YERBİLİMLERİBulletin for Earth Sciences

Cilt / Volume 35 No. 2 Ağustos / August 2014

Baş Editör (Editor-in-Chief)

YURDAL GENÇ

Editör (Editor)

M.TEKİN YÜRÜR

Yardımcı Editör (Assistant Editor)

GÜLBANU ARTUNER

Yayın Danışma Kurulu / Editorial Advisory Board (2013-2015)

HACETTEPE ÜNİVERSİTESİ YERBİLİMLERİ UYGULAMA VE ARAŞTIRMA MERKEZİ BÜLTENİBULLETIN OF THE EARTH SCIENCES APPLICATION AND RESEARCH CENTRE OF HACETTEPE UNIVERSITY

Atilla Aydın (Stanford, USA)Hasan Bayhan (Ankara, Turkey)Osman Candan (İzmir, Turkey)Attila Çiner (Ankara, Turkey)Klaus Gessner (Crawley, Australia)Nilgün Güleç (Ankara, Turkey)Cahit Helvacı (İzmir, Turkey)Doğan Kalafat (İstanbul, Turkey)

Biltan Kürkçüoğlu (Ankara, Turkey)Harun Sönmez (Ankara, Turkey)Şevket Şen (Paris, France)Şakir Şimşek (Ankara, Turkey)Erhan Tercan (Ankara, Turkey)Gültekin Topuz (İstanbul, Turkey)Keith T. Weber (Idaho, USA)M.Namık Yalçın (İstanbul, Turkey)

YERBİLİMLERİ Dergisi makale dizin ve özleri;

Bibliography of Economic Geology, Compendex, Elsevier BIOBASE, EMBASE, EMBiology, FLUIDEX, Geoarchive, GEOBASE, Geological Abstracts, Geoscience Documentation, GeoSEARCH, Geotitles,

HydroROM, Hydrotitles, Marine - Oceanographic & Freshwater Resources, SCOPUS Water Resources Abstracts (Cambridge Scientific Abstracts), World Textiles, Zoological Record, ULAKBİM ve Directory of Open

Access Journal veri tabanında yer almaktadır.

YERBİLİMLERİ is indexed or abstracted in

Bibliography of Economic Geology, Compendex, Elsevier BIOBASE, EMBASE, EMBiology, FLUIDEX, Geoarchive, GEOBASE, Geological Abstracts, Geoscience Documentation, GeoSEARCH, Geotitles,

HydroROM, Hydrotitles, Marine - Oceanographic & Freshwater Resources, SCOPUS, Water Resources Abstracts (Cambridge Scientific Abstracts), World Textiles, Zoological Record, ULAKBİM and Directory of Open

Access Journal databases.

Yayın Türü (Publication type): Yaygın Süreli Yayın

Baskı (Printed by): Hacettepe Üniversitesi Hastaneleri Basımevi, 06100, Sıhhiye-Ankara

Tel.: +90 312 310 97 90

Baskı Tarihi (Date of Print): 27.08.2014

Kapak resmiPeri bacaları, Ürgüp-Nevşehir, TürkiyeFotografı çeken: Yurdal Genç

ISSN 1301-2894

Cover photo Fairy chimneys, Ürgüp-Nevşehir, TurkeyPhotographed by Yurdal Genç

YERBİLİMLERİBulletin for Earth Sciences

Cilt / Volume 35 No. 2 Ağustos / August 2014

İÇİNDEKİLERCONTENTS

23 Ekim 2011 Van (Doğu Anadolu) Depremi’nin (Mw=7.1) Sismotektonik Özellikleri / Seismotectonic Characteristics of the 23 October 2011 Van (Eastern Anatolia) Earthquake (Mw=7.1)Murat UTKUCU, Emrah BUDAKOĞLU, HİLAL YALÇIN, Hatice DURMUŞ, Levent GÜLEN, Ercan IŞIK. . . . . . . . . . . . . . .87

Çataltepe (Lapseki-Çanakkale) Pb-Zn±Cu±Ag Yatağı’nın Jeolojisi ve Alterasyon Özellikleri/ Geology and the Alteration Features of the Çataltepe (Lapseki-Çanakkale) Pb-Zn±Cu±Ag Deposit Gökhan DEMİRELA, Sinan AKISKA, İ. Sönmez SAYILI, İlkay KUŞCU . . . . . . . . .109

Description of Larger Benthic Foraminifera Species from the Bartonian of Yakacık-Memlik Region (N Ankara, Central Turkey) / Yakacık-Memlik bölgesinin Bartoniyen iri bentik foraminiferlerinin tanımı (K Ankara, Merkezi Türkiye)Ali DEVECİLER . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .137

Manyetik Düşey Gradyometre Yönteminde Farklı Alıcı Aralıklarının Seçimi / The Selection of Different Sensor Intervals in Vertical Magnetic Gradiometer MethodMuzaffer Özgü ARISOY, Cemal KAYA . . . .151

Akyol Taş Ocağına Özgün Titreşim Tahmin Formülünün Belirlenmesi / Determination of Vibration Estimation Formula Unique for Akyol QuarryMehmet AKSOY, Ali KAHRİMAN . . . . . . . . .163

Manyetik Belirti Haritalarının Histogram Eşitleme Yöntemi Kullanılarak İyileştirilmesi / The Improvement of Magnetic Anomaly Maps Using Histogram Equalization MethodMuzaffer Özgü ARISOY, Ünal DİKMEN . . . .175

Yerbilimleri, 35 (2), 87-108Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araştırma Merkezi BülteniBulletin of the Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

23 Ekim 2011 Van (Doğu Anadolu) Depremi’nin (Mw=7.1) Sismotektonik Özellikleri

Seismotectonic Characteristics of the 23 October 2011 Van (Eastern Anatolia) Earthquake (Mw=7.1)

MURAT UTKUCU1, EMRAH BUDAKOĞLU1, HİLAL YALÇIN1, HATİCE DURMUŞ1, LEVENT GÜLEN1, ERCAN IŞIK2

1Sakarya Üniversitesi, Mühendislik Fakültesi, Jeofizik Mühendisliği Bölümü, 54187, Serdivan-SAKARYA1Bitlis Eren Üniversitesi, Mühendislik-Mimarlık Fakültesi, İnsaat Mühendisliği Bölümü, 13000, Merkez-BİTLİS

Geliş (received) : 05 Ocak (january) 2014 Kabul (accepted) : 07 Temmuz (July) 2014

ÖZ23 Ekim 2011 Van depreminin geniş bant uzak-alan cisim dalga şekillerinin sonlu-fay modellemesi deprem kırılma-sının ters faylanma olduğunu ve tek taraflı olarak GB’ya yayıldığını göstermiştir. Kırılma 5 km altında kısıtlı kalmış, yaklaşık 5.5 m en büyük kayma ile 25 x 16 km’lik bir fay alanını örtmüş ve yaklaşık 11 sn sürmüştür. Sonlu-fay modeli için hesaplanan sismik moment 4.6 x1019 Nm (Mw=7.1) olup çoğunluğu kırılma başlangıcından sonraki 5-9 sn zaman aralığında serbestlenmiştir. Sonlu-fay analizi en büyük kayma alanı için 3 sn’lik bir yükselim zamanı önermektedir. 2011 Van depreminin 3 büyük artçı depreminin uzak-alan nokta kaynak modellemesi bu artçı depremlerin hem ters hem de doğrultu atımlı faylanma mekanizmalarına sahip olduğunu göstermiş, 9 Kasım 2011 artçı depreminin ana şoktan farklı bir fay üzerinde meydana geldiğini doğrulamıştır. 2011 Van depremi artçı depremlerini içererek ve içermeden yapılan Van Gölü bölgesindeki deprem odak mekanizmalarının gerilme tensör analizleri bölgede gerilme rejiminin doğrultu-atımlı olduğunu ve sıkışma gerilmesi ekseninin yaklaşık K-G doğrultusunda uzandığını belirtmiştir. 2011 Van depremi Doğu Anadolu’da aletsel dönemde hemen hemen tamamıyla ters faylanmalı olarak meydana gelmiş ilk büyük deprem olup bölgede yaygın olarak gözlenen doğrultu atımlı faylanmaların yanısıra ters faylanma-larında meydana gelebileceğini kanıtlamıştır.Anahtar Kelimeler: 23 Ekim 2011 Van depremi, Doğu Anadolu, Telesismik ters çözüm, Sonlu-fay modellemesi

ABSTRACT

The finite-fault modelling of the 23 October 2011 Van earthquake using teleseismic broadband body waveforms has shown that the earthquake occured as a result of reverse faulting and its rupture propogated unilaterally toward SW. The rupture confined to below the depth of 5 km, covering a fault area of 25 km by 16 km with a peak slip of about 5.5 m and it lasted for about 11 s. The total seismic moment calculated for the finite-fault model is 4.6 x1019 Nm (Mw=7.1), most of which was released in between 5-9 s after the rupture initiation. The finite-fault analysis sug-gests a rise-time of 3 s for the largest slip area.

Teleseismic point source modelling of the three large aftershocks suggests that these aftershocks have both re-verse and strike-slip source mechanisms and it also confirmed that the 9 November 2011 aftershock occurred on a different fault. Stress tensor inversion analysis using earthquake focal mechanisms in the Lake Van area with and without the 2011 Van earthquake aftershocks suggested that the stress regime in the area is mainly strike-slip with compression stress axis extending nearly in NS direction. The 2011 Van earthquake is the first large earthquake

M.Utkucue-posta: mutkucu@sakarya.edu.tr

GİRİŞ

23 Ekim 2011 Van depremi Doğu Anado-lu Bloğu’nda (DAB), Van Gölü Havzası içinde meydana gelmiştir (Şekil 1 ve 2). DAB’nun ana sismotektonik özellikleri güneydeki Arap Levha-sının kuzeybatı yönündeki göreceli hareketi ile Bitlis Bindirme Zonu (BBZ) boyunca Anadolu levhasına çarpması sonucu gelişmiştir (Şekil 1). Batıda, Anadolu Levhası Kuzey ve Doğu Ana-dolu Fay Zonları boyunca batıya hareket et-mektedir. Yakın geçmişteki araştırmalar günü-müzde DAB içinde esas tektonik rejimin kıtasal çarpışma kaynaklı sıkışma olduğunu ve bu de-formasonun genel olarak doğrultu atımlı faylarla KD’da Kafkasya’ya kadar iletildiğini göstermiştir (Sandvol vd., 2003; Şengör vd.,, 2003; Dhont ve Chorowicz, 2006; Djamour vd., 2011). GPS ça-lışmalarından elde edilen kabuksal hız alanı bu görüşü doğrulamaktadır (McClusky vd., 2000; Vernant vd., 2004; Reilinger vd.,, 2006; Dhont ve Chorowicz 2006). GPS çalışmaları, BBZ gü-neyinde Arap levhasının hız ve hareket doğ-rultusunun sırasıyla 18±2 mm/yr ve K24o±5oD olduğunu ve bu hareketin çoğunlukla DAB’na iletildiğini göstermektedir. Bu tektonik özellikle-ri deprem kaynak mekanizmaları destekler nite-liktedir (Şekil 1) (Toksöz vd., 1978; Stewart ve Kanamori, 1982; Jackson ve McKenzie 1984; Pınar 1995; Eyidoğan vd., 1991).

DAB içinde uzanan bir çok KB-GD doğrultulu sağ yanal ve KD-GB doğrultulu sol yanal doğ-rultu atımlı faylar Kafkasya bindirmelerine de-formasyon iletimini sağlamaktadırlar (Barka ve Kadinsky-Cade 1988; Jackson 1992; McClusky vd., 2000; Koçyiğit vd., 2001). Bu faylardan bir kaçı BBZ’nin hemen kuzeyinde yer alan Van Gölü havzası içinde uzanmaktadır (Şekil 2). Bunlar, sağ yanal Tutak, Çaldıran, Erciş, Kara-yazı, Hasan Timur, Bitlis, Bahçesaray fay zon-ları ve sol-yanal Malazgirt, Ahlat ve Süphan fay zonlarıdır. Bu faylara ilave olarak Van Gölü’nün

with almost pure reverse faulting to occur in Eastern Anatolia during the instrumental period suggesting that re-verse faulting can also occur along with dominantly observed strike-slip faulting in the region.

Keywords: The 23 October 2011 Van earthquake, Eastern Anatolia, Teleseismic inversion, Finite-fault modelling

doğusunda ikincil önemde doğrultu atımlı fay-lar da yer almaktadır (Şekil 2) (Lahn 1946; Taş-man 1946; Özkaymak 2003; Koçyiğit vd., 2011). Bunlar sağ yanal Edremit, Kalecik ve Alabayır fayları ile sol yanal Çakırbey fayı şeklinde sıra-lanabilir. Bunların yanı sıra 2011Van depremi ile dirilikleri ve büyük deprem üretme potansiyelle-ri kanıtlanan ters faylar Van Gölü havzası içinde uzanmaktadır. Bunlar Muş bindirmesi, Van fayı, Gürpınar fayı, ve Van Gölü havzasını sınırlayan Kuzey (KSF) ve Güney (GSF) Sınır faylarıdır (Şengör vd., 1985; Wong ve Degens, 1978; De-gens vd., 1978; Litt vd., 2009; Akyüz vd., 2011; JMO. 2011; Emre vd., 2011; Koçyiğit vd., 2011) .

Bu çalışmada 2011 Van depreminin sismotek-tonik özellikleri irdelenecektir. Bölgenin dep-remselliğinden kısaca bahsedildikten ve 2011 Van depremi tanıtıldıktan sonra öncelikle 2011 Van depremi için daha önceki bir çalışmada verilen sonlu-fay telesismik (uzak-alan) kırılma modeli, kırılmanın uzay-zaman evrimi bağla-mında analiz edilecek ve Mw≥5.6 olan 3 artçı depremin uzak-alan nokta kaynak modelleme-si yapılacaktır. Daha sonra Van Gölü havzası içindeki bölgesel gerilme rejimi mevcut deprem odak mekanizmalarından belirlenmeye çalışıla-rak elde edilen tüm sonuçlar sismotektonik açı-dan irdelenecektir.

VAN GÖLÜ HAVZASININ DEPREMSELLİĞİ

Türkiye’nin ana tektonik unsurlarını belirleyen ilk çalışmalarda bile Van Gölü Havzası birinci derece deprem bölgesi olarak sınıflandırılmıştır (Lahn, 1949). Aletsel dönemde (1900 sonrası), 2011 Van depremi dışında bölgeyi önemli ölçüde etkileyen büyüklüğü MS≥7.0 olan iki depremin (1903 Malazgirt (MS=7.0), ve 1976 Çaldıran (MS=7.3) depremleri) meydana gelmesi ve 1900 öncesi meydana gelen ve büyüklüğü MS≈7.0 olan beş depremin (1646 ve 1715 Van,

Yerbilimleri88

1670 ve 1705 Bitlis ve 1696 Çaldıran depremleri), tarihsel dönem deprem kayıtlarında yer alması bölge içindeki deprem tehlikesinin en önemli kanıtlarıdır (Tablo 1; Şekil 2) (Ambraseys 1988, 1989, 2011; Ambraseys ve Finkel 1995; Sinclair 1999; Kalafat vd., 2007; Albini vd., 2012). Van Gölü havzasında 1500 ile 1860 yılları arasında sadece zarar verici depremlerin, 1860 yılı sonrasında da büyüklüğü M≥5.0 olan bilinen tüm depremler Tablo1’de verilmiştir.

Tablo 1’den görüleceği üzere Van Gölü ve ya-kın civarında aletsel dönemde büyüklükleri 5.0≤M≤6.0 olan çok sayıda, can ve mal kaybına neden olan deprem meydana gelmiştir. Bunlar arasında en kayda değerleri 1900 (M≈5.0) ve 1945 (M=5.8) Van depremleri ile 1941 (Ms=6.0) Erciş depremleridir (Şekil 1 ve 2) (Lahn, 1946; Taşman 1946; Ambraseys 1988). Bunlara ya-kın geçmişte meydana gelen 1988 (mb=5.3) ve 2000 (MW=5.7) Van depremleri eklenebilir

Şekil 1. Doğu Anadolu’nun belli başlı tektonik unsurları, aletsel dönemdeki odak mekanizmaları bilinen MS≥6.0 depremler (siyah yıldızlar) (McKenzie (1972), Toksöz vd.,. (1978), Taymaz vd., (1991), Şaroğlu vd., (1992) ve Pınar (1995)’den derlenmiştir. KAFZ Kuzey Anadolu Fay Zonu, DAFZ Doğu Anadolu Fay Zonu, BBZ Bitlis Bindirme Zonu, MB Muş Bindirmesi, KÜE Karlıova Üçlü Eklemi, KFZ Karayazı Anadolu Fay Zonu, TFZ Tutak Anadolu Fay Zonu, EFZ Erciş Anadolu Fay Zonu, HTFZ Hasan Timur Anadolu Fay Zonu. Büyük dikdörtgen Şekil 2 ve 3’de gösterilen harita alanlarını çevrelemektedir.

Fig. 1. Major tectonic elements of Eastern Anatolia along with the instrumental period MS≥6.0 earthquakes (black stars) and known focal mechanisms (compiled from McKenzie (1972), Toksöz vd., (1978), Taymaz vd., (1991), Şaroğlu vd., (1992) and Pınar (1995)). KAFZ North Anatolian Fault Zone, DAFZ East Anatolian Fault Zone, BBZ Bitlis Thrust Zone, MB Muş Thrust, KÜE Karlıova Triple Junction, KFZ Karayazı Fault Zone, TFZ Tutak Fault Zone, EFZ Erciş Fault Zone, HTFZ Hasan Timur Fault Zone. Large rectangle encloses the map areas shown in Figs. 2 and 3.

Utkucu vd. 89

(Kalafat 1995; Pınar vd., 2007). 1988 ve 2000 Van depremleri göl havzasını sınırlayan sırasıyla KSF ve GSF üzerinde oluşmuştur (Şekil 2). Bu depremler göl havzası içinde deprem etkinliği-nin devam ettiğinin de önemli göstergeleridir.

23 EKİM 2011 VAN DEPREMİ (MW 7.1)

Bu deprem, 23 Ekim 2011 tarihinde Van Fayı üzerinde uluslararası zamana göre 10:41:21’de (yerel zamanla 13:41:21’de) ve 38:73oK-43:43oD dış merkezli olarak meydana gelmiştir (AFAD 2011; KRDAE 2011; USGS-NEIC; Erdik vd., 2011) (Tablo 2; Şekil 1 ve 2). Dış merkez Van şehir merkezinin yaklaşık 25 km KD’suna

düşmektedir. Can kayıpları ve yıkım Van şehir merkezi ile Erciş ilçe merkezleri ile bu merkezler arasındaki kırsal yerleşimlerde meydana gel-miş olup en büyük can kaybı ve yıkım Erciş ilçe merkezinde gerçekleşmiştir (AFAD 2011; Çele-bi vd., 2011; CEDIM 2011; METU\EERC, 2011; Erdik vd., 2012). Deprem, 604 kişinin ölümüne, 2608 kişinin yaralanmasına ve binlerce kişinin de evsiz kalmasına neden olmuştur. Bu kayıp-lar, 9 Kasım 2011 tarihinde meydana gelen MW 5.7 büyüklüğündeki bir artçı depremle daha da artmıştır. Edremit ilçe merkezi yakınında bir dış merkeze sahip olan bu artçı 40 ölüme daha yol açmıştır. Toplamda, 2011 Van depre-mi ve büyük arçıları 17000 civarında binanın ya

Şekil 2. Van Gölü bölgesinde yerel tektonik unsurlar (Koçyiğit, 2002; MTA, 2012) büyük depremlerin dış merkez dağılımları, Van Gölü batimetrisi ve mevcut odak mekanizmaları. Depremlerin odak ve kaynak paramet-releri için sırasıyla Tablo 1 ve 2’ye bakınız. KSF Northern Boundary Fault, GSF Southern Boundary fault, EFZ Erciş Fault Zone, ÇFZ Çaldıran Fault Zone, MT Muş Thrust, MF Malazgirt Fault, EF Edremit Fault, KF Kalecik Fault AF Alabayır Fault, DB Deveboynu Basin, TB Tatvan Basin, VF Van Fault, GF Gürpınar Fault.

Fig. 2. Local tectonic features (Koçyiğit, 2002; MTA, 2012 ), epicentral distribution of the large earthquakes (red and green stars), the bathymetry of Lake Van (Wong and Degens 1978) and available focal mechanisms for Lake Van area. See Table 1 and 2 for the hypocentral and the source parameters of the earthquakes, respectively. KSF Northern Boundary Fault, GSF Southern Boundary fault, EFZ Erciş Fault Zone, ÇFZ Çaldıran Fault Zone, MT Muş Thrust, MF Malazgirt Fault, EF Edremit Fault, KF Kalecik Fault AF Alabayır Fault, DB Deveboynu Basin, TB Tatvan Basin, VF Van Fault, GF Gürpınar Fault.

Yerbilimleri90

Tablo 1. Van Gölü havzasında 1500 yılı sonrasında meydana gelen depremler. 1860 yılı öncesinde sadece zarar verici depremler dikkate alınırken 1860 yılı sonrasında büyüklüğü M≥5.0 olan tüm depremler dikkate alınmıştır. Episantral dağılım için Şekil 2’ye bakınız (Ambraseys, 1988, 1989, 2009), Ambraseys ve Finkel (1995), Kalafat vd., (2007) ve Albini vd., (2012)’den derlenmiştir). Table 1. The earthquakes of the Lake Van area after 1500 AD. Only damaging earthquakes are listed till 1860 and all earthqu-akes with M≥5.0 are listed after that date. See Fig. 2 for the epicentral distribution. (compiled from Ambraseys (1988, 1989a, 1989b, 2009), Ambraseys and Finkel (1995), Kalafat vd., (2007) and Albini vd., (2012)).

No. TarihMakrosismik

En.-Boy. (o)

AletselEn.-Boy.

(o)

Der.(km)

Şiddet MS MW mb Açıklama

1 1581 38.35-42.10 VIII Van-Bitlis

2 1626 Hizan

3 07.04.1646 38.30-43.70 X 6.7 Van

4 1669 Van

5 12.08.1670 38.00-42.00 6.7 Muş Bitlis

6 13.04.1692 Adilcevaz

7 27.10.1692 Van

8 14.04.1696 6.8 Çaldıran

9 10.06.1696 Bitlis

10 26.03.1701 VII Van-Pertek

11 27.01.1705 38.70-41.70 IX 6.7 Bitlis

12 08.03.1715 38.40-43.90 IX 6.6 Van

13* ??.??.1869 38.40-42.10 VI ≈5.0 Bitlis

14* 05.03.1871 38.50-43.40 5.5

30.05.1881 38.75-42.30 6.3 Ahlat area

15* 07.06.1881 38.50-43.30 ≈5.0

16 10.02.1884 38.40-42.10 6.1

17 03.05.1891 39.15-42.50 6.0

18* ??.??.1894 38.50-43.30 ≈5.0

19* ??.06.1900 38.50-43.30 ≈5.0 Van

20* ??.09.1900 38.50-43.30 ≈5.0 Van

21 ??.??.1902 39.00-43.30 ≈5.0 Erciş

22 28.04.1903 39.14-42.65 7.0 Malazgirt

23 ??.??.1906 38.90-42.60 ≈5.0 Nemrut

24 ??.??.1906 38.80-43.40 ≈5.0

25 31.03.1907 39.10-42.50 5.2 Malazgirt

Utkucu vd. 91

tamamen yıkılmasına ya da tamir edilemeyecek şekilde hasar görmesine yol açmıştır.

2011 Van depremi için çeşitli sismoloji ensti-tü ve kuruluşlarınca bulunan odak ve kaynak parametreleri Tablo 2’de verilmiş olup yapılan kaynak mekanizma çözümleri deprem için ters faylanma mekanizması önermektedir. Kaynak mekanizma çözümleri Van depreminin mey-dana geldiği Van fayının arazide gözlenen ka-rakteri ile tam bir uyum sergilemektedir (Emre vd., 2011; Akyüz vd., 2011; AFAD, 2011; JMO, 2011) (Şekil 2). Erçek ve Van gölleri arasında yaklaşık 22 km bir uzaklık boyunca kabaca do-ğu-batı doğrultusunda uzanan Van Fayı doğuda kalan 12 km’lik bölümünde bir birinden birkaç km uzaklıkla ayrılan iki iz halinde haritalanmıştır.

Deprem Van Fayının doğudaki yarısı boyunca devamsız gözlenen ve yüzey kırığı olarak ni-telendirilebilecek belirgin olmayan bazı yüzey deformasyonlarına neden olmuştur. Bu yüzey deformasyonları boyunca 10-30 cm arasında düşey yer değiştirmeler ölçülmüş olup bir iki noktada sol yanal yer değiştirmeler de rapor edilmiştir. (Emre vd., 2011)

Van fayı, K-KD eğimli olup kuzeydeki fay bloğu üste bindiren tavan bloğunu teşkil etmektedir. Sismolojik ve jeodezik verilerin modellenmeleri sonucu 4-7 m derinliğine kadar düşey kayma belirlenmesi ve belirgin yüzey kırıklarının göz-lenmemesi faylanmanın dolayısıyla da Van Fa-yının kör bir fay olduğunu önermektedir (Hayes vd., 2011; Atzori vd., 2011; Utkucu 2013; Irmak

No. TarihMakrosismik

En.-Boy. (o)

AletselEn.-Boy.

(o)

Der.(km)

Şiddet MS MW mb Açıklama

26* 27.01.1913 38.38-42.23 10 5.4

27* 14.02.1915 38.80-42.50 ? 5.6

28* 15.01.1945 38.47-43.30 38.75-43.89 10 4.9-5.0 Van

29* 20.11.1945 38.44-43.49 38.63-43.33 10 5.5-5.8 Van

30 03.09.1952 39.00-43.00 12 5.5

31 27.04.1966 38.13-42.52 40 5.6 5.1

32 19.09.1966 39.16-41.53 38.30-42.52 35 5.2

33* 16.07.1972 38.23-43.36 46 5.0 Van

34* 12.01.1976 38.59-43.13 36 5.0 Van

35 24.11.1976 39.10-44.02 10 7.3 Çaldıran

36 24.11.1976 39.12-43.92 33 5.0

37 24.11.1976 39.02-44.18 40 5.0 Muradiye

38 01.01.1977 39.20-43.46 24 5.0

39 17.01.1977 39.17-43.52 33 5.0 Çaldıran

40 11.04.1979 39.11-43.90 34 5.0

41* 25.06.1988 38.50-43.08 50 5.3 Van

42* 15.11.2000 38.40-42.92 23 5.7 Van

23.10.2011 38.73-43.43 5 7.1 Van

Yerbilimleri92

Tablo 2. Van Gölü bölgesinde kaynak parametreleri bilinen depremler. Odak parametreleri KRDAE ve USGS kataloglarından

derlenmiştir. Table 2 The earthquakes with known source parameters occurred in the Lake Van Area. Hypocentral parameters have been compiled from the KRDAE and USGS catalogues.

Latitude (o)

Longitude (o)

Depth (km)

Strike (o) Dip (o) Rake (o)Mo

(x1016Nm)Magnitude

27.04.1966

MK 38.20 42.50 40 112 74 -155 mb5.0

16.07.1972 Gevaş

UT 38.23 43.36 46 247 66 18 mb5.0

12.01.1976 Van

UT 38.59 43.13 36 262 63 21 mb5.0

24.11.1976 Çaldıran

P 11689 178 10*

MW 7.3

17.01.1977

KL 39.17 43.52 33 289 71 -160 mb5.0

25.06.1988 Van

USGS

GCMT 38.44 43.08 15 106 57 144 MW 5.5

15.11.2000 Van

P_RMT 20 102 68 120 16.2 MW 5.4

02.12.2001

ZUR_RMT 38.43 43.25 18 262 40 98 1.63 MW 4.8

29.09.2004

ZUR_RMT 38.61 43.31 15 263 49 87 0.72 MW 4.5

05.05.2007 Ahlat

K_RMT 38.73 42.21 16 281 70 -179 0.02 MW 4.2

26.07.2008 Lake Van

K_RMT 38.53 43.10 5 24 88 37 0.13 MW 4.4

23.10.2011 Van

KRDAE 38.73 43.43 5 ML 6.6

USGS1 38.69 43.49 16 255 50 73 6.4* MW 7.2

USGS2 38.69 43.49 16 241 51 58 5.6* MW 7.1

GCMT 38.67 43.42 12 246 38 60 6.4* MW 7.2

Utkucu vd. 93

vd., 2012). Deprem Van Gölü’nün Van Fayı ta-van bloğu üzerinde kalan sahil şeridinde 10-30 cm yükselmeye neden olmuştur (Emre vd., 2011).

2011 Van depremi toplamda 51 Mw≥4.6 depre-mi içeren önemli bir artçı deprem etkinliğine de neden olmuştur. Kandilli Rasathanesi Deprem Araştırma Enstitüsü (KRDAE) tarafından konum-ları belirlenen ve Nisan 2012’ye kadar oluşmuş artçı depremler Şekil 3’de gösterilmiştir. GCMT tarafından kaynak mekanizma çözümü yapılan 16 Mw≥4.6 artçı depremin kaynak parametreleri Tablo 3’de verilmiş olup bu kaynak mekanizma-ları Şekil 3’de gösterilmiştir. Gerek artçı deprem konumları gerekse kaynak mekanizma çözüm-leri birçok artçı depremin anaşoku üreten Van fayı üzerinde oluşmadığını, ana şok kırılması yakın civarında uzanan özellikle doğrultu atımlı faylanma mekanizmalı faylar üzerinde oluştuğu-nu (off-fault aftershocks) önermektedir.

2011 VAN DEPREMİ KIRILMA EVRİMİ

Utkucu (2013), Hartzell ve Heaton (1983) tara-fından geliştirilmiş bir sonlu-fay ters çözüm yön-temini 2011 Van depremi uzak-alan cisim dal-galarına uygulamış ve bu deprem için bir kayma dağılımı elde edilmiştir. Bu çalışmada, deprem için yapılan bu sonlu-fay analizi, zaman pence-resi yaklaşımı (Hartzell ve Heaton 1983; Wald ve Heaton 1994) bağlamında irdelenip daha da ileri götürülerek kırılmanın sonlu-fay uzay-za-man evrimi yorumlanmaya çalışılacaktır. Kulla-nılan sonlu-fay ters çözüm analizinin ayrıntıları Hartzell ve Heaton (1983) ve Wald ve Heaton (1994)’de verilmiş olup burada kısaca model-

leme için kullanılan parametrizasyon hakkında bilgi verilecektir.

Belirgin bir yüzey kırığı gözlenmediği için dep-rem kırılma boyutları belirsiz olduğundan kırılma düzlemini temsil için 70 km x 35 km boyutların-da oldukça geniş bir düzlem seçilmiş ve KRDAE dış merkezi doğrultu boyunca ortaya gelecek şekilde kırılma düzlemi kaynak bölgesine yer-leştirilmiştir. Depremin dış merkez izdüşümü kırılma düzlemini 16 km derinlikte kesmektedir. Kırılma düzlemi 98 kare şeklinde fay parçası-na (doğrultu boyunca 14, eğim boyunca 7 fay parçası) bölünerek kaymanın uzaysal dağılımı-nın elde edilmesi amaçlanmıştır. Yapılan birkaç denemeden sonra kullanılan veriye (ilk P dalga varışından itibaren 50 sn uzunluğunda bir za-man penceresi ile seçilmiş 31 P ve 9 SH dalga şekli) en iyi uyumu veren kaynak parametreleri-nin USGS-Cisim dalgası moment tensör çözü-münden belirlenen parametreler (doğrultu 255, eğim 50, rake 73) olduğu belirlenmiştir (Tablo 2, Şekil 2 ve 3).

Kırılmanın karmaşıklığı ve değişen kırılma hız-ları durumları için 8 zaman penceresi kullanıla-rak modellemede esneklik sağlanmıştır. Her bir zaman penceresi içindeki kayma evrimi 0.5 sn yükselim ve düşümlü, ikiz kenar üçgen şeklinde, zamanca örtüşmeyen yükselim-zaman fonksi-yonu ile temsil edilmiştir. Böylelikle kırılma düz-lemi üzerinde her bir noktada gerek duyulduğu takdirde toplamda 8 sn’lik uzun bir kayma süre-sine ve tanımlanan en büyük kırılma hızına (3.3 km/sn) göre daha küçük kırılma hızlarına model-lemede izin verilmiştir. Yapılan bu sonlu-fay pa-rametrizasyonu ile her bir fay parçasına karşılık gelen sentetik sismogramlar genelleştirilmiş ışın

Latitude (o)

Longitude (o)

Depth (km)

Strike (o) Dip (o) Rake (o)Mo

(x1016Nm)Magnitude

GFZ 38.72 43.55 10 268 36 85 4.7* MW 7.1

EMSC 38.86 43.48 10 248 53 64 6.8* MW 7.3

MK= McKenzie (1972); UT= Utkucu (2013); P= Pınar (1995)’in uzak-alan verilerinden toplam çözüm kaynak parametreleri; KL= Kalafat (1998); P_RMT= Pınar vd., (2007) RMT (Regional moment tensor) çözümü; K_RMT =Kılıç ve Utkucu (2012) RMT çözümü; KRDAE=Kandilli Rasathanesi ve Deprem Araştırma Enstitüsü; ZUR_RMT=Zurich Regional Moment Tensor; GFZ= German Research Centre for Geoscience; GCMT= Global Centroid Moment Tensor Catalog; USGS1= United States Geological Survey body-wave moment tensör çözümü; USGS2= United States Geological Survey WPhase centroid moment tensör çözümü. * (x1019 Nm)

Yerbilimleri94

yöntemiyle (Langston ve Helmberger 1975) ve Pınar vd., (2007)’de verilen kabuksal hız yapı-sı (Tablo 4) kullanılarak ters çözümde kullanlan her bir istasyonda hesaplanmıştır. Hesaplanan yapay dalga şekilleri gözlenmiş dalga şekilleri ile en küçük kareler ters çözümü (Lawson ve Hanson 1974) bağlamında benzetilerek her bir fay parçasına karşılık gelen kayma değerleri he-saplanmıştır. 2011 Van depremi için yapılan bu sonlu-fay modellemesinin diğer ayrıntıları Utku-cu (2013)’de verilmiştir.

Utkucu (2013)’nin bulduğu sonlu-fay kayma dağılım modeli Şekil 4’de verilmiştir. Sonlu-fay modeli kırılmanın odaktan itibaren 30 km bo-yunca tek taraflı olarak GB’ya ve eğim yukarı yayıldığını, 5 km’den sığ derinliklere ilerlemedi-ğini ve en büyük kayma değerinin yaklaşık 5.5

m olduğunu önermektedir. Zaman penceresi yaklaşımında kullanılan her bir zaman penceresi içinde hesaplanan kayma dağılımları Şekil 5’de verilmiştir. Şekil 5’den görüldüğü üzere kayma en büyük değerine ilk zaman penceresinde sa-hiptir ve kaymanın önemli bir kısmı ilk 3 zaman penceresi içinde gerçekleşmiştir. Diğer (ilk 3 za-man penceresi sonrasındaki) zaman pencerele-ri içindeki kayma ihmal edilebilir değerlerdedir ve büyük olasılıkla modellemede yükselim za-manında sağlanan fazla esneklikten dolayı ters çözümleme sonucu bulunan yapay kaymalardır. Buna göre, yapılan sonlu-fay analizi sonucu kul-lanılan veriden 2011 Van depremi için yükselim zamanı 3 sn olarak bulunmuştur. Yani kırılma düzlemi üzerinde herhangi bir noktada kayma süresi 3 sn’yi aşmamaktadır. Kayma odak böl-gesinde 1 sn, en büyük kaymanın gözlendiği

Şekil 3. Van Gölü Bölgesi’nin yerel tektonik unsurları ve Nisan 2012 tarihine kadar oluşmuş KRDAE tarafından sağlanan 2011 Van depremi artçı depremlerinin (beyaz daireler) dış merkez dağılımları. GCMT kaynak mekanizmaları (kırmızı-beyaz plaj topları) mevcut olan M ≥4.6 artçı depremler kırmızı yıldızlarla gösteril-miştir. Siyah yıldız ve dikdörtgen sırasıyla 2011 Van Depremi dış merkezini ve uzak-alan sonlu fay analizin-de kullanılan kırılma düzleminin yüzey izdüşümünü temsil etmektedir. Aktif fay referansları ve kısaltmaları için Şekil 2’nin alt yazısına bakınız.

Figure 3. Local tectonic features of the Lake Van area and the epicentre distribution of the 2011 Van earthquake aftershocks (white filled circles) occurred until April 2012 and provided by Kandilli Observatory and Earth-quake Research Institute. The M ≥4.6 aftershocks with available GCMT source mechanisms (red-white beach balls) are shown with red stars. The black star and the rectangle denote the epicentre of the 2011 Van earthquake and surface projection of the rupture plane used in the teleseismic finite- fault analysis, respectively. See caption of Figure 2 for the active fault references and abbreviations.

Utkucu vd. 95

yerde 3 sn sürmüştür. Özellikle, fayın GB üst köşesindeki sığ kaymanın 8nci zaman pencere-si içinde gerçekleşmesi, sığda gözlenen bu kay-manın kayma yükselim zamanında modelleme-de sağlanan aşırı esneklikten kaynaklandığını önermektedir. Nitekim Utkucu (2013), bulduğu Şekil 4’deki kayma modelinden yüzey dislokas-yonlarını hesaplamış ve GB sığ kaymanın olma-ması durumunda hesaplanan dislokasyonların Van Gölü sahil şeridindeki yükselme gözlemle-rini daha iyi karşıladığını öne sürmüştür. Zaman penceresi yaklaşımı sonuçları faylanmanın kör faylanma olduğunu destekler niteliktedir.

Şekil 5’de verilen her bir zaman-penceresi için-deki kayma dağılımları, tanımlanan en büyük kırılma hızına göre odaktan kırılmanın dairesel

yayılması göz önüne alınarak belirli zaman ara-lıkları içindeki kayma dağılımlarının bulunma-sında yani kayma hızının uzay-zaman evriminin elde edilmesinde kullanılabilir. Birer saniye za-man aralıklarıyla yapılan ve kırılmanın uzay-za-man evriminin eldesi anlamını taşıyan bu işle-min sonucu olan kayma dağılımları Şekil 6’da gösterilmiştir. Kırılma ilk 3 saniyede 0.5 m’lik kayma değerini pek aşmamıştır. 4ncü saniyede kayma 1 m genliğini aşmış ve 6ncı saniyede en büyük kayma (2.6 m) meydana gelmiştir. İlk 7 sn boyunca 3.3 km/sn hızla yayılan kırılmanın 8nci saniyeden itibaren yavaşlamaya başladığı, 9ncu saniyede önemli kaymalar için 2.3 km/sn hızına kadar yavaşladığı ve 2 sn sonrada durdu-ğu anlaşılmaktadır. Toplam kırılma süresi yak-laşık 11 sn’dir ve göreceli olarak önemli sismik

Tablo 3. 23 Ekim 2011 Van depreminin GCMT katalogunda kaynak mekanizma çözümü verilen artçı depremleri ve odak parametreleri (Kandilli Rasathanesi Deprem Araştırma Enstitüsü, GCMT ve USGS-NEIC kataloglarından derlenmiştir). Table 3. The aftershocks with source mechanism solutions given in GCMT catalogue of the 23 October 2011 Van earthquake along with their hypocentral parameters (compiled from Kandilli Observatory and Earthquake Research Institute, GCMT and USGS-NEIC catalogues).

NoDate

(GMT)

Origin time

(GMT)

Latitude(º)

Longitude(º)

Depth Mw ML mbStrike

(º)Dip(º)

Rake(º)

CMT depth(km)

1 23.10.2011 18.10.45 38.7102 43.3382 5 5.0 5.1 100/275 45/45 93/87 20.9

2 23.10.2011 20.45.34 38.6345 43.0775 5 6.0 5.7 6.0 281/111 40/50 82/96 12.0

3 24.10.2011 08.28.26 38.6200 43.5500 3 4.8 92/265 45/45 94/86 22.0

4 24.10.2012 08.49.21 38.6700 43.5100 7 4.9 268/82 41/49 94/86 20.2

5 24.10.2011 15.28.06 38.6737 43.2243 5 4.8 4.9 269/93 44/46 87/93 18.5

6 25.10.2011 14.55.08 38.7733 43.5468 5 5.6 5.4 5.7 264/79 43/47 94/86 14.4

7 26.10.2011 03.16.18 38.7300 43.300 5 4.7 102/239 36/32 127/66 30.6

8 29.10.2011 22.24.22 38.8985 43.5503 5 5.3 5.0 298/206 77/82 -172/-14 19.4

9 06.11.2011 02.43.12 38.9243 43.5650 5 4.9 4.7 277/186 64/87 -176/-26 15.8

10 08.11.2011 22.05.51 38.7242 43.0870 4.3 5.2 5.5 5.6 280/104 37/53 87/92 21.2

11 09.11.2011 19.23.33 38.4295 43.2342 5 5.6 5.6 5.6 267/358 72/89 179/18 13.5

12 14.11.2011 22.08.16 38.6973 43.1578 7.8 5.2 5.3 296/98 40/51 104/78 17.3

13 18.11.2011 17.39.43 38.6000 43.1000 10 5.0 31/300 77/88 2/167 16.7

14 30.11.2011 00.47.21 38.4740 43.4530 4.3 5.0 4.9 287/17 86/89 179/4 28.4

15 04.12.2011 22.15.02 38.4600 43.3000 4.7 4.7 112/22 84/87 -177/-6 24.3

16 26.03.2012 10.35.32 39.1700 42.3300 5 5.0 -- 82/256 44/46 94/86 19.5

Yerbilimleri96

moment serbestlenmesi 5-9 sn zaman aralığın-da gerçekleşmiştir. Serbestlenen toplam sismik moment 4.6 x 1019 Nm’dir (MW=7.1).

ARTÇI DEPREM NOKTA-KAYNAK TERS ÇÖZÜMLERİ

2011 Van depremi anaşokun oluşturduğu can ve mal kayıplarını arttıran önemli bir artçı deprem etkinliğine neden olmuştur. Özellikle 9 Kasım 2011 tarihinde Edremit ilçe merkezi yakınında bir dış merkeze sahip artçı deprem diğerlerine göre

gerek oluşturduğu can kaybı ve yıkım gerekse anaşoku oluşturan faydan farklı bir fay üzerinde ve farklı faylanma mekanizması ile oluşmasıyla ilgi çekmiştir. Bu nedenle artçı deprem kaynak mekanizmaları ve kaynak özellikleri önem ka-zanmaktadır. Burada büyüklüğü Mw≥5.6 olan 3 artçı depremin (Tablo 3’de 2, 6 ve 11 nolu depremler) nokta kaynak ters çözümü Kikuc-hi ve Kanamori (1991) tarafından geliştirilen bir yöntemle uzak-alan cisim dalgaları kullanılarak yapılmıştır. Kullanılan verinin çözünürlülüğü gö-zetilerek alt magnitude eşiği Mw=5.6 alınmıştır.

Tablo 4. 23 Ekim 2011 Van depremi sonlu-fay kırılma evrimi analizi ve 3 artçı depreminin nokta kaynak ters çözümlerinde kullanılan kabuksal hız modeli (Pınar vd., 2007).Table 4. Crustal velocity structure used in this study for the finite-fault rupture analysis of the 23 October 2011 Van earthquake and for the point-source inversion of its 3 aftershocks (Pınar et al., 2007).

Kalınlık (km) VP (km/sn) VS (km/sn) r (kg/m3)

2 4.50 2.60 2210

6 5.54 3.20 2540

10 6.23 3.60 2460

12 6.92 4.00 2980

- 7.78 4.50 3260

Şekil 4. 23 Ekim 2011 Van depreminin Utkucu (2013) tarafından bulunmuş kayma dağılım modeli. Kayma 0.5 m arayla 0.5 m’den büyük değerleri için konturlanmıştır. Siyah yıldız depremin odağını temsil etmektedir.

Fig. 4. Slip distribution model of the October 23, 2011 Van earthquake obtained by Utkucu (2013). The slip val-ues are contoured at 0.5 m interval for the slip larger than 0.5 m. The solid star represents the hypocentre.

Utkucu vd. 97

Şekil 5. Her bir zaman-penceresinin Şekil 4’de veri-len toplam kayma dağılımına katkılarının ayrı ayrı gösterildiği zaman-penceresi analizi so-nuçları. Pencerelerin kapsadığı zaman ara-lıkları her bir pencerenin sol ve sağ altında verilmiştir.

Figure 5. Time-window analysis results by means of individual time-window contributions for the total slip model given in Fig. 4. The time in-terval represented by each window are given at the bottom left and right of the vindows.

Şekil 6. 2011 Van depremi kırılmasının 1 sn zaman aralıkları ile verilen uzay-zaman evrimi. 10 cm’den büyük kaymalar 50 cm kontur ara-lıklarıyla çizilmişlerdir. Her bir zaman aralı-ğında kırılmanın ilerleyiş hızı hakkında fikir edinilmesi için 3.3 ve 2.3 km/sn hızında ilerleyen dairesel kırılma cephelerine teğet geçen doğrular kırılma hızı referansı için çi-zilmiştir. Siyah yıldız deprem odağını göster-mektedir.

Figure 6. Space-time evolution of the 2011 Van earth-quake rupture given at time intervals of 1 second. The slips larger than 10 cm are contoured at intervals of 50 cm. To have an idea about the rupture velocity at each time interval, the lines that are tangent to the ra-dially propogating rupture fronts at velocity of 3.3 and 2.3 km/sn are drawn for reference. The black star denotes the hypocentre.

Yerbilimleri98

Artçı depremlerin nokta kaynak ters çözümle-mesinde kullanılan veriler Tablo 5’de verilmiştir. Kullanılan veri, 0.01-0.33 Hz frekans aralığında bant geçişli filtrelenmiş olup ters çözümlemede içerilen istasyonlar 30o-90o aralığında dış mer-kez uzaklıklarına sahiptirler. Verilerin başlangıç zamanları Jeffreys ve Bullen (1958) zaman çi-zelgeleri yardımıyla belirlenmiş ve gözle yapılan kontroller sonucunda gerek duyulduğu durum-larda Yer içinin heterojen yapısı dikkate alınarak bu başlangıç zamanları zamanca bir kaç sn ileri geri kaydırılmıştır.

Yöntemin uygulanması için deprem kaynağının bir nokta kaynak gridi ile temsili gerekmektedir. 3 deprem için kullanılan nokta kaynak gridleri Şekil 7’de gösterilmiştir. Bu düzlemsel grid-ler üzerindeki her bir nokta kaynak 5 bağımsız moment tensörle temsil edilmiştir. Şekil 7’den görüldüğü gibi Green’s fonsiyonları (yapay sismogramlar) 5 farklı derinlik için tayin edilen referans noktasına göre Tablo 4’de verilen hız yapısı kullanılarak hesaplanmıştır. Yineleyen ters çözümlerle yapay sismogramların gözlen-miş sismogramlara benzetimi yoluyla belirlenen bu bağımsız moment tensörlerin kombinasyo-nu incelenen depremin kaynak mekanizmasını vermektedir. Burada kısaca özetlenen yöntemin ayrıntıları Kikuchi ve Kanamori (1991) ve Pınar (1995)’de verilmiştir.

3 artçı deprem için de tek kaynakla gözlenmiş verilere tatmin edici bir uyum sağlanmıştır. Yine-leyen ters çözümleme sonucu elde edilen kay-nak mekanizmaları Şekil 8, 9 ve 10’da yapay-gözlenmiş dalga şekli karşılaştırmasıyla birlikte

gösterilmiş ve elde edilen kaynak mekanizmala-rına ait kaynak parametreleri ise Tablo 5’de ve-rilmiştir. Bulunan kaynak çözümler Tablo 3’de verilen GCMT çözümleriyle karşılaştırıldığında, farklı frekans bandındaki verilerden elde edi-len çözümler olmasına rağmen gerek faylanma türü, gerekse faylanma parametreleri açısından genel benzerlik dikkat çekicidir. En önemlisi de yapılan nokta kaynak ters çözümünün 9 Kasım 2011 tarihli artçı deprem için GCMT gibi doğrul-tu atımlı faylanma mekanizması vermesi ve bu artçının başka bir fay üzerinde meydana geldi-ğini önermesidir. Ancak, bu artçı için bulunan çözümde D-B doğrultulu düğüm düzleminin eğiminin GCMT çözümündekinden daha düşük açılı olduğu da vurgulanmalıdır.

GERİLME TENSÖRÜ ANALİZİ

Pınar vd., (2007) Van Gölü bölgesi içinde geril-me rejiminin transpresif bir gerilme rejimi oldu-ğunu ve bu yönüyle yerel olarak doğrultu-atımlı rejimin baskın olduğu Doğu Anadolu bölgesi genelinden farklılık gösterdiğini belirlemiştir. Bu çalışmada da benzer yöntemle bir gerilme tensör analizi veri olarak Tablo 2’de listelenmiş kaynak parametreleri bilinen depremler ve bu depremlere ilave olarak Tablo 3’de verilen 2011 Van depremi artçı depremleri mekanizma çö-zümleri içerilerek ayrı ayrı yapılmıştır.

Yöntemde kullanılan veriler deprem odak me-kanizmalarından belirlenmiş P ve T gerilme eksenlerinin yönelimleridir yani azimut ve da-lımlarıdır. Yöntem en büyük asal gerilme (σ 1),

Tablo 5. Tablo 3’de verilen 2, 6 ve 11 nolu artçı depremler için yapılan uzak-alan nokta-kaynak ters çözümünde kullanılan verinin özellikleri ve ters çözüm sonucunda elde edilen kaynak parametreleri.Table 5. The features of the teleseismic data used in the point-source inversion of the aftershocks numbered 2, 6 and 11 in Table 3 along with the source parameters resulted from the inversion.

Artçı Kullanılan uzak-alan verisi Ters Çözüm Sonuçları

Oluş zamanı

P SHVeri boyu (sn)

ÖrneklemeAralığı (sn)

Doğrultu(o)

Eğim(o)

Rake(o)

CMTderinliği

SismikMoment

X 1017

Nm

Mw

23/10/2011 36 14 20 0.5 268 50 74 13 0.8 5.9

25/10/2011 31 5 20 0.5 279 41 78 9 0.38 5.7

09/11/2011 23 11 20 0.5 275 36 -166 5 0.31 5.6

Utkucu vd. 99

orta asal gerilme (σ 2) ve en küçük asal geril-me (σ 3) eksenleri ile gerilme büyüklüğü oranı (R) olarak bilinen ve R = (σ 2 − σ 1)/(σ 3 − σ 1) şeklinde tanımlanan 4 parametreyi belirlemek-tedir. Bu 4 parametrenin değişen değerleri farklı

Şekil 7. Nokta-kaynak ters çözümünde (a) 23 Ekim, (b) 25 Ekim ve (c) 9 Kasım 2011 artçı dep-remleri için kullanılan nokta kaynak gridleri.

Figure 7. Point source grid schemes used for (a) the 23 October, (b) the 25 October and (c) the 9 November 2011 aftershocks in the point source inversion.

gerilme modellerini ifade etmekte olup kullanı-lan gözlenmiş veri setinin tümüne birden en iyi uyumu veren model gerilme tensör analizinin sonucu olarak çalışma alanının gerilme rejimi-ni en iyi tanımlayan modeli olarak ele alınır. En iyi uyum veren model bu 4 model parametre-sinin sistematik olarak değerlerinin geniş bir olasılık aralığında her ters çözüm yinelemesin-de bir kez değiştirilmesiyle yapılan grid noktası taraması yoluyla bulunur (Gephart 1990; Pınar vd., 2007). Her yineleme sonucunda kullanılan veri ile hesaplanan gerilme tensörü arasındaki uyumsuzluk, verinin tanımladığı kayma vektörü ile gerilme modelinin tanımladığı kayma vektörü arasındaki en küçük rotasyon açısıdır.

Anderson faylanma teorisi dikkate alındığında, gerilme tensörü analizi sonucunda σ 1 (P) ve σ 3 (T) yatay ve σ 2 (B) düşey düzlemde belirlen-mişse faylanma doğrultu atımlı, σ 2 ve σ 3 yatay düzlemde ve σ 1 düşey düzlemde belirlenmişse faylanma normal ve σ 1 ve σ 2 yatay düzlemde ve σ 3 düşey düzlemde belirlenmişse faylanma ters atımlı bir faylanmadır (Twiss ve Moores 1992). Gerilme tensörü analizi sonucunda R=0 olarak hesaplanmışsa açılma yani normal fay-lanmalı, R=0.5 olarak hesaplanmışsa doğrultu atım faylanmalı ve R=1 olarak hesaplanmışsa sıkışma yani ters faylanmalı bir gerilme rejimi söz konusudur. R=0-0.5 aralığında bulunmuş-sa transtansiyonel ve R=0.5-1 aralığında bulun-muşsa transpressif bir bölgesel gerilme rejimi söz konusudur.

Tablo 2’de verilen kaynak parametreleri bilinen ana şok depremler ile yapılan gerilme tensörü ters çözümü sonuçları Şekil 11a’da ve bu dep-remlere ilave olarak Tablo 3’de verilen 2011 Van depremi artçı depremleri mekanizma çözümleri içerilerek yapılan gerilme tensörü ters çözümü sonuçları da Şekil 11b’de verilmiş ve asal ge-rilme eksenlerinin belirlenen azimut ve dalım açıları ile R değerleri Tablo 6’da listelenmiştir.Görüleceği üzere, gerilme tensörü analizi so-nuçları doğrultu atımlı bir gerilme rejimini ima etmektedir.

TARTIŞMA

Önceki bölümlerde yapılan analizlerin sonuç-larının değerlendirilmesi bağlamında yapılan

Yerbilimleri100

Şekil 8. 23 Ekim 2011 tarihli 2011 Van depremi artçı depremi nokta kaynak analizi sonuçları ve gözlenmiş (üst-teki)/yapay dalga şekli karşılaştırması. Her bir dalga şekli solunda istasyon adı, dalga fazı, hangi bileşen kaydı olduğu ve istasyon azimutu bilgileri yer almaktadır.

Figure 8. The point-source analysis results and observed (up)/synthetic (down) waveform pairs for the aftershock of the 2011 Van earthqake occurred on 23 October 2011. Station name, wave phase, component and station azimut information are given in the left of the each waveform pair.

Tablo 6. Van Gölü bölgesi içinde meydana gelmiş depremlerden yapılan gerilme tensörü analizi sonuçları. Analiz sırasında hesaplanan ve sonuçta elde edilen asal gerilme eksenlerinin dağılımları için Şekil 11’e bakınız. Table 6. Stress tensor analysis results for the earthquakes occurred in the Lake Van Area. Distribution of the principal stress axes estimated during the analysis and resulted from the analysis are shown in Figure 11.

σ 1 σ 2 σ 3

R Gerilme rejimiAzimut

(o)Dalım

(o)Azimut

(o)Dalım

(o)Azimut

(o)Dalım

(o)

Pınar vd., 2007

335 16 255 32 42 53 0.8 Transpressif

Bu çalışma1 169 19 296 61 71 22 0.6 Doğrultu atımlı

Bu çalışma2 174 19 333 70 82 7 0.5 Doğrultu atımlı

1 Tablo 2’de verilen kaynak parametreleri bilinen ana şok depremler ile yapılan gerilme tensörü ters çözümü sonuçları. 2 Tablo 2’de verilen kaynak parametreleri bilinen ana şok depremlere ilave olarak Tablo 3’de verilen 2011 Van depremi artçı depremleri mekanizma çözümleri de içerilerek yapılan gerilme tensörü ters çözümü so-nuçları

Utkucu vd. 101

yorumlar buradaki tartışmanın kapsamına da-hildirler ve anlatımın akıcılığı ve devamlılığı açı-sından tamamı bu bölümde içerilmemiştir.

Telesismik sonlu-fay analizi sonuçları 2011 Van depreminin Van fayı üzerinde güneybatıya tek taraflı bir kırılma sonucu oluştuğunu, kayma genliğinin 5 m’yi aştığını, kırılmanın genellikle derinde kalıp sığ fay kesimlerine pek ulaşma-dığını ve önemli kırılmanın yaklaşık 25 km x 16 km’lik bir fay alanını kapsadığını önermektedir. Elliot vd., (2013) InSAR verilerinin modellenme-sinden 2011 Van depremi kırılmasının bir çift, basamaklı (en echelon) ve KB’ya doğru farklı eğimleri olan iki fay segmentinden oluştuğunu

ve bunlardan doğuda yer alanının üzerinde kay-manın 6 m’ye batıda olanın üzerinde ise 9 m’ye ulaştığını önermişlerdir. Şekil 4’de verilen kay-ma dağılım modeli her ne kadar iki segmentli bir model fay düzlemi kullanılmadan tek segmentli bir fay modeli kullanılarak elde edilmiş olsa da odağın GB’sında kalan kırılma alanının doğu ve batı yarıları arasındaki kayma genlikleri (doğu yarısı için yaklaşık 2.5 m ve batı yarısı için yak-laşık 5.5 m) farkı ile bu bulguyu destekler nite-liktedir.

Pınar vd., (2007), deprem odak mekanizmala-rından Van Gölü bölgesi içinde gerilme rejimini transpressif olarak bulmuşlardır. Bu çalışmada,

Şekil 9. 25 Ekim 2011 tarihli 2011 Van depremi artçı depremi nokta kaynak analizi sonuçları ve gözlenmiş (üst-teki)/yapay dalga şekli karşılaştırması. Her bir dalga şekli solunda istasyon adı, dalga fazı, hangi bileşen kaydı olduğu ve istasyon azimutu bilgileri yer almaktadır.

Figure 9. The point-source analysis results andobserved (up)/synthetic (down) waveform pairs for the aftershock of the 2011 Van earthqake occurred on 25 October 2011. Station name, wave phase, component and sta-tion azimut information are given in the left of the each waveform pair.

Yerbilimleri102

Van Gölü bölgesi için deprem odak mekaniz-malarından yapılan bölgesel gerilme tensörü analizi sonucunda gerilme rejimi Tablo 3’de verilen 2011 Van depremi artçı deprem kaynak mekanizmalarının kullanılıp kullanılmamasına bakılmaksızın doğrultu atımlı bir gerilme rejimi bulunmuştur. Bu noktada, bu çalışmada Pı-nar vd., (2007)’den farklı olarak gerilme tensor analizinde 2011 Van depremi ana şok kaynak mekanizması ile Utkucu (2013)’de çözümü ya-pılmış iki depremin (Tablo 2’de 1972 Gevaş ve 1976 Van depremleri) odak mekanizmalarının içerildiği hatırlatılmalıdır. Özkaymak (2004), Van Gölü doğusu için arazi verileri fay kinematiği analizinden, Van Gölü doğusu içinde gerilme rejiminin yaklaşık K-G doğrultulu bir sıkışma

rejimi olduğunu ifade etmiştir. Tüm bu sonuçlar Van Gölü bölgesi içinde gerilme rejiminin yerel olarak değiştiği ve doğrultu atımlı rejimin bas-kın olduğu transpressif bir rejimin hâkim olduğu şeklinde yorumlanabilir.

2011 Van depremi, Karadeniz içinde Bartın ili açıklarında meydana gelmiş 3 Eylül 1968 Bartın depremi (Ms=6.6) (Alptekin vd., 1986) istisnası dışında Türkiye’de aletsel dönemde meydana gelmiş ve odak mekanizması bilinen büyük depremler içinde nerdeyse tamamen ters faylanma sonucu oluşmuş ilk depremdir (25 Eylül 1975 Lice depreminin hemen hemen eşit büyüklükte ters ve sol-yanal doğrultu atımlı faylanma bileşenlerine sahip olduğu

Şekil 10. 9 Kasım 2011 tarihli 2011 Van depremi artçı depremi nokta kaynak analizi sonuçları ve gözlenmiş (üst-teki)/yapay dalga şekli karşılaştırması. Her bir dalga şekli solunda istasyon adı, dalga fazı, hangi bileşen kaydı olduğu ve istasyon azimutu bilgileri yer almaktadır.

Figure 10. The point-source analysis results and observed (up)/synthetic (down) waveform pairs for the aftershock of the 2011 Van earthqake occurred on 9 November 2011. Station name, wave phase, component and station azimut information are given in the left of the each waveform pair.

Utkucu vd. 103

hatırlatılmalıdır). Bu deprem bölgede yaygın olarak gözlenen doğrultu atımlı faylanmaların yanısıra ters faylanmalarında meydana gelebileceğini kanıtlamıştır.

SONUÇLAR

23 Ekim 2011 Van depreminin geniş bant uzak-alan cisim dalga şekilleri kullanılarak sonlu-fay modellemesi yapılmış ve kırılmanın ters fay-lanma sonucu oluştuğu ve tek taraflı olarak 25 km’lik bir uzaklık boyunca GB’ya yayıldığı gö-rülmüştür. Kırılmanın 5 km’den sığ derinliklere pek yayılmadığı, en büyük kaymanın 5.5 m ci-varında olduğu, kırılmanın yaklaşık 11 sn sür-düğü ve toplamda 4.6 x1019 Nm’lik (MW=7.1) bir sismik momentin özelliklede 5-9 sn kırılma zamanı aralığında serbestlendiği belirlenmiştir. Sonlu-fay analizi en büyük kayma alanı için 3

sn’lik bir yükselim zamanı önermiştir. 2011 Van depreminin 3 büyük artçı depreminin uzak-alan nokta kaynak modellemeleri sonucu elde edilen kayak mekanizmaları bu artçı depremlerin sa-dece ana şok kırılma düzleminde ya da komşu ters faylar üzerinde oluşmadığını 9 Kasım 2011 artçı depreminde olduğu gibi komşu doğrultu atımlı faylar üzerinde de artçı depremlerin tetik-lendiğine işaret etmiştir.

Van Gölü bölgesindeki mevcut ana şok dep-rem odak mekanizmaları kullanılarak ve bunlara 2011 Van depremi artçı depremleri eklenerek gerilme tensör analizleri bölgede gerilme reji-minin doğrultu-atımlı olduğunu ve sıkışma ge-rilmesi ekseninin kabaca K-G doğrultusunda uzandığını önermiştir.

Şekil 11. (a) Tablo 2’de verilen Van Gölü bölgesindeki ana şok depremlerin P ve T eksenlerinden ve (b) ana şok depremler ve Tablo 3’de verilen 23 Ekim 2011 Van depreminin artçılarıyla hesaplanan gerilme tensörü analizi sonuçları. Küçük semboller analiz sırasında hesaplanan asal gerilme eksenlerini gösterirken büyük ve kalın çizgili semboller aynısını en iyi uyumu veren gerilme modeli için vermektedir. Kareler, üçgenler ve çemberler sırasıyla en büyük asal gerilme ekseni σ 1, orta asalgerilme ekseni σ 2 ve en küçük asal gerilme ekseni σ 3 azimut ve dalım açıları çiftlerine işaret etmektedir. Asal gerilme eksenlerinin azimut ve dalım açıları çiftlerinin ve gerilme büyüklüğü oranı R’nin değerleri için Tablo 6’ya bakınız.

Figure 11. Results of the stress tensor analysis estimated from (a) the P- and T-axes of the focal mechanisms of the mainshocks in the Lake Van region given in Table 2 (b) from the mainshocks and the 23 October 2011 Van earthquake’s aftershocks given in Table 3. The smaller symbols denote estimated principal stress axes while the large and solid symboles show the same for the best-fitting stress model. The squares, triangles and circles indicate the azimuth and plunges of the maximum compression axis σ 1, the intermediate stress axis σ 2 and the minimum stress axis σ 3, respectively. See Table 6 for the values of the azimuth and plunge pair of the principal stress axes and the stress magnitude ratio R.

Yerbilimleri104

KATKI BELİRTME

Bu çalısmada kullanılan 29 Ekim 2011 Van dep-remi artçı deprem lokasyonları Kandilli Rasat-hanesi ve Deprem Arastırma Enstitüsü Tarafın-dan saglanmıstır.

Yazarlar, lokasyon verilerini saglayan Dr. Dogan KALAFAT'a tesekkür ederler.

“Bu çalısma Sakarya Üniversitesi Bilimsel Aras-tırma Projeleri Komisyonu tarafından desteklen-mistir." Proje Numarası: 2012-01-14-005)

REFERANSLAR

AFAD (2011). Van depremi (23 Ekim 2011) rapo-ru. T.C. Başbakanlık Afet ve Acil Durum Yönetimi Başkanlığı, Deprem Dairesi Başkanlığı, Ankara. 100 pp.

Akyüz S, Zabcı C, Sançar T ., 2011. 23 Ekim 2011 Van depremi hakkında ön rapor. İstanbul Teknik Üniversitesi, İstanbul, Kasım 2011, 19 pp (in Turkish).

Albini, P., Demircioglu, M. B., Locati, M., Rovi-da, A., Sesetyan, K., Stucchi, M., and Vigano, D.: In search of the predeces-sors of the 2011 Van (Turkey) Earthqu-ake, Seismol. Res. Lett., 83, 855–862, doi:10.1785/0220110146, 2012.

Alptekin, Ö., Nabelek, J.L. ve Toksöz, M.N., 1986. Source Mechanism of the Bartın earthquake of September 3, 1968 in Northwestern Turkey: evidence for ac-tive thrust faulting at the southern Black Sea margin, Tectonophysics, 122, 73-88.

Ambraseys, N. N, Finkel, C., 1995. The seis-micity of Turkey ve adjacent areas: a historical review, 1500-1800. Eren Pub-lication, İstanbul, ISBN 975-7622-38-9, 240 pp.

Ambraseys, N. N., 1988. Engineering seismo-logy. Earthquake Eng Struc 17:1-105.

Ambraseys, N. N, Adams R. D., 1989. Long-term seismicity of North Armenia. Eos. Transactions, American Geophysical Union, 70:145-154.

Ambraseys, N. N., 1989. Temporary seismic quiescence: SE Turkey. Geophys J 96:311-331.

Ambraseys, N., 2009. Earthquakes in the Me-diterranean ve Middle East: a multidis-ciplinary study of seismicity up to 1900. Cambridge University Press. 947pp. ISBN 978-0-521-87292-8.

Atzori, S, Tolomei, C., Salvi, S. Zoffoli, S. , 2011. Coseismic ground displacement ve preliminary source models for the 10/23/2011, MW=7.2, Van earthquake, Eastern Turkey. Available from URL: http://www.sigris.it/images/stories/SIGRIS-4-Van_1stRep.pdf

Barka, A., Kadinsky-Cade K., 1988. Strike-slip fault geometry in Turkey ve its influen-ce on earthquake activity. Tectonics 7:663-684.

CEDIM, 2011. Comparing the current impact of the Van Earthquake to past earthqua-kes in Eastern Turkey. Center for Di-saster Management ve Risk Reduction Technology (CEDIM) Forensic Earthqu-ake Analysis Group, Report 4, Novem-ber 2011, 28 pp.

Çelebi, E., Çağlar, N., Özocak, A., Aktaş, M., Kutanis, M., Mert, N., Özcan, Z., Kırtel, O., 2011. 23 Ekim 2011 Van-Erciş dep-remi değerlendirme raporu. Sakarya Üniversitesi Mühendislik Fakültesi İnşa-at Mühendisliği Bölümü, Sakarya, 58 pp (in Turkish).

Degens, E. T, Wong, H. K., Kurtman, F., Finkch, P., 1978. Geological development of Lake Van. in: The Geology Lake Van. MTA Press, No. 169:134-146.

Dhont, D., Chorowicz, J., 2006. Review of the neotectonics of the Eastern Turkish–Ar-menian Plateau by geomorphic analysis of digital elevation model imagery. Int J Earth Sci (Geol Rundsch) 95:34–49. doi:10.1007/s00531-005-0020-3.

Djamour, Y., Vernant, P., Nankali, H. R., Ta-vakoli , F., 2011. NW Iran-eastern Turkey present-day kinematics: Re-sults from the Iranian permanent GPS network Earth ve Planetary Scien-ce Letters , 307,27–34 doi:10.1016/j.epsl.2011.04.029.

Elliott, J.R. Copley, A. C. , Holley, R., Scharer,K. ve Parsons, B., 2013. The 2011 Mw

Utkucu vd. 105

7.1 Van (Eastern Turkey) earthquake Journal Of Geophysical Research: So-lid Earth, Vol. 118, 1–19, doi:10.1002/jgrb.50117.

Emre, Ö., Duman, T. Y., Özalp, S., Elmacı, H., 2011. 23 Ekim 2011 Van depremi saha gözlemleri ve kaynak faya ilişkin ön de-ğerlendirmeler. MTA Jeoloji Etütler Dai-resi, Ankara, 22 pp (in Turkish).

Eyidoğan, H., Güçlü, U., Utku Z, Değirmenci, E., 1991. Macroseismic guide for large Tur-key earthquakes 1900-1988. İstanbul Technical University, Faculty of Mine, Department of Geophysics, İstanbul, 198 pp (in Turkish).

Hartzell, S. H, Heaton, T. H., 1983. Inversion of strong-ground motion ve teleseismic wave form data for the fault rupture his-tory of the 1979 Imperial Valley, Califor-nia, earthquake. Bull Seismol. Soc. Am. 73:1553-1583.

Hayes, G., 2011. Updated Result of the Oct 23, 2011 Mw 7.1 Eastern Turkey Earthqua-ke available from URL: http://earthqu-ake.usgs.gov/earthquakes/eqinthe-news/2011/ usb0006bqc/finite_ fault.php.

Jackson, J., 1992. Partitioning of strike-slip ve convergent motion between Eurasia ve Arabia in Eastern Turkey ve the Cauca-sus, J Geophys Res 97:12471-12479.

Jackson, J., McKenzie, D. P., 1984. Active tec-tonics of the Alpine-Himalayan belt bet-ween western Turkey ve Pakistan. Ge-ophys J R Astr Soc 77:185-264.

Jeffreys, H ., ve K. E. Bullen, 1958. Seismologi-cal Tables, Office of the British Associa-tion, Burlington H ouse, London.

JMO (2011). Van (Tabanlı-Edremit) depremleri raporu. Jeoloji Mühendisleri Odası Ra-poru, Ankara. 52 pp (in Turkish).

Kalafat, D., 1995. 1964-1994 yılları arasında Türkiye ve yakın çevresinde etkili olmuş depremlerin makrosismik gözlemleri. Deprem Araştırma Bülteni 73:60-97 (in Turkish).

Kalafat, D., 1998. Anadolu’nun tektonik yapıla-rının deprem mekanizmaları açısından

irdelenmesi. Deprem Araştırma Bülteni 77:1-277 (in Turkish).

Kalafat, D., Güneş, Y., Kara, M., Deniz, P., Keko-valı, K., Kuleli, S. H, Gülen, L., Yılmazer M, Özel, N., 2007. A revised ve exten-ded earthquake catalogue for Turkey since 1900(M≥4.0). Boğaziçi University, Kandilli Rasathanesi ve Deprem Araştır-ma Enstitüsü, Bebek-İstanbul, 553 pp (in Turkish).

Kikuchi, M. ve H. Kanamori, 1991. Inversion of complex body wave-III, Bull. Seism. Soc. Am., 81, 2335-2350.

Koçyiğit A, Yılmaz A, Adamia S, Kuloshvili, S., 2001. Neotectonics of East Anatolia plateau (Turkey) ve lesser Caucasus: implication for transition from thrus-ting to strike-slip faulting. Geodinamica Acta, 14:177-195.

Koçyiğit, A. and Altıner, D., Tectonostratigrap-hic Evolution of the North Anatolian Pa-laeorift (NAPR): Hettangian-Aptian Pas-sive Continental Margin of the Northern Neo-Tethys, Turkey. Turkish Journal of Earth Sciences, 11, (2002), p.1-27

Lahn, E., 1946. A note about earthquakes in Van area (July-November 1945). Maden Tetkik ve Arama ve Enstitüsü 1(35):126-132 (in Turkish and French).

Lahn, E., 1949. Seismological investigations in Turkey. Bull Seismol Soc Am 39:67-71.

Langston, C. A, Helmberger, D. V., 1975. A procedure for modelling shallow dislo-cation sources. Geophys J R astr Soc 42:117-130.

Lawson, C.L., Hanson, R.J., 1974. Solving Least Square Problem. Prentice-Hall, New Jersey, 339 pp.

Litt, T., Krastel, S., Sturm, M., Kipfer, R., Örçen, S., Heumann, G., Franz, S. O., Ulgen, U. B, Niessen, F., 2009. ‘PALEOVAN’, International Continental Scientific Drill-ing Program (ICDP): site survey results ve perspectives. Quaternary Sci Rev 28:1555–1567. doi:10.1016/j.quascirev.

McClusky, S., Balassanian, S., Barka, A., Demir, C., Ergintav, S., Georgiev, I., Gürkan O, Hamburger, M., Hurst, K., Kahle, H.,

Yerbilimleri106

Kastens, K., Nadariya, M., Ouzouni, A., Paradissis, D., Peter, Y., Prilepin, M., Reilinger, R., Sanli, I., Seeger, H., Te-aleb, A., Toksöz, M. N., Veis, G., 2000. GPS constraints on plate kinematics ve dynamics in the Eastern Mediter-ranean ve Caucasus. J Geophys Res 105:5695-5719.

McKenzie, D. P., 1972. Active tectonics of the Mediterranean region. Geophys JR astr Soc 30: 109-185.

METU/EERC (2011) 23 Ekim 2011 Mw 7.2 Van depremi sismik ve yapısal hasara ilişkin saha gözlemleri. Report No: 2011-04, Kasım 2011, Ankara, 76 pp.

MTA, Türkiye Yenilenmiş Diri Fay Haritası, ava-ilable at: http://www.mta.gov.tr/v2.0/default.php?id=yeni diri fay haritalari-goruntule (last access: 19 June 2013), 2012.

Özkaymak, Ç., Yürür, T., Köse, O., 2004. An example of intercontinental active col-lisional tectonics in the Eastern Medi-terranean region (Van, eastern Turkey). 5th International Symposium on Eastern Mediterranean Geology, 14-20 April 2004, Thessaloniki, Greece, Procee-dings Book, pp 591-593.

Pınar, A., 1995. Rupture process ve spectra of some major Turkish earthquakes ve their seismotectonic implications. Dis-sertation, Boğaziçi University, İstanbul.

Pınar, A., Honkura, Y., Kuge, K., Matsushima, M., Sezgin, N., Yılmazer, M., Öğütçü, Z., 2007. Source mechanism of the 2000 November 15 Lake Van earthquake (Mw = 5.6) in eastern Turkey ve its seis-motectonic implications. Geophys J Int 170(2):749-763, doi: 10.1111/j.1365-246X.2007.03445.x

Reilinger, R., McClusky, S., Vernant, P., Lawren-ce, S., Ergintav, S., Cakmak, R., Özener, H., Kadirov, F., Guliev, I., Stepanyan, R., Nadariya, M., Hahubia, G., Mahmoud, S., Sakr, K., ArRajehi, A., Paradissis, D., Al-Aydrus, A., Prilepin, M., Guseva, T., Evren, E., Dmitrotsa, A., Filikov, S,V, Gomez, F., Al-Ghazzi, R., Karam, G., 2006. GPS constraints on continental

deformation in the Africa-Arabia-Eura-sia continental collision zone ve impli-cations for the dynamics of plate inte-ractions. J Geophys Res 111, B05411, doi:10.1029/2005JB004051.

Sandvol, E., Türkelli, N., Barazangi, M., 2003. The Eastern Turkey Seismic Experiment: The study of a young continent-conti-nent collision: An example from eastern Turkey. Geophys Res Lett 30(24), 8038, doi:10.1029/2003GL018912, 2003.

Sinclair, T., 1999. Two problems concerning the Van Region: Arakel of Tabriz on the earthquake of 1646 ve evidence for the rise in the level of the lake. In: Zacharia-dou E, (ed.), Natural Disasters in the Ot-toman Empire, Crete University Press, pp 207-222.

Stewart, G. S., Kanamori, H., 1982. Complexity of rupture in large strike-slip earthqua-kes in Turkey. Phys Earth Planet Inter 28: 70-84.

Şaroğlu, F., Emre, Ö., Kuşçu, İ., 1992. Active fa-ult map of Turkey. Publ Miner Res Exp-lor Ins. Turk, Ankara, Turkey.

Şengör, A. M. C, Görür, N., Şaroğlu, F., 1985. Strike-slip faulting ve related basin formation in zones of tectonic escape: Turkey as a case study. In Strike-slip faulting ve basin formation, eds. Biddle KT ve Christie-Blick N, Spec Publ Soc Econ Paleontol Mineral 37-227-264.

Şengör, A. M. C, Özeren, S., Genç, T., Zor, E., 2003. East Anatolian high pla-teau as a mantle-supported, north-south shortened domal structu-re. Geophys Res Lett 30(24), 8045, doi:10.1029/2003GL017858, 2003.

Taşman, C.E., 1946. Varto ve Van earthqua-kes. Publ Miner Res Explor Ins Turk, 2(36):287-291 (in Turkish).

Taymaz, T., Eyidoğan, H., Jackson, J., 1991. Source parameters of large earthqu-akes in the East Anatolian fault zone (Turkey). Geophys J Int 106:537-550.

Toksöz, M. N., Nabelek, J., Arpat, E., 1978. So-urce properties of the 1976 earthquake in eastern Turkey: a comparison of field

Utkucu vd. 107

data ve teleseismic results, Tectonoph-ysics, 49:199-205.

Twiss, R. J. and Moores, E.M., 1992. Structural Geology, W.H. Freeman ve Co., New York, sf. 203.

Utkucu, M., 2013. 23 October 2011, Van, Eas-tern Anatolia, earthquake (Mw=7.1) and seismotectonics of Lake Van area. J. Seismol., 17, 783–805, doi: 10.1007/s10950-012-9354-z.

Vernant P, Nilforoushan, F., Hatzfeld, D., Abba-si, M. R., Vigny, C., Masson, F., Nankali, H., Martino, J., Ashtiani, A., Bayer, R., Tavakoli, F., Chery, J., 2004. Present-day crustal deformation ve plate kine-matics in the Middle East constrained by GPS measurements in Iran ve nort-hern Oman. Geophys J Int 157:381-398.

Wald, D. J., Heaton, H. T., 1994. Spatial ve tem-poral distribution of slip for the 1992 Lveers, California, earthquake, Bull Se-ismol Soc Am 84:668-691.

Wong, H.K., Degens, E.T., 1978. The bath-ymetry of Lake Van, eastern Turkey. In The Geology Lake Van, pp. 6-10. eds. Degens ET ve Kurtman F, M.T.A. Press, No. 169, Ankara, Turkey.

Yerbilimleri108

Yerbilimleri, 35 (2), 109-136Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araştırma Merkezi BülteniBulletin of the Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

Çataltepe (Lapseki-Çanakkale) Pb-Zn±Cu±Ag Yatağı’nın Jeolojisi ve Alterasyon Özellikleri

Geology and the Alteration Features of the Çataltepe (Lapseki-Çanakkale) Pb-Zn±Cu±Ag Deposit

GÖKHAN DEMİRELA1*, SİNAN AKISKA2, İ. SÖNMEZ SAYILI3, İLKAY KUŞCU4

1 Aksaray Üniversitesi, Mühendislik Fakültesi, Jeoloji Mühendisliği Bölümü, TR-68100, Aksaray2Ankara Üniversitesi, Mühendislik Fakültesi, Jeoloji Mühendisliği Bölümü, TR-06100, Tandoğan/Ankara3 Fe-Ni Madencilik, Ceyhun Atıf Kansu Caddesi, 1368 Sokak, No: 6/4 Balgat, Ankara4 Muğla Sıtkı Koçman Üniversitesi, Mühendislik Fakültesi, Jeoloji Mühendisliği Bölümü, TR-48100, Muğla

Geliş (received) : 27 Mayıs (May) 2014 Kabul (accepted) : 18 Temmuz (July) 2014

ÖZBiga Yarımadası’nın KB ucunda ve Çanakkale ili Lapseki ilçesi doğusunda yer alan Çataltepe Pb-Zn±Cu±Ag yata-ğı, Kretase yaşlı Çamlıca metamorfitlerinin mermerleri içinde ve onların diğer kayaçlarla olan dokanakları boyunca genellikle litolojik kontrollü olarak gelişmiş bir cevherleşmedir. Şu an aktif olarak üretim yapılan işletme alanında cevherleşmelerin genel doğrultu/eğimi mermer ve diğer metamorfitlerin genel doğrultu/eğimine uyumlu olup yak-laşık K40oB/40oKD’dur. Mikroskobik çalışmalar prograd evreye özgün granat ve piroksen minerallerinin varlığını ve bu minerallerin retrograd evrede karbonatlaşıp epidotlaştığını göstermektedir. Cevher mineralleri olarak kah-verengi sfalerit, bal renkli sfalerit, galenit, kalkopirit, pirit, pirotin, valeriit, manyetit, hematit, markazit, arsenopirit ve limonit mineralleri izlenmektedir. Retrograd evre sırasında gelişen cevherleşmeler dokusal olarak masif dokulu cevherleşmeler ve saçınımlı dokulu cevherleşmeler olmak üzere iki gruba ayrılmakta ve masif dokulu cevherleş-meler saçınımlı dokulu cevherleşmeler tarafından kesilmektedir. Bu cevher minerallerine karbonat, klorit ve kuvars mineralleri eşlik etmektedir. Geç evre alterasyonlar başlıca manganoksit-hidroksit, limonit, karbonat ve kalsit mi-neralleri ile temsil edilmekte olup prograd ve retrograd evre alterasyonlarını maskelemektedir.Çalışmalar sırasında elde edilen veriler, Çataltepe Pb-Zn±Cu±Ag yatağının mermer-metakumtaşı/kuvarsit doka-nakları boyunca ve esas olarak mermerler içinde bir magmatik etki ile evrimleşen cevherli çözeltilerden itibaren oluştuğuna işaret etmektedir. Ayrıca veriler, sıcaklık bakımından mezo-epitermal koşullarda oluşan distal Pb-Zn skarn yataklarına göre biraz daha sığ kesimlerde ortaya çıkmış epijenetik bir yatağı önermektedir.

Anahtar Kelimeler: Biga Yarımadası, Çataltepe, Pb-Zn, skarn, epijenetik,alterasyon

ABSTRACT

The Çataltepe Pb-Zn±Cu±Ag deposit, to the east of Lapseki (Çanakkale), in the northwestern part of Biga Pen-insula, is hosted by marbles, and at the contact between marbles and other rocks of the Çamlıca metamorphics (Cretaceous). In the area, still under operation, the strike and dip of the mineralization are N40W/40o NE which is nearly parallel to schistosity of marbles and other metamorphic rocks. The microscopic investigations indicate that

G. Demirelae-posta: gdemirela@aksaray.edu.tr

GİRİŞ

Biga Yarımadası, Pb-Zn, Cu, Mo, Au ve Ag gibi polimetalik cevherleşmelerin bulunduğu önem-li bir metalojenik alt provenstir. Bu alt provens, Bulgaristan, Yunanistan, Kosova, Bosna Her-sek ve Sırbistan gibi Balkan ülkeleri ile Orta Av-rupa ülkelerinin bir bölümünü içine alan Serbo-Makedoniyen ve Rodop metalojenik kuşakları-na (provensine) jeolojik, metalojenik ve jeolojik ortam olarak benzerlikler sunar.

Biga Yarımadası’nda özellikle metamorfik ka-yaçların karbonatlı seviyeleri ile volkanik-plüto-nik kayaçların dokanakları boyunca ve volkanik kayaçlar içinde gelişmiş alterasyon zonlarında veya bu kayaçlar içerisinde fay kontrollü olarak oluşan Pb-Zn±Cu±Ag cevherleşmeleri, maden yatakları ile ilgilenen yerbilimcilerin her zaman ilgisini çekmiş ve oluşum mekanizmaları üze-rine tartışmalara konu olmuştur. Özellikle gra-nitoyid intrüzyonlarına yakın alanlarda ortaya çıkmış metamorfik kayaçların karbonatlı sevi-yeleri ile ilişkili cevherleşmeler, içermiş olduk-ları kalk-silikat mineral toplulukları ile karakte-rize olan alterasyonlara dayanılarak genellikle skarn tipi yataklar (kontak, kontak pnömatolitik ve kontak metasomatik) sınıfına dahil edilirken (Yücelay, 1976; Özocak, 1977; Çağatay, 1980; Tufan, 1993), cevherleşmelerin oluşumunda Tersiyer magmatizmasının rolü üzerine çeşitli görüşler (Ovalıoğlu, 1973; Çağatay, 1980; Çe-tinkaya, 1983a, b; Wagner vd., 1983; Anıl, 1984; İlbars vd., 2010) ortaya atılmıştır. Bu çalışmada

garnet and pyroxene minerals have been formed during prograde stages which were carbonatized and epidotized during the retrograde stage. The ore minerals are brown and honeyblende sphalerite, galena, chalcopyrite, pyrite, pyrrhotite, valleriite, magnetite, hematite, marcasite, arsenopyrite and limonite. The textural characteristics are sug-gestive of two subsequent mineralization at the retrograde; massive and disseminated ore, and the former is always cut by the latter. The ore mineral assemblage is accompanied by carbonate, chlorite and quartz. The late-stage alterations which are represented by manganese oxide-hydroxide, limonite, calcite and quartz, mask the prograde and retrograde stage alterations.

Our data indicate that the Çataltepe Pb-Zn±Cu±Ag deposit was formed by ore-bearing solutions circulating par-ticularly within marbles and along the marble-metasandstone/quartzite contacts. The data also favors an epigenetic origin for formation of the deposit under meso-epithermal conditions in areas relatively shallower than distal Pb-Zn skarn deposits.

Keywords: Biga Peninsula, Çataltepe, Pb-Zn, skarn, epigenetic, alteration

metamorfik istifin karbonatlı seviyeleri ile ilişkili olan Çataltepe Pb-Zn±Cu±Ag yatağının jeolo-jik, cevher ve alterasyon karakteristikleri ortaya konulmuştur. Elde edilen bulguların bölgede yer alan benzer özelliklere sahip Pb-Zn cevherleş-meleri ile karşılaştırılması yapılarak, yatak tipi ve kökenine yönelik problemlerin mevcut veriler ışığında değerlendirilmesi amaçlanmıştır.

Cevherleşmeler Çanakkale ili, Lapseki ilçesi sınırları içerisinde bulunan Nusretiye köyünün güneydoğusunda, Çataltepe köyünün ise gü-neybatısında ve 1/25.000 ölçekli Çanakkale H17 b3 paftasının güney kesiminde yer almaktadır. Bölgede Truva ve Osmanlı dönemlerinden kal-mış pek çok antik ve eski galerinin bulunması, Biga Yarımadası’nın o dönemlerde de madenci-lik açısından oldukça önemli bir merkez olduğu-nu göstermektedir (Demirela, 2011). Çataltepe Pb-Zn±Cu±Ag yatağı antik dönemlerde de işletilmiş bir yatak olup o döneme ait galerilerden çıkarılmış bazı madencilik aletleri, bugün Çanakkale Arkeoloji Müzesi’nde sergilenmektedir. 1990’lı yılların sonu itibari ile yatak içerisinde açılmış galerilerde halen Çanakkale Madencilik Şirketi tarafından belirli dönemlerde üretim yapılmaktadır. Ayrıca şirket tarafından ilk dönemlerde açılmış yarmalar içinde antik dönemlerden kalma curuf atıkları da bulunmuştur (Yalçınkaya, 2008).

Yerbilimleri110

BÖLGESEL JEOLOJİ

İnceleme alanı Kuzey Ege Bölgesi Alpin Oro-jenik Sistemi ile ilişkilendirilmektedir. Ketin (1966)’e göre Biga Yarımadası jeotektonik ko-num olarak Pontidler içinde yer almakta olup bu tektonik birliğin batı ucundadır.

Biga Yarımadası’nın temelini Tersiyer öncesi Permo-Triyas yaşlı metamorfitler ve ofiyolitler ile Üst Kretase yaşlı ofiyolitli melanjlar oluştur-maktadır. Bölge, Tersiyer sırasında Paleosen-Eosen’den başlayarak Miyosen sonuna kadar süregelen bir magmatizmanın etkisi altında kal-mıştır. Bu sırada çoğunlukla granodiyorit bile-şimli birçok granitoyid kütlesi temel kayaçlarına sokulum yaparken, andezit-dasit-riyodasit-ri-yolit bileşimli volkanik kayaçlar ise benzer za-man aralıklarında temel kayaçlarını kesmiş veya bunları uyumsuz olarak örtmüştür. Yine bu dö-nemde Biga Yarımadası’nda volkanik aktiviteyle çoğu kez eş yaşlı olarak yoğun bir sedimantas-yon meydana gelmiştir (Siyako vd., 1989; Okay vd., 1990, 1996, 2008; Dönmez vd., 2005, 2008; Altunkaynak ve Genç, 2008; Dilek vd., 2009). Bölgede ürünlerine rastlanan son volkanizma Pliyosen yaşlı bazaltlarla temsil olunmaktadır (Beşir, 2003). Bölgedeki tüm birimler en son olarak Pliyo-Kuvaterner yaşlı akarsu çökelleri tarafından uyumsuz olarak örtülmüştür (Şekil 1).

ÇALIŞMA ALANININ JEOLOJİSİ

İnceleme alanında Okay (1990) tarafından tanımlanan Ezine zonu ve Ayvacık-Karabiga zonu ile Çetmi melanjına ait kayaç birimleri yüzeylemektedir (Şekil 1). İnceleme alanının temelini Çamlıca metamorfitlerine ait Mesozoyik yaşlı yeşilşist fasiyesindeki metamorfik kayaçlar oluşturmaktadır. Çamlıca metamorfitleri, altta beyaz, kahve ve gri renkli, çok iyi foliyasyonlu, iri-orta taneli, çoğunlukla mika minerallerince baskın mikaşistler, daha üstte ise kahve-yeşil renkli fillitlerle temsil edilir (Dönmez vd., 2008). Bunlardan başka, metamorfik kayaçlar içinde bazik kayaçlar, mermer ve ofiyolitik kayaçlara özgü mercekler gözlenmekte ve kuvars damarları izlenmektedir. Biga Yarımadası’nın temeline ait tüm birimlerinde gözlenen mermerler Çamlıca metamorfitlerinin değişik seviyelerinde çeşitli kalınlık ve uzunluklarda

mercekler halinde gözlenmektedir (Şekil 2). Ara seviyeler halinde gözlenen bu türden merceklerin Biga Yarımadası içindeki bazı Pb-Zn±Cu±Ag cevherleşmelerine (Çataltepe, Handeresi, Bağırkaç, Karaaydın, Çulfaçukuru, Balya ve Altınoluk cevherleşmeleri gibi) yan kayaçlık yaptığı bilinmektedir. Ayrıca Çamlıca metamorfitleri içerisinde haritalanabilir ölçekte bazik kayaç merceklerinin de varlığından bahsedilmektedir (Dönmez vd., 2008). Çok yaygın olmamakla birlikte şisti kayaçlar içerisinde çeşitli kalınlıklarda foliyasyona paralel veya onu kesen kuvars damarlarına da rastlanılmaktadır (Dönmez vd., 2008). İnceleme alanı içerisinde Çataltepe-Beyçayır yolu üzerinde ve Çataltepe yatağının güneyinde düşük dereceli metamorfik kayaçlar yüzeylemekte ve bunlar Dönmez vd. (2008) tarafından tanımlanan Palamut fillit üyesine karşılık gelmektedir. Ayrıca Şengün ve Çalık (2007), Çamlıca metamorfitlerini Andıkta-şı Formasyonu (metalav, metatüf ve metape-lit), Dedetepe Formasyonu (muskovit kuvars şist, granat mika şist, albit epidot klorit şist, kalk şist, siyah mermer amfibolit ve eklojit) ve Salihler Formasyonu (fillit, şist ve kalkşist ara-dalanması) olmak üzere alttan üste doğru üç formasyona ayırmıştır. Cevherleşmelerin civa-rında yüzeyleyen Çamlıca metamorfitlerine ait kayaç birimleri genellikle kuvarsit, fillit, mermer ve metakumtaşları ile temsil edilmektedir. Özel-likle Çataltepe Pb-Zn±Cu±Ag yatağına yakın yerlerde foliyasyon yüzeylerine paralel olarak hematit ve limonit sıvamaları gözlenmektedir. Çamlıca metamorfitlerine ait şisti birimler içeri-sinde yatak civarında iki seviye halinde ve 1-3 metre kalınlığında mercekler halinde mermer seviyeleri yer almaktadır. Ayrıca bu iki mermer seviyesi çalışmaya konu olan Pb-Zn±Cu±Ag cevherleşmesinin yan kayacını oluşturmaktadır (Şekil 2). Çamlıca metamorfitlerine ait birimlerin ilksel çökelme yaşı bilinmemekle birlikte, Bingöl (1969)’e göre bu metamorfitler güneydeki Kaz-dağ masifine ait Karakaya karmaşığı birimleri-ne karşılık gelmekte ve Üst Triyas yaşlı birimler olarak kabul edilmektedir. Okay ve Satır (2000) tarafından fengitlerden Rb/Sr izotop yöntemi ile 65-69 my arasında yaşlar elde edilmiştir. Geç Kretase döneminde metamorfizma geçirdiği düşünülen Çamlıca metamorfitleri güneyde-ki Sakarya zonuna ait metamorfik kayaçlarla

Demirela vd. 111

deneştirilememektedir (Okay ve Satır, 2000).

Çetmi melanjı, Ezine zonu ile Sakarya zonu ara-sında ve her iki tektonik ünitenin üzerinde yer al-maktadır. Birim ofiyolitli kayaçlardan daha çok, farklı kökendeki kayaçların tektonik dilim veya olistostromal bir karışık halinde bir araya gelmesi ile karakterize edilmektedir (Dönmez vd., 2008). Bölgede Çetmi melanjı içerisinde grovak, fillit, mikaşist, eklojit, serpantinit, spilitik bazalt, rad-yolarit, mermer ve kireçtaşları tektonik dilimler ve olistolitler halinde bulunmaktadır (Duru vd., 2007). Çalışma alanı içerisinde Çıplak Tepe ve Nusretiye Köyü batısında haritalanabilir ölçekte Çetmi melanjına ait serpantinleşmiş harzburjit merceklerine de rastlanılmaktadır (Şekil 2). Bu tür kayaçlar kenar zonları boyunca metamorfizma etkisiyle foliyasyonlu bir yapı kazanmıştır. Litera-

türde melanjın yerleşim yaşı hakkında farklı gö-rüşler bulunmaktadır (Dönmez vd., 2008). Okay vd. (1991) tarafından Çetmi melanjı içerisindeki blok konumlu kireçtaşlarında Erken Triyas-Geç Kretase (Turoniyen-Santoniyen) yaş aralığına karşılık gelen fosiller saptanmış ve melanjın yer-leşme yaşı olarak da Geç Triyas-Paleosen yaşı önerilmiştir. Beccaletto vd. (2005), melanjı uyum-suz olarak örten geç Albiyen-Senomaniyen isti-fine dayanarak melanj oluşumunun Erken-Orta Albiyen’de tamamlanması gerektiğini savunmuş-lardır. Duru vd. (2007) ise melanj içinde yer alan Turoniyen-Santoniyen yaşlı kireçtaşı bloklarına dayanarak, melanjın yerleşme yaşını Santoniyen-Meastrihtiyen olarak önermişlerdir.

Çavuşköy ve Güreci civarında yaklaşık 22 km2’lik bir alanda yüzeyleyen granitoyidler

Şekil 1. Biga Yarımadası’nın genelleştirilmiş jeoloji haritası (1: Karabiga, 2: Kuşçayır, 3: Kestanbol, 4: Bayra-miç-Evciler ve 5: Eybek granitoyidleri), (Siyako vd., 1989; Okay vd., 1990; Beşir, 2003 ve Altunkaynak, 2007’den yararlanılarak yeniden düzenlenmiştir).

Figure 1. Generalized geological map of Biga Peninsula (1: Karabiga, 2: Kuşçayır, 3: Kestanbol, 4: Bayramiç-Evciler and 5: Eybek granitoids), (modified from Siyako et al., 1989; Okay et al., 1990; Beşir, 2003 and Altun-kaynak, 2007).

Yerbilimleri112

Şekil 2. Çalışma alanı ve yakın çevresine ait jeoloji haritası (Dönmez vd., 2008’den değiştirile-rek alınmıştır) ile Çataltepe ve civarının detay jeoloji haritası (Çalapkulu, 1970 ve Çanak-kale Madencilik, 2003 değiştirilerek alınmış-tır).

Figure 2. The geological map of the study area and its surrounding (modified from Dönmez et al., 2008) and detailed geological map of Çatalt-epe and its surrounding (modified from Çalapkulu, 1970 and Çanakkale Madencilik, 2003).

Çalapkulu (1970) tarafından Susamalan kuvars monzoniti, Delaloye ve Bingöl (2000) tarafından ise Şevketiye granodiyoriti olarak adlandırılmış-tır (Şekil 2). Oldukça yoğun alterasyona uğra-mış olan granitoyidin taze mostralarına ancak bazı dere içlerinde nadiren rastlanılabilmekte-dir. Kayaçlar içerisinde diyoritik mafik anklav-lara rastlanmaktadır. Delaloye ve Bingöl (2000), granitoyitten derledikleri muskovitler üzerinde, K/Ar yöntemi ile 71 my’lık yaş elde etmişlerdir. Ancak aynı çalışmacılar, granitoyidin kuzeyinde bulunan Kapıdağ granitoyidine ait hornblend ve biyotitlerden yine K/Ar yöntemi ile 42-36 my’lık, Karabiga granitoyidine ait biyotitlerden ise 45 my’lık yaşlar belirlemişlerdir. Beccaletto vd. (2007) Karabiga granitoyidi üzerinde kseno-tim minerali üzerinde U/Pb yöntemi ile 52 my’lık radyometrik yaş bulgusuna ulaşmıştır (Çizelge 1). Beccaletto vd. (2007), Delaloye ve Bingöl (2000)’ün Karabiga granitoyidi için bulmuş ol-dukları 45 my’lık yaşı, granitoyidin soğuma yaşı, kendi buldukları 52 my’lık yaşı ise granitoyidin kristallenme, yani gerçek intrüzyon yaşı olarak yorumlamışlardır.

Çalışma alanında Beyçayır ve Beypınarı arasında Kaletepe civarında yüzeyleyen (Şekil 2) ve başlıca andezitik ve dasitik lav ve piroklastiklerden oluşan Beyçayır volkanitleri (Dönmez vd., 2005) Siyako vd. (1989) tarafından Akçaalan volkanitlerine, Ercan vd. (1995) tarafından ise Balıklıçeşme formasyonunun bir kısmına dahil edilmiştir. Çalışma alanı içerisinde Çataltepe köyünden Beyçayır’a doğru derlenen örneklerde porfirik dokulu ojit andezit, dasitik andezit ve dasit türü kayaçlar saptanmıştır. Ojit andezitler genellikle hipokristalin porfirik dokuda olup plajiyoklaz, piroksen, opaklaşmış amfibol ve biyotit minerallerinden oluşmaktadır. Dasitler porfirik dokulu olup başlıca plajiyoklaz, opaklaşmış amfibol, biyotit ve kuvars içermektedir. Tüm kayaç örneklerinde plajiyoklaz türü minerallerde az ya da çok killeşme gözlenmektedir. Yatak civarına yakın yerlerden derlenen Beyçayır volkanitlerine ait kayaç örneklerinde yoğun bir karbonatlaşma dikkati çekmektedir. Bazı dasit örneklerinde epidotlaşma ve opak mineral saçınımları gözlenmektedir. Beyçayır volkanitlerinin yaşı üzerine literatürde farklı görüşler bulunmaktadır.

Demirela vd. 113

Çalapkulu (1970) tarafından volkanitlerin yaşı Paleosen-Eosen’e dahil edilirken, Ercan vd. (1995) Balıkçeşme yakınlarında bu volkanitle-rin karşılığı olabileceği düşünülen lavlardan K/Ar (tüm kayaç) yöntemi ile 37,3 ± 0,9 my’lık yaş elde etmiştir. Dönmez vd. (2005) ise stratigrafik olarak hemen bu volkanitlerin altında yer alan Edincik volkanitleri üzerinde K/Ar (tüm kayaç) yöntemi ile 42,3 ± 1,7 my’lık yaş elde etmiştir. Radyometrik yaş verileri ile birlikte stratigrafik ilişkiler göz önüne alındığında, Beyçayır volka-nitleri için Eosen yaşı uygun görülmektedir.

Bu kayaçların üzerinde stratigrafik olarak sı-rasıyla: (1) Beyçayır volkanitleri üzerine uyum-suz olarak başlıca kumtaşı ve çamurtaşından meydana gelen Eosen yaşlı Fıçıtepe formas-yonu (Sfondrini, 1961; Saner, 1985; Dönmez vd.,2005; 2008), (2) bu birimleri uyumsuz ola-rak üzerleyen ve egemen olarak bazalt, bazaltik andezit lav ve piroklastik kayaçlardan oluşan Orta Eosen yaşlı Şahinli formasyonu (Siyako vd., 1989; Ercan vd., 1995; Dönmez vd., 2005, 2008), (3) Orta Eosen (Lütesiyen) yaşlı Soğu-cak formasyonuna ait resifal kireçtaşları (To-ker ve Erkan, 1985; Sümengen ve Terlemez, 1991; Siyako vd., 1989; Dönmez vd., 2008), (4) onun üzerine uyumlu olarak yerleşen ve Üst Eosen’den itibaren kiltaşı, kumtaşı, kireçtaşı ve tüflerden meydana gelen Ceylan formasyonu (Siyako vd., 1989), (5) bu formasyonunun üze-rine uyumsuz olarak gelen bazaltik-andezitik

lav ve piroklastik türü kayaçlardan oluşan Geç Eosen yaşlı Erdağ volkaniti (Siyako vd., 1989; Ercan vd., 1995; Dönmez vd., 2005), (6) adı ge-çen volkanitleri uyumsuz olarak örten asidik lav, kül-blok akıntıları, tüf ve ignimbiritlerden oluşan Atikhisar volkanitleri (Siyako vd., 1989; Ercan vd., 1995; Dönmez vd., 2005), (7) konglomera, kumtaşı ve çamurtaşları ile temsil edilen akarsu çökellerinden oluşan ve kendinden önceki bi-rimleri uyumsuz olarak örten Pliyosen yaşlı Bay-ramiç formasyonu (Siyako vd., 1989; Dönmez vd., 2008) ve (8) tüm birimleri uyumsuz olarak örten Kuvaterner yaşlı alüvyonlar yer almaktadır (Dönmez vd., 2005, 2008), (Şekil 2 ve 3).

MADEN JEOLOJİSİ

Yan Kayaçlar

Çataltepe yatağı, Çamlıca metamorfitlerine ait kuvarsit ve/veya metakumtaşı ve mermerlerle mekansal olarak ilişkili olarak bulunmaktadır. Cevher kütleleri özellikle metakumtaşı-mermer dokanakları boyunca ve esas olarak da mermer-ler içinde ve onlara paralel olmak üzere mercek-ler ve/veya cepler şeklinde izlenmektedir.

Cevherleşmelere yan kayaçlık eden metakum-taşları, blastopsammitik dokuda olup kuvars ve feldispat minerallerinden oluşmuştur. Kuvarslar ince-orta taneli ve özşekilsiz ve yarı özşekillidir. Feldispatlar genellikle plajiyoklaz bileşiminde ve

Çizelge 1. Şevketiye, Kapıdağ ve Karabiga garanitoyidlerine ait radyometrik yaş verileri.Table 1. Radiometric age data belonging to Şevketiye, Kapıdağ, and Karabiga granitoids.

Granitoyid Mineral Metod Yaş (My) Referans

Şevketiye Muskovit K/Ar 71,9±1,8 Delaloye ve Bingöl (2000)

Kapıdağ(Kuzey kesim)

Biyotit

K/Ar

39,9±0,8

Delaloye ve Bingöl (2000)Hornblend 42,2±1,0

Biyotit 38,3±0,8

Kapıdağ(Güney kesim)

BiyotitK/Ar

38,2±0,8Delaloye ve Bingöl (2000)

Biyotit 36,1±0,8

KarabigaBiyotit K/Ar 45,3±0,9 Delaloye ve Bingöl (2000)

Ksenotim U/Pb 52,7±1,9 Beccaletto vd. (2007)

Yerbilimleri114

polisentetik ikizlidir. Kuvarsitler ise ince taneli olup granoblastik dokuda ve neredeyse tama-men kuvarslardan oluşmuştur. Kuvarslar ince kesitlerde özşekilsiz, ince-orta taneli ve dal-galı sönmeye sahip olup belirgin bir yönlenme sergilemektedir. Kuvarslara yer yer ince taneli

ikincil epidot mineralleri eşlik etmektedir. Meta-kumtaşları ve kuvarsitlerde foliyasyon yüzeyleri-ne paralel çatlaklarda hematit-limonit sıvamaları gözlenmektedir.

Çamlıca metamorfitleri içerisinde yer alan mermerler, cevherleşmelerin daha baskın

Şekil 3. İnceleme alanına ait genelleştirilmiş stratigrafik ölçüsüz dikme kesit (ü: üyesi, fm: formasyonu) (Dönmez vd. 2005 ve Dönmez vd. 2008’den yararlanılarak).

Figure 3. Generalized stratigraphic column of the study area (ü: member, fm: formation), (modified from Dönmez et al., 2005 and Dönmez et al., 2008).

Demirela vd. 115

olduğu kesimlerde iki seviye halinde 1-3 metre arasında değişen kalınlıklarda ve mercekler halinde yer almaktadır. Mermerler, esas olarak basınç ikizlenmeleri gösteren kalsit minerallerinden meydana gelmektedir. Bu mer-merlerden kuvarsitler altında yer alanlar daha kalın ve yanal devamlılığı daha fazla olup bun-lar alt mermer, fillitlerin üstünde veya içinde yer alanlar ise üst mermer olarak tanımlanmıştır. Çataltepe cevherleşmelerini barındıran mermer-ler, kuvarsitlerle dokanak halinde olan ve yanal devamlılıkları göreceli olarak daha fazla olan alt mermer mercekleridir. Daha çok alt mermer merceklerini üzerleyen fillitler içinde bulunan mercekler ise yanal devamlılığı olmayan düzen-siz bloklar halinde bulunur. Bunların cevherleş-melerle mekansal birlikteliği bulunmamaktadır.

Alterasyon

Çataltepe cevherleşmesi, zaman-mekan ola-rak ardışık ve birbiri üzerinde gelişen iki evrede oluşmuş alterasyonlar ile ilişkilidir. Bu alteras-yonlar; (1) kalk-silikat minerallerinden oluşan kalk-silikat alterasyonları ve (2) kalk-silikat mi-nerallerini maskeleyen veya silen hidrolitik alte-rasyon olarak adlandırılmaktadır.

Genellikle epidot ve karbonat mineralleri tara-fından maskelenen veya yer yer silinen kalk-silikat alterasyonları, alt mermer-metakumtaşı dokanakları boyunca veya mermerler içinde gözlenir. Bu alterasyonlar, içerdikleri kalk-silikat minerallerinin oluşum sıcaklıkları ve parajenetik oluşum sırasına göre erken-prograd ve geç-retrograd alterasyonlar olarak ikiye ayrılmıştır. Erken-prograd kalk-silikat alterasyon, granat ve yer yer de piroksen gibi susuz kalk-silikat minerallerinden oluşmaktadır ve Einaudi vd. (1981) tarafından da belirtildiği gibi erken me-tasomatizma evresini temsil ederler. Bunlar tüm cevherleşmeleri barındıran alterasyonlar olarak kabul edilmektedir (Demirela, 2011). Daha çok galeri girişlerindeki sırtlarda veya yarmalarda gözlenen bu alterasyonlar en fazla 1-3 m ka-lınlığa sahip olduğu için haritalanabilir ölçekte değildir ve yoğun bitki ve toprak örtüsü nede-niyle yüzeyde takip edilememektedir. Erken-prograd kalk-silikat alterasyonların en baskın minerali %50’den fazla bir oranla granatlardır.

Epidot tarafından ornatılmadığı zaman neredey-se masif granatlı kayaçlar oluşturacak şekilde gözlenirler. Granatlar, sıvı kapanım çalışmaları sırasında yapılan sıcaklık ölçümlerine göre or-ta-yüksek sıcaklık koşullarına (300 oC ile 353 oC arasında olmak üzere 334 oC ortalama ho-mojenleşme sıcaklığı) işaret etmektedir (Akıska vd., 2010; Demirela, 2011). Cevherleşmelere zaman-mekan olarak eşlik eden alterasyon ise erken prograd kalk-silikat alterasyon topluluk-larını maskeleyerek gelişen ve daha çok epidot bakımından baskın geç-retrograd kalk-silikat alterasyonudur. Bu alterasyon, mekansal olarak erken kalk-silikat alterasyonuyla sınırlı bir dağı-lım ve yapı sunar. Bu bakımdan yüzeyde takip edilmesi zor olmasına karşın yer altı galerileri boyunca kılavuz seviye olarak haritalanabilir ni-teliktedir.

Retrograd kalk-silikat alterasyonlar, başta epi-dotlaşma ve onlarla aynı zaman-mekan ilişkisi içinde bulunan galenit, sfalerit, pirit ve kalko-pirit türü cevher minerallerini içermektedir. Bu cevherleşmelere gang mineralleri olarak kar-bonat mineralleri, klorit ve erken evre kuvarslar (kuvars-I) eşlik etmektedir. Cevherleşmeler do-kularına göre masif dokulu ve saçınımlı doku-lu cevherleşmeler olmak üzere iki ayrı tiptedir. Masif dokulu cevher, saçınımlı dokulu cevher damarları tarafından kesilmektedir (Şekil 4).

Retrograd kalk-silikat alterasyona ait mineral toplulukları limonit, manganoksit-manganhid-roksit sıvamaları, kuvars ve karbonat damar ve/veya damarcıkları ile temsil edilen hidrolitik al-terasyonlar tarafından yer yer silinir veya mas-kelenir. Bu alterasyonlar, yüzeye yakın oluşma-ları, üzerlerinde örtü bulunmaması ve açık ocak olarak açılmış kesimlerde daha baskın gözlen-meleri nedeniyle haritalanabilir ölçektedir ve en belirgin alterasyonlar olarak gözlenirler (Şekil 5). Bu alterasyonları oluşturan mineral toplulukları-nın çok düşük sıcaklık ve hatta yüzey koşulları-na işaret ettiği düşünülmektedir.

Erken-prograd kalk-silikat alterasyonlar

Sahada cevherleşmelere yakın kesimlerde prograd kalk-silikat alterasyona ait mineraller, retrograd evrede oluşan alterasyon mineralleri tarafından hemen hemen silindiği için ancak çok

Yerbilimleri116

Şekil 4. Masif dokulu cevherleri (1) kesen saçınımlı dokuya sahip cevher damarları (2).Figure 4. Disseminated ore (2) cutting massive ore (1).

Şekil 5. Çataltepe Cu-Pb-Zn-Ag yatağının maden jeolojisi haritası (Soyer 2008’den revize edilmiştir).Figure 5. Mining geological map of the Çataltepe Cu-Pb-Zn-Ag deposit (modified from Soyer, 2008).

Demirela vd. 117

kısıtlı alanlarda kalıntılar halinde görülmektedir (Şekil 6a ve 6b). Prograd kalk-silikat alterasyon, mikroskop altında ince taneli kristaller halinde gözlenebilen granat ve piroksen minerallerden oluşmaktadır. Yapılan petrografik incelemeler-de kalk-silikat alterasyon minerallerinin kendi içlerinde belli bir oluşum sırasını takip ettiği, granatların göreceli olarak piroksenlerden daha önce oluştuğu gözlenmiştir (Şekil 6a ve 6b). Granatlar sadece cevherleşmelere yakın kesim-lerde ve retrograd toplulukları içinde çok ince tanecikler halinde kahverengimsi ve pembemsi renklerde kalıntılar halinde bulunmaktadır. Pi-roksenler de granatlar gibi cevherleşmelere ya-kın yerlerde sınırlı miktarlarda gözlenmektedir.

Granatlar; el örneklerinde sarımsı-kahve renk-lerde gözlenmekte olup oldukça ince tanelidir (20-150 µm). Petrografik incelemelerde, kayaç içinde saçılmış tarzda özşekilli veya yarı özşe-killi kristaller halinde bulunmaktadır. Genel gö-rünümleri itibariyle zonlu bir yapı sunarlar. Zon-lar, merkezden dışa doğru izotrop ve anizotrop kısımların bir araya gelmesiyle oluşan açık-ko-yu renkli bantlar olarak görülürler (Şekil 6a ve 6b). Ayrıca granatlarda üçgen şekilli sektörler halinde göze çarpan lamelli yapılar da gözlen-mektedir. Bazı granatların kırık ve çatlaklarında ikincil kuvars ve karbonat damar ve damarcık dolguları ile birlikte opak mineral saçınımları iz-lenirken, yer yer tamamen karbonatlaştıkları da görülmektedir.

Piroksenler; ince kesitlerde yüksek röliyefleri ve canlı girişim renkleriyle granatlara yakın bölüm-lerde izlenmektedir (Şekil 6a ve 6b). Piroksenler, kalk-silikat alterasyonlarda sadece kalıntı mine-raller olarak ve çok nadir gözlenmektedir. Lo-kal olarak granatların kristal boşlukları arasında veya onlarla eş-zamanlı olarak ince taneli kris-taller biçiminde bulunur. Retrograd aşamadaki epidotlaşma ve kloritleşme süreçleri sırasında tamamen silindikleri düşünülmektedir. Pirok-senler, karbonatlar tarafından ileri derecede ornatılmış ve ancak kalıntılar halinde kalmıştır (Şekil 6a ve 6b).

Retrograd kalk-silikat alterasyonlar

Retrograd kalk-silikat alterasyonlar, epidotlar ve cevher minerallerine (cevherleşmeye) eşlik

eden karbonat mineralleri, klorit, kuvars-I ve saçınımlar halinde pirit oluşumlarıyla ile temsil edilir. Yer altı galerilerinde kullanılan ölçekte haritalanabilir nitelikte bir alterasyon zonu oluş-turmaktadır (Şekil 5). Daha çok açık işletme ala-nında gözlenen bu alterasyona, yer altı galerile-rinde daha az rastlanılmıştır.

Retrograd kalk-silikat alterasyon mineral top-lulukları, prograd kalk-silikat alterasyonların özellikle cevher kütlelerine yakın kesimlerde karbonatlaştığı ve epidot ile klorit gibi mine-rallere dönüştüğü bölümlerde gözlenmektedir. Prograd alterasyonda oluşmuş olan granat ve piroksenlerin retrograd alterasyonlar sırasında karbonatlaştığı görülmektedir.

Epidotlar; el örneklerinde tipik fıstık yeşili renk-leriyle tanınmaktadır. İnce kesitlerde ise özşe-kilsiz, yarı özşekilli ve özşekilli kristaller olarak gözlenmektedir. Genellikle sarı-yeşil-pembe renkli canlı tonlarda yüksek diziye ait girişim renkleri gösterirlerken bazı epidotlar yer yer mü-rekkep mavisi girişim renklerine de sahiptir. Bu da epidotların mineral bileşimlerinin farklı ola-bileceğini veya farklı epidot grubu minerallerin cevherleşmeye eşlik edebileceğini göstermek-tedir. Retrograd alterasyon, % 35 ile 70 arasın-da değişen oranlarda epidot minerallerinden meydana gelmektedir. Cevherleşmelere yakın kesimlerde epidotlar granatları ornatmaktadır (Şekil 6a ve 6b). Epidotlar genellikle erken evre kuvarsları (kuvars-I) ile birlikte bulunmakta (Şe-kil 6a, 6b ve 7a) ve geç evre kuvarslar (kuvars-II) ile kalsitler (kalsit-II) tarafından da kesilmektedir (Şekil 7a ve 7b).

Klorit; az miktarda gözlenmekte olup yeşilim-si girişim renkleri sayesinde tanınabilmektedir. Yatak içerisinde çok az miktarlarda bulunmakta ve genellikle piroksenlerin alterasyonu sonucu ortaya çıkmaktadır (Şekil 8a ve 8b). Bazen de granatların boşluklarında gözlenmektedir.

Kalsit-I; retrograd evre alterasyon zonunu tem-sil eden örneklerde ya boşluklarda dolgular şek-linde ya da piroksen ve granatların karbonatlaş-maları şeklinde gözlenmektedir.

Kuvars-I; cevherleşme zonlarında iki farklı si-lisleşme evresinin ürünleri olarak görülmekte-dir. Erken evre kuvarsları (kuvars-I) genellikle

Yerbilimleri118

Şekil 6. a, b) Piroksenler (prk) ve anizotrop ve zonlu granat (gr) mineral birlikteliği, granatlardan dönüşmüş epidot (e) mineralleri ve bu minerallerin boşluklarına yerleşmiş erken evre kuvarsları (ku) (A ve B: çift nikol).

Figure 6. a, b) The association of pyroxene (prk) and zoned garnet (gr), epidote (e) replacing garnet and the early stage quartz (ku) filling the gaps of these minerals (a and b: crossed nicols).

Şekil 7. a) Geç evre kalsitleri (ka) tarafından kesilen özşekilsiz epidot (e) mineralleri. b) Erken evre kuvarsları (ku) ile birlikte bulunan özşekilli epidot (e) mineralleri (a ve b: çift nikol).

Figure 7. a) Xenomorph epidote (e) minerals cutted by late stage calcites (ka). b) idiomorph epidote (e) minerals with early stage quartz (ku) (a and b: crossed nicols).

retrograd alterasyonlar içinde masif ve saçınımlı dokulu cevherlerle bir arada bulunmaktadır.

Hidrolitik-geç alterasyonlar

Çalışma alanında daha çok oksitli ve karbonatlı mineraller ve limonit sıvamaları ile kuvars-II ve kalsit-II’den oluşan alterasyonlar hidrolitik-geç alterasyonlar olarak tanımlanmıştır. Bu

alterasyonlar sahada genel olarak K-G doğrultulu bir dağılım göstermektedir (Şekil 5). Bunlar, hem prograd hem de retrograd kalk-silikat alterasyon topluluklarını keser biçimde gelişmiştir. Bu alterasyon, cevher kütlelerinin üst kesimlerindeki kayaçlardaki silisleşme, yoğun limonitleşme ile manganoksit sıvamaları şeklinde belirginleşmektedir. Hidrolitik alterasyona uğramış kayaçlar el örneklerinde

Demirela vd. 119

sarı (limonitli) ve kahverengi (manganoksitli) renklerde sıvamalar halinde gözlenmektedir. Bunlardan derlenen sert, krem renkli mineral ör-neklerinde yapılan XRD toz analizi, bu mineral-lerin simitsonit (ZnCO3) ve biksibit ((Mn,Fe)2O3) bileşiminde olduğunu göstermektedir.

Simitsonit ve biksibit türü cevherleşmeler alt mermerler ve metakumtaşları içerisinde görül-mektedir. Yapılan kimyasal analiz sonuçlarına göre bunların bazen çinkoca zengin cevher cepleri şeklinde de bulunabildikleri belirlenmiş-tir. Bu tür cevherleşmeler boyutlarının küçük ol-ması nedeni ile alterasyon haritasında (Şekil 5) gösterilememiştir.

Bu alterasyonlarda bulunan kuvars ve kalsitler, damar ve damarcıklar halinde gözlenmektedir. Bu kuvarslar, kuvars-II olarak tanımlanmakta ve 0,5-3 cm kalınlığında bulunmaktadır. Kuvars-II, çoğunlukla diğer minerallerin arasındaki boş-lukları doldurmakta, önceki evreye ait kuvars-ları ve epidotları kesmektedir. Çoğu zaman kırık ve çatlak boşluklarında kuvars damarları olarak gözlenmekte ve yer yer tarak dokuları ile izlenmektedir. Bu damarlar, ana alterasyon dağılımına paralel bir şekilde yaklaşık K-G doğrultulu ikincil damarlar halinde epidotlaşmış kayaçları keserken, kalsitler ise damarcıklar halinde epidotlu zonları ve kuvars-II damarlarını kat etmektedir (Şekil 7a).

Kalsitler (kalsit-II), geç evre kuvarsları (kuvars-II) ile yaklaşık aynı zamanda oluşmuşlardır.

Kuvars-II gibi kendilerinden önce oluşmuş tüm mineralleri kesmektedir.

Limonitler ise cevherleşmelerin en üst kesimle-rinde yer alan mermer ve metakumtaşları içinde yaklaşık 100 x 250 metrelik bir alanda yoğun olarak demir manganoksit-biksibit ve yer yer kuvars-II ile birlikte gözlenmektedir (Şekil 5).

Cevherleşme ve Litolojik-Yapısal Kontrol

Cevherleşmeler, kalk-silikat alterasyona uğra-mış metakumtaşı/kuvarsit ile silisleşmiş mermer dokanakları boyunca ve esas olarak altere ol-muş alt mermer mercekleri içerisinde tabaka-lanmaya paralel damar veya damarcıklar halin-de gelişmiştir. Bunlar her zaman mermer-me-takumtaşı dokanaklarını takip ettikleri veya bu dokanakla sınırlı bir şekilde gözlendikleri için litolojik kontrollü damar tipi bir yatağa benzerlik göstermektedir. Cevherleşmeler masif dokulu ve saçınımlı olmak üzere iki tiptedir. Bu iki tip cevherleşmenin birbirleriyle olan dokusal, zaman ve mekan ilişkileri ise cevherleşmelerde iki ayrı alt evrenin var olduğunu düşündürmektedir. Saçınımlı cevherler ya kalk-silikat alterasyona uğramış alt mermer içinde ve metakumtaşı dokanağına yakın ya da masif cevherleri keser şekilde gözlenir (Şekil 4). Masif cevherler ise çoğunlukla mermer-metakumtaşı dokanağı boyunca veya dokanağın mermere yakın kesimlerinde bulunur. Mermer içindeki masif cevherleşmeler, daha derin kesimlerde yer alan

Şekil 8. a, b) Piroksen (prk) minerallerindeki kloritleşmeler (kl) (o: opak mineral) (a ve b: çift nikol).Figure 8. a, b) The chloritization (kl) of the pyroxenes (prk) (o: opaque mineral) (a and b: crossed nicols).

Yerbilimleri120

silisleşmiş zonlar içinde daha baskın hale gel-mektedir. Bu cevherleşmeler, metakarbonatlar içinde, irili ufaklı mercekler halinde ve neredey-se masif görünümlüdür. Cevherleşmeler içeri-sinde sfalerit, galenit, kalkopirit ve pirit mine-ralleri izlenmektedir. Dokanaktan dikey olarak uzaklaştıkça mermerler içerisinde faylanmalar ve epidotlaşmalar yoğunlaşmaktadır. Saçınım-lı dokular sunan bu cevherleşmelerde sfalerit, galenit, kalkopirit ve piritlerin yer aldığı görül-mektedir (Şekil 9a, 9b ve 9c). Ayrıca dokanak boyunca epidotlaşmış kayaçlar içerisinde de yer yer saçınımlar halinde cevherleşmeler göz-lenmektedir (Şekil 9d).

Masif ve saçınımlı cevherleşmelere ait zonlar için ayrı ayrı tenör bilgileri bulunmamakla bir-likte tüm yatak için verilen ortalama tenörler % 3,17 Pb, % 12 Zn, % 2,51 Cu, 140 gr/ton Ag ve % 10,83 Fe’dir (Çanakkale Madencilik, 2013).

Her iki tür dokuyu gösteren cevherleşmele-rin, içinde bulunduğu mermerlerin yaklaşık K40oB/40oKD konumlu doğrultu ve eğimine uyumlu olarak yer aldıkları gözlenmiştir (Şekil 10a, 10b ve 10c). Cevherleşmeler civarında KB-GD ve KD-GB doğrultulu faylar da bulunmakta-dır. Bu faylanmalar nedeni ile cevherleşmelerin doğrultu ve eğimleri lokal olarak değişebilmek-tedir (Şekil 5).

CEVHER MİKROSKOBİSİ

Cevherleşmelere yakın kesimlerdeki kayaçlar içerisinde; manyetit, pirit, pirotin, galenit, sfale-rit, kalkopirit, valeriit, bornit, arsenopirit, hema-tit ve markazit mineralleri saptanmıştır. Ayrıca sfalerit, galenit, kalkopirit ve hematitlerde de iki farklı jenerasyon belirlenmiştir.

Sfalerit; yatak içerisinde en bol gözlenen sülfit mineralidir. Polarizan mikroskobik incelemeler-de masif dokulu cevher zonları içinden alınan örneklerde sfaleritlerin kahverengi (koyu) renkli; saçınımlı dokulu cevher zonları içinden alınan örneklerde ise sarımsı bal renklerde oldukla-rı gözlenmektedir. Her iki tip sfalerit de erken evre kuvarsları ile birlikte gözlenirken, kahve-renkli olanlar bu damarlar içinde daha masif hal-de bulunmaktadır. Kahverengi sfaleritlerin bazı kesimleri olasılıkla yıkanma (leaching) nedeniyle

beyaz renkli kalıntılar halinde veya daha açık renklerde gözlenebilmektedir.

Cevher mikroskobu incelemelerinde, masif do-kulu cevher içindeki kahverengi sfaleritlerde (sfalerit-I), genellikle özşekilsiz kristaller halinde kalkopirit ayrışımları ve kapanımları (kalkopirit-I) gözlenmektedir (Şekil 11a). Bu tür kalkopirit-lerin sfaleritle eş yaşlı olduğu düşünülmekte ve bunların sfaleritlerin kristalografik yönlerine uyumlu olarak yer aldıkları da gözlenmektedir (Şekil 11b). Sfaleritler içinde gözlenen kalkopirit ayrışımları içinde jeotermometre olarak kullanı-labilecek ve yüksek anizotropi gösteren valeriit taneleri yer yer görülmektedir. Bu tür oluşumlar, valeriit ile birlikte bulunan kahverengi sfaleritler ve kalkopiritlerin yaklaşık 250-300°C’ lık sıcak-lık aralıklarında kristallendiğini göstermektedir (Borchert, 1934). Kahverengi sfaleritin galenitler içinde kapanımlar şeklinde gözlendiği durum-lar da mevcuttur. Kahverengi sfaleritlerin bir kısmı kalkopiritler ile birlikte pirotinlerin etrafını sarmakta, bir kısmı ise granatların kırık ve çat-laklarını doldurmaktadır (Şekil 11c ve 11d). Bal renkli sfaleritler (sfalerit-II) ise, hemen hemen hiç kalkopirit ayrışım ve kapanımı içermemekte ve kırık-çatlakları boyunca kuvarslar (kuvars-II) tarafından doldurulmaktadır (Şekil 11e). Ayrıca kalkopirit kapanımı içeren kahverengi sfaleritle-rin kenar zonlarında hiç kalkopirit kapanımı ol-maması, bunların üzerinde bal renkli sfaleritlerin büyümüş olabileceğini de düşündürmektedir (Şekil 11f). Bal renkli sfaleritler içinde zaman zaman özşekilli kuvars kapanımlarına da rast-lanmaktadır.

Galenitler; yatak içerisinde en sık izlenen ikinci grup sülfit mineralidir. Masif ve saçınımlı doku-lu cevher örneklerinde gözlenen galenitler ge-nellikle özşekilsiz kristaller halinde olup yer yer üçgen kopma yüzeyleri ile belirginleşirler (Şe-kil 12a). Galenitler, masif veya saçınımlı olmak üzere iki farklı türdedir. Masif dokulu galenitler galenit-I, saçınımlı dokulu galenitler ise galenit-II olarak tanımlanmıştır. Galenit-II, sfaleritlerin (sfalerit-I) etrafını sarmakta veya kırık veya çat-laklarını doldurmaktadır (Şekil 12b). Özşekilli pi-rit-kalkopiritler arasında gelişmiş boşluklarda ise piritlerin etrafını sarar şekilde gözlenmektedir. Masif cevherleşmelerin gözlendiği birçok kesitte galenitler (galenit-I), damarlar boyunca gözlenen

Demirela vd. 121

Şekil 9. a) Çataltepe yatağının galeri girişi kesiminde metakumtaşı/kuvarsit-mermer ardalanması içerisinde cev-herli mermer seviyesi. b) Cevherli mermer seviyesinin yakın görünümü ve onu kesen geç evre kuvars damarı. c) Sağ duvarda faylanmaya bağlı olarak yükselen ve yoğun şekilde epidotlaşmış metakumtaşları içerisindeki yaklaşık K-G doğrultulu geç evre kuvars damarları. d) Galeri içerisinde epidotlaşmış meta-kumtaşı-mermer dokanağı boyunca ve mermerler içinde gelişmiş masif ve saçınımlı cevherleşmeler. e) Sondaj karotunda erken evre kuvars ve karbonat mineralleri içinde saçınımlar halinde cevherleşmeler.

Figure 9. a) An ore bearing marble in the metasandstone/quartzite-marble alternations at the entrance of the Çatalt-epe adit. b) A close view of the ore bearing marble and late stage quartz veins cutting marble. c) Approxi-mately N-S trending late stage quartz veins in the epidotized metasandstone which was rised by the fault on the right wall. d) Massive and disseminated ore in marbles and along the contact between epidotized metasandstone and marble in the adit. e) Disseminated ore in early stage quartz and carbonate minerals in the drilling core.

Yerbilimleri122

Şekil 10. a) Çataltepe cevherleşmelerinin yan kayacını oluşturan metakumtaşı/kuvarsit-mermer ardalanmalarının görünümü. b) Aynı görüntünün daha yakından görünümü, metakumtaşı/kuvarsit-mermer dokanakları bo-yunca gelişen cevherleşmeler (1,2 ve 3). c) Bu yüzlekte yukarıdan aşağıya doğru karbonatlı kayaçlar içerisinde ornatmalar şeklinde gelişmiş cevherleşmeler (1, 2 ve 3).

Figure 10. a) A view of the metasandstone/quartzite-marble alternations which are the wall rocks of Çataltepe min-eralizations. b) A close view of A, the mineralizations (1, 2 and 3) along the contact between metasand-stone/quartzite-marble. c) The ore mineralizations (1, 2 and 3) in carbonate replacement zones from top to bottom on the outcrop.

Demirela vd. 123

Şekil 11. a) Masif dokulu cevherde sfalerit (sf-I) içerisinde kalkopirit (kp-I) ayrışım ve kapanımları. b) Masif sfaleritin (sf-I) kristalografik oryantasyon yönleri ile uyumlu kalkopirit (kp-I) oluşumları. c) Masif sfalerit (sf-I) ve masif kalkopirit (kp-I) tarafından çevrelenmiş pirotin (pt). d) Granatın (gr) kırık ve çatlaklarını doldurmuş sfalerit (sf-I) ve kalkopirit (kp-I). e) Pirite (pr-I) ait kalıntı kenarın, saçınımlı sfalerit (sf-II) ve saçınımlı kalkopirit (kp-II) tarafından çevrelenmesi. f) Kuvars gangı içerisinde saçınımlı sfalerit (sf-II) ve galenit (ga-II).

Figure 11. a) Chalcopyrite (kp-I) exsolutions and inclusions in sphalerite (sf-I) in massive ore. b) Chalcopyrites (kp-I) compatible with the crystallographic directions of massive sphalerite (sf-I). c) Massive sphalerite (sf-I) and massive chalcopyrite (kp-I) surrounding pyrrhotite (pt). d) Sphalerite (sf-I) and chalcopyrite (kp-I) filling the cracks and the fractures of garnet (gr). e) The surrounding of remnant pyrite (pr-I) by disseminated sphal-erite (sf-II) and disseminated chalcopyrite (kp-II). f) Disseminated sphalerite (sf-II) and galena (ga-II) in the quartz gangue.

Yerbilimleri124

Şekil 12. a) Galenite (ga-I) ait tipik üçgen kopma yüzeyleri. b) Masif sfaleritin (sf-I) kırık ve çatlaklarına yerleşmiş saçınımlı galenit (ga-II) ile kalkopirit (kp-I) ayrışımları içeren sfalerit (sf-I). c) Sfalerit (sf-I) ve kalkopirit (kp-I) tarafından çevrelenmiş kataklastik pirit (pr-I) ve manyetitin (mt) martitleşmesi ile oluşmuş hematit (hm-I). d) Kuvars gangı içinde kalkopirit (kp-II) tarafından çevrelenmiş yarı özşekilli pirit (pr-II). e) Masif cevher içinde pirit (pr-I) ve pirotinden dönüşmüş pirit (pr-II-pt). f) Masif cevher içindeki kalkopiritin (kp-I) kırık ve çatlaklarında yer alan markazit (ma). g, h) Masif dokulu cevher içinde markazitler (ma) ve kalkopiritlerden (kp-II) dönüşmüş markazitler ile onların kenarında büyümüş üçgen şekilli arsenopiritler (ap). (kalkopiritler-deki mavilik karbon kaplama kalıntılarından kaynaklanmaktadır).

Figure 12. a) Typical triangular pits of galena (ga-I). b) Disseminated galena (ga-II) in the cracks and the fractures of the massive sphalerite (sf-I) and sphalerite (sf-I) includes the chalcopyrite (kp-I) exsolutions. c) Sphalerite (sf-I) and chalcopyrite (kp-I) surrounding the cataclastic pyrite (pr-I) and hematite (hm-I) occurred from the martitization of magnetite (mt). d) Hipidiomorph pyrite (pr-II) is surrounded by chalcopyrite (kp-II) in quartz gangue. e) Pyrite (pr-I) and pyrite (pr-II-pt) replacing pyrrhotite in massive ore. f) Marcasite (ma) in the crack and the fracture of chalcopyrite (kp-I) in massive ore. g, h) Marcasite (ma) and marcasite replacing chalcopyrite (kp-II) in massive ore and triangular arsenopyrite (ap) growing up on the edge of marcasite. (blueness of chalcopyrite originates from the remnants of carbon coating).

Demirela vd. 125

kalkopiritler (kalkopirit-I) tarafından kesilmekte-dir. Galenit-II, kalkopiritler (kalkopirit-II) tarafın-dan sarılmış biçimde gözlenmekte iken (Şekil 11e), cevherleşmelerin saçınımlı olarak bulun-duğu kesimlerde, galenit-II ve diğer mineraller arasında herhangi bir ornatma dokusu izlenme-miştir. Bu tür dokulu cevherleşmeler içindeki galenitler (galenit-II), sfaleritlerin (sfalerit-II) ve piritlerin etrafını sarmaktadır (Şekil 11e ve 11f).

Kalkopiritler; hem masif hem de saçınımlı cev-herleşmeler içinde özşekilsiz kristaller halinde izlenmektedir. Yatak içerisinde cevherli zon-larda, çoğunlukla kahverengi sfaleritlerle bir-likte olmak üzere oldukça bol miktarda bulun-maktadır. Kalkopirit-I, sfalerit-I içinde ayrışım ve kapanımlar halinde gözlenirken (Şekil 11b), kalkopirit-II ise saçınımlı olarak ve çoğunlukla galenitlerin ve piritlerin etrafını sarmış biçimde izlenmektedir (Şekil 11e). Bazı örneklerde kal-kopiritler (kalkopirit-I) içinde yer yer kahveren-gi sfalerit (sfalerit-I) kapanımları izlenmektedir (Şekil 12c). Ayrıca kalkopiritler (kalkopirit-I) yer yer granatların çatlaklarını da doldurmaktadır (Şekil 11d). Masif cevherleşmelerde kalkopi-ritlerin (kalkopirit-II) piritleri kestikleri ve/veya etrafını sardıkları gözlenmektedir (Şekil 12d). Kalkopirit-II ayrıca bal renkli sfaleritleri (sfalerit-II) saran tarzda da izlenmektedir (Şekil 11e).

Piritler; Çataltepe yatağında hem masif hem de saçınımlı cevher zonu içinde görülmektedir. Masif cevherleşme örneklerinde yer alan piritler (pirit-I) özşekilsiz ve yarı özşekilli kristal formu-na sahip olup yer yer kataklastik deformasyon izleri taşırlar (Şekil 12e). İkinci tür piritler ise ilk tür piritlere yapışık olarak bulunmakta ve çubu-ğumsu kristaller halinde izlenmektedirler (pirit-II) (Şekil 12e). Saçınımlı dokulu cevher örnekle-rinde gözlenen piritler (pirit-II) özşekilli ve yarı özşekilli kristaller halinde bulunmaktadır. Bunlar da pirit-II jenerasyonu olarak kabul edilmiştir. Bu tür piritler genellikle kalkopiritler (kalkopirit-II) tarafından etrafı çevrelenerek ornatılmıştır (Şekil 12d).

Pirotinler; yatak içerisinde sadece masif cev-herleşmeler içinde olmak üzere çok az oran-larda izlenmektedir. Yatak içerisindeki varlıkları ancak cevher mikroskobisi çalışmaları ile sap-tanmıştır. Maksimum 250 µm büyüklüklerinde olup pembemsi renkleri ile tanınabilmekte

ve genellikle özşekilsiz kristaller halinde kalkopiritler ile birlikte görülmektedir (Şekil 11c). Kahverengi sfalerit ve onunla birlikte bulunan kalkopiritler tarafından etrafı çevrilen pirotinler, yatak içerisinde olasılıkla ilk oluşan sülfit minerallerindendir.

Manyetitler; masif dokulu cevher örneklerin-de nadiren piritlerin (pirit-I) ve kalkopiritlerin (kalkopirit-I) kenar zonlarında gözlenmektedir (Şekil 12c). Dokusal ilişkiler açısından değer-lendirildiğinde ilk oluşan cevher minerallerinden birisidir.

Hematitler; masif dokulu cevher içinde gözlen-mekte olup manyetitlerin martitleşmesi sonucu oluşan özşekilsiz hematitler ve prizmatik-çu-buksu kristal şekillere sahip hematitler olmak üzere iki şekilde izlenmektedir. Hematitlerin pi-rit (pirit-I), kalkopirit (kalkopirit-I) ve sfaleritlerin (sfalerit-I) boşluklarını doldurduğu görülmekte-dir (Şekil 12c).

Markazitler; masif cevherleşmelerdeki kalkopirit-II içinde, onların kırıklarında (Şekil 12f) ve geç evre kuvars (kuvars-II) damarcıkları içinde monoklinik çubuksu anizotrop kristaller halinde gözlenmekte ve burada markazitlerin kalkopiritleri ornattıkları da izlenmektedir (Şekil 12g ve 12h). Markazitlerin bu şekilde çubuksu iskeletler halinde gözlenmesi bunların düşük sı-caklıklarda (150oC altında) ve asidik ortamlarda oluştuğunu göstermektedir (Ramdohr, 1975).

Arsenopirit; oldukça küçük boyutlara sahip olduğundan, cevher mikroskobisi çalışmaları sırasında güçlükle tanınabilmiştir. Masif cev-herleşmeler içinde genellikle sıra dışı çubuksu markazitlerin kenarları üzerinde büyümüş halde, üçgen veya dörtgen kristaller şeklinde gözlen-mektedir (Şekil 12g ve 12h). Bu dokusal ilişki arsenopiritlerin markazitlerden sonra oluştuğu-nu göstermektedir.

Bornit; masif dokulu cevher örnekleri içinde eser miktarda ve çok küçük tanecikler halinde kalkopiritlerin kenar zonlarında görülmektedir.

Limonit; süperjen koşullarda, cevherleşmelerin oksidasyona uğradığı kesimlerinde ve cevher-leşmelere yakın kayaçların yüzeylerinde, foli-yasyon düzlemleri ve kırık-çatlak yüzeylerinde sıvamalar halinde gözlenmektedir.

Yerbilimleri126

Alterasyon petrografisi ve cevher mikroskobisi verilerine göre ortaya konulan cevherleşme ile ilişkili olduğu düşünülen cevher-gang mineral parajenezleri ve evreleri şu şekilde özetlenebi-lir; prograd kalk-silikat alterasyonlar yaklaşık 350-300oC sıcaklık aralığında ortaya çıkan gra-nat ve piroksen türü kalk-silikatik minerallerle birlikte manyetit, pirotin ve pirit-I mineralleri ile temsil edilmektedir. Prograd-retrograd evre ge-çişinden itibaren retrograd kalk-silikat alteras-yonlar, yaklaşık 300-150 oC sıcaklık aralığında oluşan epidot, kuvars-I ve kalsit-I’e eşlik eden sfalerit-I, kalkopirit-I, valeriit, galenit-I, sfalerit-II, kalkopirit-II, galenit-II ve pirit-II ile karakterize olmaktadır. Hidrolitik-geç alterasyonlar ise 150 oC ile yüzey sıcaklık koşulları aralığında ortaya çıkmış markazit, arsenopirit, hematit, limonit, biksbiyit ile birlikte kuvars-II ve kalsit-II mine-ralleri ile belirginleşmektedir (Akıska vd., 2010; Demirela, 2011; Çizelge 2).

TARTIŞMA ve SONUÇLAR

Günümüzde bilinen ve işletilen Zn skarnlar, yaklaşan levha sınırlarındaki ana yay magma-tizmasına bağlı yitim zonlarında ve riftleşme ile ilişkili kıtasal ortamlarda oluşmaktadır (Sawkins, 1990; Meinert, 1992; Meinert, 1995). Bu tür ya-taklarla ilişkili magmatik kayaçların bileşimleri, diyoritten yüksek silika içeriğine sahip (en faz-la %77 SiO2) granite kadar oldukça geniş bir aralıkta dağılım gösterir (Meinert, 1992). De-rin yerleşimli batolitlerin kenarlarında veya sığ dayk-sil karmaşıklarıyla koşut veya nadir de olsa subvolkanik volkanik kayaçlar ile ilişkilen-dirilen Zn skarnlar arasındaki en belirleyici ortak bağ, ilişkili oldukları magmatik kayaçların mer-kezlerinden dış/uzak (distal) zonlarda oluşmala-rıdır (Meinert, 1992). Genellikle ilişkili oldukları plütondan görece daha uzak (dış) kesimlerinde meydana gelmeleri nedeniyle diğer skarn türle-rine göre ve kendi içlerinde petrolojik ve jeolojik olarak oldukça farklı özellikler sunarlar. Görece-li olarak daha küçük boyutlu olmaları ise belir-gin bir petrolojik birliktelik ile ilişkilendirilmelerini güçleştirir (Sawkins, 1990; Meinert, 1992, 1995; Baker vd., 2004; Williams-Jones vd., 2010).

KB Anadolu’daki Pb-Zn ve onlarla yer yer birlikte bulunan Cu ve Ag metalleri içeren

cevherleşmeler genellikle Tersiyer yaşlı granito-yid intrüzyonları civarında yüzeyleyen metamor-fik ve/veya volkanik kayaçlar içinde yer almak-tadır. Metamorfik kayaçlar ile ilişkili cevherleş-meler ya metamorfitler, özellikle de metakarbo-natlar içinde veya sınırında ya da kıvrım ve kırık düzlemleri boyunca izlenmektedir. Öte yandan, volkanitler içinde yer alan cevherleşmeler ise yaygın olarak kil ve karbonat alterasyonuna uğ-ramış andezitik ve dasitik kayaçlar veya volka-nik breşler içinde damar, mercek veya saçınım-lar olarak bulunmaktadır.

Çamlıca metamorfitleri içinde izlenen Çataltepe Pb-Zn±Cu±Ag Yatağı, metakumtaşı/kuvarsit-mermer seviyeleri içerisinde olmak üzere özellikle metakumtaşları ile alt mermer dokanakları boyunca ve esas olarak da alt mermerler içinde gelişmiştir. Cevherleşmelerin, özellikle belli stratigrafik seviyeyi temsil eden metakumtaşı-mermer dokanakları boyunca sınırlı kalması ve bu sınırda daha çok mermer-ler içine nüfuz ediyor olması, cevherleşmelerin stratabound ve/veya litolojik kontrollü olarak da sınıflanabileceklerinin en önemli kanıtıdır. Ay-rıca, metakumtaşı ve mermer dokanaklarında sadece alt kesimlerin daha fazla alterasyon ve cevherleşmeye uğramış olması, bu dokanak yü-zeylerinin cevherli akışkanların hareket edebil-mesine olanak sağlayan uygun yerler olmasın-dandır. Öte yandan, açık ocak ve galerilerde ya-pılan saha gözlemlerinde, metakumtaşı/kuvarsit litolojilerinde çok önemli cevherleşmelerin gö-rülmemesi, buna karşın cevherli zonların esas olarak silisleşmiş ve kalk-silikat alterasyonlara uğramış mermerler içinde gelişmesi, cevher-leşmelerin metamorfizma sonrası olduklarının başka bir kanıtı olarak değerlendirilebilir. Ayrıca bu durum, karbonatlı litolojilerin hidrotermal çö-zeltilerle daha kolay reaksiyona girebilmesi ile ilgili bir durum olarak irdelendiğinde, üst mer-mer kesimlerine akışkanların nüfuz edemediğini de gösterebilir.

Magmatizmanın, cevher elementlerinin ilksel kaynağından ziyade cevherleşen bölgelerde meteorik akışkanların dolaşımında ısı motoru olarak bir görevi olduğu da bilinmektedir (Norton ve Cathles, 1979; Ünlü ve Stendal, 1989; Mei-nert, 1995). Dünyada ve ülkemizde bazı araş-tırmacılar, skarnların (± hidrotermal yatakların)

Demirela vd. 127

SI CAK L I K

GranatPiroksenM anyetit

PirotinPirit-I

Sfalerit-IK alkopirit-I

ValeritGalenit-I

Epidot (Epidotlaşma)K uvars-IK alsit-I

Sfalerit-I IGalenit-I I

K alkopirit-I IM arkazit

ArsenopiritHematitL imonitB iksbiyitK alsit-I I

K uvars-I I

M ineralErken-prograd kalk-silikat

alterasyonlarRetrograd kalk-silikat

alterasyonlarHidrolitik-geçalterasyonlar

Pirit-I I

~ 350 300 250 200 150 100 50 0C 0 0C

??

Çizelge 2. Çataltepe Pb-Zn+Cu±Ag yatağının parajenetik dizilimi. Sıcaklık verileri Akıska vd. (2010) ve Demirela (2011)’den alınmıştır.Table 2. Paragenetic sequence of Çataltepe Pb-Zn±Cu±Ag deposit. Temperature data is given from Akıska et al. (2010) and Demirela (2011).

bünyelerindeki bazı ve/veya tüm cevher ele-mentlerini zamansal ve mekansal olarak ilişkili oldukları plütonlardan ziyade çevrelerindeki yan kayaçlarından aldıklarını önerirler (Morrison, 1980, 1981; Stanton, 1987; Ünlü, 1983; Ünlü ve Stendal, 1989; Doğan vd., 1998; İlbars vd., 2010). Dolayısıyla bu tip yatakların oluşumunda ornatılan yan kayacın kimyasal bileşimi ve metal içerikleri de oldukça önemli olmalıdır (Meinert, 1995).

Biga Yarımadası’ndaki metamorfik kayaçların ve protolitlerinin ilksel olarak Pb-Zn’ce zengin olduğu birçok araştırmacı tarafından uzunca bir süredir vurgulanmaktadır. Örneğin Çetinkaya vd. (1983a), Çanakkale-Yenice-Kalkım Bağır-kaçdere bölgesinde yaptığı Pb-Zn-Cu araş-tırmalarında, cevherleşmenin sinsedimanter

olduğu, fakat metamorfizma ve plütonizma etkisiyle remobilize olarak oluştuğu; Kalabak şistlerinin başlangıçta oluşumu esnasında Pb-Zn-Cu’lu minerallerin sedimantasyon havzasına taşındığı; bu tortulların metamorfizması esna-sında kısmen remobilizasyonla konsantre oldu-ğu; sonrasında Tersiyer plütonizmasıyla şistler içindeki kalkerli seviyelerin skarnlaştığı ve plü-tonizma etkisiyle oluşan cevherli akışkanların skarn zonlarına yerleştiğini öne sürmektedirler. Çağatay (1980), Biga Yarımadası metamorfik kayaçlarının yataklara oldukça uzak yörelerin-den aldığı örneklerde çok az ve eser miktarlar-da galenit, sfalerit, kalkopirit, pirit ve pirotin gibi sülfit minerallerine rastlamıştır. Bu türden sülfitli mineraller içeren tabakalar içine daha sonradan granit-granodiyorit intrüzyonlarının yerleşme-si sonucunda, intrüzyonların çevresinde aynı

Yerbilimleri128

sülfitli mineral parajenezlerini içeren kontakt ve hidrotermal yatakların oluştuğunu öne sürmüş-tür. Böylece daha yaşlı Pb-Zn cevherleşmeleri içeren metamorfik serilerin sıcaklık metamorfiz-ması ve yıkanması sonucunda granitoyid mag-masının geçtiği yol boyunca yankayaçlardan bu elementleri alarak hareketlendirdiğini vurgu-lamıştır. Benzer şekilde Anıl (1984), Arapuçan-dere ve Kurttaşı Pb-Zn-Cu cevherleşmelerinin bir ön konsantrasyon geçirdiğini ileri sürmüş ve detritik seri içinde Pb potansiyelinin bulundu-ğunu belirtmiştir. Yazara göre, felsik plütonların bölgeye yerleşmeleri sırasında, ön konsantras-yon halindeki ağır metaller yeniden hareketle-nerek (remobilizasyon) zenginleşip, daha ön-ceden oluşmuş kırıklar içinde damar tipinde yataklanmıştır ve bu hareketi sıcaklık metamor-fizması başlatmıştır. Her iki yatağında kesinlikle kontak türünde olmadığını vurgulamıştır. Orgün vd. (2005), Arapuçandere Pb-Zn-Cu cevherleş-melerinde yaptıkları çalışmada, cevher mineral birlikteliklerini saptamışlar ve faylanma dönemi ile ayrılan en az iki döneme ait hipojen mine-ralleşmenin kanıtlarını sunmuşlardır. Bununla birlikte pirit ve galenlerdeki δ34S izotop değer-lerine bakarak sülfür ve metalleri magmatik bir kaynakla ilişkilendirmişlerdir. Ancak yazarların jeokimyasal ve jeolojik yorumlamaları, buradaki metallerin bir kısmının da çevredeki metakum-taşı ve diyabazlardan liç edilerek zenginleştiği yönündedir. Sıvı kapanım çalışmalarıyla elde edilen veriler sayesinde akışkanların yüksek tuzluluklu (olasılıkla magmatik) sıvılar ve mete-orik sıvıların etkileşimleri sonucu oluştuğu or-taya koyulmuştur. Bozkaya (2011), δ34S ve Pb izotop çalışmaları ile sıvı kapanım verileri yardı-mıyla Arapuçandere Pb-Zn-Cu damarlarındaki Pb ve S’ün Erken Kretase-Paleosen aralığında derin dolaşımlı meteorik sular aracılığı ile Triyas yaşlı metaklastik ve metabaziklerden süzülerek zenginleştiğini ifade etmiştir. Ancak, tüm bu modellerde hala açıklanmayı bekleyen nokta-lar bulunmaktadır. Yan kayaçlardan derlenecek her türlü metal veya elementin yan kayacı altere etmeden veya değiş-tokuş reaksiyonlarına uğ-ramadan salıverilmesinin (liç edilmesi) kimyasal olarak mümkün olmadığı bilinmelidir. Üstelik skarn gibi kütle transferinin sabit hacimli ürün-ler oluşturduğu oluşumlar göz önüne alındığın-da “metallerin yan kayaçtan salıverildiği veya

tüketildiğini” kabullenen modellerde yan kayaç-larda yaygın bir alterasyon beklenmeli ve alte-rasyon ürünleri ile cevher kütlelerinde oluşan yeni mineraller arasında kütle transferi hesapla-maları ve izokon yöntemiyle kazanç-kayıp oran-ları ortaya konulmalıdır. Bu oranlar hesaplanır-ken de mümkün olduğunca aynı türde taze ve cevherli-alterasyona uğramış kayaçlar kullanıl-malıdır. Gelinen noktada Biga Yarımadası’nda bu kapsamda bir çalışma maalesef henüz yok-tur. Yapılagelen çalışmalarda elde edilen duraylı izotop oranları, tuzluluk vb. gibi fiziko-kimyasal parametreler sadece akışkanın kaynağı hakkın-da bir sonucun elde edilmesine katkı sağlaya-bileceği kabul edilen bir gerçektir. Bu durum-da, yataklardaki metallerin kaynağından çok akışkanın kaynağından söz edilmelidir. Halbuki yukarıda özet olarak verilen çalışmalar akışkan kaynağından çok metal kaynağına atıf yapmak-tadır. Dolayısıyla, bu tür çalışmalar yokken sa-dece akışkanın kökenine yönelik izotop verileri ile metallerin veya elementlerin kökeni hakkında fikir yürütmek sakıncalıdır.

Çataltepe Pb-Zn±Cu±Ag Yatağı içinde cevherleşmeler, mermer ve diğer litolojilerin genel doğrultu ve eğimleri ile yaklaşık uyumlu olarak gözlenmektedir. Biga Yarımadası’ndaki bazı Pb-Zn cevherleşmelerinin (Handeresi, Bağırkaç, Karaaydın, Çulfaçukuru, Balya ve Altınoluk) içlerinde izlendikleri kayaçların doğrultu eğimlerine uyumluluk göstermesi, bazı araştırıcılara göre bu tür cevherleşmelerin sinjenetik kökenli olabilecekleri yani cevher minerallerinin sedimantasyonla (daha sonra metamorfizmaya uğradıkları kabul edilmektedir) eş yaşlı olarak yer alabileceği düşüncesinin oluşmasına sebep olmuştur (Çağatay, 1980; Bozkaya ve Gökçe, 2009; Bozkaya, 2011; İlbars vd., 2010). Ancak, (1) Çataltepe yatağındaki cevherleşmelerinin kıvrım ve foliyasyon düzlemleri yerine kalk-silikat alterasyonlarca baskın alt mermer-metakumtaşı dokanaklarında gözlenmesi (2) kalk-silikat alterasyonların foliyasyon ve kıvrım düzlemlerini keser şekilde gözlenmesi bu görüşü desteklememektedir. Çataltepe yatağının başlangıçta sinjenetik yollardan oluşabilme olasılığını azaltan diğer bir veri ise, cevherleşmelerin yan kayaçları ile (Çamlıca

Demirela vd. 129

metamorfitleri) birlikte yeşilşist fasiyesinde veya daha düşük derecede metamorfizma geçirmemiş olmasıdır. Yapılan saha ve özellikle cevher mikroskobisi çalışmalarında galenit ve piritlerdeki genç faylanmalara bağlı olarak ortaya çıkan kataklastik deformasyon izleri haricinde düşük dereceli ve kataklastik deformasyon koşullarını temsil edecek herhangi bir cevher dokusuna rastlanmamıştır. Ayrıca Çanakkale-Yenice-Kalkım (Handeresi, Bağırkaçdere ve Fırıncıkdere) civarındaki cevherleşmelerde yapılan galeri haritalamaları sırasında da bahsedilen dokulara rastlanmamıştır. Kalkım bölgesi cevherleşmelerinde, Çataltepe yatağından farklı olarak çok belirgin kıvrımlanmalar gözlenmektedir. Kalkım cevherleşmelerinin yan kayaçları ile birlikte kıvrımlandığı varsayıldığında, cevherleşmelerin de bu kıvrımlara uyumlu olması beklenmektedir. Halbuki Kalkım bölgesi cevherleşmelerinin, tabakaya bağlı (uyumlu) yataklar gibi süreklilik arz etmek yerine, daha çok kıvrımlanma sonucu eksen ve kanatlarda gelişmiş tansiyon çatlakları civarında yoğunlaştığı saptanmıştır. Bu durum, kırıklanmalara bağlı olarak ikincil geçirgenliğin artması ve akışkan-yan kayaç etkileşimlerinin maksimuma çıkması ile açıklanabilir. Ancak metamorfizma sonrası mobilize olacak çözeltilerin bu çatlaklara doğru göç edebileceği ve buralarda yeniden zenginleşebileceği olasılığı da vardır. Fakat bu alanlarda 2006-2010 yılları arasında yapılan ayrıntılı saha ve cevher mikroskobisi çalışmalarında metamorfizma aşamasında gerçekleşmiş bir remobilizasyonu işaret edebilecek herhangi bir dokuya da rast-lanmamıştır (Akıska, 2010; Akıska vd., 2010; Akıska vd., 2013).

Pb-Zn skarnlar, (a) magmatik kaynaktan uzaklı-ğa, (b) oluşum sıcaklığına, (c) cevher kütlesinin geometrik şekline ve (d) skarn ve sülfit mineral oranlarına göre alt gruplara ayrılabilir. Ancak bu kriterlerin hiçbiri tanımlama ve sınıflamalar için tam anlamıyla yeterli olamamaktadır. Bazı ya-taklar için zamansal ve mekansal olarak birlikte-liği bulunan magmatik bir kaynak, yatağın skarn olarak sınıflaması için yeterli de olabilir. Çoğu skarn türü yatak, oldukça geniş bir sıcaklık ara-lığında oluşabilir ve birçok skarn, manto (yatay damar şekilli) veya chimney (boru-baca şekilli)

içeren çeşitli geometrik yapılara sahip olabilir ve hem kalksilikat minerallerince zengin hem de kalksilikat minerallerince fakir zonlar içerebilir (Meinert, 1992). Bütünüyle keşfedilmemiş böl-gelerde cevherleşmelerin yüzeyde açığa çıkmış bazı kesimlerinde bu zonlardan sadece bir ta-nesi görülebilir (Akıska, 2010).

Çataltepe yatağının kalksilikatlarla gelişen alte-rasyon mineralojisi, bölgedeki yataklarla (Han-deresi, Bağırkaç, Karaaydın, Çulfaçukuru, Balya ve Altınoluk) karşılaştırıldığında, karbonatlarla ilişkili bu yataklara benzer mineral birliktelikle-rine sahip olduğu görülür. Bu tür yatakların ta-mamı çok az miktarlarda kalk-silikat (granat-pi-roksen-amfibol) parajenezleri içermektedir. Li-teratür verilerinden granat ve piroksenlerin tüm cevherleşmelerde benzer bileşim aralıklarına sahip olduğu anlaşılmaktadır. Granatların bile-şimleri bu yataklarda grossular-andradit arasın-da değişirken, piroksenlerin bileşimi hedenber-jit-johansenit-diyopsit-arasında değişmektedir (Akıska, 2010; Demirela vd., 2010; Akıska vd., 2013). Bu tür yataklarda tremolit gözlendiği de belirtilmektedir. Ancak Handeresi, Bağırkaç ve Fırıncıkdere cevherleşmelerinde oldukça sık rastlanan bu tür mineraller üzerine ayrıntılı mi-neral kimyası çalışmaları yapan Akıska (2010) ve Demirela vd. (2010) tremolit olarak tanımla-nan bu minerallerin aslında hedenberjit, johan-senit ve kısmen de diyopsit türünde piroksenler olduğunu ortaya koymuşlardır.

Bölgede daha önce çalışmalar yapan bazı araştırıcılar, Çataltepe Pb-Zn±Cu±Ag yatağı-nı “Arnavundere cevherleşmesi” ve “Çataltepe cevherleşmesi” olmak üzere başlıca iki kısımda ele almışlardır (Şekil 2) (Yücelay, 1971; Serdar, 1975; Arvas ve Önder, 1976). Yazarlara göre Arnavundere cevherleşmesi “hidrotermal filon”, Çataltepe cevherleşmesi ise “kontak-pnömato-litik” oluşumlardır. Ancak yapılan arazi çalışma-ları KKD-GGB gidişli muhtemel fay zonu için-deki Arnavundere cevherleşmesi ile Çataltepe cevherleşmesinin aynı alan içinde yer aldığını ve aynı fay sisteminden beslendiklerini göstermiş-tir. Bu muhtemel fay kanalını kullanan cevherli çözeltilerle karbonatlı yan kayaçların etkileşimi sonucunda (sıcaklığın da elverişli olduğu kadarı ile) kısmi kalk silikat mineralleri oluşurken, kar-bonatlı olmayan yan kayaçlarda ise kalk silikat

Yerbilimleri130

minerallerinden yoksun tipik damar tipi cevher-leşmeleri oluşmuş olmalıdır. Ancak günümüzde Arnavundere cevherleşmesi olarak bilenen cev-herli zon tamamen pasa ile örtülü olduğundan detay gözlem yapılamamıştır.

Saha ve cevher mikroskobisi çalışmaları Çatal-tepe yatağı içerisinde cevherleşmelerin dokusal olarak iki tipe ayrılabileceğini ve saçınımlı doku-lu cevher örneklerinin, masif dokulu cevher ör-neklerinden biraz daha sonra oluştuğunu gös-termiştir. Masif dokulu cevher örneklerindeki sfaleritler (sfalerit-I), saçınımlı dokulu cevher ör-neklerine göre daha fazla kalkopirit (kalkopirit-I) ayrışımları içermektedir. Bu da, masif dokulu cevherleşme evresinin saçınımlı dokulu cevher evresine göre biraz daha yüksek sıcaklarda oluşmuş olabileceğine işaret edebilir.

Arazi ve literatür incelemeleri sırasında cevher-leşme ile ilişkisi olabileceği düşünülen Şevketiye granitoyidinin yüzeyleyen herhangi bir kesimin-de gelişmiş bir endoskarn zonuna veya granit çeperinde mineralojik ve kimyasal değişime ait bir veriye ulaşılamamıştır. Benzer şekilde Biga Yarımadası’ndaki cevherleşmelerin yakının-da bulunan hiçbir granitoyid kütlesinde Pb-Zn cevherleşmesinin böyle bir değişime uğradığı ile ilgili bir bilgi de yoktur. Endoskarn olarak yo-rumlanan kesimler genellikle çok sınırlı biçimde gelişmiş ve çoğunlukla epidotlar ve yer yer gra-natların varlığı ile tanımlanmıştır. Bu minerallerin, skarnlaşma (metasomatizma) neticesinde olu-şabileceği gibi, metamorfik süreçler sonucunda gelişen hornfelsler içinde de ortaya çıkabileceği göz önüne alınmalıdır. Bilindiği üzere skarn türü bir cevherleşmenin oluşmasında granitik bir int-rüzyonun metamorfik kayaçları sıcak dokanakla kesmesi kesin bir şart değildir. Bu işlem intrüz-yonun kestiği bir fay zonunu kullanan akışkanla-rın metasomatik etkileri ile de gerçekleştirilebilir (Meinert, 1992). Literatürde bu türden skarn tipi cevherleşmeler distal Pb-Zn skarnlar olarak ta-nımlanmaktadır (Williams-Jones, 2010). Ancak Çataltepe ve benzer yataklarda kalksilikat mi-nerallerce temsil edilen prograd evreye özgü kalsik alterasyonların çok sınırlı biçimde göz-lenmesi ve bu alterasyonların haritalanamaya-cak kadar ince ve dar yayılımlı olması dikkat çekici bir durumdur. Çataltepe yatağında prog-rad evreye ait mineral toplulukları her ne kadar

retrograd alterasyona ait mineral toplulukları tarafından maskelense de, retrograd alteras-yonların da dünyada bilinen skarnlara göre çok daha sınırlı ölçüde gelişmiş olması dikkati çekici bir durumdur. Prograd evreye özgü ve mikroter-mometrik ölçümlere uygun birincil kapanımlar içeren bir granat mineralinden elde edilebilen homojenleşme sıcaklıklarının (Th) 300-353oC arasında ve son buz ergime sıcaklıklarının (Tm) ise % 0,5 - 1,4 NaCl eşdeğeri tuzluluklar ara-sında değiştiği görülmüştür (Demirela, 2011). Elde edilen bu değerler Meinert (1987) ve Boni vd. (1990) tarafından Pb-Zn skarnlar için ortaya konulmuş homojenleşme sıcaklıkları ve % NaCl eşdeğeri tuzluluk değerleri ile karşılaştırıldığın-da, benzer homojenleşme sıcaklık aralıklarında kaldığı ancak % NaCl eşdeğeri tuzluluk değer-lerine göre ise oldukça düşük değerler içerdiği ve magmatik kökenli sıvılardan da (%7,3-8,5 NaCl eşdeğeri tuzluluk) belirgin şekilde ayrıldı-ğı görülür. Skarnlarda meteorik sularla karışım özellikle retrograd evrede beklenen bir sonuç olmasına karşın prograd minerallerinde (granat) tuzluluk değerlerinin bu derece düşük seyret-mesi, çalışma alanındaki prograd evre olayları-na magmatik akışkanların doğrudan katılmadığı sonucunu ortaya çıkarmaktadır. Sonuç olarak, eldeki veriler ışığında Çataltepe Pb-Zn±Cu±Ag Yatağı cevherleşmelerinin distal bir Pb-Zn skarn yatağına göre biraz daha sığ kesimlerde ve me-zo-epitermal sıcaklık koşullarda gelişmiş epije-netik tip bir cevherleşme olduğu söylenebilir.

KATKI BELİRTME

Bu çalışma birinci yazarın, üçüncü ve dördüncü yazarların danışmanlığında yapmış olduğu dok-tora tezinin (Ankara Üniversitesi, Fen Bilimleri Enstitüsü) bir bölümünü oluşturmaktadır. Ya-zarlar, parlatma kesit incelemelerindeki katkıları sebebi ile Şükrü Koç ve Ahmet Çağatay’a, ma-den sahasında çalışma yapılmasına izin veren ve her türlü kolaylığı gösteren Çanakkale Ma-dencilik A.Ş.’ye ve bu makalenin son şeklini al-masını sağlayan hakemler (Tolga Oyman ve di-ğer anonim hakem) ile baş editör Yurdal Genç’e teşekkür ederler.

Demirela vd. 131

KAYNAKLAR

Akıska, S., 2010. Yenice (Çanakkale) Bölge-si’ndeki Cu-Pb-Zn Oluşumları. AÜ Fen Bilimleri Enst. Doktora Tezi, 234 s. (ya-yımlanmamış).

Akıska, S., Demirela, G., Sayılı, İ.S. and Kuşcu, İ., 2010. Fluid inclusion and S isotope systematics of some carbonate-related Pb-Zn-Cu mineralizations in NW Ana-tolia, Turkey, In: Vasilios Melfos, Peter Marchev, Iskra Lakova & Alexandros Chatzipetros (eds), Geologica Balcani-ca, Abstract Volume, p. 21, ISSN 0324-0894.

Akıska, S., Sayılı, İ.S. and Demirela, G.,2013. Geology, mineralogy and the Pb, S isotope study of the Kalkım Pb-Zn ± Cu deposits, Biga Peninsula, NW Tur-key.  Journal of Geosciences, 58(4), 379-396.

Altunkaynak, Ş., 2007. Collision-driven slab bre-akoff magmatism in northwestern Ana-tolia, Turkey, Journal of Geology, v. 115, 63-82.

Altunkaynak, Ş. and Genç, Ş.C., 2008.Petroge-nesis and time-progressive evolution of the Cenozoic continental volcanism in the Biga Peninsula, NWAnatolia (Tur-key). Lithos, v. 102, p. 316-340.

Anıl, M., 1984. Yenice  (Arapuçandere-Kurttaşı-Sofular ve Kalkım-Handere)  Pb-Zn-Cu Cevherleşmelerinin Köken Sorunu ve Tersiyer Volkanizmasıyla İlişkileri. Jeo-loji  Mühendisliği,  v. 20, p. 17-29.

Arvas, H.ve Önder, İ., 1976. Biga Yarımadası Çataltepe Sahası Bakır-Kurşun Arama-ları IP Etüd Raporu. MTA Derleme Ra-por No: 5625, Ankara.

Baker, T., Achterberg, E.V., Ryan, C.G. and Lang, J.R., 2004. Composition and evolution of ore fluids in a magmatic-hydrothermal skarn deposit. Geology, v.32, p. 117-120.

Beccaletto, L., Bartolini A.C, Martini, R. Hoc-huli, P. and Kozur H., 2005. Biostratig-raphic data from the Çetmi melange, northwest Turkey: palaeogeographic

and tectonic implications. Palaeogeog-raphy, Palaeoclimatology, Palaeoeco-logy, v. 221, p. 215-244.

Beccaletto, L., Bonev, N., Bosch, D. and Bru-guier, O., 2007. Record of a Paleogene syn-collisional extension in the north Aegean region: Evidence from the Ke-mer micaschists (NW Turkey). Geologi-cal Magazine, v. 144(2), p. 393-400.

Beşir, D., 2003. Genesis of Pb-Zn-Ag deposit of Koru Village (Lapseki-Çanakkale). Msc Thesis. University of Dokuz Eylul (un-published).

Bingöl, E., 1969. Contribution á l’etude geolo-gique de la partie centrale et Sud-Est du masif de Kazdağ (Turquie). PhD The-sis, Nancy Univ. Fransa, 190 p.

Boni, M., Rankin, A.H., and Salvadori, M., 1990. Fluid inclusion evidence for the deve-lopment of Zn-Pb-Cu-F skarn minerali-zation in SW Sardinia, Italy. Mineralogi-cal Magazine, v.54, p. 279-287.

Borchert, H., 1934. Über Entmischungen im System Cu-Fe-S und ihre Bedeutung als geologisches Thermometer. Che-mie der Erde, 9, 145-172.

Bozkaya, G., 2011. Sulphur- and lead-isoto-pe geochemistry of the Arapuçandere lead–zinc–copper deposit, Biga Penin-sula, northwest Turkey, International Geology Review, v.53 (1), p. 116-129.

Bozkaya,G. and Gökçe, A., 2009.Lead and sul-fur isotope studies of the Koru (Çanak-kale, Turkey) lead-zinc deposits, Tur-kish Journal of Earth Sciences, v. 18, p. 127–137.

Çağatay, A., 1980. Batı Anadolu kurşun-çin-ko yataklarının jeoloji-mineraloji etüdü ve kökenleri hakkında görüşler. T.J.K. Bült., v. 28(2), p. 119-132.

Çalapkulu, F., 1970. H17-b2,b3 Paftaların jeo-lojisi, MTA Derleme Rapor No: 6826, Ankara.

Çanakkale Madencilik, 2003. Çanakkale-Lap-seki Çataltepe yatağının jeoloji haritası (yayımlanmamış).

Çanakkale Madencilik, 2013. http://www.ca-nakkalemadencilik.com, 03.09.2013.

Yerbilimleri132

Çetinkaya, N., Karul, B., Önal, R. ve Yenigün, K., 1983a. Çanakkale-Yenice-Kalkım Bağırkaç Dere jeoloji raporu. MTA Der-leme Rapor No : 7814, Ankara (yayım-lanmamış).

Çetinkaya, N., Karul, B., Önal, R. ve Yenigün, K., 1983b. Çanakkale-Yenice-Kalkım Han-deresi Pb-Zn-Cu yatağı jeoloji raporu. MTA Derleme Rapor No : 7822, Ankara (yayımlanmamış).

Delaloye, M. and Bingöl, E., 2000. Granitoids from western and northwestern Anato-lia: Geochemistry and modeling of ge-odynamic evolution. International Geo-logy Review, v. 42, p. 241-268.

Demirela, G., 2011. Çataltepe (Lapseki/Çanak-kale) Pb-Zn-Cu-Ag Yatağının Jeolojisi ve Kökeni, AÜ Fen Bilimleri Enst. Dok-tora Tezi, 220 s. (yayımlanmamış).

Demirela, G., Akıska, S., Sayılı, İ.S. and Kuşcu, İ., 2010. Silicate and sulfide mineral chemistry of some carbonate related Pb-Zn-Cu mineralizations and their effects on ore genesis in NW Anato-lia, TURKEY, In: Vasilios Melfos, Peter Marchev, Iskra Lakova & Alexandros Chatzipetros (eds), Geologica Balcani-ca, Abstract Volume, p. 91, ISSN 0324-0894.

Dilek, Y., Altunkaynak, Ş. And Öner, Z., 2009. Syn-extensional granitoids in the Men-deres core complex, and the late Ce-nozoic extensional tectonics of the Ae-gean province. Geological Society of London, Special Publications, v. 321, p. 197-223.

Doğan, B., Ünlü, T. ve Sayılı, İ. S. 1998. Kesik-köprü (Bala - Ankara) demir yatağının kökenine bir yaklaşım. MTA Dergisi, 120, 1-33.

Dönmez, M., Akçay, A.E., Genç, Ş.C., Acar, Ş., 2005. Biga Yarımadası’nda Orta-Üst Eosen volkanizması ve denizel ignimbi-ritler. MTA Dergisi, v. 131, p. 49-61.

Dönmez, M., Akçay, A. E., Duru, M., Ilgar, A., Pehlivan, Ş., 2008. Türkiye Jeoloji Hari-taları Çanakkale-H17 Paftası. MTA Jeo-loji Etüdleri Dairesi, 101 s.

Duru, M., Pehlivan, Ş., Ilgar, A., Dönmez, M. ve Akçay, A. E., 2007. 1:100000 ölçek-li Türkiye Jeoloji Haritaları-Ayvalık-İ17 paftası. MTA Yayın No: 98, 36 s.

Einaudi, M.T., Meinert, L.D., and Newberry, R.J., 1981. Skarn deposits, Economic Geo-logy, 75th Anniv., p. 317-391.

Ercan, T., Satır, M., Steinitz, G., Dora, A., Sa-rıfakıoğlu, E., Adis, C., Walter, H.J. ve Yıldırım, T., 1995. Biga Yarımadası ile Gökçeada, Bozcaada ve Tavşan adala-rındaki (KB Anadolu) Tersiyer volkaniz-masının özellikleri. MTA Dergisi, v. 117, p. 55-86.

Ketin, İ., 1966. Anadolu’nun tektonik birlikleri. MTA Bül. Sayı v. 66, p. 23-34, Ankara.

İlbars,Y., Ünlü, T. ve Sayılı İ.S., 2010. Çanakka-le-Altınoluk kurşun-çinko cevher olu-şumlarının maden jeolojisi, Jeoloji Mü-hendisliği Dergisi, v. 34(1), p. 1-40.

Meinert, L.D., 1987. Skarn zonation and fluid evolution in the Groundhog Mine, Cent-ral Mining District, New Mexico. Econo-mic Geology, v.82, p. 523-545.

Meinert, L.D., 1992. Skarns and skarn deposits: Geoscience Canada, v. 19, p. 145-162.

Meinert, L. D. 1995. Compositional variations of igneous rocks associated with skarn deposits chemical evidence for a gene-tic connections between petrogenesis and mineralization. In: J.F.H. Thomp-son, Editor, Magmas, Fluids, and Ore DepositsMineralogical Association of Canada, Short Course Series vol. 23, J.L. Jambor, Victoria, Bristish Columbia, 401–419.

Morrison, G. W., 1980. Stratigraphic control of Cu-Fe skarn ore distribution and gene-sis at Craigmont, British Colombia. CIM Bull., 73, 109-123.

Morrison, G. W., 1981. Setting and origin of skarn deposits in the Whitehorse Cop-per Belt, Yukon. Doktora Tezi, Univ. Western Ontarioi, London.

Norton, D. and Cathles, L. M., 1979. Thermal aspects of ore deposition. In Geoche-mistry of Hydrothermal Ore Deposits,

Demirela vd. 133

2nd ed. (H.L. Barnes, ed.). John Willey & Sons, 611-631.

Okay, A., Siyako, M. ve Bürkan, K. A., 1990. Biga Yarımadası’nın jeolojisi ve tekto-nik evrimi. TPJD Bülteni 2(1), s. 83-121, Ankara.

Okay, A.I. and Satır, M., 2000. Coeval plutonism and metamorphism in a latest Oligoce-ne metamorphic core complex in nort-hwest Turkey. Geological Magazine, v. 137, p. 495-516.

Okay, A.I., Siyako, M. and Bürkan, K.A., 1991. Geology and tectonic evolution of the Biga Peninsula, northwest Turkey. Bul-letin of the Technical University of Is-tanbul, Special Issue on Tectonics, v. 44, p. 191-256.

Okay, A.İ., Satır, M., Maluski, H., Siyako, M., Monie, P., Metzger, R. and Akyüz S., 1996. Paleo- and Neo-Tethyan events in northwest Turkey: geological and geochronological constraints. in Tecto-nics of Asia (ed. A. Yin & M. Harrison), Cambridge University Press, pp. 420-441.

Okay, A.İ., Bozkurt, E., Satır, M., Yiğitbaş, E., Crowley, Q.G. and Cosmas, K.S., 2008. Defining the southern margin of Avalo-nia in the Pontides: Geochronological data from the Late Proterozoic and Ordovician granitoids from NW Turkey. Tectonophysics, v. 461, p. 252-264.

Orgün, Y., Gültekin, A.H. and Önal, A., 2005. Geology, mineralogy and fluid inclusion data from the Arapucan Pb-Zn-Cu-Ag deposit, Çanakkale, Turkey. Journal of Asian Earth Sciences, 25, 629-642.

Ovalıoğlu, R., 1973. Biga Yarımadası’nın jeolojisi - maden yatakları ve bakır-kurşun çinko mineralizasyonu için ümitli olan bölge-ler, Madencilik Dergisi, v. 12(6), p. 1-22.

Özocak, R., 1977. Batı Anadolu’da metamorfik serilerde rastlanan şiztoziteye uyumlu görülen bazı Pb-Zn-Cu maden yatak-lanmaları, MTA Dergisi, p. 43-47.

Ramdohr, P., (1975). Die Erzmineralien und ihre Verwachsungen. Akademie-Verlag, Berlin, 1277 p.

Saner, S., 1978. The depositional associations of Upper Cretaceous-Paleocene-Eoce-ne times in central Sakarya and petro-leum exploration possibilites. Türkiye 4. Petrol Kong. Tebliğleri, p. 95-115.

Sawkins, F. J., 1990. Metal Deposits in Relation to Plate Tectonics, 2nd ed. Berlin, Hei-delberg, New York, Tokyo, London, Pa-ris, Hong Kong: Springer-Verlag. 461 p.

Serdar, A., 1975. Çataltepe Sahasının Jeoloji Haritası, MTA Arşiv (yayımlanmamış)

Sfondrini, G., 1961. Surface geological report on Ar/TPO/I/538 and 537. TPAO Arama Grubu Rap. No: 1429, 9 s.

Siyako, M., Bürkan, K.A. ve Okay, İ.A., 1989. Biga ve Gelibolu Yarımadaları’nın Ter-siyer jeolojisi ve hidrokarbon olanakları. TPJD Bülteni, v. 1(3), p. 183-199.

Soyer, Ş., 2008. Çataltepe Sahası 1/250 Ölçek-li Maden Jeolojisi Haritası, Çanakkale Madencilik Şirketi Arama Grubu Birimi, Çanakkale (yayımlanmamış).

Stanton, R. L., 1987. Constitutional features and some exploration implications of three zinc-bearing stratiform skarns of eas-tern Australia. Trans. Inst. Mining Me-tall., Section B. Applied Earth Sci., 96, B37-B57.

Sümengen, M. ve Terlemez, İ., 1991. Güneybatı Trakya yöresi Eosen çökellerinin stratig-rafisi. Maden Tetkik Arama Dergisi, v. 113, p. 17-30.

Şengün, F. ve Çalık, A., 2007. Çamlıca Meta-morfitlerinin (Biga Yarımadası, KB Tür-kiye) metamorfizma özellikleri ve kore-lasyonu. Türkiye Jeoloji Bülteni, v. 50, p. 1-16.

Toker, V. ve Erkan, E., 1985. Gelibolu Yarımada-sı Eosen formasyonlarının nannoplank-ton biyostratigrafisi: MTA Dergisi v. 101, p. 72-91.

Tufan, A. E., 1993.Karaydın Köyü (Yenice-Ça-nakkale) çevresinin jeolojik ve petrog-rafik özellikleri ile kurşun-çinko zuhur-larının jenetik incelemesi. Doktora Tezi, Selçuk Üniversitesi, 158 s., Konya.

Ünlü, T., 1983. Sivas, Divriği-Akdağ; Gürün-Ot-lukilise; Erzincan, Kemaliye, Bizmişen-

Yerbilimleri134

Çaltı, Kurudere ve Adıyaman, Çelikhan-Bulam demir yatakları hakkında görüş-ler. MTA Maden Etüd Dairesi, Rap. No. 1901, Ankara (yayımlanmamış).

Ünlü, T. ve Stendal, H., 1989. Divriği bölgesi demir cevheri yataklarının nadir toprak element (REE) jeokimyası; Orta Anado-lu, Türkiye. Türkiye Jeoloji Bülteni, v.32, p.21-37.

Wagner, G. A., Pernicka, E., Seeliger, T.C., Öz-tunali, Ö., Baranyi, İ., Begemann, F. and Schmitt-Strecker, S., 1983. Geologisc-he untersuchungen zur fruhen metal-lurgie in NW-Anatolien, Bulletin of the Mineral and Exploration Institute of Tur-key, v. 100(101), p. 45–81.

Yalçınkaya, N.K., 2008. Kişisel görüşme. Çanak-kale Madencilik Şirketi, Çanakkale.

Yücelay, M.A., 1971. Çanakkale ili Yenice ilçesi Karaköy Arapuçandere civarındaki kur-şun çinko aramaları. MTA Derleme Ra-por No: 4688, Ankara.

Yücelay, M.A., 1976. Çanakkale-Kalkım-Hande-resi Pb-Zn-Cu bölgesinin etüdü. MTA Derleme Rapor No: 5720, Ankara (ya-yımlanmamış).

Williams-Jones, Samson, I.M., Ault, K.M., Gag-non, J.E. and Fryer, B.J., 2010. The genesis of distal zinc skarns: evidence from the Mochito Deposit, Honduras.Economic Geology, v. 105(8), p. 1411-1440.

Demirela vd. 135

Yerbilimleri, 35 (2), 137-150Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araştırma Merkezi BülteniBulletin of the Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

Description of Larger Benthic Foraminifera Species from the Bartonian of Yakacık-Memlik Region (N Ankara, Central Turkey)

Yakacık-Memlik bölgesinin Bartoniyen iri bentik foraminiferlerinin tanımı (K Ankara, Merkezi Türkiye)

ALİ DEVECİLER

Ankara University, Faculty of Engineering, Department of Geological Engineering, 06100 Tandoğan, ANKARA

Geliş (received) : 05 Eylül (September) 2013 Kabul (accepted) : 21 Nisan (April) 2014

ABSTRACTA. callosa Hottinger, A. fragilis Hottinger, A. fusiformis Sowerby, A. kieli Sirel & Acar, A. nuttalli (Davies), A. ster-cusmuris Mayer-Eymar and nummulitid species Nummulites malatyensis Sirel are described and figured from the shallow-water marine limestone samples of Yakacık-Memlik region (N-Ankara, Central Turkey). Amongst all these species the presence of A. fragilis, A. fusiformis and N. malatyensis represents the Bartonian stage in the studied area. In addition, stratigraphic range of A. callosa, A. kieli, A. nuttalli and A. stercusmuris are discussed and pro-bably a new Alveolina species A. n.sp are described and figured.

Key Words: Bartonian, benthic foraminifera, Alveolina, Yakacık-Memlik area, central Turkey.

ÖZYakacık-Memlik bölgesinden alınan sığ su denizel kireçtaşı örnekleri içerisinde A. callosa Hottinger, A. fragilis Hot-tinger, A. fusiformis Sowerby, A. kieli Sirel&Acar, A. nuttalli (Davies), A. stercusmuris Mayer-Eymar ve bir num-mulitid olan Nummulites malatyensis Sirel türleri tanımlanmıştır. Tespit edilen bu türler içerisinde A. fragilis, A. fusiformis ve N. malatyensis’ in bulunması çalışma alnındaki Bartoniyen katının varlığını temsil etmektedir. Bunlara ek olarak A. callosa, A. kieli, A. nuttalli ve A. stercusmuris’ in stratigrafik dağılımları tartışılmış ve muhtemelen yeni bir tür olan A. n.sp. tanımlanmıştır.

Anahtar Kelimeler: Bartoniyen, bentik foraminifer, Alveolina, Yakacık-Memlik bölgesi, Merkezi Türkiye.

A. Devecilere-posta: adeveci@eng.ankara.edu.tr

INTRODUCTION

So far, the existence of the marine Bartonian sediments with shallow-water foraminiferal species have previously not been reported from the following related localities of the nort-hern Ankara (Fig. 1, 2).

The primary purpose of this paper is to descri-be and figured the foraminiferal assemblage of the Bartonian shallow water marine limestone samples from the Yakacık-Memlik area, N. An-kara, Central Turkey.

The deformational properties of Upper Creta-ceous-Tertiary rocks in the Orhaniye-Memlik area were studied by Kazancı & Gökten (1986). Gökten et al. (1988) examined the stratigraphy and tectonics of late Cretaceous-Pliocene units in the Bağlum-Kazan region in detail. A biost-ratigraphical study based on nannoplankton in the flysch unit from the Cretaceous period near Orhaniye-Memlik area was investigated by Sağurlar & Toker (1990). Ocakoğlu & Çiner (1995) studied the basin geometries of detailed stratigraphic sections from the early Paleoce-ne and Eocene units in order to examine the sedimantary evolution of the Orhaniye-Güvenç region. The paleogeographical and paleoclima-tic conditions of the upper Cretaceous-Eocene units were examinied through a study of clay stratigraphy performed by Ocakoğlu (1998). The Tertiary glomalveolinids and alveolinids fo-und in the Orhaniye section northwest of in Tur-key were studied by Sirel & Acar (2008). Büyü-kutku & Sarı (2011) further spent time studying the diagenetic history of the upper Cretaceous sandstone in the vicinity of Yakacık.

The examined samples were collected from the yellowish argillaceous limestone of Gölbayırı hillside. This limestone overlies the red colou-red terrestrial lithologic units which consist of conglomerate, sandstone, limestone and lava. The Quaternary aluvion is the youngest unit above all the lithologic units.

Despite some characteristic fossiles like Num-mulites perforatus de Montford and N. brogni-anrti d’ Archiac and Haime have been detected, the litostratigraphic units around Orhaniye vici-nity were described in Lutetian by Gökten et

al (1988). But according to the study made by Serra-Kiel (1998), these fossiles are the indica-tor benthic foraminiferas of Bartonian (SBZ 17).

Basically this study bases on the benthic fora-miniferas in the limestone samples collected from the Gölbayırı section. In these samples, A. fragilis, A. fusiformis, A. callosa, A. aff. kieli, A. stercusmuris, A. nuttalli, and N. malatyensis were detected but especially A. fragilis, A. fusi-formis and N. malatyensis indicates the Barto-nian. In addition to these data, a new Alveolina species was defined but because of the poor axial thin sections the new name of the species was not given.

All orianted axial and equatorial thin sections were made from both isolated foraminiferal specimens and rock samples. Every specimen from plates 1-4 were subsequently deposited in the collection at Ankara University, Faculty of Engineering, Department of Geological En-gineering.

SYSTEMATHIC PALEONTOLOGY

Family Alvolinidae (Alveolinidae) Ehrenberg, 1829

Genus Alveolina d’Orbigny, 1826

Type species: Oryzaria boscii Defrance, in Bronn, 1825

Alveolina fragilis Hottinger, 1960

(Plate 1, figs. 1, 3; Plate 2, figs. 1-2-5)

1960 Alveolina fragilis Hottinger, p. 170, pl. 16, figs. 13, 14; pl. 17, figs. 14-16, 20; pl. 18, figs. 12-14, 20.

2008 Alveolina fragilis Hottinger, Sirel & Acar, p. 85, pl. 77, figs. 1-5; pl. 78, figs. 1-13.

Description:

Megalospheric form: The test has an elonga-ted fusiform with pointed poles and an axial diameter of 8,17-11,9 mm and an equatorial diameter of 1,2-1,85 mm. The index of elon-gation is between 6,33-9,1. The diameter of the ovoid proloculus ranges from 0,325 mm-0,55 mm. The axial thickening of the fusiform

Yerbilimleri138

whorls gradually increase along the axial direc-tion. In the equatorial sector, the whorls have coiled tightly and the size of the chamberlets show gradual growth. In the early section of the whorls, however their cross sections are sub-circular-circular, they become upright oval in the later whorls.

Microspheric form: The elongated fusiform test for this specimen has resulted in an axi-al diameter of 20,6 mm and an equatorial dia-meter of 1,3 mm at the 16th whorl, an index of elongation measured at 9,8 for the 8th whorl (similar with the holotype of Hottinger, 1960, pl. 17, fig. 14), and 15,84 for the 16th whorl. Elon-gated fusiform whorls follow the small prolocu-lus. The other features are similar to previously established megalospheric forms.

Stratigraphic and Geographic Distribution: This elongated fusiform species indicates the Bartonian (SBZ 17) according to Serra-Kiel et al. (1998, p. 285, fig. 2). A. fragilis Hottinger has been firstly described and figured from the Bartonian (Biaritzien) type locality: Collines de Verone (North of Italy). Also this form was desc-ribed and figured in the Bartonian limestone of Söğüt area (N. Bilecik) by Sirel & Acar (2008). In this study A. fragilis was found together with A. fusiformis, A. nuttalli and N. malatyensis in the Bartonian argilaceous limestone of Gölbayırı section (fig 3.) .

Alveolina fusiformis Sowerby, 1850

(Plate 1, fig. 2, 4; Plate 2, figs 3-4)

1850 Alveolina fusiformis Sowerby in Dixon, pl. 9, figs. 5a, b.

Figure 1. Location map of the investigation areaŞekil 1. İnceleme alanının yerbulduru haritası.

Deveciler 139

1960 Alveolina fusiformis Sowerby, Hottinger, p. 169, pl. 12, figs. 5-7; pl. 14, figs. 1-4; pl. 17, fig. 17; pl. 18, fig. 11, text fig. 94, figs.a-h.

1962 Alveolina fusiformis Sowerby, Adams, p. 48, pl. 1, figs. 1-5; pl. 2, figs. 1-12; pl. 3, figs. 1-7.

2008 Alveolina fusiformis Sowerby, Sirel & Acar, p. 84, pl. 76, figs. 2-5.

Description: The megalospheric generation with a fusiform test has an axial diameter of 6,65-19,6 mm and an equatorial diameter of 0,97-1,6 mm. The index of elongation is bet-ween 4,34-6,5. The subspherical proloculus (0,325-0,65 mm in a diameter for the largest specimens) is followed by fusiform to elonga-ted whorls. The axial thickening of the basal la-yer is greater than that of the equatorial spirals and increases gradually. The cross sections

of closely arranged chamberlets are spheric-subspheric in shape.

Remark: A. fusiformis was first described by Sowerby in 1850 as a new alveolinid species from the type locality (Bracklesham, England) by having only an external view of free speci-men of holotype. This species has been emen-ded the specimens of topotype by Adams (1962). According to Hottinger (1960), Adams (1962), Drobne (1977), Serra-Kiel et al (1998) and Sirel-Acar (2008) A. fusiformis is an indica-tor species of Bartonian. In comparison to the samples form the Gölbayırı section, they both resemble the Adam’s specimens.

Distrubution: The distrubution of this species was given in A. fragilis part.

Alveolina callosa Hottinger, 1960

(Plate 3, figs. 1-4)

Figure 2. Geologic map of the investigation are (rearranged from Gökten. et al 1988)Şekil 2. İnceleme alanının jeolojik haritası (Gökten vd. 1988’ den düzenlenmiştir)

Yerbilimleri140

1960 Alveolina callosa Hottinger, p. 160, pl. 14, figs. 18, 19; pl. 15, figs. 7-10.

2008 Alveolina callosa Hottinger, Sirel & Acar, p. 82, 83, pl. 75, figs. 7, 8.

Description: The megalospheric generation has large, elongated subcylindrical test with an axial diameter of 11-16,5 mm and equatorial di-ameter of 2,2-2,85 mm. The index of elongation is between 3,96-6,6. The spheric to subspheric proloculus (0,5-0,65 mm in diameter) is follo-wed by elongated whorls. The axial thickening increases gradually from the proloculus to the last whorl. The basal layer of the equtorial sec-tor remains thin with respect to the axial thic-kening. Closely arranged chamberlets are very

small and their cross sections change from cir-cular to subcircular.

Distribution: According to Serra-Kiel et al. (1998) the subcylindirical form A. callosa is an indicator alveolinid of SBZ 13 (early Lutetian). In the argillaceous limestone of the Göl bayırı sec-tion, however, this species was found together with Bartonian characteristic benthic foramini-feral forms, such as A. fragilis, A. fusiformis, N. malatyensis and Fabiania sp. (pl 4, fig. 11) . As a result of this biostratigraphic data the age of A.callosa has been as a Bartonian.

Alveolina aff. kieli Sirel, 2008

(Plate 3, figs. 5-6)

2008 Alveolina kieli Sirel, p. 81, pl. 74, figs. 1-3.

Figure 3. Cross section of Gölbayırı section (not-to-scaled)Şekil 3. Gölbayırı kesitinin yatay kesiti (ölçeksizdir)

Deveciler 141

Description: Two megalospheric generations have a medium sized ovate test. The axial di-ameter ranges from 4,77-5,35 mm and has an equatorial diameter of 3,075-3,55 mm. The in-dex of elongation is 1,507-1,55. The spheric proloculus (0,15-0,16 mm in diameter) is follo-wed by 3-4 subspheric whorls of nepionic stage. The complete axial section figured in (pl. 3, fig. 5) has 5 ovoid whorls of adult stage followed by the 7 whorls of senile stage. The basal layer be-comes thicker from proloculus to the pole and and in the axial sector it is more thicker than the equatorial sector. The size of the chamberlets increase gradually to the last whorl. The cross section of chamberlets are spheric to subs-pheric and become upright ovals in the last 4 whorls.

Remark: Although this form differs from A. kieli Sirel&Acar with its thinner basal layer and more ovate form, there are too many similarities bet-ween two of them. For this reason this form is named as A. aff. kieli.

Distribution: A. kieli was first described and figured by Sirel & Acar (2008) after being disco-vered in the Lutetian limestone of the Orhaniye region. In this study, this ovate form was found with the indicator benthic foraminiferas like A. fragilis, A. fusiform and N. malatyensis from the Bartonian , and such as, its age should range from the Lutetian to Bartonian Age.

Alveolina stercusmuris Mayer-Eymar, 1886

(Plate 4, fig. 10)1886 Alveolina stercusmuris Mayer-Eymar, (in Hottinger, 1960a, p. 147; in Drobne, 1977, p. 50).

1977 Alveolina stercusmuris Mayer-Eymar, Drobne, p. 50, pl. 10, figs. 12-14.

2008 Alveolina stercusmuris Mayer-Eymar, Si-rel & Acar, p. 83-84, pl. 76, fig. 1.

2010 Alveolina stercusmuris Mayer-Eymar, De-veciler, p. 194, pl. 3, fig. 1.

Description: Only one well oriented axial secti-on sample was obtained. Subcylindiric and me-dium sized test has 4,975 mm in axial diameter and 2,75 mm in equatorial diameter. The index of elongation is 1,88 at the 13 th whorl. The

subspheric proloculus with a diameter of 0,148 mm is followed by five tightly coiled subsphe-ric to ovoid shaped whorls. The axial thickening of the following 3-4 whorls is rather thick when compared with the thickening of the equatorial sector. The axial thickening becomes more nar-row at the last 6 whorls of the senile stage. The size of the chamberlets shows regular increa-sing from the first to the last whorl. Their cross sections vary from the subsphaeric to upright oval.

Distribution: This form was detected by Drob-ne in lower Lutetian of Pican-Slovenia (1977). Therefor Sire&Acar (2008) found it in the limes-tone of the Akçadağ area, W Malatya with some important indicator benthic foraminiferas of Bartonian. Also A. stercusmuris was described and figured by Deveciler (2010) in the Bartonian limestone of Çayraz section with Nummulites perforatus De Montford. In this study this alve-olinid was found with A. fragilis, A. nuttalli, A. fusiformis and N. malatyensis of Bartonian age.

Alveolina nuttalli (Davies, 1940)

(Plate 4, figs. 1-3)

1940 Alveolina elliptica nuttalli Davies, p. 219-220, pl. 12, figs. 1-4.

1954 Alveolina elliptica flosculina Silvestri, Smo-ut, p. 82-83, pl. 14, figs. 8-12.

1977 Alveolina (Alveolina) elliptica nuttalli Davi-es, Drobne, p. 50, pl. 10, figs. 9-11.

1993 Alveolina nuttalli (Davies), Samanta, p. 65-72, pl. 10, figs. 1-5; pl. 11, figs. 2-3.

2010 Alveolina nuttalli (Davies), Deveciler, p. 194-195, pl. 3, figs. 2-5.

Description: Three well preserved axial sec-tions of megalospheric forms have medium sized test with ovoid and rounded poles in shape. Axial diameter ranges from 4,32 mm to 4,82 mm, equatorial diameter from 2,75 mm to 2,87mm and index of elongation from 1,7 to 1,76. Obviously three growth stages of the shell can be observed. The small spheric proloculus (0,135 mm-0,15 mm in diameter) is followed by 4-5 ovoid whorls of nepionic stage, 2-3 ovoid flosculine of adult stage, and, finaly, 4-7 ovoid whorls of senile stage. The size of the

Yerbilimleri142

chamberlets increase gradually from the begi-ning of the coiling to the last whorl. Their cross sections changes from subspheric to ovoid.

Remark: This flosculinized alveolinid, which is a well known and a common species of the Bartonian, was described as A. elliptica nuttalli by many autors in the past. Later, as claimed in Deveciler (2010, p. 194-195) A. elliptica and A. nuttalli are not the same in terms of different growth stages and coiling features. As such, the specimen in this study are described as A. nuttalli for their the three growth stages and the ovoid test.

Distrubution: This flosculine Alveolina was described and figured by Drobne (1977) in the lower Lutetian sediments of Pican-Slovenia. Also the topotypes of this from was defined by Samanta (1993) in the lithostratigraphic units of the upper middle Eocene of Pulrada-India. Later on it has been found in Bartonian limestone of Çayraz section (Haymana-Turkey) with N. per-foratus de Montford by Deveciler (2010). In this study A. nuttalli was found with the A. fragilis, A. fusiformis and N. malatyensis of Bartonian.

Alveolina n.sp.

(Plate 4, figs. 4-9)

Description: The megalospheric form has a small sized ovoid test with rounded poles. The axial diameter ranges from 2,075-3,1 mm and equatorial diameter from 1,025-1,85 mm. The index of elongation is 1,67-2,02. The subsphe-ric proloculus (0,25-0,3 mm in diameter) is follo-wed by 6 tightly coiled whorls of nepionic stage. The thickness of basal layer increases gradually to the last whorl of adult stage. There are 12 whorls in an axial diameter of 3,1 mm in diame-ter. The cross section of the chamberlets are spheric and subsperic, and their size increases gradually in proximity to the last whorls.

Remark: A. n.sp. is distinguished from all ot-her Alveolina species of the Bartonian because of smaller ovoid test and the tightly coiled first 3-4 whorls. This form differs from the A. archi-aci Sirel and Acar (Sirel & Acar 2008; p. 59, pl. 46, figs. 11-14) of middle Cuisian in its rounded poles and the different nepionic stage. Also, it differs from the A. aff. colatiensis Drobne (Sirel

& Acar 2008, p. 72-72, pl. 54, figs. 2-5) in ha-ving ovoid test. Certanly this form is a new spe-cies of Alveolina but some features of the test can not be seen clearly due to incomplete axial sections. So that for the present this species was described ad Alveolina n. sp.

Distribution: This form can be found together with A. fragilis, A. fusiformis, A. nuttalli, A. ster-cusmuris and N. malatyensis of the Bartonian in the yellow argilaceous limestone of the Göl-bayırı hill.

Order Foraminiferida Eichwald, 1830

Family Nummulitidae de Blainville, 1827

Genus: Nummulites Lamarck, 1801

Type species: Camerina laevigata Brugiere, 1792

Nummulites malatyensis Sirel, 2003

(Plate 1, figs. 5-12)

2003 Nummulites malatyensis Sirel, p. 288-289, pl. 1, figs. 1-8.Description: The megalospheric form has a inflated lenticular test with strongly rounded periphery. A large central knob can be clearly observed in the axial sections and radial septal filaments cover the surface of the test. The di-ameter of the test is between 2,4-3,4 mm and the thickness ranges from 1,5 mm to 1,75 mm. The spheric-subspheric proloculus has a dia-meter of 0,25-0,3 mm. The subspheric deutero-conch (0,275 mm in diameter) is observed in an one equatorial section (pl. 1, fig. 6). The spire is thick in all whorls. The spire interval increases gradually in 4 whorls than stays constant till the last whorl (pl. 1, fig. 6). The very small cham-bers are aranged tighly and their heights are similar with respect to their widths. The septa are straight or slightly curved throughout the ontogeny. There are 6 whorls in an axial section measuring 3 mm in diameter (Fig. 4/6).

Septa Whorl

15 1

18 2

28 3

Deveciler 143

35 4

36 5

Distrubution: This typical Nummulites species was first described and figured by Sirel (2003) in Bartonian limestone of Develi section (Malat-ya). In this study this form was found with A. fragilis and A. fusiformis of Bartonian.

DISCUSSION AND CONCLUSIONS

The current benthic foraminiferal zones presen-ted by Serra-Kiel et al. (1998) were took in to consideration for this study. According to the authors, A. fragilis and A. fusiformis indicate the SBZ 17 (early Bartonian). In addition, the infla-ted lenticular species N. malatyensis is descri-bed by Sirel (2003) as from the Bartonian and obtained from the Develi section of the Malatya region. In this study, subcylindirical alveolinid is called A. stercusmuris, and was found in the Darende section (Sirel & Acar, 2008) with A. fu-siformis and A. elongata d’Orbigny and also in the Çayraz section with N. perforatus (de Mont-fort) and A. nuttalli from the Bartonian by Deve-ciler (2010). Up to now present, A. callosa and A. kieli has been reported amongst the Lutetian alveolinids by Serra-Kiel et al. (1998) and Sirel & Acar (2008). In this study the biostratigraphic range of A. callosa and A. kieli are now shown to extend to the Bartonian.

As a result of foregoing data, the samples of argillaceous limestone containing A. fragilis, A. fusiformis, A. callosa, A. kieli, A. nuttalli, A. ster-cusmuris, A. n.sp, and N. malatyensis form the Göl bayırı section is attributed to the Bartonian Age.

ACKNOWLEDGEMENT

The author would like to thank Dr. Ercüment Sirel for kindly reviewing the draft manuscript before submission to the journal.

REFERENCES

Adams, C. G., 1962. Alveolina form the Eoce-ne of England. Micropaleontology, 8 (1), 48.

Büyükutku, A. & Sarı, A., 2011. The diagenesis of Haymana sandstones (upper Cre-taceous), Yakacık vicinity, Norhwest of Ankara (Salt Lake basin), Turkey. Energy Sources, Part A, 33, 795-804.

Davies, L. M., 1940. The Upper Khirtar beds of North-West India. Quarterly Journal of the Geological Society, 96, 199-230.

Deveciler, A., 2010. The first appearance of the Bartonian benthic foraminifera at the Çayraz Section (north of Haymana, so-uth of Ankara, central Turkey). Yerbilim-leri, 31 (3), 191-203.

Drobne, K., 1977. Alveolines Paleogenes de la Slovenie et de l’Isrie. Memoires Suisses de Paleontologie, 99, 1-132.

Gökten, E., Kazancı, N. & Acar, Ş., 1988. Anka-ra kuzeybatısında (Bağlum-Kazan arası) geç Kretase-Pliyosen serilerinin stra-tigrafisi ve tektoniği. MTA Dergisi, 108, 69-81.

Hottinger, L., 1960a. Recherches sur les Alveo-lines du Paleocene et de Eocene. Me-moires Suisses de Paleontologie, 75-76, 236pp. + Atlas I-II.

Kazancı, N. & Gökten, E., 1986. Deformational stages of the upper Cretaceous-Terti-ary rocks in the area around Orhaniye and Memlik villages-northwest Ankara. Communications Fac. Sci. Univ. Ank. Ser. C., 4, 129-138.

Ocakoğlu, F., 1998. Orhaniye bölgesi (Ankara kuzeyi) üst Kretase-Eosen istifinin kil stratigrafisi: Eski ortamsal ve iklimsel koşullara ilişkin bazı ipuçları. Türkiye Jeoloji Bülteni, 41(2), 31-39.

Ocakoğlu, F. & Çiner, A., 1995. Orhaniye-Gü-venç (KB Ankara) karasal çökellerinin Paleosen-Erken Eosen sedimanter evri-mi. Türkiye Jeoloji Bülteni, 38(2), 53-66.

Sağurlar, E. K. & Toker, V., 1990. Orhaniye (KB Ankara) yöresinin nannoplanktonlarla Kretase biyostratigrafisi. Türkiye Jeoloji Bülteni, 33, 57-78.

Samanta, B. K., 1993. Foraminiferal genus Al-veolina d’Orbigny from the Middle Eo-cene Fulra Limestone of Cutch, Gujarat,

Yerbilimleri144

western India with observations on the distrubution of the genus in the Indo-Pasific region. The Geological Mining and Metallurgica Society of India, 57, 1-92.

Serra-Kiel, J., Hottinger, L., Caus, E., Drobne, K., Ferrandez, C., Jauhri, A. K., Pavlovec, R., Pignatti, J., Samso, J. M., Schaub, H., Sirel, E., Strougo, A., Tambareau, Y., Tosquella, J. & Zakrevskaya, E., 1998. Larger foraminiferal biostratigraphy of the Tethyan Paleocene and Eocene. Bulletin de la Societe Géologique de France, 169 (2), 281-299

Sirel, E., 2003. Foraminiferal description and biostratiraphy of the Bartonian, Pria-bonian and Oligocene shallow-water sediments of the soutern and eastern Turkey. Revue de Paleobiologie, 22(1), 269-339.

Sirel, E. & Acar, Ş., 2008. Description and bi-ostratigraphy of the Thanetian-Barto-nian Glomalveolinids and Alveolinids of Turkey. UCTEA The Chamber of Geological Engineers Publication: 103 (Scientific Synthesis of the Life Long Achivement).

Smout, A. H., 1954. Lower Tertiary foraminifera of the Qatar peninsula. British Muse-um (Natural History), Jarrold and Sons LTD., Norwich.

Deveciler 145

PLATE 1Bartonian, all figures from Gölbayırı section, fig. 1 x 18,8; figs. 2-4 x 20; figs. 5-12 x 10. Alveolina fragilis Hottinger:

fig. 1- Axial section of A form, M/4/28/2; fig. 2- Axial section of A form, M/4/22/1; fig. 3- Axial section of A form, showing subspheric megalosphere, M/4/27/1; Alveolina fusiformis Sowerby: fig. 4- Axial section of A-form, Gk/5/1; Nummulites malatyensis Sirel: fig. 5- Tangential section of A-form showing septal filaments, M/4/13/1; fig. 6- Equatorial section of A-form showing proloculus and the spire, M/4/28/2; fig 7- Equatorial section of A-form, M/4/19/3; fig. 8- Axial section of A-form, M/4/32/2; fig. 9- Axial section of A-form, M/4/19/4; Fig 10- Axial section of A-form, M/4/15/3; fig 11- Axial section of A-form showing proloculus and thick pillar in the center of the test, M/4/15/2; fig 12- Axial section of A-form, M/4/32/1.

LEVHA1Bartoniyen, bütün şekiller Gölbayırı kesitindendir, şek. 1 x 19,8; şek 2-4 x20; şek. 5-12 x 10. Alveolina fragilis

Hottinger: şek. 1- A formunun eksenel kesiti, M/4/28/2; şek. 2- A formunun eksenel kesiti, M/4/22/1; şek 3- Yarı küresel ilklocayı gösteren A formunun eksenel kesiti, M/4/27/1; Alveolina fusiformis Sowerby: şekç 4- A formunun eksenel kesiti, Gk/5/1; Nummulites malatyensis Sirel: şek. 5- A formu üzerindeki ağ şebe-kesini gösteren eksenel kesit, M/4/13/1; şek. 6- A formunun ilk loca ve spirini gösteren ekvatoryal kesit, M/4/28/2; şek. 7- A formunun ekvatoryal kesiti, M/4/19/4; şek. 8- A formunun eksenel kesiti, M/4/32/2; şek. 9- A formunun eksenel kesiti, M/4/19/4; şek. 10- A formunun eksenel kesiti, M/4/15/3; şek. 11- A formunun ilk locasını ve merkezinde bulunan kalın sütunu gösteren eksenel kesit, M/4/15/2; şek. 12- A formunun eksenel kesiti, M/4/32/1.

PLATE 2Bartonian, all figures from Gölbayırı section, figs. 1-3, 4 x 20; fig. 5 x 10. Alveolina fusiformis Sowerby: fig. 1-

Axial section of A-form, M/4/18/1; fig. 3- Axial sectio of A-form, Gk/6/1; fig. 4- Axial section of A-form, M/4/11/2; Alveolina fragilis Hottinger: fig. 2- Axial section of A-form, showing egg shape megaloshere, Gk/6/1; fig 5- Axial section of B-form, M/4/5/1.

LEVHA 2Bartoniyen, bütün şekiller Gölbayrı kesitindendir, şek. 1-3, 4 x 20; şek. 5 x 10. Alveolina fusiformis Sowerby: şek.

1- A formunun eksenel kesiti, M/4/18/1; şek. 3- A formunun eksenel kesiti, Gk/6/1; şek. 4- A formunun eksenel kesiti, M/4/11/2; Alveolina fragilis Hottinger: şek. 2- A formunda yumurta-şekilli ilk locayı gösteren eksenel kesit, Gk/6/1; şek 5- B formunun eksenel kesiti, M/4/5/1.

PLATE 3Bartonian, all figures from Gölbayırı section, figs. 1-4 x 10; figs. 5-6 x 20. Alveolina callosa Hottinger: fig. 1- Axial

section of A-form, showing subspheric megalosphere and the axial thickening, M/4/6/1; fig. 2- Axial section of A-form, M/4/20/1; fig. 3- Axial section of A-form, M/4/8/1a; fig. 4- Axial section of A-form, M/4/29/1; Alveolina kieli Sirel: fig. 5- Axial section of A-form showing spheric megalosphere, M/4/2/1; fig. 6- Axial section of A-form, M/4/6/1.

LEVHA 3Bartoniyen, bütün şekiller Gölbayrı kesitindendir, şek. 1-4 x 10; şek. 5-6 x20. Alveolina callosa Hottinger: şek. 1- A

formunuda eksenel kalınlaşmayı ve megalosiferi gösteren eksenel kesit, M/4/6/1; şek. 2- A formunun eksenel kesiti, M/4/20/1; şek. 3- A formunun eksenel kesiti, M/4/8/1a; şek. 4- A formunun eksenel kesiti, M/4/29/1; Alveolina kieli Sirel: şek. 5- Küresel megalosiferi gösteren eksenel kesit, M/4/2/1; şek. 6- A for-munun eksenel kesiti, M/4/6/1.

PLATE 4Bartonian, all figures from Gölbayırı section, figs. 1-10 x 20; fig. 11 x 10; fig 12 x 30. Alveolina nuttalli (Davies):

fig. 1- Axial section of A-form, showing three growth stages, M/4/9/2; fig. 2- Axial section of A-form, M/4/14/1; fig. 3- Incomplate axial section of A-form, M/4/28/1; Alveolina n.sp.: fig. 4- Nearly axial section of A-form, showing spheric megalosphere and thight early whorls, M/4/12/1; fig. 5- Nearly axial section of A-form, M/4/19/2; fig. 6- Incomplate axial section of A-form, M/4/4/1; fig. 7- Incomplate axial section with deformated proloculus of A-form, M/4/18/3; fig. 8- Incomplate axial section of A-form, M/4/5/2; fig. 9- Incomplate axial section of A-form, M/4/26/1; Alveolina stercusmuris Mayer-Eymar: fig. 10- Axial sec-tion of A-form, M/4/1/1; Fabiania sp.: fig. 11- Vertical section of A-form?, M/4/15/1; Linderina sp.: Axial section of A-form, Gk/5/2.

LEVHA 4Bartoniyen, bütün şekiller Gölbayrı kesitindendir, şek. 1-10 x20; şek. 11x 10; şek 12 x30. Alveolina nuttalli (Davies):

şek. 1- Üç büyüme evresini de gösteren A formunun eksenel kesiti, M/4/9/2; şek. 2- A formunun ekse-nel kesiti, M/4/14/1; şek. 3- A formunun tamamlanmamış eksenel kesiti, M/4/28/1; şek. 6- A formunun tamamlanmamış eksenel kesiti, M/4/4/1; şek. 7- A formunun bozulmuş ilk locasının göründüğü tamam-lanmamış eksenel kesiti, M/4/18/3; şek. 8- A formunun tamamlanmamış eksenel kesiti, M/4/5/2; şek. 9- A formunun tamamlanmamış eksenel kesiti, M/4/26/1; Alveolina stercusmuris Mayer-Eymar: fig. 10- A for-munun eksenel kesiti, M/4/1/1; Fabiania sp.: şek. 11- A ? formunun düşey kesiti, M/4/15/1; Linderina sp.: A formunun eksenel kesiti, Gk/5/2.

Yerbilimleri146

PLATE 1 / LEVHA 1

Deveciler 147

PLATE 2 / LEVHA 2

Yerbilimleri148

PLATE 3 / LEVHA 3

Deveciler 149

PLATE 4 / LEVHA 4

Yerbilimleri, 35 (2), 151-162Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araştırma Merkezi BülteniBulletin of the Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

Manyetik Düşey Gradyometre Yönteminde Farklı Alıcı Aralıklarının Seçimi

The Selection of Different Sensor Intervals in Vertical Magnetic Gradiometer Method

MUZAFFER ÖZGÜ ARISOY1, CEMAL KAYA2

1 Maden Tetkik ve Arama Genel Müdürlüğü, Jeofizik Etütleri Dairesi Başkanlığı, 06800 Çankaya, ANKARA2 Kayen Enerji Koza Sokak 37/6, GOP Çankaya, Ankara

Geliş (received) : 09 Ocak (january) 2014 Kabul (accepted) : 18 Temmuz (July) 2014

ÖZBu çalışmada, yakın yüzey araştırmalarında yaygın olarak kullanılan düşey gradyometre yönteminde farklı manye-tometre aralıkları seçiminin düşey manyetik gradyent verileri üzerindeki etkileri incelenmiştir. Karada yapılan arazi çalışmalarında kullanılan düşey gradyometrelerin birçoğu 0.5, 1 ve 1.5m alıcı aralıklarının seçimine izin vermektedir. Bu nedenle çalışma kapsamında, hem model hem de arazi çalışmaları için alıcı aralıkları 0.5, 1 ve 1.5m olarak seçilmiş ve karşılaştırmalar bu alıcı aralıkları kullanılarak yapılmıştır. Model çalışması için kullanışlı bir yakın yüzey modelinden hesaplanan kuramsal ve arazi çalışması için arkeolojik bir alanda toplanan düşey manyetik gradyent verileri kullanılmıştır. Günümüzde düşey gradyent ölçümlerinde geleneksel olarak 0.5m alıcı aralığı kullanılmaktadır. Model ve arazi çalışmalarından görüleceği üzere, belirtiye neden olan kaynakların fiziksel ve geometrik özellikleri-nin önceden kestirilmesi durumunda ve gürültü etkileri göz önünde bulundurulduğunda farklı alıcı aralıkları seçimi-nin önemi ortaya çıkmaktadır.

Key Words: Alıcı aralığı, düşey gradyent, manyetik yöntem

ABSTRACTIn this study, the effects of selection of the different magnetometer separations in vertical gradiometer method that widely used in near surface studies on the vertical magnetic gradient data are investigated. Many vertical gradiom-eters that used in ground studies allow the selection of 0.5, 1 and 1.5m receiver separations. For this reason in the frame of the study, both in the modelling and field studies, the receiver separations are selected as 0.5, 1 and 1.5m and comparisons are done using these receiver separations. For the model study a theoretical dataset computed from a functional subsurface model and for the field study a real archaeological vertical magnetic gradient dataset were used. Traditionally, 0.5m receiver separation is used in the vertical gradient surveys in nowadays. As can be seen both in the modelling and field studies, the necessity and importance of the selection of different receiver separations are appeared in cases of the estimation of physical and geometric parameters of the magnetic sources that caused the anomaly and in cases of the consideration of the noise effects.

Anahtar Kelimeler: Receiver separation, vertical gradient, magnetic method

M. ARISOYe-posta: muzafferozgu.arisoy@mta.gov.tr

GİRİŞ

Arama jeofiziğinin en eski yöntemlerinden biri olan manyetik yöntemin amacı yer manyetik alanındaki değişimlerin ölçülmesidir. Yer man-yetik alanı, doğal (iyonosfer veya manyetosfer-deki elektrik akımları) ve yapay (endüstriyel akti-viteler vb.) kaynaklara bağlı olarak zamana göre hızlı değişimler gösterir. Bu tür değişimleri veri-den ayıklamanın iki yolu bulunmaktadır. Bunlar-dan ilkinde iki manyetometre kullanılır. Burada, birinci manyetometreyle her ölçü noktasında ölçü alınırken diğer manyetometreyle önceden belirlenen bir noktada (baz noktası) belirli za-man aralıklarında ölçüler alınır. İkinci ve en kul-lanışlı yol ise; aynı sistem içinde birbirine yakın uzaklıkta konumlandırılan iki manyetometre ile eş-zamanlı ölçüler almaktır (Tabbagh vd., 1997).

Yer manyetik alanının yatay ve düşey yönde-ki türevlerinin ölçülmesi ve kuramsal olarak hesaplanması manyetik verilerin yorumunda önemli bir yer tutmaktadır. Yer manyetik alanı-nın yatay ve düşey yöndeki türevleri kuramsal modeller üzerinde birçok araştırmacı tarafından incelenmiştir (Henderson ve Zietz, 1949; Aff-leck, 1958; Barongo, 1985). Yer manyetik ala-nının yatay türevleri aranan yapının ölçü alanı üzerindeki dağılımının araştırılmasında, düşey türevleri ise derin yapılara ait etkilerin veriden ayıklanıp yüzeye yakın yapıların etkilerinin ön plana çıkartılmasında kullanılmaktadır.

Jeofizik literatüründe manyetik gradyometrenin tanımı ilk kez Haalck (1925; Hood ve McClure, 1965) tarafından verilmiştir. Haalck (1925), man-yetik gradyent ölçümlerini hızlı ve verimli bir bi-çimde gerçekleştiren iki bobinli bir manyetik in-dükleyici önermiştir. Ancak bu fikri teoride kalıp uygulamaya koyamamıştır. Roman ve Sermon (1934; Hood ve McClure, 1965) iki bobinli man-yetik indükleyici geliştirip bazı test ölçümleri sonucunda yatay manyetik gradyent değerle-rini ölçmeyi başarmışlardır. Rikitake ve Tanao-ka (1960) proton manyetometreleri ile Japonya’ daki Mihara dağında volkanik aktiviteden kay-naklanan yer manyetik alanındaki değişimleri gözlemek için bir manyetometreyi volkan üze-rinde, diğerini de bir baz istasyonunda tutarak eş-zamanlı ölçümler almışlardır. Aitken (1961), gradyometre ölçümlerini aynı düzenek üzerinde

almayı önermiştir. Bir düzenek üzerine yerleş-tirdiği iki proton manyetometresi ile eş-zamanlı ölçüler toplamıştır. Bu çalışma, gradyometre yöntemiyle arkeolojik kalıntıların araştırılmasına ilk örnektir. Daha sonraki yıllarda yöntemin ara-zi uygulamaları ve kuramsal modeller üzerinde denenmesi birçok araştırmacı tarafından yapıl-mıştır (Barongo, 1985; Keating ve Pilkington, 1990; Breiner, 1999).

Teknolojideki gelişmelerle birlikte günümüzde gradyometre ölçümleri oldukça hızlı ve duyarlı bir biçimde yapılmaktadır. Bu nedenden dolayı yöntem, arkeolojik amaçlı araştırmalarda, gö-mülü metal nesnelerin araştırılmasında ve diğer yakın yüzey araştırmalarında en sık kullanılan jeofizik yöntem haline gelmiştir.

DÜŞEY GRADYENT ÖLÇÜM TEKNİĞİ

Düşey gradyometre yönteminin esası birbirin-den farklı yükseklikte bulunan iki alıcı ile her ölçüm noktasında yer manyetik alanın toplam bileşenini ölçmeye dayanmaktadır. Her ölçü noktasındaki düşey gradyent verisi, farklı alıcı uzaklıklarında ölçülen yer manyetik alanın top-lam bileşenleri farkının alıcılar arasındaki uzak-lığa bölünmesiyle elde edilir (Breiner, 1999). Bu işlem basitçe,

alt üstT TTh h

−∂=

∂ ∆ (1)

olarak verilir. Burada; Talt alt alıcı ile ölçülen top-lam manyetik alan değerini, Tüst üst alıcı ile ölçü-len toplam manyetik alan değerini, Δh ise alıcılar arasındaki uzaklığı göstermektedir. Arazi çalış-malarında ölçümler kaynak uzanımına dik hatlar boyunca ve genellikle sürekli kayıtlar alınarak gerçekleştirilmektedir (Şekil 1). Daha sonra ölçü değerleri sayısallaştırılarak ölçü noktalarına da-ğıtılır.

Arazi verilerinin hızlı toplanması dışında da yön-temin üstün yönleri bulunmaktadır. Bunlardan ilki; yöntemde iki alıcı ile eş-zamanlı ölçüler alındığından günlük değişim düzeltmesi ya-pılmasına gerek yoktur. Alt alıcının hem derin hem de yüzeye yakın yapılardan etkilendiği ve üst alıcının da derin yapılardan etkilendiği göz önüne alındığında, bu iki alıcı ile ölçülen veri-lerin farklarının yüzeye yakın yapıların etkilerini

Yerbilimleri152

göstereceği açıktır. Bu nedenle düşey manye-tik gradyent verilerinde bölgesel-yerel (rejyo-nal-rezidüel) ayrımın yapılmasına gerek yoktur. Yöntemin diğer bir önemli üstün yanı düşey manyetik gradyent ölçülerinin yanı sıra, iki farklı yükseklikte ölçülen toplam manyetik alan veri-lerinin de bulunmasıyla, gözlemsel ve sayısal yorumlamaya yardımcı olabilecek veri setlerinin elde edilmiş olmasıdır.

DÜŞEY GRADYOMETRE YÖNTEMİNDE FARKLI ALICI ARALIKLARI

Bir gradyometrenin duyarlılığı alıcılar arasındaki uzaklığa bağlıdır. Yöntemde farklı alıcı aralık-ları seçiminin önemi, kuramsal ve arazi verileri kullanılarak birtakım araştırıcılar tarafından tar-tışılmıştır (Bartington ve Chapman, 2004; Arı-soy ve Ulugergerli, 2005; Arısoy, 2007). Karada yapılan arazi çalışmalarında kullanılan düşey gradyometrelerin birçoğu 0.5, 1 ve 1.5 m alıcı

aralıklarının seçimine izin vermektedir. Bununla birlikte 0.5 m alıcı aralığının kullanımı diğer se-çeneklere göre kullanım kolaylığı sağlaması açı-sından daha yaygındır.

Yer manyetik alanının zo yüksekliğinde ölçülen T toplam bileşeninin Fourier Dönüşümü aşağıdaki eşitlikte verilmiştir.

2 ( )0 0( , , ) ( , , ) x yi k k

x yT k k z T x y z e dxdyπ∞ ∞

− +

−∞ −∞

= ∫ ∫ (2)Burada kx ve ky sırasıyla x ve y yönündeki dalga sayılarıdır. Bu bağıntı herhangi bir uzanım sevi-yesi (z) için

2 20( )2

0( , , ) ( , , ) x yz z k kx y x yT k k z T k k z e π− − += (3)

eşitliğine dönüşür. Toplam manyetik alanın zo yüksekliğindeki birinci düşey türevi dalga sayısı ortamında

2 20 0( , , ) ( , , )2z x y x y x yT k k z T k k z k kπ= + (4)

Şekil 1. Düşey manyetik gradyometre yönteminde alıcı geometrileri ve arazide ölçü alımı.Figure 1. Receiver geometries and field measurement in the vertical gradiometer method.

Arısoy ve Kaya 153

olarak yazılır. z1 ve z2 yükseklikleri için düşey gradyent süzgeç fonksiyonu dalga sayısı orta-mında,

( )( ) ( ) 22

2022

10 22

22

0

2,,

yxyx kkzzkkzz

yxyx

ee

kkzkkG

+−−+−− −

+=

ππ

π

(5)

ifadesiyle verilmiştir (Tabbagh vd., 1997). Bu süzgeç fonksiyonu kullanılarak manyetik alan verileri düşey manyetik gradyent verilerine dö-nüştürülebilir. Eşitlik (5) kullanılarak 0.5, 1 ve 1.5m alıcı aralıkları için hesaplanan düşey grad-yent süzgeç fonksiyonunun normalize edilmiş genlik spektrumları Şekil 2’de verilmiştir. Şekil 2’de görüldüğü gibi düşey gradyent süzgeci te-melde yüksek geçişli bir süzgeçtir. Şekil 2a’da 0.5m alıcı aralığı için verilen süzgecin kesme dalga sayısı yüksek bir dalga sayısı değerinde, Şekil 2b’de 1m alıcı aralığı için verilen süzge-cin kesme dalga sayısı 0.5m alıcı aralığına göre daha düşük bir dalga sayısı değerinde, Şekil 2c’de 1.5m alıcı aralığı için verilen süzgecin kesme dalga sayısı da diğer alıcı aralıklarına göre daha düşük bir dalga sayısı değerindedir. Sonuç olarak, alıcı aralıkları arttırıldığında düşey gradyent süzgecinin kesme dalga sayısı küçül-mektedir. Böylece veride yüksek dalga sayısı içeren bileşenler bastırılmakta; diğer bir deyişle kısa dalga boyları süzgeçlenerek, verinin gürül-tü içeriği düşürülmektedir. Bu özellik veri işle-mede ve yorumlamada yorumcuya önemli bir kolaylık sağlayacaktır.

Şekil 3’de farklı alıcı aralıklarının profil verile-rinde gürültü etkisini gösterebilmek için oluş-turulan model ve 0.5, 1 ve 1.5m alıcı aralıkları için hesaplanan düşey manyetik gradyent profil eğrileri verilmiştir. Tüm hesaplamalarda veriye, verinin en yüksek genlik değerinin %5’ i kadar rastsal gürültü eklenmiştir. Hesaplamalarda alt alıcının yerden yüksekliği 0.5m olarak seçil-miştir. Modeldeki tüm yapıların mıknatıslanma şiddetleri 1 A/m, yer manyetik alanının eğim ve sapma açıları da sırasıyla 90o ve 0o olarak seçilmiştir. Prizmatik yapıların yatay ve düşey yönde boyutları Şekil 3d’de görülmektedir. Şe-kil 3d’deki model kullanılarak 0.5m alıcı aralığı için hesaplanan düşey manyetik gradyent profil eğrisi Şekil 3a’da, benzer şekilde 1 ve 1.5m alıcı aralığı için hesaplanan profil eğrileri de sırasıyla

Şekil 2. Farklı alıcı aralıkları için düşey gradyent süz-geç fonksiyonunun normalize edilmiş genlik spektrumları (a) 0.5m alıcı aralığı, (b) 1m alıcı aralığı, (c) 1.5m alıcı aralığı.

Figure 2. Normalized amplitude spectrum of the ver-tical gradient filter function for different re-ceiver separations (a) 0.5m receiver sepa-ration, (b) 1m receiver separation, (c) 1.5m receiver separation.

Yerbilimleri154

Şekil 3b ve Şekil 3c’de verilmiştir. Eğrilerde dü-şey eksen değerleri incelendiğinde, 0.5m alıcı aralığı kullanılarak hesaplanan düşey gradyent verisinin diğer alıcı aralıkları ile hesaplanan ve-rilerden hem sığ hem de derin yapılar için daha

duyarlı olduğu ancak verinin gürültü içermesi durumunda bu alıcı aralığının gürültü içeriğini oldukça kuvvetlendirdiği görülmektedir. Özellik-le Şekil 3d’de verilen modelin en sağındaki ya-pıya ait belirti, gürültü varlığının kuvvetlenmesi

Şekil 3. Üç adet prizmatik yapı kullanılarak oluşturulan iki boyutlu yeraltı modeli ve hesaplanan düşey manyetik gradyent profil eğrileri (a) 0.5 m alıcı aralığı, (b) 1 m alıcı aralığı, (c) 1.5 m alıcı aralığı, (d) İki boyutlu yeraltı modeli.

Figure 3. 2D subsurface model that created using three prismatic bodies and calculated vertical magnetic gradient profile curves (a) 0.5m receiver separation, (b) 1m receiver separation, (c) 1.5m receiver separation, (d) 2D subsurface model.

Arısoy ve Kaya 155

nedeniyle neredeyse gözle takip edilemeyecek duruma gelmiştir. Kademeli olarak alıcı aralığı-nın arttırılmasıyla; 1m (Şekil 3b) ve 1.5m (Şekil 3c) alıcı aralıkları için düşey gradyent eğrilerin-de gürültü varlığının bastırıldığı ve özellikle de-rin yapılara ait belirtilerin daha da belirginleştiği görülmektedir.

DÜŞEY MANYETİK GRADYENT BELİRTİLERİNDE SINIR GÖRÜNTÜLEME

Manyetik yöntemlerde belirtiye neden olan ye-raltı yapılarının yatay yönde sınırlarının izlenme-si görüntü işlemede ele alınan en önemli konu-lardan biridir. Mıknatıslanma özelliği gösteren yeraltı yapılarının yatay yönde sınırlarının görün-tülenmesi için kullanılan süzgeçlerin tümü veri-nin türevlerinin hesaplanmasını gerektirmekte-dir. Bu süzgeçlerden sıklıkla kullanılanlarından birisi analitik sinyal süzgecidir. Nabighian (1972) tarafından profil verileri için analitik sinyal

22

∂∂

+

∂∂

=zT

xTA (6)

olarak verilmiştir. Burada ∂T/∂x ve ∂T/∂z sıra-sıyla toplam manyetik alanın yatay ve düşey tü-revleridir. Bağıntı (6)’da T yerine verinin birinci mertebe düşey türevi (Tz) yazıldığında,

2 2z zT TA

x z∂ ∂ = + ∂ ∂

(7)

elde edilir. Burada ∂Tz/∂x ve ∂Tz/∂z sırasıyla dü-şey gradyentin yatay ve düşey türevleridir. Üç boyutlu veriler için

22 2z z zT T TA

x y z ∂ ∂ ∂ = + + ∂ ∂ ∂

(8)

eşitliği yazılacaktır (Tabbagh vd., 1997). Analitik sinyal genliği kaynak yapıların üzerinde çan şe-killi belirtiler sunar. Önemli özelliklerinden birisi de profil verileri için mıknatıslanma yönüne ba-ğımlı olmamasıdır, aynı özellik harita verileri için geçerli değildir (Li, 2006). Analitik sinyal, türev tabanlı bir yöntem olduğundan, doğası gereği veride gürültü içeriğini arttıran bir yöntemdir.

Şekil 3’de verilen gürültü eklenmiş düşey man-yetik gradyent verilerinin analitik sinyal genlik-leri 0.5m alıcı aralığı için Şekil 4a’da, 1m alıcı aralığı için Şekil 4b’de ve 1.5m alıcı aralığı için Şekil 4c’de verilmiştir. 0.5m alıcı aralığı için he-saplanan düşey manyetik gradyent verisinin analitik sinyal sonucu (Şekil 4a) incelendiğinde, modelin ortasındaki ve sağındaki her iki derin yapıya (Şekil 4d) ait sınır, gürültünün etkisiyle belirlenememiştir. 1m alıcı aralığı için hesapla-nan analitik sinyal genliği (Şekil 4b) sonucunda modelin ortasında bulunan yapıya ait sınırlar izlenebilmekte, fakat sağda bulunan yapının kenarlarını belirlemede yöntem başarısız so-nuç üretmiştir. 1.5m alıcı aralığı için hesaplanan analitik sinyal genliği (Şekil 4c) sonucu diğer sonuçlara göre gürültü etkisi düşürüldüğünden dolayı her üç yapının sınırlarının izlenmesinde daha başarılıdır.

Harita verileri için alıcı aralığı seçiminin veri ve analitik sinyal genlikleri üzerindeki etkisi Şekil 5’de gösterilmiştir. Yeraltı modeli beş adet üç boyutlu prizmatik yapı kullanılarak oluşturulmuş ve sırasıyla modelin plan görüntüsü Şekil 5a’da ve üç boyutlu perspektif görüntüsü Şekil 5b’de gösterilmiştir. Tüm yapıların mıknatıslanma şid-detleri 1 A/m, yer manyetik alanının eğim ve sapma açıları sırasıyla 90o ve 0o ve alt alıcının yerden yüksekliği 0.2m olarak seçilmiştir. Tüm hesaplamalarda veriye, verinin en yüksek genlik değerinin %5’ i kadar rastsal gürültü eklenmiş-tir. Şekil 5a-b’de verilen modelden hesaplanan düşey gradyent görüntü haritaları 0.5m alıcı aralığı için Şekil 5c’de, 1m alıcı aralığı için Şekil 5d’de ve 1.5m alıcı aralığı için Şekil 5e’de veril-miştir. Modelde verilen tüm yapılara ait belirtiler her alıcı aralığı için hesaplanan düşey gradyent görüntü haritalarında görülebilmektedir. Gürültü etkisi alıcı aralıklarının kademeli olarak arttırılma-sına paralel bir şekilde azalmıştır (Şekil 5c-d-e). Bunun sonucu olarak modelin ortasında ve derinde bulunan küçük boyutlu yapıya ait be-lirtinin görülebilirliği, artan alıcı aralığıyla birlikte artmıştır. Şekil 5c-d-e’de farklı alıcı aralıkları için verilen düşey gradyent verilerinin analitik sinyal görüntü haritaları 0.5m alıcı aralığı için Şekil 5f’de, 1m alıcı aralığı için Şekil 5g’de ve 1.5m alıcı aralığı için Şekil 5h’de verilmiştir. 0.5m alıcı aralığı için verilen analitik sinyal sonucunda (Şe-

Yerbilimleri156

kil 5f), gürültünün oldukça kuvvetlendiği ve bu nedenle modelde ortada verilen yapının etkisi-nin tümüyle kaybolduğu görülmektedir. Benzer durum 1m alıcı aralığı için hesaplanan analitik sinyal sonucunda da (Şekil 5g) görülebilir. 1.5m alıcı aralığı için hesaplanan analitik sinyal diğer-

lerine göre gürültü seviyesi azaldığı için ortada verilen yapının etkisini belirgin hale getirmiştir.

Yöntemde farklı alıcı aralıkları seçiminin arazi verileri üzerinde etkisini gösterebilmek için Er-zurum ili Tasmasor Nekropolisinde 30×20m’lik bir alanda toplanan veriler kullanılmıştır. Arazi

Şekil 4. Şekil 3’de farklı alıcı aralıkları için hesaplanan gürültü eklenmiş düşey manyetik gradyent verilerinin anali-tik sinyal genlik eğrileri (a) 0.5 m alıcı aralığı, (b) 1 m alıcı aralığı, (c) 1.5 m alıcı aralığı, (d) İki boyutlu yeraltı modeli.

Figure 4. The analytic signal amplitude curves of noise-added vertical magnetic gradient data calculated from dif-ferent receiver separations that are given in Figure 3 (a) 0.5m receiver separation, (b) 1m receiver separa-tion, (c) 1.5m receiver separation, (d) 2D subsurface model.

Arısoy ve Kaya 157

verileri toplanırken profil aralığı 0.5m, ölçü nok-tası aralığı 0.1m, alt alıcının yerden yüksekliği ise yaklaşık 0.2m olarak seçilmiştir. Bu alan üzerin-de toplanan düşey manyetik gradyent verilerine ait görüntü haritaları 0.5, 1 ve 1.5m alıcı aralıkları için sırasıyla Şekil 6a, Şekil 6b ve Şekil6c’de gös-

terilmiştir. Şekil 6a-b-c’de görülen kuzey-doğu güney-batı yönelimli belirti, kazı sonrasında bu-lunan oldukça düzgün planlı bir mimari komp-lekse ait taş temel kalıntılarını temsil etmektedir. Tüm alıcı aralıkları için verilen görüntü haritala-rında bu belirti düşük genlikle temsil edilmiştir.

Şekil 5. Beş adet prizmatik yapı kullanılarak oluşturulan üç boyutlu yeraltı modeli, farklı alıcı aralıkları için hesapla-nan düşey manyetik gradyent görüntü haritaları ve analitik sinyal görüntü haritaları (a) Modelin plan görün-tüsü, (b) Modelinin üç boyutlu perspektif görüntüsü, (c) 0.5m alıcı aralığı için hesaplanan düşey manyetik gradyent görüntü haritası, (d) 1m alıcı aralığı için hesaplanan düşey manyetik gradyent görüntü haritası, (e) 1.5m alıcı aralığı için hesaplanan düşey manyetik gradyent görüntü haritası, (f) 0.5m alıcı aralığı için analitik sinyal görüntü haritası, (g) 1m alıcı aralığı için analitik sinyal görüntü haritası, (h) 1.5m alıcı aralığı için analitik sinyal görüntü haritası.

Figure 5. 3D subsurface model that created using five prismatic bodies, calculated vertical magnetic gradient im-age maps from different receiver separations and analytic signal image maps (a) Plan view of the model, (b) 3D perspective view of the model, (c) The image map of the computed vertical magnetic gradient for 0.5m receiver separation, (d) The image map of the computed vertical magnetic gradient for 1m receiver separation, (e) The image map of the computed vertical magnetic gradient for 1.5m receiver separation, (f) The image map of analytic signal for 0.5m receiver separation, (g) The image map of analytic signal for 1m receiver separation, (h) The image map of analytic signal for 1.5m receiver separation.

Yerbilimleri158

Şekil 6a ve Şekil 6b’de yüksek genlikle temsil edilen küçük boyutlu belirtiler çoğunlukla demir bileşenli nesnelerden (arkeolojik anlam taşıma-yan) kaynaklanmıştır. Arazi ölçümlerinden önce yüzeyde görülen bu nesneler toplanmış olsa da, kazı sırasında yüzeye yakın bölgelerden çok sa-yıda demir nesne çıkartılmıştır. Alıcı aralığının

1.5m olarak seçildiği durumda (Şekil 6c) bu nes-nelere ait etkiler veriden genel olarak uzaklaşmış ve temel kalıntısına ait belirti daha belirgin bir görüntü almıştır. Şekil 6a-b-c’de farklı alıcı ara-lıkları için verilen düşey manyetik gradyent veri-lerinin analitik sinyal görüntü haritaları 0.5m alıcı aralığı için Şekil 6d’de, 1m alıcı aralığı için Şekil

Şekil 6. Erzurum ili Tasmasor Nekropolisi’ nde farklı alıcı aralıkları için ölçülen düşey manyetik gradyent verileri görüntü haritaları ve analitik sinyal görüntü haritaları (a) 0.5m alıcı aralığı için ölçülen düşey manyetik grad-yent görüntü haritası, (b) 1m alıcı aralığı için ölçülen düşey manyetik gradyent görüntü haritası, (c) 1.5m alıcı aralığı için ölçülen düşey manyetik gradyent görüntü haritası, (d) 0.5m alıcı aralığı için analitik sinyal görüntü haritası, (e) 1m alıcı aralığı için analitik sinyal görüntü haritası, (f) 1.5m alıcı aralığı için analitik sinyal görüntü haritası.

Figure 6. The measured vertical magnetic gradient data image maps and analytic signal image maps from Erzurum province Tasmasor Necropolis (a) The image map of the measured vertical magnetic gradient for 0.5m receiver separation, (b) The image map of the measured vertical magnetic gradient for 1m receiver sepa-ration, (c) The image map of the measured vertical magnetic gradient for 1.5m receiver separation, (d) The image map of analytic signal for 0.5m receiver separation, (e) The image map of analytic signal for 1m receiver separation, (f) The image map of analytic signal for 1.5m receiver separation.

Arısoy ve Kaya 159

6e’de ve 1.5m alıcı aralığı için Şekil 6f’de veril-miştir. 0.5m alıcı aralığı için hesaplanan analitik sinyal genlikleri (Şekil 6d) daha çok istenmeyen nesnelere ait belirtilerden etkilendiği için temel kalıntısının kenar etkileri bu alıcı aralığı için belir-lenememiştir. Şekil 6e’de 1m alıcı aralığı için ve-rilen analitik sinyal genlikleri ise benzer şekilde istenmeyen nesnelere ait belirtilerden etkilen-miştir. 1.5m alıcı aralığı için hesaplanan analitik sinyal (Şekil 6f) ise diğer sonuçlara göre temel kalıntısının kenarlarını belirlemede daha başarılı sonuç üretmiştir.

TARTIŞMA VE ÖNERİLER

Yakın yüzey araştırmalarında düşey gradyomet-re yöntemi günümüzde en sık kullanılan jeofizik yöntemler içerisinde yer almaktadır. Yöntem, alıcıların orta noktasında yer manyetik alanının toplam bileşeninin düşey türevinin ölçülmesi prensibine dayanmaktadır. Her hangi bir fiziksel niceliğin türevinin ölçüldüğü diğer yöntemler-de olduğu gibi düşey gradyometre yöntemi de doğası gereği veride gürültü bileşenlerinin etki-sini kuvvetlendiren bir yöntemdir. Bahsi geçen bu durum yöntemin en önemli zayıf noktasıdır. Arazi çalışmalarında kullanım kolaylığı nedeniy-le 0.5m alıcı aralığı seçimi artık geleneksel bir hal almıştır. Bu çalışma kapsamında, farklı alıcı aralıkları seçiminin gürültü varlığını azaltmada-ki etkisi araştırılmıştır. Model verileri üzerinde yapılan çalışmalar neticesinde, ortamda çev-resel etkilerin veriye gürültü olarak katılmadı-ğı durumlarda 0.5m alıcı aralığının diğer alıcı aralıklarına göre daha duyarlı sonuçlar ürettiği görülmektedir. Ancak gerek yöntemde türev öl-çülmesi gerekse çevresel etkilerin veriye ciddi oranda katılması durumunda daha yüksek alıcı aralıkları kullanımının daha uygun olacağı so-nuçlardan görülmektedir. Bu nedenle yöntemde alıcı aralıklarının seçimi, arazide yapılacak olan deneme ölçülerinden sonra belirlenmelidir. Bu-nunla birlikte çalışma kapsamında, analitik sin-yal süzgecinin düşey gradyometre yönteminde farklı alıcı aralıkları için nasıl sonuçlar üreteceği konusu da araştırılmıştır. Analitik sinyal, ölçülen türev verisinin tekrar türevinin hesaplanmasını gerektirdiğinden dolayı veriye gürültü bileşeni-nin katılması durumunda düşük alıcı aralıkları için başarısız sonuçlar üretmiştir.

KATKI BELİRTME

Yazarlar yapıcı katkılarından dolayı Prof. Dr. Ahmet Tuğrul BAŞOKUR’a (Ankara Üniversite-si Mühendislik Fakültesi Jeofizik Mühendisliği Bölümü) ve Doç. Dr. Bülent ORUÇ’a (Kocaeli Üniversitesi Mühendislik Fakültesi Jeofizik Mü-hendisliği Bölümü) teşekkür ederler.

KAYNAKLAR

Affleck, J., 1958. Interrelationships between magnetic anomaly components. Ge-ophysics, 23, 738-748.

Aitken, M.J., 1961. Physics and archaeology. In-terscience Publishers Ltd., London.

Arısoy, M.Ö., and Ulugergerli, E.U., 2005. Eva-luation of different receiver orientations and receiver separations in magnetic gradiometer method. Journal of the Balkan Geophysical Society, Vol. 8, Suppl. 1, 229-232.

Arısoy, M.Ö., 2007. Düşey ve yatay manyetik gradient verilerinin 3-Boyutlu model-lenmesi ve ters çözümü. Yüksek Lisans Tezi, Cumhuriyet Üniversitesi Fen Bilim-leri Enstitüsü, Sivas, (yayımlanmamış).

Barongo, J.O., 1985. Method for depth estima-tion and aeromagnetic vertical gradient anomalies. Geophysics, 50, 963-968.

Bartington G., and Chapman, C.E., 2004. A high stability fluxgate gradiometer for shal-low geophysical survey applications. Archaeological Prospecting, 11, 11-34.

Breiner, S., 1999. Applications Manual for Por-table Magnetometers. Geometrics, Ca-lifornia.

Haalck, H., 1925. Der erdinduktor als lokalva-riometer und seine praktische werven-dungsmöglich-keit, Physik, Zeitschrift für techn., 6, 377-380.

Henderson, R.G., and Zietz, I., 1949. The com-putation of second vertical derivatives of geomagnetic fields. Geophysics, 14, 508-516.

Hood, P., and McClure, D.J., 1965. Gradient measurements in ground magnetic prospecting. Geophysics, 30, 403-410.

Yerbilimleri160

Keating, P., and Pilkington, M., 1990. An auto-mated method for the interpretation of magnetic vertical gradient anomalies. Geophysics, 55, 336-343.

Li, X., 2006. Understanding 3D analytic signal amplitude. Geophysics, 71(2), B13-B16.

Nabighian, M.N., 1972. The analytic signal of two-dimensional magnetic bodies with polygonal cross-section: its properties and used for automated anomaly in-terpretation. Geophysics, 37, 507-517.

Rikitake, T., and Tanaoka, I., 1960. A differen-tial Proton Magnetometer. Bulletin of the Earthquake Research Institute, 38, 317-328.

Roman, I., and Sermon, T.C., 1934. A magnetic gradiometer, Trans AIME, 110, 373-390.

Tabbagh, A., Desvignes G., and Dabas M., 1997. Processing of Z gradiometer magnetic data using linear transforms and analy-tical signal. Archaeological Prospecting, 4, 1-13.

Arısoy ve Kaya 161

Yerbilimleri, 35 (2), 163-174Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araştırma Merkezi BülteniBulletin of the Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

Akyol Taş Ocağına Özgün Titreşim Tahmin Formülünün Belirlenmesi

Determination of Vibration Estimation Formula Unique for Akyol Quarry

MEHMET AKSOY1, ALİ KAHRİMAN2

1 Eskişehir Osmangazi Üniversitesi, Mühendislik Mimarlık Fakültesi, Maden Mühendisliği Bölümü, Eskişehir2 Okan Üniversitesi, Fen Bilimleri Enstitüsü, Patlatma Mühendisliği Programı, İstanbul

Geliş (received) : 30 Eylül (September) 2013 Kabul (accepted) : 01 Temmuz (July) 2014

ÖZBu çalışmada, Akyol taş ocağında yapılan patlatmalı kazılar titreşim ölçer cihazlarla izlenmiş ve bu amaçla12 adet atımda 36 olay kaydedilmiştir. Bu ölçümler esnasında, çalışmada kullanılan ölçüm cihazlarından bir tanesi patlatma deliklerine mümkün olduğunca yakın yerleştirilerek, sahanın sönümlenme karakteristiğinin, patlatmadan hemen sonraki alanı kapsayacak şekilde belirlenmesi amaçlanmıştır. Alınan ölçümler daha sonra istatistiksel olarak analiz edilmiş ve sahaya ait özgün titreşim tahmin formülü bulunmuştur. Bulunan formülden yararlanılarak, sahada daha sonra yapılacak olan patlatmalarda rehber olarak kullanılabilecek patlatma titreşim tahmin grafiği oluşturulmuştur.

Key Words: Ölçekli mesafe, parçacık hızı, patlatmalı kazı, titreşim tahmini

ABSTRACTIn this study, blasting performed for excavation at Akyol quarry was monitored with vibration monitors and 36 events in twelve shots were recorded for this purpose. During these measurements, one of the vibration monitors was placed as close to shot point as possible. The idea behind this application was to determine the vibration at-tenuation characteristics of Akyol quarry site, including the immediate area behind the shot points. Afterwards, the records were subjected to statistical analysis. As a result, peak particle velocity (PPV) prediction formula unique for this site was obtained. Blasting chart which can be used as a guide to predict PPV for future blasting was prepared by using this formula.

Anahtar Kelimeler: Excavation by blasting, particle velocity, scaled distance, vibration prediction

M. AKSOYe-posta: maksoy@ogu.edu.tr

GİRİŞ

Patlatmanın kaçınılmaz olduğu taş ocakçılığı, madencilik, inşaat altyapı kazıları, kuyu-tünel, boru hattı, baraj gibi çeşitli mühendislik işlerin-de; yersarsıntısı ve hava şokundan kaynaklanan çevre problemleriyle sıkça karşılaşılmaktadır. Bu nedenle, patlatma tasarımlarında yalnızca parçalanma derecesi, maliyet gibi teknik ve ekonomik unsurlar değil, aynı zamanda patlat-madan kaynaklanan yer sarsıntısı dalgalarının sebep olduğu söz konusu problemler de dikka-te alınmalı ve bu problemlerin en aza indirgen-mesi hedeflenmelidir. Nüfus artışına ve kentleş-meye paralel olarak, modern dünyanın ihtiyacı olan büyük inşaat ve tesislerin yapımı, endüstri-nin ihtiyacı olan maden kaynaklarının üretilerek insanlığın hizmetine sunulması faaliyetleri sıra-sında geçmişte olduğu gibi günümüzde, hatta gelecekte de patlatmalı kazı çalışmalarının ka-çınılmaz olduğu yadsınamaz bir gerçektir. Hatta bu tür faaliyetlerin, kaçınılmaz olarak yerleşim bölgelerine yakın yerlerde yapılma zorunluluğu açığa çıkmaktadır.

Patlatmadan kaynaklanan dalgalar basınç, ma-kaslama ve yüzey olmak üzere üç temel kate-goriye ayrılmaktadır. Bu üç temel kategori kendi arasında gövde dalgaları ve yüzey dalgaları ol-mak üzere ikiye ayrılmaktadır. Gövde dalgaları, kaya ya da zemin malzemesi içerisinde hareket ederken, yüzey dalgaları yüzey boyunca hareket etmektedir. En önemli yüzey dalgası Rayleigh dalgasıdır. Gövde dalgaları ise yine kendi arasında basınç (çekme ve basma) dalgası (P) ve bükülme veya makaslama dalgası (S) olmak üzere ikiye ayrılmaktadır (Şekil 1). Patlatma sonucunda kısa mesafelerde öncelikli olarak gövde dalgaları oluşmaktadır. Gövde dalgaları küresel hareketlerle başka bir kaya tabakası, zemin malzemesi veya yüzey tabakasına rast-layıncaya kadar ilerlemektedir. Bu kesişmede ise makaslama ve yüzey dalgaları oluşmaktadır. Boyuna dalgalar, yayıldıkları doğrultuyla aynı yönde parçacık hareketi meydana getirmek-tedir. Diğer taraftan makaslama dalgaları yayı-lım yönüne dik yönde hareket oluşturmaktadır. Farklı dalga tiplerinin atım kaynağından yayılımı Şekil 2’de verilmiştir (Dowding, 1985; Konya ve Walter, 1991, Jimeno vd., 1995).

Patlatmalı kazı çalışmasının yürütüldüğü saha-nın jeolojisi ve jeoteknik özellikleri, yer sarsıntı-larının oluşumu ve yayılımı üzerinde çok önemli bir etkiye sahiptir. Homojenlik arz eden masif bir kaya kütlesinde yapılan patlatma sonucu oluşan yer sarsıntıları bütün yönlerde yayılırken, kompleks jeolojik yapılara sahip sahalarda ya-pılan patlatmalardan kaynaklanan yer sarsıntı-larının yayılımı, yönle değişebilmekte ve farklı yayılım kuralları vermektedir (Jimeno vd., 1995).

Bu çalışmanın amacı; çalışma sahası olarak se-çilen ve patlatmalı kazı çalışması yapılan Akyol Taşocağına ait özgün titreşim yayılım formülü-nün belirlenmesidir. Ayrıca, çalışmada kullanı-lan ölçüm cihazlarından bir tanesinin mümkün olduğunca patlatma deliklerine yakın olarak yerleştirilmesi ile sahanın sönümlenme karakte-ristiğinin, patlatmadan hemen sonraki alanı da kapsayacak şekilde belirlenmesi amaçlanmıştır (Aksoy, 2009).

YÖNTEM

Çalışma Sahası

1994 yılından beri faaliyette olan Akyol Mıcır ve Mermer San. Tic. A.Ş.’nin kireçtaşı ocağı, Mar-mara Bölgesinin Trakya kesiminde İstanbul ili sınırları içerisinde bulunan Çatalca ilçesinin Mu-ratbey Beldesinin hemen güneyinde yer almak-tadır (Şekil 3).

Bölgenin Genel Jeolojisi

Bölge, İstanbul yarımadası güneybatısında yer alır. Bölgenin Neojen öncesi temelini Paleo-tektonik dönemde gelişmiş İstanbul zonu ve metamorfik kayalardan oluşan Istranca masifi oluşturur. Bu tektonik birlikler güneyde, günü-müzde Kuzey Anadolu Fayı’nın yer aldığı ve Erken Eosen-Oligosen’de gelişmiş İntra-Pontid kuşağı boyunca Sakarya zonu ile karşı karşıya gelmiştir. İstanbul zonu Paleozoyik yaşlı tortul kaya birimlerinden oluşur ve Alt Tersiyer yaşlı birimlerce üzerlenir. Rodop-Pontid kuşağının bir parçası olarak kabul edilen Istranca ma-sifi ise metamorfik kayalardan oluşmaktadır ve Erken Eosen’den Pliyosen’e kadar uzanan bir zaman aralığında gelişmiş Trakya baseni

Yerbilimleri164

tortulları tarafından üzerlenmektedir. İstanbul zonu ile Istranca masifi Batı Karadeniz Fayı bo-yunca karşı karşıya gelmiştir. Neotektonik dö-nem yapısı olan Kuzey Anadolu Transform fayı Marmara Denizi’ni doğu-batı yönünde kateder. Bölgenin neotektonik dönem yapısal ve paleo-coğrafik evrimi bu faya bağlı olarak şekillenmiş olup Marmara Denizi’nin günümüz coğrafyası-nı kazanmasında da bu fay belirleyici olmuştur (Duman vd., 2004).

Çalışma alanında, en altta Paleozoyik-Mesozoyik yaşlı Istranca masifine ait metamorfik

birimler (Kızılağaç metagraniti, Şermat kuvarsiti ve Mahya şisti) ile İstanbul Paleozoyiğine ait kırıntılılar (Trakya formasyonu) yer alır. Bu birimler üzerinde açısal uyumsuz olarak Orta-Üst Eosen yaşlı İslambeyli formasyonu ile Kırklareli kireçtaşı bulunur, istif üste doğru Üst Eosen-Alt Oligosen yaşlı İnsaniye, Alt Oligosen yaşlı Pınarhisar, Üst Oligosen-Alt Miyosen yaşlı Süloğlu, Danişment ve Alt Miyosen yaşlı Çantaköy formasyonlarından oluşur. Orta-Üst Miyosen yaşlı Ergene formasyonu bu istif üzerinde açısal uyumsuzlukla (Celaliye kuzeyi

Şekil 1. Basınç ve kesme dalgaları (Konya ve Walter, 1991)Figure 1. Pressure and shear waves

Şekil 2. Farklı dalga tiplerinin atım kaynağından yayılımı (Jimeno vd,, 1995)Figure 2. The propagation of different wave types from a source

Aksoy ve Kahriman 165

dışında) yer alır. Aynı yaşlı Bakırköy formasyonu Ergene formasyonu üzerinde geçişlidir. Pliyo-Kuvaterner yaşlı taraça birimleri ve Kuvaterner yaşlı alüvyonlar tüm birimleri açısal uyumsuz-lukla örter (Duman vd., 2004).

Laboratuvar Çalışmaları

Çalışma sahasında bulunan kireçtaşı formas-yonunun jeomekanik parametrelerini belirlemek amacıyla, ağırlıklı olarak üretim ve titreşim öl-çümlerinin yapıldığı bölgeler olmak üzere, oca-ğın dört farklı bölgesinden kireçtaşı numuneleri alınmış ve İstanbul Üniversitesi Mühendislik Fa-kültesi Maden Mühendisliği Bölümü kaya me-kaniği laboratuvarına getirilmiştir. Getirilen bu numunelerden ISRM standartlarına (Ulusay ve Hudson, 2007) uygun olarak karot numuneler hazırlanmıştır.

Sahada bulunan kireçtaşının jeomekanik para-metrelerini belirlemek amacıyla bu numuneler üzerinde:

• Yoğunluk ve Gözeneklilik Tayini

• Endirekt Çekme (Brazilian) Dayanımı Tayini

• Tek Eksenli Deformabilite Tayini

• Üç Eksenli Basma Dayanımı Tayini

deneyleri yapılmıştır.

Parçacık Hızı Tahminleri

Literatürde, patlatmadan kaynaklanan parça-cık hızlarının tahminine yönelik bir çok çalışma vardır. Bu çalışmalarda, çeşitli genel tahmin eşitlikleri önerilmiştir. Yaygın olarak kullanılan eşitliklerden bazıları Çizelge 1’de verilmiştir. Bu çizelgede verilen genel eşitliklerden USBM, Ambrasey-Hendron ve Langefors-Khilstrom eşitlikleri Khandelwal ve Singh (2007) tarafın-dan yayınlanmış, Birch ve Schafer eşitliği Cey-lanoğlu ve Arpaz (2001) tarafından yayınlanmış çalışmalardan alıntılanmıştır. Bilgin ve diğerle-ri (1998) ise yayınladıkları bir çalışmada kendi eşitliklerini önermişlerdir.

Bu genel tahmin eşitlik parametreleri (diğer bir deyişle saha sabitleri), arazide yapılan patlat-maların titreşim ölçer cihazlarıyla izlenmesiyle elde edilen olayların istatiksel analiziyle elde edilirler. Bu çalışmada, tepe parçacık hızı (PPV-

Şekil 3. Çalışma sahası yer bulduru haritasıFigure 3. The location of the site

Yerbilimleri166

Şekil 4. Atım noktaları ve ölçüm istasyonlarının ocak genel planı üzerinde gösterimiFigure 4. The location of shots and monitoring stations on the general quarry plan

Çizelge 1. Parçacık hızı tahmin eşitlikleriTable 1. Particle velocity prediction formulas

Tahmin Eşitlik Adı Eşitlik

USBM (Duvall and Fogelson, 1962)

β−

= 2/1

dWRKppv

Ambraseys–Hendron (1968)

β−

= 3/1

dWRKppv

Langefors–Kihlstrom (1978)

β

= 3/2R

WKppv d

Birch ve Schaffer (1983) βα

dWRKppv **=

Bilgin ve diğerleri (1998) β

α

BW

RKppvd

*2/1

=

PPV: Tepe parçacık hızı (mm/s)R : mesafe (m)Wd: gecikme başına kullanılan patlayıcı madde miktarı (kg)B: dilim kalınlığı (m)K, α, β: saha sabitleri

Aksoy ve Kahriman 167

Peak Particle Velocity) tahminleri için, literatür-de de oldukça yaygın kullanılan USBM genel tahmin eşitliği seçilmiştir. Burada, ölçekli me-safe (SD-Scaled Distance) kavramından kısaca bahsetmek gerekmektedir.

Ölçekli mesafe kavram olarak, yer hareketlerinin değişik uzaklıklardaki patlatma seviyelerinin mik-tarları ile ilişkilidir. Ölçek, uzaklığa bağlı olarak kullanılan birimsiz bir faktördür. Ölçekli mesafe, uzaklık ve sismik dalgaların temelini etkileyen veya hava şoklarındaki enerjiyi yaratan patlayıcı madde miktarı kullanılarak ortaya konulmuş bir kavramdır. Kayada meydana gelen dalga hare-ketlerini yaratan toplam enerji bir anda ateşlenen patlayıcı madde miktarına bağlı olarak değiş-mektedir. Patlatma kaynağından itibaren oluşan dalgalar ileriye doğru yayılırken, basınç dalgası etkisinde kalan kayanın hacmi artmaktadır. Öl-çekli mesafe, sismik gelişimi ve hava şoku ener-jisini etkileyen gecikme başına şarj miktarı ve patlatma ile ölçüm noktası arasındaki mesafenin kombinasyonlarından türetilmektedir.

Ölçekli mesafe, parçacık hızlarını tahmin etmek için seçilen USBM genel tahmin eşitliğinde, aşağıda verilen formül ile hesaplanır.

(1)

Burada; SD ölçekli mesafe, R atım ile ölçüm istasyonu arasındaki mesafe (m), Wd gecikme başına kullanılan toplam patlayıcı madde mik-tarı (kg).

BULGULAR

Laboratuvar Çalışmaları

Numuneler üzerinde yapılan Yoğunluk ve Gö-zeneklik, Endirekt Çekme Dayanımı ve Tek Ek-senli Deformabilite deneylerinden elde edilen sonuçlar Çizelge 2’de verilmiştir.

Numuneler üzerinde uygulanan Üç Eksenli Bas-ma Dayanımı deneylerinden elde edilen veriler-le Dayanım ve Mohr Zarfları çizilmiştir. Çizilen Dayanım ve Mohr zarfından kayacın jeomekanik özelliklerinden olan iç sürtünme açısı (φ), kohez-yon (c) ve tek eksenli basma dayanımları (σc) he-saplanmış ve Çizelge 3’te verilmiştir.

Arazi Çalışmaları

Çalışma sahası olarak seçilen Akyol taşocağında, çeşitli araştırmacılar titreşim ölçümleri yapmış ve saha için titreşim tahmin eşitliği önermişlerdir (Özer vd., 2007; Özer vd., 2008).

Bu çalışmanın yukarıda bahsedilen çalışmalar-dan farkı, gözlemlenen atımlarda titreşim ölçer cihazlarından bir tanesi, imkânlar ve basamak şartları elverdiği sürece patlatma deliğine çok yakın mesafelerde konumlandırılmış ve ölçüm-ler alınmış olmasıdır. Böyle yapılmasının iki te-mel nedeni vardır. Birincisi, sahanın sönümlen-me karakteristiğinin, patlatmadan sonraki alanı kapsayacak şekilde belirlenmesidir. İkincisi ise, bu çalışmadan elde edilen verilerin, çalışmanın bir sonraki aşaması olan sayısal modelleme ça-lışmasında kullanılacak olmasıdır (Aksoy, 2009). Yapılan bu atımlarla ilgili ayrıntılar aşağıda veril-mektedir.

Düzenlenen Atım Geometrileri

Söz konusu ocakta gözlemlenen toplam 12 atı-ma ait atım bilgileri, tasarım parametreleri, delik geometrisi ve ateşleme bilgileri, patlayıcı mad-de bilgileri, istasyon noktalarının koordinatları ve titreşim ölçümleri, oluşturulan patlatma veri formlarına her atım için ayrı ayrı kaydedilmiştir (Aksoy, 2009).

Bu atımlara ait basamak patlatma geometrisi parametreleri Çizelge 4’te verilmektedir. Atım noktalarının koordinatları da Çizelge 5’te veril-mektedir.

Atımlarda, patlayıcı madde olarak ANFO yemle-yici olarak POWERGEL ve ateşleyici olarak da gecikmeli elektriksiz kapsüller kullanılmıştır.

Ölçüm Sonuçları ve Değerlendirme

Araştırma kapsamında söz konusu sahada toplam 12 adet atıma ait kayaç içi titreşimlerin oluşturduğu parçacık hızı, deplasman ve fre-kans değerleri, toplam 3 adet titreşim ölçer ci-hazı ile kaydedilmiştir.

Cihaz, kuruluş modunda 0,50 mm/sn’nin üze-rinde oluşacak titreşim hızı seviyelerini ölçecek hassasiyette ayarlanmıştır. Bu ayarlama normal trafik akışının yarattığı titreşim seviyelerinden

Yerbilimleri168

veya bina içi insan hareketlerinin yaratacağı titreşim seviyelerinden (0,6 mm/s civarındadır) çok daha düşük titreşimleri kaydedecek seviye-dedir.

Ölçüm istasyonları bilinçli olarak söz konusu sahanın yakınında olan Muratbey Beldesinde bulunan yapıların yakınlarına ve tesis binalarının yakınlarına yerleştirilmiştir. Ölçüm istasyonlarının

Çizelge 2. Kireçtaşı jeomekanik özellikleri (Aksoy, 2009)Table 2. Geomechanical properties of limestone

Kuru (Bulk) Yoğunluk(gr/cm3)

Mineral Tane

Yoğunluk(gr/cm3)

Toplam Gözeneklik

(%)

Çekme Dayanımı (σt)

Mpa

Tek Eksenli Basma

Dayanımı(σc) MPa

Sekant Elastisite Modülü(Es) GPa

Poisson Oranı

(us)

Ortalama 2,58 2,75 6,30 5,83 68,21 52,39 0,30

Standart Sapma

0,11 0,03 3,48 1,70 20,98 10,57 0,06

Çizelge 3. Mohr ve Dayanım zarfı parametreleri (Aksoy, 2009)Table 3. Mohr and Strength envelope parameters

Parametreler Dayanım Zarfı Mohr Zarfı

İç Sürtünme Açısı, φ (O) 41,90 39,44

Kohezyon, c (MPa) 14,38 16,70

Tek Eksenli Basınç Dayanımı, σc (MPa) 64,44 70,72

Çizelge 4. Titreşim ölçümü yapılan atımların genel patlatma geometrisi*Table 4. General blasting pattern of the shots monitored

AtımNo

DelikSayısı

Basamak Yüksekliği

K (m)

Delik BoyuH (m)

Toplam Patlayıcı MiktarıQ (kg)

Gecikme BaşınaPatlayıcı Miktarı

W(kg)

Toplam Kapsül Adedi

1 12 9 10 547 46 26

2 15 10 11 803 54 32

3 13 10 11 668 51 28

4 17 10 11 897 53 36

5 11 10 11 560 51 24

6 11 10 11 575 52 24

7 12 10 11 627 52 26

8 8 10 11 403 50 18

9 19 10 11 999 53 40

10 11 9 10 476 43 19

11 18 10 11 914 51 38

12 10 10 11 521 52 22

*Tüm atımlarda: Delik çapı (d) 89 mm; delik eğimi 90o, Dilim kalınlığı (B) ve delikler arası mesafe (S) 2,5 m sıkılama boyu (h0) 3 m olarak belirlenmiş ve atım delikleri tek sıra olarak delinmiştir.

Aksoy ve Kahriman 169

Çizelge 5. Atım noktalarının koordinatlarıTable 5. The coordinates of shot points

Atım Nokta NoAtım Noktası Koordinatları

Y X Z

1 625878 4549949 5

2 625700 4549941 15

3 625829 4549936 5

4 625841 4549915 5

5 625826 4549979 5

6 625825 4549914 5

7 625807 4549930 5

8 625754 4549844 15

9 625864 4549875 5

10 625724 4549874 15

11 625796 4549961 5

12 625811 4549997 5

Çizelge 6. İstasyon noktalarının koordinatlarıTable 6. The coordinates of station points

İstasyon Nokta NoKoordinat Değeri

Y X Z

1 625973 4549812 57

2 625466 4550296 85

3 625698 4549912 15

4 625888 4549915 5

5 625787 4549961 5

6 625825 4549912 5

7 625789 4549978 5

8 625792 4549910 5

9 625835 4549879 5

10 625724 4549837 15

11 625816 4549875 5

12 625715 4549851 15

13 625772 4549936 5

14 625737 4550017 5

Yerbilimleri170

koordinatları Çizelge 6’da gösterilmiştir. Ayrıca, atım noktaları ve ölçüm istasyonları, ocak genel planı üzerinde Şekil 4’de gösterilmiştir. Akyol taş ocağında gözlemlenen 12 atıma ait titreşim ölçüm sonuçları Çizelge 7’de verilmektedir.

Atım Sonuçlarının İstatistiksel Analizi

Araştırma kapsamında; Akyol Taş Ocağı’nda toplam 12 adet atıma ait 36 olay kaydedilmiştir. Bu çalışmada parçacık hızı tahmini için gecik-me başına düşen en fazla patlayıcı miktarı ve kaynak ile ölçüm istasyonu arasındaki uzaklık-lar dikkate alınarak türetilen ölçekli mesafe ile parçacık hızı arasındaki ilişki incelenmiştir.

Bu çalışmada ölçülen tepe parçacık hızı (PPV) ile ölçekli mesafe (SD) veri çiftleri arasında Mic-rosoft Excel programı kullanılarak regresyon analizi yapılmış ve bulunan ilişki Eşitlik 2’de ve-rilmiştir (Aksoy, 2009).

PPV=1533*SD-1,77 (2)

PPV-SD ilişkisine ait elde edilen tahmin eşitli-ğinin (korelasyon katsayısı R =0,962) grafiksel görünümü Şekil 5’te verilmektedir.

Elde edilen titreşim yayılım formülünden ya-rarlanarak, bundan sonra sahada yapılacak atımlarda, rehber olarak kullanılabilecek, ge-cikme başına düşen patlayıcı madde miktarının

Çizelge 7. Akyol taş ocağında yapılan titreşim ölçümlerine ait sonuçlarTable 7. Recorded vibration results at Akyol Quarry

Atım No

Cihaz Seri No

Parçacık hızı ve frekans ölçüm değerleri

Mesafe(m)

Ölçekli mesafe(m/kg1/2)

İstasyon No

Yatay Düşey Boyuna

Hız(mm/s)

F.(Hz)

Hız(mm/s)

F.(Hz)

Hız(mm/s)

F.(Hz)

1

10704 6,22 22,3 3,17 28,4 6,73 34,1 184,04 27,26 3

10705 3,65 24,5 5,26 26,3 6,32 32,5 172,05 26,55 1

10708 21,8 46,5 119 85,3 69,3 73,1 35,44 5,25 4

2

10704 94,6 32 167 39,4 76,5 36,6 29,07 3,97 3

10705 3,65 24,5 5,26 26,3 6,32 32,5 301,94 43,13 1

10708 2,03 42,7 2,03 51,2 2,92 34,1 190,05 25,98 4

3

10704 33,7 42,7 31,5 51,2 36,6 46,5 24,33 3,39 6

10705 3,65 24,5 5,26 26,3 6,32 32,5 194,1 27,05 1

10709 47,9 16,5 69,3 5,45 72,4 73,1 48,88 6,81 5

4

10704 24,1 51,2 124 64 49 36,6 16,28 2,24 6

10705 3,65 24,5 5,26 26,3 6,32 32,5 172,05 23,63 1

10709 11,3 32 15,2 100 19,4 73,1 70,94 9,74 5

5

10704 18,5 30,1 11,3 32 19,9 51,2 76,92 10,77 8

10705 3,65 24,5 5,26 26,3 6,32 32,5 225,09 31,52 1

10709 50,5 85,3 61,5 85,3 72,1 85,3 37,01 5,18 7

6

10704 60,5 51,2 52,6 64 59,9 17,7 33,24 4,59 8

10705 3,65 24,5 5,26 26,3 6,32 32,5 183,52 25,33 1

10709 16,9 100 10,9 100 15,4 32 73,43 10,13 7

7

10704 7,49 73,1 6,86 85,3 7,49 42,7 125,05 17,26 10

10705 3,65 24,5 5,26 26,3 6,32 32,5 479,74 66,21 2

10709 32,8 85,3 34,5 24,4 65,9 56,9 58,18 8,03 9

Aksoy ve Kahriman 171

bulunabileceği patlatma grafiği elde edilmiştir. Bu patlatma grafiği, ilk olarak Özer ve arkadaş-ları tarafından söz konusu saha için yaptıkları bir çalışmada kullanılmıştır (Özer vd., 2008). Elde edilen bu grafik Şekil 6’da verilmektedir.

SONUÇLAR ve TARTIŞMA

Günümüzde, patlatmadan kaynaklanan çev-resel sorunlar madencilik faaliyetlerini önemli ölçüde sınırlandırmaya başlamıştır. Bu yüzden, yapılan atımların izlenmesi ve titreşimlerin kay-dedilmesi, patlatma kaynaklı çevresel sorunları ortadan kaldırmak veya en aza indirmek açı-sından oldukça önemlidir. Parçacık hızı hala patlatma tasarımlarında kullanılan en önemli faktörlerden biri olduğu için, Akyol açık oca-ğında parçacık hız ölçümleri yapılmıştır. Daha sonra elde edilen veri çiftleri istatistiksel analize tabi tutulmuştur. Bu analizin sonucunda, ölçekli mesafe ve tepe parçacık hızı arasında oldukça güçlü görgül bir ilişki elde edilmiştir.

Bu çalışma esnasında, gözlemlenen atımlarda titreşim ölçer cihazlarından bir tanesi, imkânlar ve basamak şartları elverdiği ölçüde patlatma deliğine yakın mesafelerde konumlandırılmış ve ölçümler alınmıştır. Böyle yapılmasının nedeni ise, sahanın sönümlenme karakteristiğinin, pat-latmadan sonraki alanı kapsayacak şekilde be-lirlenmesidir.

Sonuç olarak, adı geçen saha için elde edilen ilişki kullanılarak patlatma grafiği hazırlanmış ve sunulmuştur. Böylece; patlatmadan sorum-lu mühendisler, bu sahada gelecekte yapılacak patlatmalarda, gecikme başına düşen şarj mik-tarını belirlemede ve buna bağlı olarak da par-çacık hızlarını tahmin etmede, verilmiş patlatma grafiğinden yararlanabilirler.

Ayrıca, yapılacak olan patlatma noktasına daha yakın bölgelerdeki parçacık hız tahminlerinde verilen grafiğin kullanılması ile daha sağlıklı tah-minler yapılabileceği düşünülmektedir.

Atım No

Cihaz Seri No

Parçacık hızı ve frekans ölçüm değerleri

Mesafe(m)

Ölçekli mesafe(m/kg1/2)

İstasyon No

Yatay Düşey Boyuna

Hız(mm/s)

F.(Hz)

Hız(mm/s)

F.(Hz)

Hız(mm/s)

F.(Hz)

8

10704 199 36,6 161 16 229 64 30,81 4,34 10

10705 3,65 24,5 5,26 26,3 6,32 32,5 430,76 60,62 2

10709 29,8 56,9 17,1 64 21,2 51,2 88,8 12,50 9

9

10704 10,2 56,9 11,4 64 17,9 73,1 151,25 20,86 12

10705 3,65 24,5 5,26 26,3 6,32 32,5 535,17 73,51 2

10709 73,2 6,56 174 51,2 102 56,9 48 6,62 11

10

10704 111 8,39 138 46,5 214 32 24,7 3,75 12

10705 3,65 24,5 5,26 26,3 6,32 32,5 397,94 57,44 2

10709 5,08 64 3,68 100 4,06 46,5 92,55 14,07 11

11

10704 46,4 64 49,4 32 58,8 64 34,66 4,85 13

10705 3,65 24,5 5,26 26,3 6,32 32,5 472,96 66,23 2

10709 22,4 100 16 64 9,27 85,3 56,01 7,84 14

12

10704 25,5 64 8,25 28,4 13,1 64 72,4 10,03 13

10705 3,65 24,5 5,26 26,3 6,32 32,5 492,35 67,95 2

10709 116 56,9 225 85,3 83,3 5,63 24,41 3,37 14

Yerbilimleri172

Şekil 5. PPV- SD İlişkisiFigure 5. PPV vs SD

Şekil 6. Akyol taş ocağına ait patlatma grafiğiFigure 6. Practical blasting chart for Akyol Quarry

Aksoy ve Kahriman 173

KAYNAKLAR

Aksoy, M., 2009. Patlatmadan Kaynaklanan Titreşim Dalgalarının, Stokastik Yakla-şımla 3-Boyutlu Sayısal Analiz, Doktora Tezi, İstanbul Üniversitesi, İstanbul.

Bilgin, H.A. Esen, S. Kılıç, M. 1998., TKİ Çan Lin-yit İşletmesinde Patlatmaların Yol Açtı-ğı Çevre Sorunlarının Giderilmesi İçin Araştırma, ODTÜ, Nihai Rapor, 19 –21, Ankara.

Ceylanoğlu A., Arpaz E. 2001., Belirli bir Kaya Kütlesinde Oluşturulan Yer Sarsıntıları-nın Ölçümü ve Değerlendirilmesi. Tür-kiye 17. Uluslar arası Madencilik Kong-resi ve Sergisi TUMAKS, 19-22 Haziran, ANKARA, 39-45

Dowding C.H., 1985. Blas Vibration Monitoring and Control. Prentice-Hall, USA

Duman, T.Y., Keçer, M., Ateş, Ş., Emre, Ö., Ge-dik, İ., Karakaya, F., Durmaz, S., Olgun, Ş., Şahin, H., Gökmenoğlu, O., 2004. İstanbul Metropolü Batısındaki (Küçük-çekmece-Silivri-Çatalca Yöresi) Kentsel Gelişme Alanlarının Yer Bilim Verileri, Maden Tetkik ve Arama Genel Müdür-lüğü Özel Yayın Serisi – 3 Ankara.

Jimeno C.L., Jimeno, E.L., Carcendo, F.J.A., 1995. Drilling and Blasting of Rocks, AA-Balkema, Rotterdam, Brookfield.

Konya, C.J., Walter, E.J., 1991. Rock Blasting and Overbreak Control. NHI Course No: 13211, US Department of Transportation, Virginia, USA.

Khandelwal, M., Singh, T.N., 2007. Evaluation of blast-induced ground vibration pre-dictors. Soil Dynamics and Earthquake Engineering, 27, 116–125.

Özer, Ü., Kahriman, A., Aksoy, M., Adıgüzel, D., Karadogan, A., 2007. The investiga-tion of ground vibrations induced by bench blasting at different quarries at C¸ atalca district in Turkey. 33rd Annual Conference on Explosives and Blasting Technique, 28–31 January, Nashville, Tennessee, USA, 1, 241–253.

Özer, Ü., Kahriman, A., Aksoy, M., Adıgüzel, D., Karadogan, A., 2008. The Analysis of Gro-

und Vibrations Induced by Bench Blas-ting at Akyol Quarry and Practical Blasting Charts, Environ Geology, DOI 10.1007/s00254-007-0859-7, 54:737–743.

Ulusay, R., Hudson, J.A., (Editors) 2007. The Complete ISRM Suggested Methods for Rock Characterization, Testing and Monitoring; 1974–2006, prepared by the Commission on Testing Methods, International Society for Rock Mec-hanics: ISRM Turkish National Group Ankara, Turkey. 628 ISBN 978-975-93675-4-1.

Yerbilimleri174

Yerbilimleri, 35 (2), 175-184Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araştırma Merkezi BülteniBulletin of the Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

Manyetik Belirti Haritalarının Histogram Eşitleme Yöntemi Kullanılarak İyileştirilmesi

The Improvement of Magnetic Anomaly Maps Using Histogram Equalization Method

MUZAFFER ÖZGÜ ARISOY1, ÜNAL DİKMEN2

1 Maden Tetkik ve Arama Genel Müdürlüğü, Jeofizik Etütleri Dairesi Başkanlığı, 06800 Çankaya, ANKARA2 Ankara Üniversitesi, Mühendislik Fakültesi, Jeofizik Mühendisliği Bölümü, 06100 Tandoğan, Ankara

Geliş (received) : 09 Ocak (january) 2014 Kabul (accepted) : 18 Temmuz (July) 2014

ÖZHistogram eşitleme, görüntü histogramını kullanarak görüntü karşıtlığının ayarlanması için yaygın olarak kullanılan bir yöntemdir. Yöntem, bir görüntüde düşük karşıtlık değerleriyle betimlenen bölümlerin karşıtlık değerlerini arttırır. Bu düzeltme sayesinde görüntüdeki parlaklık değerleri görüntü histogramı üzerinde daha iyi bir dağılım sergiler. Düşük yerel karşıtlıktaki bölümlerin bir kazanç işlemi sonrası yüksek zıtlık değerlerine taşınması göze çarpmayan bölgelerin görünürlüğünün artmasına ve böylelikle görüntünün daha iyi yorumlanmasına olanak sağlar. Histogram eşitleme yöntemi, hesaplama zamanının düşük olması ve etkili sonuçlar üretmesi nedeniyle birçok bilim dalında öncel bir işlem olarak kullanılmaktadır. Yöntem, son yıllarda yerbilimleri verilerine ait görüntü haritalarının yorum-lanmasına yardımcı olarak sıklıkla kullanılmaktadır. Bu çalışma kapsamında, histogram eşitleme yöntemi kuramsal ve arkeolojik bir alanda toplanan toplam manyetik alan veri kümelerine uygulanmıştır. Görüntü haritalarında, derin veya düşük mıknatıslanma özelliği gösteren yapılardan kaynaklanan düşük genlikli bölgelerin görünürlüğünün art-tırılmasında yöntemin başarılı sonuçlar verdiği görülmüştür.

Key Words: Görüntü histogramı, manyetik veri, sayısal görüntü işleme

ABSTRACTHistogram equalization is an extensively used method for image contrast adjustment using the image’s histogram. The method increases the contrast of the regions of an image that are represented by low contrast values. Through this adjustment, the image brightness values can be better distributed on the histogram. The moving low contrast regions to high contrasts after a gain process increases the visibility of unobtrusive regions and thus, allows bet-ter interpretation of the image. Histogram equalization method is used as a priority procedure in many disciplines because of its low computation time and it produces effective results. The method is frequently used as an aid to interpretation of the earth science image maps in recent years. In the frame of this study, the histogram equaliza-tion method is applied to theoretical and to a real archaeological total magnetic field datasets. In image maps, the method produces successful results in increasing the visibility of the low amplitude regions resulting from the structures that present deep or low magnetization characteristics.

Anahtar Kelimeler: Image histogram, magnetic data, digital image processing

M. Ö. ARISOYe-posta: muzafferozgu.arisoy@mta.gov.tr

GİRİŞ

Görüntü histogramı bir görüntüdeki renk değer-lerinin sayısını gösteren grafik olarak tarif edil-mektedir. Gri seviyeli bir görüntüdeki her piksel (görüntü elemanı) 0 – 255 arasında bir parlaklık değeri ile temsil edilir. Parlaklığın 0 değeri siyah rengi, 1 değeri ise beyaz rengi gösterir. Gri se-viyeli bir görüntüye ait histogram 0 – 255 ara-lığında bulunan parlaklığın çeşitli değerlerdeki piksel sayısını göstermektedir. Histogram sola yaklaştıkça karanlık, sağa yaklaştıkça ise ay-dınlık bir görüntü oluşur. Görüntü histogramın-da renk değerleri belirli bir bölgede dağılmışsa görüntünün karşıtlığı düşük, tersi durumda yani renk değerleri orantılı bir şekilde dağılmışsa gö-rüntünün karşıtlığı yüksektir. Düşük karşıtlıktaki görüntülerin iyileştirilmesi için çok sayıda gö-rüntü işleme teknikleri geliştirilmiştir. Bunlardan en sık kullanılanı histogram eşitleme yöntemidir. Histogram eşitleme bir görüntüdeki renk değer-lerinin belirli bir değer aralığı içerisinde küme-lenmesinden kaynaklı renk bozukluğunu gider-mek için kullanılan bir yöntemdir. Hesaplama zamanı düşük ve oldukça etkili sonuçlar ürete-bilen bir yöntemdir. Bununla birlikte ters çevri-lebilir bir operatördür. Diğer bir ifadeyle, istenil-diğinde görüntünün gerçek histogramına tekrar dönüşümü yapılabilir. Yöntemin zayıf noktası ise gürültü varlığı durumunda hem gerçek sin-yalin hem de gürültü seviyesinin karşıtlıklarının birlikte artmasıdır. Bu nedenle, gürültü içeren görüntülere öncelikli olarak gürültü seviyesini azaltacak bir süzgecin uygulanması gereklidir.

Yöntemin algoritması ve sayısal görüntüler üze-rinde uygulanması ile ilgili literatürde birçok örnek bulunmaktadır (Jain, 1989; Gonzales ve Woods, 2002; Acharya ve Ray, 2005; Jahne, 2005; Russ, 2011). Histogram eşitleme, sayısal fotoğraf makineleri ile çekilen sayısal görüntüle-rin dışında birçok bilim dalında (tıp, astronomi, yerbilimleri gibi) kullanılan yapma renklendiril-miş sayısal görüntülerin iyileştirilmesinde de sıklıkla tercih edilen bir yöntemdir (Jan, 2006; Najarian ve Splinter, 2006; Starck ve Murtagh, 2006; Wu vd., 2008).

HİSTOGRAM EŞİTLEME YÖNTEMİ

Herhangi bir sayısal görüntünün f ile temsil edil-diği ve bu görüntünün her bir pikseline ait genlik

değerinin 0 ile L-1 arasında değiştiği varsayılsın. Buradaki L görüntüdeki olası genlik değerlerinin toplam sayısını gösterir ve gri tonlamalı görün-tüler için 256 değerini almaktadır. Bu tür bir gö-rüntünün normalize edilmiş histogramı ise

( ) 0, 1, 2, ... , 1kf k

np f k Ln

= = − (1)

eşitliği ile verilmektedir. Eşitlik (1)’ de n görün-tüdeki toplam piksel sayısını ve nk ise fk genlikli piksel sayısını temsil eder. pf (fk)’ nın fk’ ya göre çizdirilmesi ile elde edilen grafiğe görüntü his-togramı adı verilmektedir. Genelleştirilmiş his-togram eşitleme, T, ise

( ) ( )0

0

0

0, 1, 2, ... , 1

k

k f jj

jj

j

T f p f

nk L

n

=

=

=

=

= = −

∑

∑

(2)

ifadesi ile verilmektedir (Gonzales ve Woods, 2002). Bir sayısal görüntünün histogram eşit-leme dönüşümünün hesaplanması üç temel adımdan oluşur. Öncelikli işlem sayısal görün-tünün her pikselindeki renk genlik değerini say-maktır ve diğer pikseller için aynı genlik değeri bulunduğunda bu genlik indisini bir adet arttır-maktır. Bu işlem sonucunda sayısal görüntünün histogramı hesaplanmış olur. İkinci adım, biri-kimli dağılım fonksiyonu olarak da adlandırılan yığmalı histogramın hesap edilmesidir. Yığma-lı histogram, her renk değerine atanan indisin kendinden önce gelen indis değerleriyle toplan-masıyla elde edilir. Son adım, yığmalı histog-ramın her değerinin görüntüde olması istenen en büyük değer ile çarpılıp elde edilen sonucun toplam piksel sayısına bölünmesi işlemidir. Bu üç işlem adımı sonucunda sayısal görüntünün histogramında renk genlikleri orantılı bir şekil-de dağılım göstereceğinden görüntüdeki düşük karşıtlık problemi giderilmiş olur.

Şekil 1a’da bir parmak izi sayısal görüntüsü ve Şekil 1b’de bu görüntünün histogramı verilmiş-tir. Şekil 1a’da verilen parmak izi görüntüsünde renk değerlerinin yüksek genliklerde yoğun-laşmasından dolayı görüntüde bir renk kaybı-nın (parlak değerlerin baskın olması) yaşandı-ğı görülmektedir. Şekil 1b’de verilen görüntü

Yerbilimleri176

Şekil 1. Histogram eşitleme yönteminin sayısal görüntülere uygulanması (a) Parmak izi sayısal görüntüsü, (b) Par-mak izi sayısal görüntüsünün histogramı, (c) Ay yüzeyine ait bir sayısal görüntü, (d) Ay yüzeyine ait sayısal görüntünün histogramı, (e) Parmak izi sayısal görüntüsüne histogram eşitleme uygulanması sonucu, (f) (e)’ de verilen görüntünün histogramı, (g) Ay yüzeyine ait sayısal görüntüye histogram eşitleme uygulanması sonucu, (h) (g)’ de verilen görüntünün histogramı.

Figure 1. Application of histogram equalization method to digital images (a) Fingerprint digital image, (b) Histogram of the fingerprint digital image, (c) A digital image of moon surface, (d) Histogram of the moon surface digital image, (e) Result of the application of histogram equalization to image given in (a), (f) Histogram of the image given in (e), (g) Result of the application of histogram equalization to image given in (c), (h) Histogram of the image given in (g).

Arısoy ve Dikmen 177

histogramı incelendiğinde, görüntüye ait renk genlik değerlerinin parlak bölgede toplandığı görülebilir. Şekil 1c’de ay yüzeyine ait bir sa-yısal görüntü ve Şekil 1d’de ise bu görüntünün histogramı verilmiştir. Görüntü histogramında renk genlik değerleri yaklaşık 125 – 175 bandı arasında bir dağılım göstermiştir. Bu durumun sonucu olarak, Şekil 1c’de verilen görüntüde renk değerlerinin belirli bir gri renk bandında yoğunlaştığı görülebilir. Buradan, bir sayısal gö-rüntüye bakmadan histogramının incelenmesiy-le o görüntünün karşıtlık özelliği (parlak, karanlık vb.) ile ilgili bilgi elde edileceği sonucu çıkmak-tadır. Şekil 1e ve Şekil 1f’de sırasıyla parmak izi görüntüsünün histogram eşitleme sonucu ve histogram eşitlenmiş görüntünün histogra-mı verilmiştir. Histogram eşitleme sonucunda görüntüde karanlık bölgeyi temsil eden siyah tonlara ait bölgelerin karşıtlığı arttığından gö-rüntüdeki tüm ayrıntılar görülebilir hale gelmiş-tir. Şekil 1f’de verilen görüntü histogramında da renk genlikleri tüm bölgelerde görülmektedir. Şekil 1g ve Şekil 1h’de sırasıyla ay yüzeyine ait sayısal görüntünün histogram eşitleme sonucu ve histogram eşitlenmiş görüntünün histogramı verilmiştir. Histogram eşitleme sonucunda ham görüntüdeki birçok görünmeyen ayrıntı görüle-bilir hale gelmiştir. Şekil 1h’de verilen histogram eşitlenmiş görüntü histogramında da renk gen-likleri düzgün bir dağılım sunmaktadır.

Farklı disiplinlerde, ölçülen veya teorik olarak hesaplanan veri kümelerinin yapma renklen-dirilmiş görüntüleri de (veya görüntü haritaları) sayısal görüntülerin bir sınıfıdır. Sayısal gö-rüntülerdeki karşıtlık problemi ışık kaynağının yetersizliği veya gereğinden fazla olmasından kaynaklanmaktadır. Farklı bilim dallarında kul-lanılan sayısal görüntülerdeki karşıtlık problemi, o görüntüdeki belirtilere (aynı renk grubundaki yoğunlaşma) neden olan nesnelerin/objelerin/yapıların çok farklı fiziksel özellik göstermelerin-den dolayı meydana gelmektedir. Bu görüntü-lerdeki göze çarpmayan bölgelerin görünürlülü-ğünün arttırılması amacıyla histogram eşitleme yönteminin kullanımı hızlı ve etkili sonuçlar ve-rebilmektedir. Şekil 2a’da dört adet 2B (2-Bo-yutlu) matematiksel fonksiyon kullanılarak oluş-turulan bir görüntü verilmiştir. Görüntü 512×512 boyunda dört ayrı dizeyin yatay yönlerde uç

uca eklenmesiyle oluşturulan 1024×1024 bo-yunda dizeyin gri tonda yapma renklendirilmesi ile elde edilmiştir. Görüntünün sol üst bölgesi 0.5 Hz frekanslı bir sinüs kullanılarak hesap-lanan sinc fonksiyonu, sol alt bölgesi sarmal fonksiyonu, sağ üst bölgesi ışınsal bir sinüs fonksiyonu, sağ alt bölgesi ise 0.5 Hz frekanslı sinüs ve kosinüs fonksiyonlarının toplamından hesaplanan bir dizey ile temsil edilmektedir. Genel dizeyin oluşturulmasında tüm fonksi-yonların mutlak genlik değerleri kullanılmış ve görüntüde karşıtlık probleminin ortaya çıkması için sağ alt bölge için hesaplanan fonksiyonun (0.5 Hz frekanslı sinüs ve kosinüs fonksiyonları-nın toplamı) genlik değerleri 15 katsayısı ile çar-pılmıştır. Bu durum sağ alt bölgede verilen alt görüntünün tüm görüntü üzerinde baskın hale gelmesine ve diğer alt görüntülerin hemen he-men görünmez hale gelmesine neden olmuştur. Şekil 2a’da verilen görüntünün histogram eşit-leme işlemi sonucu Şekil 2b’de gösterilmiştir. Histogram eşitleme sonrasında görüntüyü oluş-turan dört alt görüntü tümüyle görünebilir bir duruma gelmiştir. Karşıtlık probleminin üstesin-den gelinmesinde ve verideki çizgisel yapıların ortaya çıkartılmasında kartografya bilim dalında kabartma haritalarının kullanımı tercih edilmek-tedir. Kabartma haritalarının oluşturulması için günümüzde en sık kullanılan yöntem Lamberti-an yansıtıcı modelidir (Horn, 1982). Şekil 2a’da verilen görüntünün Lambertian yansıtıcı modeli kullanılarak elde edilen kabartma haritası Şekil 2c’de gösterilmiştir. Yöntem tüm alt bölgelerin görünür hale gelmesinde başarı sonuç üretmiş-tir. Ancak görüntünün sol üst bölgesinde verilen sinc fonksiyonunun küçük genlikli yan salınım-ları Şekil 2b’de verilen histogram dengelenmiş görüntüde daha belirgindir.

MANYETİK ALAN GÖRÜNTÜ HARİTALARI

Arazi çalışmaları ile toplanan ham-veriye gerek-li düzeltmelerin yapılmasından sonra manyetik veriler ölçü geometrisine bağlı olarak profil eğ-rileri veya görüntü haritaları şeklinde sunulur. Günümüzde arazi çalışmaları hızlı yürütülebildi-ğinden alan ölçülerinin toplanması ve veri gör-selleştirmede ise görüntü haritalarının kullanımı tercih edilmektedir. Görüntü haritalarının dışında potansiyel alan verilerinin görselleştirilmesinde;

Yerbilimleri178

kontur haritaları, renklendirilmiş kontur hari-taları, kabartma (gölgelendirme) haritaları ve üç boyutlu perspektif haritalarının kullanımı da yaygındır (Arısoy ve Dikmen, 2011). Görselleş-tirilmiş veri üzerinde yorumcu; fiziksel özelliğin ölçü alanında dağılımı, veri kalitesi, olası gürültü

varlığı gibi etkenleri kabaca yorumlayabilir. Gü-nümüzde manyetik alan verilerinin görselleştiril-mesinde ticari programların kullanımı yaygındır. Bu ticari yazılımlara örnek olarak; Oasis Mon-taj ve eklentileri, Profile Analyst, Modelvision ve Surfer yazılımı verilebilir. Bunlarla birlikte,

Şekil 2. Histogram eşitleme ve Lambertian yansıtıcı yöntemleriyle yapma renklendirilmiş sayısal görüntülerin iyi-leştirilmesi (a) Farklı matematiksel fonksiyonlar kullanılarak oluşturulmuş sayısal görüntü, (b) Histogram eşitleme uygulaması sonucunda elde edilen görüntü, (c) Lambertian yansıtıcı uygulaması sonucunda elde edilen kabartma görüntüsü.

Figure 2. The improvement of pseudo-colored digital images using histogram equalization and Lambertian reflec-tance methods (a) Digital image that composed of different mathematical functions, (b) Resulting digital image after histogram equalization application, (c) Resulting relief image after Lambertian reflectance application.

Arısoy ve Dikmen 179

dördüncü kuşak programlama dillerinin veri görselleştirme araç kutularının kullanımı da yay-gındır. Bahsi geçen bu yazılımların bir kısmı veri görselleştirmede histogram eşitleme seçene-ğini de içermektedir. Literatürde manyetik alan görüntü haritalarının histogram eşitleme yönte-miyle iyileştirilmesi ile ilgili uygulamalara sıklıkla rastlanılmaktadır (Dentith vd., 2000; Morris vd., 2001; Lili vd., 2005; Cooper, 2012 ).

Histogram eşitleme yönteminin kuramsal veri-ye uygulanmasında Şekil 3’de görülen üç adet prizmatik yapıdan kaynaklanan toplam man-yetik alan verisi kullanılmıştır. Yeraltı modelinin

plan görüntüsü Şekil 3a’da ve üç boyutlu pers-pektif görüntüsü Şekil 3b’de gösterilmiştir. Tüm yapıların mıknatıslanma şiddetleri 1 A/m, yer manyetik alanının eğim ve sapma açıları sıra-sıyla 90o ve 0o olarak seçilmiştir. Şekil 3a-b’de geometrik ve yukarıda ise fiziksel parametreleri verilen modelden hesaplanan toplam manyetik alan görüntü haritası Şekil 3c’de verilmiştir. Mo-delin plan görüntüsünde sol-üst ve sağ-alt bö-lümlerinde verilen sığ derinlikteki özdeş iki yapı-dan kaynaklanan toplam manyetik alan belirtisi harita üzerinde oldukça belirgindir. Ancak, mo-delin ortasında verilen yapıya ait belirti artan de-

Şekil 3. Histogram eşitleme yönteminin kuramsal manyetik görüntü haritasına uygulanması (a) Modelinin plan görüntüsü, (b) Modelin 3B perspektif görüntüsü, (c) Modelden hesaplanan toplam manyetik alan görüntü haritası, (d) Histogram eşitlenmiş toplam manyetik alan görüntü haritası.

Figure 3. Application of histogram equalization method to synthetic magnetic image map (a) Plan view of the model, (b) 3D perspective view of the model, (c) Computed total magnetic field image map from the model, (d) Histogram equalized total magnetic field image map.

Yerbilimleri180

rinlik etkisiyle oldukça yayvan ve düşük genlik özelliğindedir. Bu durumun sonucu olarak, bu yapının manyetik belirti içinde gözlenebilmesi oldukça zordur. Şekil 3a’da verilen toplam man-yetik alan görüntü haritasına histogram denge-leme işleminin uygulanması ile elde edilen gö-rüntü haritası Şekil 3d’de verilmiştir. Histogram dengelenmiş manyetik alan görüntüsünde gen-liklerdeki dağılım sorunu yol edilmiş ve tüm ya-pılara ait belirtiler oldukça belirgin hale gelmiştir.

Histogram eşitleme gürültüye karşı duyarlı bir yöntemdir. Yöntemin bu zayıf noktasını gös-terebilmek amacıyla yapılan uygulama Şekil 4’de gösterilmiştir. Şekil 3c’de verilen sentetik toplam manyetik alan verisine verinin en yük-sek genlik değerinin %5’i kadar rastsal gürültü eklenmiştir. Gürültü eklenmiş manyetik alan gö-rüntü haritası Şekil 4a’da ve histogram eşitleme sonucu Şekil 4b’de verilmiştir. Aynı veriye %10 gürültü eklenerek elde edilen manyetik alan gö-rüntü haritası Şekil 4c’de ve histogram eşitleme sonucu Şekil 4d’de, benzer şekilde veriye %15 gürültü eklenmiş manyetik alan görüntü haritası Şekil 4e’de ve histogram eşitleme sonucu Şe-kil 4f’de verilmiştir. Histogram eşitleme (Şekil 4b-d-f) modeldeki tüm yapılara ait belirtilerin görünür hale gelmesinde başarılı sonuç üret-mesine karşın, verideki artan oranda gürültünün (%5, %10, %15) sonuçlarda oldukça baskın ol-duğu görülmektedir.

Histogram eşitleme yönteminin arazi verileri üzerinde etkisini gösterebilmek için Kahraman-maraş ili Kayranlık Gözü mevkiinde yer alan Roma dönemine ait bir hamam kalıntısı (Gö-rür, 2005) üzerinde 29×21m’lik bir alanda top-lanan manyetik veriler kullanılmıştır. Ölçü alanı üzerinde profil aralığı 0.5m, ölçü noktası aralığı 0.1m olarak seçilmiştir. Bu alan üzerinde top-lanan manyetik alan verilerine ait görüntü hari-tası Şekil 5a’da verilmiştir. Görüntü haritasında görülebilen tek manyetik belirti diğerlerine göre oldukça yüksek genlik sunduğundan harita üze-rinde etkin hale gelmiş ve diğer belirtileri belirsiz hale getirmiştir. Bahsi geçen bu manyetik belirti ölçü alanının tümünde görülen ve yaklaşık gü-ney-kuzey yönlü uzanan bir duvar yapısından kaynaklanan belirtidir. Şekil 5a’da verilen man-yetik alan görüntü haritasına histogram eşit-leme uygulama sonucu Şekil 5b’de verilmiştir.

Histogram eşitleme işlemi sonucunda bu duvar yapısına ait manyetik belirti oldukça belirgin bir hale gelmiştir. Görüntüdeki karşıtlık proble-minin düzelmesinden sonra duvar yapısına ait belirti dışında kalan diğer belirtiler de görülebilir hale gelmiştir. Bunlardan en dikkat çekeni gö-rüntü haritasının yaklaşık batısında görülen da-iresel şekilli belirtidir. Kazı sonrası bu manyetik belirtinin bulunduğu yerde tandır (ocak) ortaya çıkartılmıştır.

TARTIŞMA ve ÖNERİLER

Histogram eşitleme günümüzde sıklıkla kullanı-lan görüntü iyileştirme yöntemlerinden birisidir. Yöntem, bir sayısal görüntüdeki renk değerle-rinin belirli bir değer aralığı içerisinde kümelen-mesinden kaynaklı renk bozukluğunu gidermek için geliştirilmiştir. Bu renk bozukluğu gideril-dikten sonra görüntüdeki belirgin olmayan ay-rıntılar görülebilir hale gelmektedir. Bu çalışma kapsamında, histogram eşitleme yöntemi man-yetik alan görüntü haritalarına uygulanmıştır. Manyetik verilerin değerlendirilmesinde, derin veya düşük mıknatıslanma özelliği sunan yapı-ların görüntü haritalarında gözle fark edileme-mesi yaşanan en büyük sorunlardan birisidir. Histogram eşitleme yöntemi manyetik alan gö-rüntü haritalarında düşük genlikli belirtilerin gö-rünürlülüğünün arttırılmasında başarılı sonuçlar vermiştir. Yöntemin zayıf noktası ise gürültü varlığı durumunda hem gerçek sinyalin hem de gürültü seviyesinin birlikte kuvvetlenmesidir. Bu nedenle, gürültü içeren verilere öncelikli olarak gürültü seviyesini azaltacak özellikte bir süzge-cin (alçak geçişli süzgeçler, aşağı analitik uza-nım süzgeci vb.) uygulanması gereklidir.

KATKI BELİRTME

Yazarlar yapıcı katkılarından dolayı Prof. Dr. Ahmet Tuğrul BAŞOKUR’a (Ankara Üniversite-si Mühendislik Fakültesi Jeofizik Mühendisliği Bölümü) ve Doç. Dr. Bülent ORUÇ’a (Kocaeli Üniversitesi Mühendislik Fakültesi Jeofizik Mü-hendisliği Bölümü) teşekkür ederler.

Arısoy ve Dikmen 181

Şekil 4. Histogram eşitleme yönteminin gürültü eklenmiş sentetik manyetik görüntü haritasına uygulanması. Uy-gulamada Şekil 3’ de verilen model kullanılmıştır. (a) %5 gürültü eklenmiş sentetik toplam manyetik alan görüntü haritası, (b) (a)’ da verilen toplam manyetik alan görüntü haritasına histogram eşitleme uygulama sonucu, (c) %10 gürültü eklenmiş sentetik toplam manyetik alan görüntü haritası, (d) (c)’ de verilen toplam manyetik alan görüntü haritasına histogram eşitleme uygulama sonucu, (e) %15 gürültü eklenmiş sentetik toplam manyetik alan görüntü haritası, (f) (e)’ de verilen toplam manyetik alan görüntü haritasına histog-ram eşitleme uygulama sonucu.

Figure 4 Application of histogram equalization method to noise-added synthetic magnetic image map. The model given in Figure 3 is used in the application. (a) %5 noise-added synthetic total magnetic field image map, (b) Histogram equalization application result for total magnetic field image map given in (a), (c) %10 noise-added synthetic total magnetic field image map, (d) Histogram equalization application result for total magnetic field image map given in (c), (e) %15 noise-added synthetic total magnetic field image map, (f) Histogram equalization application result for total magnetic field image map given in (e).

Yerbilimleri182

KAYNAKLAR

Acharya, T., and Ray, A.K., 2005. Image proces-sing: principles and applications. John Wiley & Sons, New Jersey.

Arısoy, M.Ö., and Dikmen Ü., 2011. Potensoft: Matlab-based software for potential field data processing, modeling and mapping. Computers & Geosciences, 37(7), 935-942.

Cooper, G.R.J., 2012. An improved tilt angle fil-ter for potential field data. The Leading Edge, 31(5), 514-517.

Dentith, M., Cowan, D.R., and Tompkins, L.A., 2000. Enhancement of subtle features in aeromagnetic data. Exploration Ge-ophysics, 31, 104-108.

Gonzales, R.C., and Woods, R.E., 2002. Digital image processing. Prentice Hall, New Jersey.

Görür, M., 2005. Kayranlık Gözü, Doğu Klikya’ da bir Roma hamamı. Gazi Üniversite-si Arkeolojik Çevre Değerleri Araştırma Merkezi, Bakü-Tiflis-Ceyhan ham petrol boru hattı arkeolojik kurtarma kazıları proje dökümanları: 6, Ankara.

Horn, B.K.P., 1982. Hill shading and the reflec-tance map. Geo-Processing, 2, 65–146.

Jahne, B., 2005. Digital Image Processing. Springer, Berlin/Heidelberg.

Jain, A.K., 1989. Fundamentals of Digital Image Processing. Prentice Hall, New Jersey.

Jan, J., 2006. Medical image processing, re-construction and restoration, concepts and methods. CRC Press, Florida.

Lili, Z., Tianyao, H., Jiansheng, W., and Jialin, W., 2005. Application of image enhance-ment techniques to potential field data. Applied Geophysics, 2(3), 145-152.

Morris, B., Pozza, M., Boyce, J., and Lebnanc, G., 2001. Enhancement of magnetic data by logarithmic transformation. The Leading Edge, 20(8), 882-885.

Najarian, K., and Splinter, R., 2006. Biomedi-cal signal and image processing. CRC Press, Florida.

Russ, J.C., 2011. The image processing hand-book. CRC Press, Florida.

Starck, J.L., and Murtagh, F., 2006. Astronomi-cal image and data analysis. Springer, Berlin/Heidelberg.

Wu, Q., Merchant, F.A., and Castleman, K.R. 2008. Microscope image processing. Academic Press, Elsevier, USA.

Şekil 5. Histogram eşitleme yönteminin arazi verisine ait manyetik görüntü haritasına uygulanması. (a) Kahra-manmaraş ili Kayranlık Gözü mevkiinde bir hamam kalıntısı üzerinde ölçülen toplam manyetik alan verisi görüntü haritası, (b) (a)’ da verilen toplam manyetik alan görüntü haritasına histogram eşitleme uygulama sonucu.

Figure 5. Application of histogram equalization method to field data magnetic image map. (a) The image map of the total magnetic field data measured over a bath ruin in Kahramanmaraş province Kayranlık Gözü site, (b) Histogram equalization application result for total magnetic field image map given in (a).

Arısoy ve Dikmen 183

YAZARLAR İÇİN KILAVUZ

1. YAYIN İLKE VE KURALLARIYERBİLİMLERİ Dergisi’ne gönderilecek yazılar, daha önce yayımlanmamış, ayrıca eş zamanlı olarak diğer bir dergiye veya sempozyum, kongre vb. gibi etkinliklerde sunulmak üzere gönderilmemiş olmalıdır. Ayrıca, Dergi’ye sunulacak yazıyla ilişki-li diğer makalelerin içeriklerindeki çakışma, en alt düzeyde olmalı ve giriş/eleştiri bölümleriyle sınırlı kalmalıdır. Yazarlar ya-zılarını hazırlarken, Dergi’nin “Yazım Kuralları” başlıklı ayrıntılı kılavuzundan yararlanmalıdırlar. Editörler, bu kılavuza uy-gun şekilde hazırlanmamış yazıları, yazar(lar)ına iade edebilirler. Çok yazarlı yazılarda yazarlardan biri “Başvurulacak Yazar” konumunda olmalıdır. Tüm yazarların; çalışmada yer aldığı, yazıyı onayladıkları ve yazının Dergi’ye sunulmasını kabul ettik-leri esas alınır.Dergi’ye sunulan yazılar, önce Baş Editör ile bir Editör tarafından incelenir. Daha sonra makalenin değerlendirilmesi, düzeltil-mesi ve yayıma kabulü veya kabul edilmemesi gibi işlemlerin yürütülmesi amacıyla bir Editör, Baş Editör tarafından görevlen-dirilir. Yazılar, Yayın Danışma Kurulundan ve/veya bu Kurulun dışından seçilmiş en az iki hakeme gönderilir. Yazıları değer-lendirirken hakemlerden gizlilik ilkesine uymaları istenir ve adlarının açıklanıp açıklanmaması kendilerinin tercihine bırakılır. Yazılar, hakemlerin görüşleri alındıktan sonra, ayrıca Baş Editör ve ilgili Editör tarafından da değerlendirilir. Değerlendirmenin sonucuna göre yazının yayıma kabulü veya reddi ile ilgili son karar Editörlük tarafından verilir.

2. GÖNDERİLECEK YAZILARIN NİTELİĞİDergi’de yerbilimlerinin değişik alanlarında (jeoloji, jeofizik, madencilik, jeomorfoloji, jeoteknik, hidrojeoloji ve su kaynak-ları) gerçekleştirilmiş özgün araştırmalar, yeni gelişmeler ve vaka sunumları ile ilgili yazılara yer verilmektedir. Kabul edilen başlıca yazı türleri, “Özgün Araştırma Makaleleri” ve “Teknik Notlar”dır. Fikirler, mevcut tekniklere ilişkin destekleyici ça-lışmalar veya ön sonuçlar Teknik Not olarak kabul edilir. Teknik Notlar, genel olarak, makalelerden daha kısa yazılar olup, bu yazılarda Öz bölümünün verilmesine gerek yoktur. Bunların yanı sıra, Editörlüğün isteği veya önceden bilgilendirmesiyle, ön-ceki çalışmaları veya bir konuyu eleştirel bir yaklaşımla derleyen ve o konuda bazı katkılar da sağlayan “Eleştirel Derleme-ler” ile Dergi’de yayımlanmış makalelere ilişkin “Tartışmalar”da sunulabilir. Ancak, Teknik Notlarla ilgili Tartışma türü yazı-lara Dergi’de yer verilmez.

3. YAZILARIN GÖNDERİLMESİYazılar, aşağıda adresi verilen Baş Editöre üç kopya halinde ve CD ortamında gönderilmelidir.

Doç. Dr. Yurdal GENÇYerbilimleri Dergisi Baş EditörüHacettepe Üniversitesi, Mühendislik Fakültesi, Jeoloji Mühendisliği Bölümü, 06800 Beytepe, AnkaraE-mail: yerbilimleri@hacettepe.edu.tr ve ybeditorluk@hacettepe.edu.trTel : +90 312 297 77 27 (ofis) veya + 90 312 297 77 00-05 (Bölüm sekreterliği)Fax : +90 312 299 20 34 (Bölüm) veya+90 312 299 20 75 (YUVAM)

Yazılar, elektronik ortamda (internet aracılığıyla) veya posta ile gönderilebilir. Editörlük makalelerin yıpranması veya kaybol-masıyla ilgili herhangi bir sorumluluk almayacağı için, yazarlar yazılarının bir kopyasını muhafaza etmelidirler.

4. YAZILARIN HAZIRLANMASI (YAZIM KURALLARI)Dergi’ye gönderilecek yazıların sayfa sayısı; metin, çizelgeler ve şekiller dahil olmak üzere, 25 sayfayı aşmamalıdır. Dergi’nin yayın dili Türkçe ve İngilizce’dir. İngilizce sunulacak yazılarda hem İngiliz, hem de Amerikan İngilizcesi kullanılabilir. Ana dili İngilizce olmayan yazarlara, yazılarını Editörlüğe göndermeden önce, gramer ve üslup açısından, ana dili İngilizce olan bir kişiden katkı almaları özellikle önerilir.Türkçe yazılar, aşağıda verilen düzen çerçevesinde hazırlanmalıdır. (a) Başlık (Türkçe ve İngilizce) (b) Yazar adları (koyu ve tamamı büyük harfle) ve adresleri (italik ve küçük harfle) ile başvurulacak yazarın E-posta (ilk say-

fanın sol alt kısmında) (c) Öz (Türkçe ve İngilizce) (d) Anahtar Kelimeler (Türkçe ve İngilizce) (e) Giriş (amaç, kapsam ve yöntem) (f) Ana metin (kullanılan yöntemler, çalışılan malzeme(ler), tanımlamalar, analizler vd.) (g) “Sonuçlar ve Tartışma” veya “Tartışma ve Öneriler” (h) Katkı Belirtme (gerekiyorsa)

(ı) Kaynaklar (j) Ekler (gerekiyorsa) (k) Çizelgeler (1) Şekiller Dizini (m) Şekiller (n) Levhalar (var ise)Metinde kullanılan değişik türde başlıklar farklı şekillerde ve tüm başlıklar sayfanın sol kenarında verilmelidir. Ana başlıklar büyük harflerle ve koyu yazılmalıdır. İkinci derece başlıklar alt başlık olarak değerlendirilmeli ve birinci ve ikinci derece alt başlıklar küçük harfle (birinci derece alt başlıklarda her kelimenin ilk harfi büyük) ve koyu, üçüncü derece alt başlıklar ise ita-lik olmalıdır. Başlıkların önüne numara veya harf konulmamalıdır. Yazılar (öz, metin, katkı belirtme, kaynaklar, ekler ve şekil-ler dizini) A4 (29.7 cm x 21 cm) boyutundaki sayfaların bir yüzüne, kenarlardan en az 2.5 cm boşluk bırakılarak, 1.5 cm ara-lıkla ve 12 puntoyla (Times New Roman) yazılmalı, ayrıca tüm sayfalara numara verilmelidir.

ÖZGİRİŞANA BAŞLIKBirinci Derece Alt Başlıkİkinci derece alt başlıkÜçüncü derece alt başlık

SONUÇLAR VE TARTIŞMAKATKI BELİRTMEKAYNAKLARYazılarda SI birimleri (örneğin; kPa, MPa, kN/m3) kullanılmalıdır. Bununla birlikte, eğer istenirse, bu birimlerin diğer sistem-lerdeki karşılıkları da parantez içinde verilebilir (örneğin; “İncelenen kumtaşının birim hacim ağırlığı ve tek eksenli sıkışma dayanımı sırasıyla 24 kN/m3 (2.4 kg/m3) ve 60 MPa (600 kgf/cm2)’dır”).Rakamların ondalık hanelerinin gösteriminde virgül yerine nokta kullanılmalıdır. Yazılarda semboller (örneğin � _ √)kulla-nılmamalıdır. Bunların yerine, harflerin veya rakamların (örneğin; (a), (b), ... veya (i), (ii), ... veya (1), (2) ...) kullanılması önerilir. Dip notu verilmesinden kaçınılmalıdır. Özellikle reklam niteliği taşıyan yazılar kabul edilmez. Yayıma kabul edilmesi koşuluyla, Dergi’nin yazım kurallarına uygun şekilde hazırlanmış yazılar, aşırı derecede düzeltmeye ihtiyaç gösteren yazılara göre daha kısa sürede basılır.

Kapak SayfasıYazıdan ayrı olarak sunulacak kapak sayfasında aşağıdaki bilgiler yer almalıdır.a. Yazının başlığıb. Yazar(lar)ın ad(lar)ı (ad ve soyadı kısaltılmadan)c. Tüm yazarların açık posta ve e-posta adresleri (Başvurulacak Yazar belirtilerek). Başvurulacak yazının faks ve telefon nu-

maraları da ayrıca belirtilmelidir.

Başlık ve YazarlarYazının başlığı, çalışmanın içeriğini anlaşılır şekilde yansıtmalı ve on kelimeyi geçmemelidir. Eğer yazı Türkçe hazırlanmış sa, Türkçe başlığı (koyu ve küçük harfle) ingilizce başlık (italik ve küçük harfle) izlemelidir. İngilizce hazırlanmış yazılarda ise, ingilizce başlık Türkçe başlıktan önce ve yukarıda belirtilen yazım kuralına göre verilmelidir.

ÖzÖz, çalışma hakkında bilgi verici bir içerikle (çalışmanın amacı, elde edilen başlıca sonuçlar) ve 300 kelimeyi aşmayacak şe-kilde hazırlanmalıdır. Özde kaynaklara atıfta bulunulmamalıdır. Özler, hem Türkçe hem İngilizce olarak verilmelidir. Türkçe hazırlanmış yazılarda Öz’den sonra “Abstract” (italik) yer almalı, İngilizce yazılarda ise italik yazılmış Türkçe Öz, Abstract’ı izlemelidir.

Anahtar KelimelerÖz ve Abstract’ın altında 7 kelimeyi aşmayacak şekilde ve yazının konusunun yansıtan anahtar kelimeler Türkçe ve İngilizce olarak verilmelidir. Anahtar kelimeler, alfabetik sırayla küçük harfle (ilk anahtar kelimenin ilk harfi büyük) yazılmalı ve arala-rına virgül konmalıdır. Teknik Not ve Tartışma türü yazılarda anahtar kelimelerin verilmesine gerek yoktur.

KaynaklarGerek metinde, gerekse şekil ve çizelge açıklamalarında atıfta bulunulan tüm kaynaklar, metin sonunda “KAYNAKLAR” başlığı altında listelenmelidir. Tek veya iki yazarlı makalelerde yazarlara (parantez içinde yayın tarihleriyle birlikte) atıfta

bulunulmalıdır (örneğin; Barka ve Cadinsky-Cade (1988); Hudson (1997)). İkiden fazla yazarlı makalelerde ilk yazarın adının yanına “vd.” (makale Türkçe ise) veya “et al.” (makale İngilizce ise) eki ve yazar adlarıyla yayım tarihi arasında da virgül kon-malıdır (örneğin; Vendeville vd., 1995 veya Vendeville et al., 1995).Metin içinde kaynaklara atıfta bulunulurken, kaynaklar en eski tarihliden başlayarak en güncele doğru tarih sırasıyla verilme-li ve her kaynağın arasına noktalı virgül konmalıdır (örneğin; “Laboratuvar ve arazide çeşitli çalışmalar (Komar ve Li, 1986; Schmidt ve Gintz, 1995) yapılmıştır”). Makalenin ingilizce yazılması halinde, yukarıda verilen örneklerdeki “ve” ile “vd.”nin yerine “and” ve “et al.” kullanılmalıdır.Eğer bir kaynağa doğrudan ulaşılamıyor, ancak diğer bir kaynaktan dolaylı olarak alınıyorsa, ulaşılamayan bu kaynak alın-tı yapılan diğer kaynakla birlikte aşağıda belirtilen şekilde çapraz referans olarak verilmelidir: “... Gamble (1971; Franklin ve Chandra, 1972). Sözlü ve yazılı görüşmelere de, yukarıda belirtilen örneklere benzer şekilde, metin içinde atıfta bulunulmalı ve ayrıca Kaynaklar dizininde de yer verilmelidir (örneğin; Gerçek (2001)).

Atıfta bulunulan kaynakların “KAYNAKLAR” bölümünde sunulmasına ilişkin örnekler

(a) DergilerBarka, A.A., and Kadinksy-Cade, K., 1988. Strike-slip fault geometry in Turkey and its influence on earthquake activity. Tec-

tonics, 7, 663-684. Yazar(lar), Tarih. Makalenin başlığı. Derginin Açık Adı, Cilt (No.), sayfa no.

(b) Bildiri Tam Metinleri ve Bildiri ÖzleriBildiri tam metinleri:Stephansson, O., 2003. Estimation of virgin state of stress and determination of final rock stress model. Proceedings of the 3rd

International Symposium on Rock Stress-RS Kumamoto’03, K. Sugawara, Y. Obara and A. Şato (eds.), A.A. Balka-ma, Tokyo, 112-118.

Bildiri özleri:Bouchon, M., Toksöz, M.N., Karabulut, H., Boun, M.P., Dictrich, M., and Aktar, M., 2002. Space and times evaluation of rup-

ture and faulting during the 1999 Gölcük, izmit (Turkey) earthquake. İst International Symposium of the Faculty of Mines (İTÜ) on Earth Sciences and Engineering, İTÜ, İstanbul, Abstracts, p.51.

Yazar(lar), Tarih. Bildirinin başlığı. Sempozyum veya Kongrenin Başlığı, Editör(ler)in Adı (eds.), Basımevinin Adı ve Yeri, (Cilt No, verilmişse), sayfa no.

CD’ye yüklenmiş bildiriler:Aydan, Ö., Sezaki, M., and Yarar, R., 1996. The seismic characteristics of Turkish earthquakes. llth World Conference on Eart-

hquake Engineering, Acapulco, Mexico, CD Paper No. 1025.

(c) KitaplarTurcotte, D.L., 1975. Fractals and Chaos in Geology and Geophysics. Cambridge University Press, Cambridge.Yazar(lar), Tarih. Kitabın Adı. Basımevinin Adı ve Yeri.

(d) Yayımlanmış Raporlar ve TezlerFairhurst, C, Brown, E.T., Marsly, G., Detournay, E., Nikolaevskiy, V., Pearson, J.R.A., and Townley, L., 1998. Underground

nuclear testing in French Polynesia: Stability and hydrogeology issues. Report of International Geomechanical Com-mission to the French Government, Vols. I and II.

Yazar(lar), Tarih. Raporun Başlığı. Kuruluşun Adı, Rapor No., Yer adı (raporun dili).

(e) Yayımlanmamış Raporlar ve TezlerDeere, D.U., and Miller, R.P., 1966. Engineering classification and index properties for intact rock. Air Force Weapons Labora-

tory, Technical Report No. AFWL-TR-65-l 16, Kirtland Air Force Base, New Mexico (unpublished).Yazar(lar), Tarih. Raporun başlığı. Kuruluşun Adı, Rapor No., Kent Adı (yayımlanmamış).Meyer, W.H., 1977. Computer modeling of electro-magnetic prospecting methods. PhD Thesis, Unuversity of California, Ber-

keley, USA (yayımlanmamış).Yazar, Tarih. Tezin başlığı. Tezin türü (Y.Lisans veya Doktora), Üniversite veya Enstitü Adı, Kent Adı (yayımlanmamış).

(f) Kişisel Görüşme:Gerçek, H., 2001. Kişisel görüşme. Karaelmas Üniversitesi, Maden Mühendisliği Bölümü, Zonguldak.

(g) İnternetten İndirilen BilgilerERD (Earthquake Research Department of Turkey), 2005. http://www.deprem.gov.tr, 3 Nisan 2005. Kuruluş Adı, Tarih. Ağ ad-

resi, ağ sitesine giriş tarihi.

Türkçe kaynaklar doğrudan Türkçe olarak verilmeli ve Türkçe karakterlerle yazılmalıdır. Türkçe kaynaklarla ilgili bazı örnek-ler aşağıda verilmiştir. Bu kaynakların başlıklarının ingilizce verilmesi veya makalenin İngilizce yazılması halinde kaynağın en sonuna parantez içinde “in Turkish” ibaresi eklenmelidir.

Gülsoy, Ö.Y., Orhan, C.E., Can, N.M. ve Bayraktar, I., 2004. Manyetik ayırma ve flotasyonla magmatik ve metamorfik kayaç-lardan feldispat üretimi. Yerbilimleri, 30, 49-61.

Doğan, R., 2003. Kırşehir Masifi kuzeyinin tektonik ve magmatik evrimi konusunda bazı düşünceler. 55. Türkiye Jeoloji Ku-rultayı, Bildiri Özleri, 66-67.

Ketin, 1. ve Canıtez, N., 1972. Yapısal Jeoloji. İTÜ Matbaası, Gümüşsüyü. İstanbul.Sönmez, H., 1999. Soma linyitleri açık işletmelerinde eklemli kaya kütlesi içindeki şevlerin duraylığının değerlendirilmesi.

Yüksek Lisans Tezi, Hacettepe Üniversitesi, Ankara.

“Hazırlanmakta” veya “incelemeye sunulmuş” olan makalelere veya bildirilere atıfta bulunulmamalı ve Kaynaklar dizininde yer verilmemelidir. Çapraz referans verilmesi halinde, kaynaklar dizininde sadece orijinal kaynağın alındığı diğer kaynağın do-laylı olarak verilmesi gerekir. Aynı yazarın veya çok yazarlı yayınlarda ilk yazarın adının bulunduğu ve aynı tarihte yayımlan-mış birden fazla sayıda kaynak için, kaynakların ayırt edilebilmesi açısından yayın tarihlerinin yanına “a”, “b” gibi harfler ek-lenmelidir (örneğin; Goodman 1988a ve 1988b).

Katkı BelirtineKatkı belirtme, kısa olmalı ve teşekkür edilecek olanlar çalışmaya en önemli katkıyı sağlayan kişilerin ve/veya kuruluşların ad-larıyla sınırlandırılmalıdır. Teşekkür edilecek kişilerin açık adları, unvanları belirtilmeksizin verilmeli, ayrıca bu kişilerin gö-revli oldukları kurum ve kuruluşların adları da eklenmelidir.

Eşitlikler ve FormüllerMatematiksel semboller ve formüller el yazısıyla yazılmamalıdır. Eşitlik numaraları eşitliğin hizasında ve sağ kenarına dayan-dırılarak birbirini izleyen bir sırayla parantez içinde, ayrıca eşitliklerdeki sembollerin anlamı makalede ilk kez kullanıldıkla-rı eşitliğin altında verilmelidir.τ = c + σ tanø (1)Burada; τ makaslama dayanımı, c kohezyon, σ normal gerilme ve ø içsel sürtünme açısıdır.Her türlü eşitlik, “MS Word–Equation 3.0” editörü kullanılarak yazılmalıdır. Eşitliklerde kullanılan alt ve üst indisler belir-gin şekilde ve daha küçük karakterle yazılmalıdır (örneğin; Id · x

2). Karekök işareti yerine parantezle birlikte üst indis olarak 0.5 kullanılmalıdır (örneğin; σcmass = σcs

0.5). Çarpım işlemini göstermek için herhangi bir işaret kullanılmamalı, ancak gerekli durumlarda “*” işareti tercih edilmelidir (örneğin; y = 5*10–3). Kimyasal formüllerde iyonların gösterilmesi amacıyla Ca++ ve CO– –, yerine Ca+2 ve CO3

–2 tercih edilmelidir. Metinde eşitliklere “eşitlik (1)” şeklinde atıfta bulunulmalıdır. Gerekiyorsa, bil-gisayar programı listeleri de net ve okunur şekilde ekte verilmelidir.

ÇizelgelerÇizelgeler, başlıklarıyla birlikte, Dergi’nin sayfalarındaki baskı alanını (15.8 cm x 22.5 cm) aşmayacak şekilde hazırlanma-lı ve birbirini izleyen sıra numaralarıyla verilmemelidir. Çizelgelerin üst kısmında hem Türkçe, hem de İngilizce başlıkları bu-lunmalıdır (Çizelge başlıkları ayrı bir sayfada liste halinde verilmemelidir). Makalenin Türkçe yazılması halinde İngilizce baş-lık italik harflerle Türkçe başlığın altında yer almalı, ingilizce makalelerde ise, italik yazılmış Türkçe başlık İngilizce başlıktan sonra verilmelidir. Çizelgeler, “Çizelge 1” vb. şeklinde sunulmalıdır. Metinde çizelgelere Çizelge 1 veya Çizelge 1 ve 2 (eğer birden fazla sayıda çizelgeye atıfta bulunulacaksa) şeklinde değinilmelidir. Çizelgeler, metinde kullanılan karakterlerden daha küçük (10 veya 1 1 punto) karakterle yazılmalı ve Dergi’nin tek (7.3 cm-genişlik) veya çift (15.8 cm-genişlik) kolonuna sığa-cak şekilde düzenlenmelidir.Çizelgelerde düşey çizgiler kullanılmamalı, yatay çizgiler ise sadece çizelgenin alt ve üstünde, ayrıca çizelgedeki başlıklar ile bunların altında listelenen rakamları ayırmak için kullanılmalıdır (Bunun için Dergi’nin önceki sayılarına bakılması önerilir). Çizelgelerde makalenin diğer kısımlarında verilen bilgi veya sonuçların (örneğin grafikler vb.) tekrar verilmemesine özen gös-terilmelidir. Her çizelge ayrı sayfalara bastırılarak metnin sonunda (Kaynaklar dizininden sonra) sunulmalıdır. Çizelgelerde-ki kısaltma ve simgeler daha küçük karakterlerle çizelgelerin altında verilmelidir (örneğin; a: tek eksenli sıkışma dayanımı; II: illit; ... vd.).

ŞekillerÇizim, grafik ve fotoğraf gibi tüm şekiller yüksek kalitede basılmış olarak “Şekil” başlığı altında ve metin içinde anıldıkları sı-rayla numaralandırılarak verilmelidir. Şekiller orijinal çıktılar olup, ayrı sayfalara bastırılarak ve katlanmadan gönderilmelidir. Şekil numaraları sayfanın sağ üst köşesine yazılmalı, ayrıca şekiller küçültülüp büyütülebilecek halde sunulmalıdır. Şekil açık-lamaları; şekillerin altına yazılmamah ve ayrı bir sayfaya bastırılarak “Şekiller Dizini” başlığıyla verilmeli, ayrıca “Şekil 1.” olarak başlamalıdır. Çizelgeler için yukarıda belirtilen yazım kurallarına benzer şekilde, şekil başlıkları hem Türkçe, hem de İngilizce hazırlanmalıdır. Ayrı sayfalara bastırılmış olan şekiller, çizelgelerden sonra sunulmalıdır. Şekiller için en büyük bo-yut, şekil başlığını da içerecek biçimde 15.8 cm (genişlik) x 22.5 cm (uzunluk) olmalıdır. Tüm şekillerin Dergi’nin tek veya çift kolonuna sığacak boyutlarda hazırlanması ve mümkünse daha çok tek kolona göre tasarımlanması önerilir. Katlanmış şekiller ile renkli şekiller Dergi’ye kabul edilmez.

Özellikle haritalar, araziyle ilgili çizimler ve fotoğraflar, sayısal ölçek (1:25000 vb.) yerine, metrik sisteme uygun çubuk öl-çekle verilmelidir. Tüm haritalarda kuzey yönü gösterilmelidir. Bölgesel haritalarda, uygun olduğu takdirde, ulusal grid veya enlem/boylam değerleri verilmelidir. Harita açıklamaları, şekil başlığıyla birlikte değil, şeklin üzerinde yeralmalıdır. Fotoğraf-lar, çizimler veya bunların birlikteliğinden oluşan şekiller (a), (b) vb. gibi gruplar halinde verilebilir. Bu tür sunumlarda (örne-ğin; Şekil 5a ve 5b) a, b, c vb. gibi tek bir şekle ait çizimler veya fotoğraflar, ayrı sayfalarda basılması yerine, gruplandırıla-rak aynı sayfada sunulmalıdır. Şekillerde açık gölge ve tonlarından kaçınılmalı, özellikle bilgisayar programlarından elde edi-len grafiklerde bu hususa dikkat edilmelidir. Gölgeleme belirgin, fotoğraflar siyah-beyaz ve iyi bir kontrasta sahip olmalıdır. Tüm şekiller, Şekil 1 veya Şekil 1 ve 2 (birden fazla şekle değiniliyorsa) gibi ve metinde anıldıkları sırayla numaralandırılma-lıdır. Bir dizi fosil fotoğraflarım içeren şekiller Levha olarak değerlendirilmeli ve parlak kağıda basılmış orijinal halde veril-melidir. Levha sayısı mümkün olduğunca az tutulmalıdır. Levhalara ilişkin açıklamalar, hem Türkçe hem İngilizce olarak aynı sayfada verilmelidir.

EklerYöntemlere (bilinen yöntemler hariç) ilişkin özel ayrıntılar veya matematiksel işlemler için makalelerde eklere yer verilebilir. Bilgisayar programı listeleri de “ek” olarak kabul edilir.

5. YAYIMA KABUL EDİLEN MAKALELERİN SUNUMUYazarlar, makalelerinin yayıma kabulü halinde, makalenin düzeltilmiş son kopyasını orijinal çıktısıyla birlikte CD’ye de kopya-layarak (metin, çizelgeler ve tablolar) Baş Editör’e göndermelidir. Levhalar iyi kalitede basılmış olarak gönderilmelidir. Metin, çizelgeler ve şekiller elektronik ortamda (internet aracılığıyla) gönderilmemelidir. Makaleler WORD ile hazırlanmalıdır. Dis-kin üzerinde yazarların adları, kullanılan yazım programının adı ve versiyonu, makalenin başlığı ve dosyanın adı belirtilmeli-dir. Levhalar hariç, tüm şekiller Corel Draw ile hazırlanmalıdır. Bununla birlikte, şekillerin 300 dpi’den az olmamak koşuluy-la JPG dosyalan da gönderilmelidir.

6. PROVA BASKILARMakalelerin prova baskıları, dizgi ve yazım hatalarının olup olmadığının kontrolü için Başvurulacak Yazar’a gönderilir. Prova baskılarda yapılacak düzeltmeler yazım hataları ile sınırlı olup, yazarların makaleyi kabul edilmiş son halinden farklı bir du-ruma getirebilecek değişiklikler ve düzeltmeler yapması kabul edilmez. Prova baskılar, yazarlar tarafından alındıktan sonra en geç üç gün içinde Baş Editör’e gönderilmelidir. Gecikmeli olarak yapılacak düzeltmelerin baskıya verilmesi garanti edilmeye-ceği için, yazarların prova baskılan göndermeden çok dikkatli şekilde kontrol etmeleri önerilir.

7. AYRI BASKILARMakalenin onbeş ayrı baskısı, makalenin basıldığı sayı ile birlikte ücretsiz olarak Başvurulacak Yazar’a gönderilir, ilave ayrı baskı talep edilmemelidir.

8. TELİF HAKLARIYazar veya Başvurulacak Yazar (birden fazla yazarlı makalelerde), kendisi ve diğer yazarlar adına “Telif Hakkı Devir Formu”nu makalenin baskıya verilmesinden önce imzalamalıdır. Bu sözleşme, Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araştır-ma Merkezi’ne yazarlar adına telif hakkı alınmış yayınlarını koruma olanağı sağlamakla birlikte, yazar(lar)ın makalenin sahibi olma haklarından vazgeçtiği anlamına gelmemektedir. Telif Hakkı Devir Formu, en kısa sürede Baş Editör’e gönderilmelidir. Bu form Baş Editör’e ulaştırılıncaya değin, makale yayına kabul edilmiş olsa bile, baskıya gönderilmez.

INSTRUCTIONS FOR CONTRIBUTORS1. STATEMENT OF EDITORIAL AND PUBLICATION POLICIESManuscripts submitted to YERBİLİMLERİ should have not been published or simultaneously submitted elsewhere. The over-lap of contents between related papers should be minimal, and normally confined to the introductory/review sections. Authors should consult the Journal’s “Instructions for Contributors” for detailed stylistic guidelines during preparation of their manuscript. Editors may return manuscripts that are grossly inconsistent with these guidelines. Where the submitted manusc-ript is multi-authored, one individual will need to be the Corresponding Author. It will be assumed that all the authors have been involved in the work, have approved the manuscript, and have agreed to its submission.Manuscripts sumbitted to the Journal are initially evaluated by the Editor-in-Chief and one of the Editors. The Editor-in-Chief then allocates the manuscript to an Editor, to handle the reviewing, revision and acceptance or rejection procedures. Manusc-ripts are sent to at least two reviewers selected from the Editorial Advisory Board and/or external specialists. Reviewers are re-quested to treat the manuscript confidentially. They may choose to identify themselves or to remain anonymous. After the re-viewers comments have been received, the Editor-in-Chief and at least one of the Editors also review the papers. The Editors’ judgment is final with regard to the review process and suitability for publication.

2. TYPES OF CONTRIBUTIONSThe Journal is concerned with original research, new developments, and case studies in earth sciences (geology, geophysics, mining, geomorphology, geotechnics, hydrogeology and water resources). The two main types of contributions are Original Research Papers and Technical Notes. Ideas, preliminary results and confirmations of existing techniques are suitable as Tech-nical Notes. in general, Technical Notes are shorter than papers and do not require abstacts. In addition, Comprehensive Re-views upon the request by the Editor, and Discussion of papers that have already appeared in the Journal may also be submit-ted. Discussions should not exceed three pages. There is no provision for the publication of Discussions of Technical Notes.

3. SUBMISSION OF MANUSCRIPTSManuscripts for publication should be submitted in triplicate to the Editor-in-Chief whose corresponding address is given be-low.

Assoc.Prof. Dr. Yurdal GENÇYerbilimleri DergisiHacettepe Üniversitesi, Mühendislik Fakültesi, Jeoloji Mühendisliği Bölümü, 06800 Beytepe, AnkaraE-mail: yerbilimleri@hacettepe.edu.tr and ybeditorluk@hacettepe.edu.trTel : +90 312 297 77 27 (ofis) veya + 90 312 297 77 00-05 (Bölüm sekreterliği)Fax : +90 312 299 20 34 (Bölüm) veya +90 312 299 20 75 (YUVAM)

Submissions could be electronically made, via the internet. Authors should retain a copy of their manuscript, since the editors do not accept responsibility for damage or loss of papers.

4. PREPARATION OF MANUSCRIPTSPapers, including text, tables and illustrations, should be limited to a maximum length of 25 pages. The languages of the Jo-urnal are Turkish and English. For manuscripts submitted in English, either British or American spelling is acceptable. It is strongly recommended that authors whose native language is not English, should ask a person whose native language is Eng-lish to check the grammar and style of manuscript before submission. Manuscripts should generally be structured as follows: (a) Title (b) Names of authors (bold and in capital) and their affiliations (italic and lower-case). The name and E-mail adress of the

corresponding author must appear at the bottom of the first page (in the left margin). (c) Abstract (d) Key words (e) Introduction (aim, content and methodolgy) (f) Main text (methods, material studied, descriptions, analyses etc.) (g) “Results and Discussion” or “Conclusions and Recommendations” (h) Acknowledgements (if necessary) (i) References (j) Appendices (if necessary) (k) Tables

(1) List of figure captions (m) Figures (n) Plates (if any)

The various levels of headings used in the manuscript should be clearly differentiated. All headings should be left-aligned. Ma-jor headings should be in bold capitals. Secondary headings should be considered as sub-headings. Primary and secondary sub-headings should be given in lower-case and tertiary headings in italics. Headings should not be preceded by numerals or letters. Manuscripts (abstract, main text, acknowledgments, references, appendices and figure captions) should be typed on one side of the paper (A4 size: 29.7 cm x 21 cm) with wide margins (at least 2.5 cm) and 1.5 line-spaced throughout, at a font size of 12 point (Times New Roman) and with al pages numbered.

ABSTRACTINTRODUCTIONPRIMARY HEADINGPrimary Sub-HeadingSecondary sub-headingTertiary sub-heading.

CONCLUSIONSACKNOWLEDGEMENTSREFERENCESSI units (e.g. kPa, MPa, kN/m3) should be used, although corresponding metric units can be added in parentheses if desi-red (e.g. “The unit weight and compressive strength of the investigated sandstone are 24 kN/m3 (2.4 kg/m3) and 60 MPa (600 kgf/cm2), respectively”).A dot should be used instead of a comma to show decimal fractions (e.g. 23.1). Symbols (such as � _ √) should not be used in the manuscript. Instead of these, please use letters or numbers (i.e. (a), (b), ... or (i), (ii) ..., or (1), (2). Footnotes should be avoi-ded especially if they contain information which could equally well be included in the text. The use of proprietary names should be avoided. Papers essentially of an advertising nature will not be accepted. in the case of acceptance for publication, concise well-prepared papers in the Journal style are likely to be published sooner than those in need of extensive editing and revision.

Cover PageA cover page, separate, from the main manuscript, must include the following:a. Title of the paperb. Name(s) of author(s) (full forenames should be given)c. Full postal and E-mail addresses of all authors (the corresponding author should be indicated). Fax and phone numbers for

the corresponding author should also be provided.

Title and AuthorsThe title of the paper should unambiguously reflect its content and preferably should not exceed ten words. It the paper is writ-ten in Turkish, the Turkish title (in bold-face type and lower-case) should be followed by the English title (italic and lower-case). If the paper is in English, the English title should appear before the Turkish title in the style mentioned above.

AbstractThe abstract not exceeding 300 words should be informative (aim of the study and main conclusive remarks). It should not con-tain references. The Abstract should be given in both Turkish and English. If the paper is written in Turkish, an English abs-tract (in italics) should follow the Turkish abstract, while a Turkish abstract (in italics) should appear after the English abstract in papers written in English.

Key WordsThe abstract should include not more than 7 key words which reflect the entries the authors would like to see in an index. Key words should be given in both Turkish and English. Key words should be written in lower-case letters, separeted by commas, and given in alphabetical order. For Technical Notes and Discussions, key words should not be provided.

ReferencesAll references cited in the text, and in captions of figures and tables should be presented in a list of references under a heading of “REFERENCES” following the text of the manuscript. For single or dual-author papers, refer to the author(s) name(s) (without initials) and the year of publication in parentheses (e.g. Barka and Kadiansky-Cade (1988); Hudson (1990)). For publications

written by more than two authors, the name of the first author should be used, followed by “et al.” and a comma should be put between the authors’ names and the year of publication (e.g. Vendeville et al., 1995). The list of references in citations should be arranged chronologically from the earliest to the most recent, and separated by semi-colons (e.g., “Several studies, including both field and laboratory experiments (Komar and Li, 1986; Schmidt and Ergenziger, 1992; Craling et al., 1992; Schimidt and Gints, 1995) were carried out.”’). If reference is not directly obtained but, can be found in another reference, cross-reference should be given as follows: “... Gamble (1971); Franklin and Chandra, (1972)”. For verbal or written personal communications, the reference should be given in the text as above (e.g. Gerçek (2001)) and also be cited in the reference list.

Examples of layout of references

(a) JournalsBarka, A.A., and Kadinksy-Cade, K., 1988. Strike-slip fault geometry in Turkey and its influence on earthquake activity. Tec-

tonics, 7 (1), 663-864... Author(s), Date. Title of paper. Full Name of Journal, Vol. (No), pages.

(b) Proceedings and AbstractsProceedings:Stephansson, O., 2003. Estimation of virgin state of stress and determination of final rock strees model. Procedings of the 3rd

International Symposium on Rock Stress-RS Kumamoto’03, K. Sugawara, Y. Obara and A. Sato (eds), A.A. Balke-ma, Tokyo, 112-118.

Abstracts:Bouchon, M., Toksöz, M.N., Karabulut, H., Boun, M.P., Dicstrich, M., and Aktar, M., 2002. Space and times evaluation of rup-

ture and faulting during the 1999 Gölcük, İzmit (Turkey) earthquake. 1st International Symposium of the Faculty of Mines (İTÜ) on Earth Sciences and Engineering, İTÜ, Istanbul, Abstracts, p.51.

Author(s), Date. Title of paper. Title of Symposium or Congress, Name of Editor(s), Name and Location of Publisher, Vol. (if any), pages.

Procedings on CD: Aydan, Ö., Sezaki, M., and Yarar, R., 1996. The seismic characteristics of Turkish earthquakes. 11 th. World Conference on

Earthquake Engineering, Acapulco, Mexico, CD Paper No. 1025.

(c) BooksTurcotte, D.L., 1975. Fractals and Chaos in Geology and Geophysics. Cambridge University Press, Cambridge. Author(s), Date. Name of Book Name and Location of Publisher.

(d) Published ReportsFairhurst, C, Brown, E.T., Marsly, G.. Detournay, E., Nikolaevskiy, V., Pearson, J.R.A., and Townley, L., 1998. Underground

nuclear testing in French Polynesia: Stability and hydrogeology issues. Report of International Geomechanical Com-mission to the French Government, Vols. I and II.

Author(s), Date. Title of report. Name of Organization, Vol. (if any).

(e) Unpublished Reports and ThesisDeere, D.U., and Miller, R.P., 1966. Engineering classification and index properties for intact rock. Air Force Weapons Labora-

tory, Technical Report No. AFWL-TR-65-116, Kritland Air Force Base, New Mexico (unpublished).Author(s), Date. Title of report. Name of Organization, Report No., Name of City (unpublished). Meyer, W.H., 1977. Compu-

ter modeling of electro-magnetic prospecting methods. PhD Thesis, University of California, Berkeley, USA (un-published).

Author, Date. Title of thesis. Type of Thesis (MSc or PhD), Name of University or Institution, City, Country (unpublished).

(f) Personal CommunicationsGerçek, H., 2001. Personal communication. Mining Engineering Department of Karaelmas University, Zonguldak, Turkey.

(g) Information Downloaded from the InternetERD (Earthquake Research Department of Turkey), 2005. http://www.deprem.gov.tr, 3 April 2005. Name of the Organization,

Date. Web address, date of access to website.

Turkish references can also be given directly in Turkish. For such references please use Turkish characters. Some examples are given below.Gülsoy, O.Y., Orhan, C.E., Can, N.M., ve Bayraktar, İ., 2004. Manyetik ayırma ve flotasyonla magmatik ve metamorfik kayaç-

lardan feldispat üretimi. Yerbilimleri, 30, 49-61.Doğan, R., 2003. Kırşehir Masifi kuzeyinin tektonik ve magmatik evrimi konusunda bazı düşünceler. 55. Türkiye Jeoloji Ku-

rultayı, Bildiri Özleri, 66-67.

Ketin, f. ve Canıtez, N., 1972. Yapısal Jeoloji, ITÜ Matbaası, Gümüşsuyu, İstanbul. Nazik, L., Tork, K., Özel, E., Mengi, H., Aksoy, B. ve Acar, C, 1998. Kuzey ve Kuzeydoğu Trakya (Kırklareli-Tekirdağ)’daki doğal mağaralar. MTA Genel Müdürlüğü, Rapor No. 4384, Ankara (yayımlanmamış).

Sönmez, H., 1999. Soma linyitleri açık işletmelerinde eklemli kaya kütlesi içindeki şevlerin duraylılığının değerlendirilmesi.Yüksek Lisans Tezi, Hacettepe Üniversitesi, Ankara (yayımlanmamış).

Papers “in preparation” or “submitted” are not valid references. In the case of cross-referencing, only the reference in which the otherwise inaccessible reference is found should appear in the list of references. For references whose authors and dates of publication are the same, the letters “a, b” etc. should follow the date of each reference (e.g. Goodman, 1988a and 1988b).

AcknowledgementsAcknowledgements should be brief and confined to persons and organizations that have made significant contributions. Please use full names without titles and indicate name(s) of the organization(s) of the person(s) acknowledged.

Mathematical ExpressionsMathematical symbols and formulae should be typed using MS Word Equation 3.0 Editor. Equation numbers should appear in parentheses at the right-hand side of the equations and be numbered consecutively. For Greek or other non-Roman letters, identify the sybol in words in the left-hand margin just below the equation the first time it is used. In addition, the meaning of symbols used in equations should be given below the equations.τ = c + σ tanøWhere τ is the shear strength, c is cohesion, σ is normal stress and, ø is internal friction angle.Subscripts and superscripts should be given clearly and written in smaller character (e.g. Id, x

2). Instead of square-root symbol, an indice of 0.5 should be used (e.g. σcmass = σcs

05). For the multiplication sign do not use any symbol, however if necessary, the symbol “*” can be preferred (e.g. y = 5*10’3). In the expression of chemical reactions, ions should be given as (Ca+2 ve CO3

–2 (not Ca++ and CO3

– –). In the text, equations should be referred to as equation (1). Computer program listings, if appropriate, must be very clear in an Appendix.

TablesTables with their titles should not exceed the printed area of the page (15.8 cm (wide) x 22.5 cm (deep) and be numbered con-secutively. Both Turkish and English titles should appear at the top of a table (do not print table captions on a separate sheet). If the manuscript is written in Turkish, English title in italics should follow the Turkish title. For manuscripts in English, a Turkish title should appear below the English title in italics. They should begin “Table 1.” etc. Tables should be referred to as Table 1 or Tables 1 and 2 (if more than one table is referred to). Tables can be written in a font size smaller than that of the text (10 or 11 point). Tables should be arranged to fit single column (7.3 cm wide) or double column (15.8 cm wide). No vertical rules should be used. Horizontal rules should only be used at the top and bottom of the tables, and to separate headings and numbers listed in the tables (Please check the previous issues of the Journal). Tables should not duplicate results prsented elsewhere in manusc-ript (e.g. in graphs). Each table should be separately printed and appear after the text (after references). All abbreviations and symbols must be identified with smaller characters underneath the tables (e.g. a: uniaxial compressive strength; II: Illite; etc).

IllustrationsAll illustrations, whether diagrams, charts and photographs, should be of high quality, referred to as “Figures” and numbered consecutively as they appear in the text. They must be originals presented separately from manuscrpits, and not be folded. The number of the figure should be given at top on the right-hand side of the paper. Illustrations should be provided in camera-ready form, suitable for reproduction (which may include reduction) without retouching. Figure captions should be supplied on a se-parate sheet and should begin “Figure 1.” etc.. As with the rules given for tables, figure captions should also be given both in Turkish and English. All illustrations should be printed on separate pages and given after tables together with a list of figure captions. The maximum printed size of illustrations is 15.8 cm (wide) x 22.5 cm (deep) together with figure captions. It is re-commended that all illustrations should be designed with the Journal’s single-column or two-column layout in mind, and whe-re possible, illustrations should be designed for a single column. Foldout and colored illustrations are not accepted. Illustrations, particularly maps, field sketches and photographs should have a metric bar scale rather than magnification factors. All maps should have a north mark. Regional maps may include National Grid or latitute/longitude number where appropriate. Map keys should be given on the figure, not in the figure caption.Photographs, line drawings, or combinations may be grouped as figure parts (a), (b), etc. It is preferred that these are moun-ted. Letters or numerals should not be less than 1 mm after reduction. Avoid fine shading and tones, particularly from compu-ter graphics packages. Shading should be distinct. Photographs must be black and white and sharp, and exhibit good contrast.All illustrations must be numbered in the order in which they are referred to and discussed in the text as Figure 1 or Figures 1 and 2 (if more than one figure is referred to). Illustrations consisting of a set of fossil photographs should be given as “Plates”

and submitted as original glossy prints and mounted in the desired layout. The number of plates should be kept to a minimum. Explanations of plates should be given in both Turkish and English on the same page.

AppendicesAppendices are encouraged for specific details of methods (except known methods) or mathematics. Computer program lis-tings are also accepted as appendices.

5. FINAL SUBMISSION OF MANUSCRIPTS ACCEPTED FOR PUBLICATIONOn acceptance of a manuscript, authors must submit one hard copy of the revised final draft as well as a copy of the manusc-ript on disk (both text, and tables and figures) in standart word processing format. High quality originals of plates should be submitted. Text, tables and figures should not be electronically transmitted, via the internet. Manuscripts should be processed in MS WORD. The disk should be clearly labeled wth names of authors, version of word processor, a short title and file name. Please keep the paper as one file. Illustrations (except Plates) are welcome using the Corel Draw drawing program for PC. Ho-wever, JPG files of the illustrations in resolution not less than 300 dpi should also be included.

6. PROOFSOne set of page proofs are sent to the corresponding author to be checked for typesetting/editing errors. Corrections should be restricted to typesetting errors, change or corrections that constitute departures from the article are not accepted. Proofs should be returned to the Editor-in-Chief within 3 days of receipt. Please note that the authors are urged to check their proofs carefully before return, since the inclusion of late corrections cannot be guaranteed.

7. REPRINTSFifteen reprints and a copy of the issue are supplied free of charge. They are sent to the corresponding author. Additional rep-rints must not be ordered.

8. COPYRIGHTThe author or corresponding author on behalf of all authors (for papers with multiple authors) must sign the “Copyright Trans-fer” agreement before the article can be published. This transfer agrement enables the Earth Science Application and Research Center of Hacettepe University to protect the copyrighted materaial for the authors, but does not relinquish the authors’ prop-rietary rights. The Copyright Transfer form should be sent to the Editor-in-Chief as soon as possible. Manuscripts accepted for publication will not be sent to print until this form is received by the Editor-in-Chief.