anakaya derİnlİĞİnİn gravİte metodu İle ...İki profil arası uzaklık yaklaık 2 km,...

4. Uluslararası Deprem Mühendisliği ve Sismoloji Konferansı

11-13 Ekim 2017 – ANADOLU ÜNİVERSİTESİ – ESKİŞEHİR

ANAKAYA DERİNLİĞİNİN GRAVİTE METODU İLE BERİLENMESİ, VERİ

TOPLAMA, PLANLAMA VE İŞLENMESİ, ESKİŞEHİR GRABENİ ÖRNEĞİ

Emir BALKAN1, Muammer TÜN

2 ve Sunay MUTLU

3

1 Yer ve Uzay Bilimleri Enstitüsü, Anadolu Üniversitesi, Eskişehir

2 Yrd. Doç. Dr. Yer ve Uzay Bilimleri Enstitüsü, Anadolu Üniversitesi, Eskişehir 3 Araş. Gör. Yer ve Uzay Bilimleri Enstitüsü, Anadolu Üniversitesi, Eskişehir

E-mail: [email protected]

ÖZET:

Bu çalışmanın amacı gravite metodu kullanılarak Eskişehir şehir merkezi ve çevresinde

anakaya derinliğini belirlemek ve deprem dayanımı konusunda bilgi sahibi olmaktır. Çalışmada

Scintrex CG-5 isimli gravimetre cihazı kullanılmıştır. Çalışma alanında Kuzey-Güney doğrultulu beş

profil belirlenmiştir. İki profil arası uzaklık yaklaşık 2 km, profiller üzerindeki ölçüm noktaları

arasındaki mesafe ise ortalama 100 m. ile 200 m. arasında değişmektedir. Toplamda baz ölçümleri

dahil 585 ölçü alınmıştır. Bu profiller, graben yapısının tamamını kuzeyden güneye kapsayacak şekilde

uzun tutulmuştur. Toplanan verilere gerekli düzeltmeler (enlem, yükseklik, kayma-baz, topoğrafya,

gel-git) uygulanmıştır. Ayrıca her profil için ters çözüm yöntemi kullanılarak Eskişehir baseninin

anakaya derinlik ve sedimanter yapı modelleri oluşturulması planlanmaktadır.

ANAHTAR KELİMELER: Gravite Yöntemi, Eskişehir Grabeni, Anakaya Derinliği



ANALYSIS OF BEDROCK DEPTH BY GRAVITY METHOD, DATA

COLLECTING, PLANING AND PROCESSING, EXAMPLE OF ESKİŞEHİR

GRABEN

Emir BALKAN1, Muammer TÜN

2 ve Sunay MUTLU

3

1 Institue of Space and Geosciences, Anadolu University, Eskişehir

2 Assoc. Prof. Dr. Institue of Space and Geosciences, Anadolu University, Eskişehir

3 Research Assist. Institue of Space and Geosciences, Anadolu University, Eskişehir

E-mail: [email protected]

ABSTRACT:

The purpose of this study is to determine the depth of the bedrock and the knowledge of

earthquake resistance by using the gravity method of Eskişehir city center and its vicinity. Scintrex CG-

5 named gravimeter device was used in the study. In the study area, five profiles in the north-south

direction were determined. The distance between the two profiles is approximately 2 km, the distance

between the measuring points on the profiles is changing between 100 m. and 200 m. In total 585

measurements, including base measurements were taken. These profiles are long enough to cover the

entire graben structure from north to south. The necessary corrections (latitude, altitude, drift-base,

topography, tide) were applied to the collected data. In addition, for each profile, we are planing to use

inversion method to model the depth and sediment structure of the basin of Eskişehir.

KEYWORDS: Gravity Method, Eskişehir Graben, Bedrock Depth



1.ESKİŞEHİR’İN JEOLOJİSİ

Çalışma alanında metamorfik kayaç olarak Jura öncesine dayanan ve kalınlıkları ortalama 200 ila 1000 metre

arasında değişmekte olan yeşil, mavi, kirli sarı renklerde, oldukça kıvrımlı ve kırıklı bir yapı gösteren şist ve

mermerler vardır. Öyle ki bu birim Sivrihisar kuzeyinden itibaren Eskişehir kuzeyinden geçerek batıda Bozüyük

ilçesine kadar devam etmektedir.

Metamorfik kayaçlar çalışma alanının hemen hemen her yerinde ofiyolitik kayaçlarla bitişik bulunmaktadır.

Otifoyolitik kayaçlar Karkın’dan başlayarak Eskişehir’in kuzeyine kadar sürmekte, güneyde ise Kütahya iline

kadar devam etmektedir. Bahsedilen birimin rengi koyu yeşil, kırmızı ve kahverengi olup, radyolaritlerde,

çamurtaşlarında, çok kıvrımlı ve kırıklı bir yapı göstermektedir. Peridotitler ve garbolar Eskişehir’in güneyinde

sivri ve büyük tepeler şeklinde kendini göstermiştir (Gözler, Cevher ve Küçükayman, 1985).

Eskişehir’in batısı ve Zemzemiye güneyi civarlarında görülen Jura birimi altlarda kumtaşı ile başlayıp, yukarlara

doğru masif kireçtaşlarına geçiş göstermektedir. Kireçtaşları beyaz, gri renkli, orta-kalın ve ince dokulu

tabakalardır. Kumtaşları ise kahve-sarı renkli, orta-kalın tabakalı ve serttirler. Paleosen, sarı, kırmızı ve yeşil

renkte olup, konglomera, kiltaşı, kumtaşı, killi kireçtaşı katmanlarından oluşmaktadır. Bu birim, Atalan köyü

güneyinde, Ilıca kuzeyinde ve Ballıkaya civarında oluşum gösterir (Gözler, Cevher ve Küçükayman, 1985).

Eosen birim ise, konglomera, kumtaşı, kiltaşı ve killi kireçtaşından oluşup, Eskişehir’in güneyinde bulunan

meşelik mevkii, Karacaşehir ve Mamuca köyü etrafında görülmektedir. Yaklaşık olarak bu birimin kalınlığı 50

metredir (Gözler, Cevher ve Küçükayman, 1985).

Oklubalı güneyi Yassıhöyük çevresinde D-B uzanımlı gözlenen Miyosen birimi, konglomera, kiltaşı, marn, tüf,

kireçtaşı katmanlarından oluşmaktadır. Bu birimin kalınlığı yaklaşık olarak 100 ila 300 metre arasında değişim

göstermektedir. Eskişehir ve İnönü havzalarının güney kısımları boyunca İnönü ve Sultandere arasında bu birim

çok büyük bir yer kaplamaktadır. Gözler ve diğ.(1984) tarafından Miyosen yaşlı olduğu tespit edilen bu birimi

Pleyistosen yaştaki birimler kesmektedir. Bu gevşek ve az tutunumlu sedimanlar hem plastik deformasyon

gösterip hem de çok kolay aşınırlar (Gözler, Cevher ve Küçükayman, 1985).

Eskişehir ve çevresindeki tüm ırmakların çevresinde kalınlığı 10 ila 50 metre arası değişim gösteren çakıl ve

kum taneleri barındıran alüvyon bulunmaktadır.

Çalışma alanında yer yer granit, andezit ve bazaltlara da rastlanılmıştır. Bazaltlar, Karacaşehir ve Kızılinler

çevresinde, Granitler, Sivrihisar ve Karakaya etrafında ve Andezitler ise Türkmen Tepe ve Parmakkaya

çevrelerinde görülmektedir (Altunel ve Barka, 1998).



Şekil 1.1 Eskişehir ve çevresinin ayrıntılı stratigrafik kesiti (Gözler ve ark. 1985; 1996)



2.YÖNTEM

2.1.Planlama ve Saha Çalışması

Bu çalışmada öncelikli olarak saha planlaması yapılmıştır. Aralıkları yaklaşık olarak 2 ila 3 kilometre arasında

değişen, Eskişehir’in kent merkezini içerisine alan beş hat belirlenmiştir. Bu hatlar üzerinde grabenin güney

tepesinden başlayıp, tüm horst düzlemini dikine kesmekte ve grabenin kuzey tepesinde son bulmaktadır. Hatların

uzunluğu ortalama 30 km civarındadır. Her hat üzerinde yaklaşık 200 m ara ile yüz civarı ölçüm noktası

belirlenmiştir. İyi bir veri çözünürlüğü elde etmek ve arazi çalışmasını güç hale getirmemek için 200 metre

aralık uygun bulunmuştur. Bu noktaların konumları, gürültü ve ölçülebilirlik açısından değerlendirilmiştir. (Şekil

2.2)

Tüm ölçümler Scintrex marka CG-5 (Şekil 2.1(a)) isimli otomatik gravimetre yardımı ile toplanmıştır. Kayma

(drift) düzeltmesi yapılabilmesi amacı ile tüm ölçüm sahası içerisinde hatlar boyunca 12 baz noktası

belirlenmiştir. İlk baz noktası bir numaralı hattın başlangıcından 20 nokta kuzeyinde seçilmiştir. Cihazın

kalibrasyonları yapıldıktan sonra ölçüm noktalarında birer dakikalık üçer ölçüm alınması, bu her noktadaki üç

ölçümün arasından en gürültüsüz ve hatasız olanının seçilip kullanması kararı alınmıştır. Gravite ölçümleri ile

beraber, ölçüm noktalarının deniz seviyesinden yüksekliği düzeltmeler için oldukça önemli olması sebebi ile

RTK (Real Time Kinematics) cihazı (Şekil 2.1(b)) ile alınabilen en doğru yükseklik ve koordinat değerleri de

toplanmıştır. Bu değerler karneye yazılmıştır. Her çalışma gününe baz noktasında bir ölçüm ile başlanmış, gün

sonunda da baz ölçümü ile bitirilmiştir. Ölçümler sırasında her iki saatte bir olmak üzere baz noktasına

dönülmüş, ölçümlerdeki kayma hatasının azami noktaya indirilmesi amaçlanmıştır. Çalışma alanı içerisinde yedi

adet baz ölçüm noktasına ihtiyaç duyulmuştur. Baz noktaları ulaşımın zorlaştığı ve zaman aldığı durumlarda

yeni bir baz noktası belirlenip, sırasıyla, üç kez eski baz, üç kez yeni baz noktalarında ölçüm alınarak “baz

bağlama” adı verilen yöntem ile birbirlerine bağlanmışlardır.



Şekil 2.1 (a) Scintrex CG-5 Gravimetre (Scintrex, 2006)

Şekil 2.1 (b) JAVAD Triumph-1 RTK Cihazı



Şekil 2.2 Çalışma planlaması ve ölçüm noktaları



2.2. Gravite Çalışmalarının Bilimsel Dayanağı

“Anomali” arama jeofiziğinde jeofizikçinin karşılaşmayı ümit ettiği bir işarettir. Eğer yer altında bozucu bir

kütle varsa, bunun etkisiyle gravitenin düşey bileşeninde değişimler meydana gelir. Bu değişimler mutlak

gravitenin 105 − 106‘da 1’i civarındadır. Bu değişimler ölçülüp gerekli düzeltmeler ve işlemler yapıldıktan

sonra gravite anomali haritaları veya profilleri elde edilir. Genellikle gravite çalışmalarının çıktısı gravite

anomali haritalarıdır ki bu haritalar yer altında gömülü kaynakların konumları ve yeraltının jeolojik yapısı

hakkında çok değerli bilgiler barındırır. Bir profil üzerinde alınan gravite ölçümleri düzeltmeleri yapıldıktan

sonra profil üzerinde doğrusal şekilde grafik oluşturulursa yer altının yapısına dair aşağıdaki gibi örnekler ortaya

çıkar. (Şekil 2.3 ve 2.4)

Şekil 2.3 Birinci örnekte yeraltında çevresine göre daha yoğun bir yapı olması halinde gravite grafiğinin alacağı şekil gösterilmiştir.

İkinci örnekte ise yeraltında çevresine göre daha az yoğunlukta bir yapı olması halinde grafiğin alacağı şekil gösterilmiştir.

Şekil 2.4 Gravite yönteminin kullanılamayacağı durumlar yeraltında aradığımız yapının çevresi ile aynı yoğunlukta veya farkı yoğunlukta

ama profil boyunca düz tabaka halinde olduğu durumlardır.



2.3.Veri İşlem

Gravite yöntemi kullanılırken en önemli konulardan biri düzeltmelerdir. Cihazlar çok hassas olmalarından ötürü

ölçüm sırasında birçok parametreden etkilenmektedirler. Bu etkileri en aza indirmek ve yalnızca yeraltındaki

anomalilerin yarattıkları etkileri gözlemek için düzeltmeler yapılmıştır.

2.3.1.Gel-Git Düzeltmesi

Gün içerisinde, güneşin ve ayın farklı konumları gravite ölçümlerini etkilemektedir. Bu etkilere gel-git etkisi adı

verilmektedir. Bununla birlikte Türkiye’de gel-git düzeltmesi değeri çok küçüktür ve 0.1 – 0.2 mgal civarındadır.

Okyanusların yakınlarındaki çalışmalarda dikkate kesinlikle alınmalıdır. Bizim kullandığımız gravimetre cihazı

bu hesaplamayı ve düzelmeyi otomatik olarak kendisi yapıp uygulamaktadır. (Oruç, 2013)

2.3.2.Kayma (Drift) Düzeltmesi

Gravimetre cihazları oldukça hassas cihazlardır. Taşınırken maruz kaldıkları ani ivme değişimlerinden ve hatta

kendi iç çalışma sıcaklıklarından dahi etkilenirler. Bu etki zaman ile artan tüm ölçümlere doğrusal olarak

yansıyan bir değişimdir. Bu etkiden kurtulmak amacıyla ölçümler sırasında belirli aralıklarla “baz” adı verilen

ölçüm noktalarına dönülüp tam olarak aynı konumda ölçüm alınır. Bu iki ölçüm yatay eksende zaman dikey

eksende ölçüm değeri olacak şekilde grafiğe dökülür. Baz ölçümleri arasında ölçüm noktalarında topladığımız

veriler zaman eksenine yerleştirilir ve ilk baz ölçümü ile son baz ölçümündeki arasındaki fark zaman bağımlı

olarak yapılan ölçümlerden çıkarılır. (Şekil 2.5)

Şekil 2.5 Zaman'a bağlı baz ölçümleri (drift) grafiği



2.3.3. Enlem Düzeltmesi

Yer kürenin kutuplardan basık, ekvatordan şişkin bir elipsoid şeklinde olması ve dönme hareketi yapması sonucu

gravite, ekvatordan kutuplara doğru bir değişim gösterir. Yerçekimi ivmesinin değeri kutuplara doğru gidildikçe

büyür. Enlem düzeltmesi değeri son olarak Uluslararası Jeodezi Birliğinin (IAG) 1980 yılı Jeodezik Referans

Sistem verilerine göre 1984’de kabul edilen formülü; Buna bağlı olarak yeryüzünde herhangi bir noktada

gravite;

𝑔𝑛(𝜆) = 978032.67714 [1+0.00193185138639 𝑠𝑖𝑛2(𝜆)

√1−0.00669437999013 𝑠𝑖𝑛2(𝜆)] (1)

Yukarıdaki işlem ile enlemin yarattığı gravite farkı hesaplanıp, ölçüme uygulanarak bulunur. (Blakely, 1995,

s.136) Burada, « 𝜆 » ölçü noktasının enlemi olup birimi derecedir. Bu düzeltme değeri kuzey yarım kürede, baz

noktasının kuzeyinde bulunan noktalar için negatif, güneyinde bulunan noktalar için pozitiftir. (Erden, 1979)

Kuzeye gidildikçe yerçekimi ivmesi arttığı için bu istenmeyen fark çıkarılır.

2.3.4.Serbest Hava Düzeltmesi

Dünyanın küresel şeklinden ötürü yer çekimi ivmesi şu formülle hesaplanır,

𝑔(𝑅) = 𝐺𝑀

𝑅2 (2)

Burada “g” yer çekimi ivmesi, “G” evrensel kütle çekim sabiti (6.67𝑥10−11 𝑘𝑔.𝑐𝑚3

𝑠𝑛2 ), “M” dünyanın kütlesi,

“R” ise dünyanın merkezine uzaklıktır. Burada dünyanın kütlesi “𝑀 = 5.97𝑥1024𝑘𝑔” ve dünyanın yarıçapı

“𝑅 = 6371000 𝑚” olarak formüle yazılırsa, yer çekimi ivmesi 𝑔 ≈ 9.8 𝑚/𝑠𝑛2 olarak yaklaşık olarak

hesaplanabilir.

Ama bir yükselti üzerine çıkılıp gravite ölçüsü alınmak istendiğinde, bu formül,

𝑔(𝑅 + ℎ) = 𝐺𝑀

(𝑅+ℎ)2 (3)



Haline dönüşür, burada da görülmektedir ki yükseklere gidildikçe yer çekimi ivmesi düşmektedir. Bu düşüş

bizim topladığımız ölçümlere azalım şeklinde yansımaktadır. Bu sebeple deniz seviyesi ile ölçüm aldığımız kot

yüksekliği arası boş hava olarak kabul edilir ve bu fark ölçümler ile toplanır. Bu kabul yüzünden bahsi geçen

düzeltmeye “Serbest Hava Düzeltmesi” adı verilir.

Hesaplamalar yapıldığında oluşan gravite farkı;

𝑔𝑠 = −0.3086ℎ 𝑚𝑔𝑎𝑙 (4)

olarak bulunur. Görüldüğü üzere deniz seviyesinden her bir metre yükseğe çıkıldığında gravite değeri, 0.3068

mgal kadar azalmaktadır. Bu azalım tüm ölçümlere toplandıkları yükseklik ile çarpılarak eklenir ve yüksekliğin

yarattığı azaltıcı etki düzeltilmiş olmaktadır. (Oruç, 2013)

2.3.5.Bouger Plaka Etkisi ve Düzeltmesi

Serbest Hava Düzeltmesi, deniz seviyesinden “R+h” yüksekliğine kadar bir kütle olmadığını varsaymaktadır.

Hâlbuki “h” yüksekliği ile deniz seviyesi arasında “ρ” yoğunluklu bir kütle mevcuttur ve bu kütlenin etkisi

giderilmelidir. Bu düzeltmeye Bouguer Plakası (sonsuz yarıçaplı, h kalınlığındaki silindir) düzeltmesi adı verilir.

Bouguer etkisi;

𝑔𝐵 = 2𝜋𝐺𝜌ℎ (5)

formülü ile bulunur. Burada “G”, evrensel kütle çekim sabiti, “𝜌” yerkürenin ortalama yoğunluğu ve “h” ise

bulunduğumuz ölçüm noktasının deniz seviyesinden yüksekliğidir. Sabitler yerine koyulduğunda formül;

𝑔𝐵 = 0.04191𝜌ℎ (6)

olarak elde edilir. Yani yükseldiğimiz her bir metre için gravite 0.04191 𝜌 kadar değişir. Bu değer, ölçüm

değerlerimizden her zaman çıkartılır. (Oruç, 2013)

2.3.6.Toplam Yükseklik Düzeltmesi

“Serbest Hava Düzeltmesi” ve “Bouger Plaka Düzeltmesi” birlikte yazıldıklarında buna “Toplam Yükseklik

Düzeltmesi” adı verilir. Bu düzeltme;

𝑔𝑦ü𝑘 = (0.3086 − 0.0419𝜌)ℎ (7)

şeklinde gösterilir. Buradan bulduğumuz değer her bir ölçüm değeri ile toplanır. (Oruç, 2013)



2.3.7.Topoğrafya Düzeltmesi

Topoğrafya düzeltmesi plaka düzeltmesinin devamı ve tamamlayıcısı görevini görür. Anomalimizi ararken

çevremizdeki kütleleri yükseklik düzeltmeleri ile görmezden gelinmiştir. Ama arazideki inişler ve çıkışlar da

ölçümlerimizi etkileyen sapmalar yaratmaktadır. (Şekil 2.6)

Şekil 3.6 Yukarıdaki gibi bir topoğrafyada eğer bir gravite verisi alınmış olsa idi, toplam yükseklik düzeltmesi yapılmış olsa dahi kırmızı

renkli tepe (kütle fazlası) ve mavi renkli çukur (kütle eksiği) 'un ölçüme etkileri hesaba katılmayacaktı.

Topoğrafya düzeltmesi hesaplanması için Hammer bağıntısı kullanılır. Hammer 1939 yılında topoğrafya

düzeltmesini hesaplamak için iç yarıçapı 𝑟1ve dış yarıçapı 𝑟2olan iç içe silindirik küreler kullanmıştır. Ölçü

noktasının altındaki ve üstündeki topoğrafya bu model kullanılarak düşey silindirik elemanlara bölünür ve

düzeltme hesaplanır. Artık bu hesaplama DEM (Sayısal Yükseklik Modeli) verileri yardımı ile bilgisayarlar

tarafından yapılmaktadır. Hammer bağıntısının son hali;

𝑔𝑇 = 2𝜋𝐺𝜌(𝑟2 − 𝑟1 + √(𝑟12 + ℎ2) − √(𝑟2

2 + ℎ2) ) (8)

şeklindedir. (Hammer, 1939)

Bu çalışmada SRTM DEM verileri kullanılarak topoğrafya düzeltmesi değerleri her bir ölçüm noktası için

Geosoft OASIS Montaj programı üzerinden hesaplatılmış ve uygulanmıştır.



2.4.Nettleton Yoğunluk Profili Yöntemi

Nettleton yönteminde araştırma yaptığımız sahanın anomali vermeyen, keskin bir yoğunluk değişimi olmayan,

olabildiğince homojen bir kısmında bir tepeyi veya vadiyi dik kesen herhangi bir ölçü profili üzerinde gravite

ölçümleri alınarak yoğunluk tayin edilebilir. Bu yöntem yükseklik ile yerçekimi ivmesi arasındaki bağlantıdan

yoğunluğun tahmin edilmesine dayanır. Bu tayin edilen yoğunluk değeri daha önce belirttiğimiz formüllerde “𝜌”

olarak kullanılacaktır. Bu yöntemin formülü,

𝑔𝑝 = Δ𝑔𝑖 + (0.3086 − 0.0416𝜌)ℎ𝑖 𝑖 = 1,2,3 …,n (9)

şeklindedir. (Nettleton, 1939) Bu formülde “𝜌” saha yoğunluğunu, “h” deniz seviyesinden olan yüksekliği ve

Δ𝑔𝑖 ise ölçülen gravite değerini temsil eder. “n” belirlediğimiz profil boyunca aldığımız ölçüm sayıdır. Nettleton

yönteminde toplanan gravite verileri istasyon sayısına göre grafiğe aktarılır. Her istasyon için Δ𝑔𝑖 tespit edilir ve

beklenen aralıkta en uygun olarak 0.1 aralıklarla hesaplatılıp grafik çizilir. (Şekil 2.7) En düz doğruya yakın

grafiği veren yoğunluk değeri o bölgenin ortalama yoğunluk değeri olarak tayin edilir. (Nettleton, 1939)

Şekil 2.7 Nettleton yönteminde 7 istasyon seçimi ile elde edilen örnek grafik. Burada 2.0 gr/cm3 değeri en doğrusal ve çalışma alanının

gerçek yoğunluğuna en yakın değerdir.



3. SONUÇ VE YAPILACAKLAR

Bu çalışma, Eskişehir basen modelinin gravite verileriyle oluşturulmasını amaçlayan çalışmanın ilksel

bulgularını içermektedir. Çalışma kapsamında öncelikle saha planlaması yapılmıştır, Eskişehir Kent Merkezi baz

alınmış, yerleşim yerleri dışarısında kalan bölgeler çalışma dışı bırakılmıştır. Ölçüm profilleri arasındaki mesafe

yapılabilirlik ve performans açısından geniş tutulmuştur. Bu sebeple çıkacak sonuç profil bazında olacaktır. Eğer

yeraltı ana kaya yapısının tamamı üç boyutlu olarak belirlenmek istenir ise, profiller arasına ek profiller

planlanıp veri toplanarak üç boyutlu bir basen çanak yapısı ortaya konabilir. Bu çalışmaya ek olarak tüm

Eskişehir il sınırı alınıp çalışma genişletilebilir.

Eskişehir yerleşim alanı içerisinde toplamda 585 adet gravite verisi Scintrex CG-5 cihazı yardımı ile

toplanmıştır. Bu ölçümler alınırken yüksek hassasiyetli RTK (Real Time Kinematics) verisi enlem, boylam ve

yükseklik olarak toplanmış ve karnelere kaydedilmiştir. Tüm baz ölçüm noktaları arazi çalışması sonrası bir

mutlak gravite istasyonuna bağlanmıştır. Çalışmada, yedi adet baz noktasının mutlak gravite değerleri “mgal”

cinsinden elde edilmiştir. Oasis MONTAJ programı yardımıyla bu veriler işlenmiş ve gerekli tüm düzeltmeler

yapılmıştır. Ön inceleme sırasında ölçümlerin Eskişehir ili içerisinden geçen Kanlıpınar ve Sultandere faylarının

bulunduğu lokasyonlarda anomaliler gözlemlenmiştir. Normal atımlı bu faylarda düşen blok üzerinde alınan

ölçümlerin daha düşük olduğu görülmektedir.

Çalışmanın bundan sonraki aşamasında, tüm profiller için Bouger anomali değerleri tespit edilecek ve bir profil

boyunca Bouger anomali grafiği oluşturulacaktır. Ardından bu grafik üzerinden ters çözüm yöntemi kullanılarak,

ana kaya derinliği tahmin edilecektir. Ayrıca, çalışmanın sonuçları Tün, (2013)’ün çalışmasındaki Mikrotremör

ölçümleri sonucu elde edilen ana kaya derinlik modeli ile karşılaştırılarak sonuçları değerlendirilecektir.



KAYNAKÇA

Altunel, E. ve Barka, A. (1998). Eskişehir fay zonunun İnönü-Sultandere arasında neotektonik

aktivitesi, Türkiye Jeoloji Bülteni, c.41(2), 41-52.

Gözler, M.Z., Cevher, F. ve Küçükayman, A. (1984-1985). Eskişehir civarının jeolojisi ve sıcak

su kaynakları. MTA Dergi, 103-104, 40-55.

Scintrex. (2006). Scintrex Autograv System Operation Manual (Revision 1 ed.). CANADA: Scintrex.

Erden, F. (1979). Uygulamalı Gravite. Maden Tetkik ve Arama Enstitüsü Yayınları, Eğitim Serisi

no 21.

Blakely, R.J. (1995). Potential theory in gravity and magnetic applications, Cambridge University Press,

Cambridge (UK).

Oruç, B. (2013). Yer Altı Kaynak Aramalarında Gravite Yöntemi, Kocaeli Üniversitesi, Umuttepe

Yayınları.

Hammer S. (1939). Terrain corrections for gravimeter stations. Geophysics 4, 184–194.

Nettleton LL. (1939). Determination of density for reduction of gravitimeter observations. Geophysics 4,

8176–8183.

Tün, M. (2013). Mikrobölgeleme çalışmalarında yer tepkisi ve kayma dalga hız (Vs) yapısının

yorumlanması: Eskişehir örneği. Doktora Tezi, İstanbul Üniversitesi, İstanbul.

anakaya derİnlİĞİnİn gravİte metodu İle ...İki profil arası uzaklık yaklaık 2 km,...

Documents