T.C. SÜLEYMAN DEMİREL ÜNİVERSİTESİ FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ

Transkript

1 T.C. SÜLEYMAN DEMİREL ÜNİVERSİTESİ FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ ISPARTA-GÖNEN ARASINDAKİ PLİYO-KUVATERNER HAVZANIN AKTİF VE PASİF KAYNAKLI SİSMOLOJİK YÖNTEMLERLE İNCELENMESİ Ali SİLAHTAR Danışman Yrd. Doç. Dr. Mehmet Zakir KANBUR YÜKSEK LİSANS TEZİ JEOFİZİK MÜHENDİSLİĞİ ANABİLİM DALI ISPARTA 2011

2 TEZ ONAYI Ali SİLAHTAR tarafından hazırlanan ''Isparta-Gönen arasındaki Pliyo- Kuvaterner havzanın aktif ve pasif kaynaklı sismolojik yöntemlerle incelenmesi'' adlı tez çalışması aşağıdaki jüri tarafından oy birliği ile Süleyman Demirel Üniversitesi Jeofizik Mühendisliği Anabilim Dalı nda YÜKSEK LİSANS TEZİ olarak kabul edilmiştir. Danışman : Yrd. Doç. Dr. Mehmet Zakir KANBUR Süleyman Demirel Üniversitesi Jeofizik Mühendisliği Anabilim Dalı Jüri Üyeleri : Başkan : Prof. Dr. Mahmut OKYAR Süleyman Demirel Üniversitesi Jeofizik Mühendisliği Anabilim Dalı Üye : Prof. Dr. Muhittin GÖRMÜŞ Süleyman Demirel Üniversitesi Jeoloji Mühendisliği Anabilim Dalı Prof. Dr. Mustafa KUŞCU Enstitü Müdürü Not: Bu tezde kullanılan özgün ve başka kaynaktan yapılan bildirişlerin, çizelge, şekil ve fotoğrafların kaynak gösterilmeden kullanımı, 5846 sayılı Fikir ve Sanat Eserleri Kanunundaki hükümlere tabidir.

3 İÇİNDEKİLER Sayfa İÇİNDEKİLER... i ÖZET... iii ABSTRACT... v TEŞEKKÜR... vii ŞEKİLLER DİZİNİ... viii ÇİZELGELER DİZİNİ... x SİMGELER VE KISALTMALAR DİZİNİ... xi 1.GİRİŞ Çalışma Alanının Tanıtılması Çalışma Alanı Jeolojisi Bölge stratigrafisi Davras kireçtaşı (Mzd) Söbüdağı kireçtaşı üyesi (UKr ds ) Çiğdemtepe kireçtaşı (Ukr ç ) Koçtepe formasyonu (Tk) Kayıköy formasyonu (Tky) Gölcük volkanikleri (PlQg) Yamaç birikintileri (Qy), Alüvyonal yelpaze (Qa) Tektonik KAYNAK ÖZETLERİ MATERYAL VE YÖNTEM Tanım Materyal Yöntem Yansıma sismolojisi yöntemi Kaynak alıcı düzenleri ve CDP kavramı Yatay tabakalarda yansıma Eğik yüzeylerde yansıma Yansıma sismolojisinde veri işlem Ayıklama (Editing) Yükseklik düzeltmesi (Datum Correction) Otomatik kazanç kontrolü (AGC) Dinamik düzeltme (NMO-Normal Move Out) i

4 Bozucu etkilerin atılması (Muting) Ters evrişim (Deconvolution) Filtreleme (Filtering) Sabit hız yığışımı (CV Stack) Yığma işlemi (CMP Stack) Sismik göç işlemi (Migration) Re-Mi yöntemi Genel tanımlar ReMi yöntemi esasları ReMi yönteminde sismik kırılma ekipmanlarının kullanılması Rayleigh faz hızı dispersiyonunun işaretlenmesi Yüzey dalgası dispersiyon eğrilerinin modellenmesi Yüzey dalgası dispersiyon verilerinin ters çözümü Ağırlıklı katsayılarının hesaplanması ARAŞTIRMA BULGULARI VE TARTIŞMA Yansıma Sismolojisi Yönteminin Uygulanması Sismik verinin hız analizine hazırlanması Hız analizi ve sismik yığma Re-Mi Yönteminin Uygulanması SONUÇ KAYNAKLAR ÖZGEÇMİŞ ii

5 ÖZET Yüksek Lisans Tezi ISPARTA-GÖNEN ARASINDAKİ PLİYO-KUVATERNER HAVZANIN AKTİF VE PASİF KAYNAKLI SİSMOLOJİK YÖNTEMLERLE İNCELENMESİ Ali SİLAHTAR Süleyman Demirel Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü Jeofizik Mühendisliği Anabilim Dalı Danışman: Yrd. Doç. Dr. Mehmet Zakir KANBUR Isparta nın kuzey bölünmünde kalan Süleyman Demirel Üniversitesi (SDÜ) yakın çevresi ile Gönen arası bölgede kalan hatlar boyunca ana kaya derinliği ve bu derinliğe kadar ki çökel yapının yapısal özelliklerini belirlemek için yansıma sismolojisi ve yüzey dalgaları analizi uygulaması (ReMi) yapılmıştır. Elde edilen veriler uygun veri işlem aşamalarından geçirilerek sismik kesitler elde edilmiştir. Bu kesitlerde ana kaya hattının varlığı tespit edilmiş ve bu derinliğe kadar ki çökel yapının sismik stratigrafisi yorumlanmıştır. SDÜ kampüs alanından şehir merkezine doğru uzanan yansıma profilinde ana kayanın yaklaşık 165 metre derinliğe kadar olan kısmı görüntülenmiştir. Yansıma kesitinde anakaya dalımının profil boyunca devam ettiği gözlemlenmiş dolayısıyla anakaya tabanının daha derinde olduğu anlaşılmıştır. Çünür ile şehir merkezi arasında ve Söbü dağı kuzeyinden Gönen e doğru ReMi profilleri atılmış ve 100 metre derinliğe kadar Vs derinlik ve hızları ile ReMi kesitleri elde edilmiştir.. Bu alandaki ReMi kesitiyle birlikte değerlendirildiğinde yapıyı örten çökel yapının kum, çakıl-kum ardalanması, çakıl-tüf ardalanmaları şeklinde olduğu tespit edilmiştir. Söbü dağı kuzeyindeki ReMi kesiti anakayanın daha ılımlı daldığı ve üzerini örten çökel yapının Vs hızının daha yüksek olduğu tespit edilmiştir. iii

6 Elde edilen veriler ile alana ait sismik hız, anakaya derinliği ve tabaka kalınlıkları belirlenerek gerekli mühendislik parametreleri ortaya konmuştur. Çünür den alınan ReMi kesitinde alüvyon ortamda 100 metre derinlik içerisinde sismik hızın 760 m/s ye varmadığı tespit edilmiştir. Anahtar Kelimeler: Çökel, stratigrafi, uygulamalı sismoloji, ReMi, mühendislik sismolojisi, Isparta, Gönen. 2011, 74 sayfa iv

7 ABSTRACT M. Sc. Thesis INVESTIGATION OF THE PLIO-QUATERNARY BASIN BETWEEN ISPARTA-GONEN BY THE ACTIVE AND PASSIVE SOURCE SEISMOLOGICAL TECHNIQUES Ali SİLAHTAR Suleyman Demirel University Graduate School of Applied and Natural Sciences Department of Geophysical Engineering Supervisor: Asst. Prof. Dr. Mehmet Zakir KANBUR To observe the depth of bedrock and the structural properties of the sediment between Isparta and Gonen, the techniques of surface waves analysis (ReMi) and seismic reflection are used. The seismic sections were obtained by the applying the appropriate data processing techniques. The bedrock and related sedimentary structures were determined by interpreting the seismic sections. By the seismic reflection section trending from Suleyman Demirel University (SDU) campus to Isparta downtown area, the part of bedrock (165 m in depth) and he thicknesses of layers were imaged. it was observed that the interface regarding bedrock dip continues up to this depth. The reflection section indicates that the bedrock depth should be deeper at the center of the basin. ReMi data was collected at two area, one is between Cunur and Isparta downtown area, and the other is from north of Sobu mount to Gonen. Vs velocities and corresponding layers were identified up to 100 m in depth. The evaluating the reflection and ReMi (Cunur) sections together, the geological units were identified as sand, gravel-sand and gravel-tuff alternation. ReMi section of the northern Sobu showed that the bedrock slope is more moderate than that of southern SDU and the geological units sedimentation have higher V s velocities. v

8 By the obtained data, the necessity engineering parameters such as seismic velocities, bedrock depth and layer thicknesses were determined. However, the alluvial velocity has not been reached 760 m/s, in 100 m ReMi (Cunur area) depth section. Key Words: Sedimentation, stratigraphy, applied seismology, ReMi, engineering seismology, Isparta, Gonen. 2011, 74 pages vi

9 TEŞEKKÜR Sunulan yüksek lisans tez çalışması Süleyman Demirel Üniversitesi Bilimsel Araştırma Projeleri Yönetim Birimi tarafından desteklenen 1999-YL-09 nolu araştırma projesi kapsamında gerçekleştirilmiştir. Tezin tüm aşamalarında çalışmalarımı yönlendiren, arazi ve laboratuar çalışmalarında bilimsel yardımlarını esirgemeyen ve gerekli olanakları sağlayan danışmanım Sayın Yrd. Doç. Dr. Mehmet Zakir Kanbur a (Süleyman Demirel Üniversitesi) teşekkür ederim. Tezin arazi çalışmalarında yardımlarını esirgemeyen Süleyman Demirel Üniversitesi Jeofizik Mühendisliği öğrencilerinden Emrah ERDĠK, Gamze ARI, Hatice ÇĠĞDEM, Arzu UÇAR ve Alper CANAY a teşekkür ederim. Tüm eğitim hayatım boyunca benden maddi manevi desteğini eksik etmeyen saygıdeğer ailem ve Tuğba ORUÇ a teşekkür ederim. Ali SĠLAHTAR ISPARTA, 2011 vii

10 ŞEKİLLER DİZİNİ Şekil 1.1. Çalışma alanı görünümleri ve jeofizik veri güzergahları... 3 Şekil 1.2. İnceleme alanının genelleştirilmiş stratigrafik sütun kesiti... 5 Şekil 1.3. Çalışma sahası ve çevresinin basitleştirilmiş jeoloji haritası... 7 Şekil 1.4. Çalışma alanı ve yakın çevresinin tektonik haritası Şekil 3.1. Modifikasyon yapılmış sismik enerji kaynağının görünümü Şekil 3.2. Bir sismik kayıtta görülmesi beklenen dalgaların şematik gösterimi Şekil 3.3. Çok kanallı yansıma sismolojisi ölçülerinde kullanılan kaynak alıcı düzenleri Şekil kanallı Single Ended seriminin arazi hattı boyunca hareketi ile altı katlamalı CDP elde edilişinin gösterimi Şekil 3.5. A: Farklı kaynak noktalarından çıkan ışın takımının yatay yansıtıcıda aynı noktadan yansıyarak alıcılara gelişinin gösterimi Şekil 3.6. Referans düzleminin atış noktasının üstünde seçilmesi durumu Şekil 3.7. Referans düzleminin atış noktasının altında seçilmesi durumu Şekil 3.8. Sismik kayıt üzerinde yansıtıcı yüzeyden elde edilen yansıma parabolü Şekil 3.9. NMO düzeltmesi yapılmış sinyal Şekil Sismik sinyalin filtreleme aşamasının basitleştirilmiş gösterimi Şekil Yeraltında yer alan senklinal bir yapının sismik kesiti ve bu kesitin migrasyon yapılmış görünümü Şekil Araziden alınmış ReMi verisindeki Yüzey Dalgası görünümü. 230 metre lineer açılım, 24 alıcının 32 saniye süresince çevresel gürültüyü kaydetmesi ile elde edilmiş işlenmemiş ReMi verisi Şekil p-f görüntülerinden faz hızlarının işaretlenmesi Şekil Ölçülen dispersiyon eğrilerinin karşılık geldiği model parametreleri bilinmeyenleri oluşturumunun gösterimi Şekil Yeraltının 1B modellenerek parametreleştirilmesi viii

11 Şekil Verilen tabakalı modelden yüzey dalgasının yayılım özelliklerinin tahmin edilmesi Şekil 4.1. Yansıma sismolojisinde veri işlem akış diyagramı Şekil 4.2. Re-Mi verisinin analiz aşamalarının XY profilini üzerinde 6 numaralı kayıt üzerinde gösterimi Şekil adet sismik yansıma verisinin genel görünümü Şekil 4.4. A:6, B:27, C:46, D:61 numaralı ham sismik verilerin görünümü Şekil 4.5. A:6, B:27, C:46, D:61 numaralı sismik verilere genlik kazanımı (tegain) uygulamasının ardından görünümü Şekil 4.6. A:6, B:27, C:46, D:61 numaralı sismik verilere otomatik genlik kazanımı (AGC) yapılmasının ardından görünümü Şekil 4.7. A:6, B:27, C:46, D:61 numaralı sismik verilerin güç spektrumlarında X: Alçak geçiş band aralığı Y: Yüksek geçiş band aralığı Şekil numaralı yansıma verisinde; A: Ham veri, B: Düşük frekans aralığı seçilerek filtrelenmiş veri<20 Hz, C: Yüksek frekans aralığı seçilerek filtrelenmiş veri>180 Hz, D: Uygun filtre aralığı seçilerek filtrelenmiş veri Hz Şekil 4.9. A:6, B:27, C:46, D:61 numaralı sismik verilerin Hz band geçişli filtre ile filtrelenmesi Şekil Hız analizi ile elde edilen NMO hız kesitleri Şekil Kampüs-Kayıköy (AB profili) sismik yansıma yığma kesiti ve yorumu Şekil Çalışma alanında elde edilmiş sondaj logu Şekil CD profilinde alınmış 12 numaralı veriye uygulanan veri işlem aşamaları Şekil Söbüdağ-Senirce hattı (CD profili) ReMi derinlik-hız kesiti Şekil Çünür-Şehir merkezi (XY profili) ReMi derinlik-hız kesiti ix

12 ÇİZELGELER DİZİNİ Çizelge 4.1. Sismik yansıma verisi veri işlem parametreleri Çizelge 4.2. Re-Mi verileri için veri işlem parametreleri Çizelge 4.3. CMP yığma işleminde kullanılan gidiş-geliş zamanları, yığma hızları ve derinlikler Çizelge 4.4. CMP yığma işleminde kullanılan gidiş-geliş zamanları, ortalama hızlar ve derinlikler x

13 SİMGELER VE KISALTMALAR DİZİNİ Krü ds Ti PQg Qe Qa CDP NMO AGC DMO T X S G Ti Gn E Söbüdağı Kireçtaşı formasyonu Kayıköy Formasyonu Gölcük Volkanikleri Etek Çökelleri Ova Çökelleri Ortak Derinlik Noktası Normal Kayma Zamanı Otomatik Genlik Kazanımı Yığma Öncesi Kısmi Göç İşlemi Zaman Uzaklık Sinyal Gürültü Yayılama zamanı Jeofon kanumları Jeofon kot yüksekliği V s 30 Kayma dalgası hızı SASW Yüzey dalgaları spekral analiz yöntemi xi

14 1. GİRİŞ Çevre bilimi birçok jeofizik teknikleri barındırır ve bunlardan en önemli olanlardan biri yansıma sismolojisidir. Bu teknik hızlı gelişen bilgisayar teknolojisi ile birlikte yer altındaki örtü katmanlarının kalınlıkları tayin etmekten yer altı suyu araştırmalarına kadar birçok jeolojik yapının belirlenmesinde kıymetli bir kaynak sağlamıştır. Yansıma sismolojisinde başlıca gelişme sismik izlere yığma işleminin yani CDP nin ilk olarak 60 yıl önce petrol endüstrisinde kullanılması olmuştur (Dobrin vd., 1988). Özellikle bu metottaki başlıca başarı daha fazla çözünürlük sağlamak vasıtasıyla, sinyal/gürültü oranını iyileştirerek karmaşık jeolojik yapıların analizinde verimli sonuçlar elde etmek olmuştur. Petrol endüstrisi bu masraflı araştırmalar için yeterli güce sahipken diğer çevresel endüstrilerin bu konuya ayıracak yeterli bütçesi olmadığından tekniğin gelişimi bilgisayar teknolojisinin gelişimine kadar sadece petrol aramalarında kullanılmıştır. Sonunda bilgisayar teknolojisi ve etkili CDP çözüm tekniği kombinasyonu sağlanarak düşük ücretle yüksek çözünürlük elde edilmesine ve daha fazla sismik yansıma uygulamalarının yapılabilmesine olanak sağlamıştır (Steeples and Miller, 1990). Çökel havzalarda ana kaya topografyası ve bunları örten çökellerin neo-tektonik yapılarının belirlenmesinde yansıma sismolojisinin yanında geliştirilen metotlardan bir diğeri yüzey dalgaları analizine dayanan ReMi tekniğidir. Son yıllarda geliştirilen kırılma-mikrotitreşim (ReMi) tekniği (Louie, 2001), 30 metre ortalama S dalgası hızı (Vs30) ve yeterli açılımla 100 metre derinliğe kadar tabaka kalınlıklarının ve hızlarının belirlenmesi için kullanılmaktadır. Teknik aktif sismik kaynak gerektirmediği için şehir trafiğinin yoğun olduğu yerlerde yapılabilmekte ve diğer tekniklerin uygulanmasında problem yaratan bu durum avantaja dönüşmektedir. Oldukça kolay ve ekonomik görünen bu teknik, bilinen kırılma sismiği ekipmanı ve çevresel gürültünün sismik kaynak olarak kullanılmasıyla yer içerisindeki tabaka kalınlıkları ve kesme dalgası hızlarının çıkarılmasına dayanır (Kanbur vd., 2008; Kanbur ve Kanbur, 2009). 1

15 Tez kapsamında; Isparta Süleyman Demirel kampüs alanı yakın çevresi ile Gönen arasında kalan bölgenin bir kısmını yansıma sismolojisi ve ReMi tekniğini kullanarak, ana kaya derinliği ve bu ana kayayı örten çökel yapının stratigrafik özelliklerini belirlenmesi amaçlanmıştır. Bu amaç doğrultusunda çalışma alanında daha önce yapılmış olan jeofizik ve jeolojik bilgiler derlenmiştir. Elde edilen bu bilgiler doğrultusunda ana kayayı tespit edebilecek profiller saptanmıştır. Ana kayanın (>150 metre) olduğu yaklaşımı ile bu alanda elde edilecek kayıtların gürültü şartları ve optimum süreksizlik analizlerine uygun tasarım yapılmıştır. Yansıma sismolojisi için modifiye edilmiş kan-sis ivmeli ağırlık düşürme enerji kaynağı, jeofizik bölümüne ait 24 kanallı Geode kayıtçı ve 40 Hz lik jeofonlar 5 metre aralıklandırılarak veri kazanımı sağlanmıştır. ReMi için ise 4.5 Hz lik jeofonlar 10 metre aralıklandırılarak 24 kanallı kayıtçı ile veri kazanımı yapılmıştır. Elde edilen bu veriler Louie tarafından geliştirilen Jrg ve ReMi bilgisayar yazılımları kullanılarak kesitlere dönüştürülmüştür. Bu çalışma ile ana kaya yüzeyi görüntülenerek; üzerindeki örtü kalınlığının dokusu ve sedimanter özellikleri ortaya çıkarılmıştır. Çalışma alanında genel olarak ana kayanın dalımı, üzerindeki örtünün bölgesel olarak değişimi ve bu örtü tabakasını oluşturan kil, silt, kum, çakıl birimler sismolojik görüntüleme ile ortaya çıkarılmıştır. Böylelikle bölgedeki sedimanların yapısal farklılıkları ortaya konmuştur. Çalışma, özellikle standartlaştırılmış veri kazanım tekniği ve veri işleminin çeşitli jeolojik uygulamalara kolaylıkla uygulanabildiğini göstermektedir Çalışma Alanının Tanıtılması Çalışma alanı Akdeniz bölgesinde yer alan Isparta il merkezi Süleyman Demirel Üniversitesi kampüs alanı yakın çevresi ve bu alandan Gönen-Atabey arasında kalan bölümü kapsamaktadır. Isparta ili, Akdeniz Bölgesi nin kuzeyinde yer alan Göller bölgesinde yer almaktadır. İl, ve doğu boylamları ile ve kuzey enlemleri arasında bulunmaktadır km 2 lik yüzölçümüne sahip olan Isparta ili, kuzey ve kuzeybatıda Afyon, batıda ve güneybatıda Burdur, güneyde 2

16 Antalya, doğu ve güneydoğuda ise Konya ile çevrilidir. Rakımı ortalama 1050 metredir. Çalışma alanının genel konumunu gösteren yer buldurucu harita Şekil 1.1. de verilmiştir. Verilen harita Çünür bölgesi ve Üniversite kampüsü ile Gönen arasındaki kısımları içine almaktadır. Şekil 1.1. Çalışma alanı görünümleri ve jeofizik veri güzergahları (A: Çünür-şehir merkezi ReMi hattı (XY profili), B: Söbüdağ-Senirce Remi hattı (CD profili), C: Kampus-Kayıköy yansıma Sismolojisi hattı (AB profili)); (K çalışma alanındaki sondaj logu) 3

17 1.2. Çalışma Alanı Jeolojisi Bölge Stratigrafisi İnceleme alanında otokton konumlu birimler gözlenir. Geniş alanda yüzeylenme veren otokton birimler yaşlıdan gence doğru sıra ile Triyas-Jura-Kretase yaşlı Davraz formasyonu, Senomaniyen-Türoniyen yaşlı Söbüdağ kireçtaşı üyesi, Orta Maestrihtiyen yaşlı Çiğdemtepe kireçtaşı, Üst Paleosen-Alt Eosen yaşlı Koçtepe formasyonu, Orta Eosen yaşlı Kayıköy formasyonu. Üst Miyosen-Pliyosen- Kuvaterner yaşlı Gölcük volkanikleri ile Kuvaterner yaşlı alüvyonlardır (Şekil 1.2., 1.3.) Davras kireçtaşı (Mz d ) Isparta nın güneydoğusunda yer alan Davras Dağı çevresindeki Mesozoyik karbonatlar için Gutnic vd. (1979) Davras Serisi terimini kullanmışlardır. Kalın karbonatlarla temsil edilen birim, Dumont ve Kerey (1975) tarafından Alakilise kireçtaşı, Yalçınkaya vd. (1986) tarafından Alakilise formasyonu olarak adlandırılmıştır. Yalçınkaya (1989) bu karbonatlar için Davras formasyonu ismini kullanmıştır. Akbulut (1980) ise bu seri için Davras kireçtaşı terimini önermiştir ve bu adlama baskın litolojiyi belirtmesi ve stratigrafi kurallarına (Hedberg, 1976; S.kayk, 1983) uygun tanımlanmasından dolayı uygun görülmüştür (Görmüş ve Özkul, 1995; Karaman, 1994). Davras kireçtaşı inceleme alanının doğusunda geniş bir yayılıma sahiptir. Birim altta beyazımsı, grimsi renkli, kalın tabakalı dolomitik kireçtaşları ile başlar. Sert, sık çatlaklı, çatlakları kalsit dolgulu olan bu kireçtaşları yer yer tamamen dolomitleşme gösterir. Bu dolomitik seri üzerine bej, krem, açık gri, açık kahve renkli, orta-kalın tabakalı sık çatlaklı, çatlakları kalsit dolgulu, üste doğru ofiyolitik karakterde kireçtaşları gelir. Açık gri, bej, krem, açık kahve renklerde, orta-kalın tabakalı yer yer dolomitize olmuş kireçtaşları ile devam eder. Üste doğru en kalın seviyesini oluşturan orta-kalın tabakalı, açık gri, bej, krem açık kahve renklerde gözlenen kireçtaşlarına geçer. Bu kireçtaşları üste doğru yer yer orta katmanlı, gri, grimsi bej, 4

18 krem renkli, neritik-yarı pelajik, yer yer de ince-orta katmanlı, kirli sarı, gri, bej, krem renkli, çörtlü, pelajik-yarı pelajik kireçtaşlarına geçerler. Birim en üstte ince tabakalı, krem, sarı, bej, yer yer pembe renkli, çörtlü pelajik kireçtaşları ile sonlanır (Yalçınkaya, 1989). Geç Kretase yaşlı Çiğdemtepe birimine ait rudist içerikli karbonatlar Davras kireçtaşı birimini uyumsuz olarak örtmektedir (Karaman vd., 1988; Yıldız ve Toker, 1991; Görmüş ve Karaman, 1992). İstifin kalınlığının 2000 metre (?) den daha fazla olduğu sanılmaktadır. Birimin yaşı Üst-Triyas-Turoniyen olarak belirlenmiştir. Şekil 1.2. İnceleme alanının genelleştirilmiş stratigrafik sütun kesiti (Görmüş ve Özkul 1995 ten düzenlenmiştir) 5

19 Söbüdağı kireçtaşı üyesi (UKr ds ) Birim, inceleme alanının kuzeybatısındaki Büyük Söbü Tepe ve Küçük Söbü Tepe de gözlenmektedir. SDÜ Batı Kampüsünün kuzeybatısındaki Büyük Söbü Tepe den en iyi yüzeyleme vermesi nedeni ile birim ilk olarak Karaman vd. (1988) tarafından formasyon mertebesinde isimlendirilmiştir. Yalçınkaya (1989) tarafından üye olarak kullanmıştır. Bunun yanında litoloji isminin baskınlığını göstermesi, istifin Davras kireçtaşlarının üst düzeylerini oluşturması, henüz formasyon mertebesinde taban sınırının belli olmaması nedenleriyle üye mertebesinde adlandırılması uygun görülmüştür (Görmüş ve Özkul, 1995; Karaman, 1994). Birim egemen olarak açık-koyu gri, bej renkli çoğunlukla masif, yer yer orta-kalın katmanlı kireçtaşları ile temsil edilmektedir. Genel olarak sıkı dokulu ve Şekil 1.2. inceleme alanının genelleştirilmiş tektonostratigrafik sütun kesiti homojen bir yapıya sahip olan kireçtaşları bol çatlaklı olup, çatlaklar çoğunlukla ikincil kalsit ile doldurulmuştur. Birim bölgedeki tektonizma koşullarından büyük ölçüde etkilenmiş şiddetli kıvrımlı, kırıklı bir yapı kazanmıştır. Faylanmalar boyunca yoğun birleşik zonlar izlenir. Söbüdağ kireçtaşı üyesi, Isparta-Ankara karayolu boyunca yüksek açılı bir ters fayla (Söbüdağ fayı) Eosen yaşlı bilimler üzerine itilmiştir. Fay dokanağı boyunca yer yer diyabaz türü ofiyolitik bileşenlere rastlanır (Görmüş ve Özkul, 1995; Karaman, 1994). Söbüdağ kireçtaşı üyesi taban seviyeleri yörede izlenemediğinden daha yaşlı birimlerle olan stratigrafik ilişkisi bilinmemektedir. Bölgede birimin taban dokanağı görülemediği için gerçek kalınlığı tam olarak bilinemez. Ancak harita ve topografya yorumuna göre, görünür kalınlığı 500 metreden fazladır (Karaman, 1994) Çiğdemtepe kireçtaşı (Ukr ç ) Birim adını inceleme alanının kuzeyindeki Senirce köyünden alır. Önceki çalışmalarda Karaman vd. (1988) taralından Senirce kireçtaşı olarak tanımlanmıştır. Koçyiğit (1983, 1984) tarafından Çiğdemtepe kireçtaşı olarak isimlendirilmiştir. 6

20 Yörede başlıca Büyük Söbü ve Küçük Söbü tepelerin güneybatısında, Göltaş çimento fabrikası, Senirce köyü ve Bozanönü köyü dolaylarında yaklaşık 4 km lik bir alanda yüzeylenme vermektedir. Çiğdemtepe kireçtaşı Mesozoyik yaşlı otokton karbonat istifinin en üst seviyesini oluşturur. Bölgede geniş yayılımlı Tersiyer yaşlı birimlerin tabanında yer alması ile de dikkati çeker. Tabanda ince orta katmanlı ve sert yapılı; üst seviyelere doğru ise plaketli yer yer laminalı, nispeten daha gevrek ve kırılgandır. Şekil 1.3. Çalışma sahası ve çevresinin basitleştirilmiş jeoloji haritası (1. Mz d Davraz kireçtaşı, 2. UKr ds Söbüdağ kireçtaşı üyesi, 3. Ukr ç Çiğdemtepe kireçtaşı, 4. Tk Koçtepe formasyonu, 5. Tk y Kayıköy formasyonu, 6. PlQg Gölcük Volkanikleri 7. Qa Alüvyol yelpaze, 8. PQ gp Volkanoklastikler, 9. Qal Alüvyon) Birimin üst kesimlerinde sık olarak çört yumruları ve arabandan izlenir. Kireçtaşları çoğu kez konkordan kırılma yüzeylidir ve stilolit yapıları içerir. Söbüdağ kireçtaşı 7

21 üyesine oranla daha az çatlak düzlemine sahiptir ve bunların içleri ikincil kalsit ile doldurulmuştur. Formasyon kalınlığı metre arasında değişir (Karaman vd., 1988; Karaman, 1994) Koçtepe formasyonu (Tk) Birimin adı ilk kez Sarıiz (1985) tarafından Isparta nın kuzeybatısındaki Koçtepe ye izafeten verilmiştir. Koçyiğit (1984) e göre Senirkent dolaylarındaki Yukarıtırtar formasyonu Koçtepe formasyonuna karşılık gelmektedir. Yine Karaman vd. (1988) ve Yıldız ve Toker (1991) Kızıl kırma ve Yalçınkaya (1989) Kabak tepe formasyonlarını birimin eşdeğeri olarak kabul etmektedirler. Kırmızı renkli çamur taşları ile temsil edilen birim çok ince (1-2 cm), orta kalınlıkta (5-10 cm) ince taneli kumtaşı ara tabakaları da içermektedir. Birimin kalınlığı metredir (Görmüş ve Özkul, 1995). Formasyonun açık kırmızı, bordo, yer yer yeşilimsi kirli gri renkli şeyl, kumtaşı, çamur taşı, türbiditik kumtaşı ve kirli kireçtaşı düzeyleri ile bunlarla ara katkılı çakıl taşı ve detritik kireçtaşı seviyeleri bulunmaktadır. Birimin alt kesimlerinde yoğun demir oksit boyanmasından dolayı belirgin olarak açık kırmızı, pembe, bordo renk hakimdir (Karaman vd., 1988). Bu özelliği ile üzerinde yer aldığı Kretase yaşlı kireçtaşlarından kolayca ayırt edilir. Alt kesimlerde bulunan metre kalınlklı şeyl ve çamur taşı laminalı, kolay kırılgan ve dağılgan bir yapı sunar. Birim Orta-Üst Maestrihtiyen yaşlı Senirce Formasyonunu uyumsuz olarak üstler. Üst sınırında ise Orta Eosen yaşlı Kayıköy formasyonu tarafından uyumlu olarak örtülür (Şekil 1.2.) Kayıköy formasyonu (Tky) Birimin adını Isparta-Ankara karayoluna 4 km mesafede yer alan Kayıköy den almıştır. Birim ilk kez Gutnic vd. (1979) tarafından Isparta çevresindeki Eosen filiş çökelleri için kullanılmıştır. Keçiborlu-Isparta arasında Kayıköy formasyonu olarak tanımlanmıştır (Karaman vd., 1988). 8

22 Formasyon, egemen olarak killi kireçtaşı, kil taşı, silt, kumtaşı ve konglomera ardalanmasından oluşur. Egemen litolojiler kumtaşı ve kireçtaşıdır. Arazi gözlemlerinde genellikle açık-koyu gri, yeşilimsi gri, kırmızımsı, kahverengimsi, yeşilimsi sarı, sarımsı renklerde gözlenir. Killi kireçtaşı yüzeyde kırmızımsı gri, pembe ve bazen de gri ayrışma renkli ve çatlaklıdır. Kumtaşları yeşilimsi renkli yer yer kaba tanelidir. Tabaka kalınlıkları birkaç santimetreden metre mertebesine ulaşabilmektedir. Gökçebağ dolaylarında ofiyolitli karmaşığı uyumsuz olarak örter. Üst sınırında Gölcük formasyonunun tüfleri ve geniş alüvyonlarla örtülüdür (Şekil 1.2.). Burdur dolaylarında bazı kesimlerde ise ofiyolitli karmaşık tarafından tektonik olarak üstlenir. Kayıköy formasyonunun kalınlığı metre dolaylarındadır (Görmüş ve Özkul, 1995) Gölcük volkanikleri (PlQg) Birimin adlanması Kazancı ve Karaman (1988), Karaman (1990) ve Yıldız ve Toker (1991) tarafından Isparta nın güneybatısındaki Gölcük krater gölüne izafeten verilmiştir. Gölcük Gölü ve çevresi, Yakaören Köyü, Çünür mahallesinde gözlendiği gibi Akdağ ve Gölcük Gölü arasında geniş bir yayılım sunarlar. Isparta güneyinde Karatepe, Hisar tepe gibi tepeler üzerinde serpilmiş şekilde, yine kuzeyde Söbüdağ kireçtaşları üzerinde ve güneyde Isparta-Antalya karayolu üzerinde gözlenmektedir. Birim Gölcük volkanizması ile şekillenmiştir (Yalçınkaya, 1989; Karaman, 2000). Andezitik ve traki-andezitik karakterli lavlar, Gölcük krater gölüne izleyen Gölcük volkanitleri adını almıştır. Gölcük formasyonu, Isparta ili yakın güneyindeki Gölcük volkanizması etkinliği sonucu iki ayrı volkanik evrede meydana gelmiştir. Bunlar erken ve geç volkanik evreler olup, erken evrede andezitik lavlar, geç volkanik evrede ise Gölcük formasyonunun egemen kaya türlerini oluşturan tüf ve piroklastik malzemeler etrafa yayılmıştır. Formasyona gereç sağlayan volkanizma maar tipi volkanizma olup (Kazancı ve Karaman, 1988), ilk kez yaklaşık 4.6 milyon yıl önce (Geç Miyosen-Pliyosen geçişinde) faaliyete başlamıştır. Bu devre ise bölgesel neotektonik dönemin başlangıcına rastlar ve volkanizma ile aktif faylanma ilişkisini yansıtması bakımından ilginçtir. Volkanotortul nitelikli formasyonun hafif 9

23 gereçlerden olan tüf ve piroklastik malzemeleri, Gölcük kraterinden etrafa yayılarak o zamanki paleotopoğrafik temel üzerinde ve tamamen kara koşullarında depolanmışlardır. Bunların bir kısmı çok uzaklara kadar yayılarak, hatta eski Burdur kapalı gölsel havzasına kadar erişerek, o zaman çökelen gölsel tortullara ara katkı sağlamıştır (Karaman, 1986). Volkano-tortul nitelikli bu formasyon, sedimantolojik açıdan iki ayrı istife ayrılır. Bunlar alt ve üst volkano-tortul bilimler olup, her iki istifi birbirinden pomza-topraklama seviyesi ayırır (Kazancı ve Karaman, 1988). Diğer yandan her iki istif daha yakından incelenirse, tüfit düzeyleri arasında karasal aşınma izlerini yansıtan kırmızı toprak oluşumlarına rastlanır. Bu seviyeler formasyona gereç sağlayan volkanizma faaliyetinin zaman zaman durakladığını veya yeniden başladığına işaret eder (Karaman, 1990). Gölcük formasyonunun volkanoklastik istifinin kalınlığı 375 metre civarındadır. Volkanoklastikler (PlQgp): Volkanoklastikler, Yalçınkaya (1989) tarafından Pürenova dolaylarından Pürenova formasyonu şeklinde isimlendirilmiştir. Çoğunlukla Gölcük konglomerası ve çevresinde geniş yayılım gösteren volkanoklastikler büyük bölümü ile zayıf tutturulmuş tüf, tüfit ve pomza düzeylerinin ardalanmasından oluşur. Birimin egemen bileşenini oluşturan tüfler, ince ile orta taneli ve yersel çapraz katmanlıdır. Aglomera ve lapilli taşından oluşan ara düzeyler ve ara katkılar tüf istifi içinde olağan olarak gözlenir. Piroklastik istif içinde farklı seviyelerde gözlenen pomza oluşukları çoğunlukla çok zayıf pekleşmiş, kötü boylanmalı ve köşeli olabilen taneli bir doku özelliği gösterir. Pomza taneleri 1-10 cm arasında değişen büyüklük değerlerine sahiptir. Başlıca fonolit, trakiandezit ve siyenitten oluşan volkanoklastik kırıntılar ve volkan bombaları, pomza seviyesi içinde yaygın olarak gözlenir (Platevoet vd., 2008). İgnimbritler (PQgps): Tüf matriksi içinde pomza kırıntıları yaygın, trakiandezit kırıntıları seyrek olarak gözlenir. Genellikle sıkı özellikte olması ile diğer piroklastik seviyelerden ayrılabilirler. Birkaç seviye olarak gözlenebilen 1-12 metre arasında değişik kalınlıklarda gözlenebilen tüfler Bilgin vd. (1990) tarafından sıkı tüf olarak isimlendirilmiştir. Birim, ince-orta katmanlı, beyaz, bej, kirli sarı renkli olup yaygın olarak pomza kırıntıları ile daha az yaygın olarak andezitik ve trakiandezitik 10

24 karakterlidir. Bu tüfler içerisinde aglomera seviyeleri de gözlenir (Görmüş ve Özkul, 1995). Yalçınkaya (1989) tarafından bu birim Yakaören tüf üyesi olarak adlandırılmıştır. Volkanik lavlar (PQgv): Trakit-Andezit bileşimli volkanitlerden oluşur. Tabanında volkanoklastikler, tavanında ise uyumsuz olarak alüvyonlar ve yamaç birikintileri gözlenir. Birimin yaşı stratigrafik konum itibariyle Pliyo-Kuvaterner olarak kabullenebilir ve karasal bir volkanik aktivite ürünleri olduğu düşünülür (Görmüş ve Özkul, 1995) Yamaç birikintileri (Qy), Alüvyonal yelpaze (Qa) Tutturulmamış kil, silt, kum ve çakıl boyutundaki malzemeden oluşur Tektonik İnceleme alanı Toridler tektonik birliği içerisinde önemli bir konuma sahip olan Isparta büklümünün (Koçyiğit, 1982) iç batı kesimlerinde yer alır. Toros dağlarının genel uzanımının doğu-batı istikametinde olmasına karşılık, göller bölgesi dolaylarında bu düzenli gidiş kıvrım veya bir büklüm yapacak şekilde bir görünüm arz eder. Yapısal kökenli bu deformasyon, bölgedeki tektonizma etkinliğinin en büyük göstergesidir. Günümüzde tektonik yönden aktif olan Isparta, Burdur dolaylan eski jeolojik devirlerde de yapısal gerilmelerin etkisi altında kalmış ve değişik tür kıvrımlı, kırıklı, bindirmeli ve faylı yapılar kazanmıştır. Bu tür etkin yapısal olaylar, bölgede düzenli stratigrafik ilişkilerin kurulabilmesini de güçleştirmiştir. Bölge Üst Miyosen öncesinde genel olarak sıkışma tektoniği; Üst Miyosen günümüz aralığında ise çekme tektoniği etkisi altında kalarak deforme olmuştur (Koçyiğit, 1983; Şenel, 1997; Glover ve Robertson, 1998; Robertson, 2000). Yapılan incelemelerde bölgenin önemli tektonik yapıları olarak, KB-GD gidişli kıvrım eksenleri, KB-GD gidişli ters faylar, KD-GB gidişli normal faylar, KD-GB gidişli 11

25 tansiyon ve makaslama çatlaklarının geliştiği belirtilmiştir (Karaman, 1994; Yağmurlu vd., 1997; Kanbur vd, 2008). Şekil 1.4. Çalışma alanı ve yakın çevresinin tektonik haritası (Kesikli çizgiler olası fayları göstermektedir), (Sagular ve Görmüş, 2006 ya göre düzenlenmiştir) Yörede çekme tektoniği denetiminde gelişen blok faylanma mekanizmasına bağlı olarak, Isparta ve Burdur ovalarının birer graben alanı, bu iki ova adasındaki çalışma alanının ise tipik bir horst yükselimi oluşturduğu gözlenmiştir (Koçyiğit, 1983, 2005; Koçyiğit ve Özacar, 2003; Koçyiğit ve Deveci, 2007; Yağmurlu vd., 1997; Yağmurlu, 2000; Poisson vd., 2003a ve 2003b; Robertson vd., 2003). Bölgede meydana gelen tüm tektonik yapılar bir arada değerlendirilmiş ve bu yapıların konumlarına göre bölgenin KD-GB yönlü sıkışma gerilmelerinin; KB-GD yönlü çekme gerilmelerinin etkisi altında kalarak deforme olduğu öngörülmüştür. Koçyiğit (2000) de bölgedeki bu fay gruplarının neden olduğu depremlerin odak mekanizması çözümü sonuçlarında faylar boyunca güncel gelişimin D-B yönünde olduğunu ortaya koymuştur. Çalışmanın yapıldığı Isparta Ovası, Isparta açısının kuzey merkezi 12

26 civarlarında yer almaktadır. KD gidişli Burdur Fay Zonu; Isparta üçgeninin batı kenarını, KB gidişli Akşehir Fay Zonu ise doğu kısmını oluşturur (Koçyiğit ve Özacar, 2003). Çalışma alanını etkileyen fay yapılarının özellikleri kısaca anlatırsak şu şekildedirler; Söbüdağ ters fayı: Eski tektonik dönemlerde bölgede meydana gelen en önemli faydır. Eğim atımlı bir ters faydır. Büyük ve Küçük Söbü dağlarının doğu yamacında ve Isparta-Ankara karayoluna paralel olacak şekilde yüzeylenme verir (Şekil 1.4). Söbüdağı ters fayının doğrultusu K20 B olup, eğim yönü GB 'ya doğrudur. Söbüdağ ters fayı boyunca, fayın batısında yüzeylenme veren Üst Kretase yaşlı Söbüdağ kireçtaşları, doğudaki Eosen şaylı Kayıköy formasyonu üzerine tektonik olarak itilmiştir. Fay güneyde, Süleyman Demirel Üniversitesi kampüsü dolaylarından daha kuzeye doğru yaklaşık 8 km izlenmektedir (Kanbur vd., 2008; Poisson vd., 2003b; Karaman, 1994; Görmüş ve Karaman, 1992; Görmüş ve Özkul, 1995). Kayıköy fayı: Süleyman Demirel Üniversitesi kampüs alanının güneyinden başlayarak Kayıköy ve Yakaören e doğru devam eder. Yüksek topografyası ile Isparta ovasını ile Burdur ovasını birbirinden ayıran bir normal faydır. Kırıntılı Kayıköy formasyonu ve alüvyon dokanağında geliştiği için, devamlı, belirgin ve açık fay aynası göstermez (Görmüş, 1995; Karaman, 1994; Görmüş ve Karaman, 1992; Görmüş ve Özkul, 1995). Bozanönü fayı: K-G doğrultusunda uzanan bu kırık hattı eğim atımlı aktif bir normal faydır. Yaklaşık 5 km lik bir uzunlukta izlenir. Üst Kretase yaşlı Söbüdağ- Senirce kireçtaşları içerisinde gelişen Bozanönü fayının doğu kesimi çökmüştür. Batıdaki yüksek kireçtaşı topografyası ile doğudaki Bozanönü ovasının, birbirinden kot farkıyla ayrılmasında anılan fayın önemi büyüktür ve tabaka konumlarında faylanmadan kaynaklanan yersel anormallikler bulunur (Görmüş, 1995; Karaman, 1994; Görmüş ve Karaman, 1992; Görmüş ve Özkul, 1995). İntepe ters fayı: Eğim atımlı bir ters faydır. Çalışma alanı kuzeydoğusunda, Senirce köyü civarında İntepe dolaylarında izlenir (Şekil 1.4). Fayın doğrultusu KKB, eğim 13

27 yönü doğu olup, eğim miktarı düşüktür. Fay çizgisinin İntepe dolaylarında yaklaşık 1.5 km lik bir uzunluğu vardır ve kireçtaşları batısındaki Senirce formasyonu üzerine tektonik olarak bindirir (Görmüş, 1995; Karaman, 1994; Görmüş ve Karaman, 1992; Görmüş ve Özkul, 1995). Demirci fayı: Isparta-Ankara karayolu doğusundaki Demirci tepenin yakın kuzeybatısında yer alır (Şekil 1.4). Yaklaşık KKD doğrultusunda ve 2.5 km uzunlukta yüzeylenme veren fayın düzlemi düşey olup, fayın kuzeybatı bloğu düşmüştür. Fay düzlemi boyunca doğudaki Söbüdağ kireçtaşları ile batısındaki Eosen yaşlı Kayıköy formasyonu tektonik dokanak ilişkisi sunar (Görmüş, 1995; Karaman, 1994; Görmüş ve Karaman, 1992; Görmüş ve Özkul, 1995). 14

28 2. KAYNAK ÖZETLERİ Dumont ve Kerey (1975): Eğirdir gölü güneyinde, Beydağları ile Anamas Geyik Dağı arasında kalan alanda, stratigrafik ve tektonik özellikler açısından birbirleri ile farklılık gösteren üç farklı birlik adlandırmışlardır. Bunlardan Karacahisar birliği içinde iki değişik Paleozoik temel ayırtlandığını öne sürerek, güneybatıdaki Kambriyen-Orta Kambriyen yaşlı birimlerin epimetamorfik şistlerden oluştuğunu belirtir. Yazara göre ikincil birlik olan Ofiyolit birliği çeşitli yaşta kireçtaşı blokları ve radyolarit içeren, serpantinleşmiş peridodit ve ultra bazik kayalardan oluşmuştur. Üçüncü birlik olan Jura-Erken Kretese yaşlı birliğin Ofiyolitli birlik üzerine tektonik olarak oturduğunu ve başlıca dolomit ve kireçtaşı ile temsil edildiğini öne sürülmüştür. Neojen yaşlı tortulların otokton ve allokton birlikler üzerine uyumsuz olarak geldiği yazarlar tarafından öne sürülmüştür. Akbulut (1980): Torosların Eğirdir gölü güneyinde kalan bölümünde değişik yapısal ve statigrafik konuma sahip oluşukların bulunduğu belirtir. Davraz kireçtaşı, Çandır formasyonu ve Güneyce formasyonu olarak adlandırılan bu oluşukların bazı fasiyes benzerlikleri göstermesine karşın güncel yapısal konumlarıyla birbirlerinden ayrıldığını belirtir. Yazar Davraz kireçtaşlarının Paraotokton olduğunu, Çandır ve Sütçüler formasyonlarının ise gerek fasiyes ve gerekse yapısal yönde batı Toroslardaki diğer oluşuklarla kıyasladığında, allokton olabileceklerini belirtir. Karaman (1990): Gönen-Atabey arasındaki bölgenin jeolojisini açıklamaya çalışmıştır. Yörede yer alan kayaçları otokton ve allokton olarak iki büyük gruba ayırmışlar ve kaya birimleri arasındaki stratigrafik ve tektonik ilişkileri aydınlatmaya çalışmıştır. Bilgin (1990): Batı Toroslarda, Isparta ilinin Gölcük ve yöresinde mineraloji petrografi ve jeokimyasını açıklamaya çalışmış ve burada yüzeyleyen kayaçları tortul, ultramafik, volkanik kayaçlar olmak üzere üç gruba ayırmıştır. Aşık (1992): Gümüşgün-Gönen-Atabey arasındaki bölgenin jeolojisini, stratigrafisini ve tektoniğini saptamayı amaçlamıştır. Akbulut (1989) bahsedildiği gibi bölgenin 15

29 otokton ve allokton birimlerden oluştuğunu savunmuş ve Gönen konglomeralarının gelişimi üzerinde incelemeler yapmıştır. Görmüş ve Özkul (1995): Gönen-Atabey (Isparta) ve Ağlasun (Burdur) arasındaki bölgeyi kapsayan genel jeoloji amaçlı çalışmalarında sahanın stratigrafisine ilişkin saptamalar yapmışlar ve sahanın jeolojik haritasını yenilemişlerdir. Bu çalışmada, Mesozoyik yaşlı Akdağ Kireçtaşı nın tektonik dokanakla üzerlediği ofiyolitli karışık ile birlikte Erken Miyosen yaşlı Güneyce Formasyonu üzerinde tektonik dokanaklı (bindirme) olarak yer aldığı yorumlanmıştır. Poisson vd. (2003a, 2003b): Araştırmacılar yöredeki birimleri otokton, paraotokton ve allokton olarak değerlendirmişler ve değişik zamanda meydana gelen tektonik gelişmeler ile yörenin bu günkü konumunu aldığını belirtmişlerdir. Çalışma alanında yer alan Üst Kretase yaşlı Davras kireçtaşlarını, Eosen yaşlı Isparta formasyonunu ve Miyosen yaşlı sedimanları otokton ve paraotokton olarak değerlendirmişler bunların altında yer alan Isparta çay formasyonunu ve ofiyolitleri ise allokton olan Antalya naplarına dahil etmişlerdir. Önceki çalışmaların sentezini yapan araştırmacılar, Bölgede ters faylanmalara ve bindirmelere bağlı bir model üzerinde durmuşlardır. Koçyiğit (1984): Güneybatı Türkiye ve yakın dolayında tektonik gelişimi eski tektonik dönem, geçiş dönemi ve yeni tektonik (neotektonik) dönem olarak üçe ayırmıştır. Karaman (1986): Burdur Havzasında Pliyosen den günümüze değin süregelen dönemde gelişen fayların büyük çoğunluğunun eğim atımlı normal faylar olduğunu, ancak bunlardan azda olsa bir kısmının verev atımlı faylar olduğunu belirtilmiştir. Kanbur ve Etiz (2005): Yazarlar Isparta havzasının kuzeydoğu kısmında ana kaya derinliğini jeofizik yöntemlerden gravite metodu ile belirlemeye çalışmışlardır. İnceleme alanında en derin çökel kalınlığı 320 m olarak tespit edilmiştir. 16

30 Kanbur vd. (2008): Yazarlar Remi yöntemini kullanarak Isparta nın kuzeyinde temelde yer alan Üst Kretase yaşlı karbonatlar, Paleosen-Eosen yaşlı kırıntılılar ile Pliyo-Kuvaterner yaşlı daha genç çökeller arasındaki yapının ortaya çıkarılması sağlanmış ve yüzeye yakın ana kayanın yapısal özellikleri ile bu yapıların kesme dalgası hızları tespit etmiştir. Kanbur ve Kanbur (2009): Isparta şehir merkezinin kuzeyinde yapılan çalışmada araştırmacılar Re-Mi tekniğini kullanarak bölgenin Vs 30 hız haritasını çıkartmış; elde edilen hız haritasının Kanbur vd. (2008) de yapılan Çünür bölgesindeki çalışmalarının sonuçları ile benzer olduğunu tespit etmişlerdir. 17

31 3. MATERYAL VE YÖNTEM 3.1. Tanım Isparta şehir merkezinin kuzeyinde kampüs ile Gönen arasında anakaya yapısının tespitinde uygulamalı sismolojik yöntemlerden yansıma sismolojisi ve ReMi tekniği kullanılmıştır. Bu tekniklerden yansıma sismolojisi ara yüzeylerin ortaya çıkarılmasında oldukça yaygın bir tekniktir. ReMi tekniği ise uygun açılım ile çökel yapıların kalınlıklarını ve hızlarını tespitinde yoğun olarak kullanılmaktadır (Louie 2001; Kanbur vd., 2008; Kanbur ve Kanbur 2009) Materyal Tez çalışması kapsamında; öncelikle çalışma yapılacak alana ilişkin jeolojik ve jeofizik ilgiler, bir önceki bölümde görüldüğü üzere toplanmıştır. Daha sonra bölgeye ait jeolojik, topoğrafik ve tektonik haritalar incelenerek, bu bilgiler ışığında yansıma sismolojisi ve ReMi çalışmaları için uygun hatlar belirlenmiştir. Çalışma alanın yer buldurucu haritasında (Şekil 1.1.) görüldüğü gibi kampüs-kayıköy hattında yansıma sismolojisi verisi, Çünür-şehirmerkezi ve Söbüdağ-Senirce profillerinden ise ReMi verisi elde edilmiştir. Veri kazanımı için öncelikle Süleyman Demirel Üniversitesi Jeofizik Mühendisliğine ait ağırlık düşürme metodu ile çalışan kan-sis sismik enerji kaynağının hidrolik aksamı ve kullanılan ağırlığı modifiye edilmiştir (Şekil 3.1.). Bu modifikasyon sonucunda hidrolik sistem otomatik hale getirilip daha önce 380 kg olan ağırlık 100 kg ma düşürülmüştür. Bu enerji kaynağı ile 24 kanallı kayıtçı ve 40 Hz lik jeofon sistemi yansıma sismolojisinde kullanılmıştır. ReMi de ise herhangi bir kaynak kullanılmadan 24 kanallı kayıtçı ve bu gibi çalışmalarda yoğun olarak kullanılan 4.5 Hz lik jeofon kullanılmıştır. Çalışmanın amacına uygun olarak hedef derinlik ve kaynağın üretebileceği frekans aralığı göz önüne alınarak yansıma sismolojisinde jeofon aralığı 5 metre, atış aralığı 10 metre olarak belirlenmiştir. Kullanılan diğer yöntem olan ReMi de ana kaya yapısının tahmini derinliği göz önüne alınarak jeofon aralığı 10 metre aralıklandırılarak 50 ve 250 metre aralık ile veri kazanımı sağlanmıştır ve çözünürlüğü arttırmak için her atış noktasında 7-10 defa veri alınmıştır (Çizelge 4.1., 18

32 4.2.). Bu şekilde elde edilen veriler Louie J.N. tarafından geliştirilmiş jrg paket programı ile değerlendirilerek sismik kesitler elde edilmiştir. Daha sonra bu kesitler mevcut bilgiler ışığında yorumlanmıştır. Şekil 3.1. Modifikasyon yapılmış sismik enerji kaynağının görünümü 3.3. Yöntem Yansıma sismolojisi yöntemi Yansıma sismolojisi yerin ara yüzeyleri arasındaki akustik empedans farklarından dolayı yansıyıp dönen varışların zamanlarının kaydedilmesidir. Genel olarak yansıma sismolojisi çalışmaları en çok yatay ya da hafif eğime sahip çökel serileri görüntülemede başarılıdır. Tabakaların bu gibi düzen içerisinde olduğu durumlarda fiziksel özelliklerinin derinlikle değişmesi bu tabakaların yanal yönde fasiyes değişimlerinden daha fazladır. Bu sebepten ötürü sismik hız derinliğin bir fonksiyonu olarak daha fazla değişir (Kanbur, 2002). Yer içinde yatay birçok tabakadan oluşmuş bir model göz önüne alınacak olursa bu modelde tabaka serisinin kalınlığı; her birinin Vi ara hızıyla karakterize edilen tabaka 19

33 kalınlığının toplamıdır. Eğer birden fazla birimden oluşmuş bir yapı söz konusu olursa; Zi ara kalınlık, Ti bu tabakalardaki tek yol yayılma zamanı ise ara hız, Zi Vi (3.1) Ti ile verilir. Birçok tabakadan oluşan ortamın ortalama hızı ise, V n i 1 n i 1 Zi Ti n i 1 n i 1 ViTi Ti (3.2) İle verilir. Eğer Zn, n tabakanın toplam kalınlığı ve Tn, n sayıda toplam tek yol yayılma zamanı ise bu durumda ortalama hız, Zn V (3.3) Tn olur. Bu gibi tabakalı yapılarda oluşan yansımalar sismik kesitlerde görülmeyebilirler. Bunlar çok zayıf olabilirler veya diğer kuvvetli refleksiyonların birbirine yaklaşmaları sonucu bastırılabilirler. Eğer üstteki tabaka alttakinden daha düşük hızda ise, yani düşük akustik empedansa sahip ise yansıma pozitif, bunun tersinde ise negatif olur. Aynı reflektörden gelen pozitif ve negatif refleksiyonlar şekil olarak birbirinin aynı olup, biri diğerinin tersidir. Bunların sismik kesitlerde gösterilme tarzı polarite (polarity) olarak bilinir. Polarite yorum aşamasında çok büyük önem taşımaktadır. Eğer farklı polariteli birbirini kesen sismik kesitler korele edilmeye çalışılırsa birbirinin aynı olmayan litoloji sınırları karşı karşıya geleceklerdir. Yorum yapılırken genelde yüksek hızlı tabaka girişleri, yani pozitif yansıma katsayısına sahip süreksizlik yüzeyleri, sismik kesitler üzerinde koyu boyalı 20

34 reflektörler olarak düşünülür. Yapılan bu tür yorumlar genelde fazla hata yaratmamasına karşın, yorumlandığı düşünülen seviyenin derinliğinin hesaplanması sırasında, ilgili seviye girişinin ideal olmadığı akıldan çıkarılmamalıdır. Giriş sinyali iğnecik (spike) olsa bile tek bir yansıtıcıdan (reflektör) alınan cevap bir ya da daha fazla salınımına sahip olacaktır. Bu durumdaki ince tabakalı sistemlerden gelen yansımalar yanlış izlenim verebilirler. Her ince tabakanın girişinden alınan cevap sinyalinin bir kuyruğu olacağından, bir önceki ince tabakanın verildiği cevabın kuyruğu ile sonraki tabaka girişinden alınan cevap sinyali üst üste binecektir. Bu şekilde ince tabakalardan meydana gelmiş jeolojik bir istifin yukarıya verdiği cevap gerçeğinden çok farklı olabilecektir. Kayıt işlemleri sırasında her akustik empedans farklılığının yukarıya ayrı bir refleksiyon gönderdiği düşünülürse, farklı polariteli ve değişik genliklere sahip birçok dalgacığın üst üste toplanarak oluşturduğu sonuç yansımadır Kaynak alıcı düzenleri ve CDP kavramı Tabakalanmış çökel ortamlardaki litolojik sınırlarda akustik empedans farkından dolayı yansımalar meydana gelir. Alıcıların hassasiyetine göre bu yansımalar kaydedilirler. Sismik yansıma kaydı içerisinde yansıma sinyali ile birlikte direk, kırılma, yüzey dalgası, hava dalgası varışları gibi sinyallerde kaydedilir (Şekil 3.2.). Sismik yansıma çalışmasında istenen sinyal yer içerisinde tabaka sınırından yasıyıp alıcımıza gelen yansıma sinyalidir ve diğer varış sinyalleri gürültü kapsamındadır. Yüksek genlikli bu düzenli gürültülerin söndürülmesi, çok elemanlı kaynak ve alıcı düzenleri kullanımıyla gerçekleştirilebilir. Bu işlemde sönümlenmesi istenen dalgaların (gürültülerin) dalga boylarına bağlı olarak, çok elemanlı kaynak ya da alıcı düzenlerinin parametreleri ile belirlenir. Çok kanallı sismik yasıma çalışmasında veri, bir atış noktası ve bu noktadan belirli uzaklıkta aralıklarla dizilmiş alıcılara gelen varışlarının kaydedilmesi şeklinde olur ve takip eden atışlar profil boyunca kaydırılarak devam eder. Çok kanallı sismik 21

35 yansıma çalışmasında yaygın olarak kullanılan atış-alıcı serimleri çatalsı ve tek taraflı serimleridir (Şekil 3.3.). Şekil 3.2. Bir sismik kayıtta görülmesi beklenen dalgaların şematik gösterimi (Us, 1998 den değiştirilerek çizilmiştir) Bu alıcı sistemleri genellikle 12 yada daha fazla alıcıdan oluşur. Çatalsı seriminde alıcılar ortada bulunan atış noktasının her iki tarafında dizilir. Tek taraflı serimde ise atış noktası alıcı seriminin bir kenarında bulunur. Karada olan çalışmalarda genellikle çatalsı serim şekli deniz yansıma çalışmasında ise normal dizilim tek taraflı serim şekli kullanılır (Şekil 3.3.). Bu serim şekilleri ile en iyi yansımayı elde etmek ve sinyal/gürültü (S/G) oranını artırmak için ortak derinlik noktası (CDP-Common Depth Point) yöntemi geliştirilmiştir. Bu yöntemi geometrik olarak aynı düşey doğrultu üzerinde bulunan litoloji yüzeylerinden, farklı noktalardaki kaynak ve alıcıları kullanarak elde edilen 22

36 izlerin üst üste toplanması (yığma-stacking) ve tek bir izde gösterilmesi olarak tarif edebiliriz. Şekil 3.3. Çok kanallı yansıma sismolojisi ölçülerinde kullanılan kaynak-alıcı düzenleri; A. Tek taraflı serim. B. Çatalsı serim Tek bir kaynak ve bir dizi alıcıdan oluşan sistem kaydırılarak yapılan her atış sonrasında, yapılan her atış sayısı kadar sismik atış kaydı elde edilir. Aynı noktalardan yansıyan dalgalar toplanarak, yer yüzeyinin iz düşüm noktasına (orta nokta) ait cdp kaydı elde edilir. Buna katlanma (fold) denilir (Şekil 3.4.). Aşağıdaki bağıntı ile hesaplanır. Fold = Kanal Sayısı x Alıcı Aralığı (m) / 2 x Atış Aralığı (m) (3.4) 23

37 Katlanma profil boyunca atış ve alıcı sayısına bağlıdır ve katlama sayısı arttıkça istenen yansıma sinyalinin kalitesi artar. Şekil kanallı Single Ended seriminin arazi hattı boyunca hareketi ile 6 katlamalı CDP elde edilişinin gösterimi CDP toplamasının iki önemli avantajı vardır. Birincisi CDP toplaması zaman kayması NMO dan hızların hesaplaması için en iyi veri setini temsil eder. İkincisi ise, doğru bir hız bilgisi ile CDP toplamasındaki her izden NMO etkisi giderilerek yeni bir iz takımı oluşturulur ki bu izlerin toplanması ile CDP yığma üreterek yansıma varışlarının sinyal gürültü oranı arttırılabilir Yatay tabakalarda yansıma Yansıma metodunda jeofonlar atış noktasına yakın yerlere konmuştur. Böylece, kaydedilen sismik izin, tabaka sınırlarından dik veya dike çok yakın yansıyan sinyalleri simgelediği kabul edilir. Yansıtıcı yüzey durumundaki tabaka sınırlarının yatay olması halinde yansıtıcı nokta, kaynak ile alıcı arasında uzaklığın tam orta noktasıdır. Jeofon konumları atış noktasından uzaklaştıkça yansıma yörüngesi dikey olmaktan çıkar. Bu durum dikkate alınarak yansıma kayıtlarında gerekli düzeltmeler yapılmalıdır. Eğer yansıtıcı tabaka sınırı yatay ise, yer altına gönderilen enerji, atış noktası ile jeofon arasındaki uzaklığın tam orta noktası yansıtıcı yüzey üzerindeki izdüşümünden yansıyarak alıcıya gelecektir (Şekil 3.5.A). 24

38 Eğik yüzeylerde yansıma Yansıtıcı tabaka sınırının eğik olması halinde yansıtıcı sınır üzerindeki yansıma noktası jeofon ile atış noktası arasındaki uzaklığın ortasının tam altına düşmez (Şekil 3.5.B). Bu durumda sismik kesitlerde yansıma noktasının sismik kesitteki konumunu gerçek yerine yaklaştırmak için migrasyon dediğimiz kaydırma işlemi yapılmalıdır. Sonuçta bu şekilde düzeltilen verilerin sismik zaman ve derinlik kesitleri halinde gösterilmesi bazı karmaşık işlemleri gerektirir. Şekil 3.5. A: Farklı kaynak noktalarından çıkan ışın takımının yatay yansıtıcıda aynı noktadan yansıyarak alıcılara gelişini göstermektedir B: Eğimli yansıtıcı ortamda aynı orta noktadan yansımanın başarılamadığını göstermektedir Yansıma sismolojisinde veri işlem Yer altının gerçek yapısını elde etmek için, zaman-uzaklık ortamında gözlenen sismik verilere bir takım işlemler uygulandıktan sonra derinlik-uzaklık ortamına dönüştürülür. Ancak, bu sonuca gelininceye kadar sismik verilere bir takım 25

39 düzeltmeler uygulanır. Bu uygulama ne kadar sağlıklı olursa, elde edilen derinlikuzaklık eğrisi yeraltındaki jeolojik yapıyı o kadar doğru biçimde yansıtır Ayıklama (Editing) Sismik verilerin toplanması esnasındaki, kötü hava koşullarının etkisiyle veya aletsel donanımdaki arızalardan kaynaklanan, bazı yüksek ya da düşük genlikli gürültüler veriye bozucu etki olarak katılırlar. Bunlara ek olarak, alıcılardaki bağlantı hatasından kaynaklanan, sismik izin ters polariteli olarak kayıt edilmiş olması da veriye bozucu bir etki olarak katılabilir. Yukarıda bahsedilen nedenlerle, veriye karışmış bozuk sinyallerin, verideki konumlarına göre sınıflandırılarak, bir bölümünün ya da tamamının veriden ayıklanması gereklidir. Tüm veri gözden geçirildikten sonra, sorunlu kısımlarda ayıklama yapılır Yükseklik düzeltmesi (Datum Correction) Yüzeye yakın kesimlerde yansıyan dalgaların izleri, genellikle düşeye yakın olduklarından, yüzeyde topografyadan dolayı görülen yükseklik farkı, dalganın seçilen bir referans düzlemi ile yer yüzeyi arasında kalan düşey mesafeyi gitmesi için gereken zaman (3.5), (3.6) bağıntılarına göre eklenerek veya çıkarılarak giderilir. Şekil 3.6. Referans düzleminin atış noktasının üstünde seçilmesi durumu 26

40 e: kuyunun üst kot yüksekliği, E: jeofon yüksekliği, h: kuyu derinliği, V: ortalama hızı G 1, G 2, G 3 ve G4 jeofon konumları Bu durumda her bir jeofon için yükseklik düzeltmesi, Y. D h e E (3.5) V bağıntısı ile verilir. Şekil 3.7. Referans düzleminin atış noktasının altında seçilmesi durumu Referans düzleminin yüksekliğini d olarak kabul edersek. Bu durumda atış noktası ile jeofonların referans düzlemine indirilmesi için aşağıdaki bağıntı uygulanır. Y. D E e h 2d (3.6) V Otomatik kazanç kontrolü (AGC) Zamana bağlı olarak azalan genlik, düzeltme fonksiyonu ile çarpılarak yapılır. Otomatik genlik kazanımı sismik verilere çok sıklıkla uygulanan bir genlik düzeltmesidir. Belirli bir fonksiyonun veriye uygulanmasıyla birlikte, genlik kazanımı uygulamasında da anlatıldığı gibi, küresel yayılma kaynaklı genlik 27

41 azalımlarının en aza indirilmesi hedeflenmektedir. Bu uygulamanın ayrıntıları aşağıdaki denklem sistemleriyle verilmektedir t l / 2 t l / 2 A ( t) X ( t) (3.7) (3.7) eşitliğinde, A(t) pencere içerisindeki mutlak genlik değerlerinin toplamını, X(t), sismik izi ve l de pencere uzunluğunu simgelemektedir. Pencere içerisinde yer alan ve değeri sıfırdan farklı olan örnekler toplanarak (3.8), ortalama genlik değerleri Aort(t) her bir pencere için hesaplanır. t / 2 0, ( ) 0 ( ) l x t N t, / 2 1, ( ) 0 (3.8) t l x t A( t) Aort( t) (3.9) N( t) N(t) pencere içerisindeki sıfırdan farklı örneklerin sayısını gösterirken, Aort(t) ise ortalama genlik değerini vermektedir (3.9). Genlik değerlerinin ortalamasının bulunmasının ardından, çıkış genliğini denetleyen bir parametre yardımıyla (S faktör ), genlik faktörü F(t) hesaplanır (3.10.). S faktör F( t) (3.10) Aort( t) Uygulama sonucunda elde edilen sismik iz, hesaplanan genlik faktörü F(t) ile işleme giren sismik izin çarpımına eşittir (3.11). O(t) = F(t) * X (t) (3.11) 28

42 Dinamik düzeltme (NMO-Normal Move Out) Şekil 3.8 de görüldüğü gibi yansıtıcı yüzeyin düz olmasına karşın sismik yansımalar konkav şekilde olmaktadır. Bunun nedeni dalgaların kaynaktan uzakta yer alan alıcılara daha geç gitmesidir. Şekilde kaynak 0 nolu istasyondadır. Bu noktada bulunan bir alıcı dalganın düşey gidiş geliş zamanını ölçer. Kaynağın iki yanında simetrik olarak yerleştirilen 1, 2 ve 3 nolu alıcılara gelen dalganın seyahat zamanı ise kademeli olarak artar. Düşey gidip-gelen yansıma izinin zamanı ile diğer jeofonlara gelen dalgaların yansıma zamanları arasındaki fark Normal Kayma Zamanı (NMO) diye isimlendirilir. NMO düzeltmesinin uygulanma amacı; geometrik yerleri bir hiperbol olan sismik yansımaların gecikme zamanlarının giderilip, geometrik yerlerinin bir doğru boyunca tanımlanması ve böylece ofset kaynaklı zaman gecikmesinin kaldırılmasıdır. Birbirlerinden farklı olduğu bilinen yansıma sinyalleri ve tekrarlı yansımaların zaman-uzaklık ilişkilerinden faydalanılarak, gürültülerin bastırılması ve sinyal/gürültü oranının artırılması dinamik düzeltme ile sağlanabilir (Şekil 3.9.). NMO, kaynak-alıcı uzaklığına, yansıma zamanı ve ortalama hıza bağlı olarak değişir. 2 t x NMO 2V 2 t 0 (3.12) X: kaynak-alıcı uzaklığı t 0 : yansıma zamanı V: ortalama hız 29

43 Şekil 3.8. Sismik kayıt üzerinde yansıtıcı yüzeyden elde edilen yansıma parabolü Şekil 3.9. NMO düzeltmesi yapılmış sinyal Bozucu etkilerin atılması (Muting) NMO işlemi ile herbir kayıttaki sismik izler sıfır açılımlı hale getirilirler. Bu işlem sırasında alçak frekanslarda bozulma meydana gelir. Bu bozulma uzak açılımlarda daha da artar. Tekrarlı yansımalar ve kırılan dalgalar da sismik izin şeklini bozan 30

44 diğer etkenlerdir. İşte bütün bu bozucu etkiler NMO'dan sonra yığma işleminden önce sıfırlanır. Sıfırlama kötü kısmın izden atılması demektir Ters evrişim (Deconvolution) Yer içini oluşturan malzeme tam elastik değildir. Bu nedenle de dalga enerjisinin bir kısmı yer içinde yayınırken soğurulur. Soğurulma frekans bağımlıdır ve yüksek frekanslı dalgalar yayınırken daha çok soğurulur. Yansıma dalgacığının yüksek frekanslı bileşenlerinin soğurulması ile dalgacık spektrumu daralır. Frekans ortamında daralma zaman ortamında bir genişleme yarattığından seçilebilirlik olumsuz yönde etkilenir. Dekonvolüsyon sismik dalgacığı sıkıştırarak, verinin çözünürlüğünü arttıran bir işlem olmasının yanı sıra, tekrarlı yansımaların bastırılmasında da kullanılmaktadır. Matematiksel olarak düşünüldüğünde, frekans ortamında veriye uygulanan bir germe işlemi, zaman ortamında sıkışma ile karşılanarak verinin çözünürlüğünde bir artma sağlar. Bu yöntem yığma öncesi veya sonrası veriye uygulanabilir. Farklı hızlara ve yoğunluklara sahip tabakaların birbirlerinden sismik yöntemlerle ayırt edilebilmesinin koşulu sismik empedanslarının farklı olmasıdır. Kaydedilen sinyal, yerin tepki fonksiyonu ile sismik dalgacığın everişimden oluşmakta, dalgacık ise kaynak ve kayıt özellikleri, kayıtçı tepkisi v.b. gibi etkenleri içersinde barındırmaktadır. En ideal durumda, dalgacık eğer bir iğnecik fonksiyonu (spike) ise, yer tepkisi kaydettiğimiz sinyalin kendisi olur (Yılmaz, 1987). Özetle dekonvolüsyon yapılmasının nedeni; sismik dalgacığı daha kısa ve tercihen sıfır fazlı dalgacığa dönüştürmek dolayısı ile ayrımlılığı arttırmak ve yer içinin bazı filtreleme özelliklerinden dolayı istenmeyen uzun periyotlu olayları kaldırmaktır Filtreleme (Filtering) Filtreler (süzgeçler) bir giriş verisini istenilen çıkış verisine dönüştüren düzeneklerdirler (Şekil 3.10.). Bu düzenekler elektrik düzenekleri olduğu gibi 31

45 sayısalda olabilirler. Günümüzde süzgeç düzenleme, istenilen bir frekans yanıtını yaklaşık olarak veren devre elemanlarının geometrisinin hesaplanması veya sayısal düzenekler için, uygun katsayıların seçilmesi yaklaşımı ile yapılmaktadır. Bu tür bir yaklaşımda çok uzun aritmetik işlemler hızlı bilgisayarların kullanılması ile bir sorun olmaktan çıkmıştır. Süzgeçler değişik biçimlerde sınıflandırılırlar. Sürekli verilerin süzülmesinde kullanılan süzgeçlere "analog" süzgeçler denir. Bunlar elektrik devrelerdirler. Sayısal verilerin süzülmesinde kullanılan düzeneklere ise, sayısal (dijital) süzgeçler denir. Bir giriş ve bir çıkışlı süzgeçler aşağıdaki gibi özetlenebilirler. h(t) süzgeç fonksiyonu giriş verisi x(t) yi çıkış verisi y(t) ye dönüştürür. Şekil Sismik sinyalin filtreleme aşamasının basitleştirilmiş gösterimi Zaman ortamında; y( t) x( t)* h( t) (3.13) frekans ortamında y( iw) x( iw)* h( iw) (3.14) bağıntıları geçerlidir Sabit hız yığışımı (CV Stack) Yansıma sinyallerini kuvvetlendirmek gürültüleri bastırmak için ortak bir yansıma 32

46 noktasından gelen, statik ve dinamik düzeltmesi yapılmış izlerin toplanarak tek bir iz oluşturulmasına yığma denir. Sismik kesitlerdeki izden ize sürekliliği arttırmak, rastgele gürültüleri bastırıp sinyali güçlendirmek maksadı ile yapılır. Ayrıca, yine izden ize süreklilik gösteren uzun dalga boylu reverberasyon, tekrarlı yansıma gibi ilişkili gürültülerin yok edilmesi veya zayıflatılması maksadı ile de uygulanmaktadır. Bu bakımdan "stack" işlemine bir tür süzgeçleme gözü ile de bakılabilir. İlk kez Mayne (1962) tarafından uygulanan "yığma" işlemi; aynı noktadan alınan izlerinin doğrudan doğruya toplanmasına yönelik idi. Yönteminin kullanılmasında en etkili sebeplerden biri sinyaldeki sinyal/gürültü (S/G) oranı artırılması olduğunu anlıyoruz. Teorik olarak doğru olmasına rağmen pratikte bu sonucu sağlamak o kadarda kolay değildir. Zira sismik izlere statik ve dinamik düzeltmelerin uygulanması esnasında yapılacak en küçük hatalar ve yeraltındaki tabakaların yatay olmaması, düşük hız tabakalarının varlığı verilerinin tam eş zamanlı olmasını önleyerek izden ize kaymalar olacaktır. Bu durum yığma işleminden beklenen başarıyı olumsuz yönde etkileyebilir. Tam bu noktada benzerlik (coherency) fonksiyonundan söz etmekte yarar vardır. Benzerlik fonksiyonu, belirli zaman aralıkları boyunca, sismik izdeki benzerliklerin hesaplanması sonucu oluşturulur. Neidell ve Taner (1971), tarafından tarif edilen yöntemde, çıkış/giriş dalgasının enerjisi normalize edilir. Hesaplanan benzerlik katsayıları 0-1 değerleri arasında değişir. Değer 1 e eşit olduğunda bu iki sinyalin birbirinin aynısı olduğu anlamına gelir. Benzerlik fonksiyonun çizdirilip, dikkate alınarak yapılan hız kestiriminden daha doğru sonuçlar elde edileceği kesindir. Her bir kesitin hız kestiriminin yapılması aşamasında, benzerlik fonksiyonu dikkate alınmıştır. Verilere hız analizinin yapılmasının bir diğer kazancı da, yığma verilerinden elde edilecek olan sismik sonuçların kalitesini, yani sinyal/gürültü (S/G) oranını artırmaktır. 33

47 Yığma işlemi (CMP Stack) CMP verisinde aynı noktadan yansıdığı bilinen sismik izlerin üst üste toplanması yığma işlemi anlamına gelir. Yığma kesitleri sinyal/gürültü oranının artırılması ve yanal sürekliliğin belirginleşmesi açısından büyük önem taşır. Veride gözlenecek iyileşmenin miktarı bir başka deyişle S/G oranının ne kadar artacağı tartışılacak olursa, iyileştirme faktörünü belirleyecek parametreden söz etmek gerekir. S/G oranındaki artış miktarı teorik olarak ks ile tariflenir. Burada ks parametresi katlama sayısını göstermektedir (Kanbur, 2002). Yığma kesitinde veri kalitesinin artırılması temel olarak iki yolla mümkün olmaktadır. Bunlardan ilki üst üste toplanan sismik izlerde, yeraltı yapısı kaynaklı sinyalin kuvvetlendirilmesidir. Diğeri ise veride yer alan rastgele gürültülerin bastırılarak tekrarlı yansımaların zayıflatılmasıdır. İşlem sonucu elde edilecek yığma kesitinden yapısal unsurlar (faylar, kıvrımlanmalar vb.), yansıma sinyallerinin oluşturacağı seviyeler, süreksizlikler ve devamlılıklar izlenebilir. Yeraltındaki yapının iki boyutlu görüntüsünü tanımlayan bu kesitte derinlik ekseni zamandır Sismik göç işlemi (Migration) Göç işlemi yansımaların ve saçılmaların gerçek yerlerine taşınabilmesini sağlayan bir tür ters çözüm yöntemi olarak değerlendirilebilir. Yer içerisindeki eğimli yapıların gerçek yerlerinde görüntülenebilmesi, saçılmaların yok edilebilmesi ve jeolojik yapının ortaya çıkmasının sağlanabilmesi, yansıtıcı yüzeylerin devamlılığının ve eğiminin doğru olarak saptanabilmesinin yanı sıra, Fresnel Zonu nun yarıçapının küçülmesiyle birlikte yanal çözünürlüğün artırılması da sismik göç işleminin hedefleri arasındadır (Yılmaz, 1987). Bütün bunlar göz önüne alındığında sismik veri-işlem yöntemleri arasında, sismik göç işleminin bu denli önemli bir yer tutmasının nedeni açıklanmış olur. 34

48 Göç işleminin gerçekleştirilmesi için tüm bu hedeflerden yola çıkılarak pek çok teknik geliştirilmiştir. Bu teknikler kullanılarak veriye yığma işlemi yapılmadan önce veya sonra uygulanabilir. Göç işlemi uygulamalarının sınıflandırılmasında esas olarak iki ana bölüm kullanılabilir. Bunlardan ilki veriye analitik yaklaşımda bulunan, RMS (Root Mean Square) hızlarının kullanıldığı ve tabaka yüzeyleri arasındaki ışın eğriliğinin ihmal edildiği, zaman ortamındaki göç işlemidir. Diğeri ise tabaka ara hızlarının (interval) kullanılıp, ışın eğriliğinin algoritmaya katıldığı derinlik göçüdür. Yukarıda değinilen ana sınıflandırmanın dışında sismik göç işlem teknikleri, matematiksel yaklaşımlarının farklılıklarına göre sınıflandırılabileceği gibi, ortam (domain) çeşitlerine göre de sınıflandırılabilirler. Veriye frekans ortamında uygulanan Stolt migration ve zaman ortamında uygulanan Slant stack migration bunlara örnek olarak verilebilir. Şekil de antiklinal bir yapının, göç işlemi öncesi ve sonrasında, bir sismik kesitteki görünümü verilmiştir. 35

49 Şekil Yeraltındaki yer alan senklinal bir yapının sismik kesiti ve bu kesitin Migrasyon yapılmış görünümü (Pasasa vd., 1998) ReMi yöntemi Genel tanımlar Kırılma Mikrotremor Yöntemi nin genel ilkeleri Louie den (2001) özetlenmiştir. Yapıların sığ makaslama hızlarının tahmini, olması muhtemel bir sarsıntıda (depremde) o bölgenin tepkisinin önemli bir bileşenini oluşturabilir (Anderson vd., 1996). Sığ yeraltının makaslama hızlarını bulmak için, yüzey dalgalarının dispersiyon özelliğinden faydalanılabilir. Aktif bir kaynak yerine çevresel gürültüler, taşıt, insan gürültüleri, rüzgâr, atmosferik vb. olayların tamamı kullanılabilir. Kaynağın kökeni belli olmadığı için kaynak her an var olabilir ve her an Rayleigh dalga yayınımı oluşturabilir. Dolayısıyla dalga yayınımının yönü bilinemez (Asten vd., 2005). Aktif kaynak kullanılmaması, veri toplama donanımlarının kolay 36

50 taşınabilir olması, ayrıca kentsel alanlarda uygulama kolaylığı getirmesi vb. nedenler yöntemin yaygınlaşmasına neden olmuştur. Ancak ReMi tekniği yalnızca 100 metre derinliğe kadar olan jeolojik yapıların hızını çözümleyebilmektedir. Daha derin araştırmalar için daha etkili sismik yöntemler ve mikrotremor kayıtlarıyla gelişmiş cihazlar gerekmektedir (Horike 1985). Yöntemin uygulanabilmesi için 12 ile 48 arası jeofon, sayısal kayıtçı (ör. Sismik kırılma cihazları) ve biraz çaba yeterlidir. Yüzey dalgası faz bilgileri, Yüzey Dalgalarının Spektral Analizi (Spectral Analysis Surface Wave-SASW) ve mikrotremor dizilim teknikleri kullanılarak makaslama hızı hesaplanabilir ve buradan da zeminin sağlamlığı yorumlanabilir. Yüzey dalgalarının özelliklerini, yayınım esnasında ki partikül hareketlerini ve yüzey dalgalarının dispersiyon özellikleri kısaca Şekil de açıklanabilir. Yüzey dalgaları, P ve S dalgalarının serbest yüzeye ulaşmaları ve bu yüzeye paralel yayılmaları sonucunda oluşur. Yüzey dalgalarının genlikleri artan derinlik ve yanal değişimlerin etkisiyle sönümlenir. Şekil Araziden alınmış ReMi verisindeki Yüzey Dalgası görünümü. 230 metre lineer açılım, 24 alıcının 32 saniye süresince çevresel gürültüyü kaydetmesi ile elde edilmiş işlenmemiş ReMi verisi (Kanbur vd., 2008) 37

51 ReMi yöntemi esasları Teknik temel olarak 2 esasa dayanır. Birincisi trafikten ya da başka nedenlerle kaynaklanan çevresel gürültülerin standart sismik kırılma ekipmanı kullanılarak belli bir zaman süresince lineer olarak kaydedilmesidir. İkinci esas ise kaydedilen bu verinin hızın tersi olan yavaşlama-frekans (p, f) dönüşümünün yapılmasıdır. Bu yolla Rayleigh dalgası diğer dalgalardan ayrılır ve görünür hıza karşı gerçek faz hızı tespiti yapılır. V s 30 bilgisinin elde edilmesi temel olarak 3 adımdan oluşmaktadır. Birinci adım aşağıda verilen ifadeyle düşey partikül hızının yapılmasıdır (Thorson and Clearbout, 1985). p dönüşümünün A p p ldp, kdt A x jdx, t idt px 0 (3.15) p dönüşümü, çeşitli x noktalarında aynı anda ölçülmüş izlerden oluşan bir sismik kayıt x t olarak tanımlanan A, boyunca çizgi entegrali olarak tanımlanmaktadır. Yavaşlama p dt / dx, x doğrultusundaki eğimi verir. x ve t x ve t şeklindeki yukarıdaki ifadede gösterildiği gibi ayıklandırılır ve entegral bu ayrık değerlerin toplamından oluşur. Dönüşümde ortaya çıkan eğimler boyunca belirlenen değerine karşı gelen x değerlerinden p değeri belirlenir. Eğimi veren bu doğru boyunca her izdeki genliklerin toplamı belirlenen ve p çiftine karşılık gelecektir ki bu faz hızını verir. İkinci adım veriyi p ortamından p f ortamına McMechan ve Yeldin (1981) in gösterdikleri gibi Fourier dönüşümünü yapmaktır. F i2 mkdf p f mdf A p, kdt e, (3.16) Bu dönüşümü takiben üçüncü adımda Louie (2001) tarafından gösterildiği gibi güç spektrumu alınır. Güç spektrumu p f F, ile onun karmaşık eşleniğinden oluşur. 38

52 p, f F p, f. F p f S, (3.17) Bu şekilde alıcı profili boyunca toplamı alınır. p çiftinin düz ve ters yöndeki dönüşümlerinin p f F p, f F( p, f ) : S p, f ( S p, f ) S, toplam (3.18) Böylece her iki yöndeki yavaşlık değerlerinin tek bir p ekseninde toplanması sağlanır ve toplam p f S, p, f uzayında elde edilmiş olur. Bu dönüşümden arka arkaya uygulanması sonucunda uzaklık zaman x, t ortamında bulunan sismik kayıt hızın ters olan yavaşlama ve frekans p, f ortamına dönüştürülmüş olur. Şekil de ReMi verisinin p, f ortamında dönüştürülmüş hali gösterilmektedir. Spektrum üzerinde, uyumlu faza karşılık güç spektrumu değerleri büyük olacaktır. Bunlar işaretlenerek, periyot (frekans) ile faz hızının veya onun bire bölünmüşü olan yavaşlık değişimi elde edilebilir. ReMi ölçülerinden elde edilen güç spektrumundan gösterildiği gibi elde edilen dispersiyon eğrisine uyan kuramsal veriyi hesaplamak gerekir. Kuramsal verinin hesaplanmasında, yer altının elastik tabakalardan oluştuğu varsayımıyla her bir tabaka sismik S dalga hızı Vs, P dalgası hızı Vp, yoğunluk ve tabaka kalınlığı h olmak üzere dört parametre ile temsil edilecektir. Rayleigh dalga hızı, daha çok tabaka kalınlığı ve S dalga hızına bağımlı olduğundan ters-çözüm işleminde sadece bu iki parametre kullanılabilir. Ters çözüm ise Rayleigh dispersiyon eğrileriyle en iyi çakışmayı veren düşey makaslama hız profillerinin tahminidir. Rayleigh dalgası dispersiyon eğrileri sıkışma dalgalarına oldukça duyarlı olduğundan genellikle yalnızca makaslama dalga hızı (S dalga hızı) ters çözümü yapılır (sıkışma dalgaları ve yoğunluğu içermeyen). Global ve yerel arama olmak üzere iki farklı ters-çözüm stratejisi uygulanır. Global arama yordamına çok geniş model uzayı ve herhangi bir sayıdaki parametre (örneğin tabaka kalınlıkları) kolayca eklenebilir. Global arama yerel arama yönteminden daha çok yineleme gerektirir (Malovichko vd., 2005). 39

53 ReMi yönteminde sismik kırılma ekipmanlarının kullanılması ReMi yönteminde sismik kırılma donanımı kullanımı Louie den (2001) özetlenmiştir. Yüzey dalgası hızı dispersiyon kayıtları için iki temel etken sağlanmalıdır. Birincisi her bir kanal için grup dizilimden çok tek jeofon kullanmak, ikincisi 12 veya daha çok jeofonlu doğrusal serilim kullanmak. Daha çok sismik kırılma çalışmalarında olduğu gibi genellikle tek jeofon kullanımı yaygındır. Bir başka önemli bileşen, deneysel kurulumlarda her bir alıcı arasındaki mesafenin 8-20 metre arasında bırakılarak çok kanallı serilimlerin yapılmasıdır. Bu durumda çok fazla kablo gerekecek ve tıkanmış trafiği olan kentsel alanlarda çok zorluklar yaşanacaktır. Buna karşılık bağımsız taşınabilir kayıtçılarla caddelerde gridler oluşturulabilir (Strobbia 2005) Rayleigh faz hızı dispersiyonunun işaretlenmesi Louie (2001) den özetle, bu analizde gürültü kayıtlarının spectral normalizasyonu için sadece McMechan ve Yedlin nin (1981) güç-oranı spektrumu hesaplanarak eklenir. Bütün yavaşlıkların üzerindeki ortalama gücün büyüklük sırası bir frekanstan diğerine farklı olabilir. Bu yöntemde, p f S toplam, toplam görüntüsünde veya tek tek S A p, f görüntülerindeki frekanslarda olan bütün yavaşlıklar boyunca, ortalama güce karşı her bir yavaşlık-frekans bileşiminde spektral güç oranı R( p,f) alınır: S p, f np R p, f (3.19) 0, S p ldp, f j np 1 Burada np, orijinal yavaşlık adımları sayısı olan 2np nin yarısıdır. Birçok durumda spektral oran görüntü sonuçlarında çok net bir şekilde dispersiyon eğrisi boyunca sıralanmış şekilde görülebilir. Spektral oranların p-f görüntülerinden doğrudan dispersiyon eğrisi yorumlanıp başarılı şekilde işaretlenebilir. 40

54 Şekil p-f görüntülerinden faz hızlarının işaretlenmesi (siyah renkli kareler ile gösterilmiştir) Yüzey dalgası dispersiyon eğrilerinin modellenmesi Jeofizikte modelleme, inceleme alanında kullanılacak yönteme de bağlı olarak, yeraltının gerçek jeolojik durumunun yalınlaştırılarak kullanılmasıdır. Bu yalınlaştırılmış model gerçek dünyaya uygun olarak seçilmelidir. Modeller yeraltını en iyi temsil edecek şekilde oluşturulur. Jeofizik yöntemde kullanılan 3 tür modelleme vardır. Bunlar sırasıyla, bir-boyutlu (1B), iki-boyutlu (2B) ve üç-boyutlu (3B) modellerdir. Bir boyutlu modellemede yeraltının birbirine paralel kendi içinde homojen ve izotrop katmanlardan oluştuğu varsayılır ve en basit modellemedir. İki boyutlu modellemede yeraltı katmanları iki eksen doğrultusunda değişim gösterecek şekilde dörtgen prizmalara bölünür. Böylece çalışma alanında yatay ve düşeydeki değişimler bulunurken, yatay eksene dik olan diğer eksen doğrultusunda birimler homojen ve izotropdur. Üç-boyutlu modellemede ise yeraltının üç eksen doğrultusunda da 41

55 değişim gösterdiği düşünülerek kendi içinde homojen izotrop olan küplerden oluştuğu varsayılır (Louie, 2001). ReMi verisi toplanıp işlendikten sonra Rayleigh dalgası faz hızları frekansa (veya periyot) bağlı olarak elde edilir. Faz hızlarının frekansın fonksiyonu olarak çizilmesi dispersiyon eğrilerini oluşturur. Ancak bu eğrilerin hangi yeraltı modeline ait olduğu ve gerçek yeraltı katman parametreleri bilinmeyenleri oluşturur (Şekil 3.14.). Şekil Ölçülen dispersiyon eğrilerinin karşılık geldiği model parametreleri bilinmeyenleri oluşturumunun gösterimi Elde edilen bu eğrilerin ters çözümünden tabakaların fiziksel özelliklerini temsil eden parametrelere ulaşılmaya çalışılır. Bu amaca yönelik olarak önce ölçüm yapılan yeraltının modellenmesi gerekir. Modelleme 1B olup, her katman homojen izotrop ve yeryüzüne paralel ve homojen yarı uzay içerisinde yer alır. Her tabaka; H tabaka kalınlığı, P dalga hızı Vp, S dalga hızı Vs, Lame katsayıları λ, μ veya Bulk modülü k ya da yoğunluk ρ ile temsil edilir (Şekil 3.15.). Dispersiyon eğrileri Vp ve Vs dalga hızlarına özellikle Vs dalga hızına fazlaca duyarlıdır. H tabaka kalınlığına ise daha az duyarlıdır. Parametreleştirme işlemi gerçekleştikten sonra kurulan 1B yeraltı modelinin ölçülen verileri temsil edip etmediğine bakılır. Bu yüzden kurulan modelin düz çözümü yapılarak böyle bir modelin üreteceği dispersiyon eğrileri elde edilir. Kurulan kuramsal modelden elde edilen veriler kuramsal dispersiyon eğrilerini oluşturur (Şekil 3.16.). 42

56 Şekil Yeraltının 1B modellenerek parametreleştirilmesi Şekil Verilen tabakalı modelden yüzey dalgasının yayılım özelliklerinin tahmin edilmesi Kuramsal dispersiyon eğrisi ile ölçülen dispersiyon eğrisi karşılaştırılır. Eğriler arasındaki benzerlik yeterli ise kurulan yeraltı modelindeki parametrelerin gerçek yeraltını ve katmanların özelliklerini temsil ettiği kabul edilir ve aranan çözüm bulunmuş olur Yüzey dalgası dispersiyon verilerinin ters çözümü Ölçülen bir veri kümesinden parametre değerlerinin hesaplanması ters çözüm olarak adlandırılır. Veri ile parametreler arasındaki ilişkilere bağlı olarak problemler doğrusal olmayan ve doğrusal olmak üzere ikiye ayrılır. Yüzey dalgası kayıtlarından elde edilen dispersiyon eğrisinden katman parametrelerinin bulunması doğrusal olmayan bir ters çözüm işlemidir. Bu ters çözüm işleminde model parametrelerinden kuramsal veri elde edilir ve kuramsal ile ölçülen veri arasındaki farkın en az olması 43

57 sağlanmaya çalışılır. Bu ölçüt gerçekleşmez ise model parametreleri belirli yöntemlere göre değiştirilerek tekrar kuramsal veri hesaplanır. Bu işlemler kuramsal ile ölçülen veri arasındaki uyumun istenen ölçütlere uygunluğu sağlanana kadar devam eder. İşlem sonunda elde edilen model parametrelerinin yer altını temsil varsayılır. Model parametrelerinin çözümü, ölçülen veri sayısına, ölçüm yöntemlerine, gürültü içeriğine, kullanılan modele ve ters çözüm algoritmalarına bağlı olarak değişiklik gösterebilir. Ters çözüm yöntemlerinde kullanılan ağırlık katsayılarının hesaplanması Başokur (2002) tarafından yazılan program algoritmasında nasıl olduğu aşağıda açıklanmıştır. Bu çalışmada da ağırlıklı katsayılar benzer şekilde hesaplanmıştır Ağırlıklı katsayılarının hesaplanması Ağırlık katsayılarının hesaplanması Başokur (2002) den özetlenmiştir. Önerilen yöntemde veriye ağırlık katsayısının atanması, bir yuvarlatma işlemi sonucundan yararlanılarak gerçekleştirilir. Yuvarlatma işlemi ölçülen veriden daha az gürültü kapsayan verinin elde edilmesi olarak tanımlanabilir. Bu çalışmada kullanılan yöntem m adet kuramsal fonksiyonun doğrusal bileşiminin, ölçülen verinin sayısal değerlerine yaklaştırılması temeline dayanır. O halde yaklaştırma fonksiyonu, olarak tanımlanır. m y( x ) b g( ; ) i=1,2,..,n (3.20) i x j i j 1 j Bu eşitlikte n veri sayısı, m çakıştırma fonksiyonlarının sayısıdır. ε j çakıştırma fonksiyonlarının yatay eksen boyunca yerleşmesini sağlar ve çakıştırma fonksiyonunun sayısı ile kullanılan frekansın aralığına bağlı olarak önceden saptanır. 44

58 45 Böylece (3.20) eşitliği d i ölçü değerlerine bir yaklaşım sağlayan y i kuramsal verilerine karşılık gelir. b j katsayıları ise bilinmeyen katsayılar olup kuramsal veriyi ölçülen veriye yaklaştıran katsayılar olarak anılır ve hesaplanması gerekir. b j ayrıştırma katsayıları adını alır (Santani ve Zambrano 1981). (3.20) eşitliğindeki g(x;ε) çakıştırma fonksiyonu verinin davranışına benzerlik gösteren bir fonksiyon olarak seçilmelidir. Sayısal hesaplamaları yürütmek için ε 1 =0.5x 1 ve ε m =x m olarak alınır. x 1 ve x m sırasıyla en büyük ve en küçük yatay eksen değerleridir. Diğer ε j katsayıları çakıştırma fonksiyonları yatay eksen üzerinde homojen dağılacak şekilde hesaplanır. (3.20) eşitliğini dizey formunda yazılıp b j katsayıları hesaplanırsa; * ) ( ) ( ) ( n x y x y x y = * ) ; ( ) ; ( ) ; ( ) ; ( ) ; ( ) ; ( ) ; ( ) ; ( ) ; ( b b b x g x g x g x g x g x g x g x g x g m n m n n n m m (3.21) elde edilir. kısa gösterimle yazılacak olursa; y=g.b (3.22) elde edilir. b j katsayıları ölçülen veri ile kuramsal verinin çakışmasını sağlayan katsayılar olduğundan, hesaplamak için hata enerjisinden faydalanılır ve n*1 n n n e e e = m n n x n y d x y d x y d * ) ( ) ( ) ( (3.23) eşitliği ölçülen veri ile kuramsal veri arasındaki farklar olmak üzere ve w ağırlık katsayıları da hata enerjisi içerisine katılırsa;

59 E(b)=e T e=w(d-y) T (d-y) (3.24) E(b)=w(d-Gb) T (d-gb) (3.25) E(b)=w T d T d-w T d T Gb-wG T b T d+wg T b T Gb (3.26) elde edilir. b katsayılarına göre türev alınıp sıfıra eşitlenirse, E( b) db T w d T G wg T d wg T Gb wgg b T T 0 (3.27) b=[(wg) T Gw] -1 (Gw) T d (3.28) elde edilir. (3.2) eşitliğinde b yerine yazılırsa, y=g[(wg) T (Gw)] -1 (Gw) T d (3.29) yaklaştırma fonksiyonunun değerleri elde edilir. y yaklaştırma fonksiyonu hesaplanırken ağırlık katsayıları bire eşit alınıp, b katsayıları hesaplanır. Algoritma ikinci kez yinelenir ve ikinci b katsayılarının hesaplanmasında izleyen ağırlık katsayıları kullanılır: 2 ( d i yi ) w exp i (3.30) 2 Burada α biçim katsayısı olup, n 2 d i y i (3.31) n i 1 46

60 olarak elde edilir. Bu katsayı, verinin tamamına ait gürültü bilgisini, bir yatay eksen değerine ait verinin ağırlık katsayısının hesaplanmasına aktarır. Bu eşitlikte d i ölçülen veri, y i yaklaştırma fonksiyonundan elde edilen veri, n veri sayısıdır. (3.30) bağıntısından görülebileceği gibi ölçülen ve kuramsal veri birbirine yakın ise w i katsayıları bire yakın, çok farklı ise sıfıra yakın değerler çıkar. Bu işlemin amacı gürültü ve ölçü yanılgılarının veya modelden sapmaların fazla olduğu ölçü değerlerinin hesaplamalara etkisinin azaltılmasıdır (Başokur vd., 1997a; Başokur 1999). Ters-çözüm işleminde kullanılan katsayılar ise yukarıda açıklanan yuvarlatma işleminin sonucunda hesaplanan yuvarlatılmış değerler kullanılarak, (3.30) ve (3.31) bağıntılarından yeniden elde edilir. Bu katsayı, verinin tamamına ait gürültü bilgisini, bir yatay eksen değerine ait verinin ağırlık katsayısının hesaplanmasına aktarır. Bu eşitlikte d ölçülen veri, y yaklaştırma fonksiyonundan elde edilen veri, n veri i i sayısıdır. (3.30) bağıntısından görülebileceği gibi ölçülen ve kuramsal veri birbirine yakın ise w katsayıları bire yakın, çok farklı ise sıfıra yakın değerler çıkar. Bu i işlemin amacı gürültü ve ölçü yanılgılarının veya modelden sapmaların fazla olduğu ölçü değerlerinin hesaplamalara etkisinin azaltılmasıdır (Başokur vd., 1997a; Başokur 1999). Ters-çözüm işleminde kullanılan katsayılar ise yukarıda açıklanan yuvarlatma işleminin sonucunda hesaplanan yuvarlatılmış değerler kullanılarak, (3.30) ve (3.31) bağıntılarından yeniden elde edilir. 47

61 4. ARAŞTIRMA BULGULARI VE TARTIŞMA Isparta-Gönen arasında kalan bölgede ana kaya derinliğini ve bu ana kayayı örten çökel yapıyı tespit edebilmek için yansıma sismolojisi ve yüzey dalgaları analiz yöntemlerinden ReMi kullanılmıştır. Yansıma sismolojisinin temel prensiplerine bağlı kalınarak Şekil 1.C de görülen 660 metrelik AB profili boyunca yansıma verisi elde edilmiştir. Yüzey dalgaları analiz yöntemlerinden ReMi ile ise Şekil 1A ve 1B de görülen CD profilinde 650 metre, XY profilinde 3 km lik açılım yapılarak veriler elde edilmiştir. Elde edilen sismik yansıma verileri jrg paket programı ile veri işleme tabi tutulup bu veri işlem aşamaları Şekil 4.1. de şematik olarak gösterilmiştir. Bu aşamada veriye ait olan veri işlem parametreleri ise Çizelge 4.1. de verilmiştir. Çalışmada kullanılan diğer yöntem ReMi ile elde edilen veriler ise ReMi Vspeckt programı ile analiz edilip, CD profilinde alınmış 8 numaralı kayıt üzerinde bu analiz aşamaları Şekil 4.2. de gösterilmiştir. ReMi verilerine ait veri işlem parametreleri Çizelge 4.2. de verilmiştir. Çizelge 4.1. Sismik yansıma verisi veri işlem parametreleri Örnekleme Aralığı (sn) Kayıt Boyu (sn) 2 Örnek sayısı 4000 Kanal Sayısı 24 Kanal Aralığı (m) 5 Atış sayısı (shot) 66 Atış aralığı (m) 10 Yakın Ofset (m) 20 Uzak Ofset (m) 135 Başlangıç Hızı ( V 0 ),(m/s) 200 Hız Adedi (nv) 50 48

62 Şekil 4.1. Yansıma sismolojisinde veri işlem akış diyagramı 49

63 Çizelge 4.2. ReMi verileri için veri işlem parametreleri Profil CD XY Örnekleme Aralığı (sn) Kayıt Boyu (sn) Örnek sayısı Kanal Sayısı Kanal Aralığı (m) Atış sayısı (shot) Atış aralığı (m) Yakın Ofset (m) 0 0 Uzak Ofset (m) Şekil 4.2. ReMi verisinin analiz aşamalarının XY profilini üzerinde 6 numaralı kayıt üzerinde gösterimi 50

64 4.1. Yansıma Sismolojisi Yönteminin Uygulanması Sismik verinin hız analizine hazırlanması Yansıma sismolojisinde verinin hız analizine hazırlanması ham veriye genlik kazanımı ve gürültülerin filtrelenmesinden oluşur. Bu aşama aslında yansıma sinyalinin bulunduğu frekans bandı dışında kalan frekansların veriden atılması işlemidir. Sismik veride yansıma seviyelerinin bulunduğu frekans bandını tespit etmek için öncelikle veri genel olarak incelenir. Bu incelenin ardından yansıma seviyelerini belirginleştirmek için genlik kazanımı yapılır. Genlik kazanımın yapılması ile sismik verinin güç spektrumu alınarak verinin frekans bandı aralığı belirlenir. Sismik verinin frekans bandının belirlenmesinin ardından filtreleme işlemi için en uygun geçiş bandı aralığı belirlenerek sismik veri hız analizine hazırlanmış olur. Şekil 4.3. te çalışmada elde edilen 66 adet yansıma verisine uygulanan veri işlem aşamaları 6, 27, 46, 61 numaralı kayıtlar üzerinde Şekil 4.4., 4.5., 4.6., 4.7., 4.8., 4.9. da gösterilmiştir. Yapılan bu veri işlem aşamaları ile verideki yansıma seviyelerinin en iyi Hz frekans aralığında ortaya çıktığı görülmüştür (Şekil 4.7.). Orijinal sismik verinin bozulmasını önlemek için eğimleme kuralına uygun olarak Hz ve Hz frekans bandları ile band geçişli filtreleme yapılmıştır (Şekil 4.8.). Böylelikle S/G oranı yükseltilmeye çalışılmıştır. 51

65 Şekil adet sismik yansıma verisinin genel görünümü Şekil 4.4. A:6, B:27, C:46, D:61 numaralı ham sismik verilerin görünümü 52

66 Şekil 4.5. A:6, B:27, C:46, D:61 numaralı sismik verilere genlik kazanımı (tegain) uygulamasının ardından görünümü Şekil 4.6. A:6, B:27, C:46, D:61 numaralı sismik verilere otomatik genlik kazanımı (AGC) yapılmasının ardından görünümü 53

67 Şekil 4.7. A:6, B:27, C:46, D:61 numaralı sismik verilerin güç spektrumlarında X: Alçak geçiş band aralığı Y: Yüksek geçiş band aralığı Şekil numaralı yansıma verisinde; A: Ham veri, B: Düşük frekans aralığı seçilerek filtrelenmiş veri <20 Hz, C: Yüksek frekans aralığı seçilerek filtrelenmiş veri >180 Hz, D: Uygun filtre aralığı seçilerek filtrelenmiş veri Hz 54

68 Şekil 4.9. A:6, B:27, C:46, D:61 numaralı sismik verilerin Hz band geçişli filtre ile filtrelenmesi Hız analizi ve sismik yığma Ön işlemlerden geçirilen sismik yansıma verisine, ortak derinlik noktası yığma (CMP stack) tekniği kullanılarak sismik yığma kesitleri elde edilmiştir. Sismik yansıma verileri atış toplamaları (shot gathers) şeklindedir. CMP yığma terimi bir teknik ifadedir ve sismik atış toplamasında bulunan çoklu ofsetteki izleri sıfır ofsetli tek bir ize indirger. Her toplamadaki iz grubu CMP yığma kesiti içerisinde toplanır. Bu işlem normal kayma düzeltmesi (NMO-Normal Move Out) uygulanarak yapılır. Yapılan işlem kullanılan hız modellerine göre her sismik toplamanın zaman eksenini görmesinden ibarettir (Kanbur, 2002; Durhan, 2008). CMP yığma işlemi CMP (Common Mid Point) toplaması veya CDP (Common Depth Point) toplaması ifadeleriyle tanımlanır. Her CDP toplaması NMO düzeltmesi yapılarak toplanır. Böylece sismik sonuç tek bir izde toplanmış olur. Bu sismik iz tanımlanan her orta nokta için inşa edilir ve oluşturulan toplama CDP adı verilir (Steeples and Miller, 1990). 55

69 NMO nun seçiminde yığma hızı CMP yığma için gereklidir. Hız modelini elde etmek için hız analizi yapılmalıdır. Bundan dolayı çalışma alanının CMP yığma görüntülerini üretmek için ham atışa ya da CMP toplamalarına 50 m/s artışlı deneme hızlarıyla yığma uygulamaları yapılmıştır. CMP toplamalarının ofset üzerinde toplanmasıyla CMP yi meydana getirerek, NMO yığma hızına uygun olan yer hızı bulunmuştur. NMO ve yer hızı birbirine ne kadar yaklaşırsa toplamada genlikler o ölçüde büyük olur. Bu nedenle sabit hızla meydana gelen baskın olaylar, CDP yığmasındaki hızın en etkili olduğu ofset ile derinlik boşluğundaki yerleri temsil eder. Uygun olan yığma kesitini tespit etmek için CDP kesitlerinden elde ettiğimiz hız modeli içerisinde, beklenmedik yüksek veya düşük aralıktaki hızlara karşılık gelen noktalar ya da hızın derinlikle düştüğü hız pikleri, önceden birleştirilmiş CDP yığmalarıyla yeniden incelenerek yanlış seçilmiş bu hız pikleri doğrulanır. Sonuçta sabit hızlar kullanılarak oluşturulan yığma kesitlerinden seçilen piklerden, elde edilen hızlarla yığma işlemi yapılır ve gerçek yığma kesitine ulaşılır. Sismik yansıma profilinde seçilen 350 m/s, 600 m/s, 625 m/s ve 650 m/s lik NMO hızlı değişimler sismik kesitler üzerinde Şekil da gösterilmiştir. NMO hızlarının belirlenmesi ile CMP yığma kesiti elde edilerek yorumlanmıştır (Şekil 4.11.). 56

70 Şekil 4.10 Hız analizi ile elde edilen NMO hız kesitleri. 1: 350 m/s hız değeri verilerek elde edilen NMO hız kesiti, 2: 600 m/s hız değeri verilerek elde edilen NMO hız kesiti, 3: 625 m/s hız değeri verilerek elde edilen NMO hız kesiti, 4: 650 m/s s hız değeri verilerek elde edilen NMO hız kesiti 57

71 Şekil Kampüs-Kayıköy (AB profili) sismik yansıma yığma kesiti ve yorumu 58

72 Öncelikle veri işlem aşamalarından geçirilerek sinyal/gürültü oranı yükseltilmiş sismik veri hız analizinin de yapılması ile yığma hızlarının bulunmasının ardından Şekil de gösterilen CMP yığma kesiti elde edilmiştir. Elde edilen kesit yorumlanarak kesiti oluşturan birimlerin sınırları çizgiler ile belirlenmiştir. Kesitin elde edildiği AB profilinin doğu bölümünde bulunan alanlarda açılan kuyu verisi (Şekil 4.12.) incelenerek sismik yığma kesitinden elde edilen süreksizlik sınırları ile kuyu verisindeki litoloji sınırlarının birbirleri ile uyumlu olduğu gözlenmiştir. Yığma kesiti üzerindeki ifade edilen jeolojik birimler bu kuyu verileri doğrultusunda yorumlanmış ve şu şekilde tanımlanmıştır, a) Kumlu kil b) Kumlu kil tüf elemanlı c) Killi kumlu tüf d) Çakıllı kum e) Çakıllı kum tüf elemanlı f) Söbüdağ kireçtaşı üyesi ana kaya Çizelge 4.3. de CMP yığma işleminde kullanılan gidiş-geliş zamanları, hızlar ve bulunan derinlikler gösterilmiştir. AB profiline ait tabaka derinlikleri (4.1), bu profillere ait ortalama hız değerleri ise (4.2) bağıntısı ile hesaplanmıştır. Derinlik (m) = Hız (m/s) x Zaman (s) / 2 (4.1) Ortalama Hız (m/s) = Derinliklerin Toplamı (m) / [Zamanların Toplamı (s) / 2] (4.2) 59

73 Şekil Çalışma alanında elde edilmiş sondaj logu (Şekil 1.A.), (Sondaj verisi DSİ Isparta bölge müdürlüğünden elde edilmiştir) Çizelge 4.3. CMP yığma işleminde kullanılan gidiş-geliş zamanları, yığma hızları ve derinlikler Profil AB Gidiş Geliş Zamanı Yığma Hızı Derinlik (m) (s) (m/s)

74 AB profilinde derinliklerin ile elde edilmesiyle birlikte (4.2) den ortalama hız 624 m/s olarak hesaplanmıştır. Ortalama hızın bulunması ile birlikte (4.1) bağıntısından derinlikler elde edilmiştir. Çizelge 4.4. CMP yığma işleminde kullanılan gidiş-geliş zamanları, ortalama hızlar ve derinlikler Profil AB Gidiş Geliş Zamanı Ortalama Hız (m/s) Derinlik (m) (s) Elde edilen ortalama hızdan yararlanılarak ortalama derinlik 624 metre olarak hesaplanmıştır. Sismik yansıma kesitinde 250 metrelik kısım yorumlanmıştır ReMi Yönteminin Uygulanması Çizelge 4.2. de CD ve XY profillerine ait veri işlem parametreleri verilmiştir. Bu parametreler doğrultusunda tekniğin temeline uygun olarak zaman-uzaklık ortamından p dönüşümü yapılarak güç spektrumları elde edilmiştir. Her bir ölçüm noktasında remi spektral oranını yükseltmek için 7-10 arasında ölçüm alındığı için her bir ölçümün spektrumu üst üste yığılarak ortalamaları alınmış ve veri kalitesi arttırılmıştır. Spektrum üzerinde uyumlu faza karşılık gelen frekans değerleri işaretlenerek frekans bağımlı faz hızı eğrisi elde edilmiştir (Şekil 4.13.). Kurumsal veri ile frekans bağımlı faz eğrisinin ters çözümü ile derinlik hız kesiti elde edilmiştir (Şekil 4.14., 4.15.). 61

75 Şekil CD profilinde alınmış 12 numaralı veriye uygulanan veri işlem aşamaları. A: ReMi verisi B: p dönüşümü ile elde edilen güç spektrumu ve frekans bağımlı faz hızı eğrisi C: S-Dalgası derinlik-hız kesiti CD ve XY profilleri üzerinde bir ölçüm noktasında bu işlemlerin yapılıp derinlik- hız kesitlerinin çıkarılması ile birlikte bu kesitler rool-along tekniği ile yan yana bir hat boyunca birleştirilerek iki boyutlu derinlik-hız kesitleri her iki hat için bulunup Şekil ve yorumlanmıştır. 62

76 Şekil Söbüdağ-Senirce hattı (CD profili) ReMi derinlik-hız kesiti 63

77 CD profilinden elde edilen kayma dalgası derinlik-hız kesitinde Şekil te görüldüğü üzere genel olarak üç birimden söz etmek mümkündür. Kanbur (2008) de elde edilen kesit ile benzerlik gösteren bu kesitte tabaka hızları ve bu hızlara karşılık gelen birimler şu şekilde yorumlanmıştır; 1- Bir ile gösterilen tabaka yüzeyden yaklaşık metre derinlikte hat boyunca devam etmektedir. Kayma dalgası hızı 250 m/s olarak elde edilen bu tabaka ova çökellerini göstermektedir. 2- İki ile gösterilen tabaka yüzeyden yaklaşık metre derinliktedir. Kayma dalgası hızı 450 m/s olan tabaka alüvyon yelpaze birimine karşılık gelmektedir. 3- Üç ile gösterilen yaklaşık metre derinlikten aşağılara uzanan tabaka ana kaya yapısına işaret etmektedir. Bu seviyenin kayma dalgası hızı 980 m/s olması itibariyle bu yapı Söbüdağ kireçtaşı üyesi ana kaya olarak yorumlanmıştır. 64

78 Şekil Çünür-Şehir merkezi (XY profili) ReMi derinlik-hız kesiti 65

79 Çalışma sahasındaki en uzun hat olan XY profilinden elde edilen kesit Şekil de verimiştir. Kesitte de görüleceği üzere profil 3 km lik bir alanın yapısal özelliklerini ifade etmektedir. Daha önce bu çalışma profilinin kuzey ve güney kısımlarında yapılan Kanbur vd. (2008), Kanbur ve Kanbur (2009) çalışmalardan elde edilen kesitler ile uyum içerisinde olan derinlik kesitinde elde edilen yapılara ait hızlar ve bu hızlara karşılık gelen jeolojik birimler şu şekilde yorumlanmıştır; 1- Yüzeye yakın sığ kısımda gösterilen yaklaşık metre derinliklere kadar devam eden ve kayma dalga hızı 275 ile 400 m/s arasında değişen tabakalar Kanbur ve Kanbur (2009) da da belirtildiği üzere güncel ova çökelleri, 2- Profilin ilk kısmında yüzeye yakın seviyelerde olmasına karşın profil üzerinde ilerledikçe yavaş yavaş derine dalan ve yüzeyden 50 metre ile 100 metre arasında devam eden kayma dalgası hızı 540 m/s olan yapı Plio-Kuvaterner çökel birim, 3- Profilin yaklaşık ilk bir km lik kısmına kadar devam edip, daha sonra etkisini kaybeden kayma dalgası hızı 760 m/s olan yapı Gölcük Volkanikleri, bu birim içinde (?) işareti ile gösterilen kısım Kanbur vd. (2008) de de belirtilen Çünür Tepe andeziti olarak yorumlanmıştır. 66

80 5. SONUÇ Bu çalışmada Isparta-Gönen arasında kalan bölgede ana kaya derinliğini ve bu yapıyı örten çökel yapının stratigrafik özellikleri, yansıma sismolojisi ve yüzey dalgası analiz yöntemlerinden ReMi tekniği ile ortaya çıkarılamaya çalışılmıştır. SDÜ nün güneyinden ovaya doğru atılan kampüs-kayıköy yansıma profili boyunca elde edilen sismik yansıma kesiti yorumuyla 6 değişik çökel tabaka ayırt edilebilmiştir. Sonuçlar çalışma alanının etrafında yapılan daha önceki Kanbur vd. (2008) çalışma ve çalışma profilinin yakınında bulunan kuyu verisi ile uyum içerisindedir. Bununla birlikte açılım geometrisinden ötürü ince tabakalar kesitte gözükmemektedir. Üst kısımlarda kum, kil ve tüf seviyeleri, alt kısımda Kanbur vd. (2008) tarafından gösterilen Kayı Köyü formasyonunu oluşturan çakıl, kum ve çakılkum ardalanmaları ile yaklaşık 165 metre derinlikte ana kaya olarak nitelendirilen formasyon görüntülenmiştir. Yansıma kesitinde ana kaya SDÜ öğrenci yurtlarında metre derinlikte başlayıp ovaya doğru keskin bir dalım yapıp profilin sonlarında 165 metreye kadar inmektedir. Dalımdan ana kaya derinliğinin devam etmekte olduğu anlaşılmaktadır. Bu derinliklerde ara yüzey net bir şekilde ortaya çıkmamaktadır. Söbü Dağının kuzey kısmında dağdan Gönen yönüne doğru 650 metrelik Söbüdağ- Senirce profili boyunca 14 ölçü noktasında elde edilen ReMi verisi tek tek işlenerek hız-derinlik ortamına dönüştürülmüş ve iki boyutlu hız-derinlik kesiti elde edilmiştir. Kesit yatayda 650 metre uzaklığı düşeyde 100 metre derinliği göstermektedir. Şekil incelendiğinde, düşey yönde 3 farklı ana hız ortamı göze çarpmaktadır. ReMi kesitinden elde edilen temel hızlar ve arazi gözlemleri birleştirilerek çalışma alanına ilişkin jeolojik yorum şu şekildedir. Yüzeyde 250 m/s kayma dalgası hızına sahip olan kısım güncel ova çökelleri, 980 m/s lik hız ile sınırlanan 450 m/s lik kısım alüvyon yelpaze, 980 m/s hıza sahip olan yapı ise Söbüdağ kireçtaşı üyesi ana kaya yapısı olarak ortaya çıkmıştır. 67

81 Çünür ve şehir merkezi arasında kalan ova üzerinde yaklaşık 3 km lik bir profil boyunca elde edilen ReMi verisi tek tek işlenerek hız-derinlik ortamına dönüştürülmüş ve tek boyutlu bu bilgiler birleştirilerek iki boyutlu hız-derinlik kesiti elde edilmiştir. Kesit yatayda 3000 metre uzaklığı düşeyde 100 metreyi göstermektedir. Kesit incelendiğinde, düşey yönde 4 farklı ana hız ortamı göze çarpmaktadır. 275 m/s kayma dalgası hızına sahip kısım genç ova çökelleri, 400 m/s lik 540 m/s lik seviyesine kadar devam eden yapı güncel çökeller, kesitin orta kısmından itibaren derinleşen 540 m/s lik birim Plio-Kuvaterner çökeller, 760 m/s hıza sahip olan profilin ilk kısmında ortaya çıkan birim ise Gölcük Volkanikleri olarak belirlenmiştir. Remi profillerinden elde edilen kesitler incelendiği zaman ana kaya yapısının yaklaşık 100 metre seviyelerinde kalan kısma kadar belirlendiği ve bu yapının üzerindeki çökel birimler net bir şekilde ortaya çıkmaktadır. Ancak açılım geometrisinden ötürü çökel yapıların tespitinde ince tabakalı olanlar kesitlerde ortaya çıkarılamamıştır. Bu durum ise alıcı sayısının arttırılması ve alıcı aralığının daraltılması ile bertaraf edilebilir. Sonuç olarak Isparta-Gönen-Atabey arasında kalan bölgede ana kaya yapısının derinliği ve üzerinde kalan çökellerin sismik hız ve tabakalaşma özelliklerini ortaya koymak için yapılan bu çalışmada; Yansıma Sismolojisinde yaklaşık 165 metre, ReMi tekniğinde ise 100 metre derinliğine kadar tabakalaşma durumu ve sismik S- dalgası hız değişimleri ortaya konmuştur. Daha önce çalışma sahasında ana kaya derinliğinin ve ana kayayı örten çökel yapının stratigrafik özelliklerinin, jeofizik yöntemler kullanılarak araştırılması üzerine herhangi bir çalışma yapılmamasından dolayı elde edilen sonuçların bölge stratigrafisinin yorumuna yararlı sonuçlar verebileceği gösterilmiştir. 68

82 6. KAYNAKLAR Akbulut, A., Eğirdir gölü güneyinde Çandır (Sütçüler-Isparta) yöresindeki Batı Torosların jeolojisi. Türkiye Jeoloji Kurumu Bülteni, 23,1,1-9. Anderson, J.K., Lee, Y., Zeng, Y., Day, S., Control of strong motion by the upper 30 meters. Bulletin of the Seismological Society of America, 59, Asten, M.W., Stephenson, W.R., Davenport, P.N., Shear-wave velocity profile for Holocene sediments measured from microtremor array studies, SCPT, and seismic refraction. Journal of Environmental Engineering Geophysics, 10, Aşık, A., Gümüşgün-Gönen-Atabey (Isparta) Dolayının Jeolojisi, Akdeniz Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü Yüksek Lisans Tezi 470s, Isparta. Başokur, A.T., Kaya, C., Ulugergerli, U., 1997a. Direct interpretation of magnetotelluric sounding data based on the frequency-normalized impedance data. Geophysical Prospecting, 45, Başokur, A.T., Automated 1D interpretation resistivity sounding by simultaneus use of the direct and iterative methods. Geophysical Prospecting, 47, Başokur, A.T., Doğrusal ve Doğrusal Olmayan Problemlerin Ters-Çözümü. Jeofizik Mühendisleri Odası Eğitim Yayınları. 4, 166 s., Ankara. Bilgin, A., Köseoğlu, M., Özkan, G., Isparta-Gölcük yöresi kayaçlarının mineraloji, petrografi ve jeokimyası, Doğa, Türk Mühendislik ve Çevre Bilimleri Dergisi. 14/2, , Ankara. Dobrin, M.B., and Savit, C.H., Introduction to Geophysical Prospecting. McGraw- Hill Book Co., New York. 177pp. Dumont, J.F. and Kerey, E., Eğridir Gölü güneyinin temel jeolojik etüdü. Türkiye Jeoloji Kurumu Bülteni, 18/2, Durhan Z., Eğirdir Gölü batısı sedimentasyon özelliklerinin sismik yansıma tekniği ile incelenmesi. Süleyman Demirel Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü Yüksek Lisans Tezi, 66s, Isparta. Glover, C., Robertson, A.H.F., Neogen intersection of the Aegean and Cyprus arcs: extensional and strike-slip faulting in the Isparta Angle, SW Turkey. Tectonophysics, 298,

83 Görmüş, M., Kızılören (Batı Konya) dolayının jeolojisi. Süleyman Demirel Üniversitesi Mühendislik Fakültesi Dergisi Jeoloji Seksiyonu, 8, , Isparta. Görmüş, M., Karaman, M. E., Facies changes and paleontological data in the Cretaceous-Tertiary boundany around Sobudağ. Geosound, Çukurova Üniversitesi. 21, 43-47, Adana. Görmüş, M., Özkul, M., Gönen-Atabey (Isparta) ve Aglasun (Burdur) arasındaki bölgenin stratigrafisi. Süleyman Demirel Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü Dergisi. 1, Gutnic, M,, Monod, O., Poisson, A., Dumont, J.R., Geologie des Taurides occidentales (TURQUIE): Mémoires de la Société Gëoloqîque de France, 137-1,1412s. Hedberg, H.D., International Stratigraphic Guide.Wiley-Interscience, New York.200 pp. Horike, M Inversion of phase velocity of long period microtremors to the S- wave velocity structure down the basement in urbanized areas. J. Phys. Earth, 33,59-96 Kanbur, Z., Yığma Öncesi Migrasyon Tekniği İle Marmara Denizi Tekirdağ Havzası Yansıma Verilerinin TektonikYorumlaması, İstanbul Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü Doktara Tezi, 102s. Kanbur, Z., Etiz, A., Isparta Havzası nın ana kaya derinliğinin saptanması, Deprem Sempozyumu Kocaeli 2005, Özler Kitabı, Kocaeli, s:90. Kanbur, Z. Görmüş, M., Kanbur, S., Isparta yerleşim merkezi kuzeyinin sığ S dalgası kesitinin çıkarılması, GARS 2008, Genişletilmiş özetler kitabı, p Kanbur, Z., Kanbur, S., Isparta şehir merkezi kuzeyinin sismik kırılmamikrotitreşim (ReMi) tekniği ile S-dalgası hız dağılımı, Süleyman Demirel Üniversitesi Fen Bilimleri Dergisi, 13-2, Karaman, M., E., Burdur dolayının genel stratigrafisi Akdeniz Üniversitesi, Isparta Mühendislik Fakültesi Dergisi, 2, 23-35, Isparta. Karaman, M.E., Meriç, E., Tansel, İ., Çünür (Isparta) dolaylarında Kretase- Tersiyer geçişi. Akdeniz Üniversitesi, Isparta Mühendislik Fakültesi Dergisi, 4, Karaman, M.E., Isparta güneyinin temel jeolojik özellikleri, Türkiye Jeoloji Kurumu Bülteni, 33, 57-67, Ankara. 70

84 Karaman, M.E., Isparta-Burdur arasının jeolojisi ve tektonik özellikleri. Türkiye Jeoloji Bülteni, 37, Karaman, M.E., Tectono-stratigraphic outline of the Burdur-Isparta area (Western Taurides,Turkey). Türkiye Jeoloji Kurumu Bülteni. Ağustos 2000, Cilt 43, Sayı 2, Sayfa 71-81, Ankara. Kazancı, N. ve Karaman, E., Gölcük (Isparta) volkanoklastiklerinin sedimenter özellikleri ve depolanma mekanizmaları. Akdeniz üniversitesi Isparta Mühendislik Fakültesi Dergisi, 4, Koçyiğit, A., Isparta Büklümünde (Batı Toroslar) Toros Karbonat Platformu'nun evrimi. Türkiye Jeoloji Kurumu Bülteni. 24, Koçyiğit, A., Hoyran gölü (Isparta büklümü) dolayının tektoniği. Türkiye Jeoloji Kurumu Bülteni. 26/1, Koçyiğit, A., (1984). Tectono-stratigraphic characteristics of Hoyran Lake Region (Isparta Bend), Geology of the Taurides, Interna. Symp., 53-67, Ankara. Koçyiğit, A., Ege bölgesinin aktif tektoniği. Batı Anadolu nun Depremselliği Sempozyumu (BAD-SEM) Bildiriler Kitabı, İzmir, Koçyiğit, A., Özacar, A., Extensional neotectonic regime through the NE edge of the outer Isparta Angle. SW Turkey: new field and seismic data. Turkish journal of Earth Sciences, 12, Koçyiğit, A., Denzili Graben-Horst System and the eastern limit of the West Anatolian continental extension: basin fill, structure, deformational mode, throw amount and episodic evolutionary history, SW Turkey. Geodinamica Acta 18, Koçyiğit, A., and Deveci, Ş., Trending active extensional structure, the Şuhut (Afyon) graben: Commencement age of the extensional neotectonic period in the Isparta Angle, SW Turkey. Turkish Journal of Earth Sciences, 16, Louie, J.N., Faster, better: Shear-wave velocity to 100 meters depth from refraction microtremor arrays. Bulletin of the Seismological Society of America, 91, Malovichko, A.A., Anderson, N.L., etal, Active-passive array surface wave inverison and comparision to borehole logs in southeast Missouri. Journal of Environmental Engineering Geophysics, 10, Mayne, W.H., Horizontal data stacking techniques. Supplement to Geophysics, 27,

85 McMechan, G.A. and Yedlin, M.J., Analysis of dispersive waves by wavefield transformation. Geophysics, 46, Neidell, N. S. and Taner, M.T., Semblance and other coherency measures for multichannel data. Geophysics, 36, Pasasa, L., Wenzel, F., Zhao, P., Prestack kirchhoff depth migration of shallow seismic data. Geophysics 63, pp. Platevoite, B., Scaillet, S., Guillou, H., Blamart, D.,Nomade, S., Massault, M., Poisson, A., Elitok, Ö., Özgür, N., Yagmurlu, F., Yılmaz, K., Pleistocene erup- tive chronology of the Gölcük volcano, Isparta Angle, Turkey. Quaternaire, 19, Poisson, A., Wernli, R., Sagular, E.K., Temiz, H., 2003a. New data concerning the age of the Aksu thrust in the south of the Aksu valley, Isparta Angle (SW Turkey): consequences for the Antalya Basin and the Eastern Mediterranean. Geological Journal, 38, Poisson, A., Yağmurlu, F., Bozcu, M., Şentürk, M., 2003b. New insights on the tectonic setting and evolution around the apex of the Isparta Angle (SW Turkey). Geological Journal, 38, Robertson, A.H.F., Mesozoic-Tertiary Tectonic sedimentary evolution of a south Tethyan Oceanic Basin and its margin in southern Turkey. In (eds; Bozkurt, E, Winchester, J. A. and Piper, J. D. A.) Tectonics and Magmatism in Turkey and the Surrounding Area. Geological Society, London, Special Publications, 173, Robertson, A.H.F., Poisson, A., Akıncı, Ö., Developments in research concerning Mesozoic-Tertiary Tethys and neotectonics in the Isparta Angle, SW Turkey. Geological Journal, 38, Sagular, E.K., and Görmüş, M., New stratigraphical results and significance of reworking based on nannofossil, foraminiferal and sedimentological records n the Lower Tertiary sequence from the Nort of Isparta Angle, Eastern Mediterranean. Journal of Asian Earth Sciences, 27, Santani, R. and Zambrano, R., A numerical method of calculating the kernel function from schlumberger apparent resistivity data. Geophysical Prospecting, 29, Sarıiz, K., Keçiborlu kükürt yataklarının oluşumu ve yörenin jeolojisi. Anadolu Üniverditesi Mühendislik Mimarlık Fakültesi Yayınları, No:

86 Steeples, D. W., and Miller, R. D., Seismic reflection methods applied to engineering, environmental and groundwater problems, in Ward, S. H., editor, Geotechnical and engineering geophysics, volume 1: Society of Exploration Geophysicists, 389 pp. Strobbia, C., Surface wave methods acquisition processing and inversion, politecnico Di Torino, Phd Thesis, 260 pp. Şenel, M., Gedik, I., Dalkılıç, H., Serdaroğlu, M., Bilgin, A.Z., Uğuz, M. F., Bölükbaşı, A. S., Korucu, M., Özgül, N Isparta Büklümü doğusunda, otokton ve allokton birimlerin stratigrafisi (Batı Toroslar). MTA. Dergisi, 118, Şenel, M., : ölçekli Türkiye jeoloji haritaları No: 4, Isparta paftası. MTA Genel Müdürlüğü, Jeoloji Etüdleri Dairesi, Ankara. Thorson, J.R. and Claerbout, J.F., Velocitystack and slant-stack stochastic inversion. Geophysics, 50, Yıldız, A. ve Toker, V., Miocene calcareous nannofossil biostratigraphy of the Taurus Belt (Southern Turkey). 4.th. INA Conference, INA Newsletter, Abstracts, 13, 2, Us, A. E., Sismik yöntemler ve yorumlamaya giriş. Jeofizik Mühendisleri Odası, 226 s. Yağmurlu, F., Savaşcın, Y., Ergun, M., Relation of alkaline volcanism and active tectonism within the evolution of the Isparta Angle, SW Turkey. Journal of Geology, 15, Yağmurlu, F., Burdur fayının sismotektonik özellikleri. Batı Anadolu nun Depremselliği Sempozyumu, İzmir, Bildiriler Kitabı, Yağmurlu, F., Bozcu, M., Şentürk, M., Burdur-Fethiye arasındaki bölgede Burdur fayının sismotektonik özellikleri. Tübitak ÇAYDAG, Proje No:101Y027, 79 s., (Yayınlanmamış Rapor). Yalçınkaya, S., Ergin, A., Afşar, Ö.P., Dalkılıç, H., Taner, K., Aksoy, Ö., Dağer, Z. ve Serdaroğlu, M., Batı Toroslar'ın jeolojisi: MTA Raporu, 7898 (Yayımlanmamış). Yalçınkaya, S., Isparta-Ağlasun (Burdur) dolaylarının jeolojisi, İstanbul Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü Doktora Tezi, 180 s. Yılmaz, O., Seismic Data Processing. Society of Exploration Geophysicists, Tulsa, Oklahoma, 526 pp. 73

87 ÖZGEÇMİŞ Adı Soyadı : Ali SİLAHTAR Doğum yeri ve yılı : Mersin, 1984 Medeni Hal : Bekar Yabancı Dil : Almanca Eğitim Durumu : Lisans : Süleyman Demirel Universitesi Müh.Mim. Fakültesi Jeofizik Mühendisliği Bölümü. Bitirme ödevi, Sismik Enerji Kaynağı Yapımı, Lise : Bornova Sıdıka Rodop Lisesi, İZMİR, Projeler : Isparta-Gönen arasındaki Pliyo-Kuvaterner havzanın aktif ve pasif kaynaklı sismolojik yöntemlerle incelenmesi. Mehmet Zakir KANBUR, Ali SİLAHTAR. SDÜ, Bilimsel Araştırma Projesi, Numara: 1998-YL-09, 2010 (devam etmekte). Senirket Yerleşim Alanının Vs30 Hız Haritasının Kırılma-Mikrokırınım (ReMi) Tekniği İle Çıkarılması, SDÜ, Bilimsel Araştırma Projesi, Numara: 1997-YL-09, 2010 (Veri Toplama ve Veri Analizi). Yayın Bilgisi : Silahtar, A., Özsoy, C., Kanbur, M.Z., Yansıma ve yüzey dalgaları metotları ile insan yapımı tünel yerinin bulunması, SDÜ kampüsü. Isparta örneği. Türkiye 19. Uluslararası Jeofizik Kongre ve Sergisi ID:144 Silahtar, A., Kanbur, M.Z., Özsoy, C., Sığ sismik yansıma, MASW ve ReMi yöntemleri ile sığ derinliğin incelenmesi. Isparta yerleşim merkezi kuzeyi Pliyo- Kuvaterner çökel yapı örneği. Türkiye 19. Uluslararası Jeofizik Kongre ve Sergisi ID: