JEOTERMAL, MADEN VE PETROL ARAMALARINDA MANYETOTELLÜRİK YÖNTEM

JEOTERMAL, MADEN VE PETROL ARAMALARINDA MANYETOTELLÜRİK YÖNTEM Prof. Dr. Ahmet T. BAŞOKUR LEMNİS Yerbilimleri Sanayi ve Ticaret Ltd. Şti. Ankara Üniversitesi Teknoloji Geliştirme Bölgesi B-Blok No: 11/B Gölbaşı 06830 ANKARA www.lemnis.com.tr

JEOTERMAL, MADEN VE PETROL ARAMALARINDA MANYETOTELLÜRİK YÖNTEM LEMNİS Yerbilimleri Sanayi ve Ticaret Ltd. Şti. Ankara Üniversitesi Teknoloji Geliştirme Bölgesi B-Blok No: 11/B Gölbaşı 06830 ANKARA Bu eserin bir kısmı veya tamamı, şekiller ve yazılım gibi diğer unsurları yazarın izni olmadan çoğaltılamaz ve herhangi bir ortamda yeniden basılamaz. Basım Tarihi: Ekim 2015

İÇİNDEKİLER 1. MANYETOTELLÜRİK ALANIN KAYNAĞI 1 2. MT ÖLÇÜ DÜZENİ 1 3. MT ALANI TANIMLAMAK İÇİN KULLANILAN NİCELİKLER 2 4. GÖRÜNÜR ÖZDİRENÇ VE FAZ KAVRAMLARI 5 5. VERİ SUNUMU 7 6. VERİ-İŞLEM AŞAMALARI 9 7. MT VERİLERİNİN TERS-ÇÖZÜMÜ 10 8. HESAPLAMA VE MODEL BELİRSİZLİKLERİ 13 9. MT YÖNTEMİ İLE HİDROTERMAL KAYNAK ARAMA STRATEJİLERİ 16 10. MT YÖNTEMİ İLE MADEN ARAMA ÖRNEĞİ 21 11. MT YÖNTEMİ İLE PETROL ARAMALARI 23 12. SONUÇLAR 27

1. MANYETOTELLÜRİK ALANIN KAYNAĞI 1 Yer manyetik alanının zamanla değişimi, yer içerisinde bir indüksiyon akımının oluşmasına neden olur. Manyetik ve elektrik alanlardaki değişimler aynı karakterde olacağından, bir doğal elektromanyetik alanın varlığı söz konusudur ve manyetotellürik (MT) alan olarak adlandırılır. MT alanın kaynağı değişik olaylara bağlı olarak atmosferde, iyonosferde veya manyetosferde bulunur. 1 hertz'in altındaki elektromanyetik dalgalar güneşten gelen yükler ile manyetosfer sınırındaki girişimlerden oluşur. 1 hertz (Hz) frekansının üzerindeki değişimler yere ulaşamadan iyonosfer içinde soğurulduğundan, bu sinyallerin kaynağı atmosferde oluşan yıldırım ve şimşeklerdir. MT alanın genliğindeki en zayıf değişim ise 1 Hz civarındadır. Serbest uzayda yerdeğiştirme akımı ile yayılan elektromanyetik dalga çok az soğurularak çok büyük uzaklıklara erişebilirken, yer içine doğru ilerleyen bir elektromanyetik dalga iletken içerisine girdiğinde iletkenlik akımı baskın duruma gelir. Bu ise dalganın soğurulması, yani uzaklık ile dalga genliğinin azalmasına neden olur. Soğurulma dalganın frekansına ve ortamın özdirencine bağlı olduğundan, MT alanın incelenmesi ile yeraltı özdirenç dağılımı elde edilebilir. Kullanılan frekans, dolayısı ile ilgilenilen derinlik aralığına bağlı olarak, duyulabilir manyetotellürik (audio-magnetotellurics, AMT), manyetotellurik (MT) ve Jeomanyetik Derinlik Sondajı (geomagnetic depth sounding, GDS) adları ile sınıflandırılan yöntemlerin temel ilkeleri aynıdır. 2. MT ÖLÇÜ DÜZENİ E x, E y ) ve manyetik alanın üç bileşeni H ) zamanın fonksiyonu olarak ölçülürler (Şekil 2.1). Elektrik alan doğrudan MT yönteminde doğal elektrik alanın iki bileşeni ( H, ( x H y, z ölçülemeyeceğinden, yaklaşık değeri sonlu-farklar yöntemi ile hesaplanır. Bu amaçla iki ucunda polarize olmayan elektrotlar bulunan bir kablo yardımı ile elektrotlar arasındaki gerilim farkı ölçülür ve aralarındaki uzaklığa bölünür. Manyetik alan ise indüksiyon bobinleri ile ölçülür (Şekil 2.2). Şekil 2.1. MT ölçü düzeni. Bir ölçü istasyonunda iki elektrik ve üç manyetik alan ölçülmektedir.

2 Şekil 2.2. Elektrik (E) ve manyetik (H) alanlarının zamana bağlı kayıt edilmesi. Elektrik alanlar (üsteki iki grafik) kurşun-kurşun klorür elektrotlar, yatay (üçüncü ve dördüncü grafikler) ve düşey (alttaki grafik) manyetik alanlar ise bobinler yardımı ile ölçülür. 3. MT ALANI TANIMLAMAK İÇİN KULLANILAN NİCELİKLER Zaman ortamında ölçülen elektrik ve manyetik alan verilerinden yorumlamada kullanılmak üzere birçok niceliğin türetilmesi olanaklıdır. Bu amaçla ilk adım olarak zaman verilerinin Fourier dönüşümleri alınarak frekans ortamındaki karşılıkları hesaplanır. MT yönteminde diğerlerinin de hesaplanmasını sağlayan temel nicelik direntidir (impedance). Yer içine doğru ilerleyen bir elektromanyetik dalganın yüzey direntisi, birbirlerine dik yatay elektrik (E) ve manyetik alanların (H) oranı olarak tanımlanır. Frekans bölgesinde, direnti (empedans) frekansın (veya periyodun) bir fonksiyonu olarak verilir: E ( f ) E ( f ) Z ( f ) exp i ( ( f ) ( f )). (3.1) x x xy Ex Hy H y( f ) H y( f ) Karmaşık bir fonksiyon olan direntinin genliği, elektrik ve manyetik alanların genliklerinin oranına, Z xy( f ) E x( f ) / H y( f ) (3.2) ve direntinin fazı ise elektrik ve manyetik alanların fazlarının farkına eşittir: ( f ) ( f ) ( f ). (3.3) xy Ex Hy Elektrik ve manyetik alan bileşenleri arasındaki ilişki bir tensör denklemi ile verilir:

y yx yy y 3 Ex Z xx Z xy H x. (3.4) E Z Z H Burada, x ve y kuzey-güney ve doğu-batı coğrafi yönlerinde ölçülen alanların Fourier dönüşümlerini göstermektedir. Frekans bölgesinde, ölçülen alanlar ve 2x2 boyutundaki direnti dizeyinin elemanları frekansın karmaşık bir fonksiyonudur. Tekdüze veya yatay katmanlardan oluşan yer altı modelleri için Z xx ile Z yy sıfıra eşittir ve Z xy -Z yx eşitliği sağlanır. İki-boyutlu (2B) yapılar için E veya H jeolojik doğrultuya paralel ise Z xx = Z yy = 0 ve Z xy -Z yx. Eğer, E veya H jeolojik doğrultu yönünde değilse hem H x hem de H y, x ve y yönlerinde elektrik alan yaratırlar. Şekil 3.1a da, bir ölçü istasyonuna ait direnti değerleri, logaritmik yatay eksen periyot olmak üzere görüntülenmiştir. Periyodun azalan bir fonksiyonu olan direntiden, görsel yol ile yeraltı özdirenç dağılımı hakkında bir fikir elde edilememektedir. Empedans değerlerini normalize etmek için en yalın yöntem, frekans bağımlı fonksiyonu ile bölmektir (Şekil 3.1b). Böylelikle, normalleştirilmiş empedans değerlerinden derinlik ile özdirencin değişmesi hakkında bir fikir edinilebilir. Ancak, gerçel ve sanal bileşenlerin davranışlarının sistematik bir ilişkide olduğu bir fonksiyon aşağıdaki gibi tanımlanabilir (Başokur, 1994; 1997a): F Z 1 E i H x =. i y Burada, F; Frekans Düzgeli Direnti (Frequency Normalized Impedance) veya kısaca FNI fonksiyonu, açısal frekans, manyetik geçirgenlik ve i 1 olarak tanımlanır. FNI fonksiyonunun gerçel ve sanal bileşenleri izleyen bağıntılar ile hesaplanabilir:, F Z Z / 2 r r i F Z Z / 2. i i r Eğer direnti değerleri pratik birimler cinsinden, yani elektrik alan mv/km ve manyetik alan nt olarak ölçülür ise hesap işlemleri için izleyen bağıntılar kullanılabilir: /, / F Z Z 10 f r r i F Z Z 10 f. i i r Şekil 3.1c de, aynı istasyondaki FNI fonksiyonunun gerçel ve sanal bileşenlerinin davranışları görüntülenmiştir. FNI fonksiyonunun gerçel ve sanal bileşenlerinin davranışları, 1B yer modeli kullanılarak kolayca anlaşılabilir (Başokur, 1999). Azalan türde iki katmanlı ortam için görece küçük frekanslar için gerçel ve sanal bileşenler birbirine paralel kalırlar (Şekil 3.2a) ve ikisi arasındaki fark yaklaşık olarak temelin özdirencinin kareköküne eşit olur: Fr Fi n. Artan tür iki-katman eğrilerinde ise aşağıdaki ilişki gösterilebilir (Şekil 3.2b): ( F F ) / ( F F ). 2 2 r i r i n

4 Şekil 3.1. Bir ölçü istasyonunda empedansın periyoda karşılık görüntülenmesi (a), empedansın değişkeni ile normalize edilmesi (b) ve frekans düzgeli empedans (FNI fonksiyonu (c). Gerçel bileşenler kare ve sanal bileşenler üçgen ile gösterilmiştir.

5 Şekil 3.2. Parametreleri 1 = 500 ohm-m, 2 = 10 ohm-m, t 1 = 350 m (a) ve 1 = 10 ohm-m, 2= 100 ohm-m, t 1 = 100 m (b) olan iki-katmanlı ortam için FNI fonksiyonunun gerçel (Re) ve sanal (Im)bileşenleri. 4. GÖRÜNÜR ÖZDİRENÇ VE FAZ KAVRAMLARI Elektromanyetik yöntemlerde veri görselleştirme için çok kullanılan veri dönüştürme yöntemi ölçülen elektrik ve manyetik alanların görünür özdirenç ve faz değerlerine dönüştürülmesidir. Manyetotellürik yöntemin kuramsal ilkelerini geliştiren Cagniard(1953), izleyen görünür özdirenç tanımını vermiştir: ac 2 1 E 1 2 Z H. Cagniard s(1953) görünür özdirenç ve faz bağıntıları FNI fonksiyonu ile aşağıdaki şekilde tanımlanabilir: F F, 2 2 ac r i arctg( F / F ) + 4. Z i r

6 Görünür özdirenç kavramı sayısal modelleme ve çözümleme işlemlerinden önce yorumcunun nitel bir değerlendirme yapabilmesine olanak verir. Görünür özdirenç, veriye fiziksel anlam vermek için uygulanan bir normalleştirme işlemi olduğundan, daha iyi sonuçlar üreten tanımların yapılması olasıdır. Herhangi bir görünür özdirenç tanımı aşağıdaki ölçütleri gerçeklemelidir: (a) Görünür özdirenç tek düze bir ortamda, ortamın özdirencine eşit olmalıdır. (b) Görünür özdirenç yüksek frekans limitinde birinci katmanın özdirencine ve alçak frekans limitinde temelin özdirencine eşit olmalıdır. (c) Görünür özdirenç ara frekanslarda katmanların gerçek özdirençlerine mümkün olduğunca yakın olmalıdır. FNI fonksiyonunun yukarıda iki-katmanlı ortam için küçük frekanslardaki özelliklerinden (Şekil 3.2) ve yüksek frekanslar için gerçel bileşeninin birinci katmanın özdirencinin kareköküne yaklaşmasından yararlanılarak yeni tanımlar geliştirilebilir. af simgesi ile gösterilen ve jeolojik birimlerin özdirençlerine yaklaşmada daha başarılı bir görünür özdirenç tanımı, FNI fonksiyonu kullanılarak (Başokur 1994) tarafından verilmiştir: F F 2 Fi 0 af r i F 2 F 2 / F F 2 af r i r i Fi 0 Yukarıdaki bağıntılar, empedans veya Cagniard s(1953) görünür özdirenç cinsinden izleyen şekilde de yazılabilir (Szarka, 1994): af Zr f 2Zr 2 2 F 0; 0; / 4, i Y Z 2 2 2 1 Z 1 Z 4 f Zi 2 sin ( z ) af 2 F 0; 0; / 4, i Y Z 2 2 cos ( ) Z / 4, af ac z ac 2sin ( ) af 2 Z Z / 4. Şekil 4.1 de aynı istasyonda hesaplanan iki farklı görünür özdirenç tanımı görüntülenmiştir. tanımı, katman özdirençlerine yaklaşmada daha başarılıdır. af Görünür özdirenç kavramı xy ve yx bileşenlerinin görselleştirilmesinde oldukça yararlı olmakla birlikte xx ve yy bileşenlerinin görselleştirilmesinde sorunla karşılaşılır. Çünkü 1B ve 2B ortamlar için bu bileşenler kuramsal olarak sıfır ve uygulamada ise oldukça küçüktür ve görünür özdirenç değerleri oldukça saçılır. Eğer, yeraltının sadece sığ veya derin bölümleri 3B ise sırası ile yüksek ve küçük frekanslar için xy ve yx bileşenleri de görece büyük değerler alırlar ve görselleştirilmeleri önemli hale gelir. Bu nedenle, xx ve yy bileşenlerinin görselleştirilmesinde FNI fonksiyonu yararlı bir seçenek sunar.

7 Şekil 4.1. Aynı istasyon için hesaplanan Cagniard s(1953) (a) ve (Başokur 1994) (b) görünür özdirenç eğrileri. Yatay eksen periyottur. 5. VERİ SUNUMU MT yönteminde bir istasyona ait veriler logaritmik yatay eksen frekans (veya periyot) olmak üzere düşey eksende direnti, görünür özdirenç ve faz gibi niceliklerin grafiklendiği sondaj eğrisi çizimi ile görüntülenir (Şekil 5.1). Görünür özdirenç grafiği çiziminde düşey eksen de logaritmik olarak seçilir. Bir hat üzerinde bulunan birden fazla istasyona ait veriler, yapma-kesit (pseudosection) çizimi ile görselleştirilir. Yatay eksen uzaklık ve düşey eksen frekans olmak üzere her uzaklık-frekans çiftine bir MT niceliği (görünür özdirenç veya faz gibi) atanır. İkinci adımda eş değerler birleştirilir (konturlama) veya bir renk ölçeği kullanılarak renkli bir kesit elde edilir. Bu verisunum yöntemi, görselleştirilen MT niceliğin hem yanal hem de düşey yönlerdeki değişimlerini yansıtır (Şekil 5.2). Seviye haritası veya kat haritası ise belirli bir frekans değeri için bütün arama alanını kapsayacak şekilde ölçülen fiziksel niceliğin konturlanması veya renklendirilmesi ile elde edilir. Seviye haritaları herhangi bir frekans (veya yapma-derinlik) için ölçülen fiziksel niceliğin yanal yöndeki değişimlerini görüntüler.

8 Şekil 5.1. Belirli bir istasyonda frekansın fonksiyonu olarak çizilen MT sondaj grafikleri. (a) Görünür özdirenç, (b) faz eğrileri. Frekans (Hertz) Görünür Özdirenç 10 2 10 1 10 0 10-1 10-2 10-3 0 1 2 3 4 5 LOG(Gör. Özd.) 2.3+ 2.1 to 2.3 1.9 to 2.1 1.7 to 1.9 1.6 to 1.7 1.4 to 1.6 1.2 to 1.4 1.0 to 1.2 0.8 to 1.0 0.6 to 0.8 0.4 to 0.6 0.2 to 0.4 Frekans (Hertz) Faz 10 2 10 1 10 0 10-1 10-2 10-3 0 1 2 3 4 5 Uzaklık (km) Faz (derece) 48+ 44 to 48 40 to 44 36 to 40 32 to 36 28 to 32 23 to 28 19 to 23 15 to 19 11 to 15 7 to 11 3 to 7 Şekil 5.2. MT verisinin görünür özdirenç ve faz yapma-kesitleri şeklinde sunumu. Küçülen frekans değerleri göreli derinliğe karşılık gelmektedir.

9 Ölçülen veri değerleri yer yüzeyinden itibaren belirli bir hacimdeki özdirenç değişimlerinin tümünden etkilenir ve bu nedenle ölçülen MT nicelikleri görünür terimi ile birlikte adlandırılır. Aynı nedenle, belirli bir frekans değeri belirli bir derinliğe karşılık gelmez. Ancak, frekansın azalması ile görece daha derinden bilgi elde edilir. Gerçek özdirenç ve derinlik değerleri, ters-çözüm işlemi ile hesaplanabilir. Görünür özdirenç grafikleri, yapma-kesitleri ve seviye haritalarının gözden geçirilmesi ile veri kalitesi incelenebileceği gibi hedef kütlelerin yeri ve uzanımı hakkında da nitel bir yorum yapılabilir. Ancak, bu yorum ile hedef kütlelerin derinlik, uzanım ve kalınlıkları hakkında sayısal bilgiler elde edilemez. Bu görselleştirme teknikleri sayısal modelleme yöntemlerinin uygulanmasından önce ön-bilgi sağlarlar. 6. VERİ-İŞLEM AŞAMALARI Veri-işlem aşamasında yapılması gereken işlemler, MT verisinin yorumunda kullanılacak modele bağımlıdır. 2B yorum uygulamalarında, direnti dizeyinin köşegen olmayan bireyleri, jeolojik doğrultu ve bu doğrultuya dik yöne karşılık gelecek şekilde döndürülür. Döndürme açısını saptamak için çeşitli yöntemler önerilmiştir. Groom-Bailey ayrışımı (Groom and Bailey, 1989), en yaygın kullanılan yöntemdir. Döndürme işlemini TE (elektrik alan jeolojik doğrultuya paralel) ve ona dik TM modlarının ayırt edilmesi izler. Böylece, direnti, görünür özdirenç, faz ve diğer MT nicelikleri TE ve TM modlarına ait olmak üzere ikişer adet hesaplanır. Bazı MT nicelikleri ise döndürme ile değişmezler. Üç-boyutlu yorumlama algoritmaları için döndürme ve ayrışım yöntemlerinin kullanımı gerekli değildir. Coğrafi yönlerde ölçülen alanlar ve bu alanlardan hesaplanan MT nicelikleri doğrudan kullanılır. MT yönteminin en önemli sorunlarından biri statik kayma olarak adlandırılan ve görünür özdirenç eğrilerinin, ölçü istasyonu altında veya yakınında küçük ölçekli üç-boyutlu cisimlerin oluşturduğu galvanik etki nedeni ile düşey eksen boyunca aşağı veya yukarı kaymasıdır (Stenberg ve diğ., 1988; Meju, 1996). Frekanstan bağımsız olan statik kayma sabitini saptamak için kullanılan yöntemlerden biri, MT ölçü istasyonunda geçici elektromanyetik yöntem (TEM) ölçüsü almaktır. TEM yönteminde kenar uzunlukları genellikle MT elektrik dipol boyu kadar olan kare şekilli bir kablodan elektrik akımı uygulayarak, yeraltında Eddy akımları oluşturulur. Bu akımlar ikincil bir manyetik alan yaratır. Yeryüzündeki kare kablodaki akım kesilir ise ikincil manyetik alan da zamanla söner. Yer altı özdirenç dağılımına bağlı bu sönüm, yeryüzündeki bir alıcı bobindeki sönüm gerilimi olarak ölçülür (Fitterman and Stewart, 1986). Alıcı bobin, verici halkanın merkezine yerleştirilir (merkezi halka tekniği). TEM yöntemi sadece manyetik alanın ölçümüne dayandığından, TEM verisinde galvanik etkiler bulunmayacaktır. TEM eğrisinin 1B değerlendirilmesi ile elde edilen model kullanılarak, 1B kuramsal MT eğrisi hesaplanabilir. Bu MT eğrisinde statik kayma etkisi bulunmadığından, ölçülen MT görünür özdirenç eğrileri, kuramsal MT eğrisine çakışacak şekilde kaydırılır. Bu işlemler aşağıda gösterileceği üzere 1B ve 2B ortamlar için geçerli olabilir. Dolayısı ile 1B ve 2B ters-çözüm çerçevesinde ele alınmalıdır. Empedansın dört bileşeni de göz önüne alındığında statik-kayma terimi yerine bozulma dizeyi (distortion matrix) kavramı kullanılması daha uygun olacaktır. Bozulma, en yüksek frekansın ölçekleyebileceği boyuttan daha küçük cisimlerin elektrik alan üzerinde tüm frekanslarda yarattığı bir etkidir ve söz konusu cismin sınırlarında yük birikmesi nedeni ile oluşur. Bu etki bir dizey ile temsil edilir ise, empedans tensörü izleyen şekilde tanımlanabilir (Avdeeva et al., 2015): Cxx Cxy Z xx Z xy CxxZ xx CxyZ yx CxxZ xy CxyZ obs yy Z (f) C. Z (f) C yx C yy Z yx Z yy C yxz xx C yyz yx C yxz xy C yyz yy

10 Burada, C gerçel bozulma dizeyi, Z ise karmaşık empedans dizeyidir. Z obs (f) ölçülen ve Z (f) ise bozulmaya neden olan yüzey cismi olmadığında ölçülecek olan empedanstır. Empedansın bileşenleri iki-boyutlu yapılar için sırası ile jeolojik doğrultuya dik ve paralel olacak şekilde döndürülür ise Z xx ve Z yaklaşık sıfır olduğundan, yukarıdaki denklem, yy Cxx Cxy 0 Z CxyZ yx CxxZ obs xy xy Z (f) C. Z (f) C yx C yy Z yx 0 C yyz yx C yxz xy şeklini alır. Bu durumda, elde edilen C xx ve Cyy C ve xy C sıfır ise iki-boyutluluk koşulu sağlanır TEM verisinden yx değerleri ile bir dereceye kadar statik kayma temsil edilebilir: Z C 0 0 xx Z 0 xy CxxZ obs xy (f) C. Z (f) 0 C yy Z yx 0 C yyz yx 0. İki-boyutlu ters-çözüm yapıldığında, TEM ile statik-kayma düzeltmesi yapmak değerlerinin sıfır, C xx ve Cyy C ve xy C yx değerlerinin birbirine eşit ve bozulma dizeyinin diyagonal bir dizey olduğunu var saymak anlamına gelmektedir. Ancak üç-boyutlu yapılar için bozulma dizeyi diyagonal bir dizey değildir. Üç-boyutlu ters-çözüm işleminin avantajı hem bir istasyonun altındaki modeli çözer iken diğer istasyonların verisinin de katkı koyması hem de Z xx ve Z bileşenlerinin de işleme eklenerek yy edilerek dört empedans bileşeninden yararlanılmasıdır. Öte yandan, TEM veya Düşey Elektrik Sondajı (DES) ile statik kayma düzeltmesi Z xx ve Z yy bileşenlerine uygulanamayacağından, bu bileşenleri ters-çözüm işleminde kullanmamak gerekir. Dört bileşen kullanan üç-boyutlu ters-çözümde ise yüksek frekanslarda ölçü alınmış ise statikkaymaya neden olan cismin modele eklenmesi mümkündür. Eğer 10.000 Hz ve daha yukarısındaki frekanslarda ölçü var ise modellenemeyen büyüklükte bir cismin olması zayıf bir olasılıktır. Kabuk araştırması gibi çalışmalarda genellikle 1000-100 Hz arasındaki bir frekanstan daha küçük frekanslarda ölçü alındığından yüzeydeki üç-boyutlu bir cismin modele eklenmesi zordur ve ciddi bir problem oluşturur. Üç-boyutlu modelde temsil edilebilenden daha küçük bir jeolojik yapı olmadığı sürece statikkayma yoktur. 10.000 Hz gibi yüksek frekans kullanılan durumlarda statik-kayma etkisi seyrek olarak görülür ve üç-boyutlu ters-çözüm programları sığ ve küçük yapılar modellenebilir. Veri yuvarlatılması isteğe bağlı olarak uygulanan bir veri-işlem aşamasıdır. Verinin yuvarlatılmaması halinde ters-çözüm aşamasında veri değerlerine mutlaka ağırlık katsayısı atanmalıdır. Başokur, Kaya ve Ulugergerli (1997a), sürekli bir fonksiyonun doğrusal bileşiminin, direnti verisinin sayısal değerlerine yaklaştırılması ile MT verisini yuvarlatan bir yöntem geliştirmişlerdir. Rastgele gürültülerin yanında sistematik gürültüleri de temsil edebilen bir ağırlık katsayısı atama yöntemi Başokur(2008) tarafından önerilmiştir. 7. MT VERİLERİNİN TERS-ÇÖZÜMÜ Jeofizik biliminin amacı, maddenin fiziksel bir özelliğinin yeraltındaki dağılımının hesaplanmasıdır. Bu işlem doğrudan fiziksel parametrenin ölçülmesi ile gerçekleştirilmez. Bunun yerine, yeraltındaki fiziksel özelliğin değişiminden etkilenen fiziksel alanlar, yer yüzeyinde veya sondaj, tünel gibi ortamlarda ölçülür. Ölçme işleminden bağımsız olarak,

11 yeraltının yalınlaştırılmış bir taslağının çeşitli fiziksel birimler ile temsil edilmesi modelleme olarak adlandırılır. Ölçülerden, modelin parametrelerinin hesaplanması işlemine ise parametre kestirimi denmektedir. Jeofizik biliminde daha çok ters-çözüm veya evirtim terimleri yeğlenmektedir. Parametreler, ölçü alım süresince değişmeyen niceliklerdir. Parametreler, doğrudan ölçülmeyen ve evirtim işlemi ile hesaplanması gereken nicelikler olmakla birlikte, ilke olarak ölçülebilir olmalıdırlar. MT yönteminin amacı, yer altı özdirenç dağılımını hesaplamaktır. Bunun için ölçülen görünür özdirenç yapma-kesitlerinin, gerçek özdirenç kesitlerine dönüştürülmeleri gerekmektedir. Bu işlem belirli modeller kullanılarak, dolaylı bir şekilde yapılır. Dönüştürme işleminin temel ilkesi, ölçülen veriye belirli ölçütler çerçevesinde çakışan kuramsal veri üreten modelin aranmasıdır. Elektrik yöntemlerde üç tür model kullanılmaktadır. 1B modelin (Şekil 7.1a) jeolojik koşulları sağlamaması nedeni ile çoğunlukla 2B veya 3B modelleme ve ters-çözüm tercih edilmektedir. İki-boyutlu ters-çözüm için birden fazla MT istasyonu bir hat oluşturmalı, üç-boyutlu ters-çözüm içinse birden fazla hat bulunmalıdır. Birden fazla hat var ise iki-boyutlu çözümlerin birlikte kullanılması ile sonuç modelinin 3B görüntüleri elde edilebilir. Bu yol ile elde edilen görüntüler, yapma-3b model olarak adlandırılmalıdır. 2B model, özdirençlerin ölçü hattı doğrultusunda ve düşey yönde değiştiği, ancak kesit düzlemine dik yönde değişmediği varsayımı ile elde edilir (Şekil 7.1b). Bu modelde, yer altı farklı özdirençli ve farklı boyutlu dikdörtgen prizmalardan oluşmaktadır. Her bir prizmayı (kesit üzerinde hücre) tanımlamak için gereken geometrik ve fiziksel nicelikler parametre olarak adlandırılır. Geometrik parametreler prizmaların boyutları, fiziksel parametreler ise prizmaların özdirençleridir. Prizmalar çizim düzlemine dik yönde ile aralığında devamlıdır. Her bir prizma ise kesit düzleminde bir hücre oluşturmaktadır. Modele bazı üçgen kesitli prizmalar eklenerek, topografya da temsil edilebilir. Üç-boyutlu model ise özdirenci olan çok sayıda sabit küpten oluşur (Şekil 7.1c). Seçilen bir model için veri ve parametreleri birbirine bağlayan matematik bağıntı düz çözüm olarak adlandırılır ve modelin belirli bir fiziksel durumu için ölçülmesi gereken verinin önceden kestirilmesini sağlar. Bu anlamda, parametreler ile veri arasındaki ilişkiyi verir. Kuramsal veri veya model yanıtı, parametrelere atanan bazı sayısal değerler yardımı ile düz çözümden hesaplanan sayısal veridir. Ölçülen veriden, parametre değerlerinin (dolayısı ile modelin) hesaplanması ters-çözüm olarak adlandırılır. Hücre veya küplerin boyutları sabit tutularak, çözülmesi gereken parametre sayısı azaltılır. Hücrelerin özdirenç değerlerinin çözümü sırasında komşu hücreler birbirleri ile ilişkilendirilmelidir. Ters çözüm sonucunda türetilen model bloklarının gerçek özdirenç değerlerinin görüntülenmesi ile bir fiziksel model üretilir. Bu modelin jeolojik olarak anlamlandırılması, yeraltı özdirenç değişimi ile jeolojik koşulların ilişkilendirilmesi ile gerçekleştirilir ve yorum olarak adlandırılır. Şekil 7.1. Elektromanyetik yöntemlerde kullanılan kavramsal modeller. a) Bir-boyutlu (1B), b) iki-boyutlu (2B), c) üç-boyutlu (3B).

12 Ters-çözüm işleminde fiziksel modelin hesaplanması dolaylı bir yol ile gerçekleştirilir (Şekil 7.2). Türev-tabanlı ters-çözüm yöntemlerinin birinci adımında, model parametreleri için bir ön-kestirim yorumcu tarafından sağlanır ve ön-kestirime karşılık gelen kuramsal veri hesaplanarak, ölçülen veri ile karşılaştırılır. Daha sonra, ölçülen ve kuramsal verinin çakışma derecesini arttırmak amacı ile parametreler yenilenir. Bu işlem, iki veri kümesi arasında yeterli bir çakışma elde edilinceye kadar yinelenir. Ölçülen veri ile çakışan kuramsal veri üreten birden fazla model bulunabileceğinden, çözüm tekil değildir. Model yanıtı ile ölçülen veri arasındaki farkları en aza indirmek için yapılan yineleme işleminin sayısı, ön-kestirim değerlerinin gerçeğe yakınlığı ve verinin gürültü içeriği ile ilişkilidir. Gürültü bazı durumlarda yineleme işleminin yakınsamasını engelleyebilir. 1B ters-çözümde, ön-kestirim olarak yorumcunun sağladığı katman özdirenci ve kalınlıkları kullanılır. 2B ve 3B ters-çözüm işlemlerinde, ilk adımda yeraltı homojen varsayıldığından, tüm hücrelerin özdirençlerine aynı değer atanır. Eğer yeraltı yatay ve homojen katmanlardan oluşmakta (1B model) ise hem kuzey-güney (xy bileşeni) hem de doğu-batı (yx bileşeni) yönlerindeki empedans ve dolayısı ile ondan türetilen görünür özdirenç gibi MT nicelikleri birbirine eşit olur. 1B model kullanılarak katman kalınlıklarının hesaplanabilmesi bu modelin üstün yanı olmakla birlikte, 1B yeraltı özdirenç dağılımı seyrek karşılaşılan bir durumdur. Yaklaşık bir hesaplama için kullanılması durumunda da hangi bileşenin veya bileşenlerin determinantının hesaplama için kullanılacağına karar verilmesi oldukça güçtür. 2B model kullanabilmek için MT ölçü istasyonlarının bir hat üzerinde olması gerekmektedir. Ayrıca, bu hattın jeolojik doğrultuya dik yönde bulunması zorunluluk oluşturmaktadır. MT nicelikleri coğrafi yönlerde ölçüldüğünden, ölçülen değerler jeolojik doğrultuya paralel ve dik olacak şekilde hesap işlemi ile döndürülmelidir. Elektrik alanın jeolojik doğrultuya dik olduğu bileşen TE modu, ve ona dik bileşen TM modu olarak adlandırılır. Uygulamada iki güçlükle karşılaşılır. Birincisi, döndürme işlemi ile gürültüler büyütülür, ikincisi ve önemlisi ise döndürme sonucunda elde edilen bileşenlerin hangi moda karşılık geldiğinin kuramsal bir çözümü olmaması ve seçimin yorumcu tarafından yapılma zorunluluğudur. Modların yanlış tanımlanması durumunda ise elde edilecek modelin güvenirliliği olmayacaktır. Şekil 7.2. Ters-çözüm işleminin yalınlaştırılmış akış şeması.

13 Yeraltının daha gerçekçi bir temsili ancak 3B model kullanılarak gerçekleştirilebilir. Daha kaba bir yaklaşım olmasına rağmen 2B modellemenin daha yaygın kullanım nedeni, bilgisayar programlarına kolay erişim ve hesaplama için dizüstü bilgisayarların yeterli olmasıdır. 3B bir model oluşturmak için yüzbinler veya milyon mertebesinde hücre kullanılmaktadır. Her bir hücrenin özdirenç değeri çözülmesi gerektiğinden, ters-çözüm işlemi ancak hızlı, büyük bellek kapasiteli ve çok-çekirdekli sunucularda paralel işlem yapabilen Unix işletim sistemi ortamında gerçekleştirilebilir. Ortalama 3B bir ters-çözüm işlemi yaklaşık bir yıllık dizüstü bilgisayar zamanına karşılık gelmektedir. Şekil 7.3 de, 3B ters-çözüm öncesi oluşturduğumuz hesaplama ağı ve ters-çözüm sonucunda elde edilen özdirenç modelinin bir derinlik seviyesi için görüntüsü verilmiştir. Üç-boyutlu sayısal özdirenç modelinden istenilen yönlerde kesitler ve istenilen derinliklerde kat haritaları elde edilebilir. Ayrıca, kesit ve haritalar birleştirilerek hareketli görüntüler elde edilebilir (Şekil 7.4). Bu şekilde özdirenç modeline jeolojik anlam kazandırılması ve MT incelemesinin amacı doğrultusunda yorumlanması kolaylaşır. Birden fazla hattın bulunduğu durumlarda, 2B modelleme ile elde edilen kesitlerin üç boyutlu görüntülenmesi yapma-3b model (pseudo-3d) olarak adlandırılır ve 3B hesaplama ile ilgisi yoktur. Öte yandan, bazı frekanslara karşılık gelen verinin atılarak verinin önemli oranda seyrekleştirilmesi ve modelin büyük hücreler ile betimlenmesi ile 3B hesaplamanın masaüstü bilgisayarlarda yapılması sağlanabilir. Ancak, bu yol ile elde edilen 3B modellerin ayrımlılık ve güvenirliliği 2B modellemeden daha az olabilir. 8. HESAPLAMA VE MODEL BELİRSİZLİKLERİ Ters-çözüm işlemi yinelemeli bir işlem olup, her bir yineleme adımında hücrelerin özdirenç değerlerindeki değişim hesaplanır. Elde edilen bu düzeltme değerlerinden ise yeni parametre değerleri kestirilir. Önceden belirlenen durdurma ölçütlerinden birinin sağlanması durumunda işleme son verilir. Böylelikle, problem her adımdaki parametre düzeltme yöneyinin hesaplanmasına indirgenir ve Ax b biçimindeki denklem sisteminin çözülmesi ile yürütülür. Şekil 7.3. Üç-boyutlu modelleme için oluşturulan ağ yapısı. Modelleme ağı 245000 parametre içermektedir (solda) ve üç-boyutlu ters-çözüm ile elde edilen modelden bir derinlik düzlemi (sağda) görüntüsü.

14 Şekil 7.4. Üç-boyutlu modelden elde edilen kesit ve özdirenç haritalarının birleştirilmesi ile hareketli görüntülerin elde edilmesi. Denklem sistemindeki dizeyler izleyen şekilde tanımlanır: T A ( J C J C ), -1-1 d m x r p, b J T C d C ( p - p ). -1-1 r ref d m Burada, -1 ve T sırası ile bir dizeyin tersini ve devriğini göstermektedir. n ve m sırası ile veri ve parametre sayısı olmak üzere, p ; her yineleme adımında parametrelere uygulanacak mx1 boyutunda düzeltme yöneyi, J; sütunlarında, her ölçü noktasında her frekans için görünür özdirenç (ve faz) değerlerinin parametrelere göre kısmi türevlerini kapsayan nxm boyutunda Jacobian dizeyidir. d ; ölçülen ve kuramsal verinin farklarını içeren nx1 boyutunda veri farkları yöneyidir. C ve C sırası ile nxn boyutundaki veri değişinti (covariance) ve mxm -1 d boyutundaki parametre değişinti dizeyleridir. değerleridir. Çözüm bir -1 m r p ; r numaralı yinelemedeki parametre ref p referans modeline yakın olacak şekilde aranabilir. Aksi takdirde, ref p değeri sıfır olarak alınır. Ağırlık dizeyi olarak da adlandırılan sadece köşegen elemanları sıfırdan farklı olacak şekilde düzenlenir. -1 C d dizeyi, genellikle -1 C m dizeyi, model ile ilgili kısıtları kapsar ve önsel ortak değişinti dizeyidir. Bu dizeyin görevi ters-çözüm sonuçlarının amaca uygun olarak yuvarlatılması ya da keskin değişimli modellerin üretilmesidir. Örneğin, komşu hücreler birbirleri ile ilişkilendirilerek, jeolojik yapıların kesit üzerinde belirginleşmeleri sağlanmaya çalışılır. Ancak, ortak değişinti dizeyi kullanımı ile jeolojik katmanların ara yüzeylerini ayırma sorunu çözülemez ve jeolojik birimlerin sınırları yorumcu tarafından görsel yol ile belirlenmek zorundadır. Şekil 8.1 de, deniz-manyetotellürik verisinin ters-çözümü ile elde edilen hücre model üzerinde yorumcunun bir tuz domunun alt sınırını görsel yol ile betimlemesi görülmektedir. 5 ohm-m özdirenç değerinden daha büyük değerler turuncu ile renklendirilmiş ve tuz domuna karşılık geldiği düşünülmüştür. Sondaj sonuçları yorumlanan ile gerçek tuz domu alt sınır derinliği arasında 1800 m fark olduğunu göstermiştir. Bunun nedeni jeolojik arayüzeyin hangi özdirenç konturu ile temsil edileceğinin sondaj öncesinde bilinememesidir. Şekil 8.2 de iki farklı üç-boyutlu ters-çözüm yazılımının ürettiği sonuçlar görselleştirilmiştir. Farklı hesaplama ağı ve ters-çözüm yöntemleri kullanılması nedeni ile her iki yazılımdan elde edilen modellerde bazı farklılıkların oluşması doğaldır. Her iki yazılım da iletken bölgeleri başarılı bir şekilde betimlemişlerdir.

15 Şekil 8.1. Hücre model ile elde edilen iki-boyutlu yuvarlatılmış ters-çözüm sonucu ve tuz domu alt yüzeyinin görsel yol ile kestirilmesi (Sandberg et al., 2008). Sismik izler saydam olarak kesit üzerine bindirilmiştir. Şekil 8.2. İki farklı üç-boyutlu ters-çözüm yazılımının ürettiği sonuçların iki hat (line 304, line 276) için görselleştirilmesi (Unsworth et al., 2006). Model yanıtı ile ölçülen veri arasındaki farkları en aza indirmek için yapılan yineleme işleminin sayısı, ön-kestirim değerlerinin doğruya yakınlığı ve verinin gürültü içeriği ile ilişkili olup, gürültü bazı durumlarda yineleme işleminin yakınsamasını engelleyebilir. Gürültü probleminin yanı sıra evirtim yönteminin iki önemli sorunu daha bulunmaktadır. Birincisi, gerçekçi olmayan kavramsal model seçimi ile jeolojik olarak anlamlı olmayan sonuçların elde edilmesidir. İkincisi, yöntemin her zaman bir çözüme yakınsayacağının güvencesi bulunmamasıdır. Doğru parametre değerlerine uzak ön-kestirim değerleri ile evirtim işlemine başlanılması sıklıkla bu tür sorunlar yaratabilir. Jeolojik koşullar çerçevesinde kabul edilebilir bir çözümün bulunabilmesi için yorumcunun evirtim işleminin temel kuramlarını, kavramlarını bilmesi ve hesaplama algoritmalarını kendi denetiminde tutarak, üretilecek sonuçlar üzerinde belirleyici olması gerekmektedir. Ters-çözüm algoritmaları, ölçülen verilerin girdi olarak verilip, çıktı olarak model üreten kara kutular olarak düşünülmemelidir. Ters-çözüm işleminin başarısı tüm aşamaların jeofizik incelemenin amacına uygun olarak gerçekleştirilmesine bağlıdır.

9. MT YÖNTEMİ İLE HİDROTERMAL KAYNAK ARAMA STRATEJİLERİ 16 Isı kaynağı, rezervuar (kırık ve boşluklardaki doğal akışkan) ve düşük geçirgenlikli örtü kayacı olmak üzere hidrotermal sistemler üç öğeden oluşmaktadır. Örtü kayacı, derinliklerdeki sıcak akışkanın yüzey suları ile karışarak soğumasını engeller. Hidrotermal sistemlerde, su-kayaç etkileşimi yoğundur. Hem tortul kayaçlar da hem de çatlak ve kırık sistemlerinde, düşük özdirenç değerleri geçirgenlik ve gözenekliliğin artması ile doğrudan ilişkilidir. Sığ magma odası, suya doygun katmanlar, hidrotermal zonlar ve hidrotermal alterasyona uğramış kayaçların varlığı, düşük özdirenç değerleri ile ilişkilendirilir. Bu etkilerin bileşimi de düşük özdirenç değerlerinin nedeni olabilir. Volkanik alanlarda rezervuarın hemen üstündeki kil alterasyon örtüsünün çok düşük özdirenç değerleri gösterdiği bilinmektedir. Şekil 9.1 in sol yanında, yüksek sıcaklıklı bir sahaya ait kavramsal model görülmektedir (Cumming, 2009). Yukarı akış kırık-çatlak zonları ile ilişkilidir. Sağ yanda ise yukarı akış dar bir fay zonu boyunca etkin olmakta ve kumtaşı, lav breşleri gibi birincil geçirgenliği yüksek bir kayaca ulaştığında boşalım gerçekleşmektedir. Bu kavramsal modellere karşılık gelen özdirenç değerleri Şekil 9.2 de şematik olarak gösterilmiştir. Kil alterasyonları 10 ohm-m değerinden daha düşük değerler sunarken, rezervuarın kendisi 10-60 ohm-m arasında özdirenç değerleri ile temsil edilmektedir (Johnston et. al., 1992). Şekil 9.3 de, Endonezya daki Darajart jeotermal alanında gerçekleştirilen MT incelemesi sonucunda elde edilen özdirenç kesiti görülmektedir. Burada, koyu mavi tonları ile görüntülenen düşük özdirençli zon, kil örtüsüne karşılık gelmektedir. Rezervuar ise 20 ohm-m civarında görece düşük sayılabilecek değerler ile temsil edilmiştir. Volkanik bir sahadaki arama etkinliğine örnek oluşturan bu çalışma, çok düşük özdirençli kil örtüsü ve temel kayadan görece düşük özdirenç gösteren rezervuardan oluşan bir kavramsal model ile uygunluk göstermektedir. Bu kavramsal modeller çerçevesinde, genellikle sondaj lokasyonu olarak akışkanın yukarı hareket ettiği bölgeler olduğu düşünülen, domlaşma ve kil şapkasında incelme gözlenen bölgeler tercih edilmektedir. Bu tür bir tercihi MT özdirenç modeli üzerinde gösteren bir örnek, Şekil 9.4 de görüntülenmiştir. Kesit üzerinde sağ yandaki üç sondajda akışkana ulaşılmakla birlikte solda kalan iki sondaj başarısızlıkla sonuçlanmıştır. MT yöntemi, rezervuarının üst sınırını 200 C konturu ile başarılı bir şekilde haritalamakta, ancak sonuçların tüm inceleme alanına genelleştirilemeyeceği anlaşılmaktadır. Şekil 9.5 de görüntülenen kavramsal modelde ise düşük özdirenç değeri gösteren kil örtüsü altındaki güncel hidrotermal sistem ile ölü bir sistemin MT yöntemi ile ayırt edilebilmesi test edilmiştir. Şeklin sol üst köşesinde kırmızı daire ile gösterilen ölçü istasyonunda her iki durum için elde edilecek MT görünür özdirenç ve faz eğrilerinin karşılaştırılmasından, bu ayrımın oldukça güç olduğu anlaşılmaktadır. Şekil 9.1. Jeotermal kavramsal modeller (Cumming, 2009).

17 Şekil 9.2. Jeotermal kavramsal modellerin özdirenç değişimi ile ilişkilendirilmeleri (Johnston et. al., 1992). Alterasyon nedeni ile oluşan simektit zonu 10 ohm-m değerinden daha düşük özdirenç değeri ile temsil edilmektedir. Şekil 9.3. İndonez yada Darajart jeotermal alanında düşük özdirençli kil örtüsünün MT kesitinde görünümü (Chen et al., 2012). Koyu mavi renkler düşük özdirenç zonunu belirtmektedir. Kırmızı sürekli çizgiler katman arayüzeylerini, kesikli çizgiler ise tersçözümdeki belirsizlikleri göstermektedir.

18 Şekil 9.4. MT özdirenç kesitinin yorumlanması ile akışkanın yukarı hareket ettiği bölgelerin kestirilmesi ve arama sondajları (Ussher ve diğ., 2004-2005). Şekil 9.5. Volkanik alanlarda MT yöntemi ile jeotermal arama için kavramsal model. Düşük özdirenç değeri gösteren kil örtüsü MT yöntemin hedefini oluşturmaktadır. Üstte fosil bir jeotermal alan ve altta güncel bir hidrotermal sistem görülmektedir. Sol üst köşede her iki durumda elde edilecek MT görünür özdirenç ve faz eğrilerinin karşılaştırılması (Müller ve diğ., 2012).

19 Şekil 9.6 da yüzey belirtileri bulunmayan bir sahada kavramsal model geliştirilmesi ile ilgili örnek bir varsayımsal senaryo görülmektedir (Cumming, 2009). Bu örnekte kırıklı-çatlaklı Paleozoik metamorfik kayaçlar tortul katmanlar ile örtülüdür. Güvenilir bir başlangıç modeli yüksek kil içeriği nedeni ile düşük özdirenç değerleri gösteren geçirimsiz tortullar ile şistlerden oluşturulabilir. Fayın sol yanındaki düşük özdirenç zonu yorumlama açısından bir tuzak oluşturabilecektir. Bu tür özdirenç belirtileri sondaj lokasyonu olarak ilgi çekicidir. Paleozoik şistler içerisinde grafit kütlesi de olabilir. Bu özdirenç belirtisini jeotermal kaynak olarak düşünülmemesi daha akla yatkın gözükebilir. Eğer, bu örnekte uygun bir rezervuarın var olduğu düşünülür ise yukarı akışın görüntülenen fayın sağ yanında olması gerekir. Sıcak suyun yükseldiği bölgede tortul katmanların temeli düşük özdirenç değerlerinde olmalıdır. Bu nedenle, yukarı çıkış bölgesi fay ile 5 ohm-m den daha düşük özdirenç değerli kil şapkasının altında olmalıdır. Ayrıca, tortul katmanların içerisine yanal uzanan yüksek özdirenç zonu da (mavi renkli) yukarı akış bölgesi olarak düşünülebilir. Bu model daha az masraflı sığ slim hole ile test edilebilir. Bu senaryonun devamı olarak, Kuyu A delinir ise 250 metre derinlikte 100 C sıcaklığı bulunan silisleşmiş kumtaşı ile karşılaşılır. Az bir üretim ile sıcaklık azalsa da, katyon jeotermometresi 200 C sıcaklığa işaret etmektedir. Kuyu A dan elde edilen veriler ışığında Şekil 9.6 nın sağ yanındaki kavramsal model kurulabilir ve ana fay ile diğer yapıları kesecek şekilde Kuyu B planlanabilir. Yüzey belirtileri olmayan bir kavramsal modelde, bu örnekteki kalın kil şapkası benzeri akışkan ve gaz sızıntısını önleyecek bir mekanizma bulunmalıdır. Şekil 9.6. Özdirenç modelinin sondaj öncesi (solda) ve sondaj sonrası yorumu (Cumming, 2009). Alaşehir Grabeni nde gerçekleştirilen üç-boyutlu MT ters-çözümünden elde edilen özdirenç modeline ait bir kesit Şekil 9.7 de verilmiştir (Erdoğan ve diğ., 2014 ve 2015). Metamorfik temel üzerinde yüzeyden itibaren 1)kiltaşı-kumtaşı-konglemera, 2)kiltaşı-silttaşı-konglemera, 3)konglemera-kumtaşı, 4)kumtaşı-kiltaşı-konglemeradan oluşan tortul istif bulunmaktadır. Bu istif ve temelin konumları üç-boyutlu model yardımı ile ayırt edilebilmektedir. En-düşük özdirenç gösteren zon kiltaşı-silttaşı-konglemera katmanıdır. Modelin yorumlanması ile fay ve hasar zonlarının yerleri belirlenebilmektedir.

20 Şekil 9.7. Alaşehir Grabeni nde gerçekleştirilen MT verisinin üç-boyutlu ters-çözümü ile elde edilen özdirenç modeli ve sondaj sonuçları ile karşılaştırılması (Erdoğan ve diğ., 2014 ve 2015). MT verisinin üç-boyutlu ters-çözümü ile elde edilen özdirenç modellerinin jeotermal aramalarda kullanımı ile ilgili iki örnek Kuyumcu ve diğ.(2011) tarafından verilmiştir. Tire de gerçekleştirilen ilk örnek, jeotermal akışkan ile ilişkili olmayan düşük özdirenç belirtisi örneği vermesi açısından önem taşımaktadır. Şekil 14 de, Küçük Menderes Grabeni içerisindeki çalışma alanında hesaplanan özdirenç modelinden bir kesit görülmektedir. Jeotermal bir hedef olarak düşünülebilecek düşük özdirenç zonu üzerinde gerçekleştirilen sondaj, 2325 metrede 85 C ve 4 l/sn debi ile sonuçlanmıştır. Sondaj karotlarından grafit içeriği yüksek pelitik şist ve gnays kesildiği anlaşılmıştır. Düşük özdirenç belirtisinin nedeni grafit içeriğidir. Kuyumcu ve diğ.(2011), bu örnek ile özdirenç belirtilerinin dikkatli yorumlanması gerektiğine ve kavramsal model geliştirmenin önemine dikkat çekmişlerdir. Gümüşköy de gerçekleştirilen ikinci örnek ise MT verisinden üç-boyutlu ters-çözüm ile elde edilen özdirenç modelin yorumunu içermektedir. Bu sahada düşük özdirençli zon ile jeotermal akışkanın ilişkilendirilebileceği gözlenmiştir.

21 Şekil 9.8. Küçük Menderes Grabeni nde grafit içeriği yüksek şist ve gnaysların oluşturduğu özdirenç belirtisi (Kuyumcu ve diğ., 2011). 10. MT YÖNTEMİ İLE MADEN ARAMA ÖRNEĞİ MT yöntemi ile maden aramalarına örnek olarak, yoğun sondaj ve ayrıntılı jeolojik incelemelerin yapıldığı bir deneme alanında, aynı ölçü hatları boyunca uygulanan dipol-dipol indüksiyon polarizasyon (IP) ve yapay kaynaklı manyetotellürik (CSAMT) yöntemlerinin uygulaması verilecektir (Başokur ve diğ., 1997b). Burada, bu çalışmanın sadece iki-boyutlu MT ters-çözüm bölümü özetlenmeye çalışılacaktır. Yapay kaynaklı manyetotellürik yöntem, yüksek frekanslı manyetotellürik yöntemin bir uyarlamasıdır. En önemli farkı, yapay kaynak olarak yere topraklanan bir akım vericisinin kullanılmasıdır. Yapay kaynak kullanımı daha güçlü sinyallerin üretilmesini, daha etkin veriişlem yapılmasını ve hızlı ölçü alınmasını sağlar. Verici dipol, en yakın ölçü hattından 2-7 km uzağa yerleştirilir. Verici, iki ucundan yere gömülen uzun bir dipol yardımı ile çeşitli frekanslarda yere akım verir. Güç kaynağı olarak bir jeneratör kullanılır. Vericinin çıkış gerilimi 800-1000 Volt ve çıkış gücü 10-30 kw kadardır. Verici dipolün boyu 2-4 km veya daha fazla olabilir. Alıcı dipol boyu, araştırmanın amacına uygun olarak 10-200 m arasında olabilir. Frekansların sayısı ve frekans aralığı, yapımcı firmaya bağlı olarak küçük farklılıklar gösterebilir. Logaritmik eksende eşit aralıklı ve 0.2 ila 10000 hertz arasında 16 frekans kullanımı hem sığ hem de derin araştırmalar için yeterlidir. Verici dipole paralel yatay elektrik alan, polarize olmayan elektrotlar kullanılarak eşit aralıklı noktalarda ölçülür. Elektrik alana dik yöndeki yatay manyetik alan, manyetik bobinler yardımı ile ölçülür. Elektrik ve manyetik alanların oranı çeşitli frekanslarda hesaplanarak, görünür özdirenç ve faz değerleri elde edilir. Çalışma alanına ait jeolojik bilgiler Y. Altun un çalışmalarından derlenmiştir (Altun, 1990). Doğu Pontid kuşağının orta kesiminde Üst Kretase yaşlı volkanik tortul kayaçlar içerisinde bakır elde edilmesine elverişli birçok kalkopirit-pirit-sfalerit yatakları izlenmektedir. Bir volkanik yay ürünü olan bu kayaçlar sığ deniz ortamında oluşmuştur. Çalışma alanındaki volkanik kayaçlar, alttan üste doğru dasitik tüf, mortüf-tüfbreş, dasit ve andizitik tüfbreş olarak sıralanmaktadır. Dasitik tüflerde hidrotermal ayrışma ürünleri ile yoğun pirit saçınımları izlenmektedir. Killeşme ve serisitleşme başlıca ayrışma ürünleridir. Cevherin hidrotermal kökenli olduğu düşünülmektedir. Masif cevher, deniz suyu-dasitik tüf dokunağında, 200 metreden daha sığ denizel ortamda oluşmuştur. Dasit içinde gelişen ağsal

22 saçınımlı mineralleşme oldukça zayıftır ve herhangi bir ekonomik değeri yoktur. Masif kalkopirit-pirit-sfalerit ya dasit ya da masif pirit kütlesini örtmektedir ve cevher yatağının biçimi, dasitik tüfün antiklinal ve senklinal yapıları ile ilişkilidir. Başlıca cevher mineralleri pirit ve kalkopirittir. Sfalerit cevher kütlesinin daha az kısmını oluşturur. Pirit cevher kütlesinin her yerinde bulunmakla birlikte, tabanda egemen duruma geçer. Sfalerit üst kesimlerde, kalkopirit ise üstte ve ortada daha fazla olarak bulunur. Hem topoğrafya hem de cevher kütlesindeki düzensizlikler nedeni ile cevher tavanının derinliği 25-100 metre arasında değişmektedir. Kalkopirit kütlenin kalınlığı 1 ve 16 metreler arasında değişmektedir. Üst volkanik seri, alttan üste doğru mortüf-tüfbreş, dasit ve andezitik tüf breşten oluşmaktadır. Üst volkanik serinin yapısal özellikleri, volkanizma süresince yapısal gelişmenin sürdüğünü kanıtlamaktadır. Bu seriler dasitik kökenlidir ve değişken kalınlık gösterir. Mor tüf-tüfbreş ya cevher kütlesini ya da temel dasitik tüfleri yüzeylemektedir. Dasit, çoğunlukla mortüfün üzerinde, yer yerde iki mortüf düzeyi arasında bulunur. Kalınlığı 3-5 m ile 75-80 m arasında değişir. Biyotitli dasit ise sahanın kuzeybatısında gözlenmektedir. 200 ve 300 profili olarak adlandırılan iki jeolojik kesit Şekil 10.1 ve Şekil 10.2 de verilmiştir. CSAMT ölçümlerine ait ölçü numaraları kesitlerin üstünde gösterilmiştir. Burada, sahada gerçekleştirilen CSAMT profillerinden, Şekil 10.1 ve Şekil 10.2 de jeolojik kesiti verilen iki profile ait evirtim sonuçları verilecektir. Bu iki ölçü hattı arasındaki uzaklık 100 metredir. Profillerin uzunluğu 600 metredir. Ölçü hatları ve dolayısıyla elektrik alan dipolleri bilinen jeolojik doğrultuya dik olarak seçilmiştir ve CSAMT ölçümlerinde H- polarizasyonuna (TM modu) karşılık gelmektedir. Bu seçimin amacı cevher kütlesinin yanal değişimini saptamaktır. Her ölçüm noktasında, 2, 4, 8, 16,..., 4096, 8192 Hertz şeklinde iki ile çarpılarak artan 13 frekansta ölçümler gerçekleştirilmiştir. Verici dipolün boyu 1.5 km olup, ölçü hatlarına paralel yerleştirilmiştir. 300 ve 200 hattı vericiden sırası ile 3.9 ve 4 km uzaklıklardadır. Alıcı dipolünün boyu 25 metredir ve her hatta 24 ölçü noktası bulunmaktadır. CSAMT verisinin iki-boyutlu model ile evirtimi için 4096 ile 64 Hertz frekansları arasındaki sekiz frekansta, görünür özdirenç ve faz verisi kullanılmıştır. Evirtim yöntemi olarak, Occam yöntemi (degrooth ve Constable, 1990) yeğlenmiştir. Occam evirtim yönteminin ana ilkesi, önceden belirlenen bir yanılgı ölçütünden daha küçük farklar veren modeller arasından en yavaş özdirenç değişimi gösteren modelin araştırılmasıdır. Yanılgı ölçütü olarak, ortalama karekök değeri kullanılmıştır. Ters-çözümde ve yanılgı ölçütünün hesaplanmasında, 24 ölçü noktasının her birinde sekiz frekansta ölçülen CSAMT verilerinin tümü aynı anda kullanılmıştır. ; standart sapma olup, veri toplama sırasında hesaplanmadığından, bütün veri değerlerine aynı standart sapma değeri atanmıştır. Bu amaçla bir ön evirtim çalışması yapılarak, ortalama karekök değerinin olası en küçük değeri araştırılmıştır. İstenilen ortalama karekök değeri, araştırma sonucundan elde edilen minimum ortalama karekök değerinden %2.5 daha yüksek seçilmiştir. Ölçülen ve kuramsal verileri çakıştırmada bazı sorunlar olmasına rağmen, model yanıt fonksiyonunun ana özellikleri modeli betimlemektedir. Ayrıca, hesaplanan modelin jeolojik durumu oldukça iyi bir şekilde yansıttığı sondaj verilerinden gözlenebilmektedir. Her iki profil boyunca elde edilen modeller, benzer özellikler göstermektedir (Şekil 10.3). Profillerin orta bölgelerinde ve 50-70 m derinliklerinde, düşük özdirençli bir yapı bulunmuştur. Bilindiği gibi Occam ters-çözüm işlemi, yeraltı özdirenç dağılımının yumuşatılmış bir görüntüsünü verir (Constable ve diğ., 1987; degroot-hedlin and Constable, 1990). Toplam iletkenliğin sabit tutulması koşulu ile iletken zonlar daha dar olarak ele alınabilir. Bu özellik göz önüne alındığında, elde edilen özdirenç kesitinin, sondaj sonuçları ile uyumlu olduğu görülmektedir. Bu sonuçlar, CSAMT verisinin iki-boyutlu ters-çözümün, masif kalkopirit yataklarının aranması çalışmalarına önemli katkılar sağlayacağına işaret etmektedir.

23 Şekil 10.1. 200 profili için jeolojik kesit. Jeolojik birimler: (1) dasit, (2) mor tüf-tüf breş, (3) kalkopirit-pirit-sfalerit, (4) masif pirit, (5) dasitik tüf. Şekil 10.2. 300 profili için jeolojik kesit. (1) biyotitli dasit, (2) dasit, (3) mor tüf-tüf breş, (4) kalkopirit-pirit-sfalerit, (5) masif pirit, (6) dasitik tüf. 11. MT YÖNTEMİ İLE PETROL ARAMALARI Petrol aramalarının birincil yöntemi, sağladığı tortul katmanlarda sağladığı yüksek ayrımlılık nedeni ile sismik yansıma uygulamalarıdır. Ancak sismik yöntemde, volkanik sahalarda özellikle yüzeyde bazalt örtüsünün bulunması durumunda yeterli sinyal oluşturulması güçtür. Bu tür durumlarda MT yöntemi tercih edilen başlıca seçenektir. Üstteki katmanların daha yüksek sismik hızda olduğu bindirme kuşakları ve benzeri ortamlarda, tuz domlarının saptanması gibi birçok problemde yorumlamadaki belirsizlikleri azaltmak amacı ile sismik yansıma ile birlikte MT yöntemi de birlikte kullanılmaktadır. Her iki yönteme ayrı ayrı veya birlikte ters-çözüm işlemi uygulanarak, elde edilen hız ve özdirenç modellerin jeolojik anlamlandırılması gerçekleştirilir. MT yöntemi, sismik yansımaya göre daha az maliyetli olduğundan, geniş tortul havzalarda sismik aramadan önce MT çalışmaları ile tortul kalınlıklarının saptanması, daha etkin arama stratejilerinin uygulanmasını sağlayabilir. Burada hidrokarbon aramaları açısından önemli bir

24 bölge olan Trakya Baseni ni kesen bir MT hattı üzerinde tortul kalınlığının iki-boyutlu tersçözüm ile kestirilmesi örnek olarak verilecektir (Başokur ve Kaya, 2009). Trakya Baseni, kuzeyde Istranca, batıda Rodop ve güneyde Menderes masifleri tarafından çevrelenen Tersiyer yaşlı bir basendir. Çevre masifleri, Üst Kratese yaşlı metamorfikler, kuvarsit, mika şist gibi kayaçları içermektedir (Turgut ve diğ., 1983; Doust and Arikan, 1974). Bölgede mevcut sondajlar genellikle temele kadar inmediğinden, MT yöntemi ile tortul kalınlığının saptanması doğalgaz aramaları için yön gösterici olacaktır. Uzak-referans tekniği ile 320 7.5 Hz ve 6-0.00055 Hz arasında iki frekans bandını kapsayan 37 frekansta MT frekans bölgesi verisi elde edilmiştir. Empedans tensörü en büyük genlik eksenine döndürülmüştür. Her istasyonda ayrıca geçici elektromanyetik (TEM) verisi de ölçülerek, statik kayma etkisini düzeltmek için kullanılmıştır. İstasyonların yerleri jeolojik harita ile birlikte Şekil 11.1 de verilmiştir. Trakya Baseni ni kuzeydoğu-güneybatı doğrultusunda kesen ölçü hattı 207 km uzunluğundadır. Şekil 10.3. 200 (a) ve 300 (b) profilleri için elde edilen özdirenç kesiti. Özdirenç ölçeği şeklin üstünde logaritmik olarak verilmiştir. Yatay eksen uzaklık ve düşey eksen deniz seviyesinden yüksekliktir. Kesitin üstündeki rakamlar ölçü numaralarını göstermektedir.

25 Şekil 11.1. Trakya Baseni nin jeolojik haritası ve MT ölçü istasyonları. İki-boyutlu ters-çözüm, Mackie et al. (1977) tarafından geliştirilen algoritma kullanılarak gerçekleştirilmiştir. Ters-çözüm işleminde TE ve TM modu görünür özdirenç ve faz verisi kullanılmıştır. Elde edilen özdirenç modeli Şekil 11.2 de görselleştirilmiştir. Sıcak renkler (kırmızı, turuncu ve sarı), tortul katman olarak yorumlanan düşük özdirenç değerlerini (< 30 ohm-m) göstermektedir. Yüksek özdirenç katmanlar ise (yeşil, mavi ve mor) kristalen ve metamorfik kayaçları temsil etmektedir. Tortul kayaçlar Istranca masifinden güneye doğru gittikçe kalınlaşarak, 5 km kalınlığa erişmektedir. 17 numaralı istasyon civarında ani eğim değişimi oluşmakta ve tortul kalınlığı 21-22 numaralı istasyonlar civarında 11 km derinliğe ulaşmaktadırlar. Ancak, bu derinleşme dar bir zon boyunca oluşmaktadır. Güney kanata doğru Hisarlıdağ yükselimi üzerinde tortul kalınlığı önce incelmekte, daha sonra Ege Denizi ne doğru derinleşerek 2 km kalınlığa erişmektedir. Temel ile tortul kayaçlar arasında özdirenç kontrastı büyük olduğundan tortulların derinliği ve yapısal elemanlar oldukça iyi bir şekilde betimlenmektedir. Bu örnekte de görüldüğü gibi MT yöntemi, bir basen hakkında gerekli ön bilgileri sağlamakta ve sismik yansıma gibi daha ayrıntılı, dolayısı ile daha masraflı çalışmaların planlanmasında yol gösterici olmaktadır. 12. SONUÇLAR Jeotermal akışkanlar çevrelerinde sıcaklık, elektriksel iletkenlik, yoğunluk ve çeşitli mineralleşmeler açısından değişiklik yaratırlar. Bunlardan, elektriksel iletkenlik (özdirenç) değişimi yüzeyden yapılacak ölçümler ile görece kolay belirlenebilmekte ve potansiyel jeotermal rezervuarların aranmasına yardımcı olmaktadır. Elektrik ve elektromanyetik yöntemlerde, yeraltındaki dağılımı hesaplanmaya çalışılan fiziksel özellik maddenin özdirenci olduğundan, bu yöntemler jeotermal aramalarda hem doğrudan rezervuar yerinin saptanması hem de yapısal jeolojinin çıkarılmasında kullanılmaktadır. Gravite, manyetik ve sismik yöntemler ise jeolojik yapıların ve akışkan dolaşımını denetleyebilecek tektonik çizgiselliklerin betimlenmesinde kullanılan dolaylı jeofizik yöntemlerdir.

26 Şekil 11.2. Hesaplanan (en üstte) ve yorumlanmış özdirenç modeli (altta). Beyaz çizgiler Kırklareli (KFZ), Lüleburgaz (LFZ) ve Babaeski (BFZ) fay zonlarına, siyah çizgiler ise tortul tabanı ve Istranca masifi ile Sakarya kıtası muhtemel sınırını göstermektedir. Elektrik ve elektromanyetik yöntemler içerisinde, doğru akım (DC), doğal gerilim (SP) ve indüksiyon polarizasyon (IP) yöntemleri sığ çalışmalar için (0-200 m) ayrımlılık ve uygulama kolaylığı sağlar. DC ve IP yöntemlerinde araştırma derinliğini arttırmak için çok uzun kabloların kullanılma zorunluluğu derin araştırmalar için bu yöntemleri kullanışlı olmaktan çıkarır. Düşey elektrik sondajı (VES) gibi uygulamalar, manyetotellürik (MT) uygulamaları ile karşılaştırıldığında yavaş ve daha maliyetlidir. Topografyanın hızlı değişim gösterdiği bölgelerde de MT yöntem uygulamaları daha sorunsuzdur. MT yöntemi ayrıca üç-boyutlu modellemeye izin verdiğinden daha gerçekçi özdirenç modellerinin elde edilmesi olanaklıdır. Bu nedenler ile manyetotellürik (MT) yöntem 70-350 C sıcaklık aralığındaki jeotermal kaynak aramalarda başvurulan birincil jeofizik yöntemdir. Özellikle derin kaynakların aranmasında kullanılabilmesi, günlük ölçü sayısının yüksek tutulabilmesi ve üç-boyutlu modellemeye imkân vermesi, elektrik-elektromanyetik yöntemler arasından, MT yöntemini jeotermal aramaların standart yöntemi durumuna getirmiştir. Düşük özdirençli kil alterasyon geçiş zonu jeofizik yoruma yardım etmekle birlikte, sıcaklık ve jeokimya verileri ile deneştirme, jeofizik yorumun güvenirliliği için gereklidir. Sondaj kararları her türlü veri göz önüne alınarak geliştirilen bir kavramsal jeotermal model çerçevesinde yapılmalı, sadece düşük özdirenç belirtilerine güvenilerek kararlar alınmamalıdır. Düşük özdirenç belirtileri gerekli olmakla birlikte, yeterli ve kesin bir kanıt oluşturmazlar. MT yöntemi iletken zonlara duyarlı olduğundan, maden aramalarında düşük özdirençli sülfürlü minerallerden oluşan kurşun-çinko-bakır yataklarının aranmasında başarılı bir şekilde kullanılmaktadır. Masif cevherlerin aranmasında MT yöntemi geleneksel yöntemlere göre daha başarılıdır. Burada, Karadeniz Bölgesi ndeki masif kalkopirit mineralleşmesi üzerinde yapılan

27 bir yapay kaynaklı MT çalışması örnek verilmiştir. Maden aramalarında kullanılan IP ve VLF gibi yöntemlerin araştırma derinliği sınırlı iken MT yönteminde araştırma derinliği için bir sınırlama bulunmamaktadır. Petrol aramalarında ise belirli bir tortul basenin genel görüntüsünü elde etmekte, sismik yansıma yönteminin yeterli ayrımlılığı sağlayamadığı, volkanik örtü ve bindirme kuşakları gibi ortamlarda MT yöntemi uygulamaları yararlı sonuçlar üretir. Ayrıca, sismik ve MT birleşik ters-çözümü çözünürlüğü arttırmanın yanında, kayaç türlerinin ayırt edilmesine de yardım edebilir. KAYNAKLAR Altun Y., 1990, Lahanos bakır-çinko yatağında yapılan arama ve değerlendirme çalışmaları, Demir Export A.Ş., şirket için raporu, pp:8. Avdeeva, A., Moorkamp, M., Avdeev, D., Jegen, M. and Miensopust, M., 2015, Threedimensional inversion of magnetotelluric impedance tensor data and full distortion matrix, Geophysical Journal International (accepted). Başokur, A. T., 1994, Definitions of apparent resistivity for the presentation of magnetotelluric sounding data, Geophysical Prospecting, 42, 141-149. Başokur, A. T., Kaya, C. and Ulugergerli, E. U., 1997a, Direct interpretation of magnetotelluric sounding data based on the frequency-normalized impedance, Geophysical Prospecting 43, 17-34. Başokur A.T., Rasmussen, T.M., Kaya, C., Altun, Y., Aktas, K. 1997b. Comparison of induced polarization and controlled source audio-magnetotellurics methods for the massive chalcopyrite exploration in volcanic area. Geophysics. Vol. 62, p. 1087-1096. Başokur, A. T., 1999, Properties of the magnetotelluric frequency-normalised impedance function over a layered medium. Journal of the Balkan Geophysical Society, 2, 63-74. (available at http://www.balkangeophysoc.gr/) Başokur, A. T., 2008. Manyetotellürik Yöntemde Temel Kavramlar. (http://www.lemnis.com.tr). 87 sayfa. Başokur, A. T. and Kaya, C., 2009, Magnetotelluric investigation in Thrace Basin, Northwestern Turkey, 5 th Congress of Balkan Geophysical Society, 10-16 May, 2009, Belgrade, Serbia. Cagniard, L., 1953, Basic theory of magnetotelluric of geophysical prospecting, Geophysics 18, 605-635. Cumming, W., 2009, Geothermal resource conceptual models using surface exploration data, Proceedıngs, Thirty-Fourth Workshop on Geothermal Reservoir Engineering. Stanford University, Stanford, California, February 9-11, 2009. Chen, J., Hoversten, G. M., Key, K., Nordquist, G. and Cumming, W., 2012, Stochastic inversion of magnetotelluric data using a sharp boundary parameterization and application to a geothermal site. Geophysics 77, E265-E279. degroot-hedlin, C., and Constable, S., 1990, Occam s inversion to generate smooth, twodimensional models from magnetotelluric data: Geophysics, 55, 1613 1624. Constable, S. C., Parker, L. P., and Constable, C. G., 1987, Occam s inversion: Apractical algorithm for generating smooth models from electromagnetic sounding data: Geophysics, 52, 289 300. Doust, H. and Arikan, Y., 1974, The geology of the Thrace Basin, Proceedings of Second Petroleum Congress of Turkey, 119-136. Erdogan, E., Başokur, A. T., Bozkurt, E., Moorkamp, M., and Avdeeva, A., 2014, Interpretation of Kemaliye Geothermal Field Using 2D&3D MT Inversion, 22th EM Induction Workshop, Weimar, Germany, August 24-30, 2014.

28 Erdogan, E., Başokur, A. T., Bozkurt, E., Demir, C. E., Aydoğan, O., Erdağı, K. D. Erkanlı, E. ve Can, H., 2015, Manisa-Kemaliye jeotermal sahasının manyetotellürik yöntemle üç-boyutlu modellenmesi ve yorumu, IPETGAS 2015, Ankara. Fitterman, D. V. and Stewart, M. T., Transient electromagnetic sounding for groundwater, Geophysics 51, 995-1005, 1986. Groom, R. W. and Bailey, R. C., Decomposition of the magnetotelluric impedance tensor in the presence of local three-dimensional galvanic distortion, Journal of Geophysical Research 94, 1913-1925, 1989. Johnston, J.M., Pellerin, L. and Hohmann, G.W., 1992, Evaluation of Electromagnetic Methods for Geothermal Reservoir Detection. Geothermal Resources Council Transactions, 16, 241 245. Kuyumcu, Ö. C., Destegül Solaroğlu, U., Hallinan S, Çolpan B, Türkoğlu E. and Soyer, W., 2011, Interpretation of 3D Magnetotelluric (MT) Surveys: basement conductors of the Menderes Massif, Western Turkey. Geothermal Resources Council Transactions, 35, 861 866. Mackie, R., Rieven, S. and Rodi, W., 1977, Users manual and software documentation for two dimensional inversion of magnetotelluric data. Department of Geological Sciences, Indiana University. Meju, M.A., Joint inversion of TEM and distorted MT sounding: Some effective practical considerations. Geophysics 61 56-65, 1996. Muller, M., Jones, A., Fullea, J., Yeomans, J., Loewer, M., Ayres, L., Desissa, M., Reay, D.and Sihelnik, S., 2012, Geophysics (Mostly Electromagnetic and Thermal Modelling) in (High- and Low-Enthalpy) Geothermal Investigations, Seminar on Environmental Geophysics, Dublin, 15 th February, 2012. Sandberg, S.K., Wu X. and Roper, T., 2008, Salt mapping in the Gulf of Mexico using marine magnetotellurics: First Break, 26, n.6, 91-94. Sternberg, B. K., J. C. Washburne and L. Pellerin, Correction for the static shift in magnetotelluric using transient electromagnetic soundings, Geophysics, 53, 1459-1468, 1988. Szarka L., 1994, Comment on Definitions of apparent resistivity for the presentation of magnetotelluric sounding data by A.T.Basokur, Geophysical Prospecting, 42, 987-988. Turgut, S., Siyako, M. and Dilki, A., 1983, The geology and petroluem prospects of the Thrace Basin Bulletin of the Geological Congress of Turkey, 4, 35-46. Unsworth M., Tuncer, V., Siripunvaraporn, W. and Craven, J., 2006, Exploration for unconformity uranium deposits with audiomagnetotellurics, Athabasca Uranium Multidisciplinary Study, Extech IV. SEG Exhibition. Ussher, G., Sinclair, K. M., 2004-2005, SKM, Polaris energy Nicaragua, Case examples Applied Exploration Geophysics, San Jacinto, Nicaragua.