaplanan parametreleri

M1 Paftası M2 Paftası Hesaplanan Parametreler

Model 1

Model 2

Model 1

Model 2

Model 3

A1 (km) 8.723 12.949 56.576 27.206 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


M3 paftası M4 Paftası Hesaplanan Parametreler Model

1 Model

2 Model

3 Model

1 Model

2 Model

3 A1 (km) 55.565 26.836 17.209 18.511 34.648 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

112


M5 paftası M6 paftası Hesaplanan Parametreler Model

1 Model

2 Model

3 Model

1 A1 (km) 18.610 31.695 19.529 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


M7 Paftası M8 Paftası Hesaplanan Parametreler

Model 1

Model 2

Model 1

Model 2

Model 3

A1 (km) 12.725 46.782 11.663 48.607 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

113

Çizelge 4.11. M9 paftasındaki prizmatik yapı modellerinin 3-B ters çözüm sonucu hesaplanan parametreleri

M9 paftası

Hesaplanan Parametreler

Model 1

Model 2

A1 (km) 12.325 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 çö- züm sonucu hesaplanan parametreleri

M10 paftası M11 Paftası Hesaplanan Parametre-

ler Model

1 Model

2 Model

3 Model

4 Model

1 Model

2 Model

3 A1 (km) 35.150 25.987 35.781 10.530 10.646 45.878 15.727

A2 (km) 46.940 39.235 48.928 13.891 28.710 59.792 31.243

B1 (km) -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

114

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

115

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

116

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. Manye-

tikliğin son bulduğu derinlik olan alt derinlikte (Curie nokta derinliği) Curie sıcaklığı

550-600 °C civarında olacağından bu sıcaklıktaki derinliklerde kırılmaya uygun mal-

zeme 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 ol-

duğu 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 hari-

tasının 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,

117

Buharkent ile Kuyucak civarları Büyük Menderes Grabeni üzerindeki faylanmalardan

dolayı yüksek ısı akısı vermiştir. Yine çalışma alanının güneybatı kısmı olan Söke ci-

varında 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 volka-

nitler 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 fay-

lanmalardan 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 ka-

lan kısmında ısı akısı düşüktür. Özetlemek gerekirse, çalışma alanında tektonik etkinliğin yoğun olduğu bölgeler (fay ve

grabenler gibi), genç yaştaki intrüzyonların (plütonitlerin) mostra verdiği yerler, volka-

nik etkinliğin olduğu yerler ile jeotermal potansiyel içeren bölgeler ısı akısı yüksek

olan yerlerdir diyebiliriz.

118

Çizelge 5.1. Paftalardaki prizmatik yapıların Curie nokta derinlik değerleri ve Curie nokta derinliklerinden hesaplanan ısı akısı değerleri

Alan Prizmaların merkezi

(enlem-boylam)

Curie Nokta

Derinliği

(km)

Isı

Gradiyenti

(OC/km)

Isı Akısı (mW/m2)

k=2 , k=3

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

119


Alan Prizmaların merkezi

(enlem-boylam)

Curie Nokta

Derinliği

(km)

Isı

Gradiyenti

(OC/km)

Isı Akısı (mW/m2 )

k=2 , k=3

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

Çizelge 5.2. Curie nokta derinliklerinden elde edilen ısı akısı değerleri ile daha önceki çalışmalardan elde edilen ısı akısı değerleri

Alan

(Prizmaların

merkezi)


k=2 , k=3

W/mOC

Tezcan ve

Turgay (1989)

mW/m2

İlkışık

(1992)

mW/m2

M.T.A

mW/m2

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

120

Çizelge5.2. (devam)

Alan

(Prizmaların

merkezi)


k=2 , k=3

W/mOC

Tezcan ve

Turgay (1989)

mW/m2

İlkışık

(1992)

mW/m2

M.T.A

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

121

Şekil 5.1. Aydın-İzmir civarının Curie nokta derinlik haritası

500 520 540 560 580 600 620 640 660

440 460 480 500 520 540

4225

4240

4255

4270

4285

4300

4315

4330

4345

4165

4180

4195

4210

4225

4240

4255

4270

66.577.588.599.51010.51111.51212.51313.51414.51515.51616.51717.5

km

0 10 20 30 km

AYDIN-İZMİR CİVARININ CURIE NOKTA DERİNLİK HARİTASI

İZMİR

AYDIN

Kontur aralığı = 0.5 kmGrid aralığı = 2 km

122

Şekil 5.2. Aydın-İzmir civarının ısı akısı haritası

500 520 540 560 580 600 620 640 660

440 460 480 500 520 540

4225

4240

4255

4270

4285

4300

4315

4330

4345

4165

4180

4195

4210

4225

4240

4255

4270

6065707580859095100105110115120125130135140145150155160165170175180

mW/m

AYDIN-İZMİR CİVARININ ISI AKISI HARİTASI

km0 10 20 30

İZMİR

AYDIN

Kontur aralığı = 5 mW/mGrid aralığı = 2 km

123

Şekil 5.3. Aydın-İzmir civarının Bouguer anomali haritası ile ısı akısı haritasının karşılaştırılması

500 520 540 560 580 600 620 640 660

Y (Doğu)

440 460 480 500 520 540

4225

4240

4255

4270

4285

4300

4315

4330

4345

X (

Ku

zey

)

4165

4180

4195

4210

4225

4240

4255

4270

-50

-40

-30

-20

-10

0

10

20

30

40

50

60

Isı akısı için kontur aralığı = 5 mW/mGrid aralığı = 2 km

mgal

km

AYDIN - İZMİR CİVARININ BOUGUER ANOMALİ HARİTASI

0 10 20

AYDIN

İZMİR

124

Şekil 5.4. Aydın-İzmir civarının havadan manyetik anomali haritası ile ısı akısı hari- tasının karşılaştırılması

500 520 540 560 580 600 620 640 660

Y (Doğu)

440 460 480 500 520 540

4225

4240

4255

4270

4285

4300

4315

4330

4345

X (

Ku

zey

)

4165

4180

4195

4210

4225

4240

4255

4270

-260-240-220-200-180-160-140-120-100-80-60-40-20020406080100120140160180200220

nT (gammas)

Isı akısı için kontur aralığı = 5 mW/m

Grid Aralığı = 2 km

km0 10 20

Aydın-İzmir Civarının Havadan Manyetik Anomali ve Isı Akısı Haritalarının Karşılaştırılması

Uçuş Yüksekliği = 610 m

İZMİR

AYDIN

125

Şekil 5.5. Aydın-İzmir civarının diri fay haritası ile ısı akısı haritasının karşılaştırılması

Aydın-İzmir Civarının Fay Haritası Ve Isı Akısı Haritalarının Karşılaştırılması

126

Şekil 5.6. Aydın-İzmir civarının fay haritası ile ısı akısı haritasının karşılaştırılması

127

Şekil 5.7. Aydın-İzmir civarının jeoloji haritası ile ısı akısı haritasının karşılaştırılması

39

38

27 28 29

Üst Kretase-Paleosen

Prekambriyen

Mesozoyik

Paleozoyik-Mesozoyik

Paleozoyik

Neojen

Paleozoyik veya daha eski

Mesozoyik-Miyosen

Kuvaterner

Pliyo-Kuvaterner

Pliyosen

Triyas

Permiyen

Normal fay

Doğrultu atımlı fay

Ters fay veya bindirme

Tanımlanmamış fay

Olasılı fay

Karasal volkanitler (andezit, spilit, porfirit, bazalt, dolerit, riyolit, dasit)

Yersel ofiyolit kütleleri içeren filiş benzeri litoloji

Amfibolit fasiyesi ve yeşil şist fasiyesi

Yeşil şist fasiyesi

Ölçek:1/2.000.000

20 40 60 km0

Aydın-İzmir Civarının Jeoloji Ve Isı Akısı Haritalarının Karşılaştırılması

128

Şekil 5.8. Aydın-İzmir civarının jeotermal alan haritası ile ısı akısı haritasının karşı- laştırılması

129

Şekil 5.9. Aydın-İzmir civarının deprem odak derinlik haritası ile Curie nokta derinlik haritasının karşılaştırılması

2 to 5 5 to 8 8 to 11 11 to 14 14 to 18

500 520 540 560 580 600 620 640 660

440 460 480 500 520 540

4225

4240

4255

4270

4285

4300

4315

4330

4345

4165

4180

4195

4210

4225

4240

4255

4270

odak derinlikleri (km)deprem

0 10 20 km

AYDIN

İZMİR

Curie nokta derinlikleri içinkontur aralığı 0.5 km

130

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 Men- deres 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. Jeofi- zik, 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 arbit- rary 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 Yellow- stone 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.

131

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 Tur- key, 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 Ana- tolia, 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 Unter- kreide der Halbinsel Karaburun (Westanatolien). Geologica et Palaentolo- gical, 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 (Mende- deres Masifi) güney kesimindeki allokton metamorfik birimler (allochto- nous metamorphic units at the southern part of the Aydın Mountains; Men- deres 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.

132

Dam, A. T. and Khrebtov, A. I. 1970. The Menderes Massif geothermal province. Geo- thermics, 2(1), 117-123. Dannat, C. 1997. Geochemie, Geochronologie und Nd-Sr-Isotopie der granitoiden Kerngneise des Menderes Massivs, SW-Türkei. PhD Thesis, Johannes Gu- tenberg 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 geotecto- nic 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 geotecto- nic 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 geo- detic 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 Mediterra-

nean and Black Sea. Ph. D. Thesis, MIT, Dept. of Earth and Planetary Sci.,

133

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; 687- 699. 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. Anka- ra 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 Occi- dentales (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

134

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; 455- 458. Hetzel, R., Ring, U., Akal, C., Troesch, M. 1995b. Miocene NNE-directed extensional unroofing in the Menderes Massif, southwestern Turkey. J. Geol. Soc., Lon- don, 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 Mas- sif (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.,Yeni- gün, H.M., Yemen, H., Sözen, İ. ve Kahramanderesi, İ. H. 1996. Ege böl-

135

gesinde ısı akısı araştırmaları. Tübitak Proje No: YDABÇAĞ-233/G, İs- tanbul. İspir, Y. 1972. Arz içinde ısı akısı. İ.Ü. Fen Fakültesi Jeofizik Kürsüsü Öğretim Yayın- ları 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 ha- zırlanması 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 paleo- magnetic 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 Pre- cambrian magmatism in the Menderes Massif, west Turkey. Third Int. Tur- kish Geol. Symp. Abstr., 285. Kunaratnam, K. 1981. Simplified expressions for the magnetic anomalies due to verti- cal rectangular prisms. Geophys. Prosp., 29(6); 883-890. Langseth, M. G. and Taylor, P. T. 1967. Recent heat flow measurements in the İndia- nocean: 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 neo- tectonic 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 applica- tion 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; 1021- 1030. Lubimova, E.A. and Polyak B.G. 1969. Heat flow map of Eurasia. The Earth’s Crust

136

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); 1155- 1158. Marobhe, I. M. 1989. A versatile turbo-pascal program for optimization of magnetic anomalies caused by two-dimensional dike, prism or slope models, Com- puters & Geosciences, 16; 341-365. Marquard, D.W. 1963. An algorithm for least squares estimation of non-linear para- meters. 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 Men- deres 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 geo- chronological 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 Cenozo- ic back-arc volcanic rocks, Aegean Sea region. Tectonophysics, 196; 113- 134. Pfister, M. and Rybach, L. 1994. High-resolution temperature logging in shallow drill- holes 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, 427- 435. 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.

137

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 ista- tistik 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 crystal- line 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 Tur- key: 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 two- stage 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.

138

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 Ge- diz 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 app- roach, Tectonophysics, 75; 181–241. Şengör, A.M.C., Yılmaz, Y. 1983. Türkiye ile Testis’in evrimi: levha tektoniği açısın- dan 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.

139

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 tectonometamorp- hic 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 ver- tical prism model. Geophysics, 38; 1070-1087. Yağmurlu, F. 1980. Bornova (İzmir) güney filiş topluluklarının jeolojisi. Türkiye Jeo- loji 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. Interna- tional 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. Hoch- schulverlag AG an der ETH, Zurich, 31-53. Yılmaz, Y., 2000. Active tectonics of the Aegean region. Batı Anadolu’nun Depremsel- liği 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 deve- lop? 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 Geolo- gists, 59(1); 124-133.

140

EK-1

485 490 495 500 505 510 515 520 525 530 535 540

4330

4335

4340

4345

4350

4355

-225-205-185-165-145-125-105-85-65-45-25-51535557595115135155175195215

Doğrusal Eğilim Uzaklaştırılmış M1 PaftasınT

0 5 10 km

440 445 450 455 460 465 470 475 480 485 490

4275

4280

4285

4290

4295

4300

4305

4310

4315

4320

4325

-175

-155

-135

-115

-95

-75

-55

-35

-15

5

25

45

65

85

105

125

145

Doğrusal Eğilim Uzaklaştırılmış M2 Paftası

km

nT

0 5 10

495 500 505 510 515 520 525 530 535 540 545 550

4275

4280

4285

4290

4295

4300

4305

4310

4315

4320

4325

-140-120-100-80-60-40-20020406080100120140160180200220240


nT

km0 5 10

430 435 440 445 450 455 460 465 470 475 480 4854225

4230

4235

4240

4245

4250

4255

4260

4265

4270

4275

-200

-180

-160

-140

-120

-100

-80

-60

-40

-20

0

20

40

60

80

100


nT

km0 5 10

540 545 550 555 560 565 570 575 580 585 590

4215

4220

4225

4230

4235

4240

4245

4250

4255

4260

4265

4270

-80-70-60-50-40-30-20-100102030405060708090100110120


nT

km0 5 10

495 500 505 510 515 520 525 530 535 540 545 5504155

4160

4165

4170

4175

4180

4185

4190

4195

4200

4205

4210

-120-110-100-90-80-70-60-50-40-30-20-100102030405060708090


nT

km0 5 10

550 555 560 565 570 575 580 585 590 595 600 6054155

4160

4165

4170

4175

4180

4185

4190

4195

4200

4205

4210

-65-60-55-50-45-40-35-30-25-20-15-10-505101520253035


nT

km0 5 10

605 610 615 620 625 630 635 640 645 650 655 660

4195

4200

4205

4210

4215

4220

-60

-50

-40

-30

-20

-10

0

10

20

30

40

50

60

70

80

Doğrusal Eğilim Uzaklaştırılmış M10 PaftasınT

km0 5 10

610 615 620 625 630 635 640 645 650 655 660

4160

4165

4170

4175

4180

4185

-90

-80

-70

-60

-50

-40

-30

-20

-10

0

10

20

30

40

50

60

70

Doğrusal Eğilim Uzaklaştırılmış M11 Paftası nT

km0 5 10

480 485 490 495 500 505 510 515 520 525 530 535

4215

4220

4225

4230

4235

4240

4245

4250

4255

4260

4265

4270

-120-100-80-60-40-20020406080100120140160180200220


nT

km0 5 10

600 605 610 615 620 625 630 635 640 645 650

4215

4220

4225

4230

4235

4240

4245

4250

4255

4260

4265

4270

-115-100-85-70-55-40-25-105203550658095110125140155170185200215


nT

km0 5 10

141

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.

Documents

aydın-izmir civarının hava manyetik verilerinden ısı akısı değerlerinin