T.C.

SÜLEYMAN DEMİREL ÜNİVERSİTESİ

FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ

ISPARTA-GÖNEN ARASINDAKİ PLİYO-KUVATERNER

HAVZANIN AKTİF VE PASİF KAYNAKLI

SİSMOLOJİK YÖNTEMLERLE İNCELENMESİ

Ali SİLAHTAR

Danışman Yrd. Doç. Dr. Mehmet Zakir KANBUR

YÜKSEK LİSANS TEZİ

JEOFİZİK MÜHENDİSLİĞİ ANABİLİM DALI

ISPARTA – 2011

TEZ ONAYI

Ali SİLAHTAR tarafından hazırlanan ''Isparta-Gönen arasındaki Pliyo-

Kuvaterner havzanın aktif ve pasif kaynaklı sismolojik yöntemlerle

incelenmesi'' adlı tez çalışması aşağıdaki jüri tarafından oy birliği ile Süleyman

Demirel Üniversitesi Jeofizik Mühendisliği Anabilim Dalı’nda YÜKSEK LİSANS

TEZİ olarak kabul edilmiştir.

Danışman : Yrd. Doç. Dr. Mehmet Zakir KANBUR

Süleyman Demirel Üniversitesi Jeofizik Mühendisliği Anabilim Dalı

Jüri Üyeleri :

Başkan : Prof. Dr. Mahmut OKYAR

Süleyman Demirel Üniversitesi Jeofizik Mühendisliği Anabilim Dalı

Üye : Prof. Dr. Muhittin GÖRMÜŞ

Süleyman Demirel Üniversitesi Jeoloji Mühendisliği Anabilim Dalı

Prof. Dr. Mustafa KUŞCU

Enstitü Müdürü

Not: Bu tezde kullanılan özgün ve başka kaynaktan yapılan bildirişlerin, çizelge, şekil ve fotoğrafların

kaynak gösterilmeden kullanımı, 5846 sayılı Fikir ve Sanat Eserleri Kanunundaki hükümlere tabidir.

i

İÇİNDEKİLER

Sayfa

İÇİNDEKİLER ........................................................................................................ i

ÖZET...................................................................................................................... iii

ABSTRACT ............................................................................................................. v

TEŞEKKÜR .......................................................................................................... vii

ŞEKİLLER DİZİNİ .............................................................................................. viii

ÇİZELGELER DİZİNİ ............................................................................................ x

SİMGELER VE KISALTMALAR DİZİNİ .......................................................... xi

1.GİRİŞ .................................................................................................................... 1

1.1. Çalışma Alanının Tanıtılması ........................................................................... 2

1.2. Çalışma Alanı Jeolojisi ..................................................................................... 4

1.2.1. Bölge stratigrafisi ........................................................................................... 4

1.2.1.1. Davras kireçtaşı (Mzd) ................................................................................ 4

1.2.1.2. Söbüdağı kireçtaşı üyesi (UKrds) ................................................................ 6

1.2.1.3. Çiğdemtepe kireçtaşı (Ukrç) ........................................................................ 6

1.2.1.4. Koçtepe formasyonu (Tk) ............................................................................ 8

1.2.1.5. Kayıköy formasyonu (Tky) ......................................................................... 8

1.2.1.6. Gölcük volkanikleri (PlQg)......................................................................... 9

1.2.1.7. Yamaç birikintileri (Qy), Alüvyonal yelpaze (Qa) ................................... 11

1.2.2. Tektonik ....................................................................................................... 11

2. KAYNAK ÖZETLERİ ...................................................................................... 15

3. MATERYAL VE YÖNTEM ............................................................................. 18

3.1. Tanım .............................................................................................................. 18

3.2. Materyal .......................................................................................................... 18

3.3. Yöntem ............................................................................................................ 19

3.3.1. Yansıma sismolojisi yöntemi ....................................................................... 19

3.3.1.1. Kaynak alıcı düzenleri ve CDP kavramı ................................................... 21

3.3.1.2. Yatay tabakalarda yansıma ....................................................................... 24

3.3.1.3. Eğik yüzeylerde yansıma .......................................................................... 25

3.3.1.4. Yansıma sismolojisinde veri işlem ........................................................... 25

3.3.1.4.1. Ayıklama (Editing)................................................................................. 26

3.3.1.4.2. Yükseklik düzeltmesi (Datum Correction) ........................................... 26

3.3.1.4.3. Otomatik kazanç kontrolü (AGC) .......................................................... 27

3.3.1.4.4. Dinamik düzeltme (NMO-Normal Move Out) ...................................... 29

ii

3.3.1.4.5. Bozucu etkilerin atılması (Muting) ........................................................ 30

3.3.1.4.6. Ters evrişim (Deconvolution) ................................................................ 31

3.3.1.4.7. Filtreleme (Filtering) .............................................................................. 31

3.3.1.4.8. Sabit hız yığışımı (CV Stack) ................................................................ 32

3.3.1.4.9. Yığma işlemi (CMP Stack) .................................................................... 34

3.3.1.4.10. Sismik göç işlemi (Migration) ............................................................. 34

3.3.2. Re-Mi yöntemi ............................................................................................. 36

3.3.2.1. Genel tanımlar ........................................................................................... 36

3.3.2.2. ReMi yöntemi esasları .............................................................................. 38

3.3.2.3. ReMi yönteminde sismik kırılma ekipmanlarının kullanılması ................ 40

3.3.2.4. Rayleigh faz hızı dispersiyonunun işaretlenmesi ...................................... 40

3.3.2.5. Yüzey dalgası dispersiyon eğrilerinin modellenmesi ............................... 41

3.3.2.6. Yüzey dalgası dispersiyon verilerinin ters çözümü .................................. 43

3.3.2.6.1. Ağırlıklı katsayılarının hesaplanması ..................................................... 44

4. ARAŞTIRMA BULGULARI VE TARTIŞMA ................................................ 48

4.1. Yansıma Sismolojisi Yönteminin Uygulanması ............................................. 51

4.1.1. Sismik verinin hız analizine hazırlanması.................................................... 51

4.1.2. Hız analizi ve sismik yığma ......................................................................... 55

4.2. Re-Mi Yönteminin Uygulanması .................................................................... 61

5. SONUÇ .............................................................................................................. 67

6. KAYNAKLAR .................................................................................................. 69

ÖZGEÇMİŞ ........................................................................................................... 74

iii

ÖZET

Yüksek Lisans Tezi

ISPARTA-GÖNEN ARASINDAKİ PLİYO-KUVATERNER HAVZANIN

AKTİF VE PASİF KAYNAKLI

SİSMOLOJİK YÖNTEMLERLE İNCELENMESİ

Ali SİLAHTAR

Süleyman Demirel Üniversitesi

Fen Bilimleri Enstitüsü

Jeofizik Mühendisliği Anabilim Dalı

Danışman: Yrd. Doç. Dr. Mehmet Zakir KANBUR

Isparta’nın kuzey bölünmünde kalan Süleyman Demirel Üniversitesi (SDÜ) yakın

çevresi ile Gönen arası bölgede kalan hatlar boyunca ana kaya derinliği ve bu

derinliğe kadar ki çökel yapının yapısal özelliklerini belirlemek için yansıma

sismolojisi ve yüzey dalgaları analizi uygulaması (ReMi) yapılmıştır. Elde edilen

veriler uygun veri işlem aşamalarından geçirilerek sismik kesitler elde edilmiştir. Bu

kesitlerde ana kaya hattının varlığı tespit edilmiş ve bu derinliğe kadar ki çökel

yapının sismik stratigrafisi yorumlanmıştır.

SDÜ kampüs alanından şehir merkezine doğru uzanan yansıma profilinde ana

kayanın yaklaşık 165 metre derinliğe kadar olan kısmı görüntülenmiştir. Yansıma

kesitinde anakaya dalımının profil boyunca devam ettiği gözlemlenmiş dolayısıyla

anakaya tabanının daha derinde olduğu anlaşılmıştır. Çünür ile şehir merkezi

arasında ve Söbü dağı kuzeyinden Gönen’e doğru ReMi profilleri atılmış ve 100

metre derinliğe kadar Vs derinlik ve hızları ile ReMi kesitleri elde edilmiştir.. Bu

alandaki ReMi kesitiyle birlikte değerlendirildiğinde yapıyı örten çökel yapının kum,

çakıl-kum ardalanması, çakıl-tüf ardalanmaları şeklinde olduğu tespit edilmiştir.

Söbü dağı kuzeyindeki ReMi kesiti anakayanın daha ılımlı daldığı ve üzerini örten

çökel yapının Vs hızının daha yüksek olduğu tespit edilmiştir.

iv

Elde edilen veriler ile alana ait sismik hız, anakaya derinliği ve tabaka kalınlıkları

belirlenerek gerekli mühendislik parametreleri ortaya konmuştur. Çünür’den alınan

ReMi kesitinde alüvyon ortamda 100 metre derinlik içerisinde sismik hızın 760

m/s’ye varmadığı tespit edilmiştir.

Anahtar Kelimeler: Çökel, stratigrafi, uygulamalı sismoloji, ReMi, mühendislik

sismolojisi, Isparta, Gönen.

2011, 74 sayfa

v

ABSTRACT

M. Sc. Thesis

INVESTIGATION OF THE PLIO-QUATERNARY BASIN BETWEEN

ISPARTA-GONEN BY THE ACTIVE AND PASSIVE SOURCE

SEISMOLOGICAL TECHNIQUES

Ali SİLAHTAR

Suleyman Demirel University

Graduate School of Applied and Natural Sciences

Department of Geophysical Engineering

Supervisor: Asst. Prof. Dr. Mehmet Zakir KANBUR

To observe the depth of bedrock and the structural properties of the sediment

between Isparta and Gonen, the techniques of surface waves analysis (ReMi) and

seismic reflection are used. The seismic sections were obtained by the applying the

appropriate data processing techniques. The bedrock and related sedimentary

structures were determined by interpreting the seismic sections.

By the seismic reflection section trending from Suleyman Demirel University (SDU)

campus to Isparta downtown area, the part of bedrock (165 m in depth) and he

thicknesses of layers were imaged. it was observed that the interface regarding

bedrock dip continues up to this depth. The reflection section indicates that the

bedrock depth should be deeper at the center of the basin. ReMi data was collected at

two area, one is between Cunur and Isparta downtown area, and the other is from

north of Sobu mount to Gonen. Vs velocities and corresponding layers were

identified up to 100 m in depth. The evaluating the reflection and ReMi (Cunur)

sections together, the geological units were identified as sand, gravel-sand and

gravel-tuff alternation. ReMi section of the northern Sobu showed that the bedrock

slope is more moderate than that of southern SDU and the geological units

sedimentation have higher Vs velocities.

vi

By the obtained data, the necessity engineering parameters such as seismic velocities,

bedrock depth and layer thicknesses were determined. However, the alluvial velocity

has not been reached 760 m/s, in 100 m ReMi (Cunur area) depth section.

Key Words: Sedimentation, stratigraphy, applied seismology, ReMi, engineering

seismology, Isparta, Gonen.

2011, 74 pages

vii

TEŞEKKÜR

Sunulan yüksek lisans tez çalışması Süleyman Demirel Üniversitesi Bilimsel

Araştırma Projeleri Yönetim Birimi tarafından desteklenen 1999-YL-09 nolu

araştırma projesi kapsamında gerçekleştirilmiştir.

Tezin tüm aşamalarında çalışmalarımı yönlendiren, arazi ve laboratuar

çalışmalarında bilimsel yardımlarını esirgemeyen ve gerekli olanakları sağlayan

danışmanım Sayın Yrd. Doç. Dr. Mehmet Zakir Kanbur’a (Süleyman Demirel

Üniversitesi) teşekkür ederim.

Tezin arazi çalışmalarında yardımlarını esirgemeyen Süleyman Demirel Üniversitesi

Jeofizik Mühendisliği öğrencilerinden Emrah ERDĠK, Gamze ARI, Hatice

ÇĠĞDEM, Arzu UÇAR ve Alper CANAY’a teşekkür ederim.

Tüm eğitim hayatım boyunca benden maddi manevi desteğini eksik etmeyen

saygıdeğer ailem ve Tuğba ORUÇ’a teşekkür ederim.

Ali SĠLAHTAR

ISPARTA, 2011

viii

ŞEKİLLER DİZİNİ

Şekil 1.1. Çalışma alanı görünümleri ve jeofizik veri güzergahları .............................. 3

Şekil 1.2. İnceleme alanının genelleştirilmiş stratigrafik sütun kesiti .......................... 5

Şekil 1.3. Çalışma sahası ve çevresinin basitleştirilmiş jeoloji haritası ........................ 7

Şekil 1.4. Çalışma alanı ve yakın çevresinin tektonik haritası .................................... 12

Şekil 3.1. Modifikasyon yapılmış sismik enerji kaynağının görünümü ..................... 19

Şekil 3.2. Bir sismik kayıtta görülmesi beklenen dalgaların şematik gösterimi ......... 22

Şekil 3.3. Çok kanallı yansıma sismolojisi ölçülerinde kullanılan kaynak alıcı

düzenleri ................................................................................................... 23

Şekil 3.4. 12 kanallı ‘Single Ended’ seriminin arazi hattı boyunca hareketi ile altı

katlamalı CDP elde edilişinin gösterimi................................................... 24

Şekil 3.5. A: Farklı kaynak noktalarından çıkan ışın takımının yatay yansıtıcıda

aynı noktadan yansıyarak alıcılara gelişinin gösterimi… ........................ 25

Şekil 3.6. Referans düzleminin atış noktasının üstünde seçilmesi durumu ................ 27

Şekil 3.7. Referans düzleminin atış noktasının altında seçilmesi durumu .................. 27

Şekil 3.8. Sismik kayıt üzerinde yansıtıcı yüzeyden elde edilen yansıma parabolü ... 30

Şekil 3.9. NMO düzeltmesi yapılmış sinyal................................................................ 30

Şekil 3.10. Sismik sinyalin filtreleme aşamasının basitleştirilmiş gösterimi .............. 32

Şekil 3.11. Yeraltında yer alan senklinal bir yapının sismik kesiti ve bu kesitin

migrasyon yapılmış görünümü ................................................................. 36

Şekil 3.12. Araziden alınmış ReMi verisindeki Yüzey Dalgası görünümü. 230

metre lineer açılım, 24 alıcının 32 saniye süresince çevresel gürültüyü

kaydetmesi ile elde edilmiş işlenmemiş ReMi verisi ............................... 37

Şekil 3.13. p-f görüntülerinden faz hızlarının işaretlenmesi ....................................... 41

Şekil 3.14. Ölçülen dispersiyon eğrilerinin karşılık geldiği model parametreleri

bilinmeyenleri oluşturumunun gösterimi ................................................. 42

Şekil 3.15. Yeraltının 1B modellenerek parametreleştirilmesi ................................... 43

ix

Şekil 3.16. Verilen tabakalı modelden yüzey dalgasının yayılım özelliklerinin

tahmin edilmesi ........................................................................................ 43

Şekil 4.1. Yansıma sismolojisinde veri işlem akış diyagramı. .................................... 49

Şekil 4.2. Re-Mi verisinin analiz aşamalarının XY profilini üzerinde 6 numaralı

kayıt üzerinde gösterimi ........................................................................... 50

Şekil 4.3. 66 adet sismik yansıma verisinin genel görünümü ..................................... 52

Şekil 4.4. A:6, B:27, C:46, D:61 numaralı ham sismik verilerin görünümü .............. 52

Şekil 4.5. A:6, B:27, C:46, D:61 numaralı sismik verilere genlik kazanımı

(tegain) uygulamasının ardından görünümü ............................................ 53

Şekil 4.6. A:6, B:27, C:46, D:61 numaralı sismik verilere otomatik genlik

kazanımı (AGC) yapılmasının ardından görünümü ................................. 53

Şekil 4.7. A:6, B:27, C:46, D:61 numaralı sismik verilerin güç spektrumlarında

X: Alçak geçiş band aralığı Y: Yüksek geçiş band aralığı ....................... 54

Şekil 4.8. 12 numaralı yansıma verisinde; A: Ham veri, B: Düşük frekans aralığı

seçilerek filtrelenmiş veri<20 Hz, C: Yüksek frekans aralığı seçilerek

filtrelenmiş veri>180 Hz, D: Uygun filtre aralığı seçilerek filtrelenmiş

veri 20-180 Hz .......................................................................................... 54

Şekil 4.9. A:6, B:27, C:46, D:61 numaralı sismik verilerin 20-180 Hz band geçişli

filtre ile filtrelenmesi ................................................................................ 55

Şekil 4.10. Hız analizi ile elde edilen NMO hız kesitleri............................................ 57

Şekil 4.11. Kampüs-Kayıköy (AB profili) sismik yansıma yığma kesiti ve

yorumu ..................................................................................................... 58

Şekil 4.12. Çalışma alanında elde edilmiş sondaj logu ............................................... 60

Şekil 4.13. CD profilinde alınmış 12 numaralı veriye uygulanan veri işlem

aşamaları................................................................................................... 62

Şekil 4.14. Söbüdağ-Senirce hattı (CD profili) ReMi derinlik-hız kesiti ................... 63

Şekil 4.15. Çünür-Şehir merkezi (XY profili) ReMi derinlik-hız kesiti ..................... 65

x

ÇİZELGELER DİZİNİ

Çizelge 4.1. Sismik yansıma verisi veri işlem parametreleri ...................................... 48

Çizelge 4.2. Re-Mi verileri için veri işlem parametreleri ........................................... 50

Çizelge 4.3. CMP yığma işleminde kullanılan gidiş-geliş zamanları, yığma hızları

ve derinlikler. ......................................................................................... 60

Çizelge 4.4. CMP yığma işleminde kullanılan gidiş-geliş zamanları, ortalama

hızlar ve derinlikler. ............................................................................... 61

xi

SİMGELER VE KISALTMALAR DİZİNİ

Krüds Söbüdağı Kireçtaşı formasyonu

Ti Kayıköy Formasyonu

PQg Gölcük Volkanikleri

Qe Etek Çökelleri

Qa Ova Çökelleri

CDP Ortak Derinlik Noktası

NMO Normal Kayma Zamanı

AGC Otomatik Genlik Kazanımı

DMO Yığma Öncesi Kısmi Göç İşlemi

T Zaman

X Uzaklık

S Sinyal

G Gürültü

Ti Yayılama zamanı

Gn Jeofon kanumları

E Jeofon kot yüksekliği

30sV Kayma dalgası hızı

SASW Yüzey dalgaları spekral analiz yöntemi

1

1. GİRİŞ

Çevre bilimi birçok jeofizik teknikleri barındırır ve bunlardan en önemli olanlardan

biri yansıma sismolojisidir. Bu teknik hızlı gelişen bilgisayar teknolojisi ile birlikte

yer altındaki örtü katmanlarının kalınlıkları tayin etmekten yer altı suyu

araştırmalarına kadar birçok jeolojik yapının belirlenmesinde kıymetli bir kaynak

sağlamıştır.

Yansıma sismolojisinde başlıca gelişme sismik izlere yığma işleminin yani CDP‟nin

ilk olarak 60 yıl önce petrol endüstrisinde kullanılması olmuştur (Dobrin vd., 1988).

Özellikle bu metottaki başlıca başarı daha fazla çözünürlük sağlamak vasıtasıyla,

sinyal/gürültü oranını iyileştirerek karmaşık jeolojik yapıların analizinde verimli

sonuçlar elde etmek olmuştur. Petrol endüstrisi bu masraflı araştırmalar için yeterli

güce sahipken diğer çevresel endüstrilerin bu konuya ayıracak yeterli bütçesi

olmadığından tekniğin gelişimi bilgisayar teknolojisinin gelişimine kadar sadece

petrol aramalarında kullanılmıştır. Sonunda bilgisayar teknolojisi ve etkili CDP

çözüm tekniği kombinasyonu sağlanarak düşük ücretle yüksek çözünürlük elde

edilmesine ve daha fazla sismik yansıma uygulamalarının yapılabilmesine olanak

sağlamıştır (Steeples and Miller, 1990).

Çökel havzalarda ana kaya topografyası ve bunları örten çökellerin neo-tektonik

yapılarının belirlenmesinde yansıma sismolojisinin yanında geliştirilen metotlardan

bir diğeri yüzey dalgaları analizine dayanan ReMi tekniğidir. Son yıllarda geliştirilen

kırılma-mikrotitreşim (ReMi) tekniği (Louie, 2001), 30 metre ortalama S dalgası hızı

(Vs30) ve yeterli açılımla 100 metre derinliğe kadar tabaka kalınlıklarının ve

hızlarının belirlenmesi için kullanılmaktadır. Teknik aktif sismik kaynak

gerektirmediği için şehir trafiğinin yoğun olduğu yerlerde yapılabilmekte ve diğer

tekniklerin uygulanmasında problem yaratan bu durum avantaja dönüşmektedir.

Oldukça kolay ve ekonomik görünen bu teknik, bilinen kırılma sismiği ekipmanı ve

çevresel gürültünün sismik kaynak olarak kullanılmasıyla yer içerisindeki tabaka

kalınlıkları ve kesme dalgası hızlarının çıkarılmasına dayanır (Kanbur vd., 2008;

Kanbur ve Kanbur, 2009).

2

Tez kapsamında; Isparta Süleyman Demirel kampüs alanı yakın çevresi ile Gönen

arasında kalan bölgenin bir kısmını yansıma sismolojisi ve ReMi tekniğini

kullanarak, ana kaya derinliği ve bu ana kayayı örten çökel yapının stratigrafik

özelliklerini belirlenmesi amaçlanmıştır. Bu amaç doğrultusunda çalışma alanında

daha önce yapılmış olan jeofizik ve jeolojik bilgiler derlenmiştir. Elde edilen bu

bilgiler doğrultusunda ana kayayı tespit edebilecek profiller saptanmıştır. Ana

kayanın (>150 metre) olduğu yaklaşımı ile bu alanda elde edilecek kayıtların gürültü

şartları ve optimum süreksizlik analizlerine uygun tasarım yapılmıştır. Yansıma

sismolojisi için modifiye edilmiş kan-sis ivmeli ağırlık düşürme enerji kaynağı,

jeofizik bölümüne ait 24 kanallı Geode kayıtçı ve 40 Hz‟lik jeofonlar 5 metre

aralıklandırılarak veri kazanımı sağlanmıştır. ReMi için ise 4.5 Hz‟lik jeofonlar 10

metre aralıklandırılarak 24 kanallı kayıtçı ile veri kazanımı yapılmıştır. Elde edilen

bu veriler Louie tarafından geliştirilen Jrg ve ReMi bilgisayar yazılımları

kullanılarak kesitlere dönüştürülmüştür.

Bu çalışma ile ana kaya yüzeyi görüntülenerek; üzerindeki örtü kalınlığının dokusu

ve sedimanter özellikleri ortaya çıkarılmıştır. Çalışma alanında genel olarak ana

kayanın dalımı, üzerindeki örtünün bölgesel olarak değişimi ve bu örtü tabakasını

oluşturan kil, silt, kum, çakıl birimler sismolojik görüntüleme ile ortaya çıkarılmıştır.

Böylelikle bölgedeki sedimanların yapısal farklılıkları ortaya konmuştur.

Çalışma, özellikle standartlaştırılmış veri kazanım tekniği ve veri işleminin çeşitli

jeolojik uygulamalara kolaylıkla uygulanabildiğini göstermektedir.

1.1. Çalışma Alanının Tanıtılması

Çalışma alanı Akdeniz bölgesinde yer alan Isparta il merkezi Süleyman Demirel

Üniversitesi kampüs alanı yakın çevresi ve bu alandan Gönen-Atabey arasında kalan

bölümü kapsamaktadır. Isparta ili, Akdeniz Bölgesi‟nin kuzeyinde yer alan Göller

bölgesinde yer almaktadır. İl, 300 20‟ ve 310 33‟ doğu boylamları ile 370 18‟ ve 380

30‟ kuzey enlemleri arasında bulunmaktadır. 8.933 km2

‟lik yüzölçümüne sahip olan

Isparta ili, kuzey ve kuzeybatıda Afyon, batıda ve güneybatıda Burdur, güneyde

3

Antalya, doğu ve güneydoğuda ise Konya ile çevrilidir. Rakımı ortalama 1050

metredir. Çalışma alanının genel konumunu gösteren yer buldurucu harita Şekil

1.1.‟de verilmiştir. Verilen harita Çünür bölgesi ve Üniversite kampüsü ile Gönen

arasındaki kısımları içine almaktadır.

Şekil 1.1. Çalışma alanı görünümleri ve jeofizik veri güzergahları (A: Çünür-şehir

merkezi ReMi hattı (XY profili), B: Söbüdağ-Senirce Remi hattı (CD

profili), C: Kampus-Kayıköy yansıma Sismolojisi hattı (AB profili)); (K

çalışma alanındaki sondaj logu)

4

1.2. Çalışma Alanı Jeolojisi

1.2.1. Bölge Stratigrafisi

İnceleme alanında otokton konumlu birimler gözlenir. Geniş alanda yüzeylenme

veren otokton birimler yaşlıdan gence doğru sıra ile Triyas-Jura-Kretase yaşlı Davraz

formasyonu, Senomaniyen-Türoniyen yaşlı Söbüdağ kireçtaşı üyesi, Orta

Maestrihtiyen yaşlı Çiğdemtepe kireçtaşı, Üst Paleosen-Alt Eosen yaşlı Koçtepe

formasyonu, Orta Eosen yaşlı Kayıköy formasyonu. Üst Miyosen-Pliyosen-

Kuvaterner yaşlı Gölcük volkanikleri ile Kuvaterner yaşlı alüvyonlardır (Şekil 1.2.,

1.3.).

1.2.1.1. Davras kireçtaşı (Mzd)

Isparta‟nın güneydoğusunda yer alan Davras Dağı çevresindeki Mesozoyik

karbonatlar için Gutnic vd. (1979) Davras Serisi terimini kullanmışlardır. Kalın

karbonatlarla temsil edilen birim, Dumont ve Kerey (1975) tarafından Alakilise

kireçtaşı, Yalçınkaya vd. (1986) tarafından Alakilise formasyonu olarak

adlandırılmıştır. Yalçınkaya (1989) bu karbonatlar için Davras formasyonu ismini

kullanmıştır. Akbulut (1980) ise bu seri için Davras kireçtaşı terimini önermiştir ve

bu adlama baskın litolojiyi belirtmesi ve stratigrafi kurallarına (Hedberg, 1976;

S.kayk, 1983) uygun tanımlanmasından dolayı uygun görülmüştür (Görmüş ve

Özkul, 1995; Karaman, 1994).

Davras kireçtaşı inceleme alanının doğusunda geniş bir yayılıma sahiptir. Birim altta

beyazımsı, grimsi renkli, kalın tabakalı dolomitik kireçtaşları ile başlar. Sert, sık

çatlaklı, çatlakları kalsit dolgulu olan bu kireçtaşları yer yer tamamen dolomitleşme

gösterir. Bu dolomitik seri üzerine bej, krem, açık gri, açık kahve renkli, orta-kalın

tabakalı sık çatlaklı, çatlakları kalsit dolgulu, üste doğru ofiyolitik karakterde

kireçtaşları gelir. Açık gri, bej, krem, açık kahve renklerde, orta-kalın tabakalı yer

yer dolomitize olmuş kireçtaşları ile devam eder. Üste doğru en kalın seviyesini

oluşturan orta-kalın tabakalı, açık gri, bej, krem açık kahve renklerde gözlenen

kireçtaşlarına geçer. Bu kireçtaşları üste doğru yer yer orta katmanlı, gri, grimsi bej,

5

krem renkli, neritik-yarı pelajik, yer yer de ince-orta katmanlı, kirli sarı, gri, bej,

krem renkli, çörtlü, pelajik-yarı pelajik kireçtaşlarına geçerler. Birim en üstte ince

tabakalı, krem, sarı, bej, yer yer pembe renkli, çörtlü pelajik kireçtaşları ile sonlanır

(Yalçınkaya, 1989). Geç Kretase yaşlı Çiğdemtepe birimine ait rudist içerikli

karbonatlar Davras kireçtaşı birimini uyumsuz olarak örtmektedir (Karaman vd.,

1988; Yıldız ve Toker, 1991; Görmüş ve Karaman, 1992). İstifin kalınlığının 2000

metre (?) den daha fazla olduğu sanılmaktadır. Birimin yaşı Üst-Triyas-Turoniyen

olarak belirlenmiştir.

Şekil 1.2. İnceleme alanının genelleştirilmiş stratigrafik sütun kesiti (Görmüş ve

Özkul 1995‟ten düzenlenmiştir)

6

1.2.1.2. Söbüdağı kireçtaşı üyesi (UKrds)

Birim, inceleme alanının kuzeybatısındaki Büyük Söbü Tepe ve Küçük Söbü

Tepe‟de gözlenmektedir. SDÜ Batı Kampüsünün kuzeybatısındaki Büyük Söbü

Tepe‟den en iyi yüzeyleme vermesi nedeni ile birim ilk olarak Karaman vd. (1988)

tarafından formasyon mertebesinde isimlendirilmiştir. Yalçınkaya (1989) tarafından

üye olarak kullanmıştır. Bunun yanında litoloji isminin baskınlığını göstermesi,

istifin Davras kireçtaşlarının üst düzeylerini oluşturması, henüz formasyon

mertebesinde taban sınırının belli olmaması nedenleriyle üye mertebesinde

adlandırılması uygun görülmüştür (Görmüş ve Özkul, 1995; Karaman, 1994).

Birim egemen olarak açık-koyu gri, bej renkli çoğunlukla masif, yer yer orta-kalın

katmanlı kireçtaşları ile temsil edilmektedir. Genel olarak sıkı dokulu ve Şekil 1.2.

inceleme alanının genelleştirilmiş tektonostratigrafik sütun kesiti homojen bir yapıya

sahip olan kireçtaşları bol çatlaklı olup, çatlaklar çoğunlukla ikincil kalsit ile

doldurulmuştur. Birim bölgedeki tektonizma koşullarından büyük ölçüde etkilenmiş

şiddetli kıvrımlı, kırıklı bir yapı kazanmıştır. Faylanmalar boyunca yoğun birleşik

zonlar izlenir. Söbüdağ kireçtaşı üyesi, Isparta-Ankara karayolu boyunca yüksek açılı

bir ters fayla (Söbüdağ fayı) Eosen yaşlı bilimler üzerine itilmiştir. Fay dokanağı

boyunca yer yer diyabaz türü ofiyolitik bileşenlere rastlanır (Görmüş ve Özkul, 1995;

Karaman, 1994).

Söbüdağ kireçtaşı üyesi taban seviyeleri yörede izlenemediğinden daha yaşlı

birimlerle olan stratigrafik ilişkisi bilinmemektedir. Bölgede birimin taban dokanağı

görülemediği için gerçek kalınlığı tam olarak bilinemez. Ancak harita ve topografya

yorumuna göre, görünür kalınlığı 500 metreden fazladır (Karaman, 1994).

1.2.1.3. Çiğdemtepe kireçtaşı (Ukrç)

Birim adını inceleme alanının kuzeyindeki Senirce köyünden alır. Önceki

çalışmalarda Karaman vd. (1988) taralından Senirce kireçtaşı olarak tanımlanmıştır.

Koçyiğit (1983, 1984) tarafından Çiğdemtepe kireçtaşı olarak isimlendirilmiştir.

7

Yörede başlıca Büyük Söbü ve Küçük Söbü tepelerin güneybatısında, Göltaş çimento

fabrikası, Senirce köyü ve Bozanönü köyü dolaylarında yaklaşık 4 km‟lik bir alanda

yüzeylenme vermektedir. Çiğdemtepe kireçtaşı Mesozoyik yaşlı otokton karbonat

istifinin en üst seviyesini oluşturur. Bölgede geniş yayılımlı Tersiyer yaşlı birimlerin

tabanında yer alması ile de dikkati çeker. Tabanda ince orta katmanlı ve sert yapılı;

üst seviyelere doğru ise plaketli yer yer laminalı, nispeten daha gevrek ve kırılgandır.

Şekil 1.3. Çalışma sahası ve çevresinin basitleştirilmiş jeoloji haritası (1. Mzd Davraz

kireçtaşı, 2. UKrds Söbüdağ kireçtaşı üyesi, 3. Ukrç Çiğdemtepe kireçtaşı,

4. Tk Koçtepe formasyonu, 5. Tky Kayıköy formasyonu, 6. PlQg Gölcük

Volkanikleri 7. Qa Alüvyol yelpaze, 8. PQgp Volkanoklastikler, 9. Qal

Alüvyon)

Birimin üst kesimlerinde sık olarak çört yumruları ve arabandan izlenir. Kireçtaşları

çoğu kez konkordan kırılma yüzeylidir ve stilolit yapıları içerir. Söbüdağ kireçtaşı

8

üyesine oranla daha az çatlak düzlemine sahiptir ve bunların içleri ikincil kalsit ile

doldurulmuştur. Formasyon kalınlığı 50-100 metre arasında değişir (Karaman vd.,

1988; Karaman, 1994).

1.2.1.4. Koçtepe formasyonu (Tk)

Birimin adı ilk kez Sarıiz (1985) tarafından Isparta‟nın kuzeybatısındaki Koçtepe‟ye

izafeten verilmiştir. Koçyiğit (1984)‟e göre Senirkent dolaylarındaki Yukarıtırtar

formasyonu Koçtepe formasyonuna karşılık gelmektedir. Yine Karaman vd. (1988)

ve Yıldız ve Toker (1991) Kızıl kırma ve Yalçınkaya (1989) Kabak tepe

formasyonlarını birimin eşdeğeri olarak kabul etmektedirler.

Kırmızı renkli çamur taşları ile temsil edilen birim çok ince (1-2 cm), orta kalınlıkta

(5-10 cm) ince taneli kumtaşı ara tabakaları da içermektedir. Birimin kalınlığı 25-50

metredir (Görmüş ve Özkul, 1995). Formasyonun açık kırmızı, bordo, yer yer

yeşilimsi kirli gri renkli şeyl, kumtaşı, çamur taşı, türbiditik kumtaşı ve kirli kireçtaşı

düzeyleri ile bunlarla ara katkılı çakıl taşı ve detritik kireçtaşı seviyeleri

bulunmaktadır. Birimin alt kesimlerinde yoğun demir oksit boyanmasından dolayı

belirgin olarak açık kırmızı, pembe, bordo renk hakimdir (Karaman vd., 1988). Bu

özelliği ile üzerinde yer aldığı Kretase yaşlı kireçtaşlarından kolayca ayırt edilir. Alt

kesimlerde bulunan 20-40 metre kalınlklı şeyl ve çamur taşı laminalı, kolay kırılgan

ve dağılgan bir yapı sunar. Birim Orta-Üst Maestrihtiyen yaşlı Senirce

Formasyonunu uyumsuz olarak üstler. Üst sınırında ise Orta Eosen yaşlı Kayıköy

formasyonu tarafından uyumlu olarak örtülür (Şekil 1.2.).

1.2.1.5. Kayıköy formasyonu (Tky)

Birimin adını Isparta-Ankara karayoluna 4 km mesafede yer alan Kayıköy‟den

almıştır. Birim ilk kez Gutnic vd. (1979) tarafından Isparta çevresindeki Eosen filiş

çökelleri için kullanılmıştır. Keçiborlu-Isparta arasında Kayıköy formasyonu olarak

tanımlanmıştır (Karaman vd., 1988).

9

Formasyon, egemen olarak killi kireçtaşı, kil taşı, silt, kumtaşı ve konglomera

ardalanmasından oluşur. Egemen litolojiler kumtaşı ve kireçtaşıdır. Arazi

gözlemlerinde genellikle açık-koyu gri, yeşilimsi gri, kırmızımsı, kahverengimsi,

yeşilimsi sarı, sarımsı renklerde gözlenir. Killi kireçtaşı yüzeyde kırmızımsı gri,

pembe ve bazen de gri ayrışma renkli ve çatlaklıdır. Kumtaşları yeşilimsi renkli yer

yer kaba tanelidir. Tabaka kalınlıkları birkaç santimetreden metre mertebesine

ulaşabilmektedir. Gökçebağ dolaylarında ofiyolitli karmaşığı uyumsuz olarak örter.

Üst sınırında Gölcük formasyonunun tüfleri ve geniş alüvyonlarla örtülüdür (Şekil

1.2.). Burdur dolaylarında bazı kesimlerde ise ofiyolitli karmaşık tarafından tektonik

olarak üstlenir. Kayıköy formasyonunun kalınlığı 650-700 metre dolaylarındadır

(Görmüş ve Özkul, 1995).

1.2.1.6. Gölcük volkanikleri (PlQg)

Birimin adlanması Kazancı ve Karaman (1988), Karaman (1990) ve Yıldız ve Toker

(1991) tarafından Isparta‟nın güneybatısındaki Gölcük krater gölüne izafeten

verilmiştir. Gölcük Gölü ve çevresi, Yakaören Köyü, Çünür mahallesinde gözlendiği

gibi Akdağ ve Gölcük Gölü arasında geniş bir yayılım sunarlar. Isparta güneyinde

Karatepe, Hisar tepe gibi tepeler üzerinde serpilmiş şekilde, yine kuzeyde Söbüdağ

kireçtaşları üzerinde ve güneyde Isparta-Antalya karayolu üzerinde gözlenmektedir.

Birim Gölcük volkanizması ile şekillenmiştir (Yalçınkaya, 1989; Karaman, 2000).

Andezitik ve traki-andezitik karakterli lavlar, Gölcük krater gölüne izleyen Gölcük

volkanitleri adını almıştır. Gölcük formasyonu, Isparta ili yakın güneyindeki Gölcük

volkanizması etkinliği sonucu iki ayrı volkanik evrede meydana gelmiştir. Bunlar

erken ve geç volkanik evreler olup, erken evrede andezitik lavlar, geç volkanik

evrede ise Gölcük formasyonunun egemen kaya türlerini oluşturan tüf ve piroklastik

malzemeler etrafa yayılmıştır. Formasyona gereç sağlayan volkanizma maar tipi

volkanizma olup (Kazancı ve Karaman, 1988), ilk kez yaklaşık 4.6 milyon yıl önce

(Geç Miyosen-Pliyosen geçişinde) faaliyete başlamıştır. Bu devre ise bölgesel

neotektonik dönemin başlangıcına rastlar ve volkanizma ile aktif faylanma ilişkisini

yansıtması bakımından ilginçtir. Volkanotortul nitelikli formasyonun hafif

10

gereçlerden olan tüf ve piroklastik malzemeleri, Gölcük kraterinden etrafa yayılarak

o zamanki paleotopoğrafik temel üzerinde ve tamamen kara koşullarında

depolanmışlardır. Bunların bir kısmı çok uzaklara kadar yayılarak, hatta eski Burdur

kapalı gölsel havzasına kadar erişerek, o zaman çökelen gölsel tortullara ara katkı

sağlamıştır (Karaman, 1986). Volkano-tortul nitelikli bu formasyon, sedimantolojik

açıdan iki ayrı istife ayrılır. Bunlar alt ve üst volkano-tortul bilimler olup, her iki

istifi birbirinden pomza-topraklama seviyesi ayırır (Kazancı ve Karaman, 1988).

Diğer yandan her iki istif daha yakından incelenirse, tüfit düzeyleri arasında karasal

aşınma izlerini yansıtan kırmızı toprak oluşumlarına rastlanır. Bu seviyeler

formasyona gereç sağlayan volkanizma faaliyetinin zaman zaman durakladığını veya

yeniden başladığına işaret eder (Karaman, 1990). Gölcük formasyonunun

volkanoklastik istifinin kalınlığı 375 metre civarındadır.

Volkanoklastikler (PlQgp): Volkanoklastikler, Yalçınkaya (1989) tarafından

Pürenova dolaylarından Pürenova formasyonu şeklinde isimlendirilmiştir.

Çoğunlukla Gölcük konglomerası ve çevresinde geniş yayılım gösteren

volkanoklastikler büyük bölümü ile zayıf tutturulmuş tüf, tüfit ve pomza düzeylerinin

ardalanmasından oluşur. Birimin egemen bileşenini oluşturan tüfler, ince ile orta

taneli ve yersel çapraz katmanlıdır. Aglomera ve lapilli taşından oluşan ara düzeyler

ve ara katkılar tüf istifi içinde olağan olarak gözlenir. Piroklastik istif içinde farklı

seviyelerde gözlenen pomza oluşukları çoğunlukla çok zayıf pekleşmiş, kötü

boylanmalı ve köşeli olabilen taneli bir doku özelliği gösterir. Pomza taneleri 1-10

cm arasında değişen büyüklük değerlerine sahiptir. Başlıca fonolit, trakiandezit ve

siyenitten oluşan volkanoklastik kırıntılar ve volkan bombaları, pomza seviyesi

içinde yaygın olarak gözlenir (Platevoet vd., 2008).

İgnimbritler (PQgps): Tüf matriksi içinde pomza kırıntıları yaygın, trakiandezit

kırıntıları seyrek olarak gözlenir. Genellikle sıkı özellikte olması ile diğer piroklastik

seviyelerden ayrılabilirler. Birkaç seviye olarak gözlenebilen 1-12 metre arasında

değişik kalınlıklarda gözlenebilen tüfler Bilgin vd. (1990) tarafından sıkı tüf olarak

isimlendirilmiştir. Birim, ince-orta katmanlı, beyaz, bej, kirli sarı renkli olup yaygın

olarak pomza kırıntıları ile daha az yaygın olarak andezitik ve trakiandezitik

11

karakterlidir. Bu tüfler içerisinde aglomera seviyeleri de gözlenir (Görmüş ve Özkul,

1995). Yalçınkaya (1989) tarafından bu birim Yakaören tüf üyesi olarak

adlandırılmıştır.

Volkanik lavlar (PQgv): Trakit-Andezit bileşimli volkanitlerden oluşur. Tabanında

volkanoklastikler, tavanında ise uyumsuz olarak alüvyonlar ve yamaç birikintileri

gözlenir. Birimin yaşı stratigrafik konum itibariyle Pliyo-Kuvaterner olarak

kabullenebilir ve karasal bir volkanik aktivite ürünleri olduğu düşünülür (Görmüş ve

Özkul, 1995).

1.2.1.7. Yamaç birikintileri (Qy), Alüvyonal yelpaze (Qa)

Tutturulmamış kil, silt, kum ve çakıl boyutundaki malzemeden oluşur.

1.2.2. Tektonik

İnceleme alanı Toridler tektonik birliği içerisinde önemli bir konuma sahip olan

Isparta büklümünün (Koçyiğit, 1982) iç batı kesimlerinde yer alır. Toros dağlarının

genel uzanımının doğu-batı istikametinde olmasına karşılık, göller bölgesi

dolaylarında bu düzenli gidiş kıvrım veya bir büklüm yapacak şekilde bir görünüm

arz eder. Yapısal kökenli bu deformasyon, bölgedeki tektonizma etkinliğinin en

büyük göstergesidir. Günümüzde tektonik yönden aktif olan Isparta, Burdur dolaylan

eski jeolojik devirlerde de yapısal gerilmelerin etkisi altında kalmış ve değişik tür

kıvrımlı, kırıklı, bindirmeli ve faylı yapılar kazanmıştır. Bu tür etkin yapısal olaylar,

bölgede düzenli stratigrafik ilişkilerin kurulabilmesini de güçleştirmiştir.

Bölge Üst Miyosen öncesinde genel olarak sıkışma tektoniği; Üst Miyosen günümüz

aralığında ise çekme tektoniği etkisi altında kalarak deforme olmuştur (Koçyiğit,

1983; Şenel, 1997; Glover ve Robertson, 1998; Robertson, 2000). Yapılan

incelemelerde bölgenin önemli tektonik yapıları olarak, KB-GD gidişli kıvrım

eksenleri, KB-GD gidişli ters faylar, KD-GB gidişli normal faylar, KD-GB gidişli

12

tansiyon ve makaslama çatlaklarının geliştiği belirtilmiştir (Karaman, 1994;

Yağmurlu vd., 1997; Kanbur vd, 2008).

Şekil 1.4. Çalışma alanı ve yakın çevresinin tektonik haritası (Kesikli çizgiler olası

fayları göstermektedir), (Sagular ve Görmüş, 2006‟ya göre

düzenlenmiştir)

Yörede çekme tektoniği denetiminde gelişen blok faylanma mekanizmasına bağlı

olarak, Isparta ve Burdur ovalarının birer graben alanı, bu iki ova adasındaki çalışma

alanının ise tipik bir horst yükselimi oluşturduğu gözlenmiştir (Koçyiğit, 1983, 2005;

Koçyiğit ve Özacar, 2003; Koçyiğit ve Deveci, 2007; Yağmurlu vd., 1997;

Yağmurlu, 2000; Poisson vd., 2003a ve 2003b; Robertson vd., 2003). Bölgede

meydana gelen tüm tektonik yapılar bir arada değerlendirilmiş ve bu yapıların

konumlarına göre bölgenin KD-GB yönlü sıkışma gerilmelerinin; KB-GD yönlü

çekme gerilmelerinin etkisi altında kalarak deforme olduğu öngörülmüştür. Koçyiğit

(2000) de bölgedeki bu fay gruplarının neden olduğu depremlerin odak mekanizması

çözümü sonuçlarında faylar boyunca güncel gelişimin D-B yönünde olduğunu ortaya

koymuştur. Çalışmanın yapıldığı Isparta Ovası, Isparta açısının kuzey merkezi

13

civarlarında yer almaktadır. KD gidişli Burdur Fay Zonu; Isparta üçgeninin batı

kenarını, KB gidişli Akşehir Fay Zonu ise doğu kısmını oluşturur (Koçyiğit ve

Özacar, 2003).

Çalışma alanını etkileyen fay yapılarının özellikleri kısaca anlatırsak şu şekildedirler;

Söbüdağ ters fayı: Eski tektonik dönemlerde bölgede meydana gelen en önemli

faydır. Eğim atımlı bir ters faydır. Büyük ve Küçük Söbü dağlarının doğu yamacında

ve Isparta-Ankara karayoluna paralel olacak şekilde yüzeylenme verir (Şekil 1.4).

Söbüdağı ters fayının doğrultusu K20°B olup, eğim yönü GB 'ya doğrudur. Söbüdağ

ters fayı boyunca, fayın batısında yüzeylenme veren Üst Kretase yaşlı Söbüdağ

kireçtaşları, doğudaki Eosen şaylı Kayıköy formasyonu üzerine tektonik olarak

itilmiştir. Fay güneyde, Süleyman Demirel Üniversitesi kampüsü dolaylarından daha

kuzeye doğru yaklaşık 8 km izlenmektedir (Kanbur vd., 2008; Poisson vd., 2003b;

Karaman, 1994; Görmüş ve Karaman, 1992; Görmüş ve Özkul, 1995).

Kayıköy fayı: Süleyman Demirel Üniversitesi kampüs alanının güneyinden

başlayarak Kayıköy ve Yakaören‟e doğru devam eder. Yüksek topografyası ile

Isparta ovasını ile Burdur ovasını birbirinden ayıran bir normal faydır. Kırıntılı

Kayıköy formasyonu ve alüvyon dokanağında geliştiği için, devamlı, belirgin ve açık

fay aynası göstermez (Görmüş, 1995; Karaman, 1994; Görmüş ve Karaman, 1992;

Görmüş ve Özkul, 1995).

Bozanönü fayı: K-G doğrultusunda uzanan bu kırık hattı eğim atımlı aktif bir

normal faydır. Yaklaşık 5 km‟lik bir uzunlukta izlenir. Üst Kretase yaşlı Söbüdağ-

Senirce kireçtaşları içerisinde gelişen Bozanönü fayının doğu kesimi çökmüştür.

Batıdaki yüksek kireçtaşı topografyası ile doğudaki Bozanönü ovasının, birbirinden

kot farkıyla ayrılmasında anılan fayın önemi büyüktür ve tabaka konumlarında

faylanmadan kaynaklanan yersel anormallikler bulunur (Görmüş, 1995; Karaman,

1994; Görmüş ve Karaman, 1992; Görmüş ve Özkul, 1995).

İntepe ters fayı: Eğim atımlı bir ters faydır. Çalışma alanı kuzeydoğusunda, Senirce

köyü civarında İntepe dolaylarında izlenir (Şekil 1.4). Fayın doğrultusu KKB, eğim

14

yönü doğu olup, eğim miktarı düşüktür. Fay çizgisinin İntepe dolaylarında yaklaşık

1.5 km‟lik bir uzunluğu vardır ve kireçtaşları batısındaki Senirce formasyonu üzerine

tektonik olarak bindirir (Görmüş, 1995; Karaman, 1994; Görmüş ve Karaman, 1992;

Görmüş ve Özkul, 1995).

Demirci fayı: Isparta-Ankara karayolu doğusundaki Demirci tepenin yakın

kuzeybatısında yer alır (Şekil 1.4). Yaklaşık KKD doğrultusunda ve 2.5 km

uzunlukta yüzeylenme veren fayın düzlemi düşey olup, fayın kuzeybatı bloğu

düşmüştür. Fay düzlemi boyunca doğudaki Söbüdağ kireçtaşları ile batısındaki

Eosen yaşlı Kayıköy formasyonu tektonik dokanak ilişkisi sunar (Görmüş, 1995;

Karaman, 1994; Görmüş ve Karaman, 1992; Görmüş ve Özkul, 1995).

15

2. KAYNAK ÖZETLERİ

Dumont ve Kerey (1975): Eğirdir gölü güneyinde, Beydağları ile Anamas Geyik

Dağı arasında kalan alanda, stratigrafik ve tektonik özellikler açısından birbirleri ile

farklılık gösteren üç farklı birlik adlandırmışlardır. Bunlardan Karacahisar birliği

içinde iki değişik Paleozoik temel ayırtlandığını öne sürerek, güneybatıdaki

Kambriyen-Orta Kambriyen yaşlı birimlerin epimetamorfik şistlerden oluştuğunu

belirtir. Yazara göre ikincil birlik olan Ofiyolit birliği çeşitli yaşta kireçtaşı blokları

ve radyolarit içeren, serpantinleşmiş peridodit ve ultra bazik kayalardan oluşmuştur.

Üçüncü birlik olan Jura-Erken Kretese yaşlı birliğin Ofiyolitli birlik üzerine tektonik

olarak oturduğunu ve başlıca dolomit ve kireçtaşı ile temsil edildiğini öne

sürülmüştür. Neojen yaşlı tortulların otokton ve allokton birlikler üzerine uyumsuz

olarak geldiği yazarlar tarafından öne sürülmüştür.

Akbulut (1980): Torosların Eğirdir gölü güneyinde kalan bölümünde değişik yapısal

ve statigrafik konuma sahip oluşukların bulunduğu belirtir. Davraz kireçtaşı, Çandır

formasyonu ve Güneyce formasyonu olarak adlandırılan bu oluşukların bazı fasiyes

benzerlikleri göstermesine karşın güncel yapısal konumlarıyla birbirlerinden

ayrıldığını belirtir. Yazar Davraz kireçtaşlarının Paraotokton olduğunu, Çandır ve

Sütçüler formasyonlarının ise gerek fasiyes ve gerekse yapısal yönde batı

Toroslardaki diğer oluşuklarla kıyasladığında, allokton olabileceklerini belirtir.

Karaman (1990): Gönen-Atabey arasındaki bölgenin jeolojisini açıklamaya

çalışmıştır. Yörede yer alan kayaçları otokton ve allokton olarak iki büyük gruba

ayırmışlar ve kaya birimleri arasındaki stratigrafik ve tektonik ilişkileri aydınlatmaya

çalışmıştır.

Bilgin (1990): Batı Toroslarda, Isparta ilinin Gölcük ve yöresinde mineraloji

petrografi ve jeokimyasını açıklamaya çalışmış ve burada yüzeyleyen kayaçları

tortul, ultramafik, volkanik kayaçlar olmak üzere üç gruba ayırmıştır.

Aşık (1992): Gümüşgün-Gönen-Atabey arasındaki bölgenin jeolojisini, stratigrafisini

ve tektoniğini saptamayı amaçlamıştır. Akbulut (1989) bahsedildiği gibi bölgenin

16

otokton ve allokton birimlerden oluştuğunu savunmuş ve Gönen konglomeralarının

gelişimi üzerinde incelemeler yapmıştır.

Görmüş ve Özkul (1995): Gönen-Atabey (Isparta) ve Ağlasun (Burdur) arasındaki

bölgeyi kapsayan genel jeoloji amaçlı çalışmalarında sahanın stratigrafisine ilişkin

saptamalar yapmışlar ve sahanın jeolojik haritasını yenilemişlerdir. Bu çalışmada,

Mesozoyik yaşlı Akdağ Kireçtaşı‟nın tektonik dokanakla üzerlediği ofiyolitli karışık

ile birlikte Erken Miyosen yaşlı Güneyce Formasyonu üzerinde tektonik dokanaklı

(bindirme) olarak yer aldığı yorumlanmıştır.

Poisson vd. (2003a, 2003b): Araştırmacılar yöredeki birimleri otokton, paraotokton

ve allokton olarak değerlendirmişler ve değişik zamanda meydana gelen tektonik

gelişmeler ile yörenin bu günkü konumunu aldığını belirtmişlerdir. Çalışma alanında

yer alan Üst Kretase yaşlı Davras kireçtaşlarını, Eosen yaşlı Isparta formasyonunu ve

Miyosen yaşlı sedimanları otokton ve paraotokton olarak değerlendirmişler bunların

altında yer alan Isparta çay formasyonunu ve ofiyolitleri ise allokton olan Antalya

naplarına dahil etmişlerdir. Önceki çalışmaların sentezini yapan araştırmacılar,

Bölgede ters faylanmalara ve bindirmelere bağlı bir model üzerinde durmuşlardır.

Koçyiğit (1984): Güneybatı Türkiye ve yakın dolayında tektonik gelişimi eski

tektonik dönem, geçiş dönemi ve yeni tektonik (neotektonik) dönem olarak üçe

ayırmıştır.

Karaman (1986): Burdur Havzasında Pliyosen‟den günümüze değin süregelen

dönemde gelişen fayların büyük çoğunluğunun eğim atımlı normal faylar olduğunu,

ancak bunlardan azda olsa bir kısmının verev atımlı faylar olduğunu belirtilmiştir.

Kanbur ve Etiz (2005): Yazarlar Isparta havzasının kuzeydoğu kısmında ana kaya

derinliğini jeofizik yöntemlerden gravite metodu ile belirlemeye çalışmışlardır.

İnceleme alanında en derin çökel kalınlığı 320 m olarak tespit edilmiştir.

17

Kanbur vd. (2008): Yazarlar Remi yöntemini kullanarak Isparta‟nın kuzeyinde

temelde yer alan Üst Kretase yaşlı karbonatlar, Paleosen-Eosen yaşlı kırıntılılar ile

Pliyo-Kuvaterner yaşlı daha genç çökeller arasındaki yapının ortaya çıkarılması

sağlanmış ve yüzeye yakın ana kayanın yapısal özellikleri ile bu yapıların kesme

dalgası hızları tespit etmiştir.

Kanbur ve Kanbur (2009): Isparta şehir merkezinin kuzeyinde yapılan çalışmada

araştırmacılar Re-Mi tekniğini kullanarak bölgenin Vs30 hız haritasını çıkartmış; elde

edilen hız haritasının Kanbur vd. (2008) de yapılan Çünür bölgesindeki

çalışmalarının sonuçları ile benzer olduğunu tespit etmişlerdir.

18

3. MATERYAL VE YÖNTEM

3.1. Tanım

Isparta şehir merkezinin kuzeyinde kampüs ile Gönen arasında anakaya yapısının

tespitinde uygulamalı sismolojik yöntemlerden yansıma sismolojisi ve ReMi tekniği

kullanılmıştır. Bu tekniklerden yansıma sismolojisi ara yüzeylerin ortaya

çıkarılmasında oldukça yaygın bir tekniktir. ReMi tekniği ise uygun açılım ile çökel

yapıların kalınlıklarını ve hızlarını tespitinde yoğun olarak kullanılmaktadır (Louie

2001; Kanbur vd., 2008; Kanbur ve Kanbur 2009).

3.2. Materyal

Tez çalışması kapsamında; öncelikle çalışma yapılacak alana ilişkin jeolojik ve

jeofizik ilgiler, bir önceki bölümde görüldüğü üzere toplanmıştır. Daha sonra

bölgeye ait jeolojik, topoğrafik ve tektonik haritalar incelenerek, bu bilgiler ışığında

yansıma sismolojisi ve ReMi çalışmaları için uygun hatlar belirlenmiştir. Çalışma

alanın yer buldurucu haritasında (Şekil 1.1.) görüldüğü gibi kampüs-Kayıköy

hattında yansıma sismolojisi verisi, Çünür-şehirmerkezi ve Söbüdağ-Senirce

profillerinden ise ReMi verisi elde edilmiştir. Veri kazanımı için öncelikle Süleyman

Demirel Üniversitesi Jeofizik Mühendisliğine ait ağırlık düşürme metodu ile çalışan

kan-sis sismik enerji kaynağının hidrolik aksamı ve kullanılan ağırlığı modifiye

edilmiştir (Şekil 3.1.). Bu modifikasyon sonucunda hidrolik sistem otomatik hale

getirilip daha önce 380 kg olan ağırlık 100 kg‟ma düşürülmüştür. Bu enerji kaynağı

ile 24 kanallı kayıtçı ve 40 Hz‟lik jeofon sistemi yansıma sismolojisinde

kullanılmıştır. ReMi‟de ise herhangi bir kaynak kullanılmadan 24 kanallı kayıtçı ve

bu gibi çalışmalarda yoğun olarak kullanılan 4.5 Hz‟lik jeofon kullanılmıştır.

Çalışmanın amacına uygun olarak hedef derinlik ve kaynağın üretebileceği frekans

aralığı göz önüne alınarak yansıma sismolojisinde jeofon aralığı 5 metre, atış aralığı

10 metre olarak belirlenmiştir. Kullanılan diğer yöntem olan ReMi‟de ana kaya

yapısının tahmini derinliği göz önüne alınarak jeofon aralığı 10 metre

aralıklandırılarak 50 ve 250 metre aralık ile veri kazanımı sağlanmıştır ve

çözünürlüğü arttırmak için her atış noktasında 7-10 defa veri alınmıştır (Çizelge 4.1.,

19

4.2.). Bu şekilde elde edilen veriler Louie J.N. tarafından geliştirilmiş jrg paket

programı ile değerlendirilerek sismik kesitler elde edilmiştir. Daha sonra bu kesitler

mevcut bilgiler ışığında yorumlanmıştır.

Şekil 3.1. Modifikasyon yapılmış sismik enerji kaynağının görünümü

3.3. Yöntem

3.3.1. Yansıma sismolojisi yöntemi

Yansıma sismolojisi yerin ara yüzeyleri arasındaki akustik empedans farklarından

dolayı yansıyıp dönen varışların zamanlarının kaydedilmesidir. Genel olarak yansıma

sismolojisi çalışmaları en çok yatay ya da hafif eğime sahip çökel serileri

görüntülemede başarılıdır. Tabakaların bu gibi düzen içerisinde olduğu durumlarda

fiziksel özelliklerinin derinlikle değişmesi bu tabakaların yanal yönde fasiyes

değişimlerinden daha fazladır. Bu sebepten ötürü sismik hız derinliğin bir fonksiyonu

olarak daha fazla değişir (Kanbur, 2002).

Yer içinde yatay birçok tabakadan oluşmuş bir model göz önüne alınacak olursa bu

modelde tabaka serisinin kalınlığı; her birinin Vi ara hızıyla karakterize edilen tabaka

20

kalınlığının toplamıdır. Eğer birden fazla birimden oluşmuş bir yapı söz konusu

olursa; Zi ara kalınlık, Ti bu tabakalardaki tek yol yayılma zamanı ise ara hız,

Ti

ZiVi (3.1)

ile verilir. Birçok tabakadan oluşan ortamın ortalama hızı ise,

n

i

n

i

n

i

n

i

Ti

ViTi

Ti

Zi

V

1

1

1

1 (3.2)

İle verilir. Eğer Zn, n tabakanın toplam kalınlığı ve Tn, n sayıda toplam tek yol

yayılma zamanı ise bu durumda ortalama hız,

Tn

ZnV (3.3)

olur.

Bu gibi tabakalı yapılarda oluşan yansımalar sismik kesitlerde görülmeyebilirler.

Bunlar çok zayıf olabilirler veya diğer kuvvetli refleksiyonların birbirine

yaklaşmaları sonucu bastırılabilirler. Eğer üstteki tabaka alttakinden daha düşük

hızda ise, yani düşük akustik empedansa sahip ise yansıma pozitif, bunun tersinde ise

negatif olur. Aynı reflektörden gelen pozitif ve negatif refleksiyonlar şekil olarak

birbirinin aynı olup, biri diğerinin tersidir. Bunların sismik kesitlerde gösterilme tarzı

“polarite” (polarity) olarak bilinir. Polarite yorum aşamasında çok büyük önem

taşımaktadır. Eğer farklı polariteli birbirini kesen sismik kesitler korele edilmeye

çalışılırsa birbirinin aynı olmayan litoloji sınırları karşı karşıya geleceklerdir.

Yorum yapılırken genelde yüksek hızlı tabaka girişleri, yani pozitif yansıma

katsayısına sahip süreksizlik yüzeyleri, sismik kesitler üzerinde koyu boyalı

21

reflektörler olarak düşünülür. Yapılan bu tür yorumlar genelde fazla hata

yaratmamasına karşın, yorumlandığı düşünülen seviyenin derinliğinin hesaplanması

sırasında, ilgili seviye girişinin ideal olmadığı akıldan çıkarılmamalıdır. Giriş sinyali

iğnecik (spike) olsa bile tek bir yansıtıcıdan (reflektör) alınan cevap bir ya da daha

fazla salınımına sahip olacaktır. Bu durumdaki ince tabakalı sistemlerden gelen

yansımalar yanlış izlenim verebilirler.

Her ince tabakanın girişinden alınan cevap sinyalinin bir kuyruğu olacağından, bir

önceki ince tabakanın verildiği cevabın kuyruğu ile sonraki tabaka girişinden alınan

cevap sinyali üst üste binecektir. Bu şekilde ince tabakalardan meydana gelmiş

jeolojik bir istifin yukarıya verdiği cevap gerçeğinden çok farklı olabilecektir. Kayıt

işlemleri sırasında her akustik empedans farklılığının yukarıya ayrı bir refleksiyon

gönderdiği düşünülürse, farklı polariteli ve değişik genliklere sahip birçok dalgacığın

üst üste toplanarak oluşturduğu sonuç yansımadır.

3.3.1.1. Kaynak alıcı düzenleri ve CDP kavramı

Tabakalanmış çökel ortamlardaki litolojik sınırlarda akustik empedans farkından

dolayı yansımalar meydana gelir. Alıcıların hassasiyetine göre bu yansımalar

kaydedilirler. Sismik yansıma kaydı içerisinde yansıma sinyali ile birlikte direk,

kırılma, yüzey dalgası, hava dalgası varışları gibi sinyallerde kaydedilir (Şekil 3.2.).

Sismik yansıma çalışmasında istenen sinyal yer içerisinde tabaka sınırından yasıyıp

alıcımıza gelen yansıma sinyalidir ve diğer varış sinyalleri gürültü kapsamındadır.

Yüksek genlikli bu düzenli gürültülerin söndürülmesi, çok elemanlı kaynak ve alıcı

düzenleri kullanımıyla gerçekleştirilebilir. Bu işlemde sönümlenmesi istenen

dalgaların (gürültülerin) dalga boylarına bağlı olarak, çok elemanlı kaynak ya da alıcı

düzenlerinin parametreleri ile belirlenir.

Çok kanallı sismik yasıma çalışmasında veri, bir atış noktası ve bu noktadan belirli

uzaklıkta aralıklarla dizilmiş alıcılara gelen varışlarının kaydedilmesi şeklinde olur

ve takip eden atışlar profil boyunca kaydırılarak devam eder. Çok kanallı sismik

22

yansıma çalışmasında yaygın olarak kullanılan atış-alıcı serimleri çatalsı ve tek

taraflı serimleridir (Şekil 3.3.).

Şekil 3.2. Bir sismik kayıtta görülmesi beklenen dalgaların şematik gösterimi (Us,

1998‟den değiştirilerek çizilmiştir)

Bu alıcı sistemleri genellikle 12 yada daha fazla alıcıdan oluşur. Çatalsı seriminde

alıcılar ortada bulunan atış noktasının her iki tarafında dizilir. Tek taraflı serimde ise

atış noktası alıcı seriminin bir kenarında bulunur. Karada olan çalışmalarda

genellikle çatalsı serim şekli deniz yansıma çalışmasında ise normal dizilim tek

taraflı serim şekli kullanılır (Şekil 3.3.).

Bu serim şekilleri ile en iyi yansımayı elde etmek ve sinyal/gürültü (S/G) oranını

artırmak için ortak derinlik noktası (CDP-Common Depth Point) yöntemi

geliştirilmiştir. Bu yöntemi geometrik olarak aynı düşey doğrultu üzerinde bulunan

litoloji yüzeylerinden, farklı noktalardaki kaynak ve alıcıları kullanarak elde edilen

23

izlerin üst üste toplanması (yığma-stacking) ve tek bir izde gösterilmesi olarak tarif

edebiliriz.

Şekil 3.3. Çok kanallı yansıma sismolojisi ölçülerinde kullanılan kaynak-alıcı

düzenleri; A. Tek taraflı serim. B. Çatalsı serim

Tek bir kaynak ve bir dizi alıcıdan oluşan sistem kaydırılarak yapılan her atış

sonrasında, yapılan her atış sayısı kadar sismik atış kaydı elde edilir. Aynı

noktalardan yansıyan dalgalar toplanarak, yer yüzeyinin iz düşüm noktasına (orta

nokta) ait cdp kaydı elde edilir. Buna “katlanma” (fold) denilir (Şekil 3.4.).

Aşağıdaki bağıntı ile hesaplanır.

Fold = Kanal Sayısı x Alıcı Aralığı (m) / 2 x Atış Aralığı (m) (3.4)

24

Katlanma profil boyunca atış ve alıcı sayısına bağlıdır ve katlama sayısı arttıkça

istenen yansıma sinyalinin kalitesi artar.

Şekil 3.4. 12 kanallı „Single Ended‟ seriminin arazi hattı boyunca hareketi ile 6

katlamalı CDP elde edilişinin gösterimi

CDP toplamasının iki önemli avantajı vardır. Birincisi CDP toplaması zaman

kayması NMO‟dan hızların hesaplaması için en iyi veri setini temsil eder. İkincisi

ise, doğru bir hız bilgisi ile CDP toplamasındaki her izden NMO etkisi giderilerek

yeni bir iz takımı oluşturulur ki bu izlerin toplanması ile CDP yığma üreterek

yansıma varışlarının sinyal gürültü oranı arttırılabilir.

3.3.1.2. Yatay tabakalarda yansıma

Yansıma metodunda jeofonlar atış noktasına yakın yerlere konmuştur. Böylece,

kaydedilen sismik izin, tabaka sınırlarından dik veya dike çok yakın yansıyan

sinyalleri simgelediği kabul edilir. Yansıtıcı yüzey durumundaki tabaka sınırlarının

yatay olması halinde yansıtıcı nokta, kaynak ile alıcı arasında uzaklığın tam orta

noktasıdır. Jeofon konumları atış noktasından uzaklaştıkça yansıma yörüngesi dikey

olmaktan çıkar. Bu durum dikkate alınarak yansıma kayıtlarında gerekli düzeltmeler

yapılmalıdır. Eğer yansıtıcı tabaka sınırı yatay ise, yer altına gönderilen enerji, atış

noktası ile jeofon arasındaki uzaklığın tam orta noktası yansıtıcı yüzey üzerindeki

izdüşümünden yansıyarak alıcıya gelecektir (Şekil 3.5.A).

25

3.3.1.3 Eğik yüzeylerde yansıma

Yansıtıcı tabaka sınırının eğik olması halinde yansıtıcı sınır üzerindeki yansıma

noktası jeofon ile atış noktası arasındaki uzaklığın ortasının tam altına düşmez (Şekil

3.5.B). Bu durumda sismik kesitlerde yansıma noktasının sismik kesitteki konumunu

gerçek yerine yaklaştırmak için migrasyon dediğimiz kaydırma işlemi yapılmalıdır.

Sonuçta bu şekilde düzeltilen verilerin sismik zaman ve derinlik kesitleri halinde

gösterilmesi bazı karmaşık işlemleri gerektirir.

Şekil 3.5. A: Farklı kaynak noktalarından çıkan ışın takımının yatay yansıtıcıda aynı

noktadan yansıyarak alıcılara gelişini göstermektedir B: Eğimli yansıtıcı

ortamda aynı orta noktadan yansımanın başarılamadığını göstermektedir

3.3.1.4. Yansıma sismolojisinde veri işlem

Yer altının gerçek yapısını elde etmek için, zaman-uzaklık ortamında gözlenen

sismik verilere bir takım işlemler uygulandıktan sonra derinlik-uzaklık ortamına

dönüştürülür. Ancak, bu sonuca gelininceye kadar sismik verilere bir takım

26

düzeltmeler uygulanır. Bu uygulama ne kadar sağlıklı olursa, elde edilen derinlik-

uzaklık eğrisi yeraltındaki jeolojik yapıyı o kadar doğru biçimde yansıtır.

3.3.1.4.1. Ayıklama (Editing)

Sismik verilerin toplanması esnasındaki, kötü hava koşullarının etkisiyle veya aletsel

donanımdaki arızalardan kaynaklanan, bazı yüksek ya da düşük genlikli gürültüler

veriye bozucu etki olarak katılırlar. Bunlara ek olarak, alıcılardaki bağlantı

hatasından kaynaklanan, sismik izin ters polariteli olarak kayıt edilmiş olması da

veriye bozucu bir etki olarak katılabilir.

Yukarıda bahsedilen nedenlerle, veriye karışmış bozuk sinyallerin, verideki

konumlarına göre sınıflandırılarak, bir bölümünün ya da tamamının veriden

ayıklanması gereklidir. Tüm veri gözden geçirildikten sonra, sorunlu kısımlarda

ayıklama yapılır.

3.3.1.4.2. Yükseklik düzeltmesi (Datum Correction)

Yüzeye yakın kesimlerde yansıyan dalgaların izleri, genellikle düşeye yakın

olduklarından, yüzeyde topografyadan dolayı görülen yükseklik farkı, dalganın

seçilen bir referans düzlemi ile yer yüzeyi arasında kalan düşey mesafeyi gitmesi için

gereken zaman (3.5), (3.6) bağıntılarına göre eklenerek veya çıkarılarak giderilir.

Şekil 3.6. Referans düzleminin atış noktasının üstünde seçilmesi durumu

27

e: kuyunun üst kot yüksekliği, E: jeofon yüksekliği, h: kuyu derinliği, V: ortalama

hızı G1, G2, G3 ve G4 jeofon konumları Bu durumda her bir jeofon için yükseklik

düzeltmesi,

V

EehDY

. (3.5)

bağıntısı ile verilir.

Şekil 3.7. Referans düzleminin atış noktasının altında seçilmesi durumu

Referans düzleminin yüksekliğini d olarak kabul edersek. Bu durumda atış noktası

ile jeofonların referans düzlemine indirilmesi için aşağıdaki bağıntı uygulanır.

V

dheEDY

2.

(3.6)

3.3.1.4.3. Otomatik kazanç kontrolü (AGC)

Zamana bağlı olarak azalan genlik, düzeltme fonksiyonu ile çarpılarak yapılır.

Otomatik genlik kazanımı sismik verilere çok sıklıkla uygulanan bir genlik

düzeltmesidir. Belirli bir fonksiyonun veriye uygulanmasıyla birlikte, genlik

kazanımı uygulamasında da anlatıldığı gibi, küresel yayılma kaynaklı genlik

28

azalımlarının en aza indirilmesi hedeflenmektedir. Bu uygulamanın ayrıntıları

aşağıdaki denklem sistemleriyle verilmektedir

2/

2/

)()(lt

lt

tXtA (3.7)

(3.7) eşitliğinde, A(t) pencere içerisindeki mutlak genlik değerlerinin toplamını, X(t),

sismik izi ve l‟de pencere uzunluğunu simgelemektedir. Pencere içerisinde yer alan

ve değeri sıfırdan farklı olan örnekler toplanarak (3.8), ortalama genlik değerleri

Aort(t) her bir pencere için hesaplanır.

,0)(,1

0)(,0)(

2/

2/

lt

lt tx

txtN (3.8)

)(

)()(

tN

tAtAort (3.9)

N(t) pencere içerisindeki sıfırdan farklı örneklerin sayısını gösterirken, Aort(t) ise

ortalama genlik değerini vermektedir (3.9). Genlik değerlerinin ortalamasının

bulunmasının ardından, çıkış genliğini denetleyen bir parametre yardımıyla (S faktör),

genlik faktörü F(t) hesaplanır (3.10.).

)(

)(tAort

StF

faktör (3.10)

Uygulama sonucunda elde edilen sismik iz, hesaplanan genlik faktörü F(t) ile işleme

giren sismik izin çarpımına eşittir (3.11).

O(t) = F(t) * X (t) (3.11)

29

3.3.1.4.4. Dinamik düzeltme (NMO-Normal Move Out)

Şekil 3.8‟de görüldüğü gibi yansıtıcı yüzeyin düz olmasına karşın sismik yansımalar

konkav şekilde olmaktadır. Bunun nedeni dalgaların kaynaktan uzakta yer alan

alıcılara daha geç gitmesidir. Şekilde kaynak 0 nolu istasyondadır. Bu noktada

bulunan bir alıcı dalganın düşey gidiş–geliş zamanını ölçer. Kaynağın iki yanında

simetrik olarak yerleştirilen 1, 2 ve 3 nolu alıcılara gelen dalganın seyahat zamanı ise

kademeli olarak artar. Düşey gidip-gelen yansıma izinin zamanı ile diğer jeofonlara

gelen dalgaların yansıma zamanları arasındaki fark Normal Kayma Zamanı (NMO)

diye isimlendirilir.

NMO düzeltmesinin uygulanma amacı; geometrik yerleri bir hiperbol olan sismik

yansımaların gecikme zamanlarının giderilip, geometrik yerlerinin bir doğru boyunca

tanımlanması ve böylece ofset kaynaklı zaman gecikmesinin kaldırılmasıdır.

Birbirlerinden farklı olduğu bilinen yansıma sinyalleri ve tekrarlı yansımaların

zaman-uzaklık ilişkilerinden faydalanılarak, gürültülerin bastırılması ve

sinyal/gürültü oranının artırılması dinamik düzeltme ile sağlanabilir (Şekil 3.9.).

NMO, kaynak-alıcı uzaklığına, yansıma zamanı ve ortalama hıza bağlı olarak değişir.

022

2

tV

xNMO

t

(3.12)

X: kaynak-alıcı uzaklığı

t0: yansıma zamanı

V: ortalama hız

30

Şekil 3.8. Sismik kayıt üzerinde yansıtıcı yüzeyden elde edilen yansıma parabolü

Şekil 3.9. NMO düzeltmesi yapılmış sinyal

3.3.1.4.5. Bozucu etkilerin atılması (Muting)

NMO işlemi ile herbir kayıttaki sismik izler sıfır açılımlı hale getirilirler. Bu işlem

sırasında alçak frekanslarda bozulma meydana gelir. Bu bozulma uzak açılımlarda

daha da artar. Tekrarlı yansımalar ve kırılan dalgalar da sismik izin şeklini bozan

31

diğer etkenlerdir. İşte bütün bu bozucu etkiler NMO'dan sonra yığma işleminden

önce sıfırlanır. Sıfırlama kötü kısmın izden atılması demektir.

3.3.1.4.6. Ters evrişim (Deconvolution)

Yer içini oluşturan malzeme tam elastik değildir. Bu nedenle de dalga enerjisinin bir

kısmı yer içinde yayınırken soğurulur. Soğurulma frekans bağımlıdır ve yüksek

frekanslı dalgalar yayınırken daha çok soğurulur. Yansıma dalgacığının yüksek

frekanslı bileşenlerinin soğurulması ile dalgacık spektrumu daralır. Frekans

ortamında daralma zaman ortamında bir genişleme yarattığından seçilebilirlik

olumsuz yönde etkilenir.

Dekonvolüsyon sismik dalgacığı sıkıştırarak, verinin çözünürlüğünü arttıran bir

işlem olmasının yanı sıra, tekrarlı yansımaların bastırılmasında da kullanılmaktadır.

Matematiksel olarak düşünüldüğünde, frekans ortamında veriye uygulanan bir germe

işlemi, zaman ortamında sıkışma ile karşılanarak verinin çözünürlüğünde bir artma

sağlar. Bu yöntem yığma öncesi veya sonrası veriye uygulanabilir. Farklı hızlara ve

yoğunluklara sahip tabakaların birbirlerinden sismik yöntemlerle ayırt

edilebilmesinin koşulu sismik empedanslarının farklı olmasıdır. Kaydedilen sinyal,

yerin tepki fonksiyonu ile sismik dalgacığın everişimden oluşmakta, dalgacık ise

kaynak ve kayıt özellikleri, kayıtçı tepkisi v.b. gibi etkenleri içersinde

barındırmaktadır. En ideal durumda, dalgacık eğer bir iğnecik fonksiyonu (spike) ise,

yer tepkisi kaydettiğimiz sinyalin kendisi olur (Yılmaz, 1987).

Özetle dekonvolüsyon yapılmasının nedeni; sismik dalgacığı daha kısa ve tercihen

sıfır fazlı dalgacığa dönüştürmek dolayısı ile ayrımlılığı arttırmak ve yer içinin bazı

filtreleme özelliklerinden dolayı istenmeyen uzun periyotlu olayları kaldırmaktır.

3.3.1.4.7. Filtreleme (Filtering)

Filtreler (süzgeçler) bir giriş verisini istenilen çıkış verisine dönüştüren

düzeneklerdirler (Şekil 3.10.). Bu düzenekler elektrik düzenekleri olduğu gibi

32

sayısalda olabilirler. Günümüzde süzgeç düzenleme, istenilen bir frekans yanıtını

yaklaşık olarak veren devre elemanlarının geometrisinin hesaplanması veya sayısal

düzenekler için, uygun katsayıların seçilmesi yaklaşımı ile yapılmaktadır. Bu tür bir

yaklaşımda çok uzun aritmetik işlemler hızlı bilgisayarların kullanılması ile bir sorun

olmaktan çıkmıştır. Süzgeçler değişik biçimlerde sınıflandırılırlar. Sürekli verilerin

süzülmesinde kullanılan süzgeçlere "analog" süzgeçler denir. Bunlar elektrik

devrelerdirler. Sayısal verilerin süzülmesinde kullanılan düzeneklere ise, sayısal

(dijital) süzgeçler denir.

Bir giriş ve bir çıkışlı süzgeçler aşağıdaki gibi özetlenebilirler. h(t) süzgeç

fonksiyonu giriş verisi x(t) yi çıkış verisi y(t) ye dönüştürür.

Şekil 3.10. Sismik sinyalin filtreleme aşamasının basitleştirilmiş gösterimi

Zaman ortamında;

)(*)()( thtxty (3.13)

frekans ortamında

)(*)()( iwhiwxiwy (3.14)

bağıntıları geçerlidir.

3.3.1.4.8. Sabit hız yığışımı (CV Stack)

Yansıma sinyallerini kuvvetlendirmek gürültüleri bastırmak için ortak bir yansıma

33

noktasından gelen, statik ve dinamik düzeltmesi yapılmış izlerin toplanarak tek bir iz

oluşturulmasına yığma denir. Sismik kesitlerdeki izden ize sürekliliği arttırmak,

rastgele gürültüleri bastırıp sinyali güçlendirmek maksadı ile yapılır. Ayrıca, yine

izden ize süreklilik gösteren uzun dalga boylu reverberasyon, tekrarlı yansıma gibi

ilişkili gürültülerin yok edilmesi veya zayıflatılması maksadı ile de uygulanmaktadır.

Bu bakımdan "stack" işlemine bir tür süzgeçleme gözü ile de bakılabilir.

İlk kez Mayne (1962) tarafından uygulanan "yığma" işlemi; aynı noktadan alınan

izlerinin doğrudan doğruya toplanmasına yönelik idi. Yönteminin kullanılmasında en

etkili sebeplerden biri sinyaldeki sinyal/gürültü (S/G) oranı artırılması olduğunu

anlıyoruz. Teorik olarak doğru olmasına rağmen pratikte bu sonucu sağlamak o

kadarda kolay değildir. Zira sismik izlere statik ve dinamik düzeltmelerin

uygulanması esnasında yapılacak en küçük hatalar ve yeraltındaki tabakaların yatay

olmaması, düşük hız tabakalarının varlığı verilerinin tam eş zamanlı olmasını

önleyerek izden ize kaymalar olacaktır. Bu durum yığma işleminden beklenen

başarıyı olumsuz yönde etkileyebilir. Tam bu noktada benzerlik (coherency)

fonksiyonundan söz etmekte yarar vardır.

Benzerlik fonksiyonu, belirli zaman aralıkları boyunca, sismik izdeki benzerliklerin

hesaplanması sonucu oluşturulur. Neidell ve Taner (1971), tarafından tarif edilen

yöntemde, çıkış/giriş dalgasının enerjisi normalize edilir. Hesaplanan benzerlik

katsayıları 0-1 değerleri arasında değişir. Değer 1‟e eşit olduğunda bu iki sinyalin

birbirinin aynısı olduğu anlamına gelir. Benzerlik fonksiyonun çizdirilip, dikkate

alınarak yapılan hız kestiriminden daha doğru sonuçlar elde edileceği kesindir. Her

bir kesitin hız kestiriminin yapılması aşamasında, benzerlik fonksiyonu dikkate

alınmıştır.

Verilere hız analizinin yapılmasının bir diğer kazancı da, yığma verilerinden elde

edilecek olan sismik sonuçların kalitesini, yani sinyal/gürültü (S/G) oranını

artırmaktır.

34

3.3.1.4.9. Yığma işlemi (CMP Stack)

CMP verisinde aynı noktadan yansıdığı bilinen sismik izlerin üst üste toplanması

yığma işlemi anlamına gelir. Yığma kesitleri sinyal/gürültü oranının artırılması ve

yanal sürekliliğin belirginleşmesi açısından büyük önem taşır. Veride gözlenecek

iyileşmenin miktarı bir başka deyişle S/G oranının ne kadar artacağı tartışılacak

olursa, iyileştirme faktörünü belirleyecek parametreden söz etmek gerekir. S/G

oranındaki artış miktarı teorik olarak ks ile tariflenir. Burada ks parametresi

katlama sayısını göstermektedir (Kanbur, 2002).

Yığma kesitinde veri kalitesinin artırılması temel olarak iki yolla mümkün

olmaktadır. Bunlardan ilki üst üste toplanan sismik izlerde, yeraltı yapısı kaynaklı

sinyalin kuvvetlendirilmesidir. Diğeri ise veride yer alan rastgele gürültülerin

bastırılarak tekrarlı yansımaların zayıflatılmasıdır. İşlem sonucu elde edilecek yığma

kesitinden yapısal unsurlar (faylar, kıvrımlanmalar vb.), yansıma sinyallerinin

oluşturacağı seviyeler, süreksizlikler ve devamlılıklar izlenebilir. Yeraltındaki

yapının iki boyutlu görüntüsünü tanımlayan bu kesitte derinlik ekseni zamandır.

3.3.1.4.10. Sismik göç işlemi (Migration)

Göç işlemi yansımaların ve saçılmaların gerçek yerlerine taşınabilmesini sağlayan bir

tür ters çözüm yöntemi olarak değerlendirilebilir. Yer içerisindeki eğimli yapıların

gerçek yerlerinde görüntülenebilmesi, saçılmaların yok edilebilmesi ve jeolojik

yapının ortaya çıkmasının sağlanabilmesi, yansıtıcı yüzeylerin devamlılığının ve

eğiminin doğru olarak saptanabilmesinin yanı sıra, Fresnel Zonu‟nun yarıçapının

küçülmesiyle birlikte yanal çözünürlüğün artırılması da sismik göç işleminin

hedefleri arasındadır (Yılmaz, 1987). Bütün bunlar göz önüne alındığında sismik

veri-işlem yöntemleri arasında, sismik göç işleminin bu denli önemli bir yer

tutmasının nedeni açıklanmış olur.

35

Göç işleminin gerçekleştirilmesi için tüm bu hedeflerden yola çıkılarak pek çok

teknik geliştirilmiştir. Bu teknikler kullanılarak veriye yığma işlemi yapılmadan önce

veya sonra uygulanabilir.

Göç işlemi uygulamalarının sınıflandırılmasında esas olarak iki ana bölüm

kullanılabilir. Bunlardan ilki veriye analitik yaklaşımda bulunan, RMS (Root Mean

Square) hızlarının kullanıldığı ve tabaka yüzeyleri arasındaki ışın eğriliğinin ihmal

edildiği, zaman ortamındaki göç işlemidir. Diğeri ise tabaka ara hızlarının (interval)

kullanılıp, ışın eğriliğinin algoritmaya katıldığı derinlik göçüdür.

Yukarıda değinilen ana sınıflandırmanın dışında sismik göç işlem teknikleri,

matematiksel yaklaşımlarının farklılıklarına göre sınıflandırılabileceği gibi, ortam

(domain) çeşitlerine göre de sınıflandırılabilirler. Veriye frekans ortamında

uygulanan Stolt migration ve zaman ortamında uygulanan Slant stack migration

bunlara örnek olarak verilebilir.

Şekil 3.11.‟de antiklinal bir yapının, göç işlemi öncesi ve sonrasında, bir sismik

kesitteki görünümü verilmiştir.

36

Şekil 3.11. Yeraltındaki yer alan senklinal bir yapının sismik kesiti ve bu kesitin

Migrasyon yapılmış görünümü (Pasasa vd., 1998)

3.3.2. ReMi yöntemi

3.3.2.1. Genel tanımlar

Kırılma Mikrotremor Yöntemi‟nin genel ilkeleri Louie‟den (2001) özetlenmiştir.

Yapıların sığ makaslama hızlarının tahmini, olması muhtemel bir sarsıntıda

(depremde) o bölgenin tepkisinin önemli bir bileşenini oluşturabilir (Anderson vd.,

1996). Sığ yeraltının makaslama hızlarını bulmak için, yüzey dalgalarının

dispersiyon özelliğinden faydalanılabilir. Aktif bir kaynak yerine çevresel gürültüler,

taşıt, insan gürültüleri, rüzgâr, atmosferik vb. olayların tamamı kullanılabilir.

Kaynağın kökeni belli olmadığı için kaynak her an var olabilir ve her an Rayleigh

dalga yayınımı oluşturabilir. Dolayısıyla dalga yayınımının yönü bilinemez (Asten

vd., 2005). Aktif kaynak kullanılmaması, veri toplama donanımlarının kolay

37

taşınabilir olması, ayrıca kentsel alanlarda uygulama kolaylığı getirmesi vb. nedenler

yöntemin yaygınlaşmasına neden olmuştur.

Ancak ReMi tekniği yalnızca 100 metre derinliğe kadar olan jeolojik yapıların hızını

çözümleyebilmektedir. Daha derin araştırmalar için daha etkili sismik yöntemler ve

mikrotremor kayıtlarıyla gelişmiş cihazlar gerekmektedir (Horike 1985). Yöntemin

uygulanabilmesi için 12 ile 48 arası jeofon, sayısal kayıtçı (ör. Sismik kırılma

cihazları) ve biraz çaba yeterlidir.

Yüzey dalgası faz bilgileri, Yüzey Dalgalarının Spektral Analizi (Spectral Analysis

Surface Wave-SASW) ve mikrotremor dizilim teknikleri kullanılarak makaslama

hızı hesaplanabilir ve buradan da zeminin sağlamlığı yorumlanabilir.

Yüzey dalgalarının özelliklerini, yayınım esnasında ki partikül hareketlerini ve yüzey

dalgalarının dispersiyon özellikleri kısaca Şekil 3.12.‟de açıklanabilir. Yüzey

dalgaları, P ve S dalgalarının serbest yüzeye ulaşmaları ve bu yüzeye paralel

yayılmaları sonucunda oluşur. Yüzey dalgalarının genlikleri artan derinlik ve yanal

değişimlerin etkisiyle sönümlenir.

Şekil 3.12. Araziden alınmış ReMi verisindeki Yüzey Dalgası görünümü. 230 metre

lineer açılım, 24 alıcının 32 saniye süresince çevresel gürültüyü

kaydetmesi ile elde edilmiş işlenmemiş ReMi verisi (Kanbur vd., 2008)

38

3.3.2.2. ReMi yöntemi esasları

Teknik temel olarak 2 esasa dayanır. Birincisi trafikten ya da başka nedenlerle

kaynaklanan çevresel gürültülerin standart sismik kırılma ekipmanı kullanılarak belli

bir zaman süresince lineer olarak kaydedilmesidir. İkinci esas ise kaydedilen bu

verinin hızın tersi olan yavaşlama-frekans (p, f) dönüşümünün yapılmasıdır. Bu yolla

Rayleigh dalgası diğer dalgalardan ayrılır ve görünür hıza karşı gerçek faz hızı tespiti

yapılır. 30sV bilgisinin elde edilmesi temel olarak 3 adımdan oluşmaktadır.

Birinci adım aşağıda verilen ifadeyle düşey partikül hızının p dönüşümünün

yapılmasıdır (Thorson and Clearbout, 1985).

pxidttjdxxAkdtldpppA ,,0 (3.15)

p dönüşümü, çeşitli x noktalarında aynı anda ölçülmüş izlerden oluşan bir

sismik kayıt txA , boyunca çizgi entegrali olarak tanımlanmaktadır. Yavaşlama

olarak tanımlanan xdxdtp ,/ doğrultusundaki eğimi verir. x ve t x ve

t şeklindeki yukarıdaki ifadede gösterildiği gibi ayıklandırılır ve entegral bu ayrık

değerlerin toplamından oluşur. Dönüşümde ortaya çıkan eğimler boyunca belirlenen

değerine karşı gelen x değerlerinden p değeri belirlenir. Eğimi veren bu doğru

boyunca her izdeki genliklerin toplamı belirlenen ve p çiftine karşılık gelecektir

ki bu faz hızını verir.

İkinci adım veriyi p ortamından fp ortamına McMechan ve Yeldin

(1981)‟in gösterdikleri gibi Fourier dönüşümünü yapmaktır.

mkdfiekdtpAmdffpF 2 ,, (3.16)

Bu dönüşümü takiben üçüncü adımda Louie (2001) tarafından gösterildiği gibi güç

spektrumu alınır. Güç spektrumu fpF , ile onun karmaşık eşleniğinden oluşur.

39

fpFfpFfpS ,.,,

(3.17)

Bu şekilde alıcı profili boyunca p çiftinin düz ve ters yöndeki dönüşümlerinin

toplamı alınır.

),(,:),(,, fpSfpSfpFfpFfpS toplam (3.18)

Böylece her iki yöndeki yavaşlık değerlerinin tek bir p ekseninde toplanması

sağlanır ve toplam fpS , fp , uzayında elde edilmiş olur. Bu dönüşümden arka

arkaya uygulanması sonucunda uzaklık zaman tx, ortamında bulunan sismik kayıt

hızın ters olan yavaşlama ve frekans fp, ortamına dönüştürülmüş olur. Şekil

3.13.‟ de ReMi verisinin fp, ortamında dönüştürülmüş hali gösterilmektedir.

Spektrum üzerinde, uyumlu faza karşılık güç spektrumu değerleri büyük olacaktır.

Bunlar işaretlenerek, periyot (frekans) ile faz hızının veya onun bire bölünmüşü olan

yavaşlık değişimi elde edilebilir. ReMi ölçülerinden elde edilen güç spektrumundan

gösterildiği gibi elde edilen dispersiyon eğrisine uyan kuramsal veriyi hesaplamak

gerekir. Kuramsal verinin hesaplanmasında, yer altının elastik tabakalardan oluştuğu

varsayımıyla her bir tabaka sismik S dalga hızı Vs, P dalgası hızı Vp, yoğunluk ve

tabaka kalınlığı h olmak üzere dört parametre ile temsil edilecektir. Rayleigh dalga

hızı, daha çok tabaka kalınlığı ve S dalga hızına bağımlı olduğundan ters-çözüm

işleminde sadece bu iki parametre kullanılabilir.

Ters çözüm ise Rayleigh dispersiyon eğrileriyle en iyi çakışmayı veren düşey

makaslama hız profillerinin tahminidir. Rayleigh dalgası dispersiyon eğrileri sıkışma

dalgalarına oldukça duyarlı olduğundan genellikle yalnızca makaslama dalga hızı (S

dalga hızı) ters çözümü yapılır (sıkışma dalgaları ve yoğunluğu içermeyen). Global

ve yerel arama olmak üzere iki farklı ters-çözüm stratejisi uygulanır. Global arama

yordamına çok geniş model uzayı ve herhangi bir sayıdaki parametre (örneğin tabaka

kalınlıkları) kolayca eklenebilir. Global arama yerel arama yönteminden daha çok

yineleme gerektirir (Malovichko vd., 2005).

40

3.3.2.3. ReMi yönteminde sismik kırılma ekipmanlarının kullanılması

ReMi yönteminde sismik kırılma donanımı kullanımı Louie‟den (2001)

özetlenmiştir. Yüzey dalgası hızı dispersiyon kayıtları için iki temel etken

sağlanmalıdır. Birincisi her bir kanal için grup dizilimden çok tek jeofon kullanmak,

ikincisi 12 veya daha çok jeofonlu doğrusal serilim kullanmak. Daha çok sismik

kırılma çalışmalarında olduğu gibi genellikle tek jeofon kullanımı yaygındır.

Bir başka önemli bileşen, deneysel kurulumlarda her bir alıcı arasındaki mesafenin 8-

20 metre arasında bırakılarak çok kanallı serilimlerin yapılmasıdır. Bu durumda çok

fazla kablo gerekecek ve tıkanmış trafiği olan kentsel alanlarda çok zorluklar

yaşanacaktır. Buna karşılık bağımsız taşınabilir kayıtçılarla caddelerde gridler

oluşturulabilir (Strobbia 2005).

3.3.2.4. Rayleigh faz hızı dispersiyonunun işaretlenmesi

Louie (2001)‟den özetle, bu analizde gürültü kayıtlarının spectral normalizasyonu

için sadece McMechan ve Yedlin‟nin (1981) güç-oranı spektrumu hesaplanarak

eklenir. Bütün yavaşlıkların üzerindeki ortalama gücün büyüklük sırası bir frekanstan

diğerine farklı olabilir. Bu yöntemde, fpStoplam , toplam görüntüsünde veya tek tek

SA fp , görüntülerindeki frekanslarda olan bütün yavaşlıklar boyunca, ortalama

güce karşı her bir yavaşlık-frekans bileşiminde spektral güç oranı R(|p|,f) alınır:

1,0

,

,,

npjfldppS

npfpSfpR (3.19)

Burada np, orijinal yavaşlık adımları sayısı olan 2np‟nin yarısıdır. Birçok durumda

spektral oran görüntü sonuçlarında çok net bir şekilde dispersiyon eğrisi boyunca

sıralanmış şekilde görülebilir. Spektral oranların p-f görüntülerinden doğrudan

dispersiyon eğrisi yorumlanıp başarılı şekilde işaretlenebilir.

41

Şekil 3.13. p-f görüntülerinden faz hızlarının işaretlenmesi (siyah renkli kareler ile

gösterilmiştir)

3.3.2.5. Yüzey dalgası dispersiyon eğrilerinin modellenmesi

Jeofizikte modelleme, inceleme alanında kullanılacak yönteme de bağlı olarak,

yeraltının gerçek jeolojik durumunun yalınlaştırılarak kullanılmasıdır. Bu

yalınlaştırılmış model gerçek dünyaya uygun olarak seçilmelidir. Modeller yeraltını

en iyi temsil edecek şekilde oluşturulur. Jeofizik yöntemde kullanılan 3 tür

modelleme vardır. Bunlar sırasıyla, bir-boyutlu (1B), iki-boyutlu (2B) ve üç-boyutlu

(3B) modellerdir.

Bir boyutlu modellemede yeraltının birbirine paralel kendi içinde homojen ve izotrop

katmanlardan oluştuğu varsayılır ve en basit modellemedir. İki boyutlu modellemede

yeraltı katmanları iki eksen doğrultusunda değişim gösterecek şekilde dörtgen

prizmalara bölünür. Böylece çalışma alanında yatay ve düşeydeki değişimler

bulunurken, yatay eksene dik olan diğer eksen doğrultusunda birimler homojen ve

izotropdur. Üç-boyutlu modellemede ise yeraltının üç eksen doğrultusunda da

42

değişim gösterdiği düşünülerek kendi içinde homojen izotrop olan küplerden

oluştuğu varsayılır (Louie, 2001).

ReMi verisi toplanıp işlendikten sonra Rayleigh dalgası faz hızları frekansa (veya

periyot) bağlı olarak elde edilir. Faz hızlarının frekansın fonksiyonu olarak çizilmesi

dispersiyon eğrilerini oluşturur. Ancak bu eğrilerin hangi yeraltı modeline ait olduğu

ve gerçek yeraltı katman parametreleri bilinmeyenleri oluşturur (Şekil 3.14.).

Şekil 3.14. Ölçülen dispersiyon eğrilerinin karşılık geldiği model parametreleri

bilinmeyenleri oluşturumunun gösterimi

Elde edilen bu eğrilerin ters çözümünden tabakaların fiziksel özelliklerini temsil

eden parametrelere ulaşılmaya çalışılır. Bu amaca yönelik olarak önce ölçüm yapılan

yeraltının modellenmesi gerekir. Modelleme 1B olup, her katman homojen izotrop

ve yeryüzüne paralel ve homojen yarı uzay içerisinde yer alır. Her tabaka; H tabaka

kalınlığı, P dalga hızı Vp, S dalga hızı Vs, Lame katsayıları λ, μ veya Bulk modülü k

ya da yoğunluk ρ ile temsil edilir (Şekil 3.15.). Dispersiyon eğrileri Vp ve Vs dalga

hızlarına özellikle Vs dalga hızına fazlaca duyarlıdır. H tabaka kalınlığına ise daha az

duyarlıdır.

Parametreleştirme işlemi gerçekleştikten sonra kurulan 1B yeraltı modelinin ölçülen

verileri temsil edip etmediğine bakılır. Bu yüzden kurulan modelin düz çözümü

yapılarak böyle bir modelin üreteceği dispersiyon eğrileri elde edilir. Kurulan

kuramsal modelden elde edilen veriler kuramsal dispersiyon eğrilerini oluşturur

(Şekil 3.16.).

43

Şekil 3.15. Yeraltının 1B modellenerek parametreleştirilmesi

Şekil 3.16. Verilen tabakalı modelden yüzey dalgasının yayılım özelliklerinin tahmin

edilmesi

Kuramsal dispersiyon eğrisi ile ölçülen dispersiyon eğrisi karşılaştırılır. Eğriler

arasındaki benzerlik yeterli ise kurulan yeraltı modelindeki parametrelerin gerçek

yeraltını ve katmanların özelliklerini temsil ettiği kabul edilir ve aranan çözüm

bulunmuş olur.

3.3.2.6. Yüzey dalgası dispersiyon verilerinin ters çözümü

Ölçülen bir veri kümesinden parametre değerlerinin hesaplanması ters çözüm olarak

adlandırılır. Veri ile parametreler arasındaki ilişkilere bağlı olarak problemler

doğrusal olmayan ve doğrusal olmak üzere ikiye ayrılır. Yüzey dalgası kayıtlarından

elde edilen dispersiyon eğrisinden katman parametrelerinin bulunması doğrusal

olmayan bir ters çözüm işlemidir. Bu ters çözüm işleminde model parametrelerinden

kuramsal veri elde edilir ve kuramsal ile ölçülen veri arasındaki farkın en az olması

44

sağlanmaya çalışılır. Bu ölçüt gerçekleşmez ise model parametreleri belirli

yöntemlere göre değiştirilerek tekrar kuramsal veri hesaplanır. Bu işlemler kuramsal

ile ölçülen veri arasındaki uyumun istenen ölçütlere uygunluğu sağlanana kadar

devam eder. İşlem sonunda elde edilen model parametrelerinin yer altını temsil

varsayılır.

Model parametrelerinin çözümü, ölçülen veri sayısına, ölçüm yöntemlerine, gürültü

içeriğine, kullanılan modele ve ters çözüm algoritmalarına bağlı olarak değişiklik

gösterebilir.

Ters çözüm yöntemlerinde kullanılan ağırlık katsayılarının hesaplanması Başokur

(2002) tarafından yazılan program algoritmasında nasıl olduğu aşağıda açıklanmıştır.

Bu çalışmada da ağırlıklı katsayılar benzer şekilde hesaplanmıştır.

3.3.2.6.1. Ağırlıklı katsayılarının hesaplanması

Ağırlık katsayılarının hesaplanması Başokur (2002)‟den özetlenmiştir. Önerilen

yöntemde veriye ağırlık katsayısının atanması, bir yuvarlatma işlemi sonucundan

yararlanılarak gerçekleştirilir. Yuvarlatma işlemi ölçülen veriden daha az gürültü

kapsayan verinin elde edilmesi olarak tanımlanabilir. Bu çalışmada kullanılan

yöntem m adet kuramsal fonksiyonun doğrusal bileşiminin, ölçülen verinin sayısal

değerlerine yaklaştırılması temeline dayanır. O halde yaklaştırma fonksiyonu,

m

j

jii xgbxyj

1

);()( i=1,2,…..,n (3.20)

olarak tanımlanır.

Bu eşitlikte n veri sayısı, m çakıştırma fonksiyonlarının sayısıdır. εj

çakıştırma

fonksiyonlarının yatay eksen boyunca yerleşmesini sağlar ve çakıştırma

fonksiyonunun sayısı ile kullanılan frekansın aralığına bağlı olarak önceden saptanır.

45

Böylece (3.20) eşitliği di

ölçü değerlerine bir yaklaşım sağlayan yi

kuramsal

verilerine karşılık gelir. bj katsayıları ise bilinmeyen katsayılar olup kuramsal veriyi

ölçülen veriye yaklaştıran katsayılar olarak anılır ve hesaplanması gerekir. bj

ayrıştırma katsayıları adını alır (Santani ve Zambrano 1981).

(3.20) eşitliğindeki g(x;ε) çakıştırma fonksiyonu verinin davranışına benzerlik

gösteren bir fonksiyon olarak seçilmelidir. Sayısal hesaplamaları yürütmek için

ε1=0.5x

1 ve ε

m=x

m olarak alınır. x

1 ve x

m sırasıyla en büyük ve en küçük yatay eksen

değerleridir. Diğer εj

katsayıları çakıştırma fonksiyonları yatay eksen üzerinde

homojen dağılacak şekilde hesaplanır. (3.20) eşitliğini dizey formunda yazılıp bj

katsayıları hesaplanırsa;

1*3

2

1

)(

)(

)(

nxy

xy

xy

=

3

2

1

*21

22212

12111

.

);();();(

);();();(

);();();(

b

b

b

xgxgxg

xgxgxg

xgxgxg

mnmnnn

m

m

(3.21)

elde edilir. kısa gösterimle yazılacak olursa;

y=G.b (3.22)

elde edilir. bj

katsayıları ölçülen veri ile kuramsal verinin çakışmasını sağlayan

katsayılar olduğundan, hesaplamak için hata enerjisinden faydalanılır ve

1*nn

n

n

e

e

e

=

mnnn xyd

xyd

xyd

*

22

11

)(

)(

)(

(3.23)

eşitliği ölçülen veri ile kuramsal veri arasındaki farklar olmak üzere ve w ağırlık

katsayıları da hata enerjisi içerisine katılırsa;

46

E(b)=eT

e=w(d-y)T

(d-y) (3.24)

E(b)=w(d-Gb)T

(d-Gb) (3.25)

E(b)=wT

dT

d-wT

dT

Gb-wGT

bT

d+wGT

bT

Gb (3.26)

elde edilir. b katsayılarına göre türev alınıp sıfıra eşitlenirse,

0)(

TTTTTT bwGGGbwGdwGGdw

db

bE (3.27)

b=[(wG)T

Gw]-1

(Gw)T

d (3.28)

elde edilir. (3.2) eşitliğinde b yerine yazılırsa,

y=G[(wG)T

(Gw)]-1

(Gw)T

d (3.29)

yaklaştırma fonksiyonunun değerleri elde edilir. y yaklaştırma fonksiyonu

hesaplanırken ağırlık katsayıları bire eşit alınıp, b katsayıları hesaplanır. Algoritma

ikinci kez yinelenir ve ikinci b katsayılarının hesaplanmasında izleyen ağırlık

katsayıları kullanılır:

2

2)(exp

iii

ydw (3.30)

Burada α biçim katsayısı olup,

n

i

ii ydn 1

2 (3.31)

47

olarak elde edilir. Bu katsayı, verinin tamamına ait gürültü bilgisini, bir yatay eksen

değerine ait verinin ağırlık katsayısının hesaplanmasına aktarır. Bu eşitlikte di ölçülen

veri, yi

yaklaştırma fonksiyonundan elde edilen veri, n veri sayısıdır. (3.30)

bağıntısından görülebileceği gibi ölçülen ve kuramsal veri birbirine yakın ise wi

katsayıları bire yakın, çok farklı ise sıfıra yakın değerler çıkar. Bu işlemin amacı

gürültü ve ölçü yanılgılarının veya modelden sapmaların fazla olduğu ölçü

değerlerinin hesaplamalara etkisinin azaltılmasıdır (Başokur vd., 1997a; Başokur

1999).

Ters-çözüm işleminde kullanılan katsayılar ise yukarıda açıklanan yuvarlatma

işleminin sonucunda hesaplanan yuvarlatılmış değerler kullanılarak, (3.30) ve (3.31)

bağıntılarından yeniden elde edilir. Bu katsayı, verinin tamamına ait gürültü bilgisini,

bir yatay eksen değerine ait verinin ağırlık katsayısının hesaplanmasına aktarır. Bu

eşitlikte di

ölçülen veri, yi

yaklaştırma fonksiyonundan elde edilen veri, n veri

sayısıdır. (3.30) bağıntısından görülebileceği gibi ölçülen ve kuramsal veri birbirine

yakın ise wi

katsayıları bire yakın, çok farklı ise sıfıra yakın değerler çıkar. Bu

işlemin amacı gürültü ve ölçü yanılgılarının veya modelden sapmaların fazla olduğu

ölçü değerlerinin hesaplamalara etkisinin azaltılmasıdır (Başokur vd., 1997a;

Başokur 1999). Ters-çözüm işleminde kullanılan katsayılar ise yukarıda açıklanan

yuvarlatma işleminin sonucunda hesaplanan yuvarlatılmış değerler kullanılarak,

(3.30) ve (3.31) bağıntılarından yeniden elde edilir.

48

4. ARAŞTIRMA BULGULARI VE TARTIŞMA

Isparta-Gönen arasında kalan bölgede ana kaya derinliğini ve bu ana kayayı örten

çökel yapıyı tespit edebilmek için yansıma sismolojisi ve yüzey dalgaları analiz

yöntemlerinden ReMi kullanılmıştır. Yansıma sismolojisinin temel prensiplerine

bağlı kalınarak Şekil 1.C‟de görülen 660 metrelik AB profili boyunca yansıma verisi

elde edilmiştir. Yüzey dalgaları analiz yöntemlerinden ReMi ile ise Şekil 1A ve

1B‟de görülen CD profilinde 650 metre, XY profilinde 3 km‟lik açılım yapılarak

veriler elde edilmiştir.

Elde edilen sismik yansıma verileri jrg paket programı ile veri işleme tabi tutulup bu

veri işlem aşamaları Şekil 4.1.‟de şematik olarak gösterilmiştir. Bu aşamada veriye

ait olan veri işlem parametreleri ise Çizelge 4.1.‟de verilmiştir.

Çalışmada kullanılan diğer yöntem ReMi ile elde edilen veriler ise ReMi Vspeckt

programı ile analiz edilip, CD profilinde alınmış 8 numaralı kayıt üzerinde bu analiz

aşamaları Şekil 4.2.‟de gösterilmiştir. ReMi verilerine ait veri işlem parametreleri

Çizelge 4.2.‟de verilmiştir.

Çizelge 4.1. Sismik yansıma verisi veri işlem parametreleri

Örnekleme Aralığı (sn) 0.0005

Kayıt Boyu (sn) 2

Örnek sayısı 4000

Kanal Sayısı 24

Kanal Aralığı (m) 5

Atış sayısı (shot) 66

Atış aralığı (m) 10

Yakın Ofset (m) 20

Uzak Ofset (m) 135

Başlangıç Hızı ( 0V ) ,(m/s) 200

Hız Adedi (nV) 50

49

Şekil 4.1. Yansıma sismolojisinde veri işlem akış diyagramı

50

Çizelge 4.2. ReMi verileri için veri işlem parametreleri

Profil CD XY

Örnekleme Aralığı (sn) 0.002 0.002

Kayıt Boyu (sn) 32 32

Örnek sayısı 16000 16000

Kanal Sayısı 24 24

Kanal Aralığı (m) 10 10

Atış sayısı (shot) 14 13

Atış aralığı (m) 50 250

Yakın Ofset (m) 0 0

Uzak Ofset (m) 230 230

Şekil 4.2. ReMi verisinin analiz aşamalarının XY profilini üzerinde 6 numaralı kayıt

üzerinde gösterimi

51

4.1. Yansıma Sismolojisi Yönteminin Uygulanması

4.1.1. Sismik verinin hız analizine hazırlanması

Yansıma sismolojisinde verinin hız analizine hazırlanması ham veriye genlik

kazanımı ve gürültülerin filtrelenmesinden oluşur. Bu aşama aslında yansıma

sinyalinin bulunduğu frekans bandı dışında kalan frekansların veriden atılması

işlemidir.

Sismik veride yansıma seviyelerinin bulunduğu frekans bandını tespit etmek için

öncelikle veri genel olarak incelenir. Bu incelenin ardından yansıma seviyelerini

belirginleştirmek için genlik kazanımı yapılır. Genlik kazanımın yapılması ile sismik

verinin güç spektrumu alınarak verinin frekans bandı aralığı belirlenir. Sismik

verinin frekans bandının belirlenmesinin ardından filtreleme işlemi için en uygun

geçiş bandı aralığı belirlenerek sismik veri hız analizine hazırlanmış olur. Şekil

4.3.‟te çalışmada elde edilen 66 adet yansıma verisine uygulanan veri işlem

aşamaları 6, 27, 46, 61 numaralı kayıtlar üzerinde Şekil 4.4., 4.5., 4.6., 4.7., 4.8.,

4.9.„da gösterilmiştir.

Yapılan bu veri işlem aşamaları ile verideki yansıma seviyelerinin en iyi 20-180 Hz

frekans aralığında ortaya çıktığı görülmüştür (Şekil 4.7.). Orijinal sismik verinin

bozulmasını önlemek için eğimleme kuralına uygun olarak 18-22 Hz ve 170-190 Hz

frekans bandları ile band geçişli filtreleme yapılmıştır (Şekil 4.8.). Böylelikle S/G

oranı yükseltilmeye çalışılmıştır.

52

Şekil 4.3. 66 adet sismik yansıma verisinin genel görünümü

Şekil 4.4. A:6, B:27, C:46, D:61 numaralı ham sismik verilerin görünümü

53

Şekil 4.5. A:6, B:27, C:46, D:61 numaralı sismik verilere genlik kazanımı (tegain)

uygulamasının ardından görünümü

Şekil 4.6. A:6, B:27, C:46, D:61 numaralı sismik verilere otomatik genlik kazanımı

(AGC) yapılmasının ardından görünümü

54

Şekil 4.7. A:6, B:27, C:46, D:61 numaralı sismik verilerin güç spektrumlarında X:

Alçak geçiş band aralığı Y: Yüksek geçiş band aralığı

Şekil 4.8. 12 numaralı yansıma verisinde; A: Ham veri, B: Düşük frekans aralığı

seçilerek filtrelenmiş veri <20 Hz, C: Yüksek frekans aralığı seçilerek filtrelenmiş

veri >180 Hz, D: Uygun filtre aralığı seçilerek filtrelenmiş veri 20-180 Hz

55

Şekil 4.9. A:6, B:27, C:46, D:61 numaralı sismik verilerin 20-180 Hz band geçişli

filtre ile filtrelenmesi

4.1.2. Hız analizi ve sismik yığma

Ön işlemlerden geçirilen sismik yansıma verisine, ortak derinlik noktası yığma (CMP

stack) tekniği kullanılarak sismik yığma kesitleri elde edilmiştir. Sismik yansıma

verileri atış toplamaları (shot gathers) şeklindedir. CMP yığma terimi bir teknik

ifadedir ve sismik atış toplamasında bulunan çoklu ofsetteki izleri sıfır ofsetli tek bir

ize indirger. Her toplamadaki iz grubu CMP yığma kesiti içerisinde toplanır. Bu

işlem normal kayma düzeltmesi (NMO-Normal Move Out) uygulanarak yapılır.

Yapılan işlem kullanılan hız modellerine göre her sismik toplamanın zaman eksenini

görmesinden ibarettir (Kanbur, 2002; Durhan, 2008).

CMP yığma işlemi CMP (Common Mid Point) toplaması veya CDP (Common

Depth Point) toplaması ifadeleriyle tanımlanır. Her CDP toplaması NMO düzeltmesi

yapılarak toplanır. Böylece sismik sonuç tek bir izde toplanmış olur. Bu sismik iz

tanımlanan her orta nokta için inşa edilir ve oluşturulan toplama CDP adı verilir

(Steeples and Miller, 1990) .

56

NMO‟nun seçiminde yığma hızı CMP yığma için gereklidir. Hız modelini elde

etmek için hız analizi yapılmalıdır. Bundan dolayı çalışma alanının CMP yığma

görüntülerini üretmek için ham atışa ya da CMP toplamalarına 50 m/s artışlı deneme

hızlarıyla yığma uygulamaları yapılmıştır. CMP toplamalarının ofset üzerinde

toplanmasıyla CMP‟yi meydana getirerek, NMO yığma hızına uygun olan yer hızı

bulunmuştur.

NMO ve yer hızı birbirine ne kadar yaklaşırsa toplamada genlikler o ölçüde büyük

olur. Bu nedenle sabit hızla meydana gelen baskın olaylar, CDP yığmasındaki hızın

en etkili olduğu ofset ile derinlik boşluğundaki yerleri temsil eder.

Uygun olan yığma kesitini tespit etmek için CDP kesitlerinden elde ettiğimiz hız

modeli içerisinde, beklenmedik yüksek veya düşük aralıktaki hızlara karşılık gelen

noktalar ya da hızın derinlikle düştüğü hız pikleri, önceden birleştirilmiş CDP

yığmalarıyla yeniden incelenerek yanlış seçilmiş bu hız pikleri doğrulanır. Sonuçta

sabit hızlar kullanılarak oluşturulan yığma kesitlerinden seçilen piklerden, elde

edilen hızlarla yığma işlemi yapılır ve gerçek yığma kesitine ulaşılır.

Sismik yansıma profilinde seçilen 350 m/s, 600 m/s, 625 m/s ve 650 m/s „lik NMO

hızlı değişimler sismik kesitler üzerinde Şekil 4.10.„da gösterilmiştir. NMO

hızlarının belirlenmesi ile CMP yığma kesiti elde edilerek yorumlanmıştır (Şekil

4.11.).

57

Şekil 4.10 Hız analizi ile elde edilen NMO hız kesitleri. 1: 350 m/s hız değeri

verilerek elde edilen NMO hız kesiti, 2: 600 m/s hız değeri verilerek

elde edilen NMO hız kesiti, 3: 625 m/s hız değeri verilerek elde edilen

NMO hız kesiti, 4: 650 m/s s hız değeri verilerek elde edilen NMO hız

kesiti

58

Şekil 4.11. Kampüs-Kayıköy (AB profili) sismik yansıma yığma kesiti ve yorumu

59

Öncelikle veri işlem aşamalarından geçirilerek sinyal/gürültü oranı yükseltilmiş

sismik veri hız analizinin de yapılması ile yığma hızlarının bulunmasının ardından

Şekil 4.11.‟de gösterilen CMP yığma kesiti elde edilmiştir. Elde edilen kesit

yorumlanarak kesiti oluşturan birimlerin sınırları çizgiler ile belirlenmiştir. Kesitin

elde edildiği AB profilinin doğu bölümünde bulunan alanlarda açılan kuyu verisi

(Şekil 4.12.) incelenerek sismik yığma kesitinden elde edilen süreksizlik sınırları ile

kuyu verisindeki litoloji sınırlarının birbirleri ile uyumlu olduğu gözlenmiştir. Yığma

kesiti üzerindeki ifade edilen jeolojik birimler bu kuyu verileri doğrultusunda

yorumlanmış ve şu şekilde tanımlanmıştır,

a) Kumlu kil

b) Kumlu kil tüf elemanlı

c) Killi kumlu tüf

d) Çakıllı kum

e) Çakıllı kum tüf elemanlı

f) Söbüdağ kireçtaşı üyesi ana kaya

Çizelge 4.3.‟de CMP yığma işleminde kullanılan gidiş-geliş zamanları, hızlar ve

bulunan derinlikler gösterilmiştir. AB profiline ait tabaka derinlikleri (4.1), bu

profillere ait ortalama hız değerleri ise (4.2) bağıntısı ile hesaplanmıştır.

Derinlik (m) = Hız (m/s) x Zaman (s) / 2 (4.1)

Ortalama Hız (m/s) = Derinliklerin Toplamı (m) / [Zamanların Toplamı (s) / 2] (4.2)

60

Şekil 4.12. Çalışma alanında elde edilmiş sondaj logu (Şekil 1.A.), (Sondaj verisi

DSİ Isparta bölge müdürlüğünden elde edilmiştir)

Çizelge 4.3. CMP yığma işleminde kullanılan gidiş-geliş zamanları, yığma hızları ve

derinlikler

Profil Gidiş Geliş Zamanı

(s)

Yığma Hızı

(m/s)

Derinlik (m)

AB

0.08 350 14

0.14 600 42

0.26 625 81

0.52 650 169

61

AB profilinde derinliklerin ile elde edilmesiyle birlikte (4.2) den ortalama hız 624

m/s olarak hesaplanmıştır. Ortalama hızın bulunması ile birlikte (4.1) bağıntısından

derinlikler elde edilmiştir.

Çizelge 4.4. CMP yığma işleminde kullanılan gidiş-geliş zamanları, ortalama hızlar

ve derinlikler

Profil Gidiş Geliş Zamanı

(s)

Ortalama Hız (m/s) Derinlik (m)

AB

0.08 624 25

0.15 624 44

0.26 624 81

0.52 624 163

Elde edilen ortalama hızdan yararlanılarak ortalama derinlik 624 metre olarak

hesaplanmıştır. Sismik yansıma kesitinde 250 metrelik kısım yorumlanmıştır.

4.2. ReMi Yönteminin Uygulanması

Çizelge 4.2.„de CD ve XY profillerine ait veri işlem parametreleri verilmiştir. Bu

parametreler doğrultusunda tekniğin temeline uygun olarak zaman-uzaklık

ortamından p dönüşümü yapılarak güç spektrumları elde edilmiştir. Her bir

ölçüm noktasında remi spektral oranını yükseltmek için 7-10 arasında ölçüm alındığı

için her bir ölçümün spektrumu üst üste yığılarak ortalamaları alınmış ve veri kalitesi

arttırılmıştır. Spektrum üzerinde uyumlu faza karşılık gelen frekans değerleri

işaretlenerek frekans bağımlı faz hızı eğrisi elde edilmiştir (Şekil 4.13.). Kurumsal

veri ile frekans bağımlı faz eğrisinin ters çözümü ile derinlik hız kesiti elde edilmiştir

(Şekil 4.14., 4.15.).

62

Şekil 4.13. CD profilinde alınmış 12 numaralı veriye uygulanan veri işlem aşamaları.

A: ReMi verisi B: p dönüşümü ile elde edilen güç spektrumu ve

frekans bağımlı faz hızı eğrisi C: S-Dalgası derinlik-hız kesiti

CD ve XY profilleri üzerinde bir ölçüm noktasında bu işlemlerin yapılıp derinlik- hız

kesitlerinin çıkarılması ile birlikte bu kesitler rool-along tekniği ile yan yana bir hat

boyunca birleştirilerek iki boyutlu derinlik-hız kesitleri her iki hat için bulunup Şekil

4.14. ve 4.15. yorumlanmıştır.

63

Şekil 4.14. Söbüdağ-Senirce hattı (CD profili) ReMi derinlik-hız kesiti

64

CD profilinden elde edilen kayma dalgası derinlik-hız kesitinde Şekil 4.14.‟te

görüldüğü üzere genel olarak üç birimden söz etmek mümkündür. Kanbur (2008)‟de

elde edilen kesit ile benzerlik gösteren bu kesitte tabaka hızları ve bu hızlara karşılık

gelen birimler şu şekilde yorumlanmıştır;

1- Bir ile gösterilen tabaka yüzeyden yaklaşık 10-15 metre derinlikte hat

boyunca devam etmektedir. Kayma dalgası hızı 250 m/s olarak elde edilen bu

tabaka ova çökellerini göstermektedir.

2- İki ile gösterilen tabaka yüzeyden yaklaşık 25-30 metre derinliktedir. Kayma

dalgası hızı 450 m/s olan tabaka alüvyon yelpaze birimine karşılık

gelmektedir.

3- Üç ile gösterilen yaklaşık 45-55 metre derinlikten aşağılara uzanan tabaka ana

kaya yapısına işaret etmektedir. Bu seviyenin kayma dalgası hızı 980 m/s

olması itibariyle bu yapı Söbüdağ kireçtaşı üyesi ana kaya olarak

yorumlanmıştır.

65

Şekil 4.15. Çünür-Şehir merkezi (XY profili) ReMi derinlik-hız kesiti

66

Çalışma sahasındaki en uzun hat olan XY profilinden elde edilen kesit Şekil 4.15.‟de

verimiştir. Kesitte de görüleceği üzere profil 3 km‟lik bir alanın yapısal özelliklerini

ifade etmektedir. Daha önce bu çalışma profilinin kuzey ve güney kısımlarında

yapılan Kanbur vd. (2008), Kanbur ve Kanbur (2009) çalışmalardan elde edilen

kesitler ile uyum içerisinde olan derinlik kesitinde elde edilen yapılara ait hızlar ve

bu hızlara karşılık gelen jeolojik birimler şu şekilde yorumlanmıştır;

1- Yüzeye yakın sığ kısımda gösterilen yaklaşık 20-25 metre derinliklere

kadar devam eden ve kayma dalga hızı 275 ile 400 m/s arasında değişen

tabakalar Kanbur ve Kanbur (2009)‟da da belirtildiği üzere güncel ova

çökelleri,

2- Profilin ilk kısmında yüzeye yakın seviyelerde olmasına karşın profil

üzerinde ilerledikçe yavaş yavaş derine dalan ve yüzeyden 50 metre ile

100 metre arasında devam eden kayma dalgası hızı 540 m/s olan yapı

Plio-Kuvaterner çökel birim,

3- Profilin yaklaşık ilk bir km‟lik kısmına kadar devam edip, daha sonra

etkisini kaybeden kayma dalgası hızı 760 m/s olan yapı Gölcük

Volkanikleri, bu birim içinde (?) işareti ile gösterilen kısım Kanbur vd.

(2008)‟de de belirtilen Çünür Tepe andeziti olarak yorumlanmıştır.

67

5. SONUÇ

Bu çalışmada Isparta-Gönen arasında kalan bölgede ana kaya derinliğini ve bu yapıyı

örten çökel yapının stratigrafik özellikleri, yansıma sismolojisi ve yüzey dalgası

analiz yöntemlerinden ReMi tekniği ile ortaya çıkarılamaya çalışılmıştır.

SDÜ‟nün güneyinden ovaya doğru atılan kampüs-Kayıköy yansıma profili boyunca

elde edilen sismik yansıma kesiti yorumuyla 6 değişik çökel tabaka ayırt

edilebilmiştir. Sonuçlar çalışma alanının etrafında yapılan daha önceki Kanbur vd.

(2008) çalışma ve çalışma profilinin yakınında bulunan kuyu verisi ile uyum

içerisindedir. Bununla birlikte açılım geometrisinden ötürü ince tabakalar kesitte

gözükmemektedir. Üst kısımlarda kum, kil ve tüf seviyeleri, alt kısımda Kanbur vd.

(2008) tarafından gösterilen Kayı Köyü formasyonunu oluşturan çakıl, kum ve çakıl-

kum ardalanmaları ile yaklaşık 165 metre derinlikte ana kaya olarak nitelendirilen

formasyon görüntülenmiştir.

Yansıma kesitinde ana kaya SDÜ öğrenci yurtlarında 15-20 metre derinlikte başlayıp

ovaya doğru keskin bir dalım yapıp profilin sonlarında 165 metreye kadar

inmektedir. Dalımdan ana kaya derinliğinin devam etmekte olduğu anlaşılmaktadır.

Bu derinliklerde ara yüzey net bir şekilde ortaya çıkmamaktadır.

Söbü Dağının kuzey kısmında dağdan Gönen yönüne doğru 650 metrelik Söbüdağ-

Senirce profili boyunca 14 ölçü noktasında elde edilen ReMi verisi tek tek işlenerek

hız-derinlik ortamına dönüştürülmüş ve iki boyutlu hız-derinlik kesiti elde edilmiştir.

Kesit yatayda 650 metre uzaklığı düşeyde 100 metre derinliği göstermektedir. Şekil

incelendiğinde, düşey yönde 3 farklı ana hız ortamı göze çarpmaktadır. ReMi

kesitinden elde edilen temel hızlar ve arazi gözlemleri birleştirilerek çalışma alanına

ilişkin jeolojik yorum şu şekildedir. Yüzeyde 250 m/s kayma dalgası hızına sahip

olan kısım güncel ova çökelleri, 980 m/s‟lik hız ile sınırlanan 450 m/s‟lik kısım

alüvyon yelpaze, 980 m/s hıza sahip olan yapı ise Söbüdağ kireçtaşı üyesi ana kaya

yapısı olarak ortaya çıkmıştır.

68

Çünür ve şehir merkezi arasında kalan ova üzerinde yaklaşık 3 km‟lik bir profil

boyunca elde edilen ReMi verisi tek tek işlenerek hız-derinlik ortamına

dönüştürülmüş ve tek boyutlu bu bilgiler birleştirilerek iki boyutlu hız-derinlik kesiti

elde edilmiştir. Kesit yatayda 3000 metre uzaklığı düşeyde 100 metreyi

göstermektedir. Kesit incelendiğinde, düşey yönde 4 farklı ana hız ortamı göze

çarpmaktadır. 275 m/s kayma dalgası hızına sahip kısım genç ova çökelleri, 400 m/s

lik 540 m/s‟lik seviyesine kadar devam eden yapı güncel çökeller, kesitin orta

kısmından itibaren derinleşen 540 m/s‟lik birim Plio-Kuvaterner çökeller, 760 m/s

hıza sahip olan profilin ilk kısmında ortaya çıkan birim ise Gölcük Volkanikleri

olarak belirlenmiştir.

Remi profillerinden elde edilen kesitler incelendiği zaman ana kaya yapısının

yaklaşık 100 metre seviyelerinde kalan kısma kadar belirlendiği ve bu yapının

üzerindeki çökel birimler net bir şekilde ortaya çıkmaktadır. Ancak açılım

geometrisinden ötürü çökel yapıların tespitinde ince tabakalı olanlar kesitlerde ortaya

çıkarılamamıştır. Bu durum ise alıcı sayısının arttırılması ve alıcı aralığının

daraltılması ile bertaraf edilebilir.

Sonuç olarak Isparta-Gönen-Atabey arasında kalan bölgede ana kaya yapısının

derinliği ve üzerinde kalan çökellerin sismik hız ve tabakalaşma özelliklerini ortaya

koymak için yapılan bu çalışmada; Yansıma Sismolojisinde yaklaşık 165 metre,

ReMi tekniğinde ise 100 metre derinliğine kadar tabakalaşma durumu ve sismik S-

dalgası hız değişimleri ortaya konmuştur.

Daha önce çalışma sahasında ana kaya derinliğinin ve ana kayayı örten çökel yapının

stratigrafik özelliklerinin, jeofizik yöntemler kullanılarak araştırılması üzerine

herhangi bir çalışma yapılmamasından dolayı elde edilen sonuçların bölge

stratigrafisinin yorumuna yararlı sonuçlar verebileceği gösterilmiştir.

69

6. KAYNAKLAR

Akbulut, A., 1980. Eğirdir gölü güneyinde Çandır (Sütçüler-Isparta) yöresindeki Batı

Torosların jeolojisi. Türkiye Jeoloji Kurumu Bülteni, 23,1,1-9.

Anderson, J.K., Lee, Y., Zeng, Y., Day, S., 1996. Control of strong motion by the

upper 30 meters. Bulletin of the Seismological Society of America, 59, 1749-

1759.

Asten, M.W., Stephenson, W.R., Davenport, P.N., 2005. Shear-wave velocity profile

for Holocene sediments measured from microtremor array studies, SCPT, and

seismic refraction. Journal of Environmental Engineering Geophysics, 10, 235-

242.

Aşık, A., 1992. Gümüşgün-Gönen-Atabey (Isparta) Dolayının Jeolojisi, Akdeniz

Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü Yüksek Lisans Tezi 470s, Isparta.

Başokur, A.T., Kaya, C., Ulugergerli, U., 1997a. Direct interpretation of

magnetotelluric sounding data based on the frequency-normalized impedance

data. Geophysical Prospecting, 45, 21-37.

Başokur, A.T., 1999. Automated 1D interpretation resistivity sounding by

simultaneus use of the direct and iterative methods. Geophysical Prospecting,

47, 149-177.

Başokur, A.T., 2002. Doğrusal ve Doğrusal Olmayan Problemlerin Ters-Çözümü.

Jeofizik Mühendisleri Odası Eğitim Yayınları. 4, 166 s., Ankara.

Bilgin, A., Köseoğlu, M., Özkan, G., 1990. Isparta-Gölcük yöresi kayaçlarının

mineraloji, petrografi ve jeokimyası, Doğa, Türk Mühendislik ve Çevre

Bilimleri Dergisi. 14/2, 342 - 361, Ankara.

Dobrin, M.B., and Savit, C.H., 1988. Introduction to Geophysical Prospecting.

McGraw- Hill Book Co., New York. 177pp.

Dumont, J.F. and Kerey, E., 1975. Eğridir Gölü güneyinin temel jeolojik etüdü.

Türkiye Jeoloji Kurumu Bülteni, 18/2, 169-174.

Durhan Z., 2008. Eğirdir Gölü batısı sedimentasyon özelliklerinin sismik yansıma

tekniği ile incelenmesi. Süleyman Demirel Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü

Yüksek Lisans Tezi, 66s, Isparta.

Glover, C., Robertson, A.H.F., 1998. Neogen intersection of the Aegean and Cyprus

arcs: extensional and strike-slip faulting in the Isparta Angle, SW Turkey.

Tectonophysics, 298, 103-132.

70

Görmüş, M., 1995. Kızılören (Batı Konya) dolayının jeolojisi. Süleyman Demirel

Üniversitesi Mühendislik Fakültesi Dergisi Jeoloji Seksiyonu, 8, 127-142,

Isparta.

Görmüş, M., Karaman, M. E., 1992. Facies changes and paleontological data in the

Cretaceous-Tertiary boundany around Sobudağ. Geosound, Çukurova

Üniversitesi. 21, 43-47, Adana.

Görmüş, M., Özkul, M., 1995. Gönen-Atabey (Isparta) ve Aglasun (Burdur)

arasındaki bölgenin stratigrafisi. Süleyman Demirel Üniversitesi Fen Bilimleri

Enstitüsü Dergisi. 1,43-64.

Gutnic, M,, Monod, O., Poisson, A., Dumont, J.R., 1979. Geologie des Taurides

occidentales (TURQUIE): Mémoires de la Société Gëoloqîque de France, 137-

1,1412s.

Hedberg, H.D., 1976. International Stratigraphic Guide.Wiley-Interscience, New

York.200 pp.

Horike, M. 1985. Inversion of phase velocity of long period microtremors to the S-

wave velocity structure down the basement in urbanized areas. J. Phys. Earth,

33,59-96

Kanbur, Z., 2002. Yığma Öncesi Migrasyon Tekniği İle Marmara Denizi Tekirdağ

Havzası Yansıma Verilerinin TektonikYorumlaması, İstanbul Üniversitesi Fen

Bilimleri Enstitüsü Doktara Tezi, 102s.

Kanbur, Z., Etiz, A., 2005. Isparta Havzası‟nın ana kaya derinliğinin saptanması,

Deprem Sempozyumu Kocaeli 2005, Özler Kitabı, Kocaeli, s:90.

Kanbur, Z. Görmüş, M., Kanbur, S., 2008. Isparta yerleşim merkezi kuzeyinin sığ S

dalgası kesitinin çıkarılması, GARS 2008, Genişletilmiş özetler kitabı, p 165-

169.

Kanbur, Z., Kanbur, S., 2009. Isparta şehir merkezi kuzeyinin sismik kırılma-

mikrotitreşim (ReMi) tekniği ile S-dalgası hız dağılımı, Süleyman Demirel

Üniversitesi Fen Bilimleri Dergisi, 13-2, 156-172.

Karaman, M., E., 1986. Burdur dolayının genel stratigrafisi Akdeniz Üniversitesi,

Isparta Mühendislik Fakültesi Dergisi, 2, 23-35, Isparta.

Karaman, M.E., Meriç, E., Tansel, İ., 1988. Çünür (Isparta) dolaylarında Kretase-

Tersiyer geçişi. Akdeniz Üniversitesi, Isparta Mühendislik Fakültesi Dergisi,

4, 80-100.

Karaman, M.E., 1990. Isparta güneyinin temel jeolojik özellikleri, Türkiye

Jeoloji Kurumu Bülteni, 33, 57-67, Ankara.

71

Karaman, M.E., 1994. Isparta-Burdur arasının jeolojisi ve tektonik özellikleri.

Türkiye Jeoloji Bülteni, 37, 119-134.

Karaman, M.E., 2000. Tectono-stratigraphic outline of the Burdur-Isparta area

(Western Taurides,Turkey). Türkiye Jeoloji Kurumu Bülteni. Ağustos 2000,

Cilt 43, Sayı 2, Sayfa 71-81, Ankara.

Kazancı, N. ve Karaman, E., 1988. Gölcük (Isparta) volkanoklastiklerinin sedimenter

özellikleri ve depolanma mekanizmaları. Akdeniz üniversitesi Isparta

Mühendislik Fakültesi Dergisi, 4,1.6-35.

Koçyiğit, A., 1982. Isparta Büklümünde (Batı Toroslar) Toros Karbonat

Platformu'nun evrimi. Türkiye Jeoloji Kurumu Bülteni. 24, 15-23.

Koçyiğit, A., 1983. Hoyran gölü (Isparta büklümü) dolayının tektoniği. Türkiye

Jeoloji Kurumu Bülteni. 26/1, 1-10.

Koçyiğit, A., (1984). Tectono-stratigraphic characteristics of Hoyran Lake Region

(Isparta Bend), Geology of the Taurides, Interna. Symp., 53-67, Ankara.

Koçyiğit, A., 2000. Ege bölgesinin aktif tektoniği. Batı Anadolu‟nun Depremselliği

Sempozyumu (BAD-SEM) Bildiriler Kitabı, İzmir, 30-38.

Koçyiğit, A., Özacar, A., 2003. Extensional neotectonic regime through the NE edge

of the outer Isparta Angle. SW Turkey: new field and seismic data. Turkish

journal of Earth Sciences, 12, 67-90.

Koçyiğit, A., 2005. Denzili Graben-Horst System and the eastern limit of the West

Anatolian continental extension: basin fill, structure, deformational mode,

throw amount and episodic evolutionary history, SW Turkey. Geodinamica

Acta 18, 167–208.

Koçyiğit, A., and Deveci, Ş., 2007. Trending active extensional structure, the

Şuhut (Afyon) graben: Commencement age of the extensional neotectonic

period in the Isparta Angle, SW Turkey. Turkish Journal of Earth Sciences, 16,

391–416.

Louie, J.N., 2001. Faster, better: Shear-wave velocity to 100 meters depth from

refraction microtremor arrays. Bulletin of the Seismological Society of

America, 91, 347-364.

Malovichko, A.A., Anderson, N.L., etal, 2005. Active-passive array surface wave

inverison and comparision to borehole logs in southeast Missouri. Journal of

Environmental Engineering Geophysics, 10, 243-250.

Mayne, W.H., 1962. Horizontal data stacking techniques. Supplement to Geophysics,

27, 927-938.

72

McMechan, G.A. and Yedlin, M.J., 1981. Analysis of dispersive waves by wave-

field transformation. Geophysics, 46, 69-874.

Neidell, N. S. and Taner, M.T., 1971. Semblance and other coherency measures for

multichannel data. Geophysics, 36, 482-497.

Pasasa, L., Wenzel, F., Zhao, P., 1998. Prestack kirchhoff depth migration of shallow

seismic data. Geophysics 63, pp.

Platevoite, B., Scaillet, S., Guillou, H., Blamart, D.,Nomade, S., Massault, M.,

Poisson, A., Elitok, Ö., Özgür, N., Yagmurlu, F., Yılmaz, K., 2008. Pleistocene

erup- tive chronology of the Gölcük volcano, Isparta Angle, Turkey.

Quaternaire, 19, 147–156.

Poisson, A., Wernli, R., Sagular, E.K., Temiz, H., 2003a. New data concerning

the age of the Aksu thrust in the south of the Aksu valley, Isparta Angle (SW

Turkey): consequences for the Antalya Basin and the Eastern Mediterranean.

Geological Journal, 38, 311-327.

Poisson, A., Yağmurlu, F., Bozcu, M., Şentürk, M., 2003b. New insights on the

tectonic setting and evolution around the apex of the Isparta Angle (SW

Turkey). Geological Journal, 38, 257-282.

Robertson, A.H.F., 2000. Mesozoic-Tertiary Tectonic sedimentary evolution of a

south Tethyan Oceanic Basin and its margin in southern Turkey. In (eds;

Bozkurt, E, Winchester, J. A. and Piper, J. D. A.) Tectonics and Magmatism in

Turkey and the Surrounding Area. Geological Society, London, Special

Publications, 173, 97-138.

Robertson, A.H.F., Poisson, A., Akıncı, Ö., 2003. Developments in research

concerning Mesozoic-Tertiary Tethys and neotectonics in the Isparta Angle,

SW Turkey. Geological Journal, 38, 195-234.

Sagular, E.K., and Görmüş, M., 2006. New stratigraphical results and significance

of reworking based on nannofossil, foraminiferal and sedimentological

records n the Lower Tertiary sequence from the Nort of Isparta Angle, Eastern

Mediterranean. Journal of Asian Earth Sciences, 27, 78–98.

Santani, R. and Zambrano, R., 1981. A numerical method of calculating the kernel

function from schlumberger apparent resistivity data. Geophysical Prospecting,

29, 108-127.

Sarıiz, K., 1985. Keçiborlu kükürt yataklarının oluşumu ve yörenin jeolojisi.

Anadolu Üniverditesi Mühendislik Mimarlık Fakültesi Yayınları, No: 22.

73

Steeples, D. W., and Miller, R. D., 1990. Seismic reflection methods applied to

engineering, environmental and groundwater problems, in Ward, S. H., editor,

Geotechnical and engineering geophysics, volume 1: Society of Exploration

Geophysicists, 389 pp.

Strobbia, C., 2005. Surface wave methods acquisition processing and inversion,

politecnico Di Torino, Phd Thesis, 260 pp.

Şenel, M., Gedik, I., Dalkılıç, H., Serdaroğlu, M., Bilgin, A.Z., Uğuz, M. F.,

Bölükbaşı, A. S., Korucu, M., Özgül, N. 1996. Isparta Büklümü doğusunda,

otokton ve allokton birimlerin stratigrafisi (Batı Toroslar). MTA. Dergisi, 118,

111-160.

Şenel, M., 1997. 1:250.000 ölçekli Türkiye jeoloji haritaları No: 4, Isparta paftası.

MTA Genel Müdürlüğü, Jeoloji Etüdleri Dairesi, Ankara.

Thorson, J.R. and Claerbout, J.F., 1985. Velocitystack and slant-stack stochastic

inversion. Geophysics, 50, 2727-2741.

Yıldız, A. ve Toker, V., 1991. Miocene calcareous nannofossil biostratigraphy of the

Taurus Belt (Southern Turkey). 4.th. INA Conference, INA Newsletter,

Abstracts, 13, 2, 69-70.

Us, A. E., 1998. Sismik yöntemler ve yorumlamaya giriş. Jeofizik Mühendisleri

Odası, 226 s.

Yağmurlu, F., Savaşcın, Y., Ergun, M., 1997. Relation of alkaline volcanism and

active tectonism within the evolution of the Isparta Angle, SW Turkey.

Journal of Geology, 15, 717-728.

Yağmurlu, F., 2000. Burdur fayının sismotektonik özellikleri. Batı Anadolu‟nun

Depremselliği Sempozyumu, İzmir, Bildiriler Kitabı, 143-152.

Yağmurlu, F., Bozcu, M., Şentürk, M., 2005. Burdur-Fethiye arasındaki bölgede

Burdur fayının sismotektonik özellikleri. Tübitak ÇAYDAG, Proje

No:101Y027, 79 s., (Yayınlanmamış Rapor).

Yalçınkaya, S., Ergin, A., Afşar, Ö.P., Dalkılıç, H., Taner, K., Aksoy, Ö., Dağer, Z.

ve Serdaroğlu, M., 1986. Batı Toroslar'ın jeolojisi: MTA Raporu, 7898

(Yayımlanmamış).

Yalçınkaya, S., 1989. Isparta-Ağlasun (Burdur) dolaylarının jeolojisi, İstanbul

Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü Doktora Tezi, 180 s.

Yılmaz, O., 1987. Seismic Data Processing. Society of Exploration Geophysicists,

Tulsa, Oklahoma, 526 pp.

74

ÖZGEÇMİŞ

Adı Soyadı : Ali SİLAHTAR

Doğum yeri ve yılı : Mersin, 1984

Medeni Hal : Bekar

Yabancı Dil : Almanca

Eğitim Durumu :

Lisans : Süleyman Demirel Universitesi Müh.Mim. Fakültesi Jeofizik

Mühendisliği Bölümü. Bitirme ödevi, Sismik Enerji Kaynağı Yapımı, 2004-2008

Lise : Bornova Sıdıka Rodop Lisesi, İZMİR, 1999-2003

Projeler :

Isparta-Gönen arasındaki Pliyo-Kuvaterner havzanın aktif ve pasif kaynaklı

sismolojik yöntemlerle incelenmesi. Mehmet Zakir KANBUR, Ali SİLAHTAR.

SDÜ, Bilimsel Araştırma Projesi, Numara: 1998-YL-09, 2010 (devam etmekte).

Senirket Yerleşim Alanının Vs30 Hız Haritasının Kırılma-Mikrokırınım (ReMi)

Tekniği İle Çıkarılması, SDÜ, Bilimsel Araştırma Projesi, Numara: 1997-YL-09,

2010 (Veri Toplama ve Veri Analizi).

Yayın Bilgisi :

Silahtar, A., Özsoy, C., Kanbur, M.Z., 2010. Yansıma ve yüzey dalgaları metotları

ile insan yapımı tünel yerinin bulunması, SDÜ kampüsü. Isparta örneği. Türkiye 19.

Uluslararası Jeofizik Kongre ve Sergisi ID:144

Silahtar, A., Kanbur, M.Z., Özsoy, C., 2010. Sığ sismik yansıma, MASW ve ReMi

yöntemleri ile sığ derinliğin incelenmesi. Isparta yerleşim merkezi kuzeyi Pliyo-

Kuvaterner çökel yapı örneği. Türkiye 19. Uluslararası Jeofizik Kongre ve Sergisi

ID:132.