T.C. SÜLEYMAN DEMİREL ÜNİVERSİTESİ FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ TRAKYA BÖLGESİNİN HAVADAN MAĞNETİK ANOMALİLERİNİN İNCELENMESİ. Ali ETİZ

Transkript

1 T.C. SÜLEYMAN DEMİREL ÜNİVERSİTESİ FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ TRAKYA BÖLGESİNİN HAVADAN MAĞNETİK ANOMALİLERİNİN İNCELENMESİ Ali ETİZ Danışman: Yrd.Doç.Dr. M.Nuri DOLMAZ YÜKSEK LİSANS TEZİ JEOFİZİK MÜHENDİSLİĞİ ANABİLİM DALI ISPARTA 2007

2 İÇİNDEKİLER Sayfa İÇİNDEKİLER...i ÖZET...iii ABSTRACT...iv TEŞEKKÜR...v ŞEKİLLER DİZİNİ...vi SİMGELER VE KISALTMALAR DİZİNİ...viii 1.GİRİŞ Bölgenin Genel Jeolojisi ve Tektonik Yapı KAYNAK ÖZETLERİ Mağnetik Yöntemin Fiziksel İlkeleri ve Temel Tanımlar Mağnetik Kutup Kutup Şiddeti Mağnetik Moment Mağnetik Akı Mağnetik Geçirgenlik Mağnetizasyon Şiddeti Mağnetik Duyarlılık Mağnetik Kuvvet Mağnetik Potansiyel Mağnetik Alan MATERYAL VE YÖNTEM Mağnetik Yöntem Yer Mağnetik Alan Bileşenleri Mağnetik Ölçümlere Etki Eden Etkenler Günlük Değişimler Mevsimlik Değişimler Seküler Değişimler Mağnetik Körfezler Mağnetik Fırtınalar Yapay Gürültüler...21 i

3 3.4. Havadan Mağnetik Ölçümler Mağnetik Verilerde Kutba İndirgeme Yöntemi Güç Spektrumu Filtreleme Yukarı Doğru Analitik Uzanım Pseudo-Gravite (Yapma Gravite) Dönüşümü Yapı Sınırı Analizi ARAŞTIRMA BULGULARI Havadan Mağnetik Verilerin Kutba İndirgenmesi Güç Spektrumu Derinlik Hesabı Filtreleme Yukarı Analitik Uzanım Pseudo-Gravite dönüşümü Yapı Sınırı Analizi TARTIŞMA ve SONUÇ KAYNAKLAR...63 ÖZGEÇMİŞ...68 ii

4 ÖZET Yüksek Lisans Tezi TRAKYA BÖLGESİNİN HAVADAN MAĞNETİK ANOMALİLERİNİN İNCELENMESİ Ali ETİZ Süleyman Demirel Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü Jeofizik Mühendisliği Anabilim Dalı Jüri: Prof. Dr. A. Ergün TÜRKER Yrd. Doç. Dr. M. Nuri DOLMAZ (Danışman) Yrd. Doç. Dr. Metin AŞÇI Trakya bölgesinde (KB-Türkiye), ortada sedimanter Trakya havzası, kuzeyde ona bitişik Istranca Masifi ve güneyde karmaşık Marmara denizi baseni gibi büyük jeolojik yapılar yer alır. Istranca Masifi ile Trakya havzasının arasındaki sınır Kırklareli fay zonu ile ayrılır. Trakya bölgesi ve civarında havadan mağnetik anomalilere neden olan yeraltı yapısının durumu ve bölgedeki mağnetik yapıları araştırmak için havadan mağnetik veriler çeşitli jeofizik yöntemler ile analiz edilmiştir. Uluslararası Jeomağnetik Referans Alanı (IGRF) değerleri uzaklaştırılmış çalışma alanının toplam alan havadan mağnetik anomalileri kuzeydoğu ve güneybatı alanlardaki birkaç anomalinin dışında göreceli olarak sakindir. Kutba indirgeme (RTP) dönüşümü gerçekleştirilerek elde edilen çalışma alanının havadan mağnetik anomalileri hem rejyonal hem de rezidüel etkileri içermektedir. Bu etkileri birbirinden ayırmak için, kutba indirgenmiş havadan mağnetik anomalilere güç spektrumu uygulanmıştır. Daha sonra kutba indirgenmiş havadan mağnetik anomalilerinin güç spektrumundan elde edilen kesme dalga sayısı kullanılarak alçak ve yüksek geçişli filtreler ile çalışma alanının alçak-geçişli ve yüksek-geçişli havadan mağnetik anomalileri elde edilmiştir. Yapı sınırı analizinde, ilk önce pseudogravimetrik anomaliler elde edilmiş ve daha sonra bunların yatay gradientleri ve maksimumları hesaplanmıştır. Kutba indirgenmiş havadan mağnetik anomalilerin yatay türevlerinin gradientinin maksimumları ve yüzey jeolojisi ile ilişkisi anomalilere neden olan mağnetik yapıların sınırları, çeşitli jeolojik formasyonlar, yapıların gidişleri ve tektonik hatlar ile yakınlık gösterir. KB-GD ve D-B yönlerindeki büyük yayılım gösteren faylar Kuzey Anadolu Fay Zonunun sırasıyla Kırklareli Fay Zonu ve KAF nın Saros bölümünü temsil etmektedir. Ayrıca kutba indirgenmiş havadan mağnetik anomalilerin farklı seviyelerde yukarı doğru analitik uzanımları elde edilmiştir. Kabuk içi mağnetik kaynakların derin etkilerini gösteren yukarı doğru analitik uzanım haritalarından, KD ve KB yönlerindeki fayların derinlere kadar uzandığı söylenebilir. Bunun yanı sıra, Trakya havzası herhangi bir mağnetik kaynaktan yoksundur. Şarköy civarındaki alanda, biyotit, muskovit, epidot gibi olası mineralleşmeler şiddetli mağnetik anomalilere neden olmuş olabilir. Anahtar Kelimeler: Havadan mağnetik veri, güç spektrumu, yukarı doğru analitik uzanım, yatay gradient. 2007, 77 sayfa iii

5 ABSTRACT M.Sc. Thesis INVESTIGATION OF THE THRACE REGION USING AEROMAGNETIC ANOMALY Ali ETİZ Süleyman Demirel University Graduate School of Applied and Natural Sciences Department of Geophysical Engineering Thesis Commitee: Prof. Dr. A. Ergün TÜRKER Asst. Prof. Dr. M. Nuri DOLMAZ (Supervisor) Asst. Prof. Dr. Metin AŞÇI In Thrace region (NW-Turkey), major geologic structures are the sedimentary Thrace Basin in the centre, the adjacent Istranca Massif in the north and the complex pull-apart Marmara Sea Basin in the south. The Kırklareli Fault Zone forms the boundary between the Istranca massif and the Thrace basin. Aeromagnetic analyses using various geophysical methods have been conducted in the Thrace region in order to have look into the subsurface causative bodies and magnetized structures in the region independent of surface cover. The total aeromagnetic field, subtracted from International Geomagnetic Reference Field (IGRF), over the study region is relatively quiescent except for a few anomalies in the northeastern and southwestern areas. The reduction to pole (RTP) transformation was carried out, and the obtained RTP aeromagnetic anomalies contain both regional and residual effects. In order to separate these effects from one another, the power spectrum was applied to the RTP aeromagnetic anomalies. Then, the low-pass and high-pass filtered aeromagnetic anomalies were produced from the low-pass and high-pass filters obtained from the response function of the power spectrum of the RTP aeromagnetic anomaly data. In order to perform the boundary analyses, pseudo-gravimetric anomalies were produced using geophysical methods and horizontal gradients and then their maxima were calculated. The correlation with surface geology and the maxima of the horizontal gradient of the RTP aeromagnetic anomalies indicates the boundaries of the magnetic materials of the causative bodies, the various geological formations, structural trends and tectonic lines. Major extensive NW-SE and E-W trending faults identified which are coincide with the strands of Kırklareli Fault Zone and the Saros section of North Anatolian Fault Zone, respectively. The RTP magnetic anomalies were also analyzed by upward continuation to different levels. From the upward continued analytical maps, reflecting deep effects of the sub-crustal magnetic sources, major extensive NE- and NW-trending deep faults were identified. Additionally, the Thrace Basin is also devoid of any magnetic sources. In Şarköy surrounding area, it is observed that the mineralization of biotite, muscovite, and epidote might be caused by the intense magnetic anomalies. Key Words: Aeromagnetic Data, Power Spectrum, Upward Contunation Analytical, Horizontal Gradient 2007, 77 pages iv

6 TEŞEKKÜR Bu araştırma için beni yönlendiren, karşılaştığım zorlukları bilgi ve tecrübesi ile tezi bitirmemde çok değerli katkıları olan sayın hocam Yrd.Doç.Dr. M. Nuri DOLMAZ a çok teşekkür ederim. Tezimin başında çok değerli yardımlarını benden esirgemeyen değerli arkadaşım Arş. Gör. Erdinç ÖKSÜM e teşekkürlerimi sunarım. Bu çalışmanın gerçekleşmesinde katkılarından dolayı, S.D.Ü. Mühendislik Mimarlık Fakültesi Jeofizik Mühendisliği Bölüm Başkanı Sayın hocam Prof. Dr. A.Ergün TÜRKER e içtenlikle teşekkürlerimi sunarım. Ayrıca tezimin incelenmesi aşamasında yapıcı eleştirilerini esirgemeyen Sayın Prof.Dr. Mahmut OKYAR a ve Kocaeli Üniversitesi Mühendislik Fakültesi öğretim üyesi Sayın Yrd.Doç.Dr. Metin AŞÇI ya şükranlarımı sunarım. Tezimin ilk zamanlarında hayatıma girerek renk katan, beni gönülden destekleyen, bana karşı göstermiş olduğu anlayış ve sabır için sevgili eşim Ayşegül e sonsuz minnettarım. Tezimin her aşamasında beni yalnız bırakmayan aileme sonsuz sevgi ve saygılarımı sunarım YL-06 No`lu Proje ile tezimi maddi olarak destekleyen Süleyman Demirel Üniversitesi Bilimsel Araştırma Projeleri Yönetim Birimi Başkanlığı na teşekkür ederim. Havadan mağnetik verileri kullanmama olanak sağlayan MTA Genel Müdürlüğü Jeofizik Etütleri Daire Başkanlığı na teşekkür ederim. Ali ETİZ ISPARTA, 2007 v

7 ŞEKİLLER DİZİNİ Şekil 1.1. Trakya bölgesinin genel jeolojik haritası...5 Şekil 1.2. Trakya bölgesinin genel tektonik haritası...6 Şekil 1.3. Çalışma bölgesinin topoğrafya haritası...8 Şekil 1.4. Kuzey Anadolu fayının kuzey ve güney kollarını ve plakalarının GPS ölçümlerine göre kayma miktarlarını gösteren harita...10 Şekil 2.1. Mıknatıs çubuğun mağnetik moment vektörü...11 Şekil 2.2. Boyu l, kutup şiddeti p olan bir dipolün uzayın B noktasındaki mağnetik alan şiddeti bileşenleri...14 Şekil Mağnetik alan bileşenleri...18 Şekil yılına göre yerküre üzerinden geçen inklinasyon açılarını gösteren harita...19 Şekil yılına göre yerküre üzerinden geçen deklinasyon açılarını gösteren harita...20 Şekil 3.4. Bir mağnetik belirtinin kutba indirgeme işleminden önceki ve sonraki hali..24 Şekil 3.5. Güç spektrumu uygulanarak elde edilen kütle derinliklerine ilişkin bir grafik...28 Şekil 3.6. Yatay gradientin maksimumlarını bulmada kullanılan grid noktalarının yerlerini gösteren bir örnek...34 Şekil 4.1. Çalışma alanının havadan mağnetik anomali haritası...37 Şekil 4.2. Çalışma alanının kutba indirgenmiş havadan mağnetik anomali haritası...38 Şekil 4.3. Kutba indirgenmiş havadan mağnetik anomali haritasına uygulanan güç spektrumu eğrisi...39 Şekil 4.4. Şekil 4.3 den elde edilen kesme dalga sayısı kullanılarak alçak geçişli filtrelenmiş havadan mağnetik anomali haritası...40 Şekil 4.5. Şekil 4.3 den elde edilen kesme dalga sayısı kullanılarak yüksek geçişli filtrelenmiş havadan mağnetik anomali haritası...41 Şekil km yukarı doğru analitik uzanım haritası...42 Şekil km yukarı doğru analitik uzanım haritası...43 Şekil km yukarı doğru analitik uzanım haritası...44 Şekil km yukarı doğru analitik uzanım haritası...45 vi

8 Şekil km yukarı doğru analitik uzanım haritası...46 Şekil Şekil 4.4 de verilen alçak geçişli filtrelenmiş havadan mağnetik anomalilerinin pseudo-gravite anomali haritası...47 Şekil Şekil 4.5 de verilen yüksek geçişli filtrelenmiş havadan mağnetik anomalilerinin pseudo-gravite anomali haritası...48 Şekil Alçak geçişli filtrelenmiş pseudo-gravite anomalilerinin yatay gradient haritası...49 Şekil Şekil 4.13 te verilen alçak geçişli pseudo-gravite anomalilerinden elde edilen maksimum gradient haritası...50 Şekil Alçak geçişli filtrelenmiş pseudo-gravite anomalilerinden elde edilen maksimum gradient haritasının topoğrafya haritası üzerindeki izdüşümü...51 Şekil Yüksek geçişli filtrelenmiş pseudo-gravite anomalilerinin yatay gradient haritası...52 Şekil Şekil 4.16 de verilen yüksek geçişli pseudo-gravite anomalilerinden elde edilen maksimum gradient haritası...53 Şekil km yukarı doğru analitik uzanım haritasından elde edilen pseudogravite anomali haritası...54 Şekil km yukarı doğru analitik uzanım haritasından elde edilen pseudogravite anomalilerinin yatay gradient haritası...55 Şekil km yukarı doğru analitik uzanım haritasından elde edilen pseudogravite anomalilerinin maksimum gradient haritası...56 Şekil Bazı minerallerin mağnetik şiddet değerleri...57 Şekil 5.1. Trakya bölgesinin 3B görünümü...60 vii

9 SİMGELER VE KISALTMALAR DİZİNİ U Mağnetik potansiyel V Gravite potansiyeli İ Meyil açısı D Sapma açısı ρ Yoğunluk M Mağnetik moment B Mağnetik akı G Uluslar arası gravite sabiti k x k y λ x yönündeki dalga sayısı y yönündeki dalga sayısı Dalga boyu g ( t, τ ) Frekans tepki fonksiyonu h Yükseklik µ Mağnetik geçirgenlik g max k Maksimum yatay gradient Süseptibilite viii

10 1. GİRİŞ Trakya bölgesi, batıda Yunanistan sınırları içindeki Rodop Masifi, kuzeyde Bulgaristan ve Türkiye sınırları içindeki Istranca Masifi, doğuda İstanbul (Çatalca) yarımadası, güneyde Marmara denizi ve güneybatıda Çanakkale kıvrımı içersinde yer almaktadır. Trakya bölgesi doğalgaz ve petrol açısından zengin bir potansiyele sahiptir. Bölgede petrol aramaları ilk kez 1930 yılında MTA (Maden Tetkik Arama) tarafından Hoşköy civarında 8 adet sığ kuyu açılmasıyla başlamıştır. Bu kuyuların derinlikleri 97 ile 332 m arasında değişmektedir. Trakya bölgesinde ayrıntılı olarak hidrokarbon araştırmaları 1950 li yıllarda TPAO (Türkiye Petrolleri Anonim Ortaklığı), Amerikan Gulf-Tennessee ve Shell gibi büyük petrol şirketleri tarafından araştırılmaya başlanmıştır. TPAO Trakya bölgesindeki aktif arama çalışmalarına 1966 yılında başlamıştır. Bu bölgede 1997 yılının sonuna kadar 245 adet petrol kuyusu çeşitli şirketler tarafından açılmıştır. Bölgenin özellikle ortasında yer alan Trakya havzasının önemli miktarda petrol ve doğalgaz içermesi, yerli ve yabancı birçok petrol şirketinin ve bilim adamlarının ilgisini çekmiştir lü yılların başından itibaren bölgede tektonik, sedimantolojik, stratigrafik ve bölgenin petrol jeolojisine yönelik araştırmalar yapılmış ve halen bu araştırmalar günümüzde de devam etmektedir. Bölgenin tektonik, sedimantolojik ve petrol özelliklerini inceleyen araştırmacılar arasında Bukowski (1903), English (1904), Paeckelmann (1938), Pamir ve Baykal (1947), Pamir (1948), Pınar (1948), Ketin (1946), Abdüsselamoğlu (1963), Doust ve Arıkan (1974), Harding ve Lowell (1979), Şengör (1979), Şengör ve Yılmaz (1981), Turgut vd. (1983), Barka ve Hancock (1984), Perinçek (1991), Turgut vd. (1991) ve Coskun (1997) gibi araştırmacılar sayılabilir. Gökçen (1974), çalışmasında Keşan civarında Üst Eosen-Alt Oligosen yaşlı çökellerin sedimantolojisini araştırmış ve civardaki istiflerin türbiditik bir oluşum, kaynak alanlarının da Rodop Masifi olduğunu belirlemiştir. Turgut vd. (1983), bölgede daha önce açılan kuyu verileri ve sismik kesitlerden yararlanarak Trakya havzasının jeolojisi ve hidrokarbon potansiyeline yönelik çalışmalar yapmışlardır. 1

11 Taner ve Çağatay (1983), Istranca Masifinin genellikle gnayslardan oluştuğunu, bunların üzerinde uyumsuz olarak yaşlı şistler, kireçtaşı ve kumtaşından oluşan metamorfik tortul örtü bulunduğunu vurgulamışlardır. Ayrıca Istranca Masifindeki skarn zonlarında az oranda pirit, çok az kalkopirit hidrotermal kuvars damarlarında eser molibdenit, daha önemli skarn zonlarında manyetit, kalkopirit, bornit, pirit, pirotin, malakit, azurit gibi mineraller bulunduğunu belirtmişlerdir. Saner (1985), Saroz Körfezi dolayında bulunan üç çökel istifin yükselimleri ve Saroz Körfezinin günümüze dek olan aktiviteleri hakkında çalışma yapmıştır. Perinçek (1987), Trakya da daha önceden bilinmeyen bir yanal atımlı fay sisteminin olduğunu belirlemiştir. Üşümezsoy (1990), Istranca orojenik kuşaklarında bazalt-riyolit bileşimli rift volkanizması ile ilişkili olarak tabaka şekilli masif sülfit yatakları Kimmeriyen çanağının açılımı sürecinde oluştuğunu belirtmiştir. Turgut vd. (1991), Trakya havzasındaki sedimantasyonun orta Eosenden başlayıp güneybatıdan kuzey ve kuzeybatıya doğru gelişen bir çökelme etkisiyle oluştuğunu vurgulamışlardır. Perinçek (1991), sismik yansıma verileri ve kuyu verilerinden yola çıkarak Trakya basenindeki iki büyük fay zonundan bahsetmiş ve sediman kalınlığını yaklaşık olarak 9 km olarak göstermiş ve ayrıca Trakya basenindeki sedimantasyonun orta Eosenden başlayan çökelmenin etkisiyle oluştuğunu tanımlamıştır. Görür ve Okay (1996), havzanın yay önü basen özelliğinde olduğunu vurgulamışlardır. Coskun (1997), bölgenin gaz ve petrol sahalarındaki zonlarla olan ilişkileri belirleyip, tektonik açıdan değerlendirmelerde bulunmuştur. Turgut (1997), doğu Trakya bölgesinin Tersiyer sediment istifini belirleyerek, çökel sınırlarının saptanması ve bu sediment istifin konumu hakkında araştırmalar yapmıştır. Harput (1998), Türkiye de bulunan çeşitli bölgelerdeki farklı havzaların, Trakya havzasında bulunan kayaların petrol açısından olgunluk değerleri ve kalitesi hakkında karşılaştırma yapmıştır. Büyükutku ve Sonel (1998), sismik kesitlerden yararlanarak Trakya havzasında bulunan yanal atımlı fayların saptanmasının bu faylarda bulunan kapanların petrol aramaları açısından önemini vurgulamışlardır. Coşkun (2000), Trakya bölgesinin petrol potansiyeline KAF (Kuzey Anadolu Fayı) ve Istranca Masifinin etkilerini incelemiş ve petrol oluşumu ile göçünün Oligosen-Miyosen sırasında iki farklı çökme havzasında geliştiğini yaptığı çalışmada belirtmiştir. Çağlar (1999), Trakya havzasında K-G doğrultusunda havzanın ortasında magnetotellürik ölçümler yapmış ve bölgede 2

12 bulunan kuyulardan sıcaklık değerlerini de göz önünde bulundurarak Trakya havzasının altında kalan bölümün sıcak değerlerinin düşük olduğunu belirtmiştir. Ayrıca elde ettiği ölçümlerden yola çıkarak Trakya havzasının ortasında kabuk kalınlığının km civarında olduğunu vurgulamıştır. Bayrak vd. (2004), Trakya havzası ve Istranca Masifi boyunca 9 istasyonda 80 km boyunca magnetotellürik ölçümler yapmışlardır. Yaptıkları ölçüm sonuçlarına göre iki boyutlu ters çözüm tekniği ile verileri modellemişlerdir. Istranca Masifinde çok yüksek rezistivite (>2000 ohm m) değerlerinin 2.5 km den 35 km derinliğine kadar yayılım göstermekte olduğunu belirtmişlerdir. Trakya basenindeki sedimanter genişliğinin 63 km ve sedimanter kalınlığının 8 km civarında olduğunu belirtmişlerdir. Hoşgörmez ve Yalçın (2005), bölgenin doğal gaz alanlarındaki kayaların olgunlaşması ve bu alanlardaki olası kaynak kayalarının belirlenmesine yönelik çalışma yapmışlardır. Bayrak vd. (2006), Trakya bölgesinde 40 istasyonda magnetotellürik ölçümler yapmışlar ve bu ölçümlerden sonra yaptıkları değerlendirmeler sonucunda Trakya havzasının kuzeydoğu kesiminin güneybatıya göre daha karmaşık olduğunu belirtmişlerdir. Istranca Masifi sınırındaki normal fayların Trakya havzasına paralel olduğunu ve havzanın güneybatısında Saroz körfezine doğru geniş yapısal yükselimler olduğunu vurgulamışlardır. Huvaz vd. (2007), Trakya havzasında 70 kuyudan alınan ölçüm sonuçlarına göre termal gradient verilerinin, 26 ile 43 C/km arasında değiştiğini tespit etmişlerdir. Bu sonuçlardan havzanın kenar etkileri, üst kabuk kalınlığı ve havza ısı akışı, stratigrafik sütunla birlikte değişen termal iletkenlik, geçici ısı akışı etkileri ve yapısal özelliklerin etkileri hakkında yorumlar yapmışlardır. Bu çalışmada ise, Trakya bölgesine ait havadan ölçülen mağnetik veriler, jeofizik analiz teknikleri yardımıyla irdelenerek, mağnetik özelliğe sahip olan jeolojik yapıların konumu hakkında inceleme yapılmıştır. Havadan mağnetik verilerin yorumlanabilmesi ve bu anomaliye sebep olan jeolojik yapıların ilişkilendirilebilmesi için ilk önce mağnetik verilere kutba indirgeme yöntemi uygulanarak veriler kutba indirgenmiştir. Daha sonra, mağnetik sığ ve derin kütle etkilerini birbirinden ayırmak için tüm çalışma alanına ait havadan mağnetik verilerin güç spektrumu alınmıştır. Güç spektrumundan elde edilen veriler doğrultusunda havadan mağnetik veriler 3

13 alçak ve yüksek geçişli olarak filtrelenmiştir. Sığ etkilerden uzaklaşarak, derin kütle etkilerini daha iyi görebilmek için değişik seviyeler için yukarı analitik uzanımlar yapılmıştır. Sonraki adımda alçak geçişli filtrelenmiş mağnetik anomali haritasına pseudo-gravite dönüşümü uygulanmış ve pseudo-gravite anomali haritası elde edilmiştir. Son olarak, mağnetik anomalilere sebep yeraltındaki yapı sınırlarının belirlenmesi ve olası görünür ve gizli fay sınırlarının saptanması için kutba indirgenmiş havadan mağnetik verilere yapı sınırı analizi yöntemi uygulanmıştır. Birinci bölümde (Giriş) bölgede yapılan önceki çalışmalar, bölgenin genel jeolojisi ve tektonik yapısı anlatılmıştır. İkinci bölümde (Kaynak Özetleri) konunun kuramsal temelleri ve fiziksel ilkeleri verilmiştir. Üçüncü bölümde (Materyal ve Yöntem) jeofizik analiz teknikleri anlatılmıştır. Dördüncü bölümde araştırma bulguları, beşinci bölümde ise tartışma ve sonuç yer almaktadır Bölgenin Genel Jeolojisi ve Tektonik Yapı Türkiye nin kuzeybatısında yer alan Trakya bölgesinin yüzölçümü yaklaşık km 2 lik bir alana sahiptir. Bu bölge içerisinde, kuzeyde Istranca Masifi, doğuda İstanbul (Çatalca) yarımadası, güneybatıda Gaziköy-Şarköy-Gelibolu-Çanakkale kıvrımı ve orta bölümünde ise Trakya havzası yer almaktadır. Çalışma sahasının sadeleştirilmiş jeolojik haritası ve bölgenin Türkiye tektoniği içerisindeki konumu Şekil 1.1. ve Şekil 1.2. de gösterilmiştir. Trakya nın kuzey kısmında yer alan Istranca Masifi, batıda Tunca ırmağı, kuzeyde Bulgaristan ve doğuda Karadeniz ile sınırlanmıştır. Ortalama 20 km eninde ve 200 km boyunda olup, yüzölçümü yaklaşık olarak 4000 km 2 dir. Istranca Masifi metamorfik kayaçlardan oluşmuştur. Metamorfik kayaç birimleri masifin kuzeyinde genellikle masifin gidişine paralel olarak D-B doğrultulu şekilde, masifin güneydoğusunda ise Çatalca civarında KB-GD doğrultulu olarak devam ederler. Çeşitli gnayslar, özellikle gözlü gnayslar (metagranit), çeşitli mikaşistler, mermer, kalkşist, kuvarsit, amfibolit ve kristalin kalker masifi oluşturan başlıca metamorfik kayaçlardır. Daha genç olan granit ve diorit bu kayaçları keser. Tüm bu malzeme 4

14 birbiri üzerine itilmiş şariyaj naplarını oluşturur (Pamir ve Baykal, 1947; Pamir, 1948). Istranca Masifinin güney sınırı boyunca Eosen kireçtaşları ile ve kuzeydoğuda Üst Kretase tabakaları tarafından açılı diskordansla örtülmüştür. Trakya havzasında Tersiyer klastikler yer almaktadır. Havzanın kuzeyinde ve kuzeydoğusunda Istranca Masifi, batıda Rodop Masifi ve güney ve güneybatısında Saros Körfezi yer alır ve Marmara denizini de kısmen içerisine alan büyük ve derin bir çökelmeden oluşmuştur. Havzanın Kırklareli ve Mürefte arasındaki genişliği 120 km, İstanbul ile Edirne arasındaki uzunluğu 220 km olup, havza kenarlarında m olan sediman kalınlığı orta bölgelerine doğru m civarına kadar ulaşmaktadır. Trakya havzası, petrol ve doğalgaz potansiyeli nedeniyle 50 yıldan beri birçok araştırmacı tarafından incelene gelmiş, açılan kuyulardan elde edilen bilgiler sayesinde havzanın yeraltı jeolojisi (özellikle havzayı dolduran Tersiyer yaşlı sedimentlerin durumları) ortaya çıkarılmıştır. Şekil 1.1. Trakya bölgesinin genel jeolojik haritası (MTA 1: lik haritadan sadeleştirilmiştir) 5

15 Şekil 1.2. Trakya bölgesinin genel tektonik haritası (Turgut vd., 1991 den çizilmiştir) Trakya havzasının orta Eosende başlayan Tersiyer sedimentlerinin birbirini izleyen transgresyon ve regresyonlarla oluşup geliştiğini göstermektedir. Çökelme, önce sığ deniz tortularıyla başlamış, bunu derinleşen deniz tortuları izlemiş, daha sonra tekrar sığ deniz ürünleri ve karasal tortularla sonuçlanmıştır. Buna göre iki tip sediment istifi meydana gelmiştir. Bunlardan birincisi, kireçtaşı ve sığ deniz kırıntılarından (klastiklerden) oluşan az kalınlıkta şelf tortuları, diğeri ise çok kalın bir şekilde gelişmiş ve mikalı kum ve killerden oluşan filiş fasiyesindeki tortulardır (Doust ve Arıkan, 1974). Gaziköy-Şarköy-Gelibolu-Çanakkale bölgesi, Trakya havzasının güney kenarını ve Çanakkale boğazının çevresini oluşturur. Bu bölge kalın bir Tersiyer örtüsü ile kaplı bulunan, Ege ara kıvrımlarından ve KD-GB doğrultulu Alp kıvrımlarından oluşmuştur. Alp kıvrımları ve Tersiyer örtüsü enine ve boyuna faylarla birçok fay bloklarına ayrılmıştır. Tersiyer örtüsünde Eosen kalker ve klastikleri, Oligosen klastikleri, denizel Miyosen kireçtaşları (Şarköy civarında), Üst Miyosen tuzlumsu şeyl, kumtaşı ve marnları gelişmiştir (İlhan, 1976). Çanakkale boğazı ve çevresi Pliyosen sonunda çökmüş ve deniz tarafından istila edilmiştir (Bukowski, 1903; 6

16 English, 1904; Pınar, 1948). Çanakkale boğazının iki tarafında ve Marmara denizinin Gelibolu ile Gaziköy arasındaki kıyı kesiminde, çeşitli seviyelerde gelişmiş Pliyosen fosilleri bulunan kıyı çökelleri ile kaplı taraçalar, deniz seviyesine nazaran karanın, genç epiorojenik hareketlerle ilgili olan yükselme ve alçalmalarını gösterir. Marmara dan Eceabat a kadar KD-GB doğrultulu olan faylı bir kıvrım çökmüş eksene karşılık gelir. Üst Miyosen tabakaları boğazdan karaya doğru eğimlidir (İlhan, 1976). İstanbul (Çatalca) bölümü; doğuda İstanbul boğazı, kuzeyde Karadeniz ve güneyde Marmara denizi tarafından sınırlanmış olan bu yarımada, Trakya nın doğu uzantısıdır. Istranca Masifindeki metamorfik kayaçlar yarımadanın batı kısmına (Çatalca) kadar hâkimdir. Üst Kretase kireçtaşı, marn ve fliş ile Eosen kireçtaşı ve marnları Karadeniz kıyısı boyunca, ayrıca Oligosen klastikleri, Orta Miyosen denizel çökelleri Trakya havzasında tanımlanmış olan Tersiyer birimle aynıdır. İstanbul boğazının iki tarafında uzanan, Paleozoik kütlelerinde görülen yaklaşık K-G yönlü Hersiniyen kıvrım eksenleri tanımlanmaktadır (Packelmann, 1938). Ayrıca İstanbul un kuzeybatısında ise karbonifer serilerinde gelişmiş bulunan KB-GD doğrultulu kıvrım eksenleri yer almaktadır (Abdüsselamoğlu, 1963; Ketin, 1946; Yalçınlar, 1951). 7

17 Edirne Kırklareli TRAKYA BÖLGESİ KARA DENİZ Tekirdağ İstanbul MARMARA DENİZİ Çanakkale Şekil 1.3. Çalışma bölgesinin topoğrafya haritası Çalışma bölgesinin topoğrafya haritası Şekil 1.3 de görülmektedir. Trakya bölgesinin kuzeyinde yer alan Istranca dağları genellikle plato görünümünde olup, Istranca bölgesinde genelde ortalama m yükseklikle bulunmakta ve kısmen oldukça yüksek sayılabilecek 850 m ye kadar ulaşan değerler gözlenmektedir. İstanbul (Çatalca) un kuzeybatısına kadar Istranca dağlarının ortalama m yükseklikte sayılabilecek tepeleri uzanmaktadır. Trakya havzası genellikle düz bir yapıdan oluşmakta ama yine de küçük sayılabilecek 100 m civarında yükseklikler bulunmaktadır. Ayrıca, Gaziköy-Mürefte arasında m ye varan yükselimler bulunmaktadır. Trakya bölgesinin GB bölümünde Saros grabeni günümüze kadar aktivitesini sürdürmüştür. Sağ yanal atımlı Kuzey Anadolu Fayının batı uzanımında yer alan Ganos Fayı, Orta Eosen öncesi oluşmuş bir paleo-tektonik hattı izler. Miyosenden itibaren Ganos Fayı boyunca görülen faylanmalar ve grabenleşmeler tansiyonel kuvvetlerin egemen olduğunu kanıtlar. Saros grabeni, batı ve güneybatıya kadar uzanarak Kuzey Ege çukurluğunu oluşturur. Bu çukurluk Gökçeada ve Semadirek adaları arasından geçerek Yunanistan ın doğu sahillerinde Pelion yarımadasına kadar 8

18 uzanır (Saner, 1985). Bölgenin bugünkü yapısına hâkim KD-GB doğrultulu büyük epiorojenik hatlar, Kuzey Anadolu Fayı (KAF), Kuzey Marmara denizaltı çukurlarından geçerek Saros Körfezine doğru uzanır. Trakya havzasının tektonik evrimi, bölge çevresindeki orojenik olaylarla ilişkilidir (Turgut, vd., 1991). Trakya havzasının, güneyde Marmara Denizi içinde kalan kesimde genç Kuzey Anadolu Fayı (KAF) ile kesilmiştir. Kuzey Anadolu Fayı, doğuda Karlıova dan başlayıp batıda Saros Körfezine kadar uzanan 1200 km uzunluğunda sağ yanal atımlı bir fay zonudur. Üst Miyosen sırasında bugünkü KAF nın olduğu kuşakta geniş bir paralanma zonu belirmiş ve daha sonra bu kuşak dar bir fay zonuna dönüşmüş ve günümüzdeki KAF nı oluşturmuştur (Barka, ve Hancock, 1984). Trakya Fay Sistemi, kuzeydoğusunda Kırklareli Fay Zonu (KFZ), batısında kuzeye eğimli Lüleburgaz Fay Zonu (LFZ), kuzeye doğru eğimli Babaeski Fay Zonu (BFZ) ve havzada KB-GD doğrultulu Kuzey Osmancık Fay Zonu (KOFZ) ve Terzili Fayı (TF) nı kapsamaktadır. Kuzey Anadolu Fayı (KAF) ile benzer özelikler gösterir. Her ikisi de sağ yönlü doğrultu atımlı ve Orta Miyosen yaşlıdır. Trakya fay sistemi, KAF nın en yaşlı batı uzantısıdır. KAF, Serravaliyen de kollara ayrılmış ve bu kollar Trakya havzası içine girmiştir. Daha sonra kuzeyden başlamak üzere bunların etkinliği azalmış, güneye doğru gençleşmiş ve Marmara Denizi ve Saros Körfezine göç etmişlerdir. Ayrıca bu gençleşme KB dan GD ya fay zonlarının doğrultusu boyunca da devam etmiştir. Kırklareli Fay Zonu (KFZ), normal fay karakterli olup doğuya doğru uzanır. Bu fay muhtemelen şelf kenarında bulunan Kuzey Osmancık Fay Zonu (KOFZ) ile çakışır ve şelf kenarından güneydoğuya doğru uzaklaşır (Coskun, 1997). Kuzey Osmancık Fayı kuzey şelfine paralel uzanan normal bir faydır. Oligosen zamanında gelişmeye başlayan havzada Kuzey Osmancık Fayı gelişmesine devam eder ve listrik fay özelliği kazanır. Trakya havzasının batısında yer alan Lüleburgaz Fay Zonu (LFZ) kuzeye eğimli ters fay karakterlidir. Lüleburgaz Fay Zonu (LFZ) yakınında gevşeme ve sıkışma rejimi hâkimdir. Gevşeme büklümü etkisi sonucunda normal faylarla sınırlı bir çökme alanı gelişmiştir. Babaeski Fay Zonu (BFZ) Lüleburgaz Fay Zonundan ayrılan (LFZ) ve kuzeye doğru gelişen bir faydır. Fayın, güneydoğu yönünde ters fay karakteri kazandığı görülür. Trakya havzası normal taban fayları ile 9

19 başlar, bu fayların aktivitesinin artması sonucunda havza ortasında ve şelf alanlarında klastik sedimanlar çökelir. Terzili fayı, Geç Miyosen-Erken Pliyosen zamanında gelişmiş, Kuzey Osmancık Fayına paralel olan yanal atımlı bir faydır. Kuzey Anadolu fayının kuzey kolu çalışma alanın GB Trakya dan Ege denizine doğru gider (Şekil 1.4). Anadolu levhasında ve Marmara bölgesinde birçok araştırmacı tarafından GPS (Global Positioning System) ölçümleri yapılmıştır. Anadolu levhasının batıya doğru olan hareket hızı KAF nın göstermiş olduğu kinematik özelliklerinden kaynaklanmaktadır (Kahle vd., 2000; McClusky vd., 2000; McClusky vd., 2003). KAF nın kuzey kolu üzerinde GPS hızları mm/yıl olarak verilmektedir (Meade vd., 2002; Le Pichon vd., 2003). Şekil 1.4. Kuzey Anadolu fayının kuzey ve güney kollarını ve plakalarının GPS ölçümlerine göre kayma miktarlarını gösteren harita (McClusky, vd., 2000; Flerit, vd., 2002 den alınmıştır). 10

20 2. KAYNAK ÖZETLERİ 2.1. Mağnetik Yöntemin Fiziksel İlkeleri ve Temel Tanımlar Mağnetik Kutup Bir mıknatıs çubuğunun mağnetik özelliği, iki uçlarına yakın bir bölgelerde toplanmıştır. Bu uçlara mağnetik kutup adı verilir. Ortasından serbest asılmış bir çubuk mıknatısın yerin mağnetik kuzey kutbunu gösteren ucuna pozitif kutup, güney kutbunu gösteren ucuna ise negatif kutup denir Kutup Şiddeti Kendisinden 1 cm uzaklıkta bulunan aynı şiddete sahip bir kutba 1 din lik bir kuvvet uygulayan kutba birim kutup denir. Buna göre kutup şiddeti kendisinden 1 cm uzakta bulunan bir birim kutba uyguladığı kuvvete eşittir Mağnetik Moment Bir çubuk mıknatısın momenti (M), kutup şiddeti (P) ile kutuplar arasındaki uzaklığın (l ) çarpımına eşittir. M = P l (2.1) l M r -P +P Şekil 2.1. Mıknatıs çubuğun mağnetik moment vektörü 11

21 Mağnetik Akı Mağnetik bir cisim bir alan içinde bulunduğu zaman mıknatıslanır ve cisim içinde mağnetik bir akı oluşur. Akı diğer bir şekilde indüksiyon çizgilerinin sayısı olarak da tanımlanır. Mıknatıslanabilen bir cisimdeki akının cismin ucundaki A kesitinin birim yüzölçümü başına düşen oranına akı yoğunluğu veya mağnetik indüksiyon denir. B=θ /A (2.2) Burada; B= akı yoğunluğu (mağnetik indüksiyon), θ =Mağnetik akı, A=cismin kesiti B nin birimi MKS birim sisteminde weber/m 2 dir Mağnetik Geçirgenlik Düzgün bir mağnetik alan içinde cismin birim kesitinden geçen kuvvet çizgileri sayısının, havada aynı kesitten geçen kuvvet çizgilerinin sayısına oranıdır. µ = B /T (2.3) Burada; µ =mağnetik geçirgenlik, T=mağnetik akı şiddeti, B=akı yoğunluğudur. µ nün birimi CGS birim sisteminde gauss/oersted olarak verilir Mağnetizasyon Şiddeti Mağnetizasyon şiddeti (J) birim hacme (V) düşen mağnetik momenttir (M). J=M/V (2.4) Mağnetik Duyarlılık Bir cisimde oluşan mağnetizasyon şiddetinin cisme etkiyen mağnetik alan şiddetine oranıdır. 12

22 k=j/t (2.5) Mağnetik duyarlılık ile mağnetik geçirgenlik arasında; µ =1+4π k (2.6) bağıntısı vardır. 1γ = 10-5 Oe = 10-5 T = 1 nt (2.7) Mağnetik yöntemle genellikle alan şiddeti birimi gauss un yüzde biri olan gamma kullanılır. Günümüzde bazı jeofizikçiler mağnetik alan şiddeti birimi olarak gamma yerine nano Tesla (nt) kullanırlar Mağnetik Kuvvet Bu kuvvet gravitede Newton çekim yasasına özdeş olup, Coulomb yasası ile ifade edilir. İki kuvvet birbirlerini kutup şiddetleri ile doğru, aralarındaki uzaklık ile ters orantılı olarak iterler veya çekerler. Boşlukta ve havada µ 1 olarak alınır. F 1 P1. P2 = (2.8) µ 2 r 2.2. Mağnetik Potansiyel Şiddeti P olan bir mağnetik kutbun uzayın herhangi bir B noktasındaki mağnetik potansiyeli; P A = (2.9) r şeklinde tanımlanmaktadır. Mağnetik potansiyel birim kutbun bir mağnetik alan içinde alana karşı hareketiyle yapılan iş olarak da tanımlanabilir. 13

23 A( r) = r F( r) dr = P µ. r (2.10) Şekil 2.2. Boyu l, kutup şiddeti P olan bir dipolün uzayın B noktasındaki mağnetik alan şiddeti bileşenleri (Akçığ ve Pınar, 1994) Dipolün boyu l, kutup şiddeti P, +P ve P kutuplarının B noktasına uzaklıkları sırasıyla r 1 ve r 2, dipolün orta noktasının B noktasına uzaklığı r, mağnetik momenti M, kartezyen koordinat sisteminde r 2 =x 2 +y 2 +z 2 dir. P P A( r) = (2.11) r r = P (2.12) ( r + l 2rl cosθ ) ( r + l + 2rl cosθ ) 14

24 Eğer r >> 1 ise; cosθ cosθ A( r) 2Pl M 2 2 (2.13) r r şeklinde olur Mağnetik Alan (2.12) bağıntısının r ye göre türevini almak suretiyle, r doğrultusundaki mağnetik alanın radyal bileşeni; A r + l cosθ r l cosθ F = = P 3 3 (2.14) r ( r + l + 2rl cosθ ) ( r + l 2rl cosθ ) Benzer şekilde r ye dik doğrultudaki (θ doğrultusu) teğetsel bileşen; 1 A l.sinθ l.sinθ F ( θ ) = = P 3 3 (2.15) r θ ( r + l + 2rl cosθ ) ( r + l 2rl cosθ ) Eğer r >> l ise; cosθ sinθ F( r) 2M ; F( θ ) M (2.16) 3 3 r r θ = 0 için ( Mr F r) = 2 ; F ( θ ) = 0 (2.17) 2 2 ( r l ) 2 π θ = için F ( r) = 0 ; 2 M F( θ ) = (2.18) ( r + l ) 15

25 (2.17) ve (2.18) bağıntıları sırasıyla, mağnetizmada 1. ve 2. Gauss durumları olarak bilinir ve jeomağnetik aletlerin kalibrasyonunda kullanılırlar. r >> l durumu için mağnetik alanın radyal ve teğetsel bileşenleri; 2M M π F( r) ( θ = 0) ; F( θ ) ( θ = ) (2.19) 3 3 r r 2 şeklinde elde edilir. Mağnetik alan vektörünün bileşke değeri; 2M F = (2.20) r (4cos θ + sin θ ) 3 F r den farklı olarak bir α doğrultusunda tanα=f θ /F r =0,5 tanθ olacaktır. Kartezyen koordinat sisteminde r 2 =x 2 +y 2 +z 2 olduğu göz önüne alınarak mağnetik alanın ifadesi; A A A F( x, y, z) A = i + j + k (2.21) x y z şeklinde gösterilebilir (Kenar, 1998). 16

26 3. MATERYAL ve YÖNTEM 3.1. Mağnetik Yöntem Mağnetik yöntemin temel ilkesi yerin mağnetik alanındaki değişimlerin incelenmesidir. Mağnetik yöntemde aramalar sırasında genellikle yerin mağnetik alanının toplam şiddeti (F) ölçülür. Bununla birlikte yatay ya da düşey bileşen veya sapma ve dalım açılarını da ölçmek olanaklıdır. Yeraltındaki kayaçların bazıları içinde bulunan mağnetik minerallerin yanal ve düşey yönde farklı dağılımlar göstermesi veya bir maden cevheri oluşturacak biçimde bir arada yoğunlaşması ortamın mağnetik geçirgenliğinin ve mağnetik duyarlılığının değişmesine yol açar. Bunun etkisi altında ölçülen mağnetik alan değerleri de değişir. Mağnetik yöntemde bu değişimler haritalanarak yeraltındaki mağnetik maden veya kayaçların yeri, şekli ve derinliği belirlenebilir. Mağnetik yöntemle petrol aramalarında sedimanter havzaların temel kayacını oluşturan plütonik ya da metamorfik kayaçların üst yüzeyindeki engebeler saptanabilir Yer Mağnetik Alan Bileşenleri Yerküre üzerindeki mağnetik alan, yerküre merkezine yerleştirilmiş ve dönme ekseni ile yaklaşık 11.5 º lik açı yapan bir dipolün alanı gibi düşünülebilir. Yerküre üzerindeki herhangi bir noktada toplam mağnetik alan şiddeti (F) vektörel olarak ölçülür. Toplam mağnetik alan şiddetinin, yatay (F H ) ve düşey (F Z ) olmak üzere iki bileşeni vardır (Şekil 3.1). 17

27 Şekil 3.1. Mağnetik alan bileşenleri x = F CosD (3.1) H y = F SinD (3.2) H = x y (3.3) F H F + 2 = F H F Z (3.4) F Z ( I ) = F tan (3.5) H I = arctan FZ (3.6) 2 2 x + y D = arcsin y (3.7) 2 2 x + y Yer mağnetik alan şiddetindeki değişim nano Tesla (nt) olarak ifade edilir. 1 nt=10-9 Tesla, ayrıca 1nT=10-5 Gauss olarak da belirtilebilir. 18

28 Coğrafi kuzey ile mağnetik kuzey arasında kalan açı deklinasyon açısı (D) olarak belirtilir. Kuzeyden doğuya doğru ölçüldüğünde (+), kuzeyden batıya doğru ölçüldüğünde ise (-) dir. İnklinasyon açısı (I) ise yatay bileşen ile toplam bileşen arasındaki açıdır. Eğer ucu aşağıya doğru ise işareti (+) ve ölçü yapılan yer kuzey yarım küredir, ucu yukarı ise işareti (-) ve ölçülen yer güney yarım küredir. İnklinasyon açısının 0º olduğu yer mağnetik ekvator olarak da adlandırılır ve bazen ±90º olduğu yer ise mağnetik kutup olarak isimlendirilir. Yer mağnetik alanının 2000 yılına göre inklinasyon ve deklinasyon açıları Şekil 3.2 ve Şekil 3.3 de verilmiştir ( Şekil yılına göre yerküre üzerinden geçen inklinasyon açılarını gösteren harita. Kontur aralıkları 2 dir ( 19

29 Şekil yılına göre yerküre üzerinden geçen deklinasyon açılarını gösteren harita. Kontur aralıkları 2 dir ( Mağnetik Ölçümlere Etki Eden Etkenler Günlük Değişimler Düzgün değişim görülen günlere sakin gün, düzgün olmayan değişimlerin görüldüğü günlere ise sakin olmayan gün denir. Sakin günlerdeki değişimler dengeli, düzgün ve düşük genliklidir. Aya ve güneşe ait günlük değişimler de bu sakin günlük değişimin içindedir. Sakin günlük değişimler maksimum 40 Gamma (γ) ya ulaşırken, ortalama 25 Gamma (γ) düzeyindedir Mevsimlik Değişimler Yıl boyunca alınan mağnetik kayıtların incelenmesinden mağnetik alan değerlerinin yıl boyunca mevsimlere göre azalma veya artma eğiliminde olduğu gözlenir. 20

30 Seküler Değişimler Uzun zaman süreci içinde görülen değişimlere seküler değişim denir. 10 yıldan 100 yıllara kadar uzanan bu değişimler, mağnetik alanın bileşenlerinde, sapma ve eğim açılarında gözlenmektedir. Yıllık seküler değişim hızlarını gösteren haritalara izopor denir. İzoporlar, bir kıta büyüklüğünde maksimum ve minimum oluştururlar. Kıtalardan okyanuslara geçişlerde değişim göstermezler. Yani jeolojik değişim ile ilgili değillerdir. Bu gözlemlere göre mağnetik alan yılda 0,1º batıya kaymaktadır. Gözlenen bu değişim jeolojik değişimlere göre çok hızlıdır Mağnetik Körfezler Bunlar birkaç saat süren çalkantılardır. Kaynağının mağnetosferin karanlık kısımlarında olduğu, ayrıca yer çapının yaklaşık 10 katından daha uzaklarda bulunduğu sanılmaktadır Mağnetik Fırtınalar Yer mağnetik alanın sınırlı ve geçici olan ani düzensizliklerini yansıtan olaylardır. Bazen yavaş gelişir, bazen de ani olarak hissedilirler. Ani gelişen fırtınalar güneşin renk tabakasındaki püskürmeden kaynaklanır. Mağnetik fırtınaların devam etme süresi farklılık göstermesine rağmen genelde 1-4 gün arasında değişmektedir Yapay Gürültüler Mağnetik ölçümlerde en sık karşılaşılan gürültülere neden olabilecek etkenlerden birisi de alanda bulunan mağnetik özellik gösterebilecek maddelerdir. Ölçümlere başlamadan önce çalışma alanında gürültüye neden olabilecek bu gibi maddelerin çalışma alanı dışına çıkarılması veri kalitesini olumlu yönde etkileyecektir. Bu nedenle ölçümleri gerçekleştiren kişinin üzerinde mağnetik özellik gösterebilecek eşyaların bulunmamasına dikkat edilmelidir (Ekinci, 2005). 21

31 3.4. Havadan Mağnetik Ölçümler Yer içi derinliklerinde bulunan yapıların yeryüzünden jeofizik yöntemlerle araştırılması pahalı olup zaman gerektirir. Bu nedenle araştırmaların çabuk ve hızlı bir sürede yapılabilmesi için bazı jeofizik etütler havadan uçakla yapılmaktadır. Bu şekilde yapılan başlıca yöntemler mağnetik ve elektromağnetik yöntemlerdir. Havadan mağnetik yöntem çoğu kez ön etüt amacına yöneliktir. Havadan yapılan etütler verinin bir çeşit yukarı doğru analitik uzanım yapılmış şeklinin elde edilmesidir. Havadan mağnetik anomalilerde sığ yapıların etkisi pek görülmez. Bunlar genellikle derinlerde bulunan temel kayanın etkisini yansıtırlar. Uçaklarda genellikle ölçü aleti olarak toplam alan ölçen proton veya optik pompaj mağnetometreleri kullanılır. Mağnetometre uçağın kuyruk bölümüne monte edilir ve kuş (bird) adı verilen m lik bir kablo ile uçaktan sarkıtılır (Kenar, 1998). Ancak bu sistemde uçaktan kaynaklanabilecek etkiler, ölçülerin duyarlılığına etki etmemelidir. Uçuş yüksekliği ve profil aralığı amaca uygun olarak saptanır. Maden arama çalışmalarında uçuş yüksekliği 150 m ve profil aralığı 500 m civarında seçilir. Eğer etüt rejyonal amaçlı ise, uçuş yüksekliği m ve profil aralığı 1 2 km arasında olabilir. Havadan mağnetik etütlerde en önemli sorunlardan biri uçuş yönünün belirlenmesidir. Yön planlaması yapılırken dikkat edilmesi gereken önemli nokta uçuşların mağnetik trende dik olarak yapılabilmesidir. Diğer önemli sorunlardan biri uçağın lokasyonunun saptanmasıdır. Bu işlem fotoğraf çekme ya da radyo aracılığı ile elektronik lokasyon tespit etme şeklinde yapılır (Akçığ ve Pınar, 1994). Ölçüler mağnetik şeritler üzerine veya bilgisayar belleğine belirli zaman aralıklarıyla sayısal olarak kaydedilir. Ölçüler alınırken ayrıca ölçü noktalarının koordinatları ve zamanda kaydedilmelidir. Havadan mağnetik ölçüler kısa zamanda alındığından yer mağnetik alanının değişimlerinin etkisi de en aza indirgenmiş olmaktadır (Kenar, 1998). 22

32 Türkiye de havadan mağnetik etütlere ilk olarak 1960 yılında başlanmıştır. Bu tarihte Canadian Aero Service isimli Kanada şirketi, Maden Tetkik ve Arama Genel Müdürlüğü (MTA) adına batı, orta ve doğu Anadolu nun bazı yörelerine demir aramaları amacıyla uçuşlara başlamış ve etütlerini 1961 yılında tamamlamıştır (Hutchison vd., 1962). Bu etütlerde proton mağnetometresi ve sintilometre kullanılmıştır yılında MTA nın oluşturduğu bir ekiple doğu, orta ve batı Anadolu da demir arama amaçlı etütler sürdürülürken, diğer taraftan petrol ve jeotermal enerjiye yönelik havadan mağnetik etütlerine de devam edilmiştir yılında bir proje olarak ortaya çıkan Türkiye havadan mağnetik haritaların hazırlama çalışması, 1989 yılı uçuşları ile tamamlanmıştır. Bu projede uçuşlar nominal 2000 feet yükseklikten yapılmış ve önceki yılların başka amaçlarla yapılan 2000 feet yükseklikli uçuş verilerinden de yararlanılmıştır (Karat ve Metin, 1992; Aydın ve Karat, 1995). Türkiye de havadan mağnetik haritaların hazırlanmasına yönelik çalışmalarda, uçuş profilleri, jeolojik ve tektonik hatları olabildiğince dik kesecek şekilde ve genellikle Kuzey-Güney yönlerinde seçilmiştir. Uçuş hatları arasındaki mesafeler beklenen maden, jeotermal veya diğer potansiyel kaynaklara bağlı olarak 1-5 km arasında seçilmiştir. Toplam mağnetik alan şiddetinin ölçüldüğü havadan etütlerde, proton mağnetometresi kullanılmış ve kayıtlar, 1 sn zaman aralığı ile analog olarak alınmıştır. Bu analog kayıtların topoğrafik haritalar üzerindeki izdüşümleri sayısallaştırılarak, 1/ , 1/ ve 1/ ölçekli mağnetik haritalar hazırlanmıştır. Yıllık değişimler, bir önceki yılın aynı profilinde aynı yükseklikten uçularak bulunan mağnetik değerler ortalamasının bir önceki yılın ortalamasından çıkartılarak hesaplanmıştır. Günlük değişimler için, uçuşu yapılan bölgede kurulan baz istasyonunda sürekli kayıtlar alınmıştır. Etüdün belli bir gününün belli bir saati baz alınarak, yer istasyonunun bu saatte ölçülen mağnetik değerlerinden sapmalar, uçaktan ölçülen mağnetik değerlere uygulanan günlük değişim düzeltmesi miktarları olmuştur. Uçuş yönüne bağlı mağnetik değişimler ise, etüt öncesi mağnetik olarak sakin bir nokta üzerinde sekiz değişik yönde uçularak kaydedilen ölçümler ortalamasının, etüt profilleri yönü olarak seçilen yönde kaydedilen değerlerden çıkartılmasıyla bulunmuştur. 23

33 3.5. Mağnetik Verilerde Kutba İndirgeme Yöntemi Pozitif gravite anomalileri, yoğun kütle üzerinde yer alırken, oysa aynı durum mağnetik anomaliler için geçerli değildir. Aynı fiziksel özelliğe sahip iki cismin bulundukları konumda gravite ve mağnetik belirtileri farklıdır. Bu nedenle mağnetik belirtilerin yorumlanma aşamasında cisim ile anomali arasında açıkça bir ilişki gözlenememektedir. Bunun sebebi, anomalinin maksimumunun cismin düşeyinde bulunmamasından kaynaklanmaktadır (Blakely, 1995). Şekil 3.4. Bir mağnetik belirtinin kutba indirgeme işleminden önceki ve sonraki hali (Blakely, 1995 den düzenlenmiştir) Baranov ve Naudy (1964), mıknatıslanma vektörünün toplam yer mağnetik alan vektörü yönünde olduğunu kabul ederek, toplam ve düşey mağnetik belirtileri kutba indirgenmiş belirti ve türevleri arasındaki ilişkileri göstermiş, yarı sonsuz düşey bir prizmanın ve kürenin meydana getirdiği belirtilere uygulayarak doğruluğunu kanıtlamıştır. Gravite (V) ve mağnetik (U) potansiyelleri arasındaki ilişki Poisson bağıntısı, J. grad U = f. σ. V (3.8) ile verilir. Bu bağıntı yazılırken yapılan tek varsayım anomali cisminin gravite ve manyetik bakımından homojen olmasıdır. J = f.σ (3.9) 24

34 Burada J anomalisi cismin mıknatıslanma vektörü, f gravitasyon sabiti, σ ise yoğunluğu göstermektedir. Ayrıca V toplam mıknatıslanma yönünde birim vektör olmak üzere, = J J. V (3.10) olarak ifade edileceğinden, V U = V. grad U = (3.11) V bağıntısı elde edilir. (3.11) bağıntısının yorumu üzerinde durmakta yarar vardır. (3.8) denklemi, anomali cisminin dışında bir noktada oluşturacağı gravite ve mağnetik potansiyeller arasındaki bağıntıyı vermektedir. Ancak J / f. σ = 1 varsayımı yapılıp, (3.11) bağıntısı bulunduktan sonra, U potansiyelinin anlamı değişmektedir. Herhangi bir doğrultuya sahip mıknatıslanma vektörünün oluşturduğu gravite ve mağnetik potansiyeller arasındaki ilişki; U = V. ds (3.12) V olarak da yazılabilir. Böylece (3.12) bağıntısından U potansiyelinin, bir çeşit manyetik potansiyel olduğu görülür. U mağnetik potansiyeli, aynı anomalinin düşey doğrultuda mıknatıslanması durumunda meydana getireceği potansiyeldir. Bu nedenle Baranov (1957), U potansiyelini pseudo-gravimetrik potansiyel olarak adlandırırken, daha sonraki çalışmalarda (Baranov ve Naudy, 1964) söz konusu potansiyeli, kutba indirgenmiş manyetik potansiyel olarak adlandırılmıştır (Öksüm, 2006). 25

35 3.6. Güç Spektrumu Jeolojik yapıların mağnetik belirtilerini hesaplamada, uzun yıllardır dikdörtgen prizma modeli Jeofizikçiler tarafından kullanıla gelmiştir. Dikdörtgen bir prizmanın toplam mağnetik alan şiddetinin güç spektrumu ilk defa Bhattacharyya (1966) tarafından verilmiştir. Mağnetik anomalilerin istatistiksel özelliklerinin incelenmesi sonucu, zaman ortamındaki veriler frekans ortamına dönüştürülerek anomalilerin spektrumu ile mağnetik kaynağın derinliği arasında bir ilişki belirlenmiştir (Spector ve Grant, 1970). Bu ilişki mıknatıslanmış yapıların ortalama üst derinliklerinin tahmininde oldukça başarılı sonuçlar vermiştir. Yerin ve zamanın fonksiyonu olan jeofizik veriler, birden fazla sinyalin üst üste binmiş şeklini içerirler. Bu sinyallerin frekanslarının da farklı olacağı açıktır. Kütleler hakkında bilgi edinmek için eldeki verinin, frekans ortamına dönüştürülerek incelenmesi düşünülebilir (Spector ve Grant, 1970; Davis, 1973). Yani kütlelerin zaman ortamındaki yanıtını, frekans ortamına dönüştürmek için bir dönüşüm tekniğine ihtiyaç duyulur. Potansiyel alanların dalga sayısı ortamında incelenmesi, verilerin analizinde bazı kolaylıklar sağlamaktadır. Gravite ve mağnetik veriler Laplace denklemini sağladığından her iki anomali içinde uygulanabilir. Genel olarak farklı doğrultu ve derinlikteki çeşitli kütlelerin tümünün neden olduğu anomaliden enerji veya güç spektrumu sağlanabileceği Bhattacharyya (1966) nın yaklaşımlarıyla ortaya konuşmuştur. Yine prizmatik bir cismin spektrum üzerindeki etkisi Spector ve Grant (1970) tarafından verilmiştir. Ara yüzey topografyası h(x,y) ile belirlenen bir yapının yeryüzünde oluşturacağı gravite anomalisi; G k 2 2 kx + k y n 1 n (, k ) = 2 G ρe k F( h ( x, y) ) x y n= 1 π (3.13) 26

36 denklemi ile verilmektedir (Parker, 1972). Burada; z: ortalama katman derinliği, G: Gravite sabiti, ρ : yoğunluk farkı, G : Gravite ve Mağnetik anomalisi k x, k y ve y yönlerindeki dalga sayılarını, F : Fourier dönüşümlerini simgelemektedir. : ise x z >> ( x y) h, olursa, denklemdeki n değerinin 1 den sonraki terimleri çok küçük değerler alacağından ihmal edilebilir. N veri noktasına sahip iki boyutlu bir anomalinin Laplace denklemi, g n 1 i2kx j ( x, z) Ake e ± 2πkz j = j= 0 (3.14) olarak verilir. Buradan, n 1 iπkx ( x, z) e j e ± 2πkz Ak = g j (3.15) j= 0 yazabiliriz. z = 0 üzerinden, ± 2πkz ( Ak ) e Ak = (3.16) 0 olur. Denklemdeki Ak genlik sabitini göstermektedir. Güç spektrumu gibi tanımlanır. P k aşağıdaki P ( Ak ) 2 k = (3.17) P k ± 4πkz ( P ) e = (3.18) k 0 Log e P k e ( P ) πkz = log ± 4, (3.19) 0 k şeklinde yazabiliriz. k yatay eksene, Log ise düşey eksene bağlı olacak şekilde grafik çizilecek olursa, en küçük kareler ile uydurularak eğri veya eğrilerden ara yüzey derinliklerinin bulunmasında kullanılır. P e k 27

37 Güç spektrumu bağıntısını dalga boyuna (r) bağlı olarak yazmak mümkündür. Buradan logaritması alınan bağıntı, Ln G ( r) hr + C = 2 (3.20) şeklinde gösterilir ve bir doğru denklemini verir. Bu doğrunun eğimi ( 2h) dır. Doğrunun eğimi bize gravite ve mağnetik anomaliye sebep olan yeraltındaki kütlelerin ortalama derinliğini verecektir (Spector ve Grant, 1970). Havadan mağnetik anomaliler istatistiksel bir yöntemle güç spektrumu kullanılarak incelenmiştir. Spector ve Grant (1970) a göre bozucu kütlelerin kalınlıkları hesaplamada ihmal edilmektedir. Güç spektrumundan elde edilen değerler grafik haline getirildikten sonra en küçük kareler yöntemi kullanılarak hesaplanan noktalardan en uygun doğru geçirilir. Elde edilen doğru denkleminden (3.20) de verilen formül kullanılarak derinlikler elde edilir. Şekil 3.5. Güç spektrumu uygulanarak elde edilen kütle derinliklerine ilişkin bir grafik (Öksüm vd., 2005) 28

38 3.7. Filtreleme Filtre yöntemi, yüksek frekanslı kabul edilen yüzeye yakın sığ kütle etkileriyle (rezidüel), alçak frekanslı derin kütlelerin etkisini (rejyonal) ayırmaya yarar. Alçak geçişli (low-pass) bir filtrenin fourier dönüşümü ile düzenlenmesi, i tx+ y = G( x, y). e 2 π ( τ ) dx. dy g( t, τ ) (3.21) olarak verilmektedir. Burada g( t, τ ) frekans tepki fonksiyonu, zaman (uzunluk) dönemindeki eşdeğerinin fourier dönüşümü G( x, y) olarak verilmektedir. (3.21) in ters fourier dönüşümü, G( x, y) 2πi( xy+ yτ ) = g( t, τ ). e. dt. dτ (3.22) Eğer g( t, τ ) bir çift fonksiyon ise, G( x, y) 2πi ( xy+ yτ ) = 4 g( t, τ ). e. dt. dτ (3.23) şeklinde verilir. Bir filtrenin düzenlemesinde iki adım işlem vardır. Birinde filtre frekans tepki fonksiyonu g ( t, τ ) nin özellikleri ve diğerinde frekans tepki fonksiyonunun zaman (uzunluk) dönemindeki eşdeğer impuls tepki fonksiyonunun hesaplanmasıdır. Filtre transfer fonksiyonları biçimine göre üçe ayrılır. Low-pass (alçak geçişli) filtreler High-pass (yüksek geçişli) filtreler Band-pass (bant geçişli) filtreler Alçak geçişli filtreler, seçilecek bir frekans tan daha alçak frekanslı değişimleri geçiren, diğerlerini süzen bir filtreleme türüdür. Yüksek geçişli filtreler, belli bir 29

39 frekanstan daha yüksek frekanslı değişimleri geçirip diğerlerini süzen filtrelerdir. Bant geçişli filtreler ise, belli iki frekansı arasındaki değişimleri geçirip bunun dışındakileri süzen filtrelerdir. Filtre düzenlemesinde faz kaymasının olmamasına dikkat edilir. Bunun için frekans tepki fonksiyonunun çift fonksiyon, yani impuls tepki fonksiyonunun simetrik olması gerekir. Alçak geçişli filtrelerin katsayıları 1 (bir), yüksek geçişli filtrelerin katsayıları ise 0 (sıfır) olmalıdır. Alçak geçişli filtrelemede katsayılar eğer bire eşit değilse, aradaki fark eşit bir şekilde dağıtılır. Yüksek geçişli filtrelemede katsayıların toplamı sıfır değilse, toplamı sıfır yapacak sayı filtrenin orta noktasına ait katsayı değerine eklenir. Filtreleme işlemi sırasında incelenecek sinyalin sayısal hale getirilmesinde seçilecek zaman (uzunluk, grid) aralığı çok önemlidir. Bu Nyguist kuralı ile bulunur. Haritada en yüksek frekanslı (en küçük dalga boylu) sinyal F N ise, zaman (grid) aralığı, 1 x = (3.24) 2. F N eşitliği ile verilir. F N büyük seçildiği durumda Aliasing olayı olur ve o zaman daha küçük seçilmelidir (Erden, 1979). Yüksek geçişli filtreleme işlemi alçak geçişli filtrelemenin karşıtı gibi, band geçişli filtreleme ise alçak ve yüksek geçişli filtrelerin birleştirilmesi gibi düşünülebilir (Gold and Rader, 1969; Kulhanek, 1976; Hamming, 1977) Yukarı Doğru Analitik Uzanım Yeraltında şekli bilinen, daha çok yatay bir kütlenin yeryüzünde oluşturduğu gravite alanı, bu kütlenin üstündeki veya yeryüzündeki bir düzlemde yüzey yoğunluk dağılışı ile de oluşabilir (Baranov, 1957). Yeryüzünde alınan ölçülerden gravite alanının daha yukarısında herhangi bir noktadaki değeri bulunabilir. Yatay bir S düzlemi olan, yeryüzündeki alan g(x,y) olsun. Bir S düzleminde σ yüzey yoğunluğunun düzlemden h yükseklikte bir P noktasında meydana getirdiği potansiyel, 30

40 σ s d s W( P) = G (3.25) R s ve bu alandaki gravite alanı ise, σ s h g ( P) = G d 3 R s s (3.26) Potansiyel kuramdan yararlanarak z=0 indirgeme düzlemindeki potansiyelinin h kadar yukarıdaki bir düzlemdeki ifadesi (Henderson ve Zietz, 1949) tarafından; S( x, y, h) = hφ( α, β,0) 2 2 2π (( x α ) + ( y β ) + h 2 ) 3 2 (3.27) bağıntısı ile verilir. Bu konvolüsyon bağıntısına göre, z=h düzlemindeki S(x,y,h) potansiyel alan değeri; z=0 düzlemindeki φ (x,y,0) potansiyel alan değeri ile uzanım operatörü, f ( x, y, h) = 2π ( x 2 h + y 2 + h 2 ) 3 2 (3.28) konvolüsyonu ile elde edilir. Bu f(x,y,h) yukarı uzanım operatörü olarak bilinir. Bu operatörün fourier dönüşümü alınarak dalga sayısı tepki fonksiyonu, F( u, v, h) = h exp( 2π ( ux + vy)) π ( x + y + h 2 ) 3 2 (3.29) elde edilir. Bu (3.29) işleminin sonucunda yukarı analitik uzanım dalga sayısı tepki fonksiyonu, 1 2 F y ( u, v, h) = exp( 2π ( u 2 + v 2 ) ) (3.30) 31

41 elde edilir. Bouguer anomali değerleri yukarı analitik uzanım yapılacağı zaman (3.28) bağıntısı ile konvolüsyona tabi tutulur. Genel olarak yukarı analitik uzanım bağıntısı, n φ ( m) φ( r ) K( r, m) (3.31) i= 0 i i şeklindedir. Burada φ r ), r i yarıçaplı çember üzerindeki gravite değerlerinin ( i ortalaması; K( r i, m), her bir çembere ait ağırlık katsayıları ve m ise yukarı uzanım grid sayısıdır (Akçığ, 1983) Pseudo-Gravite (Yapma Gravite) Dönüşümü Mağnetik anomalilerin Pseudo-gravite dönüşümü ilk defa Baranov (1957) tarafından gerçekleştirilmiştir. Dönüşüm sonucu ortaya çıkan yeni anomali ortamın yoğunluğundan bağımsızdır. P şiddetindeki bir mağnetik kutbun r uzaklığında oluşturacağı potansiyel; U 1 = µ P r (3.32) olarak verilir. Burada µ mağnetik geçirgenliktir. Poisson bağıntısına göre; U I V = (3.33) G ρ i yazılabilmektedir. Burada; V : gravite potansiyeli i : mağnetik kutuplanmanın (indükleyici alanın) yönü I : mıknatıslanma şiddeti ρ : yoğunluk G : uluslar arası gravite sabitini göstermektedir. 32

42 Mağnetik alanın yatay ve düşey bileşenleri için gerekli bağıntılar şu şekilde verilir: U I V Hx = = (3.34) X Gρ X α 2 U I V Hz = = (3.35) 2 Z Gρ α Mağnetik ölçümlerden elde edilen sonuçların değerlendirilmesi gravite değerlendirmelerine göre daha zordur. Gravitede tektonik yapıyla rezidüel anomali arasında basit bir ilişki vardır; ancak anomaliler mağnetizasyon vektörünün meyil açısına bağlı olarak bozucu kütlelerin üzerinde yer almaktadır (Baranov, 1957). Yer mağnetik alanın eğim ve sapma açıları yapıların mağnetik anomalilerinin karmaşık hale gelmesine neden olur. Bu durumun düzeltilmesi anomalilerin sanki kutup pozisyonundaymış gibi değerlendirilmelerine bağlıdır. Bu nedenle mağnetik anomalilerin kutba indirgenmesi gerekmektedir (Ateş ve Kearey, 1993) Yapı Sınırı Analizi Mağnetik kütlelerin yapı sınırlarının tespiti için ilk kez Cordell ve Grauch (1982, 1985) tarafından bulunan bu yöntem, daha sonraları Blakely ve Simpson (1986) tarafından geliştirilerek yatay gradient şiddetlerinin hızlı yorumunu sağlayacak biçimde üç adım olarak önerilmiştir. Buna göre bu adımlar: a. Eğer eldeki veri mağnetik veri ise verinin (yalancı gravite) pseudogravite dönüşümü, b. Kütlelere ait pseudo-gravite veya gravite anomalilerinin yatay gradientleri, yapı sınırları üzerinde maksimuma ulaşması beklentisi nedeniyle pseudogravite veya gravite anomalilerinin yatay gradientlerinin hesaplanması, c. Yatay gradientlerin maksimumlarının tespit edilmesi şeklinde sayılabilir. 33

43 Bu amaçla her bir grid noktası g i,j, kendisine ait komşu sekiz grid noktasıyla dört yönde (satır, sütun ve diyagonal yönlerde) olmak üzere karşılaştırılmaktadır (Şekil 3.6). Bu karşılaştırmalar aşağıdaki eşitsizlikleri test etmektedir. g i-1,j <g i,j >g i+1,j (3.36) g i, j -1 <g i,j >g i,,j+1 (3.37) g i+1,j-1 <g i,j >g i-1,j+1 (3.38) g i-1,j-1 <g i,j >g i+1,j+1 (3.39) Şekil 3.6. Yatay gradientin maksimumlarını bulmada kullanılan grid noktalarının yerlerini gösteren bir örnek (Blakely ve Simpson, 1986 dan değiştirilmiştir) N sayısı maksimum kalitesi ile ilgili bir ölçüt olup her bir eşitsizlikle sayısı bir artırılır. N sayısı 0 ile 4 arasında değişir. Yatay gradientlerin maksimumlarını 34

44 gösterecek haritanın biçimi burada kullanılacak bağıntı sayısına göre değişir. Yatay gradientin maksimumunu bulurken N=1 de çok fazla kısıtlama içermediğinden yalnızca (3.36) bağıntısı kullanılmakta ve haritadaki maksimumların sayısı fazla olacaktır. Eğer N=4 seçilecek olursa, yukarıdaki 1, 2, 3, 4 bağıntılarının tümünü gerçekleştiren maksimumlar bulunacağından, oldukça az sayıda yatay gradientin maksimumları bulunacaktır. N=4 seçilmesi durumunda çok genel yapıların sınırları üzerinde maksimum noktalar yoğunlaşacaktır (Dolmaz vd., 2003). Yukarıda verilen ve gerçekleşen her bir eşitsizlik için yatay gradientinin yeri ve maksimumunun genliği, eşitsizlikle söz konusu olan üçlü grid noktalarından ikinci dereceden bir polinom geçirilmesiyle bulunur. Örneğin g i-1,j <g i,j >g i+1,j bağıntısı gerçekleşecek olursa maksimumun yatay konumu g i,j pozisyonunda, X max b. d = (3.40) 2. a bağıntısı ile bulunur. Burada, ( g 2 g g ) 1 =, (3.41) 2 a. i 1, j. i, j + i+ 1, j ( g i g ) 1 =, (3.42) 2 b. + 1, j i 1, j d ise grid noktaları arasındaki mesafedir. X max daki yatay gradient değeri ise, g a x 2 max. max + b. xmax + g i, j = (3.43) bağıntısı ile verilmektedir. 35

45 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Bölgeye ait havadan mağnetik veriler MTA Genel Müdürlüğü Jeofizik Etüdleri Dairesi Veri Bankasından 2.5 km aralıklarla gridlenmiş olarak alınmıştır. Havadan mağnetik veriler ortalama 600 m yükseklikten 2 km aralıklarla Kuzey-Güney yönlü profiller doğrultusunda yer mağnetik alanının toplam bileşenini ölçen mağnetometreler ile alınmış ve günlük değişim ve yön hatası vb. düzeltmeler yapılmıştır. Çalışma bölgesine ait havadan mağnetik anomalilerinden ilk önce Malin ve Baraclough (1981) programı kullanılarak International Geomagnetic Reference Field (IGRF) değerleri çıkarılarak çalışma alanının havadan mağnetik anomali haritası elde edilmiştir. Anomaliler 100 nt aralıklarla konturlanmıştır (Şekil 4.1). Çalışma bölgesinin havadan mağnetik anomali haritasında, Istranca Masifinin kuzeyinde maksimum 450 nt ile minumum -50 nt arasında değişen kapanımlar gözlenmektedir. Trakya bölgesinin güneybatısında Gaziköy-Şarköy-Gelibolu- Çanakkale kısmı olarak adlandırdığımız bölümde, maksimum 1150 nt ile minimum -50 nt arasında değişen mağnetik anomaliler gözlenmektedir. Bölgenin İstanbul (Çatalca) bölümünde 450 nt ile -50 nt arasında kapanımlar görülmektedir. Havadan mağnetik anomali haritasındaki kapanımlar tartışma ve sonuç bölümünde ayrıntılı bir şekilde verilmiştir. 36

46 km 650 Edirne Kırklareli TRAKYA BÖLGESİ 600 y (km) Tekirdağ İstanbul Çanakkale x (km) Şekil 4.1. Çalışma alanının havadan mağnetik anomali haritası. Kontur aralığı 100 nt 4.1. Havadan Mağnetik Verilerin Kutba İndirgenmesi Mağnetik anomali haritalarında anomaliye neden olan cismin maksimumunun anomaliye neden olan yer altı yapısının düşeyinde bulunmamasından dolayı, anomaliye sebep olan yer altı modelinin daha iyi irdelenebilmesi açısından Baranov (1957) tarafından geliştirilen kutba indirgeme yöntemi Şekil 4.1 de verilen havadan mağnetik anomalilerine uygulanmıştır. Şekil 4.2 çalışma alanının kutba indirgenmiş havadan mağnetik anomali haritasını göstermektedir. Kutba indirgenmiş havadan mağnetik anomali hartasında anomaliye neden olan jeolojik yapıların anomalilerinin yapı üzerinde ve simetrik bir şekilde yer alması sağlanmıştır. Bu işlem sonucunda 37

47 mağnetik anomalilerin merkeze doğru kaydığı ve simetrik bir şekil aldığı gözlenmektedir. Kutba indirgeme, jeolojik yapılara neden olan anomalilerin saptanabilmesi için bir ön fikir elde etmemize olanak sağlamıştır. 700 BULGARİSTAN km 650 Edirne Kırklareli KARA DENİZ 600 y (km) YUNANİSTAN TRAKYA BÖLGESİ İstanbul Tekirdağ Çanakkale x (km) nt Şekil 4.2. Çalışma alanının kutba indirgenmiş havadan mağnetik anomali haritası. Kontur aralığı 100 nt 4.2. Güç Spektrumu Derinlik Hesabı Çalışma alanının kutba indirgenmiş havadan mağnetik anomalilerine güç spektrumu yöntemi (Spector ve Grant, 1970) uygulanarak mağnetik anomaliye sebep olan ara yüzey derinlikleri hesaplanmıştır. Güç spektrumundan elde edilen veriler logaritmik güç spektrumu (LogP) düşey eksene, dalga sayısı K (radyan/km) yatay eksene olmak üzere grafiklenerek Şekil 4.3 de gösterilmektedir. Güç spektrumu değerlerine en 38

48 küçük kareler ile düşük ve yüksek dalga sayısı bölümlerine geçirilen doğruların eğiminden mağnetik kaynağın ortalama merkez derinliği Hd=7.47±0.02 km, mağnetik kaynağın ortalama üst derinliği ise Hs=1.0±0.12 km olarak tahmin edilmiştir. Güç spektrumundan elde ettiğimiz grafik ve en küçük kareler yöntemi ile hesaplanan noktalardan en uygun doğru seçilmiştir. Elde edilen K=0.74 kesme dalga sayısı bir sonraki veri işlem tekniği filtrelemede kullanılmıştır Log P 0-2 Hd=7.47±0.02 km -4-6 Hs=1.0±0.12 km -8 K= K (rad/km) Şekil 4.3. Kutba indirgenmiş havadan mağnetik anomali haritasına uygulanan güç spektrumu eğrisi 39

49 4.3. Filtreleme Güç spektrumu grafiğinden elde ettiğimiz kesme dalga sayısı (0.74K) kullanılarak havadan mağnetik veriler alçak geçişli (low-pass) ve yüksek geçişli (high-pass) olarak filtrelenmiştir. Şekil 4.4 de alçak geçişli filtreleme ile belirlenen seviye altında devam eden kütlelerin etkisi anomali haritasında öne çıkarken, yüzeye yakın sığ kütlelerin bozucu etkileri haritadan uzaklaştırılmıştır. Şekil 4.5 ise yüksek geçişli filtreleme uygulanarak elde edilen yüksek geçişli filtrelenmiş havadan mağnetik anomali haritasını göstermektedir. Haritada derin kütle etkilerinden kaynaklanan rejyonal belirtiler giderilirken çok sığ etkiler ortaya çıkarılmıştır. Alçak geçişli filtrelemede sığ etkilerden uzaklaşıldığı, yüksek geçişli filtrelemede ise derin etkilerin giderildiği görülmektedir. 700 BULGARİSTAN km 650 Kırklareli Edirne KARA DENİZ 600 y (km) YUNANİSTAN TRAKYA BÖLGESİ İstanbul Tekirdağ Çanakkale x (km) Şekil 4.4. Şekil 4.3 den elde edilen kesme dalga sayısı kullanılarak alçak geçişli filtrelenmiş havadan mağnetik anomali haritası. Kontur aralığı 50 nt nt 40

50 700 BULGARİSTAN km 650 Kırklareli 600 y (km) YUNANİSTAN Edirne TRAKYA BÖLGESİ Tekirdağ KARA DENİZ İstanbul Çanakkale x (km) nt Şekil 4.5. Şekil 4.3 den elde edilen kesme dalga sayısı kullanılarak yüksek geçişli filtrelenmiş havadan mağnetik anomali haritası. Kontur aralığı 1 nt 4.4. Yukarı Doğru Analitik Uzanım Şekil 4.2 de verilen kutba indirgenmiş havadan mağnetik anomalilere çeşitli seviyeler için yukarı analitik uzanımlar uygulanmıştır. Şekil 4.6 da 1 km, Şekil 4.7 de 3 km, Şekil 4.8 de 5 km, Şekil 4.9 da 7 km ve Şekil 4.10 da 9 km için yukarı analitik uzanımlar yapılmış mağnetik anomali haritaları gösterilmiştir. 5 km, 7 km ve 9 km yukarı doğru analitik uzanım yapılmış mağnetik anomali haritalarında anomalilerin giderek sadeleştiği ve sığ etkilerin kaybolarak daha derin etkilerin belirginleştiği görülmektedir. 41

51 700 BULGARİSTAN 650 Edirne Kırklareli km KARA DENİZ 600 y (km) YUNANİSTAN TRAKYA BÖLGESİ Tekirdağ İstanbul Çanakkale x (km) nt Şekil km yukarı doğru analitik uzanım haritası. Kontur aralığı 50 nt 42

52 3 km için yukarı analitik uzanımda (Şekil 4.7), 1 km için yukarı analitik uzanımdaki 850 nt dan 550 nt ya, -200 nt dan -150 nt arasındaki kapanımlı olan etkilerden uzaklaşıldığı görülmektedir. 700 BULGARİSTAN km 650 Edirne Kırklareli KARA DENİZ y (km) YUNANİSTAN TRAKYA BÖLGESİ Tekirdağ İstanbul Çanakkale x (km) nt Şekil km yukarı doğru analitik uzanım haritası. Kontur aralığı 50 nt 43

53 5 km için yukarı analitik uzanımda (Şekil 4.8), 3 km için yukarı analitik uzanımdaki 550 nt dan 330 nt ya ve -150 nt dan -120 nt arasındaki kapanımlı etkilerden uzaklaşıldığı görülmektedir. 700 BULGARİSTAN km 650 Kırklareli Edirne KARA DENİZ 600 y (km) YUNANİSTAN TRAKYA BÖLGESİ Tekirdağ İstanbul Çanakkale x (km) nt -120 Şekil km yukarı doğru analitik uzanım haritası. Kontur aralığı 50 nt 44

54 7 km ve 9 km için yukarı analitik uzanım ise (Şekil 4.9 ve Şekil 4.10), 5 km yukarı analitik uzanımda görülen 330 nt dan 250 nt ya, ve -120 nt dan -100 nt arasındaki kapanımlı olan etkilerden uzaklaşıldığı görülmektedir. 700 BULGARİSTAN km 650 Edirne Kırklareli KARA DENİZ 600 y (km) YUNANİSTAN TRAKYA BÖLGESİ Tekirdağ İstanbul Çanakkale x (km) nt -100 Şekil km yukarı doğru analitik uzanım haritası. Kontur aralığı 50 nt 45

55 700 BULGARİSTAN km 650 Edirne Kırklareli KARA DENİZ 600 y (km) YUNANİSTAN TRAKYA BÖLGESİ Tekirdağ İstanbul Çanakkale x (km) nt -100 Şekil km yukarı doğru analitik uzanım haritası. Kontur aralığı 50 nt 4.5. Pseudo-Gravite dönüşümü Mağnetik verilerin gravite verilerine dönüşümünü ilk defa Baranov (1957) tarafından yapılmıştır. Kearey ve Brooks (1991) mağnetik verilerin karmaşık olduğunu belirterek buradan oluşturulan pseudo (yalancı) gravite anomalilerinin daha kolay yorumlanabileceğini belirtmiştir. Buna göre mağnetik verilere ilk önce kutba indirgenme uygulanmış daha sonra güç spektrumundan elde edilen kesme dalga sayısına göre filtreleme uygulanarak bozucu kütlenin etkilerinden uzaklaşması sağlanmıştır. Burada J/ρ oranı 1 alınarak pseudo-gravite dönüşümü yapılmıştır. Şekil 4.11 çalışma alanının alçak geçişli filtrelenmiş havadan mağnetik anomalilerinin pseudo-gravite anomali haritasını gösterirken, Şekil 4.12 ise yüksek geçişli 46

56 filtrelenmiş havadan mağnetik anomalilerin pseudo-gravite anomali haritasını göstermektedir. 700 BULGARİSTAN 650 Edirne Kırklareli km 600 y (km) YUNANİSTAN TRAKYA BÖLGESİ Tekirdağ KARA DENİZ İstanbul Çanakkale x (km) gu Şekil Şekil 4.4 de verilen alçak geçişli filtrelenmiş havadan mağnetik anomalilerinin pseudo-gravite anomali haritası. Kontur aralığı 5 gu 47

57 700 BULGARİSTAN 650 Edirne Kırklareli km 600 y (km) YUNANİSTAN TRAKYA BÖLGESİ Tekirdağ KARA DENİZ İstanbul Çanakkale x (km) gu -45 Şekil Şekil 4.5 de verilen yüksek geçişli filtrelenmiş havadan mağnetik anomalilerinin pseudo-gravite anomali haritası. Kontur aralığı 25 gu 4.6. Yapı Sınırı Analizi Mağnetik kütlelerin sınırlarının tespiti için Cordell ve Grauch (1982, 1985) tarafından ilk defa uygulanan bu yöntem, daha sonraları Blakely ve Simpson (1986) tarafından geliştirilerek yatay gradient şiddetlerinin hızlı yorumunu sağlayacak hale getirilmiştir. Şekil 4.11 deki çalışma alanının alçak geçişli filtrelenmiş pseudogravite anomalilerinin yatay gradient değerleri hesaplanarak haritalanmıştır (Şekil 4.13). Ayrıca yapı sınır analizi yöntemi sonucunda gradient verilerine ait maksimum genlik değerleri tespit edilerek Şekil 4.13 teki verilerin maksimum genlik haritası elde edilmiştir (Şekil 4.14). 48

58 700 BULGARİSTAN y (km) YUNANİSTAN Edirne Çanakkale Kırklareli TRAKYA BÖLGESİ Tekirdağ x (km) km KARA DENİZ İstanbul Gradient büyüklükleri Şekil Alçak geçişli filtrelenmiş pseudo-gravite anomalilerinin yatay gradient haritası 49

59 700 BULGARİSTAN 650 Edirne Kırklareli km KARA DENİZ 600 y (km) 550 Tekirdağ İstanbul 500 Çanakkale x (km) Maksimum Gradient büyüklükleri 0.05 to to to to to 5.7 Şekil Şekil 4.13 te verilen alçak geçişli pseudo-gravite anomalilerinden elde edilen maksimum gradient haritası Alçak geçişli pseudo-gravite anomalilerinin maksimum gradientlerini topoğrafya haritası üzerindeki izdüşümlerini görmek açısından Şekil 4.15 de sunulmuştur. Yatay gradientlerin maksimumları jeolojik yapıların sınırlarını gösterebilmesi açısından maksimum gradient değerleri bölgenin topoğrafya haritası üzerine uygulanmıştır. 50

60 Edirne Kırklareli KARA DENİZ TRAKYA BÖLGESİ y (km) Tekirdağ İstanbul MARMARA DENİZİ Çanakkale x (km) Şekil Alçak geçişli filtrelenmiş pseudo-gravite anomalilerinden elde edilen maksimum gradient haritasının topoğrafya haritası üzerindeki izdüşümü Sonraki adımda çalışma alanının yüksek geçişli filtrelenmiş havadan mağnetik anomalilerinin Şekil 4.12 de görülen pseudo-gravite anomalilerinin yatay gradientleri alınarak yapı sınırlarının maksimuma ulaşmasını sağlamak için yatay gradient değerleri hesaplanmış (Şekil 4.16) ve elde edilen yatay gradient haritasının maksimum yerleri tespit edilerek magnitüdlerine göre sınıflandırılmış olarak Şekil 4.17 de sunulmuştur. 51

61 700 BULGARİSTAN 650 Edirne Kırklareli km Gradient büyüklükleri 600 y (km) 550 YUNANİSTAN TRAKYA BÖLGESİ Tekirdağ KARA DENİZ İstanbul Çanakkale x (km) Şekil Yüksek geçişli filtrelenmiş pseudo-gravite anomalilerinin yatay gradient haritası Elde edilen yatay gradient haritaları bölgeye ait yapı sınırlarını daha ayrıntılı bir şekilde görmemize olanak sağlamıştır. Yatay gradientin en büyük yerlerini veren harita çalışma alanına ait tektonik yapıların sınırlarına ait önemli özellikler yansıtmaktadır. 52

62 700 BULGARİSTAN km 650 Edirne Kırklareli KARA DENİZ 600 y (km) 550 Tekirdağ İstanbul Maksimum Gradient büyüklükleri to 3 3 to 5 5 to Çanakkale x (km) Şekil Şekil 4.16 de verilen yüksek geçişli pseudo-gravite anomalilerinden elde edilen maksimum gradient haritası Maksimum gradient haritalarında görülen büyüklükler gradient artışı ile doğru orantılıdır. Yatay gradient yöntemi ile çalışma alanındaki mağnetik belirtilere neden olan yapıların yeri yani sınır lokasyonlarının hesaplanmasında en basit yaklaşımdır (Phillips, 2001). Yatay gradient genliği mağnetik kaynak üzerinde analitik sinyal büyüklüğünün bir yaklaşımı olarak kullanılabilir (Roest ve Pilkington, 1993; Phillips, 2001). Sonraki adımda Şekil 4.8 de verilen 5 km yukarı doğru analitik uzanım yapılmış havadan mağnetik anomali haritasına pseudo-gravite dönüşümü uygulanmıştır (Şekil 4.18). Daha sonra elde edilen bu anomali haritasının yatay gradient haritası çıkarılmıştır (Şekil 4.19). 53

63 700 BULGARİSTAN 650 Edirne Kırklareli km 600 y (km) YUNANİSTAN TRAKYA BÖLGESİ Tekirdağ KARA DENİZ İstanbul Çanakkale x (km) gu Şekil km yukarı doğru analitik uzanım haritasından elde edilen pseudogravite anomali haritası. Kontur aralığı 5 gu 54

64 700 BULGARİSTAN 650 Edirne Kırklareli km Gradient büyüklükleri 600 y (km) YUNANİSTAN TRAKYA BÖLGESİ KARA DENİZ İstanbul Tekirdağ Çanakkale x (km) Şekil km yukarı doğru analitik uzanım haritasından elde edilen pseudogravite anomalilerinin yatay gradient haritası 5 km yukarı doğru analitik uzanım haritasından elde edilen pseudo-gravite anomalilerinin yatay gradient haritası Şekil 4.19 da gösterilmiştir. Daha sonra elde edilen Şekil 4.19 dan yatay gradientin maksimum yerleri tespit edilerek magnitüdlerine göre sınıflandırılmış olarak Şekil 4.20 de verilmiştir. 55

65 700 BULGARİSTAN km 650 Edirne Kırklareli KARA DENİZ 600 y (km) Tekirdağ İstanbul Çanakkale Maksimum Gradient büyüklükleri 0.04 to to to to to x (km) Şekil km yukarı doğru analitik uzanım haritasından elde edilen pseudogravite anomalilerinin maksimum gradient haritası Çalışma alanının güneybatısındaki mavişistler yüksek basınç-düşük sıcaklık koşullarında metamorfizma geçirmiş çeşitli kayaç blokları bulunmaktadır. Glokofanlavsonitşist, tremolit/aktinolitfels, klorit-epidotşist ve serpantinit, bu bölgede oluşan esas kayaç bloklarıdır (Erol, 2003). Mavişist fasiyesi yüksek basınç/düşük sıcaklık (YB/DS) metamorfizmasına maruz kalmışlardır. Metamorfizma sonucu mavişist minerallerinden glokofan, aktinolit tarafından kuşatılmış, lavsonit yerini kısmen epidota bırakmıştır. Istranca Masifinde incelenen çok sayıda maden yatakları tortul örtü kayaç dokunağındaki bazı skarn zonlarında bulunur. Bu yataklar hidrotermal kontak tipi cevherleşme sonucu oluşmuşlardır. Bu cevherleşme sonucunda manyetit, kalkopirit, bornit vb. mineraller oluşmuştur (Taner ve Çağatay, 1983). Istranca Masifinde muskovit, biyotit, gibi mağnetik özelliği bulunan mineraller ve yer yerde az oranda epidot, klorit ve manyetit gibi mineraller içerirler. Istranca Masifinde 56

66 muskovit, biyotit, epidot yeni mineral olarak oluştuğu gözlenmiştir (Üşümezsoy, 1990). Şekil 4.21 de bazı minerallerin mağnetik şiddetlerini gösteren değerler yer almaktadır. Şekil Bazı minerallerin mağnetik şiddet değerleri ( 57

67 5. TARTIŞMA ve SONUÇ Havadan mağnetik anomaliler, dipol alanın etkilenmesiyle mağnetik yerkabuğunda mıknatıslanabilme özelliği olan jeolojik yapıların, diğer bir anlamda yüzeye yakın tüm cevherleşmelerin mağnetik alanıdır. Mıknatıslanma özelliği kazanmış bu jeolojik yapılar ve cevherleşmeye ait anomaliler polarizasyon nedeniyle pozitif ve negatif kutuplara sahiptirler. Bu nedenle gerçek konumlarında değillerdir. Bu anomalileri gerçek konumlarına getirmek için kutba indirgeme yöntemi uygulanmıştır. Çalışma alanının kutba indirgenmiş havadan mağnetik anomalilerinin güç spektrumundan, ortalama derinlik 7.47±0.02 km ve üst derinlik te 1.0±0.12 km olarak elde edilmiştir. Üst derinlik olarak bulunan 1.0 km nin üstünde kalan bölümde, Trakya havzasındaki sığ deniz kırıntılarından oluşan şelf tortuları, çalışma alanının doğusunda yer alan İstanbul (Çatalca) bölümünde de Trakya havzası gibi Tersiyer birimden oluşan kıyı çökelleri ve çalışma alanının güneybatısında yer alan Gaziköy-Şarköy-Gelibolu- Çanakkale bölümünde çeşitli seviyelerde gelişmiş Pliyosen kıyı çökellerinin var olduğu düşünülmektedir. Çalışma alanının havadan mağnetik anomalileri, güç spektrumundan elde edilen kesme dalga sayısı K=0.74 değeri kullanılarak, alçak ve yüksek geçişli olarak filtrelenmiştir. Alçak geçişli filtrelenmiş anomali haritasının incelenmesinden, Trakya nın kuzeyinde yer alan Istranca Masifinde metamorfik kayaçlarda bulunan mıknatıslanma özelliği bulunan minerallerin mağnetik anomalileri ve bununla birlikte çalışma alanının güneybatısında ise mağnetik anomalilerin sadeleştiği derin kaynaklı jeolojik yapıların etkisi görülmektedir. Yüksek geçişli filtreleme işlemi sonucunda anomali haritasındaki derin etkilerden uzaklaşılarak sığ etkilerin daha da belirginleşmesi sağlanmıştır. Bu işlem sonucunda Istranca Masifindeki metamorfiklerin ve Trakya bölgesinin güneybatısındaki yüzeye yakın kısımlarda yer alan mıknatıslanma özelliği bulunan minerallerin mağnetik anomalileri daha belirgin bir şekilde görülmektedir. Trakya bölgesi havadan mağnetik anomalilerine değişik seviyeler için yukarı analitik uzanımlar uygulanmıştır. 1 km ve 3 km için yukarı analitik uzanım haritalarında sığ etkiler belirgin bir şekilde görülürken, 5 km ve daha fazla yukarı analitik uzanım haritalarında yüzeye yakın anomalilerin kaybolduğu ve derin etkilerin daha 58

68 belirginleştiği gözlenmektedir. Daha sonra yapı sınırı analizinin ilk adımı olarak, alçak geçişli filtrelenmiş havadan mağnetik anomali haritasına pseudo-gravite (yalancı gravite) dönüşümü uygulanmış ve alçak geçişli filtrelenmiş havadan mağnetik verilerin pseudo-gravite anomalileri elde edilmiştir. Elde edilen pseudogravite anomali haritası Trakya havzası yüzey jeolojisi ile tam bir uyum içerisindedir, bölgenin güneybatısındaki anomalilerde bir kapanım olduğu ve buralarda çevresine göre farklı pseudo-yoğunlukta bir kütlenin olduğu açıkça gözlenebilmektedir. Yüksek geçişli filtrelenmiş havadan mağnetik anomali haritasına pseudo-gravite dönüşümü yapılarak yüksek geçişli filtrelenmiş havadan mağnetik verilerin pseudo-gravite anomali haritası elde edilmiştir. Bu anomali haritasında, Trakya bölgesinin güneybatısında sığ kısımlarda bulunan tersiyer örtünün etkili olduğu farklı yoğunluktaki jeolojik yapıların anomalilerini görmekteyiz. Yapı sınırı analizinin ikinci adımı olarak elde edilen çalışma alanının alçak geçişli filtrelenmiş pseudo-gravite anomalilerinin yatay gradient haritasında, Istranca Masifindeki metamorfik kayaçların kuzeyinde yer alan mıknatıslanma özelliği bulunan (manyetit, kalkopirit, bornit, vb) minerallerin belirgin anomalileri gözlenmektedir. Bunun yanısıra Istranca Masifindeki metamorfikler İstanbul (Çatalca) un batı kısmına kadar olan bölümde hâkimdir. Bu metamorfik kayaçlardaki mıknatıslanma özelliği bulunan minerallerin varlığı anomali haritasında açıkça gözlenebilmektedir. Yüksek geçişli filtrelenmiş pseudo-gravite anomalilerinin yatay gradient haritasında ise genellikle güneybatı Trakya daki farklı pseudo-yoğunluktaki sığ jeolojik yapıların Tersiyer örtüdeki Eosen kalker ve kırıntıları görülmektedir. 5 km için yukarı doğru analitik uzanım haritasına pseudo-gravite dönüşümü uygulanarak elde edilen haritada bölgenin güneybatısındaki anomali değerlerinin daha iyi bir kapanım oluşturduğu ve bu kapanımların Trakya nın güneybatısındaki farklı yoğunluktaki mavişistlerden kaynaklandığı düşünülmektedir. 5 km yukarı doğru analitik uzanım haritasından elde edilen pseudo-gravite anomalilerinin yatay gradient haritasında bölgedeki jeolojik yapıların verdiği mağnetik anomaliler daha belirgin halde görülmektedir. Bu haritada ki Istranca Masifi ve güneybatıdaki Gaziköy-Şarköy-Gelibolu-Çanakkale kısmındaki belirtiler ve İstanbul (Çatalca) un kuzeyinde Karadeniz sınırındaki, mağnetik anomalilerin karasal ve sığ deniz çökellerinden oluşan jeolojik özelliklerden kaynaklanmış olabileceği düşünülmektedir. Trakya bölgesinin güneybatısında yaşlı 59

69 Kretase yitimine uğramış pasif kıta kenarı çökellerini oluşturan mavişistler, yüksek basınç/düşük sıcaklık (YB/DS) metamorfizmasına maruz kalmışlardır (Okay, 1984; Sherlock vd., 1999). Daha sonra bölgedeki mavişistler ikinci bir metamorfizmaya uğramış ve biyotit, epidot, muskovit gibi mineraller oluşmuştur (Erol, 2003). Edirne Kırklareli TRAKYA BÖLGESİ Tekirdağ İstanbul Çanakkale Şekil 5.1. Trakya bölgesinin 3B görünümü 60

70 Trakya bölgesinin 3B görünümü Şekil 5.1 de verilmiştir. Buna göre Trakya havzası bölgenin ortasında yer alıp herhangi bir mağnetik kaynaktan yoksun olduğu anlaşılmaktadır. Ayrıca GB Trakya daki özellikle Şarköy civarında mağnetik anomaliler daha belirgin olarak görülmektedir. 3B görünüm haritasında Istranca Masifinin kuzeyi ve İstanbul (Çatalca) un orta kesimlerinde orta şiddette mağnetik yükselimlerin olduğu gözlenmektedir. Yapı sınırı analizinin son adımı olarak yatay gradient haritalarından elde edilen yatay gradientin maksimum yerlerini veren haritalar bölgenin tektoniği ve yapı sınırlarına ait önemli özellikler yansıtmaktadır. Sağ yanal atımlı KAF nın batı uzanımında olan Ganos Fayı, Miyosenden başlayan ve fayın uzantısı boyunca devam eden faylanmaların bölgede egemen olduğu gözlenmektedir. Çalışma bölgesindeki yatay gradientin maksimumlarının bu KD-GB gidişler aynı yönlü faylanmalar ve grabenleşmeler ile yakın ilişki içerisinde olduğu görülmektedir. Ayrıca Istranca Masifinin güneyinde Trakya havzasının sınırını kesen bölümden İstanbul (Çatalca) kısmının güneybatısına kadar 120 km boyunda bir faylanmanın KB-GD yönünde uzandığı gözlenmektedir. Trakya havzasının sedimanter yapı sınırı, Istranca Masifinin güneyindeki metamorfikler ve güneydoğusundaki resifal kireçtaşları ile olan sınırı alçak geçişli pseudo-gravite anomalilerinden elde edilen yatay gradientin maksimumlarından açıkça gözlenebilmektedir. Ayrıca çalışma alanında KB-GD yönünde devam eden Terzili Fayı, Kırklareli Fay zonu ve Kuzey Osmancık Fay zonuna ait tektonik birlikteliğin yapı sınırlarına ait görünüm maksimum yatay gradient haritalarına yansımıştır. Bugüne kadar yapılan jeolojik çalışmaların ışığında bilinen tektonik hatların yapıları ile ilgili çizgisellikler ve yeni çizgisellikler maksimum yatay gradient haritalarında görülmektedir. Trakya bölgesine ait havadan mağnetik verilerin jeofizik analiz teknikleri ile değerlendirilmesi sonucunda, bölgenin güneybatısında Ganos Fayı boyunca olan tektonik gelişimin varlığı, Istranca Masifinin güneybatı sınırından İstanbul (Çatalca) bölümünün güneybatısına kadar devam eden bölgenin jeolojisi kısmında verdiğimiz fayların varlığı açıkça gözlenmiştir. Ayrıca Istranca Masifindeki metamorfiklerde bulunan mıknatıslanma özelliği olan minerallerin sığ kesimlerdeki durumu ve 61

71 derinlere doğru devam eden anomalileri belirlenmiştir. Trakya bölgesinin güneybatısında kalan Şarköy civarlarında metamorfizmaya uğramış mavişistlerin etkin bir şekilde mağnetik anomalileri gözlenmiştir. Mavişistlerin içinde yer alan biyotit, muskovit ve epidot gibi mağnetik anomaliyi iyi verebilen minerallerin yapı sınırlarındaki maksimum gradient noktaları ve bunların pseudo-gravite haritasından diğer çevre kayaç yoğunluklarından farkı ayrılabilir şekilde gözlenebilmektedir. Trakya bölgesi sahip olduğu düşünülen hidrokarbon potansiyeli itibarıyla pek çok araştırmaya ve incelemeye konu olmuştur ve Trakya nın kuzeyindeki Istranca Masifi ile bölgenin ortasında yer alan Trakya nın büyük bir bölümünü kapsayan Trakya havzası pek çok araştırmacı tarafından incelene gelmiştir. Ayrıca çalışma alanını içine alan GB Trakya ise sunduğu değişik jeolojik ve tektonik yapısı nedeni ile son yıllarda araştırmacıların odağı haline gelmiştir. Araştırmacılara göre GB Trakya daki karışık birim yüksek basınç metamorfizmasına ait izler taşımaktadır. Anomalilerde görülen bölgedeki mavişistler ve bölgenin jeolojik-tektonik özelliklerini, endüstride hammadde olarak kullanılabilecek ekonomik değeri olan minerallerin varlığını ayrıntılı bir şekilde jeofizik yöntemler ile araştırılması önerilmektedir. 62

72 6. KAYNAKLAR Abdüsselamoğlu, S., Nouvelles observations stratigraphiques et paleontologiques sur les terrains paleozoiques affleurant a l est du bosphore. Maden Tetkik Arama Dergisi, 60, 1-6. Akçığ, Z., Batı Anadolu gravite verilerinin veri-işlem yöntemleriyle yorumu. Doktora tezi, D.E.Ü. Fen Bilimleri Enstitüsü, 128s. Akçıg, Z., Pınar, R., Gravite ve manyetik arama yöntemleri. D.E.Ü. Mühendislik Fakültesi Yayınları, 249, İzmir, 168 s. Aksamagnet, İnternet sitesi. Erişim Tarihi: Ates, A., Kearey, P., Deep structure of east mendip hills from gravity, aeromagnetic and seismic reflection data. Journal of the Geological Society, 150, Aydın, İ., Karat, H.İ., Türkiye aeromanyetik haritalarına genel bir bakış. Jeofizik Bülteni, 9(1-2), Baranov, V., A new method for interpretation of aeromagnetic maps: pseudo gravimetric anomalies. Geophysics, 22(2), Baranov, V., Naudy, H., Numerical calculation of the formulate of reduction to the magnetic pole. Geophysics, 29, Barka, A.A., Hancock, P.L., Neotectonic deformation paterns in the convex northwards arc of the north Anatolian Fault Zone; in Dixon, J.E. and Robertson A.H.F., eds., The Geological Evolution of the Eastern Mediterranean: Journal of Geological Society of London Special Publication, 17, Bayrak, M., Gürer, A., Gürer, Ö.F., Electromagnetic imaging of the Thrace basin and Intra-Pontide subduction zone, Northwestern Turkey. International Geology Review, 46, Bayrak, M., Gürer, A., Gürer, Ö.F., İlkışık, O.M., Başokur, A.T., Mohr-Circle based rotational invariants of a magnetotelluric data set from the Thrace region of Turkey: Geological Implications. Turkish Journal of Earth Sciences, 15, Bhattacharyya, B.K., Continuous spectrum of the total magnetic field anomaly due to a rectangular prismatic body. Geophysics, 31, Blakely, R.J., Simpson, R.W., Approximating edges of source bodies from magnetic or gravity anomalies. Geophysics, 51, Blakely, R.J., Potential theory in gravity and magnetic applications. Cambridge University Press, Bukowski, G., Neuere fortschritte in der kenntnis der stratigraphie von kleinasien. C.R. 9e Congress Geology International, Wien, 2,

73 Büyükutku, A., Sonel, N., Development of the structural traps at northwest of Thrace Basin. In: Proceedings of 12th Turkish Petroleum Congress, , Ankara. Cordell, L., Grauch, V.J.S., Reconciliation of the discrete and integral Fourier tranform. Geophysics, 47(2), Cordell, L., Grauch, V.J.S., Mapping basement magnetization zones from aeromagnetic data in the San Juan basin, New Mexico in Hinze, W. J., Ed., The utility of regional gravity and magnetic anomaly maps. Society of Exploration Geophysics, 18, Coşkun, B., Oil and gas fields-transfer zone relationships, Thrace Basin, NW Turkey. Marine and Petroleum Geology 14(4), Coşkun, B., Influence of the Istranca-Rhodope Massifs and strands of the North Anatolian fault on oil potential of Thrace basin, NW Turkey. Journal of Petroleum Science and Engineering, 27, Çağlar, İ., Geothermal potential in Western Anatolia and its relationship between electrically conductive zones. Proceedings of XXIX Congress of International Association of Hydrogeologists (IAH) in Slovak Republic, Davis, J.C., Statistics and data analysis in geology. John Wiley and Sons Inc., New York, 564 p. Dolmaz, M.N., Hisarlı, Z.M., Orbay, N., Burdur havzasının bouguer gravite verileri ile yorumu. İstanbul Üniversitesi Mühendislik Fakültesi, Yerbilimleri Dergisi, 16(1), Doust, H., Arıkan, Y., The Geology of the Thrace Basin. Proc. 2 nd Petrol Congress of Turkey, Ekinci, Y.L., Amorium Antik Kenti nin mağnetik yöntem ile araştırılması. Yüksek Lisans Tezi, On Sekiz Mart Üniversitesi, Fen Bilimleri Enstitüsü, 108s. English, T., Eocene ana later formations surrounding the dardanelles. Quart. Journal Geology Society of London, 60, Erden, F., Uygulamalı gravite kitabı. Maden Tektik ve Arama Enstitüsü yayınları, Eğitim serisi, 21, Ankara, 148 s. Erol, K., Yeniköy karışığının (GB Trakya) metamorfik Evrimi. Türkiye Jeoloji Bülteni, 46, 2. Flerit, F., Armijo, R., King, G.C.P., Meyer, B., Barka, A., Slip partitioning in the sea of Marmara pull-apart determined from GPS velocity vectors. Geophysical Journal International, 154, 1-7. Gold, B., Rader, C.M., Digital Processing of Signals: McGraw-Hill Book Co., New York, 166 p. Gökçen, S.L., Pınarhisar formasyonunun yaşı ve ortam şartlarında görülen yanal değişmeler (Kuzey- Kuzeydoğu Trakya). Cumhuriyetin 50. Yılı Yerbilimleri Kongresi, Tebliğler, , Ankara. 64

74 Görür, N., Okay, A.I., A fore-arc origin for the Thrace basin, NW Turkey. Geologische Rundschau, 85, Hamming, R.W., Digital Filter. Prentice-Hall, Inc., Englewood Cliffs, Harding, T.P., Lowell, J.B., Structural systems. Their plate-tectonic habitats and hydrocarbon traps in petroleum provinces. Bulletin of the American Association of Petroleum Geologists, 63, Harput, B., Comparisonof maturity profiles of different basins in Turkey. In: Proceedings of 12 th Turkish Petroleum Congress, pp. 309, Ankara. Henderson, R.G., Zietz, I., The computation of second vertical derivatites of geomagnetic fields. Geophysics, 14, 4, Hoşgörmez, H., Yalçın, N.M., Gas-source rock correlation in Thrace basin, Turkey. Marine and Petroleum Geology, 22, Hutchison, R.D., Lucarelli, L.B. Hartman, R.R., Türkiye nin müntehap sahalarında maden kaynaklarının kıymetlendirilmesi hakkında istikşaf programı. M.T.A. yayınları, 108, 109 ve 110, Ankara. Huvaz, O., Karahanoğlu, N., Ediger, V., The thermal gradient history of the Thrace basin, NW Turkey: Corrolation with basin evolution processes. Journal of Petroleum Geology, 30, İlhan, E., Türkiye Jeolojisi. Nuray matbaası, Ankara, 239s. Kahle, H.G., Cocard, M., Peter, Y., Geiger, A., Reilinger, R., Barka, A.A., Veis, G., GPS-derived strain rate field within the boundary zones of the Eurasian, African and Arabian Plates. Journal of Geophysical Research, 105, Karat, H.İ., Metin, O., Türkiye nin havadan rejyonal manyetik haritalarının hazırlanması hakkında genel Bilgi. M.T.A. raporu, No, Kearey, P., Brooks, M., An introduction to geophysical exploration. 2 nd ed. Oxford, Blackwell Scientific Publications, 254 p. Kenar, Ö., Gravite ve magnetik prospeksiyon kitabı. Kocaeli Üniversitesi Yayınları, 2594, Kocaeli, 120 s. Ketin, İ., Kapıdağ yarımadası ve Marmara adalarındaki araştırmalar. İstanbul Üniversitesi Fen Fakültesi Dergisi, 11, Kulhanek, O., Intoduction to digital filtering in geophysics: Elsevier Scientific Publication, Co., Oxford, 168 p. Le Pichon, X., Chamot-Rooke, N. ve Rangin, C., Şengör, A.M.C., The North Anatolian Fault in the Sea of Marmara. Journal Geophysical Research,108, ETG 1, Malin, S.R.C., Barraclough, D.R., An algorithm for synthesing the geomagnetic field. Computer and Geosciences, 7, McClusky, S., Balassanian, S., Barka, A.A., Demir, C., Ergintav, S., Georgiev, I., Gürkan, O., Hamburger, M., Hurst, K., Kahle, H., Kastens, K., Kekelidze, G., Kotzev, V., Lenk, O., Mahmoud, S., Mishin, A., Nadariya, M., Ouzounis, A., 65

75 Paradissis, D., Peter, Y., Prilepin, M., Reilinger, R., Sanli, I., Seeger, H., Tealeb, A., Toksöz, H.N., Veis, G., Global Positioning system constraints on the plate kinematics in the estern Mediterranean and Caucasus. Journal Geophysical Research, 105, McClusky, S., Reilinger, R., Mahmoud, S., Ben Sari, D., Tealeb, A., GPS constrains on Africa (Nubia) an arabia plate motions. Geophysical Journal International, 155, Meade, B.J., Hager, B.H., McClusky, S.C., Reilinger, R., Ergintav, S., Lenk, O., Barka, A.A., Özener, H., Estimates of seismic potential in the Marmara Sea Region from block models of secular deformation constrained by GlobalPositioning System measurements. Bulletin Seismological Society of America, 92, National Geophysical Data Center, İnternet Sitesi. http// Erişim Tarihi: Okay, A.I., Distribution and characteristics of the northwest Turkish blueschists. In: The Geological Evolution of the Eastern Mediterranean (ed. J.E. Dixon & A.H.F. Robertson), Geological Society Special Publication, 17, Öksüm, E., Dolmaz, M.N., Etiz, A., Aydogan, S., Aydın, İ., Analysis of aeromagnetic anomalies related by Baklan granite in S of Muratdagı (Usak), W Turkey. 4 th Balkan Geophysical Congress, Bucharest- Romania, Journal of Balkan Geophysical Society, 8(1), 601. Öksüm, E., Van gölü civarı havdan mağnetik verilerin kantitatif yorumu, Yüksek Lisans Tezi, Süleyman Demirel Üniversitesi, Fen Bilimleri Enstitüsü, 93s. Packelmann, W., Neue Beitrage zur Kenntnis der Geologie, PalaÈ ontologie und Petrographie der Umgegend von Konstantinopel. Abhanlundgen der Preussischen Geologischen Staatsanstalt, I, Neue Folge, 1, 186. Pamir, H.N., Baykal, F., Istranca Masifinin jeolojik yapısı. Türkiye Jeoloji Bülteni, 1, Pamir, H.N., Une mise au point de la stratigraphie de la presquile Çatalca. Livre inaugural de la faculte des sciences Istanbul, 13. Parker, R. L., Rapid computation of potential anomalies. Geoph.J.R.Ast.Soc., 31, Perinçek, D., Seismic characteristics of the wrench fault zone in the Thrace basin. 7 th Biannual Petroleum Congress of Turkey, pp , Ankara. Perinçek, D., Possible strands of the north Anatolian fault in the Thrace basin, Turkey. An interpretation. Bulletin of the American Association of Petroleum Geologists, 75, Phillips, J.D., Processing ana interpretation of aeromagnetic data fort he Santa Cruse basin-pategonia mountains area, South-Central Arizona-A Preliminary Report: U.S. Geological Survey open File Report. 66

76 Pınar, N., Tectonique du bassin egen de panatolie et les sources minerales et thermales. İstanbul Üniversitesi Fen Fakültesi Monogr., İstanbul, 12. Roest, W.R., Pilkington, M., Identifying remanent magnetization effects in magnetic data. Geophysics, 58, Saner, S., Saros körfezi dolayının çökelme istifleri ve tektonik yerleşimi, Kuzeydoğu Ege denizi, Türkiye. Türkiye Jeoloji Bülteni, 28, Sherlock, S., Kelley, S.P., Inger, S., Harris N., Okay, A.I., Ar-39Ar and Rb- Sr geochronology of highpressure metamorphism and exhumation history of the Tavsanli Zone, NW Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology, 137, Spector, A., Grant, F.S., Statistical models for interpreting aeromagnetic data. Geophysics, 35, Şengör, A.M.C The north Anatolian trasform fault: its age, ofset and tectonic significance. Journal of the Geology Society of London, 136, Şengör, A.M.C., Yılmaz, Y., Tethyan evolution of Turkey. A plate tectonic approach. Tectonophysics, 75, Taner, M.F., Çağatay, A., Istranca Masifindeki maden yataklarının jeolojisi ve mineralojisi. Türkiye Jeoloji Bülteni, 40, Turgut, S., Siyako, M., Dilki, A., The geology and petroleum prospect of the Thrace basin. Proceedings of the Geological Congress of Turkey, 4, 35-46, Ankara. Turgut, S., Türkaslan, M., ve Perinçek, D., Evolution of the Thrace sedimantary basin and its hydrocarbon prospectivity. In: Spencer AM (ed) Generation, Accumulation and Production of Europe s Hydrocarbons, Special Publication Europe Association Petroleum Sciences, 1, Turgut, S., Deposıtıonal systems and hydrocarbon potential of the southeastern Thrace basin based on sequence stratıgraphy. Ph.D Thesis, Middle East Technical University, 366 p. Üşümezsoy, Ş., Istranca orojeni; Karadeniz çevresi kimmerid orojen kuşakları ve masif sülfit yatakları. Türkiye Jeoloji Bülteni, 33, Yalçınlar, İ., İstanbul civarındaki Paleozoik arazisi hakkında yeni müşahedeler. Türkiye Jeoloji Bülteni, 1,

77 ÖZGEÇMİŞ Adı Soyadı :Ali ETİZ Doğum Yeri ve Yılı: Tavas Medeni Hali :Evli Yabancı Dili :İngilizce Eğitim Durumu (Kurum ve Yıl) Lise :Denizli Atatürk Teknik Lisesi 1994 Lisans :Süleyman Demirel Üniversitesi Mühendislik-Mimarlık Fakültesi Jeofizik Mühendisliği Bölümü 2001 Çalıştığı Kurum/Kurumlar ve Yıl: Süleyman Demirel Üniversitesi Mühendislik- Mimarlık Fakültesi Jeofizik Mühendisliği Bölümü Yer fiziği Ana Bilim Dalı nda Araştırma Görevlisi Yayınları (SCI ve diğer makaleler) 1-Etiz, A., Dolmaz, M.N., Hisarli, Z.M., Ustaömer, T., Orbay, N., Magnetic sources in sedimentation of Thrace Basin and its around (NW Turkey) and their tectonic implications, European Geosciences Union General Assembly, Vol. 9, 02163, Vienna, Austria. 2-- Dolmaz, M.N., Oksum, E., Etiz, A., Tectonic interpretation of Burdur- Isparta area, SW Anatolia, based on gravity and aeromagnetic data, 26th IUGG Conference on Mathematical Geophysics, CMG 2006, pp 83, 4-8 June 2006, Sea of Galilee, Israel. 3- Oksum, E., Dolmaz, M.N., Etiz, A., Aydogan, S., Aydin, I., Analysis of aeromagnetic anomalies related by Baklan Granite in S of Muratdağı (Uşak), W Turkey, Journal of the Balkan Geophysical Soc. (4th Balkan Geophysical Congress), Vol.8, S.1, , Bucharest, Romania. 4-Öksüm, E., Dolmaz, M.N., Etiz, A., 2005, Gravite Anomalilerinin Üç Boyutlu (3- B) Modellenmesine Dayanılarak Yapı Derinliğinin Belirlenmesine Bir Yaklaşım, Yerbilimleri Dergisi, C.18, S.2, Altındağ, R., Kamacı, Z., Etiz, A., Şengün, N., A study regarding the relationship between dynamic parameters and drillability index of some rocks. 4th Congress of the Balkan Geophysical Society, Bucharest-Romania. 68