Prof. Dr. O. Metin İlkışık

Prof. Dr. O. Metin İlkışık
Anadolu Yerbilimleri Ltd. Şti.
Perpa, Şişli, İstanbul
JEOFİZİĞE GİRİŞ
Prof. Dr. O. Metin İlkışık
Copyright Ó 1993, 2008 O. Metin İlkışık
Bütün hakları saklıdır. Ancak yazılı izin alınmaksızın, bu yayının herhangi bir kısmı herhangi bir
biçim veya anlamda çoğaltılabilir veya aktarılabilir.
All rights reserved. But any part of this publication may be reproduced or transmitted, in any
form or by any means, without written permission.
İlkışık, O. Metin
Jeofiziğe Giriş
ii
İÇİNDEKİLER
ÖNSÖZ ...................................................................................................
1. GİRİŞ ..................................................................................................
2. EVREN VE GÜNEŞ SİSTEMİ ...........................................................
2.1. Gökadalar ve Gaz-Toz Bulutları ...............................................
2.2. Yıldızlar ve Güneş ....................................................................
Güneşin Katmanları ...............................................................
Güneşteki Doğal Olaylar ........................................................
2.3. Gezegenler ve Uydular .............................................................
2.4. Kuyruklu Yıldızlar ve Göktaşları ..............................................
3. YERKÜRE ..........................................................................................
3.1. Yerin Katmanlı Yapısının Oluşumu ..........................................
3.2. Kayaçlar ..................................................................................
3.3. Yerin Katmanları ......................................................................
Atmosfer ve İyonosfer ...........................................................
Yerkabuğu .............................................................................
Manto ....................................................................................
Çekirdek ................................................................................
3.4. Kayaçların Yaşı ........................................................................
4. DEPREMLER .....................................................................................
4.1. Deprem Dalgaları (Sismik Dalgalar) .........................................
4.2. Depremin Büyüklüğü ve Odak Mekanizması ............................
4.3. Depremlerin Kontrolü ve Haber Verilmesi ................................
5. YERÇEKİMİ .......................................................................................
5.1 Yerçekimi (veya Gravite) Potansiyeli .........................................
5.2. Gravite Ölçümlerine Uygulanan Düzeltmeler ............................
Enlem Düzeltmesi ..................................................................
Yükseklik Düzeltmesi ............................................................
Engebe Düzeltmesi ................................................................
Eötvös Düzeltmesi ................................................................
5.3. İzostazi ....................................................................................
5.4. Yerçekiminin Düşey Doğrultudaki Değişimi ...............................
6. YERİN MANYETİK ALANI ..............................................................
6.1. Yerin Manyetik Alanının Zamana Bağlı Değişimleri ..................
6.2. Kayaçların Manyetik Özellikleri ve Paleomanyetizma ...............
7. YERİN ISISI .......................................................................................
7.1. Yerin İçinde Sıcaklık ................................................................
7.2 Yeryüzünde Isı Akısı Dağılımı ...................................................
iii
v
1.1
2.1
2.1
2.3
2.4
2.6
2.7
2.12
3.1
3.1
3.2
3.4
3.4
3.5
3.7
3.7
3.8
4.1
4.3
4.6
4.7
5.1
5.1
5.2
5.2
5.4
5.4
5.6
5.6
5.7
6.1
6.4
6.5
7.1
7.1
7.3
8. JEODİNAMİK ....................................................................................
9. JEOFİZİKTE VERİ İŞLEM ................................................................
9.1. Verilerin Örneklenmesi .............................................................
9.2. Spektral Analiz ........................................................................
9.3. Sayısal Süzgeçler .....................................................................
10. JEOFİZİK ARAMA YÖNTEMLERİ .................................................
10.1. Gravite ...................................................................................
10.2. Manyetik ................................................................................
10.3. Elektrik ..................................................................................
Elektrik Özdirenç Yöntemi ....................................................
IP Yöntemi ............................................................................
Doğal Gerilim (SP) Yöntemi ..................................................
10.4. Elektromanyetik .....................................................................
10.5. Sismik ....................................................................................
Sismik Kırılma Yöntemi .........................................................
Sismik Yansıma Yöntemi .......................................................
10.6. Kuyu Logları ..........................................................................
10.7. Radyoaktif .............................................................................
10.8 Jeotermik ................................................................................
10.8 Uzaktan Algılama ....................................................................
11. MÜHENDİSLİK VE ÇEVRE JEOFİZİĞİ .........................................
Sığ Sismik Uygulamalar .........................................................
KAYNAKLAR ........................................................................................
EK.1. TÜRKİYE'DE JEOFİZİK ..............................................................
EK.2. BİRİM SİSTEMLERİ ...................................................................
iv
8.1
9.1
9.1
9.1
9.3
10.1
10.1
10.6
10.12
10.12
10.13
10.13
10.16
10.19
10.19
10.21
10.23
10.24
10.26
10.27
11.1
11.1
12.1
E1.1
E2.1
De ki: “Göklerde ve yerde neler var, bir baksanıza.” (Kur’an; Yunus/101)
ÖNSÖZ
"Jeofiziğe Giriş" i jeofizik mühendisliği eğitimine yeni başlayan veya yerbilimlerine ilgi duyanlar
için hazırladım.
Boyutlarını henüz saptayamadığımız evren içinde minicik ve seçkin gezegenimizin, insanoğlu için
ne kadar büyük ve bilinmeyenler ile dolu olduğunu belirtmeye çalıştım. Yerin yüzeye yakın doğal
zenginliklerini ve belki de hiç bir zaman ulaşamayacağımız derinliklerini araştırmak için kullandığımız
yöntemleri ve bazı uygulama örneklerini kısaca açıkladım.
Kayaçların birçok farklı fiziksel özelliği, çeşitli yöntemler ile arazide veya laboratuvarda, kısa
veya uzun zaman aralığında ölçülerek yerkürenin yapısı bilimsel ve ekonomik açıdan değerlendirilebilir.
Bu amaçla araştırmacının yüksek matematik ve fizikten, en son jeolojik veriler ve modern teknolojiye
kadar geniş bir bilgi yığınını kullanabilme becerisi gereklidir. Öğrenciler "jeofizikçi" olarak yerkürenin
doğasını, katmanları arasındaki ilişkileri olabildiğince kavramalı; "mühendis" olarak bilimsel merak ile
ekonomik yarar arasındaki sınırı iyi saptayabilmelidir.
Yerküremiz ve zenginliklerine ilişkin bilinmeyenler, çevresi için sürekli arayış içindeki insanoğluna
tükenmez bir kaynaktır. Umarım ki "Jeofiziğe Giriş" okuyucunun yerbilimlerine ve jeofizik
mühendisliğine ilgisini arttırır ve üzerinde yaşanabilir - en azından şimdilik ! - tek gezegeni tanıyıp iyi
değerlendirmesinde yararlı olur.
Bana "Yerküre"yi anlatan ve mesleği sevdirenler, üniversite sıralarında Prof.Dr.Kazım Ergin'den,
yağmurlu arazilerde emekçi Remzi'ye kadar uzun bir zincir oluşturuyor. İsimleri sayılamayacak kadar
çok bu kişilerin hepsini burada hürmetle anmak bir borç.
v
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
1. GİRİŞ
Jeofizik, Yerküre'nin fiziksel iç yapısını ve etrafındaki atmosferi inceler. Kayaçların oluşumu ve
yapısını konu alan kardeş bilim "jeoloji" nin yanı sıra temel bilimleri oluşturan matematik, fizik ve
kimya ile çok sıkı ilişkisi vardır. Yerküre'nin uzaydaki durumu, yerin manyetosferi, iyonosfer ve
atmosferi, denizler, yerkabuğunun yapısı, manto, dış ve iç çekirdeğin incelenmesi ve özellikle
yerkabuğundaki ekonomik zenginliklerin saptanması jeofiziğin konularını oluşturur.
Günümüzde iyi bir jeofizikçi olabilmek için kişinin yaradılışındaki doğa ve araştırma tutkusu yanı
sıra uygulamalı matematik ve fizik bilmek, jeolojiden anlamak, ingilizce okuyup yazabilmek ve hızla
gelişen bilgisayarları etkin biçimde kullanabilmek gerekir. Bilgisayar çok büyük sayıdaki verilerin çok
karmaşık bağıntılar yardımı ile incelenip değerlendirilmesine olanak sağlamaktadır.
Bugün jeofiziğin konusuna giren depremlerin incelenmesi, mıknatıstan pusula yapılması gibi çok
eski yıllara kadar giden birçok olay sayılabilirse de, 1900 lerin başında sanayi devriminin başlaması,
petrol olayı ve ikinci dünya savaşı, Jeofizik Bilimi'nin şekillenip yöntemlerinin belirlendiği yıllardır.
1950 li yıllarda yürütülen uluslararası jeofizik araştırma programları manyetosfer ve iyonosferin yapısı,
deniz dipleri, yerkabuğu ve üst manto yapısına ait birçok önemli bilgi sağlamıştır. 1960 larda başlayan
uzay çalışmaları ve 70 lerden sonra bilgisayarlardaki gelişmeler jeofizikçinin önüne bilimsel ve
teknolojik açıdan çok geniş ufuklar açmıştır.
Jeofizik yöntemlerin hemen tamamı, incelenen bölgede, belirli fiziksel özelliklerdeki yanal veya
düşey süreksizliklerin saptanmasına yöneliktir. Yerküre'yi oluşturan maddelerin çeşitli fiziksel
özelliklerine ve doğal veya yapay olarak gözlenebilen birçok olaya bağlı olarak birbirinden farklı çok
sayıda jeofizik yöntem geliştirilmiştir. Örneğin Sismoloji depremleri konu edinirken, Paleomanyetizma
kayaçların çok eski devirlere ait manyetik özelliklerini inceler. Jeotermik yerin iç sıcaklığını ve buna
bağlı olayları kapsamaktadır. Kayaçların elastik özelliklerinin değişimi Sismik Yöntemler'le petrol
taşıyan katmanların incelenmesinde, yoğunluğundaki değişimler ise Gravite Yöntemi ile yeraltındaki
kütle fazlalıklarının değerlendirilmesinde önemlidir. Manyetik duyarlığın veya elektrik özdirencin
kayaçtan kayaca değişimi ise örneğin maden aramalarında çok kullanılır.
Jeofizik yöntemler genelde petrol, doğal gaz, maden, endüstriyel ham madde ve jeotermal
kaynakların bulunmasında ve geliştirilmesinde yaygın biçimde uygulanır. Ayrıca baraj, otoyol, tünel ve
enerji santrali gibi birçok mühendislik yapılarının zemin araştırmalarında ve hatta arkeolojik kazı
alanlarının belirlenmesinde gün geçtikçe daha çok kullanılmaktadır. Depremlerin doğasına ve hasarın
önlenmesi ilişkin çalışmalar jeofiziğin vazgeçilmez bir ilgi alanıdır. Yeraltı suyu aranmasında başarılı
sonuçlar veren jeofizik yöntemler günümüzde çevre ve katı-sıvı atık sorunlarının çözümünde de çokça
uygulanmaktadır.
Araştırmalar yeryüzünde veya biraz derinde yapılabileceği gibi denizlerde veya havadan da
yürütülebilir. Son yıllarda uzaydan yapılan ölçümlerle de birçok jeofizik değerlendirmeler
yapılmaktadır. Belirtilmesi gerekir ki, araştırma konusu küresel ölçekte de olsa veya küçük bir
bölgeyi de kapsasa iyi bir sonuca ulaşmak için çoğu kez birçok ayrı jeofizik yöntem birlikte
uygulanmalı ve jeolojik veriler de dikkate alınarak yorumlanmalıdır.
1.1
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
2. EVREN VE GÜNEŞ SİSTEMİ
Bugün için boyutları kesin olarak bilinmeyen, var olduğu düşünülen maddenin ve enerjinin
tümünü içeren, uzaklıkların ışık yılları ile ölçüldüğü (1 ışık yılı, IY »1013 km dir) fiziksel sistem "evren "
i oluşturan alt birimler; gökadalar (galaksiler), gaz-toz bulutları, yıldızlar, gezegenler, uydular, kuyruklu
yıldızlar ve göktaşları olarak gruplanabilir. Sonsuz büyüklükteki evrende yer alan bütün cisim
kümeleri, cisimler hatta mikro uzaydaki atom elemanları değişik hızlarda ve türde sürekli bir dönme
hareketi yapmaktadır. Bilinen en uzak gök cisimlerinin 1.5 milyar ışık yılı kadar ötede olduğu dikkate
alınırsa evrenin uzaklık boyutları zaman boyutu ile karışmaktadır. Fizikte bilindiği gibi çok sıcak bir
madde kimyasal bileşimine bağlı olarak etrafına kendine özel renk bileşimlerinde ışık yayar.
Gökadalardaki yıldızların ışık tayfı (spektrumu) içinde yer alan kalsiyum izinin parlaklığı uzaklığın ve
frekansı bize göreceli olarak hareketin hızının hesaplanmasında kullanılır. Araştırmaların sonuçları,
gökadalar bizden ne kadar uzaksa hızlarının da bizden uzaklaşacak yönde ve daha çok olduğunu
göstermiştir. Evrenin genişlemekte olduğunu algılamakla birlikte uzay-zaman boyutlarındaki karışımın
da etkisi ile bu genişlemenin başlangıcını saptamamız zor olmaktadır. Birçok kabul ve yaklaşımlar
yaparak başlangıç zamanının 12-15 milyar yıldan az olmadığı söylenebilir. "Genişleyen evren "
modellerinin hepsinde, başlangıçta 1016 0K sıcaklıkta proton, nötron, elektron gibi temel
parçacıklardan oluşan sonsuz enerji yoğunluğunda bir ortamın varlığı kabul edilir. Tam
açıklanamamakla birlikte patlamadan 100 s kadar sonra sıcaklık 109 0K e düşmüş ve çekirdek
tepkimeleri zinciri başlamış, bu süre içinde %25 He, %75 H ve az miktarda Döteryum'dan oluşan bir
madde ortaya çıkmış olmalıdır. Sonraki 1 milyon yılda evrenin tümü yıldız çekirdeği gibi mat bir
yapıda kalmış ve 3,000 0K e kadar soğumuştur. Gökadaların ve yıldızların oluşumunun başlaması
bundan sonradır. Zaman içinde yayılan bu patlamanın bugün, evrenin gözlenebilen sınırlarında
izlediğimiz sonuçları belki de -bir nabız atması gibi- salınım yapan bir evren içinde olduğumuzu
düşündürmektedir. Evrenin bugünkü sıcaklığı 2.7 0K ve ortalama yoğunluğu 10-27 kg.m-3 dür.
2.1 Gökadalar ve Gaz-Toz Bulutları
Astrofizikçiler evrende milyarlarca gökada (İng.; galaxie ) bulunabileceğini söylemektedir.
Günümüzde gözlenen, hepsinin de dönmekte oldukları ve belli bir merkezden uzaklaşacak biçimde
hareket ettikleridir. Gökadalar bünyelerinde 109 - 1011 kadar yıldız ve bir o kadar gaz-toz bulutu
içerirler.
"Sarmal, eliptik ve düzensiz " olarak üç türde gözlenen gökadaların hemen hepsi birkaç ile
birkaç bin tane arasında değişen sayıda kümeler halinde toplanmıştır. Güneş sistemimizin içinde yer
aldığı "Samanyolu " gökadasının yaklaşık bir modeli Şekil 2.1 de görülmektedir. Boyu 100,000
kalınlığı 16,000 ışık yılı (IY) kadar olan Samanyolu'na en yakın gaz-toz bulutları Küçük ve Büyük
Magellan 200,000 IY, en yakın gökada ise Andromeda olup 2´106 IY uzaklıktadır. Samanyolu,
Yerküre ile aynı yönde dönmektedir ve peryodu 250,000 yıldır.
Gaz-Toz Bulutları (İng.; nebula ) ise termo-nükleer kaynaklı ışınım enerjisi ile kendi kendine
ışık saçan, büyük, genellikle gaz kütlesi biçiminde gök cisimleridir. Evren'i araştırma konusu seçen
bilimciler yıldızların "gaz-toz" bulutlarından itibaren oluştuğunda hem fikirdir. Özetle; bir soğuk
dönemin başlangıcında gaz ve toz bulutları uzayda büyük bir ortam içinde dağılmış durumdadır. Önce
-rastgele- birkaç atom bir araya gelir ve büyüyen gravite etkileri ile yakınlarındaki atomları da
çekmeye başlar. Bu işlem gittikçe daha yoğun maddelerin oluşmasına yol açar. Gravite ile sıkışan
gazın sıcaklığı artmaya başlar. Birkaç milyon yıl sonra gaz 106 0K lik kritik bir sıcaklığa ulaşır. Bu
sıcaklık gelecekteki yıldızın çekirdeği olacak hidrojenin parçalanma sıcaklığıdır. Hidrojenin "yanarak"
2.1
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
büyük bir termo-nükleer enerji çıkartması gravite ile toplanmayı durdurur. Bu arada uzaya
elektromanyetik dalgalar ve ışık biçiminde enerji yayılmaktadır. Bu bulutsu yığın çok sıcak bir veya
birkaç yıldızı yaklaşık küresel bir hacimde kuşatan plasma (elektronlarından sıyrılmış çekirdekler)
veya iyonize gaz topluluğudur. Yoğunluğu 10-33 kg.m-3 civarında hesaplanmıştır. Çapı bazen 20 ışık
yılı kadar olabilir. Gelecekteki yıldızı oluşturacak çekirdek yıldızın yüzeyinde sıcaklık 30,000 0K i
geçer. Güneşimiz 6,000 0K yüzey sıcaklığı ile bunun yanında soğuk (!) kalmaktadır. Samanyolu
galaksisi içinde yer alan beş ayrı gaz-toz bulutuna ait bazı özellikler Çizelge 2.1 de görülmektedir.
Şekil 2.1. Samanyolu gökadasının basitleştirilmiş modeli. Merkezi radyasyon küresinde çok
miktarda kozmik ışın oluşmakta, iç radyasyon diskindeki yüksek enerjili elektronlar ile birlikte
kuvvetli radyo yayınlarına neden olmaktadır (Sanver, 1976 dan).
Çizelge 2.1. Samanyolu'ndaki bazı gaz-toz bulutları.
Uzaklık(IY)
Yarıçap(IY)
Kütle *
T ( 0K)
Lagoon
3500
4
60
7500
Eagle
8000
12
600
8000
Omega
7000
5
300
8700
Trifid
6500
8
150
8200
Orion
1600
1
10
9000
Adı
* (´ Güneş kütlesi); IY=Işık Yılı
2.2
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
2.2 Yıldızlar ve Güneş
Yukarıda değinilen gaz-toz bulutlarının kütlelerinin, çekim etkisiyle çok uzun zaman dilimi
boyunca toplanıp yıldızları oluşturduğu kuramı bizim güneşimiz için de geçerlidir. Yıldızlar tek, çift ve
kümeler biçiminde bulunur. Hemen bütün yıldızlarda en bol element "H" olup daha sonra "He" gelir.
Yüzeyi en sıcak olanlarda 25,000 0K en soğuk olanlarda ise 3,500 0K den biraz daha azdır. Bizim
yıldızımız olan güneşin yüzeyi ise 6,000 0K sıcaklıktadır. Güneş parlaklık ve büyüklük bakımından G2
türü cüce bir yıldızdır. Şu anda bilinen en büyük yıldız e-Aurigae, güneşin 27.109 katı hacimdedir.
Yıldızların pek çoğunun 1-12 gezegeni, onların da bazılarının birkaç uydusu vardır. Sadece atom
çekirdeklerinden oluşan hacmi küçük, yoğunluğu yüksek birçok yıldız vardır. Bunlar ışığı çekip
yuttuklarından kara delikler olarak bilinir. Güneş sistemimize en yakın yıldız Proxima Centauri olup
4.25 ışık yılı uzaklıktadır. Güneş ve komşu yıldızlar Samanyolu gökadası merkezi etrafında »220
km.s-1 hızla dolaşmaktadır. Oluşumu açısından kendi güneş sistemimizin bilinen bazı özellikleri
şunlardır:
1) Güneş’in çapı yaklaşık 109 Yerküre çapına eşittir, hacmi 1.3 milyon yer hacmi, kütlesi
333,400 yer kütlesi ve ortalama yoğunluğu 1,410 kg.m-3 dür. Güneşi oluşturan atomlar
tamamen "plasma" durumundadır.
2) Gezegenler, Güneş’in etrafında basıklığı az eliptik yörüngeler üzerinde -Venüs hariç-, Güneş
ile aynı yönde dönmektedir.
3) İki gezegen hariç tüm gezegenlerin dönme yörüngeleri hemen hemen aynı düzlemdedir.
Merkür ve Plüton’un yörünge düzlemleri ise sırasıyla 700 ve 1700 lik açı yaparlar.
4) Bütün gezegenler ve uyduları yörüngelerinde Güneş ile aynı, saatin tersi yönde dönerler.
5) Uranus ve Venüs hariç tüm gezegenler ve Güneş kendi eksenleri etrafında (kuzey kutbundan
bakarsak) saatin tersi yönde dönerler.
6) Güneşin kütlesi tüm sistemin yaklaşık %99 'unu oluşturur. Bununla beraber güneşin açısal
moment enerjisi sistemin yaklaşık %1 'dir.
7) Gezegenlerin Güneş’ten olan uzaklıkları "TITUS-BODE" kuralı ile belirlenebilir. Bu uzaklıklar
x=0.4+0.3´2n astronomik birim olup, 1 astronomik birim (ort. Yer-Güneş uzaklığı) 150.106
km dir. “n” nin değeri Merkür için -¥, Venüs için 0, Yer için 1, ...vb. dir.
8) Güneş etrafındaki gezegenler iç ve dış gezegenler olarak ayrılırlar. Astreoidlerin içindeki
gezegenlerin yoğunlukları ortalama 3,900-5,500 kg.m-3 dür. Dış gezegenlerin ise çoğu
donmuş katılaşmış gaz özelliklerini taşır. İç gezegenlerin kendi eksenleri etrafında dönme
hızları daha yüksektir.
9) Yerküre üzerine düşen göktaşlarının ve aydan getirilen kayaçların yapılan analizi, iç grupta
bulunan gezegenlerin %90 'ının Fe, Si, Mg ve O 'den oluştuğunu göstermektedir. Bu
kayaçların radyoaktif yöntemler ile saptanan yaşları en fazla 4.6 milyar yıl çıkmaktadır.
10)Yer’in dönme ekseni, yörünge düzlemine doğru 23.50 eğilmiştir.
Güneş sistemimizin oluşumuna ait pek çok açıklama yapılmışsa da kabul edilen en son kurama
göre (Cameron ve Pine,1973) Güneş ve gezegenlerin bir gaz-toz bulutundan oluştuğu
düşünülmektedir. Sistem buzumsu, kayamsı ve gazımsı maddelerden oluşur. Katı malzemeler olan Fe,
Si, Mg, Al oksitlerin ilkel güneş bulutu sıcaklığında (1,000 0K) katı halde olduğu kabul edilir. Genç
2.3
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
bir yıldız içindeki Hidrojen'in termonükleer olaya başlaması için hesaplanan yoğunluk bugünkünden
1,000 kat daha fazladır. Bu işin 1 milyon yıldan daha fazla sürdüğü düşünülmektedir. Daha sonraki
tepkimeler güneşten bazı kütleleri uzaya savurur ve sonra gaz-toz bulutunun sıcaklığı azalır. Bu sırada
bulutun çapı 100 Astronomik Birime ulaşır, sıcaklık ise merkezde 3,000 0K uzakta 100 0K kadardır.
Sonra sıcaklığının azalması ile birlikte içe doğru göç başlar. 30-100 bin yıl civarında bir sürede bizim
ilkel Güneş'imiz oluşur, gittikçe artan çekim kuvveti ile kütle toplanmaları olur bu sırada güneş
etrafındaki toz bulutu diski açısal momentin enerjisini kendi üzerine alır yani dönmesi gittikçe hızlanır.
Dönen bulut içindeki toz tanecikleri çekim ve çarpışma ile yapışır ve gittikçe büyük kitleler oluşur. Bu
model birçok gözlemi açıklamakla beraber işin açıklanmayan yönleri de vardır. Uzay çalışmaları
devam ettikçe yeni kuramların gelişeceği kesindir.
Güneş'in Katmanları
Güneşin çekirdeğinde H+® He++ dönüşümü olur, bu arada %0.7 oranında kütle kaybı (E =
mc2) enerji biçiminde ortaya çıkar ve elektromanyetik akıntılarla güneş yüzeyine ulaşır (eğer güneş
yüzeyi 12 m kalınlığında bir buz katmanı ile sarılı olsaydı, enerjinin bunu eritmesi için bir dakika yeterli
olacaktı). Güneşin yıldız olarak ömrü 1010 yıl olup şimdilerde bu ömrün yarısındadır. Astrofizik
kuramlar özetlenecek olursa 5´109 yıl içinde güneşteki H dönüşüm olayları bittiğinde 3 He
atomundan 1 Karbon atomu oluşacak ve büzülecektir. Büzülmenin, dönme hızının artmasına ve
Venüs'ten daha uzaklara dağılacak bir parçalanmaya neden olabileceği düşünülmektedir.
Güneş'in kendisini ele alırsak, yerküreden gözlenen özellikleri (yoğunluk, manyetik alan şiddeti,
iyonizasyon ve sıcaklık farkları) dikkate alınarak yüzeyinden dışarıya doğru bazı katlara ayrılır (Şekil
2.2a).
a) Çekirdek ; Yarıçapı, dış yarıçapının %10 u kadar olan çekirdek içinde 15´106 0K gibi çok
yüksek sıcaklıkta termonükleer reaksiyonlar süregelmektedir. Yoğunluğun 150,000 kg/m3, basıncın
109 Pa dan fazla olduğu tahmin edilmektedir.
b) Işık Küre (Fotosfer ); Çekirdek üzerinde yer alan “dolaşım” (İng.;convection ) bölgesini
örten, görünen yüzey olup 700,000 km kadar yarı- çapa sahiptir ve güneşin ana kütlesini belirler.
Hareketli "bulgurcuk " yapı denen benekli bir görünüşü vardır. İç katmanları pek iyi bilinmiyorsa
da tayf analizinden yüzey sıcaklığının 6,000 0K olduğu ölçülmüştür. Derinlere doğru daha yüksek
sıcaklıklar beklenebilir. Bu katmanın kalınlığının yaklaşık 400 km olduğu hesaplanmıştır. Tayf
üzerinde çeşitli atomlara ait soğurma (absorbsiyon) çizgileri vardır. Yüzeyde basınç 10 kPa
civarındadır. Yüzeydeki yoğunluk yer atmosferinin 0.001 i kadar olup merkezde ise en az 100 kg.m-3
olmalıdır.
c) Renk Küre (Kromosfer) ; Işık Kürenin üstünde olup daha çok güneş tutulmaları sırasında
görünür. Doğal Hidrojen’in renginde hafif pembedir. Kalınlığı 5,000 km kadar olup üst yüzeyi
düzensiz bir görünüştedir. Buna ışık küre yüzeyinden başlayarak bir kaç dakika içinde uzaya doğru
yayılan patlamalar (spikül) neden olur. Renk kürenin sıcaklığı içte 4,500 0K den dışta 1,000,000 0K
e kadar değişir.
d) Taç (Korona) ; açık yeşil renkte olup ancak güneş tutulmaları süresince gözlenebilir. En üst
katmanı oluşturur ve tavanı belli değildir. İçinde ortalama hızları 300-600 km.sn-1 olan yüklü
parçacıklar vardır. Taç katmanın alt kısımlarına ait tayflar da Fe, Ni, Ca atom çizgileri gözlenmiştir.
Buralarda sıcaklığın bir kaç milyon 0K kadar olduğu sanılmaktadır. Madde bu katmanda 10-16 kg.m-3
yoğunluğa sahiptir.
2.4
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
e) Güneş Rüzgarları ; Güneşteki patlamalardan başlayarak Taç katmanı içinde gelişen
elektrik yüklü çok hızlı parçacıklar gezegenler arası ortama yayılarak yerkürenin manyetosferine
kadar ulaşır. Bu ise yerin manyetik alanında salınımlara yol açar.
Şekil 2.2. a) Güneş'in dış katmanları. b) Bir güneş lekesi (çapı »3,000 km dir). c) Güneş
lekeleri içindeki güçlü manyetik alanların biçimlendirdiği halkalar. d) Işık kürede bir H gazı
fışkırması (»400 km/sn hızla 350,000 km kadar yüksekliğe fışkırır ve bir kaç gün sürer).
2.5
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Güneşteki Doğal Olaylar
Güneşte gözlenen bazı doğal olaylar yerküre üzerinde jeolojik ve jeofizik birçok olay ile
yakından ilişkilidir. Radyo haberleşmesinde kesiklik, yerin manyetik alanında salınımlar, buzul
dönemleri bunlara örnektir. Bu olayları gruplarsak,
1) Bulgurcuklar : İçeriden dışarıya akan enerjinin sürüklediği helezonik hızlı madde
savrulmalarıdır. Hemen bütün güneş yüzeyinde sürekli olarak gözlenebilir.
2) Güneş lekeleri : Yaklaşık 2,000 yıldan beri bilinmesine karşın ilk bilimsel incelemeler 1610
da Galileo ile başlamıştır. Bu lekeler kutup ve doğudan, ekvator ve batıya doğru düzenli biçimde
kayarlar. Doğu batı kayması 27 yer günü olup »1 güneş gününe eşittir (güneş ekvatorda 24.5 günde,
600 enleminde 31 günde 1 tur dönmektedir). Bir tek lekenin ömrü ise yaklaşık 5´27 gündür. Lekeler
kuzey ve güney 350-400 enlemleri ile ekvator arasında yaklaşık simetrik olarak gözlenir. Daha çok
±80 enlemlerinde toplanırlar. Işık küre üzerindeki her bir lekenin çapı 2,000 - 50,000 km, çukurluğu
birkaç yüz km derin olup dipte sıcaklık 4,000 0K kadardır. Lekelerin sayısında 11.2 yıllık temel (ve
bazı harmonikleri) bir peryot gözlenmiştir. Ayrıca 80 yıllık bir çevrim daha vardır. Kuzey
yarıküresindeki lekeler "kuzey" ve güneydekiler "güney" manyetik kutbuna 11 yıl süreyle sahipse,
ikinci 11 yılda kuzeydekiler "güney" ve güneydekiler "kuzey" kutuplaşma gösterir. Bu yüzden bazı
araştırmacılar leke sayısındaki değişim periyodunu 22 yıl kabul ederler (Şekil 2.2b ve Şekil 2.3).
Şekil 2.3. (üstte) Güneş üzerinde lekelerin oluşum yer ve sayısının zamanla değişimi, (altta)
güneş lekelerinin yıllık ortalama sayısındaki 11 yıllık tekrarlama.
Her bir leke çok güçlü (4,000 Oe) bir manyetik alana sahiptir (yerkürenin manyetik alanı 0.5
Oe dir). Leke sayısının zamana bağlı bu periyodik değişimi, yerin manyetik alanındaki olayların (İng.;
disturbance ) sayısını ile büyüklüğünü de doğrudan etkiler ve buna dayanan iyonosfer katmanlarında
değişimler, kısa dalga radyo haberleşmelerinin kesilmesi, kutup ışığı, jeomanyetik fırtınalar, kozmik
2.6
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
ışın yağmuru v.b. jeofizik araştırma konusu olaylar gözlenir. Leke sayılarının üst atmosfer
katmanlarında yol açtığı bu değişimler ayrıca iklimleri ve bir açıdan yağış-tarım ilişkisi nedeni ile
ekonomiyi de etkiler. Bilinen en kısa leke periyodu 1820-29 da 9 yıl en uzun olanı ise 1645-1715 de
70 yıldır. Daha eskilere giden leke çalışmaları ağaç büyüme halkaları, buzul tortullarının katmanları
veya C14 deneyleri ile yapılabilmektedir.
3) Meşale veya Fakuli : Aktif bölgeler ile ilişkilidir. Bazen bir güneş lekesi kaybolduktan
sonra bir kaç hafta devam eder (Şekil 2.2c).
4) Plaj (İng.;plage ): Aşağı renk kürede oluşan düzensiz parlak bulutlardır.
5) Fışkırmalar (İng.; prominens ): Bu olaylar jeofizik açıdan önemli etkiler yapar. Güneş
yüzeyinden 350,000 km kadar yükseklere çıkan H gazı patlamalarıdır (Şekil 2.2d). Bir kaç gün sürer
ve görünüşleri güzeldir.
6) İplikcik veya Spikül : Renk kürenin üst kısımlarında gözlenen bazı çizgisel çıkıntılardır.
2.3 Gezegenler ve Uydular
Gezegenlere ilişkin çeşitli özellikler Çizelge 2.2 de verilmiştir. Gök kürenin kuzey kutbundan
bakıldığında Yer'in ve Ay'ın kendi ekseni etrafında dönüşü de, Yer ve gezegenlerin Güneş etrafında
dönüşü de saat yönünün tersine (batıdan doğuya) dır. İçten dışa doğru gezegenleri ele alırsak;
Çizelge 2.2. Gezegenlerin bazı özellikleri (Sagan,1975 den).
Gezegen
Uzaklık
(´10 6 km)
Merkür
57.9
Venüs
108.2
Yer
150.0
Mars
227.9
Astroid.
420.0
Jüpiter
778.3
Satürn
1,427.0
Uranüs
2,869.6
Neptün
4,496.6
Plüton
5,900.0
(*)
g-yer günü; y-yer yılı
Yörünge
Peryodu (*)
88.0 g
224.7 g
365.3 g
687.0 g
11.9 y
29.5 y
84.0 y
164.8 y
247.7 y
Ekvator
Çapı (km)
4,880
12,104
12,756
6,787
142,800
120,000
51,800
49,500
2,700
Atmosfer
CO2
O,N
CO2,Ar
H,He
H,He
H,He,Metan
H,He,Metan
?
r
su=1
5.4
5.2
5.5
3.9
1.3
0.7
1.2
1.7
1.5
Merkür: Yerküre'den sonra en büyük ortalama yoğunluğa sahiptir (5,400 kg.m-3). Çok az
olmakla birlikte yeri andırır bir manyetik alanın varlığı nedeniyle 1,800 km yarı çapında bir sıvı
çekirdeğinin var olduğu sanılmaktadır. Yoğunluğa dayalı hesaplar 640 km kalınlıkta silikat esaslı bir
"manto" ya işaret eder. Yüzeyde sıcaklık 430-170 0C arasında değişir; yüzeyi Ay yüzeyine benzer bir
görünüştedir. En büyük krater 1,300 km çapında olup çevreleyen kayaçlar 2 km yüksekliğindedir.
Venüs : Birçok özelliği yerküreye benzer, sadece ekseni etrafında dönmesi ters ve 243 gündür.
Yer’e en yakın gezegen olan Venüs'e 15 in üzerinde uzay aracı gönderilmiştir. Oldukça düz olan
yüzeyi CO2 bulutları ile kaplı olup yüzeydeki basınç yerkürenin 95 katıdır. Yoğun CO2 den oluşan bir
atmosferi vardır. Sera etkisi nedeniyle, yüzey sıcaklığı 480 0C civarında olup bu bazı saf metallerin
2.7
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
(Pb) erime sıcaklığına yakındır. 100 km den kalın olan Venüs atmosferinde hızı 100 m.s-1 ye çıkan
rüzgarların varlığı saptanmıştır. Atmosferi kendisinden çok daha hızlı, 4-6 günde bir devir
yapmaktadır (!).
Ay: (Burada incelenmesi gereken Yerküre ileride ayrıntılı olarak ele alınacağından Güneş'e aynı
uzaklıkta olan Ay konu edilmiştir). Yer'e ortalama 384,000 km uzak olan bu tek uydumuzun yarıçapı
1,738 km dir. Kütlesi 1/81.3 yer kütlesi, ortalama yoğunluğu 3,340 kg.m-3 dür (yerin alt kabuğunun
yoğunluğu kadar). Ay'da çekim 1/6 yerçekimine eşittir. Ay, Yer yörüngesi ile 5.20 açı yapan bir
yörüngede döner. Kendi ekseni ve Yer etrafında dönüşü eşit olup 27.3 gündür. Belki yerin gel git
etkisine bağlanabilirse de bunun nedeni henüz tam olarak açıklanamamıştır. Yer-Ay sisteminin ağırlık
noktası yerin merkezinden 4,700 km uzak olup Yerküre'nin içinde kalmaktadır. Gezegen
sistemimizdeki uyduların içinde en büyük kütle Ay'ındır. Ayın atmosferi -zayıf çekim kuvveti
nedeniyle- bulunmadığından göktaşları bazen 40 m.sn-1 den büyük hızlarla ay yüzeyine çarpar ve çok
büyük alanlara yayılan kraterler oluşur. 1 ile 240 km arasında çeşitli çaplara sahip kraterlerin
çevresindeki halkanın yüksekliği bazen 1,500 m olabilir. Bazı kraterlerde içeriden dışarıya doğru
ışınsal uzanımlar gözlenir. Bu kraterlerin bazıları da muhtemelen volkanik etkinliklerin sonucu
oluşmuştur. Aydaki en yüksek dağ yaklaşık 7,500 m olarak ölçülmüştür.
Aydan getirilen kayaç örnekleri yerkürede Anortozit, Norit ve Bazalt olarak bildiğimiz
kayaçlara benzer. Anortozit türü kayaçlar CaAl2Si2O5 bileşimde olup aydaki en yaşlı kayaçlardır ve
Ay'ın yaklaşık 400 km kalınlığındaki kabuğunu oluşturur. Norit türündekiler K, Ba, U, Th ve P
elementleri bakımından zengindir. Piroksen, Plajyoklas ve Olivin daha çok gözlenen minerallerdir.
Eldeki petrolojik bilgilere göre aydaki volkanik aktivite -ya da gök cismi içindeki farklılaşmayaklaşık 3 milyar yıl önce durmuş olmalıdır. Radyometrik tayinlerden en yaşlı kayaç 4.6 milyar yıl, en
genci 3.1 milyar yıl bulunmuştur. Kraterlerin üzerinden geçen uyduların ay çekimindeki artış nedeni ile
gösterdiği yörünge sapmalarından bazı kraterlerin (ay denizleri) altında gömülü büyük yoğunluğa sahip
kütleler (İng.; mascon ) olduğu anlaşılmıştır.
Ay yüzeyine yerleştirilen sismografların algıladığı deprem kayıt örnekleri Şekil 2.4 de
görülmektedir. Bunların görünüşü yeryüzünde gözlenen deprem dalgalarından biraz farklı olup Ay
içinde sıvı çekirdeğin olmadığını -veya çok küçük olduğunu- yansıtır. Ay depremlerinin büyüklükleri
1.3-0.5 Richter'dir (Yer üzerinde 5 den büyükler yıkıcı etki yapar).
Şekil 2.4. Ay depremi kayıt örneği
2.8
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Aydaki deprem etkinliğinde 13.6 ve 206 günlük 2 temel tekrarlama periyodu gözlenmiştir.
Bunlardan birincisi yarım ay gününe eşit olup Yer'e en yakın ve en uzak noktaya, ikincisi ise güneş
etrafındaki yörüngede Ay’ın Yerküre'ye göre en yakın olma periyoduna eşittir. Ay depremlerinin
odakları ayın 800-1,000 km derinlerinde -muhtemel bir çekirdek sınırında- yer almaktadır. Ay
yüzeyine izdüşümlerini alırsak deprem odakları yaklaşık kuzey güney yönünde 2000 km kadar bir
uzanım göstermektedir. Şekil 2.5 de deprem dalgalarının saptanan hızlarına göre ayın katmanlı iç
yapısına ilişkin bilgiler özetlenmiştir.
Aydan getirilen kayaçlarda az bir kalıcı mıknatıslanma görülmüştür. Ayrıca Apollo 12 nin
yörüngedeki ölçümlerine göre Ay'ın oldukça zayıf (10-35 nT) bir manyetik alanı vardır (Yerküre'nin
50,000 nT civarındadır). Manyetik alanın eskiden daha güçlü (»2,000 nT) olduğuna ilişkin
göstergeler vardır. Sonett ve diğ. (1971) elektrik iletkenliği açısından ayın tabakalı bir yapısının
olduğunu ve yaklaşık 250 km derinlikte çok iletken bir katmanın varlığına ve bu bölgede sıcaklığın
450-900 0C arasında olabileceğine işaret etmektedir. Apollo-15 sonuçlarına göre Langseth (1972)
Ay yüzeyinde ısı akısını 35 mW.m-2 hesaplanmıştır (yerkürenin 65-75 mW.m-2 dir). Bütün bu
hesaplar 800 km derinlerde sıcaklığın 1,500 0C civarında olduğunu ve en içte -olasılıkla- küçük
sıvımsı bir çekirdek bulunması gerektiğini göstermektedir.
Yer-Ay sistemi içinde yer günü 100 yılda 2´10-3 s uzamaktadır. Açısal atalet sabit kalması
gerektiğinden ay yılda birkaç cm yerden uzaklaşır. Paleozoik zamanda (400 milyon yıl önce) yaşamış
gel git olayına bağımlı bazı canlıların fosilleri incelenerek günün o zamanlar 22 saat olduğu ve bir yılda
13 ayın gözlendiği saptanmıştır. Bu hesaba göre Ay 2 milyar yıl önce Yer'e bügünkünün yarısı kadar
bir uzaklıktaydı ve bir gün 10 saat bir yılda da 34 ay vardı.
Şekil 2.5. Bazı jeofizik özelliklerin Ay katmanları içinde derinlikle değişimi.
2.9
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Mars -Merih -: Yaklaşık olarak 3/4 yer yarıçapına eşit olup yoğunluğu, ortalama yer
yoğunluğundan azdır. Kayaçlar daha çok Mg, Fe, Si ve Fe-S elemanlarından oluşmuştur. 200 km
kalınlığında bir kabuğunun olduğu hesaplanmıştır. Günü yer günü ile aynı olup manyetik alanı yoktur.
Bunun anlamı sıvı çekirdeğin olmamasıdır (uzayda dönen sıvı-iletken bir cisimde eddy -girdapakımları oluşur ve bir manyetik alana yol açarlar). Ancak Mars'ın yoğun katı bir çekirdeğinin (3,600
km çapta 6,000 kg.m-3 yoğunlukta FeS) olduğu düşünülmektedir. Fotoğraflar tektonik-volkanik
etkinlik izleri göstermektedir. Göktaşı çukurları, ekvator civarında rüzgar-su aşındırmasına benzer
kanallar vardır. Uzunluğu birkaç bin km yi bulan kanallar bazen 6-7 km derindir. Kutup bölgeleri
buz ile kaplıdır. Atmosferi CO2 den oluşur ve yer basıncının 1/200 ü yüzey basıncına sahiptir.
Atmosferinde saatte 270 km hızla gezen toz bulutları gözlenmiştir.
Astroidler: Titus-Bode kuramı ile n=3 için 2.8 astronomik birim uzaklıktadır. 2,000 i tanımlı
100,000 den fazla kütlelerden oluşur ve en büyüğü 955 km çapında Ceres'dir. Bu küçük gök
cisimlerinin %80 i karbonatlı kondrit türü göktaşlarına benzer.
Jüpiter: Bütün gezegenlerin en büyüğü dış gezegenlerin ilki olan Jüpiter yer hacminin 1,300
katı olmakla birlikte yer kütlesinin ancak 318 katı kütleye sahiptir. Ortalama yoğunluğu 1,330 kg.m-3
dir. Üzerinde zamanla yavaş yavaş şekil değiştiren 20,000 km çapında büyük bir kırmızı leke vardır.
Günlük dönmesi 9 saat 55 dakika olup çok hızlı dönmesi nedeniyle basık bir gezegendir (ekvatorda
71,400 km, kutupta 67,000 km). 14 uydusu olan Jüpiter'in ayrıca kuvvetli bir manyetik alanı vardır
(3-14 Oe) ve Yerküre'ye göre ters yönde kutuplaşmıştır. Yerden yapılan ölçümler Jüpiter'in
güneşten aldığı enerjinin yaklaşık iki katını etrafa saçtığını gösterir. »1,000 km kalınlıkta olan
atmosferi H, He, Metan, Amonyak ve biraz H2O dan oluşur. Ekvator civarında gözlenen atmosferik
şekiller saatte birkaç yüz km hızla hareket etmektedir. Yüzeyinin altında 24,000 km kalınlığında sıvı H
vardır. Bununda altında basınç öyle büyür ki H, sıvı metale dönüşür. Merkezinde 10,000 km çapında
küçük bir çekirdek vardır.
Satürn: Bir günü 10 saat 14 d olup H ve He esaslı atmosferinde maden ve amonyak izleri
gözlenir. Etrafında H2O buzu kristallerinden dört halkası vardır. Merkezde 10,000 km yarıçaplı katı
bir çekirdek üzerinde yaklaşık 5,000 km kalınlıkta buz tabakası ve en dışta 37,000 km kalınlıkta
moleküler H den oluşmuş bir tabaka vardır. Satürn'de Jüpiter gibi Güneş'ten aldığı enerjinin iki katını
etrafa saçmaktadır. Yani termo-nükleer reaksiyonlar sonucu kendi içinde enerji üretmektedir.
Toplam 15 uydusu vardır.
Uranüs: Uzaklığı 19 astronomik birim -AB-, çapı 51,800 km ve ekseni etrafında dönüşü 11
yer günüdür. Gövdesi H-He karışımı olup atmosferinde çok miktarda Metan bulunur. İçinde 8,000
km yarıçaplı bir katı çekirdeğin varlığı kabul edilmektedir. Kendi etrafındaki dönme ekseni yörünge
düzlemine çok yakındır (dik değil). Katı parçalardan oluşan bir halkası vardır.
Neptün: Uzaklığı yaklaşık 30 AB olup varlığı, önceden yapılan hesaplamalar yolu ile
saptanmıştır. Çapı 49,500 km olup atmosferi Uranüs'e benzer. Ekseni etrafındaki dönüşü 16 yer
saatidir. Bilinen iki uydusundan Triton 6,000 km çapı ile gezegen sistemimizin hacimce en büyük
uydusudur.
Plüton: Bu gezegen de hesaplar sonucu keşfedilmiştir. Çapı 2,700 km olup en küçük
gezegendir. Kütlesi 1/10 yer kütlesidir. Gezegenin parlaklığı 6.4 yer gününde bir değişir. Yörünge
elipsi çok basıktır.
2.10
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 2.6. Güneş ve güneş sistemimizi oluşturan gezegenler.
2.11
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
2.4 Kuyruklu Yıldızlar ve Göktaşları
Güneş sistemimiz içinde 1012 - 1015 kadar kuyruklu yıldız vardır. En küçüğünün kütlesi 1/106
yer kütlesi kadardır. Yörüngeleri parabolik, eliptik veya hiperboliktir. %70 inin periyodu 100 yıldan
azdır. Bir kuyruklu yıldız üç ana bölümden oluşur.
1) Çekirdek: Buz-toz karışımı bir veya birkaç çekirdek birlikte bulunabilir.
2) Baş: Çekirdeği çevreleyen küre veya elipsoid görünümünde, yaklaşık 105 km3
büyüklüğünde bir kütle olup zamanla değişim gösterir.
3) Kuyruk: Güneş rüzgarları nedeni ile kuyruk her zaman güneşten uzaklaşacak yönde uzanır.
50 milyon km kadar uzunları varsa da yoğunluğu çok düşüktür (1/230,000 hava yoğunluğu).
Göktaşları (İng.; meteorites ); yer atmosferine 11-72 km.s-1 hızla giren ve çoğu zaman
buharlaşarak kaybolan bu uzay taşsılarının sayısı yılda birkaç bindir. Bunlardan bazıları yeryüzüne
ulaşabilir. Göktaşlarının büyük bir kısmının Astroid kuşağından geldiği düşünülmektedir. Bugün
araştırmacıların elinde 2,000 kadar göktaşı vardır. Ağırlıkları genelde 8-32 kg arasındadır. Büyük
göktaşlarının çarpması ile Arizona'daki gibi büyük kraterler oluşur (Şekil 2.7). Göktaşları gezegenler
arası ortamdan gelen nadir örnekler olup incelenmesi önemli bilgiler sağlar. Yapılarına göre dört ana
grupta toplanırlar.
1) Demir göktaşları (sideritler): Yalnız Fe ve Ni den oluşur.
2) Taşsı -demirli göktaşları (sider olitler): %50 (Fe+Ni) ve %50 SiO2 türü silikattan oluşur.
3) Taşsı göktaşları (kondirit ve akondiritler):
(Çizelge 2.3).
(Fe+Mg) silikat ve çok az Fe ve Ni vardır
4) Gök kumu (tektikler): 10-30 milyon yıllık camsı küçük maddeler olup bunların hepsinde
çok az FeS gözlenmiştir.
Radyoaktif yaş tayinleri ilk üçünün yaşını ortalama 4-4.5 milyar yıl vermektedir ( ki Yer ve
Ay'daki en eski kayaç yaşı da budur). Göktaşlarının kimyasal bileşimi genel olarak güneş
sistemindeki dağılım ile iyi bir uyum göstermektedir.
2.12
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 2.7. Arizona'da Barringer krateri. 150 m derinlikte ve 1250 m çapında olan bu kraterin
49,000 yıl kadar önce 106 ton kütleye sahip bir göktaşının düşmesi sonucu oluştuğu
düşünülmektedir (http://antwrp.gsfc.nasa.gov/apod/ap971117.html ).
Çizelge 2.3. Yer kayaçları ve taşsı göktaşlarının kimyasal bileşimi.
SiO2
MgO
FeO.Fe2O3
Al2O3
CaO
Na2O
H2O
Diğ. mineraller
Volkanik
Kayaçlar
Derinlik
Kayaçları
Taşsı
Göktaşı
41.9
46.2
7.4
1.1
1.1
0.1
0.5
1.7
44.0
41.1
7.9
2.9
2.4
0.4
1.3
47.0
29.5
15.4
3.1
2.4
1.2
0.3
1.4
2.13
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
3. YERKÜRE
İnsanoğlunun üzerinde yaşadığı ve hakkında en çok bilgi sahibi olduğu gök cismi Yer’dir.
Yine de Yerküre’nin iç yapısına ilişkin bilgilerimiz çok kısıtlıdır. Çizelge 3.1 de yerküreye ait bazı
büyüklükler verilmektedir.
Yeryüzündeki kayaçların radyoaktif yöntemler ile saptanan en eski -katılaşma- yaşı 4.6
milyar yıl civarındadır. Bilinen en eski tek hücreli fosil 3.5 milyar yıllıktır. En eski fotosentez bitkisinin
yaşı ise 2.2 milyar yıldır. İlk omurgasız canlı 0.6 milyar yıl önce Prekambrien sonu Kambrien başında
ortaya çıkmıştır. İlk iskeletli balıklar 0.35 milyar yıl, ilk sürüngenler 0.25 milyar yıl, ilk kuş fosilleri ise
0.15 milyar yıl yaşlıdır. Memeli fosilleri ise ilk olarak ancak 70 milyon sene önceleri görülmektedir.
Yerküre, atmosferi ve okyanusları ile, karmaşık biyosferi ile silisyumca zengin tortul,
magmatik ve metamorfik kayaçlardan oluşan kabuğu ile, bunun altında yer alan magnezyum silikat
bileşimli manto ve demirce zengin çekirdek ile; kutuplarında buz ile kaplı geniş alanları, çölleri,
ormanları, tundra, tatlı su gölleri, kömür ve petrol yatakları ile evrende farklı ve seçkin bir gezegendir.
Çizelge 3.1. Yerküreye ilişkin bazı büyüklükler.
29.77 km.s-1
7.29´10-5 rd/sn
6,371 km
1/298.25
1.083´1021 m3
5,517 kg/m3
5.973´1024 kg
5.1´1015 ton
1.4´1018 ton
%71 Okyanus, %29 Karalar
0.623 km
3.8km
9.78032 m.s-2
75 mW/m2
Yörünge hızı
Açısal hız (w)
Ort. Yarıçap
Basıklık
Hacmi
Ort. Yoğunluk
Kütlesi
Atmosferin Kütlesi
Okyanusların kütlesi
Alan
Ort. Kara yüksekliği
Ort. Okyanus derinliği
Ekvatorda yerçekimi
Ort. Isı Akısı
3.1 Yer’in Katmanlı Yapısının Oluşumu
Başlangıçta tekdüze olan yer kütlesinin değişik dönemlerde ayrışıma uğrayarak bugün ki
katmanlı iç yapısına kavuştuğu kabul edilir. Yerküre 4.6 milyar yıl önce muhtemelen ayrışmamış bir
konglomera görünümündeydi. O zamanlar soğuk olan kütle zamanla ısınarak bu katmanlaşmanın
günümüze kadar devam etmesine neden oldu. Günümüzde, Yerküre’nin ısınmasını açıklayan şu üç
kuram vardır;
1) Kütle artması kuramı; Yere düşen kozmik göktaşı parçacıklarının enerjisi ısı enerjisine
dönüşür. Isının bir kısmı uzaya kaçar, geri kalan kütlenin ısınmasına yarar (Şekil 3.1a).
2) Gravitasyon ile sıkışma; Çekim ile ana kütlede bir sıkışma olur ve hacmi küçülür.
Zamanla bu enerji birikimi ısıya dönüşür. Eriyen elementler ayrılmaya başlar (Şekil 3.1 b).
3.1
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
(a)
(b)
(c)
Şekil 3.1. Yerin ısınmasına ilişkin kuramlar.
3) Radyoaktif parçalanma; U, Th ve radyoaktif K atomların parçalanması sonucu ısı
açığa çıkar (1,000 kg kayada 1 gr radyoaktif madde vardır). Biriken ısı ergimeye ve katmanlaşmaya
yol açar. Ancak bu işlem oldukça uzun sürer (Şekil 3.1 c).
Sonuçta bu nedenlerden biri ya da hepsi sonucunda başlayan ısı yükselmesi ile demir
ergimeye başlar. İlk ergimelerin 400-800 km derinde başladığı düşünülmektedir (Şekil 3.2). Soğuk
ve katı iç kısma karşı yüzeyde yaklaşık 1,000 km kalınlığında sıvı bir mağmanın özellikle radyoaktif
ısınma ile ortaya çıktığına ilişkin teoriler de vardır. Merkeze doğru bu sıvı demir çökmesi çok büyük
gravitasyon enerjisinin açığa çıkmasına ve onun da bir kısmının ısıya dönüşmesine ve belki de büyük
sarsıntılara yol açmıştır. 2,000 0C a kadar yükselen sıcaklık diğer kayaçlarında erimesine neden
olmuştur. Yer içinin ısınması ve ayrışımından sonra, ısı, dolaşım ve iletim yolu ile içeriden dışarıya
kaçmaya başlanmıştır.
Eğer bir kıyas gerekirse diğer gezegenlerden Mars, Yer'den kütlece küçük olup demir
ayrışımı henüz başlamamıştır, çünkü henüz ısı yeterli değildir. Venüs ise Yer'in kütlesine yakın kütlede
olup, demir ergimiş ve farklılaşma -büyük olasılıkla- devam etmektedir.
(a)
(b)
(c)
Şekil 3.2. Ergiyen demirce zengin maddenin derine batması.
3.2 Kayaçlar
Katı yerkürenin dıştaki katmanlarını oluşturan kayaçlar "mineral " olarak bilinen çeşitli
kristallerden oluşur. Mineraller doğal kimyasal bileşikler olup atomlar belirli geometrik düzenler ile
(kübik, hekzagonal, tetraedrik v.b.) birbirine bağlıdır (Şekil 3.3a). Yeryüzünde gözlenen kayaçları
oluşturan minerallerin içinde en yaygın rastlanan grub "Silikatlar " dır. Bu grubun en yaygın türü de
3.2
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
tetraedrik bir düzende yerleşen SiO4 dür (Şekil 3.3b). Bu yapı, köşelerindeki "O" atomlarının çeşitli
zincirleme bağlanması ile piroksen, amfibol gibi çok farklı silikat minerallerini oluşturur. Al ve (K, Na,
Ca) dan birinin de belli oranlarda katılması ile silikatların en yaygın türü feldspatlar oluşur (Şekil 3.4).
Bunların dışında daha derinlerde daha yaygın olarak bulunduğu düşünülen Olivin (Mg2SiO4,
Fe2SiO4), Ojit Ca(Mg,Fe)Si2O6 ve Eklojit gibi bir çok mineral vardır.
Yeryüzünde gözlenen kayaçlar üç ana grupta toplanabilir.
1) Mağmatik kayaçlar: Yerin derinliklerinde ergimiş maddenin doğrudan katılaşıp
kristalleşmesi (mineraller) ile oluşur. Silikat mineralleri genelde %70-45 arasındadır. Ancak yüzeyde
veya yerkabuğunun daha derinlerinde katılaşmasına bağlı olarak çeşitli bileşimler oluşur ve buna göre;
Derinlik taşları :
Granit - Diorit - Gabro - Siyenit
Çok Ü Kuvars (SiO 2 ) Þ Az
Yüzey taşları :
Riyolit - Andezit - Bazalt - Trakit
gibi isimler alır. Bu kayaçların bünyelerinde çeşitli soğuma çatlakları veya lav katmanları olabilir.
(a)
(b)
Şekil 3.3. a) Kübik sistemde sodyum klorür, b) Tedraedrik sistemde silikat kristalinin
şematik yapısı.
Şekil 3.4. Feldspatlar.
3.3
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
2) Tortul kayaçlar : Önce erozyon diyebileceğimiz meteorolojik ve kimyasal etkilerle
aşınma, ayrışma, taşınma; sonra da çökelme ve sıkışma işlemleri sonucunda oluşurlar. Bünyelerinde
inceli kalınlıklı farklı türden kayaç katmanları bulunabilir. Uzun jeolojik devirler boyunca tektonik
olaylar sonucu kırılır, bükülür, hatta ters dönebilir. Tortul kayaçların içeriğine göre aldığı bazı isimler
şunlardır,
Kuvars ... ... .... ... ... ... Arkoz ... ... ... ... ...Feldspat
Kumtaşı
Silt ... ... ... .. Grovak
Kireçtaşı ... ... ... ... ... ... .. Şeyl
Kalsit .... ... ... ... ... ...Marn ... ... ... ... ... ... ..Kil
Bunların dışında Konglomera, Çört ve Evaporitler vardır.
3) Başkalaşım - metamorfik - kayaçları : Daha önce oluşmuş bir kayacın yüksek ısı (T) ve
basınç (P) altında yeniden kristalleşmesi ile ortaya çıkarlar sıcaklık ve basınca ilişkin fiziko-kimyasal
çok ayrıntılı kurallar vardır. Şistosite denilen çok ince katmanlaşma gösterirler. Kuvars ve mika en
yaygın minerallerdir.
3.3 Yerin Katmanları
Bugün basit olarak bir sıralama yapacak olursak Yerküre dıştan içe doğru Çizelge 3.2 de
görülen küresel katmanlara ayrılır.
Çizelge 3.2. Yer’in katmanları.
Manyetosfer
İyonosfer
Atmosfer
Biosfer
Hidrosfer
Litosfer
Astenosfer
Üst Manto
Alt Manto
Dış Çekirdek
İç Çekirdek
400,000 km
100-1,500 km
0-26 km
1-2 km
3-4 km
30-100 km
»? 50-150 km
700 km
2,200 km
2,080 km
1,390 km
18
5.3´10 kg
1.0´1015 kg
1.4´1021 kg
1.7´1022 kg
(toplam)
4.1´1024 kg
(toplam)
1.9´1024 kg
Yerin manyetik alanı
İyonize parçacıklar
Azot, Oksijen, ...
Hayat, Yeryüzü
Su, Denizler
Yerkabuğu (7-70 km)
Fe, Mg, SiO2
Fe, Ni
Fe, Ni
Atmosfer ve İyonosfer
Yerküre’nin etrafını çeviren çeşitli yoğunluktaki gaz iyonlarından oluşan iyonosferin katmanları
Şekil 3.5 de görülmektedir. Atmosferin toplam kütlesi 5.3´1018 kg dır. Kimyasal olaylar genellikle
"Kemosfer" denen 20-120 km yüksekteki zon da olur. Gerekli enerji hep güneşten alınır. Kemosfer
içinde devamlı olarak Ozon ve O oluşur ancak bu tepkimenin olması için mor ötesi güneş ışıması
gereklidir. Bu ortamda CO2 bulunursa bu denge bozulur. Son yıllarda Ozon tabakasında incelme
insanlık için biyolojik dengeyi bozacak önemli bir tehlike oluşturmaktadır.
3.4
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 3.5. Atmosfer ve İyonosfer'in yapısı.
Bir elektronun yerin manyetik alanı dışına çıkması imkansız olup elektron ancak spinler titreşim ve dönme- çizerek manyetik alan içinde hareket eder. Yerin manyetik alanı dışarı kaçmak
isteyen bütün yüklü parçacıklar için güzel bir koruyucudur. Güneşten gelen yüklü parçacıklar ise yerin
manyetik alanına etkir ve manyetik alan çizgileri sıkışır veya gevşer. Böylece hareketli bir ortam
içindeki yüklü parçacıkların hareketi iyonosferde, atmosfer içinde ve yeryüzünde çeşitli elektrik
akımlar oluşturur.
Yeryüzüne en yakın kat Atmosfer içinde bulunan gazlar N2 (%78), O2 (%21), Ar (%0.9),
CO2 , Ne, He, Kr, Xe, H2 , CH4 (Metan), NO ve O3 olup ayrıca eser (»%1) miktarda H2O
(Buhar), SO2 ve N2O de bulunur.
Yerkabuğu
Yer katmanlarının en iyi bilinen kısmı olup kalınlığı 7 ile 70 km arasında değişir, ortalama
olarak 33 km olduğu kabul edilir. Yerküre üzerinde yapılmış en derin sondajlar bile yerin ancak üst
10 km sinden bilgi sağlanmaktadır. Daha derin bilgiler yerbilimlerinin birçok ayrı disiplinlerinden
dolaylı olarak edinilmiştir. Litosferin üst kısmını oluşturan yerkabuğu daha çok silisli kayaçlardan
3.5
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
oluşur (Çizelge 3.3, Şekil 3.6). Ortalama kayaç yoğunluğu 2,600-3,000 kg.m-3 dür. Kabuk
tabanında basıncın 900 MPa’a ulaştığı hesaplanmıştır (1 bar =100 kPa). Kabuk kendi içinde
genellikle üst ve alt (veya granitik-bazaltik) olarak iki kat'a ayrılır. Bu katlar tam yatay olmayıp çeşitli
coğrafik bölgelerde oldukça karmaşıktır. Okyanuslarda granitik kabuk yoktur ve kabuk incedir.
Kabuk tabanı bir çok kimyasal ve fiziksel özelliğin değiştiği bir katman olup jeofizikte " Moho "
süreksizliği olarak bilinir. Sıcaklık 500 - 700 0C dir.
Çizelge 3.3. Kıtasal ve okyanusal kabuğun kimyasal bileşimi.
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Kıtasal ( %)
61.9
0.8
15.6
2.6
3.9
0.1
3.1
5.7
3.1
2.9
Okyanusal ( %)
49.2
1.4
15.8
2.2
7.2
0.16
8.5
11.1
2.7
0.26
(Sutton 1971’den)
3.6
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 3.6. Yerkabuğunun şematik yapısı.
Manto
Kendi içinde önce iki katmana ayrılır. Üst manto hemen kabuk tabanında 33 km den başlar
700 km derinlere kadar devam eder. Bunun da üstteki 200 km si daha çok olivin-piroksen türü
ultramafik kayaçlardan oluşur. 200-700 km arasındaki bölümü ise olivin ve piroksen ile aynı kimyasal
bileşimde ancak farklı kristal yapısında eklojit türü daha yoğun kayaçlardır. Kabuk tabanında 3,300
kg.m-3 olan kayaç yoğunluğu 700 km derinlerde 4,300 kg.m-3 e kadar artar, basınç ise 900 MPa
dan 26,000 MPa a kadar yükselmiş olmalıdır.
Üst manto'nun üstü ile yerkabuğu, ortamın sıcaklığına bağlı bazı etkileşimler nedeni ile kalınlığı
150 km kadar bir katı Litosfer ve onun altında yumuşak akıcı Astenosfer katmanlarını oluşturur.
Alt manto ise 700-2,900 km derinlikler arasındaki kısım olup (MgO) ve (FeO) asıllı yoğun
kristallerden oluşmalıdır. Yoğunluğun 4,300-5,500 kg.m-3, basıncın 135,000 MPa civarında olduğu
hesaplanmaktadır, Şekil 3.7. Üst mantonun kimyasal olarak genel bileşimi SiO2 (%45) - MgO (%37)
- FeO (%8) - Al2O3 (%3.5) - CaO (%3) - Fe2O3 - Na2O ve K2O dir.
3.7
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 3.7. Yerküre'nin iç katmanları.
Çekirdek
Yerin çekirdeğinin çapı 3486 km olup yeryüzünden yaklaşık 2900 km derinde
başlamaktadır. 5150 km derinlere kadar "dış çekirdek " adı verilen jeofizik ölçümlere göre sıvılaşmış
özellik gösteren bir katman vardır. Bileşimi "Fe + Ni + az Silikat " dan oluşur. Basıncın dış çekirdek
tabanında 334,000 MPa a çıktığı ve ortalama yoğunluğun 11,000 kg.m-3 olduğu düşünülmektedir.
5150 ile 6371 km derinlikler arasındaki iç çekirdeğin ise 370,000 MPa a kadar çıkan basınç ve
13,200 kg.m-3 yoğunlukta katı halde "Fe + Ni " karışımı olduğu sanılmaktadır. Yerin manyetik alanı
sıvımsı dış çekirdek sınırında indüklenen girdap akımlarından kaynaklanır.
3.4 Kayaçların Yaşı
Yerküre'yi özellikle yerkabuğunu oluşturan kayaçlar arasındaki ilişkiyi anlayabilmek ve
jeolojik olayları doğru yorumlayabilmek için kayaç türlerinin oluştuğu zamanın iyi saptanması gerekir.
Ayrıca belli bir kayacın ya da bir bölgenin bugünkü durumunu kazanıncaya kadar geçirdiği evrimin
araştırılması da bir açıdan jeolojik zamanlama sorunudur.
Jeolojide " bağıl " ve " mutlak " olarak iki ayrı zaman ölçeği kullanılır. En yaygın olan bağıl
zaman ölçeğinde kayaç birimlerinin birbirlerine kıyasla ne kadar genç ve yaşlı olduğu belirlenir. Deniz
veya göllerde çökelerek oluşmuş tortul kayaçların yaşları, jeolojik geçmişte belirli dönemlerde
yaşayan canlılardan kalmış fosiller, alttaki katmanların yaşlı üsttekilerin genç olması veya kırılma,
bükülme gibi tektonik olaylar izlenerek saptanır. Yerkabuğunun aşağı kısımlarından ergimiş mağma
olarak yükselen, bazen volkanik bazaltlar biçiminde yüzeye ulaşan, bazen de yüzeye ulaşmadan yer
katmanları arasında örneğin granit plutonu biçiminde katılaşan derinlik kayaçlarının yaşları ise, kesip
parçaladıkları veya kendilerini sonradan kesen kayaçların yaşına kıyasla saptanır. Yerküre ölçeğinde
çok ayrıntılı incelenmiş ve iyi saptanmış bu " bağıl " jeolojik devirler Çizelge 3.4 de basitleştirilmiş
olarak verilmiştir.
Kayaçların bağıl yaşlarının bilinmesi çoğu kez yeterli olmakla birlikte, bazı durumlarda
kayaçların mutlak yaşları gerekli olmaktadır. Mutlak yaş denince ilke olarak ergimiş mağmadan katı
kayacın oluştuğu zaman anlaşılmalıdır. Mutlak yaş yöntemleri, başlangıçta var olan radyoaktif
elementten günümüze kadar geçen zaman boyunca belli bir miktar izotopunun ortaya çıkmasına
dayanır ve bu bilim dalı " Jeokronoloji " adı ile bilinir. Doğadaki radyoaktif elementler başkalaşım
sırasında "alfa, beta,, gamma ", ışınları yayar. Bunlardan alfa, He atomu çekirdeğine eşdeğer olup
iki proton ve iki nötrondan oluşmuştur. Beta ışınları yüksek hızla fırlatılmış elektronlardır. Gamma
ışınları ise elektromanyetik dalga özelliği taşır. Radyoaktif elementlerin kararsız atom çekirdekleri alfa,
beta veya gamma ışını yayarak sürekli parçalanırlar ve çekirdek yapıları değişir. Örneğin Uranyum238
den, a ışıması (He) ile Toryum234
U238
92 proton
Þ
Th234
90 proton
146 nötron
Þ
2 proton 2 nötron (a ışını)
144 nötron
biçiminde ortaya çıkar. Daha sonra Toryum da parçalanarak yeni bir element oluşturur. Bu iş
radyoaktif olmayan bir element türeyinceye kadar sürer.
3.8
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Bu parçalanma sırasında atomların sayısında ortaya çıkan azalma atomların miktarı N ile
orantılı olup (-dN/dt = lN) biçiminde ifade edilebilir. l söz konusu elementin parçalanma sabitidir.
Bu bağıntının iki tarafının entegralini alır
T
dN
=
l dt
ò
N0 N
0
ò
N
(3.1)
ve gerekli işlemleri yaparsak
N = N0 e- lt
(3.2)
bulunur. N0 , başlangıçtaki atom miktarını, N ise t zamanı sonundaki miktarı gösterir. Radyoaktif
elementin miktarının yarıya inmesi için geçecek zamana o elementin "Yarı Ömrü" adı verilir ve (3.2)
de N/N0 = 0.5 yazarak
t0.5 = 0.693 / l
(3.3)
elde edilir.
Çizelge 3.4. Jeolojik devirler.
Dönem
KUVATERNER
SENOZOYİK
MEZOZOYİK
PALEOZOYİK
PREKAMBRİYEN
Alt dönem
Holosen
Pleistosen
Pliyosen
Miyosen
Oligosen
Eosen
Paleosen
Kretase
Jura
Triyas
Permiyen
Karbonifer
Devonyen
Silüryen
Ordovisyen
Kambriyen
Proterozoyik
Arkeen
Hadean
Yıl (´10 6)
0.011-0
1.8-0.011
5-1.8
24-5
34-24
55-34
65-55
144-65
206-144
248-206
290-248
354-290
417-354
443-417
490-443
543-490
2,500-543
3,800-2,500
»4,600-3,800
Buz çağı, Modern insan
Maymun ve İnsan ?
Çimenler - İlk Atlar
DİNAZORLARIN SONU*
Çiçekli bitkiler
Kuşlar
İlk memeliler
Böcekler
Kömür
Büyük balıklar
İlkel balık, Trilobit
TORTUL KAYAÇLAR
İlkel bitki ve hayvanlar
Katı kayaç başlangıcı
(*) Kretase - Paleosen sınırında derin deniz killerinde çok miktarda bulunan İridyum olayın
sebebinin gezegenler arası ortamdan gelen bir cismin, örneğin 10 km çapında bir astroid
çarpması olduğuna işaret etmektedir.
3.9
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Jeolojik yaşın belirlenmesinde yarı-ömrü (t0.5) uzun olan örneğin U, Th, K40, Rb87 gibi
radyoaktif elementlerden yaralanılır. Daha yakın geçmişteki jeolojik olaylarda ise kısa yarı-ömürlü
C14 kullanılır.
(3.2) bağıntısında, başlangıçtaki N0 miktarı bilinmez. Ancak bir taş örneğindeki ana
radyoaktif elementin günümüzdeki miktarı N ve ortaya çıkan izotop elementin miktarı D ölçülebilir.
Başlangıçtan beri (geçmişte bir jeolojik dönemde) bunlara dışarıdan bir ekleme veya azaltma
uygulanmadı ise, radyoaktif elementteki azalma, izotoptaki artmaya eşit olup (dD/dt = -dN/dt)
buradan yazılacak
N0 = N + D
(3.4)
eşitliğini (3.2) de yerine koyarak
D = N (e lt -1)
(3.5)
ve buradan da elementin parçalanmaya başladıktan sonra geçen zaman
t=
1
D
ln( + 1)
l
N
(3.6)
olarak elde ederiz (Moorbath, 1971 ve Canıtez, 1983).
Kayaçların mutlak yaşının saptanmasında birçok farklı radyoaktif element kullanılır.
Bunlardan en yaygın kullanılanı doğada bol miktarda bulunan K40 dır (K39, K40 ve K41 içinde sadece
K40 radyoaktif olup bütün potasyum elementinin % 0.0118 ini oluşturur). K40 dan parçalanma
sonucunda Ar40 ve Ca40 oluşur. İncelenen kayaç örneğindeki K40 ve Ar40 miktarı laboratuvarlarda
çok ayrıntılı yöntemler ile ölçülerek ve bir takım yaklaşıklarla yaş
t = 1.709
Ar 40
1010
K 40
(3.7)
olarak bulunur. K40 ın yarı ömrü 1.31 milyar yıl olduğundan eski kayaçların yaşı oldukça doğru
saptanabilmektedir (K40 için l parçalanma sabiti 5.81´10-11 dır).
K40 - Ar40 yöntemi dışında, Rb87 - Sr87 ve U238 - Pb206 yöntemleri de yaygın biçimde
kullanılmaktadır.
3.10
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
4. DEPREMLER
Yerkabuğunu oluşturan iki (veya daha çok) kayaç kütlesi arasında elastik enerjinin
depolanması sonucu kayalar "sürtünme / kırılma " sınırlarına ulaştıklarında ortaya çıkan ani
kırılmalar deprem olayına yol açar. Depremler -ve nükleer patlatmalar- sonucu oluşan elastik
dalgalar Yerküre'mizin belki de hiç ulaşamayacağımız derinliklerinin ayrıntılı incelenmesinde
kullanılabilir. Depremler Sismoloji biliminin konusunu oluşturmaktadır. Yer'in derinliklerinde bu ani
kayma veya kırılmanın olduğu bölgeye depremin odak veya iç odak -hiposantr- noktası denir. Bu
noktanın yeryüzü üzerine izdüşümü de dış odak -episantr- 'ını oluşturur (Şekil 4.1). Açığa çıkan
elastik veya yaygın değimi ile sismik dalgalar çok uzaklara kadar yayılır ve odağa yakın bölgelerde
yıkıcı etkiler yapar. Şekil 4.2 de, 28 Mart 1969 da Batı Anadolu'da Alaşehir civarında olan bir
depremin Kanada'da Yellowknife gözlem yerindeki kaydı görülmektedir.
Şekil 4.1. Kayaç katmanlarının kırılması sonucunda depremin oluşumu.
Deprem odaklarının Yerküre üzerindeki dağılımı rast gele olmayıp belli bir düzene bağlıdır.
Şekil 4.3 de görüldüğü gibi yerkabuğu bir düzine kadar katı bloktan oluşmakta ve bu bloklar göreceli
olarak hareket etmektedir. Bu hareket sonucunda levha sınırlarında gerilme ve yamulmalar artar ve
daha sonra ani kayma ya da kırılmalar depremleri oluşturur. Yerküre üzerinde iki önemli deprem
kuşağı olup biri Pasifik çevresinde, diğeri ise Alp-Himalaya Dağları boyunca uzanır. Türkiye bu
ikinci kuşak üzerinde yer aldığından depremlerin etkin olduğu bir bölgedir. Şekil 4.4 de ülkemizde
yasal olarak kabul edilen deprem bölgeleri haritası verilmiştir. Görüldüğü gibi Ege Bölgesi, Kuzey
Anadolu Kırık Kuşağı (KAKK) ile Doğu Anadolu Kırığı ve bindirme bölgesi sık deprem olan
yörelerdir.
Şekil 4.2. 28 Mart 1969 da Alaşehir'de olan 6 büyüklüğünde depremin Kanada,
Yellowknife gözlem yerindeki (D = 74.930) kaydı (Garland, 1971).
4.1
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil
4.3.
Yerkabuğunu
oluşturan
hareketli levhalar
(http://www2.natu re.nps.gov/geology/usgsnps/pltec/pltec2.html ).
ve
sınırları
Şekil 4.4. Türkiye deprem bölgeleri haritası (I.Derece: >0.40 g; II.Derece: 0.40-0.30 g;
III.Derece: 0.30-0.20 g; IV.Derece: 0.20-0.10 g; V.Derece: <0.10 g; g-yerçekimi
ivmesi=9.81 m.s-2)
4.2
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 4.5. 1969 da Alaska'da olmuş bir depremin Istanbul'da (İTÜ) uzun peryot aralığındaki
kaydı.
4.1 Deprem Dalgaları (Sismik Dalgalar)
Bir depremden sonra cisim ve yüzey dalgaları oluşur (Şekil 4.5 ve Şekil 4.6). Cisim
dalgaları boyuna (P; primer) ve enine (S; sekonder) diye ikiye ayrılır. Bu dalgaların bir ortam
içindeki yayılma hızları
vP =
k + 1.333 m
r
(4.1)
vS =
m
r
(4.2)
olup burada k, Bulk ya da sıkışmazlık katsayısı, r yoğunluk, m katısallık (rijidite) dır. (4.2)
bağıntısında dikkat edilirse m = 0 için vS = 0 olup sıvı karakterli ortamlarda S dalgasının
yayılmadığı anlaşılır. Sismik dalga hızları (vP ve vS) ile k, m ve r arasındaki ilişkiler hem deprembilimciler (Sismolog ), hem petrol arama jeofizikçileri, hem de yapı mühendisliği araştırmalarında
çalışan jeofizikçiler açısından çok önemlidir. Cisim dalgalarından başka bir de yüzey dalgaları vardır
ki, Rayleigh ve Love dalgaları olarak iki ayrı grubu oluşturur. Bunlar özellikle katmanlı ortamlarda
oluştuklarından yerkabuğunun ve üst mantonun yapısına ilişkin önemli bilgiler taşırlar.
4.3
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 4.6. Elastik dalga türleri (Smith, 1981).
P dalgasının hızı S dalgasının hızından büyüktür (vP > vS). Farklı yerlerde alınan deprem
kayıtları yan yana konulduğunda P ve S dalgalarının varış zamanları arasındaki farkın uzaklığa bağlı
olarak arttığı gözlenir. Bu özellikten yararlanarak Şekil 4.7 de verilen grafikler yardımı ile bir gözlem
yerinde kaydedilen depremin odağının ne kadar uzakta olduğu saptanabilir. Eğer bir deprem üç veya
daha fazla gözlem yerinde kaydedilmiş ise bu tür eğrilerden hesaplanan uzaklıkları yarıçap kabul eden
çemberlerin kesim noktası deprem odağının yerini ve oluş zamanını belirleyecektir.
Şekil 4.8 de Yerküre'nin içinde doğrudan, yansıyarak veya kırılarak ilerleyen çeşitli türde
cisim dalgaları görülmektedir. Yer'in önerilen herhangi bir katmanlı yapısı Şekil 4.7 de ki gözlemlere
dayanan yol-zaman grafikleri ile uyum sağlamalıdır. Bu tür araştırmalar sonunda Yer'in iç içe katmanlı
küresel yapısını daha iyi anlama ve belirleme olanağı buluruz. Örneğin, yaklaşık 1020-1430 D
uzaklıkları arasında P dalgası gelişi olmadığından 2,900 km kadar derinde bir çekirdeğin olduğu ve
bunun içinden geçip gelen bir S dalgası gözlenemediğinden de çekirdeğin bu dış kısmının sıvı olduğu
anlaşılmıştır.
Farklı dalga "faz"larını (türlerini) içeren yol-zaman grafiklerinden Yerküre'nin herhangi bir
derinliğinde sismik dalga hızları hesaplanabilir (Şekil 4.9). Bu bilgiler ise daha sonra yoğunluğun,
basıncın ve sıcaklığın derinlikle değişiminin ayrıntılı incelenmesinde kullanılır.
4.4
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 4.7. Depremlerde oluşan bazı sismik dalga türlerinin yol-zaman grafikleri (Garland,
1971).
4.5
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 4.8 Yerküre'nin katmanlı yapısı sonucu (solda) P ve S dalgalarının gölge bölgeleri;
(sağda ) doğrudan yansıyarak ve kırılarak ilerliyen sismik dalgalar (Garland, 1971).
Şekil 4.9. Yerküre içinde sismik dalga hızlarının derinlikle değişimi (Gutenberg, 1959).
4.6
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
4.2 Depremin Büyüklüğü ve Odak Mekanizması
Deprembilimciler (sismologlar) sismograf denilen aletler ile kaydedilen sismik dalgaların en
büyük genliğine veya sismik titreşimlerin süresine dayanarak saptadıkları "m" Richter ölçeği ile
depremin büyüklüğünü ölçerler.
Bir depremin enerjisinin en yaygın ölçüsü 20 s peryotlu yüzey dalgasının "büyüklüğü manyitüdü -" olan ms -veya Ms- Richter büyüklüğü olarak bilinir (Gutenberg ve Richter, 1954).
ms nin saptanması için 1961 Prag bağıntısı olarak bilinen
ms = log10 (a / T ) + 1.66 log10 D + 3.3
(4.3)
eşitliği kabul edilmiştir (Vanek ve diğ., 1962). Burada a, T peryodu 20 s civarında olan yer
değiştirme dalgalarının sıfırdan tepe noktasına kadar olan genliğinin mikron olarak değeri olup D ise
derece olarak dış odak (episantr) uzaklığıdır. Depremin büyüklüğü ile açığa çıkan enerji (E) arasında
ise b bir katsayı olmak üzere yaklaşık olarak
log10 E = 1.6 ms + b
(4.4)
ilişkisi vardır. Çizelge 4.1 de çeşitli büyüklükteki depremlerde açığa çıkan enerjiler görülmektedir.
Aletsel kayıtların başladığı 1900 ler den günümüze kadar kaydedilmiş en büyük deprem 1960 Şili
depremi olup ms Richter büyüklüğü 9.5 tur.
Çizelge 4.1. Depremlerin yaptıkları etkiler, büyüklükleri (ms), yılda oluş sayıları (N) ve açığa
çıkan enerji (E - erg).
Deprem Etkisi
Tamamen yıkma
Büyük yıkıntılar
Ciddi yıkıntılar
Kısmi yıkılmalar
Hafif yıkıntılar
Herkes duyar
Birçok kişi duyar
Bazıları duyar
Duyulmaz, aletler algılar
ms
> 8.0
> 7.4
7.0-7.3
6.2-6.9
5.5-6.1
4.9-5.4
4.3-4.8
3.5-4.2
2.0-3.4
N
0.1-0.2
4
15
100
500
1,400
4,800
30,000
800,000
E
> 1025
1024-1025
1024
1021
1019
1017
1016
1015
1014
Çoğunlukla yerkabuğundaki kırılmalar sonucu oluşan birçok depremde fay (kırık) düzleminin
iki tarafındaki blokların ne yönde kaydığı yeryüzünde iyi gözlenemez. Bu ise yerkabuğunu oluşturan
levha veya blokların o bölgede birbirine kıyasla nasıl hareket ettiğinin anlaşılmasında zorluklar çıkarır.
Buna karşın yeryüzünün çeşitli yörelerinde kaydedilen deprem dalgalarında ilk hareketin yönü
istatistik olarak incelendiğinde birçok derin depremde kaymanın ne yöne, hangi doğrultu ve eğimle
olduğu hesaplanabilir. Şekil 4.10a da 1 no lu düşey düzlem boyunca, yatay doğrultulu bir
kayma/kırılma ile oluşan bir deprem görülmektedir. Oklarla gösterilen ve hareketi simgeleyen kuvvet
çiftleri fay düzleminin sol ve sağ tarafında çapraz olarak basınç (B) ve çekme (Ç) bölgelerini
oluşturacaktır. Yani örneğin B basınç bölgesinde bir deprem algılayıcısı (Sismograf) varsa bu kayıt
üzerinde ilk hareket yukarıya; Ç çekme bölgesindeki kayıtlarda ise ilk hareket aşağıya doğru
olacaktır. Bir deprem sonrasında yeryüzüne dağılmış gözlem yerlerinde yapılan kayıtlardan
sağlanacak bu bilgiler küresel bir izdüşüm yöntemiyle incelenirse basınç çekme (B-Ç) bölgeleri ve
4.7
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
aralarındaki düzlemlerin yönü ve eğimi hesaplanabilir. Bu çözümler Şekil 4.10b de görüldüğü gibi
yerkabuğu bloklarının hareketlerinin ne yönde olduğunun anlaşılmasında son derece yararlıdır.
4.3 Depremlerin Kontrolü ve Haber Verilmesi
Depremler genellikle levha sıkışmalarının kırık düzlemler boyunca ani harekete dönüşmesi
sonucu ortaya çıktığından, bazı sığ ve küçük depremleri kontrol etmek ve bir
Şekil 4.10. a) 1 Düzlemi boyunca doğrultu atımlı bir faylanma sonucunda yayılan sismik
dalgaların farklı bölgelerdeki ilk hareketlerinin yönü; b) Çeşitli jeolojik faylar için olası odak
mekanizması (ilk hareket yönü) çözümleri (Eyidoğan, 1983).
anlamda önlemek olasıdır. Böyle iyi belirlenmiş bir kırık düzleme sıvı (atık su) uygun bir hızla
enjekte edilirse bir çeşit yağlanma olayı nedeni ile sıkışma, kırılma gerilimine kadar artmadan bloklar
kırık boyunca yavaşça (çok küçük depremler oluşturarak) kayar. Yerkabuğu içinde olası bir deprem
kuşağında biriken gerilme enerjisinin böyle bir yolla küçük depremler biçiminde azaltılması daha
büyük yıkıcı depremleri önleyebilir. Ancak bütün bu çalışmalar henüz araştırma ve deneme
devresindedir. Umut verici olduğu kadar başarısız uygulamalar da vardır.
Depremleri haber vermek için günümüze dek birçok yöntem denenmiştir. Rusya'da 1966 da
Garm'da olduğu gibi bazı depremleri haber vermede kısmi başarılar var ise de; gözlem süresine,
izlenen yöntemin ortamın fiziksel özelliklerine olan duyarlığına, kayaçlarda iç gerilme rejiminin
dağılımına, incelenen bölgenin jeolojisine, levha hareketlerine bağlı olarak sorun oldukça karmaşıktır
ve genellikle depremlerin haber verilmesi mümkün olmamaktadır. Örneğin 27 Temmuz 1976 da
Çin'de 1 milyon nüfuslu Tangshan kentini etkileyen depremde 650,000 civarında ölü vardır.
Günümüzde seçilen bazı pilot bölgelerde deprem haber vermek için çeşitli jeofizik ve
jeodezik yöntemler uzun süreli olarak uygulanmaktadır. Bunlar arasında,
·
·
·
·
·
·
Sismik dalga hızlarının ve oranlarının (vP / vS ) zaman içinde değişimi,
Kayaçların elektrik ve manyetik özelliklerinin değişimi,
Yeraltı su seviyesinin ve basıncının değişimi,
Radon gazı çıkışındaki değişimin değişimi,
Tilt yani yeryüzünün eğilmesinin zamanla değişimi,
Jeodezik nirengi noktalarının koordinatlarının değişimi (GPS)
en çok uygulanan ve ümit veren yöntemlerdir.
4.8
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
5. YERÇEKİMİ
Fizikte çok iyi bilinen Newton çekim yasası'na göre m1 ve m2 gibi iki nokta-kütlenin
arasındaki kuvvet, kütlelerin çarpımı ile doğru, aralarındaki uzaklığın karesi ile ters orantılıdır.
F=G
m1m 2
r2
(5.1)
Burada G= 6.67´10-11 m3kg-1s-2 olup evrensel çekim sabiti olarak bilinir. Newton'nun ikinci
yasasına göre ise m1 kütlesi nedeniyle m2 de oluşan ivme (g)
g=
F
m2
(5.2)
bağıntısı ile verilir. Eğer (5.1) de m1 yerine yerkürenin kütlesi my yazarsak, yeryüzünde bulunan bir
m2 kütlesinin ivmesi
g=G
my
(5.3)
ry2
olur. ry yine her iki nokta kütle merkezi arasındaki uzaklık olup pratikte Yer'in yarıçapını
göstermektedir. "Yerçekimi Ivmesi - g" olarak bilinen bu büyüklük ilk olarak Galilei tarafından Pisa
kulesinde ölçülmüştür (1604). Yeryüzünde deniz düzeyindeki değeri ekvatordan kutuplara doğru
9.780318 ile 9.832177 ms-2 arasında değişir. Uluslararası Standart (SI) birimi m.s-2 olmakla birlikte1
uygulamalarda bir alt-birim olan "gravite birimi - gb " kullanılır (1 gb = 1 mm.s-2 = 10-6 m.s-2 ).
ry , g ve G değerleri deneysel olarak saptanabildiğinden (5.3) bağıntısından Yer'in kütlesi
bulunabilir. Jeffreys (1970) Yer'in kütlesini my = 5.977´1024 kg ve hacmi bilindiğinden buradan da
yoğunluğunu ry =5,517 kg.m-3 olarak hesaplamıştır. Yeryüzündeki kayaçların ortalama yoğunluğu
2,500-3,000 kg.m-3 arasında olduğuna göre ortalama ry değerine bakarak yerin içinde daha yoğun
cisimlerin bulunması gerektiği söylenebilir.
Yerin momenti (I) da yerin içinde kütle-yoğunluk dağılımına ilişkin fikir verebilir. I değeri
doğrudan ölçülemezse de yerin boyutları, kütlesi, g ve açısal hız yardımı ile hesaplanabilir. Uydu
yörüngelerindeki gözlemler ile bu değer I = 0.331 my r2 bulunmuştur. Eğer yer kendi içinde
katmanlaşmamış tekdüze bir küre olsaydı I = 0.4 my r2 olması gerekirdi. Bunun anlamı yerin
merkezine doğru gidildikçe yoğunluğun artmasının gerektiğidir. Ortalama yoğunluk ve moment
hakkındaki bu gözlemsel değerler çok önemlidir. Çünkü yerin içinde yoğunluk dağılımını veren
herhangi bir model bu gözlemsel verileri doğrulamalıdır.
5.1 Yerçekimi (veya Gravite) Potansiyeli
Newton çekim kuvvetleri etkisiyle, bir birim kütlenin sonsuzdan verilen bir noktaya getirilmesi
için gereken işin tersi olarak tarif edilen yerçekimi potansiyeli
V = -G
m
r
(5.4a)
bağıntısı ile verilir. m1 , m2 , ..., mn kütlelerinin P noktasındaki toplam potansiyeli ise
1
Önceleri cgs sisteminde gravite birimi olarak, Galilei’nin anısına 1 gal (=1 cm.s-2 ) ya da daha çok “miligal”
yaygın biçimde kullanılmış olup (1 mgal=10 gb) dir.
5.1
JEOFİZİĞE GİRİŞ
n
V = -G å
i=1
O.Metin İlkışık
mi
ri
(5.4b)
belirli bir hacme sahip bir kütlenin potansiyeli ise
V = -Gr òòò
dxdydz
r
(5.4c)
olacaktır.
Yerçekimi problemlerini çözerken önce kütlenin potansiyelini hesaplamak sonra türevini
alarak g ivme vektörünü bulmak daha kolaydır. Böylece bir V potansiyeline sahip bir kütlenin P
gibi bir noktada uyguladığı kuvvetin ivmesi aşağıdaki bağıntıdan bulunur.
r
r ¶V r ¶V r ¶V
g = -ÑV = -(u x
+ uy
+ uz
)
¶ x
¶ y
¶ z
(5.5)
Yerkürenin gerçek biçimi büyük bir yaklaşıklık ile 1/298.25 basıklığa sahip bir "elipsoit " tir.
Böyle bir elipsoidin yüzeyi bir eş potansiyel yüzeydir. Yerkürenin bu elipsoidal biçiminden gelen etkiyi
işin içine katabilmemiz için (5.5) bağıntısına -en az- bir terim daha eklenerek
2
Gm Gmry J 2
V=+
(3 sin 2 f - 1)
3
r
2r
(5.6)
olur. Burada G evrensel çekim sabiti, ry ekvatordaki yarıçap, J2 elipsoidal biçime ilişkin bir katsayı
m ise Yer'in kütlesidir.
Ayrıca Yerküre'nin dönmesine ilişkin potansiyelin de (W) üçüncü bir terim olarak dikkate
alınması gerektiğinden Yerküre'nin toplam jeopotansiyeli U (=V+W)
2
Gm Gmry J 2
1
U=+
(3 sin 2 f - 1) - w 2 r 2 cos 2 f
3
r
2
2r
(5.7)
bulunur. w Yer'in z ekseni etrafında dönmesinin açısal hızıdır. r ve f seçilen noktanın merkeze
uzaklığı ve enlem açısıdır. Yerçekimi potansiyelinin gradyanı -ki yerçekiminin düşey bileşeni
kastedilmektedir- herhangi bir noktada bu yüzeye dik olmalıdır. Ancak yerkabuğunda ya da kabuğun
altındaki kısımlarda bulunan yoğunlukları farklı kütlelerin yanal etkisi ile gerçekte bu yüzey bir
elipsoitten farklı olacak ve "Jeoit" adını alacaktır, Şekil 5.1. Yani elipsoit Yerküre'nin olması
beklenen, jeoit ise gerçek bir eşpotansiyel yüzeyidir.
5.2 Gravite Ölçümlerine Uygulanan Düzeltmeler
Enlem Düzeltmesi
Küresel koordinat sisteminde (boylam dikkate alınmaksızın) gradyan işlemi
é¶ U 1 ¶ U 2 ù
g = -ê
+ (
)
ë ¶ r r 2 ¶ f úû
1
2
olup jeoide dik doğrultu yeryüzünde yarıçap doğrultusundan çok küçük bir açı kadar saptığından
ikinci terim atılarak
2
Gmry
¶ U Gm
-g =
= 2 - 15
. ( 4 )J 2 (3 sin 2 f - 1) - w 2 r(1- sin 2 f )
¶r
r
r
5.2
(5.8)
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
elde edilir. Gerekli cebir işlemleri ve bazı kabuller yapılarak "yerçekiminin enleme göre değişimi "
gravite birimi olarak (gb)
g = 9.7803184 (1+0.005278895 sin2 f + 0.000023462 sin4 f )
(5.9)
bulunur (IUGG, 1967). Bu denklem ideal bir elipsoit üzerindeki yerçekimini verir. Bununla birlikte
yeryüzünde yapılan çeşitli yerçekimi (gravite) ölçümleri bazen büyük farklar göstermiştir. Bu ise
yerkabuğu içinde yanal ve düşey doğrultuda yoğunluk değişimleri olduğuna kesin bir delildir.
Şekil 5.1. a) Büyük, b) küçük ölçekli etkiler altında elipsoit ve jeoit.
Şekil 5.2. Yerçekimi ivmesi üzerinde yükseklik düzeltmesi.
Yerçekimi ya da daha yaygın kullanımı ile "gravite yöntemi " nin uygulanmasında ölçü
noktasının enlemine göre değişen bu değere "enlem etkisi" ve belli bir başlangıca indirgemek için
yapılan düzeltmeye de "enlem düzeltmesi " denir. Yerçekiminin enleme bağlı olarak değişimi (5.9) un
türevi alınarak rd başına gb cinsinden
5.3
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Dg
= 51859 sin 2f
Df
(5.10a)
veya ölçü noktaları birbirine çok uzak değilse yerin ortalama yarıçapı 6,371 km alınarak
Dgen =0.008108 sin2f
gb.m-1
(5.10b)
bulunur. Eğer ölçü alınan nokta kuzeyde ise ve başlangıç enlemi güneyde kalıyorsa enlem
düzeltmesinin işareti (-), ölçmeler güneyde başlangıç enlemi kuzeyde ise enlem düzeltmesinin işareti
(+) dır.
Yükseklik Düzeltmesi
"g" nin enlemle olan bu değişimi dışında yeryüzünde yapılan ölçmelerde başka bazı
düzeltmelerin de yapılması gereklidir. Örneğin ölçü Şekil 5.2 de görüldüğü gibi deniz yüzeyinden farklı
bir yükseklikte yapılmış ise (5.3) bağıntısının yarıçap doğrultusunda türevi alınarak değişim
Dg
2g
=Dr
r
ve bilinen değerler yerine konarak
Dgh = -3.082
gb.m-1
(5.11)
bulunur. Bu işlemde ölçü noktası ile deniz düzeyinin arası boş kabul edildiğinden bu düzeltme
“serbest hava düzeltmesi , Dgh” olarak bilinir. Genelde serbest hava anomalileri jeodezide jeoid
yüzeyinin bulunmasında kullanılır. Buna göre orta enlemlerde bir ölçü noktasının yüksekliği her 1 m
arttıkça gravite değeri -3.08 gb azalır. Bu oldukça önemli bir değişimdir. Uygulamada 0.1 gb
cıvarında bir doğruluk beklendiğinden ölçü noktasının denizden yüksekliğinin 4 cm den daha doğru
olarak bilinmesi gerekir.
Şekil 5.2 de açıkça görüldüğü gibi (5.11) de verilen yükseklik düzeltmesi uygulanırken ölçü
noktası ile deniz yüzeyi arasında sadece boşluk varmış gibi düşünülmüştür. Ancak gerçekte bu bölge
yoğunluğu "r" olan kayaçlar ile doludur ve bu malzeme ek bir Dgm ivmesi oluşturur, ve "kütle
düzeltmesi " olarak tanımlanır. Eğer ölçü noktası civarında bu malzemenin sabit bir Dt kalınlığında
çok uzaklara kadar devam ettiğini kabul edersek bu etki
Dgm = 2p Gr Dt = 0.4192´10-3 r
gb.m-1
(5.12)
dir. Böylece yükseklik düzeltmesi
Dgy = Dgh + Dgm = (3.08 - 0.4192´10-3 r) Dt
gb
(5.13)
bulunur. Düzeltmenin işaretine ise başvuru düzlemine bağlı olarak karar verilir.
Engebe Düzeltme si
Tabii ki ölçü noktasının etrafı düz değilde engebeli ise bu engebeleri temsil edecek blokların
ekleyeceği yerçekimi etkisinin de (DgT ) işin içine katılması gerekir. Engebe düzeltmesinin işareti daima
"+" dır.
Sonuçta, herhangi bir noktada yapılan yerçekimi ölçümlerine ölçü noktasının enlemi,
yüksekliği ve civarındaki kayaların yoğunluğu ve topoğrafyası nedeni ile gereken düzeltmeleri
uygularsak (gel-git gibi bazı küçük etkilerin düzeltilmesi burada ihmal edilmiştir) sadece yeraltındaki
değişimlerden etkilenen "Bouguer anomalisi "
5.4
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
DgB = Dgölc ± 0.0081 sin2f ± (3.08-0.4192´10-3 r) Dt + DgT
(5.14)
elde edilir. Eğer yeraltında herhangi bir yanal yoğunluk değişimi yoksa bir bölgede çeşitli noktalarda
DgB hep aynı değer çıkar. Ama uzaklığa bağlı olarak DgB değerlerinde bir değişim gözleniyorsa
bunun nedeni, araştırılan bölgede yeraltında yanal bazı yoğunluk değişimleri yani jeolojik anlamda
kayaçlarda yanal süreksizlikler (kütle toplanması, kırılma veya bükülme) olmasıdır, Şekil 5.3. Serbest
hava anomalileri yüksek yerlerde "+" anomali (jeoit) gösterir. Bouguer anomalileri ise yerkabuğunun
üst kısımlarını oluşturan kayaçların yoğunluğu genellikle düşük olduğundan dağlık alanlarda çok büyük
"-" anomaliler verir.
Gravite ölçüleri üzerinde yapılan düzeltmelerden sonra elde edilen Bouguer anomalisi
yeraltındaki birçok farklı jeolojik yapılaşmayı yansıtır. Bu değerlerin (ya da değişimin) bölgesel ve
yerel anomali olarak ayrılması jeofizikçilerin önemli bir sorunudur, Şekil 5.4. Bir anlamda derin veya
yaygın kütle dağılımları ile sığ veya küçük kütle dağılımlarına ait etkileri ayırırken birinden diğerine bilgi
sızması olmamalıdır. Bu sağlanamazsa daha sonra yapılacak değerlendirme ve modellemeler hatalı
olabilir.
Şekil 5.3. Yanal süreksizlikler gösteren bir jeolojik yapı üzerinde olası Bouguer anomalisi.
Yerçekimi ivmesindeki değişimler kayaçlardaki farklılaşmaya veya kırılma-bükülme sonucu
yükselmelere karşı gelmektedir.
5.5
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 5.4. Bouguer anomalisi değerlerinin, a) bir doğrultu boyunca, b) harita üzerinde
bölgesel ve yerel olarak ayrılması.
Eötvös Düzeltmesi
Bir eksen etrafında dönen yerkürenin eğrisel yüzeyi üzerinde karada sabit bir noktada değil
de denizlerde veya havadan yapılan gravite ölçümlerinde araç doğuya doğru hareket ediyorsa
yerçekimi değerleri biraz daha az, batıya doğru hareket ediyorsa biraz daha çok ölçülür. Eötvös
etkisi olarak bilinen bu değeri düzeltmek için gemi hızı v knot olarak biliniyorsa
DgET = 75.08 v.cosf . sina ± 0.0416 v2
gb
(5.15a)
gb
(5.15b)
veya gemi hızı v km/saat ise
DgET = 40.4 v.cosf . sina ± 0.01211 v2
bağıntıları kullanılır. f enlem derecesi ve a hareket yönünün kuzeyden -saat dönme yönünde- azimut
açısıdır.
Gemi doğuya gidiyorsa düzeltmenin işareti “+”, batıya gidiyorsa “--“ dir. Gemiler için bu
düzeltme miktarı 350 gb ve örneğin 90 km/saat i aşan hızlarda helikopterle havadan ölçümlerde ise
4000 gb kadar olabilir ki düzeltilmesi gereken önemli bir hatadır.
5.3 Izostazi
Yeryüzünün büyük ölçekli topoğrafik değişimlerinin görüldüğü bölgelerinde (yüksek
sıradağlar veya derin okyanus çukurları gibi) yerkabuğu içinde kütle dengesizlikleri vardır. Bu olay
1850 lerde Hindistan'da gravite ve jeodezi çalışmaları sırasında Himalaya'ların çekül üzerinde
beklenenden daha az bir yanal etki yapmasıyla farkedilmiştir (Pratt, 1855 ve Airy, 1856). "Izostazi "
olayı yerkabuğunun, daha yoğun alt katmanlar (Örn.; astenosfer) üzerinde yüzen büyük parçaları
arasında yerçekimi etkisiyle kurulan dengeyi yansıtır, Şekil 5.5. Bu olayı açıklayan kuramlardan ilki
Pratt tarafından önerilmiş olup farklı yoğunlukta bloklardan oluşan yerkabuğunun yüksek kısımlarında
düşük yoğunluklu kütlelerin yeraldığı ve denge düzeyinin yaklaşık 100 km derinde olduğu kabul edilir.
Airy kuramında ise kabuğun aynı yoğunlukta ancak farklı kalınlık ya da hacimde bloklardan oluştuğu,
dengelenme derinliğinin 20-70 km derinlerde değişken bir yüzey olduğu önerilir. Yerkabuğuna ilişkin
elimizdeki son bilgiler ortalama %63 lük bir izostazik dengenin Airy ve %37 lik kısmıında Pratt
kuramına uyduğunu göstermektedir.
5.6
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 5.5. Izostazi kavramı.
5.4 Yerçekiminin Düşey Doğrultudaki Değişimi
Yer'in içinden geçip gelen deprem dalgaları kullanılarak Yer'in içindeki küresel katmanlı yapı
günümüzde oldukça ayrıntılı olarak belirlenebilmektedir. Deprem dalgalarının hızlarını kullanarak ve
yerin içini oluşturan kayaçların jeokimyası üzerinde bazı kabuller yaparak yoğunluğun derinlikle
değişimi hesaplanabilir. Bu değişim bir kere belirlendiğinde ise yerçekimi ivmesinin her derinlikteki
değerini ve basıncı kolaylıkla saptayabiliriz.
Bu değişimler sırasıyla Şekil 5.6 a ve b de görülmektedir. Yoğunlukta dış ve iç çekirdek
sınırında, gravite ve basınçta ise dış çekirdek sınırındaki ani değişimler dikkati çekmektedir.
5.7
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 5.6. a) Yoğunluğun, b) yerçekimi ivmesi (gravite) ve basıncın derinlikle değişimi.
5.8
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
6. YERİN MANYETİK ALANI
İnsanoğlu çok eski çağlardan beri demir minerali taşıyan bazı taşların mıknatıs et- kisini
bilmektedir. Bütün Yerküre tek bir mıknatıs gibi davranmakta ve üzerindeki diğer bütün küçük
mıknatısları kuvvet çizgilerinin belirttiği doğrultularda çekmektedir. Şekil 6.1 de görüldüğü gibi
manyetik alanın yönü kuzey yarımkürede yerin içine doğru güneyde ise dışına doğrudur. Manyetik
kutuplarda alan şiddeti yaklaşık 60,000 nanoTesla (nT), ekvatorda ise 30,000 nT dır. Yerin
manyetik alanının gözlenen bu tür özellikleri Yerküre'nin yaklaşık olarak merkezinde yer aldığı
düşünülen bir dipol alanı ile aynıdır. Ancak, birçok gözlem ve hesaplar yerin iç sıcaklığının hemen 50100 km derinde 1,000 0C yi geçtiğini gösterdiğinden yerin manyetik alanının kaynağı merkezde yer
alan katı ve tek bir manyetik cisim olamaz. Araştırmalar yeryüzünde gözlenen B manyetik akı
yoğunluğunun %99 unun iletken sıvı çekirdekte akan ve kendini besleyen elektrik akımlarınca
oluştuğunu göstermektedir. Şekil 6.2 de şematik olarak verilen ve disk dinamosu olarak bilinen bu
düzenin işleyebilmesi için öncelikle sıvı-iletkene karşı gelen diskin devamlı dönmesi (yani Yerküre'nin
dönüşü) ve ilk elektrik akımlarını oluşturacak bir manyetik alanın (Güneş'e bağlı gezegenler arası
manyetik alan) başlangıçta var olması gerekir. Yerküre'nin dış çekirdeğinde var olduğunu bildiğimiz
sıvı hareketleri de ek termo-elektrik etkiler oluşturacaktır.
Yeryüzünde herhangi bir noktada B (Wb.m-2 veya T-Tesla)1 manyetik akı yoğunluğu (veya
manyetik indüksiyon) kartezyen koordinat sistemindeki bileşenleri cinsinden ölçülebilir (Şekil 6.3). B
nin kuzey, doğu ve düşey yöndeki bileşenlerine ( Bx , By , Bz ) ek olarak Bh yatay bileşenin kuzeyden
ayrılması "d" sapma (deklinezon) açısı ve toplam vektör B nin yataydan ayrılması "i" eğim
(enklinezon) açısı olarak bilinir. B manyetik akı yoğunluğu ile manyetik alan şiddeti H (A.m-1)
arasında B= mH bağıntısı vardır ve “m “ ortamın manyetik geçirgenliğini gösterir. Boşluk için
geçirgenliğin değeri “m0 = 4p10-7 (H.m-1) dir. Bir hacmin manyetik momenti M (bazen J olarak
gösterilmektedir ), manyetizasyon olarak bilinir ve M= kH olarak tarif edilir. Burada geçen ve
kayaçtan kayaca değişen "k" manyetik duyarlık (ing.; susceptibility ) manyetik arama yöntemleri
açısından önemli bir fiziksel büyüklük olup kayacın belli bir H alanı etkisinde ne kadar manyetize (M)
olabileceğini belirler. Duyarlık ile geçirgenlik arasında (k = mr -1) ilişkisi vardır2.
Güneş rüzgarlarının etkisi ile simetri özelliğini kaybeden yerin manyetosferinin bilinen son
biçimi ve katmanlar Şekil 6.4 de görülmektedir. Yeryüzünde daha çok Avrupa ve Kuzey Amerika
kıtasında yer alan 200 civarında manyetik gözlemevine ek olarak yerin manyetosferinin daha iyi
incelenmesi için 1970 lerden sonra uzaya POGO ve MAGSAT uyduları gönderilmiştir. Uydularla
yerkürenin her tarafında yapılan gözlemler, manyetosferin ayrıntılı yapısına ek olarak yer içindeki
elektrik akımları ve yerkabuğundaki manyetik özelliğe sahip kütlelerin dağılımına ilişkin de bilgi
sağlamaktadır. Manyetosfer ile iyonosferin üst katmanları arasındaki elektrik akım sistemleri,
oluşturulan uluslararası projelerle 90 lı yılların ilk yarısından sonra çok daha yoğun biçimde
incelenmeye başlamıştır.
1
B nin SI sistemindeki birimi T (Wb.m-2) olup pratikte nT=10-9 T kulanılır. cgs sistemindeki 1 Gauss=10-4 T olup
eski uygulamalardaki yaygın birim 1 gamma = 10-5 Gauss SI birim sisteminde 1 nT dır.
2
m =mr.m0
6.1
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 6.1. Yer'in manyetik alanına ilişkin kuvvet çizgileri yerin merkezinde bulunan bir dipol
alanına eşdeğerdir. Bu alan yer içinin sıcak olması nedeni ile ancak iletken dış çekirdekteki
elektrik akımlarınca oluşturulabilir.
Şekil 6.2. Başlangıçtaki manyetik alanın etkisiyle, dönen disk üzerinde biriken elektrik yükü
spiral tel ile elektrik akımına dönüşerek eksen üzerinden yeniden disk üzerine gelmekte ve
dinamoyu beslemektedir (Bullard, 1971).
6.2
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 6.3. Yeryüzündeki bir noktada manyetik alanın bileşenleri.
Şekil 6.4. Yer'in manyetosferi
(http://en.wikipedia.org/wiki/Magnetosphere#Magnetic_Substorms_and_Storms
6.3
).
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
6.1 Yerin Manyetik Alanının Zamana Bağlı Değişimleri
Yerin manyetik alanında birçok farklı genlik ve peryotta değişimler gözlenir. Örneğin, yerin
merkezinde bulunduğu düşünülen dipol alanı ile gerçekte ölçülen alanın farkı haritalandığında kıtasal
ölçekte kapanan "+" veya "-" anomaliler vardır. Bu tür haritalar yıldan yıla tekrarlanarak
çizildiğinde anomali merkezlerinin yılda 0.20 batıya doğru kaydığı görülmüştür. Londra ve Paris gibi
birçok gözlemevinde 400 yıl boyunca yapılan ölçümler sapma (d) ve eğim (i) açısı değerlerinde uzun
süreli 250-300 kadar bir değişimin varlığına işaret eder. Ayrıca son yıllarda yerin dipol alan
momentinin yılda %0.05 oranında azaldığı saptanmıştır. Günümüzde bütün bu 200-300 yıl veya
daha fazla süreli değişimlerin yerin çekirdeğinin biraz daha yavaş dönmesinden ve dış çekirdekteki
sıvı hareketlerinden kaynaklandığı düşünülmektedir.
Ayrıca nedeni yerin dışında manyetosferde olan bazı değişimler de vardır. Bunların ana
kaynağı güneş lekelerinden zaman zaman uzaya yayılan çeşitli elektrik yüklü paracıkların (güneş
rüzgarları) yerin manyetosferinin katmanları arasında oluşturduğu çok çeşitli elektrik akım
sistemleridir. Çizelge 6.1 ve Şekil 6.5 de görüldüğü gibi yerin manyetik alanndaki bu tür değişimlerin
periyotları 11 yıl (güneş lekeleri periyoduna uygun), 1 yıl, 27 gün (Ay'ın 1 günü) veya 1 güneş günü
olabileceği gibi çok daha küçük genlikli "küçük titreşimler" (ing.; micropulsations ) grubuna da
girebilir. 10-3-10 Hz arasındaki manyetik alan titreşimleri ve ona dik yönde indüklenen elektrik alan
titreşimleri manyetotelürik alan olarak bilinir ve yerin elektrik direncindeki değişimlerin bilimsel veya
ekonomik amaçlı incelenmesinde kullanılır (Şekil 6.6).
Çizelge 6.1. Yerin manyetik alanında zamana bağlı değişimler.
Olay
Seküler değişimler (batıya kayma)
Güneş lekesi dönemleri
Yıllık değişimler
Ay'a bağlı değişimler
Manyetik fırtınalar
Başlangıç
Ana değişimler
Düzelmesi
Günlük değişimler (Sq , SD , L)
Manyetik körfezler
Çok küçük titreşimler (ing.; micropulsations )
Sürekli (Pc1, Pc2, Pc3, Pc4, Pc5)
Düzensiz (Pi1, Pi2, Pi+Pc karışık)
ELF (aşırı çok alçak frekanslı olaylar)
VLF (çok alçak frekanslı olaylar)
6.4
Periyot
> 1000 yıl
11 ve 22 yıl
1 yıl
27 gün
Ort.Genlik (nT)
? küçük
? küçük
» 4 saat
» 8 saat
» 60 saat
24 saat
1-2 saat
3 dk - 1 ms
» 15
» 35
» 35
» 20
» 10
<1
< 1 ms
» 0.1
» 0.1
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 6.5. Yerin manyetik alanında zamana bağlı değişimlerin genlik spektrumu. Pc1, Pc2,
Pc3, Pc4 ve Pc5 küçük titreşimler (ing.; micropulsations ) olup ELF ise (radyo
mühendisliğinde) çok alçak frekanslı olaylardır (Serson, 1973).
6.2 Kayaçların Manyetik Özellikleri ve Paleomanyetizma
Doğada bütün kayaçların içinde bir miktar manyetik mineral vardır. Manyetik maddelerdeki
manyetizasyonun nedeni atomik yörüngelerdeki elektronların hareket düzenleri ve spinleri (eksen
etrafındaki titreşimleri) dir. Atomik momentlerin manyetik bir ortamda dizili biçim ve büyüklüğüne
bağlı olarak o madde az veya çok manyetik özelliğe sahiptir. Şekil 6.7 de verile nmanyetizasyon
türleri arasında en önemlisi “ferromanyetizma “ olup genellikle Fe, Ni ve Co gibi metallerde ve
alaşımlarında görülür. Doğadaki mineraller arasında en kuvvetli manyetizmaya sahip mineral ise
manyetit (Fe3O4) olup atomik momentleri "ferrimanyetik " özellik gösterir. Diğer önemli manyetik
minerallerden İlmenit ve Hematit atomları ise "antiferromanyetik " dizilimdedir. Kayaçların
mıknatıslığından sorumlu oksit mineralleri, bileşimleri açısından Şekil 6.8 de verilen bir üçgen
diyagram üzerinde yeralır. Her manyetik mineralin kendi atomik yapısına bağlı olarak "Curie
sıcaklığı - TC" olarak bilinen belli bir sıcaklıktan sonra manyetik özellikleri kaybolur.
Yerkabuğunun üst kısımlarını oluşturan kayaçların birçoğu, günümüzdeki manyetik alanın
indüklediği alana (M i) ek olarak, manyetik minerallerin oluşması sırasında kazandığı bir "kalıcı
mıknatıslanma " (M r) gösterir, ki toplam manyetizasyon (M = M i + M r) dir. Bu kalıcı
mıknatıslanma (M r), ergimiş kayaçların soğuması sırasında sıcaklık Curie sıcaklığının (TC) altına
düştüğünde, manyetik momentlerin o zamanın manyetik alan şiddeti yönünde dizilmesi ile (ısıl kalıcı
mıknatıslanma , TRM) olabileceği gibi tortulaşma sırasında veya yeniden kristalleşme ile de olabilir.
Çeşitli kayaç türlerinin manyetik özellikleri laboratuvarlarda incelendiğinde kazandık ları kalıcı
mıknatıslanmanın yönünün bazı jeolojik devirlerde yerin bugünkü alanı ile aynı yönde "normal " ve
bazen de "ters" olduğu saptanmıştır. Kayaçların radyoaktif yöntemler ile hesaplanan yaşları da
dikkate alındığında bu "ters" mıknatıslanmalar yerin dipol alanında, dolayısı ile kutuplarında jeolojik
devirler boyunca birçok ters dönmenin olduğuna işaret etmektedir.
6.5
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 6.6 a) Trakya'da Kırklareli-Babaeski arasında KS-3 ölçü noktasında 0-0.025 Hz
frekans aralığında kaydedilen manyetik Bx , By , Bz ve elektrik alan Ex , Ey değişimleri. b) Bu
tür manyetotelürik veriler kullanılarak KS-3 noktasında kuzey-güney (x) ve doğu-batı (y)
yönünde saptanan görünür özdirenç ( ra ) eğrileri (İlkışık, 1980).
Şekil 6.9 da geçmiş 5 milyon yılda yerin manyetik alanında ölçülen "normal" ve "ters"
dönemler belirtilmiştir. Bu olay bugün Paleomanyetizma olarak bilinen bilim dalının gelişmesine yol
açmıştır. Yerin manyetik alanındaki bu ters dönmeler ile yerin jeolojik geçmişindeki biyolojik izler
arasında belirli hayvan türlerinin birdenbire kaybolması gibi bazı ilişkiler gözlenmektedir.
Paleomanyetizmanın sağladığı diğer ilginç bir veri kıtaların kayması konusundadır. Kıtasal ölçekte,
farklı yaştaki kayaçlardan alınan örneklerde kalıcı alan şiddeti, sapma ve eğim açıları ölçülerek o
jeolojik devirlerde manyetik kutbun yerküre üzerindeki yeri belirlenebilir. Şekil 6.10 da örneğin,
alttaki eğri Kuzey Amerika kıtası için Kambriyen'den günümüze kadar kuzey kutbunun yerindeki
değişmeyi göstermektedir. Doğal olarak beklenti kutbun her zaman aynı noktada çıkmasıdır. Ama
6.6
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
tersine kutbun yeri oldukça büyük değişimler göstermiştir. Ayrıca Avrupa kıtasından alınan örnekler
ise (üstteki eğri) hemen hemen aynı değişimi belli bir açı kadar döndürülmüş olarak göstermiştir.
Bütün bunlar bir zamanlar bitişik tek bir parça olan ve jeolojide "Pangea " olarak bilinen kıtanın
kayarak yerdeğiştirdiği ve büyük olasılıkla Jura-Kretase dönemlerinde (»190-130 my önce)
parçalanarak birbirlerinden uzaklaştığı düşüncesini doğrulayan verileri oluşturur. Günümüzde
yerkabuğu ve özellikle üst manto içindeki bu çok yavaş "akma " ları inceliyen bilim dalı Jeodinamik
ve onun alt disiplini Levha Tektoniği paleomanyetik araştırmalardan geniş ölçüde yararlanır.
Şekil 6.7. Atomların manyetik momentlerinin dizilişine bağlı olarak manyetizasyon türleri.
Ferromanyetik cisimler en kuvvetli mıknatıslar olup diamanyetik cisimlerin mıknatıslanma
özelliği yoktur.
Şekil 6.8. Kayaçların mıknatıslığından sorumlu oksit minerallerinin TiO2-FeO-Fe2O3 üçlü
diyagramındaki yeri (Merrill ve McElhinny, 1983). TC Curie sıcaklığında mineral manyetik
özelliğini kaybeder.
6.7
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 6.9. Yerin manyetik alanındaki ters dönmeler.
Şekil 6.10. Kuzey Amerika ve Avrupa'da alınan örneklere göre jeolojik devirler boyun- ca
kuzey kutup noktasının yerdeğiştirmesi (McElhinny, 1973). C - Prekambriyen, S-D - SilürDevon, Tr - Triyas ve K - Kretasedir.
6.8
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 6.11. Yerküren Manyetik Anomali Haritası (Korhonen ve diğ., 2007)
6.1
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
7. YERİN ISISI
Yeryüzünde maden ocaklarında ya da sondaj kuyularında yapılan ölçümler sıcaklığın derine
doğru her 100 m de ortalama 3 0C arttığını gösterir. Ancak bu artış hızı (gradyanı) derine doğru
gidildikçe azalır. Yerin içinden gelen ısı yeryüzündeki bir noktanın güneşten aldığı ısının 1/100 000 i
kadardır. Buna karşın içten gelen ısı yine de çok olup örneğin 1 yıl süresince depremlerden açığa
çıkan toplam enerjiden 1,000 kat daha büyüktür. Yerin iç ısısı kıtasal ölçekte levhaların hareket
etmesine, depremlere, volkanizmaya, derin deniz çukurlarına veya dağ kuşaklarının oluşmasına önemli
bir etkendir. Gerçekte hemen bütün jeolojik ve jeofizik verilerin yerin iç ısısı ile uzak-yakın bir ilişkisi
vardır. Ancak yerin ayrıntılı ısıl yapısına ilişkin bilgilerimiz bugün için oldukça azdır.
7.1 Yerin İçinde Sıcaklık
Gezegenimiz bugünkü ısıl rejimine uzun tarihi boyunca birçok farklı ara rejimlerden geçerek
gelmiştir. Günümüzde bilinen güneş sisteminin oluşumuna ilişkin kuramların hepsi gezegenlerin bir gaztoz bulutundan başlayarak oluştuğunu kabul eden "soğuk kökenli " modellerdir. Yerkürenin ısısının
sonradan artması ana hatları ile,
a) kütlesine eklenen yeni kütleler ile gravite enerjisinin ısı enerjisine dönmesinden,
b) basınç nedeniyle sıcaklığın derinlikle artmasından,
c) kimyasal tepkimelerden ve
d) radyoaktif elementlerin parçalanmasından
kaynaklanır.
Sıcaklık ile uyarılmış atomların ve moleküllerin bulunduğu ortamda ısı, şu ana yollar ile yayılır.
1. İletim (İng.; conduction) yolu ile ısı ak ışı : Atomların ısıl titreşimleri elastik bir
titreşimin iletilmesine benzer olarak sıcak bölgeden soğuk bölgeye doğru akar. Bu olay özellikle katı
ortamlar için geçerlidir. Kayalar ısıyı genellikle çok az iletir (»2.5 W/m.0C ). Tek türden bir ortamda
ayrıca bir ısı üretimi (radyoaktif parçalanma gibi) yoksa sıcaklığın zamana bağlı değişimi
Ñ2T = (
rc ¶ T
)(
)
K ¶ t
(7.1)
difüzyon denklemi ile verilir. Burada T sıcaklık, t zaman, r yoğunluk, c özgül ısı ve K ısı
iletkenlik katsayısıdır. (7.1) bağıntısının genel çözümü üstel bir fonksiyondur.
Yerin iç sıcaklığını incelerken doğrudan ölçebileceğimiz yegane büyüklük yüzeydeki ısı
akısıdır. Isı akısı birim zamanda birim yüzeyden akan ısı miktarı olup (q, mW.m-2) ortamın sıcaklık
gradyanı ( dT/dz ) ile ısı iletkenliğinin (K) çarpımına eşittir,
q=K
dT
dz
(7.2)
Kıtalarda, yeryüzündeki meteorolojik sıcaklık değişimlerinden etkilenmiyen derinliklerde veya
okyanus tabanlarında düşey doğrultudaki sıcaklık farkı (dT/dz) ve ölçü noktası civarındaki kayaların
ısı iletkenliği saptanarak (7.2) bağıntısından yerküre üzerinde ısı akısının dağılımı incelenebilir. Yerin
ortalama ısı akısı 76 mW.m-2 dir (Chapman ve Rybach, 1985). Okyanuslar ve kıtalar için bulunan
ortalamalar da bu değere çok yakındır.
7.1
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 7.1. Manto maddesinin dolaşımı ile ısının iletilmesi ve yerkabuğunda yol açtığı bazı
olaylar (Press, 1975).
2. Dolaşım (İng.; convection) yolu ile ısı akışı : İletim yolu ile ısı geçişi çok yavaş bir
işlemdir. Yerküre eğer başlangıcından beri bu yolla ısıyı iletse idi 400 km den daha derinlere ait ısı
daha henüz yeryüzüne ulaşmamış olacaktı. Yer içinde ısı akısı esasta manto malzemelerinin dolaşımı
yolu ile olur. Bu yol ile iletim çok hızlıdır. Şekil 7.1 de görüldüğü gibi ısınan manto maddesi yükselir,
okyanus ortası yükselimlerden yayılır ve yerkabuğunu, genelde taşküreyi (İng.; lithosphere) kendi
hareketi yönünde sürükler. Kıta kenarlarına ulaştığında soğumuş olan madde tekrar ısınmak üzere
aşağıya dalar. Kısa süreler için manto malzemesi "katı" dır. Ama uzun jeolojik zamanlarda sanki bir
akışkan gibi davranır ve yeryüzündeki "levha " ların hareketine yol açar. Manto içindeki dolaşım
hücrelerinin gerçek dinamiği bugün açık ve belirgin değildir.
Şekil 7.2. Jeolojik ve jeofizik kuramsal ve deneysel verilere göre yer içi sıcaklığının derinlikle
olası dağılımı. U- Uffen (1952), S1 ve S2- Stacey (1969) ve G- Gillvarry (1957) tarafından
önerilen eğrilerdir.
7.2
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Yerin sıcaklığını ölçmek için kullanılan bir sondaj kuyusu en çok bir kaç km derinliktedir.
Bunun altındaki derinliklerde sıcaklığın ne olduğunu doğrudan hesaplayacak bir teknik henüz
geliştirilmemiştir. Kuramlar çoğu zaman ısı akısı ölçmeleri, sismolojik çalışmalardan bulunan sismik hız
dağılımları, yerin manyetik alanındaki değişimlerden hesaplanan elektrik iletkenliğin derinlikle değişimi
ve bazı laboratuvar deneylerine dayandırılmaktadır. Yeryüzünde ölçtüğümüz sıcaklık gradyanı (100 m
de 3 0C artış) çok büyük olup yerin merkezine kadar aynen uzatamayız. Yoksa 2,900 km derindeki,
kısmen ergimiş olan dış çekirdek sınırında 30,000 0C gibi bütün yer kütlesinin erimiş olmasını
gerektiren bir değer buluruz. Bu durum yerkabuğu içinde önemli bir ısı kaynağı olan radyoaktif
element (U, Th, K40) yoğunlaşmasının kabuğun üst kısımlarında toplandığına işaret eder. Yerkabuğu,
manto ve çekirdeği oluşturan malzemenin mineralojik yapısına ilişkin bazı jeolojik kabuller (Clark ve
Ringwood,1964) ve katı maddelerin yüksek basınçlarda ergime sıcaklığına ilişkin kuramsal çalışmalar
(Lindemann,1910 ve Uften,1952 gibi) sonucunda önerilen bir sıcaklık modeli Şekil 7.2 de verilmiştir.
Görüldüğü gibi yerkabuğu tabanında 800-1,000 0C olan sıcaklık "katı" manto tabanında 4,500 0C a
kadar yükselmekte ve daha sonra bilinen sismik süreksizlikle (Şekil 4.9) uyum içinde dış çekirdek
sınırında 3,000 0C ye kadar azalarak derinlerde Fe-Ni den oluştuğu düşünülen çekirdek merkezinde
4,500-6,000 0C değerine ulaşmaktadır.
7.2 Yeryüzünde Isı Akısı Dağılımı
Yerküreyi oluşturan maddelerin çeşitli fiziksel özelliklerinin birçoğu sıcaklığa bağlı olarak
değişir. Bu nedenle (7.2) bağıntısını kullanarak hesaplanan ısı akısı değerlerinin yeryüzünde dağılımını
izlemek, taşkürenin (litosfer) jeodinamiğini anlamak ve yerkabuğunu oluşturan kayaların fiziksel
özelliklerine ilişkin yeni bilgiler edinmek birçok yerbilimcinin araştırma konusudur.
Gözlenen ısı akısı değerleri ile tektonik olayların ve jeolojik birimlerin yaşı arasında kesin bir
ilişki vardır. Prekambriyen kalkanlar gibi ( t > 600 my ) yaşlı kaya birimleri üzerinde genellikle düşük
ısı akısı, Senozoyik gibi ( t < 70 my ) genç kıvrımlar civarında ise yüksek ısı akısı ölçülmektedir (Şekil
7.3). Benzeri bir farklılaşma okyanus tabanları ile okyanus ortası yükselimleri arasında görülmektedir.
Okyanus tabanlarında ısı akısı genellikle dünya ortalamasından düşüktür. Yükselimler civarında ise
genelde yüksek ısı akısı değerleri ölçülmektedir. Şekil 7.4 de görüldüğü gibi bu yüksek ısı akısı
değerleri yükselim ekseninden uzaklaştıkça yavaşça azalmaktadır -ve tersine kayacın yaşı ve kalınlığı
artmaktadır-.
Okyanuslarda ölçülen ısı akısı değerleri açısından diğer bir ilginç bölge okyanus kenar
çukurluklarıdır (Şekil 7.5). Okyanus tabanında çukur ve sırtlardan uzakta ölçülen orta veya düşük ısı
akısı, çukurluğun tam üzerinde çok azalmakta ve okyanus tabanının yayılıp daldığı yönde oldukça
yüksek değerlere ulaşmaktadır. Yeryüzünde ısı akısının yatay gradyanının yüksek olduğu bölgeler
genellikle depremlerin çok olduğu alanlara karşı gelmektedir (Karnik, 1971). Ülkemiz civarında,
Akdeniz'de ısı akısı değerlerinde Doğu ile Batı Akdeniz arasında açık bir fark göze çarpar
(Erickson,1970). Sardunya ve Korsika adaları ile İspanya arasındaki bölgede ortalama ısı akısı 75
mW.m-2 kadardır. Tiren denizinde ise (aynı adalar ile İtalya arasında) ortalama ısı akısı yüksek olup
120 mW.m-2 dir. Dünya ortalamasının iki katı değere sahip bu bölgede Vezüv ve Etna yanardağları
yer almaktadır. Doğu Akdeniz'de ise batıdan farklı olarak küçük bir standart sapma ile düşük bir
ortalama ısı akısı ( 31±8 mW.m-2 ) görülmektedir. Güneydeki Afrika kıtası, genelde İyon denizi,
Pelaponez yarımadası önü, Girit-Rodos güneyi ve Kıbrıs güneyinden geçen yay boyunca kuzeydeki
Avrupa ve Asya (Anadolu) kıtalarının altına dalmaktadır.
7.3
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 7.3. Bazı okyanus ve kıta alanlarında ısı akısı verilerinin tekrarlanma grafikleri (Lee,
1970).
Şekil 7.4. Kuzey Pasifik'te ısı akısının okyanus ortası yükselimdenbaşlıyarak (0 my) açılımın
yaşına -ve dolayısı ile uzaklığa- bağlı olarak (150 my » 3000 km) azalması (Parsons ve
Sclater, 1977).
Şekil 7.5. Okyanus kenarı dalma-batma kuşaklarında ısı akısının değişimi (Yasui ve diğ.,
1970). Noktalar deprem iç-odaklarıdır.
7.4
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 7.6 da verilen ısı akısı haritası bu yayın güneyinde 20-30 mW.m-2 lik düşük değerler
gösterirken Girit'in hemen arkasında volkanik adalar zinciri üzerinde 120 mW.m-2 gibi yüksek ısı
akısı değerleri yer almaktadır. Denizli-Kızıldere jeotermal alanı bu kuşağın Batı Anadolu'daki
ucundadır. Kuzey Ege'deki derin deniz çukurluğu üzerinde gözlenen diğer bir yüksek ısı akısı
anomalisi ise Gelibolu ve Biga yarımadalarından Marmara'ya doğru uzanmaktadır.
Türkiye genelinde sıcaklık gradyanı ve iletkenlik katsayısına dayanan sistematik çalışmalar
henüz tamamlanmamıştır. Ancak jeotermal suların içindeki silikat miktarına daya- nan ısı akısı
hesaplamaları (İlkışık, 1993) Batı Anadolu'da ortalama ısı akısının dünya ortalamasından %60 kadar
daha yüksek olduğunu (110.8±48.1 mW.m-2 ) göstermektedir (Şekil 7.7).
Şekil 7.6. Ege Denizi'nde ısı akısı dağılımı (Fytikas, 1980). Değerler mW.m-2 dir.
7.5
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 7.7. Batı Anadolu'da -silika- ısı akısı değerlerinin tekrarlanma grafikleri (İlkışık, 1993).
7.6
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Kıtaların Kayması !
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
8. JEODİNAMİK
Yerkabuğunu da içeren yerin taşküresi 10-12 adet büyük katı levha ile bir dizi küçük
levhadan oluşur (Şekil 4.1). Deniz tabanı yayılmaları ve kıtasal kaymalar ile birlikte yerin taşküre
katmanının büyük ölçekli yatay hareketleri yerkabuğunun üst kesimlerini etkiler ve levha sınırındaki
tektonik etkinliği arttırır. Katı yer fiziğinin ana konularından birisi bu tür küresel bir olayın kaynağını ve
işleyiş mekanizmasını araştırmaktır.
Bu tür olayların ana enerji kaynağı yerin iç ısısı olup levhalarda ve sınırlarındaki tektonik
işlemlerin en basit açıklaması bu hareketler sırasında taşküre levhalarındaki gerilme birikimleridir.
Levha tektoniğine ilişkin güncel kuramların temel çıkış noktası okyanus tabanı yayılmalarıdır. Buna
ilişkin ilk jeofizik bulguları ise manyetik veriler sağlamıştır. Çeşitli jeolojik dönemlerde yerkabuğunu
oluşturan korkayalar soğurken içindeki manyetik mineraller o dönemdeki manyetik alan yönünde
kalıcı mıknatıslık kazanır. Şekil 8.1 a ve b de Doğu Pasifik yükseliminde gözlenen manyetik
anomaliler verilmektedir. Bu manyetik anomaliler de yükselimin eksenine göre simetri görülmesi
jeolojik geçmişte yerin manyetik alanındaki ters dönmeler ile açıklanabilmektedir. Okyanus tabanının
yılda 1-5 cm açıldığı varsayımı ile hesaplanan anomaliler gözlemler ile iyi bir uyum göstermektedir
(Şekil 8.1 c, d, e).
Yerküre üzerinde gözlenen depremler ve yanardağların hemen tamamı taşküreyi oluş turan bu
levhaların sınırlarında yer alır. Bu sınırlar jeotermal kaynaklar, madenler ve hatta petrol oluşumlar
açısından da önemlidir. Levha sınırlarının ilk türü okyanusların ortasında boydan boya uzanan
yükselimlerdir (Örn. Atlantik ortası yükselimi). Buralarda yerkabuğu, mantonun dolaşımı ile gelen
malzemelerle devamlı yenilenmekte ve iki yana doğru açılmaktadır. Çekme gerilmeleri yükselimler
boyunca sığ bir deprem kuşağı oluşturmuştur. Isı akısı değerleri bölgede yüksektir ve açılma sonucu
düşen basınç ergiyen mağmanın yükselerek volkanlar dizisi oluşturmasına yol açmıştır. Şekil 8.2 de
görüldüğü gibi okyanus ortası yükselimleri uzanımlarına dik doğrultularda dönüşüm fayları (İng.;
transform faults ) ile kesilmiştir. Yükselimler üzerinde çekme gerilmesini yansıtan normal faylanmalar,
dönüşüm kırıkları üzerinde doğrultu atımlı hareketler bulunur. Diğer bir tür levha sınırı okyanus
kenarlarıdır. Bu ada yaylarındaki dalma-batma kuşaklarında okyanus tabanını oluşturan levhalar eğik
bir düzlem boyunca kıtaların altına, yer mantosunun içine dalar. Japonya ve And dağlarında olduğu
gibi bütün Pasifik çevresinde bu dalmanın arkasında volkanizma, yüksek ısı ve şiddetli depremler
görülür.
Okyanus levhalarının ada yayları ve kıtasal kabuk altına daldığı kuşaklarda jeolojik ve jeofizik
gözlemler levha tektoniği kuramı ile yeterince açıklanabilmektedir. Ancak iki kıtanın bir birini ittiği ve
sıkıştırdığı kuşaklarda depremlerin oluşum mekanizmalarını ve bazı jeofizik gözlemleri tanımlamak
oldukça zordur. Avrupa ve Asya (Avrasya) ile Hindistan, Afrika ve Arap levhalarının arasındaki
Tetis okyanusunun kapanarak kıtaların çarpışması sonucunda oluşan Alp-Himalaya bölgesi
günümüzde süregelen kıta-kıta çarpışmasının en canlı örneklerinden biridir (Şekil 8.3 a ve b).
Özellikle jeofizik çalışmalar sonucunda levhaların yanal sınırları oldukça iyi bilinmektedir ama
kalınlıklarına ve fiziksel yapılarına ilişkin bilgilerimiz oldukça eksiktir. Okyanus tabanlarında
yerkabuğu kalınlığı genellikle 5-15 km kadardır. Yerkabuğu katmanları ile katı manto kayaçlarından
oluşan taşküre levhaları ise okyanus ortası yükselimlerinde çok incedir. Yükselim ekseninden
uzaklaştıkça kalınlıklar hızla artar. 20-30 km uzakta 50 km kalın olan taşküre 1,000 km uzakta 120140 km kalınlığa ulaşır (Şekil 8.4).
Açılım hızı yerden yere değişmekle birlikte ortalama 5 cm/yıl
civarındadır. Taşküre tabanında sıcaklık 1,300 0C olup kısmi ergimeler başlamakta manto
malzemeleri garnit-pirolit fazına dönüşmektedir.
8.1
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 8.1. a) Kaliforniya’nın batısında okyanus ortası yükselimler civarında ve, b) 510 güney
enleminde Doğu Pasifik yükselimine dik doğrultuda gözlenmiş manyetik anomaliler, c) b 'deki
verilerin ters çevrilmiş görüntüsü, d) yılda 4.6 cm açılım varsayımı ile hesaplanan manyetik
anomaliler, e) bir okyanus ortası yükselimde yenilenme ve iki yana doğru yayılma işleminin
şematik görüntüsü. Taralı alanlar ters mıknatıslanmaları gösterir (Vine, 1971).
Şekil 8.2. Taşküre levhalarında yenilenme ve göreceli hareketler (Isacks ve diğ., 1968).
8.2
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 8.3. a) Okyanus tabanlarının yaşını gösteren harita (Larson ve diğ., 1985). İnce seyrek
taneli tarama (2-23 milyon yıl), ince sık taneli tarama (38-60 my), kalın seyrek taneli tarama
(66-84 my) ve kalın sık taneli tarama (119-144 my) dönemlerine karşı gelmektedir. b) Alt
Kretase döneminde (»144 my önce) kıtaların konumu (Scotese, Gahagan ve Larson, 1988).
8.3
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Bunun altında daha sıcak, daha akıcı, daha iletken ve yanal özellikleri sıkça değişen bir
"astenosfer " katmanı vardır. Levha hareketlerine yol açan manto akışı 150-200 km den daha
derinlerdedir. Yer mantosunun dolaşım hareketleri yerin içindeki ısının yüzeye aktarılması
zorunluğundan kaynaklanır. Manto dolaşımının hızı temel olarak mantodaki ısı üretiminin kareköküne
bağlı olup yılda 15-20 cm kadardır. Şekil 8.5 de eldeki jeolojik ve jeofizik bilgilere göre dolaşım
hücrelerinin olası görüntüleri verilmektedir.
Okyanus tabanlarında yayılma görülen alanlarda 190-200 milyon yıldan daha yaşlı tortul
kayalara rastlanmamıştır. Bir kısmının kıtaların altına dalarak kaybolduğu kabul edilse bile yerkürenin
jeolojik tarihi içinde bu zaman dilimi oldukça geniş bir dönemi göstermektedir. Jeolojik ve jeofizik bir
çok gözlem ve deneylere dayanarak bunun en iyi açıklanışı yeryüzündeki tek bir kıtanın (Pangea )
veya iki büyük kıtanın (Lavrasya ve Gondvana ) 200 milyon yıl önce levha tektoniği mekanizması ile
parçalanarak zaman içinde kayma, yayılma, dalma, çarpma ve yenilenmeler sonucunda günümüzdeki
görüntünün ortaya çıkmasıdır. Elimizdeki en son bilgilere göre bilinen levha sınırları ve okyanus
tabanlarının yaşları Şekil 8.6 da verilmiştir.
Şekil 8.4. Pasifik yükseliminde taşküre içinde sıcaklığın ve kalınlığın uzaklıkla değişimi
(Watts, 1978).
Şekil 8.5. a) Taşkürenin altında üst ve alt manto içinde iki ayrı, b) mantonun tamamı içinde
tek bir kapanım düşünüldüğünde dolaşım hücreleri, c) bu hücrelerin olası üç boyutlu
görüntüsü (Stevenson ve Turner, 1979; Richter ve Parsons, 1975).
8.4
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 8.6. Manyetik anomalilerin dağılım düzeni esas alınarak okyanus tabanlarının yaşı.
8.5
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
9. JEOFİZİKTE VERİ İŞLEM
Veri işlem teknikleri daha çok ikinci dünya savaşı ve sonrasında radar teknolojisine bağlı
olarak gelişmiştir. Jeofizikte veri işlemin gelişmesinde diğer önemli bir aşama 1960 larda bilgisayar
teknolojisinde ve sayısal veri işlemde görülen ilerlemedir.
Yerbilimciler ölçtükleri fiziksel büyüklükleri zaman veya uzaklık ortamında çok boyutlu olarak
analiz ederek yerin yapısına ilişkin ekonomik veya bilimsel değerlendirmeler yaparlar. Örneğin, yerin
manyetik alanının şiddet ve yönünde zamanla olan değişimler; yerçekim ivmesinin yeryüzünde iki
boyutlu değişimi; bir sondaj kuyusunda kesilen kayaların birbirinden farklı olan özdirençleri; sismik
aramalarda derinlerden yansıyıp gelen elastik dalga titreşim kayıtları gibi belli bir fiziksel özelliğin
uzaklıkla veya zamanla değişimi zaman serilerini oluşturur. Yerkürenin derinliklerinin incelenmesi için
yöntemler ve teknoloji geliştikçe ölçülen ve işlenmesi gereken büyüklüklerin sayısı da hızla
artmaktadır. Jeofizikte veri işlem, arazide yapılan ölçümlerin doğrudan bilgisayara kaydedilmesinden
veya verilerin bazı işlemler ile farklı yeni grafik gösterimlerinden olası bir yeraltı yapısının
tasarlanmasına ilişkin hesaplamalara kadar çok geniş bir konuyu kapsar. Veri işlem sonuçlarının
matematik ve fizik doğrulukları yanı sıra jeolojik açıdan anlamlı olması da gerekir.
9.1 Verilerin Örneklenmesi
Zaman veya uzaklık ortamında yapılan jeofizik ölçümler genellikle sürekli (İng.; analogue )
fonksiyonlardır. Bu bilgilerin bilgisayarlarda işlenebilmesi için öncelikle ayrık sayısal değerler dizisi
biçimine dönüştürülmesi gerekir. Şekil 9.1 a ve b de görüldüğü gibi sürekli bir sinyalin sayısal olarak
örneklenmesi genellikle eşit aralıklı olarak (Dt veya Dx) yapılır. Günümüzde örnekleme işlemi
elektronik "A/D" sürekliden sayısala (İng.; analog to digital ) dönüştürücüler kullanılarak yapılmakta
ve veriler doğrudan bilgisayar ortamına aktarılabilmektedir.
"Örnekleme frekansı " birim zamanda (veya birim uzaklıkta) ki örnek sayısıdır. Örneğin eğer
bir dalga izi 2 ms de bir örneklenmiş ise örnekleme frekansı (1/0.002 =) 500 Hz dir. Burada
örnekleme aralığı Dt=2 ms olup örnekleme frekansının yarısı olan Nyquist frekansı (fN = 1/2Dt)
bize bu örnekleme frekansı ile verinin 250 Hz e kadar olan dalga içeriğinin korunacağını gösterir.
Nyquist frekansı verilerin işlenmesinde önemli bir büyüklük olup, eğer gerçek sinyal içinde bu
frekansın üzerinde olaylar varsa spektral analizde "aliasing " denilen; yüksek frekanslı bileşenlerin
Nyquist frekansı etrafında katlanarak alçak frekanslarda gerçek olmayan sinyaller oluşturduğu bir
bozulma ortaya çıkar (Şekil 9.2). Bu ise istenmeyen bir durum olup verilerin işleme hazırlanması
sırasında dikkat edilmesi gerekir.
9.2 Spektral Analiz
Zaman serilerinin periyodik bileşenlerinin saptanmasında kullanılan “Fourier analizi ”
jeofizikçilerin çok kullandığı bir tekniktir. Örneğin Şekil 9.3 a da görülen birbiri ile karışmış farklı
dalga boyundaki değişimlerin birinden ayrılabilmesi bir veri işlem problemidir. Bu amaçla önce
jeofizik bir büyüklüğün (örneğin yerin manyetik alanının şiddeti) periyodiğimsi değişimleri x(t),
"Fourier dönüşümü " bağıntısı
X(f) = ò x(t).e -i w t dt
(9.1)
yardımı ile frekans ortamına aktarılır, frekansın fonksiyonu olarak hesaplanacak "Fourier
spektrumundan " genlik ve faz içerikleri belirlenir (Şekil 9.3 c).
9.1
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 9.1. a) Sürekli bir sinüsoidal sinyal, b) aynı sinyalin sayısal görüntüsü.
Şekil 9.2. a) Sinüs dalgasının frekansından daha büyük bir Nyquist frekansı (fN) sağlayan
doğru örnekleme. b) Sinüs dalgasının frekansından daha küçük Nyquist frekansı sağlayan
yanlış örnekleme yapıldığında frekans katlanması (aliasing }) sonucu daha da alçak
frekansta (daha uzun peryotlu) gerçek olmayan bir sinyalin (kesikli çizgi) ortaya çıkışı.
Eğer frekans ortamında herbir dalga bileşeninin genlik ve faz değerleri verilirde zaman
ortamındaki toplam görüntü istenirse "ters Fourier dö nüşümü "
x(t) = ò X(f).e i w t df
(9.2)
ile geri dönülerek Şekil 9.3a da verilen dalga biçimi saptanabilir. Karmaşık bir dalganın içeriği Şekil
9.3c deki Fourier spektrumundan belirlendiğinde ya uygun matematik süzgeçler düzenlenerek veya
belirlenen frekans, genlik ve fazdaki dalgalar yapay olarak A0 cos(2pf t+f) bağıntısından üretilerek
Şekil 9.3b deki gibi farklı dalga boyundaki değişimler ayrı ayrı belirlenebilir.
9.2
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Günümüzde, örneklenmiş dalga biçimlerinin bilgisayarlarda frekans ortamına aktarılmasında
genellikle "FFT- hızlı Fourier dönüşümü " (İng.; fast Fourier transform ) yazılımları
kullanılmaktadır (Örn. Brigham, 1974). Bir boyutlu bir sinyal analizine benzer olarak, gravite ve
manyetik haritalar gibi iki boyutlu sinyallerin de spektral analizleri yapılabilir.
9.3 Sayısal Süzgeçler
Bir ya da iki boyutlu karmaşık jeofizik verilerin süzülmesi, içlerindeki özelliklerin ayrı ayrı
incelenebilmesini sağlar. Bu amaçla bir f(t) sayısal süzgecinin x(t) verilerine uygulanması matematikte
"evrişim " (İng.; convolution ) işlemi olarak bilinir ve süzülen y(t) verileri
y(t) = x(t) * f(t)
(9.3)
biçiminde elde edilir. " * " işareti Şekil 9.4 deki gibi iki sayısal fonksiyonun evrişimini göstermektedir.
Konunun ayrıntılarına girildiğinde ispatlanabilir ki, iki fonksiyonun zaman ortamındaki evrişimi
matematik olarak, frekans ortamında genliklerin çarpımına ve fazların toplamına eşdeğerdir.
Şekil 9.3. a) Üç ayrı frekanstaki dalganın toplamından oluşmuş bir sinyal. b) a’ da verilen
sinyali oluşturan üç farklı frekanstaki dalgaların ayrı ayrı görünüşü (Dt = 0.0062499 s). c) Bu
sinyalin Fourier spektrumu üç ayrı dalganın frekans, genlik ve fazlarını belirlemektedir.
9.3
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 9.4. İki sayısal fonksiyonun evrişimi.
Bir gravite haritası gibi iki boyutlu değişimlerin içinde saklı bazı önemli anomali lerin
(belirtiler) daha iyi seçilebilmesi için de çeşitli türde iki boyutlu matematik süzgeçler kullanılır. Şekil
9.5a ve b de böyle bir örnek verilmiştir. Yeraltında, farklı derinlikteki kayaçların yoğunluğunda yanal
değişimler sonucu oldukça karmaşık gözüken birinci haritadaki veriler uygun dalga boylarında
süzülerek önemli anomalilerin şiddeti ve yeri ikinci harita üzerinde belirgin duruma getirilmiştir.
Jeofizikte veri işlemin en yaygın biçimde kullanıldığı alan petrol arama amacıyla yapılan sismik
aramalardır. Yeryüzünde bir patlatma ile üretilen ve yerin içine doğru ilerleyerek olası süreksizliklerde
yansıyıp dönen elastik dalgalar gelişmiş teknoloji kullanılarak arazide sayısal olarak kaydedilir. Çok
noktada ve aynı anda alınan kayıtlar yan yana dizildiğinde yeraltı yapısının bir anlamda kesiti çıkar.
Ancak gerek yöntemin uygulanış biçimi gerekse yeraltı yapısının değişkenliği nedeni ile başlangıçta
karmaşık olan bu kesiti daha ayrıntılı ve temiz bir duruma getirmek için sismik dalga izleri üzerinde
birçok farklı veri işlem teknikleri uygulanır. İşlem sonuçlarını gösteren bir örnek Şekil 9.6 a ve b de
verilmiştir.
Şekil 9.5. a) Bir gravite haritası. Kayaçların yoğunluğundaki yanal düşey değişimler haritanın
yorumunu zorlaştırmaktadır. b) Büyük ölçekli bölgesel değişimler -ki çoğu kez derin
yapılardan kaynaklanır- giderildikten sonra kalan kısa dalga boylu -sığ yapılardan
kaynaklanan- yerel gravite haritası (Ku, Telford ve Lim, 1971).
9.4
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 9.6. a) Bir tuz domu üzerinde ham sismik kesit. b) Bazı veri-işlem teknikleri ile
temizlenmiş , yer altı yapısını daha iyi yansıtan kesit (Yılmaz, 1991).
9.5
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
10. JEOFİZİK ARAMA YÖNTEMLERİ
Önceki bölümlerde değinilen ve Yerküre'nin çok derin yapısının araştırılmasında kullanılan
jeofizik özellikler ve yöntemler insanoğlunun ulaşabileceği derinliklerde yer alan doğal kaynakların
veya bazı sığ jeolojik yapıların incelenmesi amacı ile de kullanılabilir. Yeryüzeyi üzerinde veya
yakınında yapılan ölçümlerden kayaçların yoğunluk, elastik dalga hızı ve elektrik özdirenci gibi birçok
fiziksel özelliklerinin yanal ve düşey yönde nasıl değiştiği ve bunun nasıl bir jeolojik yapıya karşı
geldiği saptanabilir.
Genellikle 1900 lerden sonra geliştirilen çeşitli jeofizik yöntemlerde, incelenen fiziksel özelliğe
bağlı olarak farklı değişkenler ölçülür ve buna bağlı bir kuramsal çözüm geliştirilir. Çizelge 10.1 de
başlıca jeofizik arama yöntemleri görülmektedir. Gerçekte kayaçların fiziksel özellikleri çok çeşitli
olabildiğinden çok farklı sayı ve türde yöntem geliştirilebilir. Ancak ölçümlerin iyi bir
değerlendirmesinin yapılabilmesi için, yürütülen araştırmanın amacına ve yerine bağlı olarak bu
yöntemlerin genellikle birkaç tanesi bir arada ve özellikle jeolojik çalışmalarla birlikte yürütülmelidir.
Çizelge 10.1. Bazı jeofizik arama yöntemleri.
Fiziksel Özellik
Yoğunluk
Manyetik duyarlık
Elektrik yük dağılımı
Elektrik özdirenç
Elk.özdirenç+indüklenme
Yoğunluk ve dalga hızı
Ölçülen Değişken
Yerçekimi ivmesi
Manyetik alan bileşenleri
Elektrik gerilim
Yerin elektrik özdirenci
Elektromanyetik tepkiler
Yol alış zamanı
Yöntem
GRAVİTE
MANYETİK
DOĞAL GERİLİM
ELEKTRİK ÖZDİRENÇ
ELEKTROMANYETİK
SİSMİK
Yerkabuğu derinliklerini araştırmanın maden ocakları veya sondajlar gibi başka yolları da
vardır, ancak bunlar çok pahalı olup sadece yerel bilgiler sağlar. Jeofizik arama yöntemleri ise yeraltı
jeolojisinin geniş bir alandaki değişimini çok hızlı olarak belirler. Jeofizik aramalar sondajın gereğini
ortadan kaldırmaz, ancak, arama programının daha iyi yönlendirilerek zaman ve giderlerin en aza
indirilmesine yardımcı olur.
10.1 Gravite
Çeşitli noktalarda ölçülen yerçekimi ivmesi değerlerinin birbirinden farklı çıkması bölgedeki
kayaçların yoğunluklarının farklı olmasından kaynaklanır. "Gravite yöntemi " olarak bilinen bu
yöntem petrol, doğal gaz, maden ve birçok jeolojik yapının aranmasında yaygın olarak uygulanır.
Çoğu kez karada, bazen denizde, nadiren de uçak ve uzayda yapılan ölçümler için titiz bir çalışma ve
çok duyarlı gereçler gerekmekle birlikte gelişen teknolojinin ürünleri gravite yönteminin giderek
mühendislik jeofiziği ve çevre sorunları gibi yeni sayılabilecek bazı konularda da uygulanabilirliğini
artırmaktadır.
Gravite verilerinin değerlendirme ve yorumlanmasına geçmeden önce arazide ölçülen
değerlere Bölüm 5 de kısaca değinilen düzeltmelerin uygulanmış olması gerekir. Ancak bundan sonra
DgB = Dgolc ± 0.0081sin2f ± (3.08-0.4191.10-3r)Dt + DgT
(5.14)
bağıntısında verilen ve sadece yeraltındaki (özellikle yanal yöndeki) yoğunluk değişimlerinden
etkilenen "DgB Bouguer anomalisi " değerleri elde edilir.
10.1
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Bouguer anomalisinin doğru olarak hesaplanabilmesi için bölgedeki civar kayaç yoğunluğunun
bilinmesi gerekir. Bu amaçla Nettleton yöntemi diye bilinen bir yöntem uygulanır. İnceleme yapılan
arazinin yanal yoğunluk değişimleri bulunmayan bir kısmında vadi veya tepe şeklinde yükseklik
değişimi gösteren bir doğrultu boyunca yerçekimi ivmesi değerleri ölçülür (Dgolc). Yukarıda verilen
(5.14) bağıntısında farklı ri değerleri için düzeltmeler yapılarak düzeltilmiş DgBi Bouguer anomalisi
değişimleri hesaplanır ve Şekil 10.1 de görüldüğü gibi bir grafiği çizilir. Ölçü alınan doğrultu boyunca
hiç değişmeyen DgB değerleri değişik yükseklikler için doğru düzeltmeleri veren doğru r yoğunluk
değerini gösterir.
Şekil 10.1. Farklı yüksekliklerde ölçülen DgBölç değerlerinden Netleton yöntemi ile yüzeye
yakın kayaçların ortalama yoğunluklarının bulunması (Dobrin ve Savit, 1988).
Yerkabuğunu oluşturan kayaçların yoğunlukları çökel kayaçlar için genelde 2,200-2,500
kg.m , mağmatik kayaçlar için 2,500-2,800 kg.m-3 civarındadır. Kabuğun alt kesimlerinde yoğunluk
3,000 kg.m-3 ve daha derinde alt mantonun üst kısımlarında 3,200 kg.m-3 ve daha büyüktür.
-3
Düzeltmeler yapıldıktan sonra elde edilen DgBi değerleri grafik veya haritalar biçiminde
düzenlenerek değerlendirme aşamasına geçilir. Bu aşamada önce farklı derinlikteki farklı
geometrik biçimlere sahip cisimlerin etkisinin birbirlerinden ayrılması gerekir (Şekil 10.2).
Sonuçta elde edilen gravite anomalileri (belirtiler) yeraltındaki yanal yoğunluk
farklarından kaynaklanacaktır. Değerlendirmenin ikinci aşamasında küre, dikdörtgen prizma v.b. gibi
bazı belli geometrik şekillere sahip cisimlerin verecekleri gravite anomalileri hesaplanarak arazi verileri
ile karşılaştırılır. Bu tür değerlendirmede arazi verilerine benzer anomali veren şeklin gerçekte o
jeolojik ortam içinde olup olamayacağı dikkatle irdelenmelidir. Şekil 10.3a da silindir ve küre, Şekil
10.3b de dikdörtgen ve Şekil 10.3c de bir fay geometrisinin gravite anomalileri görülmektedir.
Modellerin gravite anomalileri, şekil üzerinde gösterilen değişkenler cinsinden analitik olarak küre için
Dg =
4
cosq
p R 3 G( r - r 0 ) 2
3
r
(10.1)
10.2
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 10.2. a) Arazide ölçülen DgB Bouguer anomali haritası, b) derin ve büyük ölçekli
kütleleri simgeleyen bölgesel değişim haritası ve c) sığ ve daha küçük yapılardan kaynaklanan
yerel anomali haritası (Erden, 1979).
Şekil 10.3 a) Küre ve silindir, b) Dikdörtgen prizma ve c) Basamak (fay) modeli için gravite
anomalileri (Parasnis, 1979).
10.3
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
ve yatay silindir için
Dg =
2p
2
2 GR ( r - r 0 ) a
r
(10.2)
bağıntılarından, dikdörtgen prizma için
é
ù
rr
r
Dg = 2G( r - r 0 )ê x.ln 1 4 + b.ln 2 + D(f 2 - f 4 ) - (f 1 - f 3 ) ú
r2 r3
r1
ë
û
(10.3)
veya basamak (fay) modeli için
Dg = 2p G( r -r 0 ).(D-d)
(10.4)
bağıntılarından hesaplanabilir.
Gravite ölçümleri yeraltındaki özellikle yanal yoğunluk değişimlerine çok duyarlı olup dikkatli
bir yorumla çok ayrıntılı bilgi sağlar hatta anomaliye neden olan kütle miktarı doğrudan hesaplanabilir.
Ancak birçok jeofizik yöntemde olduğu gibi ölçülen anomali için önerilebilecek çözüm tek değildir.
Birçok farklı geometrik dağılım aynı anomaliye yol açabilir. Bu açıdan yorumlanan model, ön jeolojik
ve diğer jeofizik bilgiler ile çok sıkı kontrol edilmelidir. Şekil 10.4 de Küba'da Camaguey
bölgesindeki bir krom cevheri kafası üzerinde ölçülen gravite anomali haritası görülmektedir. Yerel
anomali üzerinde 2.1 gb olan en büyük değer kromit madeninin üst yüzeyinin 23 m kadar derinde
olduğuna işaret etmektedir (Davis ve diğ., 1957). Sondajlar sonrasında bölgede 24.000 ton cevher
olduğu doğrulanmıştır.
10.4
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 10.4. Küba'da bir kromit madeni üzerinde a) ölçülen ve bölgesel (kesikli eğriler), b)
yerel gravite anomali haritaları (Davis ve diğ., 1957). Değerler -gb- gravite birimidir.
10.5
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
10.2 Manyetik
Yerkabuğunu oluşturan kayaçlardan bazıları içinde bulunan manyetik minerallerin yanal ve
düşey yönde farklı dağılımlar göstermesi veya bir maden cevheri oluşturacak biçimde bir arada
yoğunlaşması ortamın, m manyetik geçirgenliğinin ve k manyetik duyarlığının değişmesine yol
açar. Bunun sonucunda yeryüzünde ölçülen manyetik alan değerleri de değişir ( B=mH). Manyetik
yöntemde bu değişimler haritalanarak yeraltındaki manyetik maden veya kayaçların yeri, şekli ve
derinliği belirlenebilir. Manyetik yöntem birçok yönden gravite yöntemine benzemekle birlikte,
manyetik anomaliler gravite anomalilerine kıyasla daha karmaşık ve değerlendirmeleri de biraz daha
zordur. Ancak her ikisi de ucuz ve hızlı yöntemler olup dikkatli bir yorumlama ile yeraltına ilişkin çok
değerli bilgiler sağlar.
Yerin manyetik alanına ilişkin ön bilgiler Bölüm 6’da verilmişti. Kayaçların ve bazı minerallerin
manyetik duyarlık katsayıları - k - (İng.; magnetic susceptibility ) ise Çizelge 10.2 de
görülmektedir.
Çizelge 10.2. Bazı kayaç ve minerallerin manyetik duyarlık katsayıları -k-, (Sharma, 1976 ve
Parasnis 1979 dan).
Kayaç veya mineral
Min. içeriği
k (´106 SI) (*)
Granit
Manyetitsiz
10-65
Granit
Manyetitli
100-50,000
Pegmatit
3,000-75,000
Gabro
1,000-80,000
Bazalt
1,000-100,000
Kireçtaşı
Manyetitli
10-25,000
Kumtaşı
35-950
Jips
Diamanyetik
(-13) - (-14)
Tortul Kayaçlar
0-25,000
Silt taşı
0-1,200
Gnays
0-3,000
Mermer
Diamanyetik
-9.4
Kuvarsit
Diamanyetik
-15
Manyetit
Kristal
15.106
Manyetit
Cevher
7.104 - 14.106
İlmenit
Cevher
3.105-4.106
Hematit
Cevher
420-10,000
Pirit
Cevher
100-5,000
(*) Bu değerleri em-cgs 'e çevirmek için (1/4p) ile çarpınız.
Aramalar sırasında çoğu kez yerin manyetik alanının toplam (B) değeri ölçülür. Ancak yatay
ya da düşey bileşen (Bh ve Bz}) veya sapma ya da dalım açısı da (d ve i) ölçülen büyükler
arasındadır. Son yıllarda toplam alan değeri yanı sıra alanın düşey gradyanı da (dB/dz) ölçülmekte,
birlikte değerlendirilmektedir. Büyük ölçekli aramalarda ölçümler çok hızlı ve kolay olduğundan çoğu
kez havadan veya gemide yapılır. Daha küçük ölçekli ve ayrıntı gereken durumlarda ise yeryüzünde
ölçülür. Manyetometre lerin günümüzdeki teknolojisi ile sayısal olarak kaydedilen ölçümlerin
ortalama doğruluk derecesi 0.01 nT civarındadır.
10.6
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Arazi ölçümleri süresince, incelenen bölgede yerleştirilen sabit bir ikinci manyetometre ile
yerin manyetik alanındaki zamana bağlı değişimler de kaydedilmelidir. Daha sonra arazi ölçümleri
üzerinde bu değişimlerin düzeltilmesi gerekir. Yerin manyetik alanındaki günlük değişimler kolaylıkla
düzeltilebilir, ancak güneş rüzgarlarından kaynaklanan çok şiddetli ve yüksek frekanslı manyetik
fırtınaların olduğu dönemlerde arazi ölçümlerine ara vermek daha doğru olur. Havadan yapılan
ölçümlerde gerekli gereç teknolojisi yanı sıra uçuş yüksekliği, rotası, jeolojik yapıları dikine
kesebilmek gibi birçok ayrıntının değerlendirmeler açısından büyük önemi vardır. Şekil 10.5 de
yeraltındaki farklı manyetik özellikleri yansıtan bir toplam alan (B) haritası görülmektedir. Manyetik
haritaların değerlendirilmesi gravitedekine benzer olarak önce bölgesel ve yerel ölçekte yapılır.
Bölgesel ve yerel anomalilerin birbirinden ayrılması oldukça ayrıntılı bir dizi veri-işlem gerektirir
(Bak. Bölüm 9). Sonuçta yeniden hazırlanan birçok harita ve/veya grafik incelenerek araştırma
konusuna göre, ya kayaçlar arasındaki jeolojik ilişkiler veya belli bir maden yatağının modeli
belirlenecektir.
Şekil 10.5. Meksika'da ölçülmüş bir manyetik toplam alan haritası (a) ve değişimlerin üç
boyutlu görüntüsü (b), (Breiner ve Coe, 1972).
Manyetik anomalilerin değerlendirilmesinde önce gravite yönteminde olduğu gibi bazı basit
cisimlerin anomalileri dikkate alınır. Ancak graviteden farklı olarak bu sefer anomaliye neden olan
kütlenin hangi manyetik enlemde bulunduğu ve mıknatıslanmasının yönünün (M) ölçü alınan doğrultu
10.7
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
ile yaptığı açı hesaplamalar açısından önemlidir. Belli bir geometrideki bir manyetik cisim, farklı
manyetik enlemlerde (i dalım açısı değiştiğinden) çok farklı anomaliler verir.
Birim manyetik kutbu sonsuzdaki bir yerden manyetik kutup şiddeti P olan diğer bir kaynağa
r kadar uzaklığa getirmek için gerekli iş U manyetik potansiyel olarak tarif edilir.
U=
1 P
m r
(10.5)
bu manyetik potansiyel ile kendisine çok benzeyen V gravite potansiyeli arasında Poisson
bağıntısı olarak bilinen
U=-
M dV
Gr du i
(10.6)
ilişkisi vardır. Burada ui manyetik kutuplaşmanın yönüdür. Şekil 10.6 da mıknatıs özelliği gösteren
kayaçların oluşturduğu bir düşey fayın manyetik ve (10.6) Poisson bağıntısından türetilen gravite
anomalileri görülmektedir.
Şekil 10.6. Bir düşey fayın manyetik anomalisi -t(x)- ve bundan türetilen gravite anomalisi g(x)- (Şekil 10.3c ile kıyaslayınız). Manyetik anomali ve gravitenin yatay yönde birinci türevi
-dg(x)/dx- fayın yerini daha belirgin olarak göstermektedir (Cordell ve Grauch, 1982).
Manyetik anomalilerin modellenmesinde en sık karşılaşılan yapılardan biri de dik ya da eğik
duran dayklardır (Şekil 10.7). Düzgün olarak manyetize olmuş, derine doğru dalan ve sonsuz
uzunluktaki böyle bir daykın anomalisi Parasnis (1979) tarafından
DB j = (
m0
r
)2 M'C sinJ . (a 1 - a 2 ) - K.ln 1
4p
r2
(10.7)
bağıntısı ile verilmektedir. Burada M'=M(1-cos2i.cos2d)1/2 olup anomalinin genliği ve biçimini
etkileyen C ve K katsayıları yatay, düşey ve toplam alan için
Alan
C
K
DBh
-sin (q - i')
-cot (q - i' )
10.8
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
DBz
cos (q - i' )
tan (q - i' )
DBt
(sin I /sin I').sin (I' + i' - q )
cot (I' + i' - q )
dir. Cismin içindeki kalıcı mıknatıslanmanın yönü çoğu kez günümüz manyetik alan yönüne çok yakın
olduğundan i=I ve i'=I' olup araştırma yapılan doğrultudaki dalım açısı
i' = tan-1 (tan i / sin d)
dir. Yerküre üzerinde çeşitli manyetik enlemlerde ve çeşitli eğimdeki daykların verecekleri manyetik
anomali örnekleri Şekil 10.8 de görülmektedir.
Basit modellerin ötesinde, yeraltı daha karmaşık ve rastgele biçimde birkaç farklı cisimden
oluşuyorsa gravite anomalileri Talwani ve Ewing (1960) ve manyetik anomalileri Talwani ve Heirtzler
(1964) tarafından verilen bağıntılarla hesaplanabilir. Burada esas, yeraltındaki cismin rast gele olan
şeklini bir (ya da birçok) poligona yaklaştırmak ve bu poligonun yeryüzündeki manyetik (veya
gravite) etkisini hesaplamaktır. Bu klasik çözümlerin çoğu bugün bilgisayarlara uyarlanmış olup baştan
önerilen modeli bilgisayar ekranında değiştirerek arazi verilerine en uygun yapıları hızla belirlemek
mümkündür.
Şekil 10.7. Rastgele kalınlıkta dalan bir manyetik dayk modeli (plan ve kesit).
Doğrudan modelleme (İng.; forward modeling ) olarak bilinen yukarıda değinilen
çözümlere ek olarak (birçok diğer jeofizik yöntemde olduğu gibi) ters çözümle modelleme
teknikleri ile, arazi verilerine daha iyi bir uyum sağlayan yeraltı yapıları çok ayrıntılı olarak
belirlenebilmekte ve modeli oluşturan derinlik, yoğunluk, manyetik geçirgenlik v.b. gibi değişkenler
irdelenebilmektedir (Marquardt, 1963 ve Johnson, 1969). Şekil 10.9 de böyle bir ters çözüm örneği
verilmiştir. Arazide ölçülen değerler ve kabul edilebilir bir başlangıç modeli bilgisayar yazılımı içinde
bazı matematik işlemlerden geçirilerek verilere en uygun çakışmayı sağlayan yeraltı yapısı otomatik
olarak saptanmaktadır.
10.9
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
10.10
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 10.8. Farklı eğimlere sahip manyetik daykların çeşitli manyetik enlemlerde vereceği yatay (DBh), düşey (DBz) ve toplam (DBt) manyetik
anomaliler (Parasnis, 1979).
10.11
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 10.9. Arazide ölçülen manyetik veriler (OBS), yaklaşık olarak seçilen ilk modelin
uyumsuz tepkisi (noktalı çizgi), ve bilgisayarda ters çözüm işlemi ile arazi verilerine en uygun
manyetik tepkiyi (CAL) veren yeraltı modeli (altta). Farklı kayaçlar farklı manyetik
duyarlık -k (cgs)- değerleri ile gösterilmiştir (Johnson, 1969).
10.12
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
10.3 Elektrik
"Elektrik aramalar" maden, yeraltısuyu, temel kaya derinliği, düşey süreksizlikler v.b. yapıların
hızlı ve ekonomik olarak incelenmesinde başarı ile uygulanan yöntemlerdir. Temel ilke yere çakılan
elektrotlar ile verilen akımın yeraltındaki kayaçların iletkenlik değişimlerinden etkilenerek akış yolunu
değiştirmesi ve bunun da elektrik eş-gerilim yüzeylerinde bozulmaya yol açmasıdır.
Kayaç ve minerallerin elektrik özdirençleri; yoğunluk, sismik hız v.b. birçok jeofizik
özelliklerin tersine birbirinden çok farklı değerler gösterir (Çizelge 10.3). Saf metallerde 0.1 ohm.m
veya daha küçük olabilen özdirenç değerleri su içermeyen kristalin kayaçlarda 1.000.000 ohm.m den
daha büyük olabilir. Ayrıca aynı bir kayaç su içeriğine veya ortam sıcaklığına bağlı olarak çok farklı
özdirenç değerleri gösterebilmektedir. Elektrik özdirençler doğada kısa mesafeler içinde hızla
değişebilen değerler olduğundan elektrik yöntemler cevherli bölgelerin, yatay veya düşey
süreksizliklerin, su içeren katmanların ve yeraltındaki boşlukların yerinin belirlenmesinde yaygın
biçimde kullanılmaktadır.
Çizelge 10.3. Bazı kayaç ve minerallerin elektrik özdirençleri.
Kayaç veya mineral
Altın, Gümüş, Bakır
Çinko, Demir, Kurşun
Pirit
Manyetit
Galen
Killer
Kireçtaşı
Kireçtaşı
Kumtaşı
Mermer, Kuvarsit
Şist
Granit
Bazalt
Tatlı su
Kaya tuzu
Özelliği
Saf metal
Saf metal
Cevher
Cevher
Cevher
Islak
Kuru, kristalize
Kuru
Kuru
Elektr.özdirenç (ohm.m)
» 10-8
» 10-7
10-2 - 103
10-1 - 5.103
10-1 - 2.104
1 - 100
10 -100
105 - 107
500 - 105
106 - 108
102 - 107
103 - 106
102 - 105
100 - 1,000
105 - 106
Elektrik Özdirenç Yöntemi
Elektrik özdirenci r olan bir yarı ortama bir noktadan I akımı uygulandığında r uzaklıktaki bir
noktada oluşturacağı V gerilimi
V=
Ir 1
2p r
(10.8)
bağıntısı ile verilir. Yeryüzünde iki noktadan verilecek akım ile iki başka noktadaki elektrotlar
arasında ölçülecek gerilim farkının, uygulanan akım şiddetine oranından hareketle yeraltındaki
kayaçların öziletkenlik (s) veya özdirenci (r =1/s) saptanabilir.
Elektrik yöntemle yapılan ölçümlerde yaygın biçimde kullanılan elektrot dizilimleri Şekil
10.10a da görülmektedir. C1, C2 elektrotlarından yere I akımı veriliyor ve P1, P2 elektrotları
arasındaki DV gerilim farkı ölçülüyorsa ortamın görünür özdirenci Schlumberger diziliminde
10.13
JEOFİZİĞE GİRİŞ
ra =
O.Metin İlkışık
p 2 DV
L
2l
I
(10.9)
Wenner diziliminde
r a = 2p a
DV
I
(10.10)
ve dipol-dipol diziliminde
r a = p n(n + 1)(n + 2) a
DV
I
(10.11)
bağıntıları ile hesaplanır. Eğer yeraltı tekdüze ise (farklı kayaçlar yoksa) ölçülen görünür özdirenç
doğrudan ortamı oluşturan taşın özdirencine eşit olur (ra = r).
Aramalar sırasında bu elektrot dizilimleri ya aralıkları bozulmadan yana doğru kaydırı- larak
yeraltında yanal süreksizliklerin olup olmadığı (Şekil 10.10b) veya elektrot dizilimlerinin orta noktası
değişmeden açılımları artırılarak derinlerdeki yatay katmanlaşmalar incelenebilir (Şekil 10.10c). Aynı
bir noktada elektrot açılımları artırılarak yapılan ra ölçümleri sırasında elektrik akımı gittikçe daha
derinlerden geçtiğinden bu tür uygulamalar "düşey elektrik sondajı -DES-" olarak bilinir.
IP Yöntemi
Elektrik aramalarda yere verilen akım (I) aniden kesildiğinde gerilim elektrotları arasındaki
gerilim farkının aniden değil yavaşça sıfıra düştüğü gözlenir. Şekil 10.11 de görülen bu gerilim
düşmesinin biçimi ve süresi (t) yeraltını oluşturan kayaçların ve minerallerin bazı özgün atomik
özelliklerine bağlıdır. İndüksiyonla kutuplaşma (IP, İng.; in duced polarization ) olarak bilinen bu etki
özellikle kalkopirit gibi sülfürlü cevherlerin aranmasında başarı ile kullanılmaktadır. Daha çok dipoldipol elektrot dizilimi ile (Şekil 10.10a) zaman veya frekans ortamında yapılan ra görünür özdirenç
ölçümleri (10.11 bağıntısı), veya iki ayrı frekansta ölçülen ra(1,2) görünür özdirenç değerlerinden
MF = 10 5
r a1 - r a2
r a1 . r a2
(10.12)
bağıntısı ile türetilen metal faktörü -MF- değerleri ölçü noktalarının yerinin ve derinliği yansıtan n
katsayısının fonksiyonu olarak haritalanarak belli bir doğrultuda yeraltının bir çeşit kesiti elde edilir.
İletken, metalik cevher içeren bölgeler kesitler üzerinde düşük ra veya yüksek MF değerleri ile
belirir.
Doğal Gerilim (SP) Yöntemi
Elektrik arama yöntemlerinin en eskisi olan doğal gerilim (SP, İng.; self potential ) yöntemi
yeryüzündeki iki nokta arasında doğal olarak gözlenen gerilim farkının ölçümüne dayanır. Bir
milivolttan birkaç yüz volta kadar değişen bu gerilim farkı çoğu kez yeraltısuyunun da etkisi ile doğal
büyük bir pil oluşturan sülfürlü cevher kütleleri cıvarında veya sıcak sulu ortamlar üzerinde gözlenir.
SP ölçümleri son derece basit, kolay, hızlı ve ucuz olmasına karşın dikkatli bir yorumlama ile yeraltı
yapısına ilişkin çok ayrıntılı bilgiler edinilebilir. Şekil 10.13 de Murgul kalkopirit madeni üzerinde
ölçülen bir doğal gerilim haritası görülmektedir (Ergin, 1973). "-" anomali olası cevherin yerini ve
şeklini belirlemektedir.
10.14
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 10.10. a) Elektrot dizilim türleri (C1, C2 akım P1, P2 gerilim elektrotları), b) Wenner
dizilimi ile yanal kaydırma sonucunda yeraltındaki r1 ve r2 ortamları arasındaki düşey sınırın
yerinin belirlenmesi, c) düşey elektrik sondaj -DES- ile yatay katmanlı bir ortamın
özelliklerinin belirlenmesi.
Şekil 10.11. IP yönteminde gerilim düşümünün biçimi ve süresi (T -s-).
10.15
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 10.12. Kanada'da bakır cevheri üzerinde yapılmış frekans ortamı IP ölçümleri ve
sondaj sonuçları (Hallof, 1967).
10.16
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 10.13. Murgul kalkopirit madeni üzerinde ölçülen bir doğal gerilim haritası (Ergin,
1973).
10.4 Elektromanyetik
Elektromanyetik yöntemler, bir kaynaktan yayılan değişken elektrik (E) ve manyetik (H) alan
şiddetlerinin oluşturduğu elektromanyetik dalgalara yer katmanlarının verdiği tepkiye dayanır.
Kaynağın -yani vericinin- doğal veya yapay olmasına, ölçümlerin frekans veya zaman ortamında
yapılmasına, araştırmaların havadan veya yeryüzünde yürütülmesine bağlı olarak birçok çeşidi vardır.
Yapay kaynaklı yöntemler genellikle sığ aramalara yöneliktir. Verici olarak düzenlenmiş,
içinden alternatif akım geçen bir bobinden yayılan birincil -P- elektromanyetik dalgalar yeryüzünün
üstünden ve hemen altından ilerleyerek alıcı olarak düzenlenmiş diğer bir bobine ulaşır (Şekil 10.14).
Yeraltı tekdüze ise alıcıya ulaşan dalgaların özelliklerinde herhangi bir değişim olmaz. Ancak
yeraltında iletken bir yapı (örneğin bir maden cevheri kütlesi) varsa yayılan değişken manyetik alan bu
iletken kütle üzerinde girdap (Eddy) akımları olarak bilinen değişken bir elektrik alan indükleyecektir.
Bu girdap akımları da iletken kütleden etrafa yayılan kendi ikincil -S- elektromanyetik alanını üretir.
Bu durumda yeryüzündeki alıcıya ulaşan birincil alana bu ikincil alan da eklenir ve başlangıçta üretilen
elektromanyetik dalganın özelliklerinden daha farklı genlik ve faza sahip bir toplam dalga -Ralgılanır. Gönderilen (P) ve algılanan (R) elektromanyetik dalgalar arasındaki bu türden bir fark yerin
içinde bir iletkenin varlığını gösterir ve geometrisine ilişkin bilgiler sağlar.
Elektromanyetik yöntemin uygulanmasında verici veya alıcının yeryüzüne doğrudan
dokunmasına gerek olmadığından elektrik yöntemlere göre daha hızlıdır. Daha da önemlisi hem verici
hem alıcı bir uçağa veya helikoptere yerleştirilerek yüzeyden ulaşılması zor geniş alanlarda çok kısa
sürelerde elektromanyetik araştırmalar yapılabilir.
Şekil 10.14. a) Yapay kaynaklı elektromanyetik araştırmaların genel ilkesi (Grant ve West,
1965), b) yeraltındaki iletken üzerinde indüklenme sonucunda birincil -P- , ikincil -S- ve
toplam alan -R- vektörlerinin faz ilişkisi (Parasnis, 1979).
Belli bir frekanstaki (w =2pf ) bir elektromanyetik dalgayı oluşturan alan bileşenlerinin (A =
E veya H) genel çözümü
A = A 0 e -(iwms )
1/ 2
z
e iwt
(10.13)
biçiminde olup ortam içinde düşey ( +z ) yönde ilerlerken kayaçların elektrik direnci (r= 1/s) ve
dalganın frekansına bağlı olarak bir sönüm gösterir. Dalganın pratik olarak söndüğü kabul edilen bu
nufuz derinliği (m) cinsinden
10.17
JEOFİZİĞE GİRİŞ
d = 503
O.Metin İlkışık
r
f
(10.14)
bağıntısı ile verilir, ve bununda yaklaşık olarak 1/5 i yeraltındaki iletkenlerin tepkilerinin açıkca
algılanabildiği etkin araştırma derinliği { ze=100 (r /f)1/2 } olarak bilinir. d nufuz derinliğinin (Şekil
10.15) veya ze etkin araştırma derinliğinin artması ortamdaki kayaçların direncinin büyük
(iletkenliğinin az) ve elektromanyetik dalga frekansının düşük olmasına bağlıdır. Bugün için yapay
kaynaklar ile 500 m den daha derinlerden bilgi verebilecek kadar düşük frekanslı dalgaların
üretilmesi veya ölçülmesi bazı teknik zorluklar içermektedir. Ayrıca uygulamalarda alıcı-verici
uzaklığı, topoğrafya, endüstriyel gürültüler ve yüzeye yakın kayaçların iletkenliğindeki yanal değişimler
bazı kısıtlamalara yol açar.
Verici ve alıcı bobin esasına dayanan birçok modern aletler ile ikincil (S) elektromanyetik
alanın gerçel (Re) ve sanal (Im) bileşenleri seçilip ölçülebileceği gibi doğrudan faz açısı f veya {
Im/Re } oranı da ölçülebilir. Daha büyük (- veya +) f veya Im/Re değerleri çoğu kez iletken bir
cisme karşı gelir. Şekil 10.16 da bu tür elektromanyetik Turam yöntemi ile yapılmış ölçümler
verilmiştir. Turam yönteminde yere serilen 2-3 km uzunluğundaki bir tele verilen alternatif akımla
frekansı 660 veya 220 Hz olan bir alan üretilmekte (P) ve bu tele dik doğrultular üzerinde »30 m
aralıklı iki alıcı ile gezerek toplam alan şiddeti (R) ve fazı (f) ölçülmektedir. Yeraltında bir iletken
varsa indüklenecek ikincil alan (S) alıcılarda ölçülen değerlerde farklılığa yol açacaktır. Bu fark
oranlanarak haritalanırsa madenin yeri, derinliği ve ne kadar iletken olduğu (cevherin % si) hakkında
bilgi edinilebilir.
İlkeleri hemen aynı olsa da alıcı-verici bobinlerin teknik özellikleri ve arazideki ölçü düzeni,
kaynağın doğal veya yapay olması, kaynağın yakında veya uzakta olması, ölçümlerin yerden veya
havadan yapılıyor olması v.b nedenler sonucunda elektromanyetik yöntemler arama jeofiziğinde
çeşidi en bol olan grubu oluşturmaktadır. Her birinin üstün yanları ve biraz farklı değerlendirme
yolları vardır.
10.18
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 10.15. Kayaçların r özdirenci ve f frekansa bağlı olarak elektromanyetik dalgaların d
nufuz derinliği.
Şekil 10.16. Porfir kayaçlar içindeki bir pirit madeni üzerinde Turam yöntemi ile yapılmış
ölçümler. Dik dalımlı iletken maden damarı 170 NE civarında büyük Im/Re ve "-" faz farkı
ile belirlenmektedir (Parasnis 1979).
Günümüzde sığ araştırmalar için uygulamaları gittikçe artan bir tür de elektromanyetik VLF
yöntemidir. Bu yöntem haberleşme amaçlı radyo yayınlarını kaynak olarak kullanır. Belli bir araştırma
bölgesinde çok uzaklardan gelen 15-30 kHz frekanslı elektromanyetik dalgaların özellikleri ve
kayaçların elektrik özdirençleri ölçülür. Eğer yeraltında bir iletken varsa indüklenen ikincil (S) alan
bozucu etkiler yapacak anomali ye neden olacaktır. Şekil 10.17 de Kanada'da bir kalkopirit ve
10.19
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
pendlantit cevherleşmesi üzerinde ölçülen VLF (tilt -alan vektörünün eğimi-) haritası görülmektedir.
Son yıllarda ülkemizde de VLF yöntemi ile araştırmalar yapılmaktadır (İlkışık ve Bayrak, 1994).
Şekil 10.17. Muğla, Fethiye civarında bir kromit cevheri üzerinde VLF yöntemi ile ölçülen ra
görünür özdirenç haritası (İlkışık ve Bayrak, 1994).
10.20
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
10.5 Sismik
"Sismik yöntem "de bir kaynakta oluşturulan elastik dalgaların yerin içinde kırılarak veya
yansıyarak yayılmalarına ilişkin yol alış (seyahat) zamanları ölçülür. Bu zaman-uzaklık kayıtları daha
sonra uygun yöntemler ile işlenerek katmanlı (tabakalı) ortamların kalınlık ve sismik dalga hızlarını
belirleyen yeraltı modelleri oluşturulur.
Daha çok yatay veya yataya yakın katmanlaşma gösteren ortamlarda başarı ile uygulanan
sismik yöntemler özellikle petrol aramada, yerkabuğunun derin yapısının incelenmesinde ve son
yıllarda mühendislik jeofiziği uygulamalarında kullanılmaktadır.
Sismik dalgalar önce cisim ve yüzey dalgaları olarak ikiye ayrılır. Cisim dalgaları , tekdüze
yön bağımsız ve elastik bir ortam içinde bir hacim değişmesi dalgası (P veya birincil), birde eşit hacim
dalgası (S veya ikincil) olarak iki türde gözlenir. P türü cisim dalgaları gözlem noktalarına ilk olarak
ulaşır ve ortam değişkenlerine bağlı olarak hızı
vP =
k + 1.333 m
r
(4.1)
olup daha sonra gelen S türü dalgaların hızı ise
vS =
m
r
(4.2)
bağıntıları ile verilir. Burada ortam değişkenleri, k sıkışmazlık katsayısı, r yoğunluk, ve m katısallıktır.
Bağıntıların kıyaslanmasından görüleceği gibi her zaman için "(vP > vS)" dir.
Kısaca Rayleigh ve Love dalgaları olarak bilinen yüzey dalgaları ise (Bak.; Şekil 4.6)
tabakalı ortamlarda oluşur ve Love dalgalarının dispersiyon özelliği (birbirine yakın frekanslarda bir
grup titreşim), yatay katman kalınlığının saptanmasında kullanılır.
Uygulamalı sismikte petrol veya yerkabuğu araştırmaları gibi derin çalışmalar için bu dalgalar
patlayıcı maddeler veya vibratörler ile üretilir. Mühendislik amaçlı sığ çalışmalar- da ise kaynak
olarak basit bir balyoz yeterlidir.
Sismik Kırılma Yöntemi
İncelenen bölgede yeralan kayaçların sismik hızları farklı ve yeraltı Şekil 10.18a da
görüldüğü gibi yatay katmanlı ise (v2 > v1), katman sınırında görülecek kırılma (tam yansıma) nedeni
ile belli bir uzaklıktan sonra alttaki ortama geçerek ilerleyen dalgalar yeryüzünde daha önce algılanır.
Sismik kırılma yöntemi olarak bilinen böyle bir uygulamada zaman-uzaklık grafiğinin doğrudan
yeryüzünden ilerleyerek gelen dalgalara ait birinci kısmının denklemi
x
t1 =
(10.15)
v1
olup, kırılarak alta geçip ikinci katman içinden yayılarak gelen dalgalara ait ikinci kısmının denklemi
t2 =
2
2
x 2h v 2 - v1
+
v2
v1v 2
(10.16)
dir.
10.21
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 10.18. Yatay katmanlı ortamda, a) kırılarak, b) yansıyarak gelen sismik dalganın izlediği
yol ve oluşturacağı zaman-uzaklık grafikleri.
Görüleceği gibi her bir doğru parçasının eğimi sıra ile katmaların içindeki sismik hızları (v1 ile v2) ve
ikinci parçanın kırılma noktasının kaynağa uzaklığı (xc) de
h=
xc
2
v 2 - v1
v 2 + v1
(10.17)
üst katman kalınlığını verir. Eğer ara yüzey eğimli ise alıcıların yerleri değiştirilmeden ölçü
doğrultusunun iki ucundan (eğim aşağı ve eğim yukarı) atışlar yapılır. Bu durumda hız ve derinlik
hesapları benzer ama biraz daha karmaşıktır (Bak.; Telford ve diğ., 1976; Ergin, 1981).
10.22
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Sismik Yansıma Yöntemi
Sismik yansıma yönteminde ise kaynaktan çıkıp derinlerdeki katmanlı ortam sınırların- dan
yansıyıp dönen dalgaların geliş-gidiş zamanı kaydedilir (Şekil 10.18b, Şekil 10.19). Farklı
uzaklıklardan yansıyarak yeryüzündeki jeofonlara ulaşan dalgaların zaman-uzaklık denklemi
t 2x = t 20 +
x2
v 12
(10.19)
olup t=f(x) eğrisi cizilirse bir hiperbol elde edilir. Farklı uzaklıklardaki (xi) belli bir katmana ait
yansıma zamanları (ti) kayıtlar üzerinden okunur ve kareleri alınarak çizilirse { t2 = f(x2) } bu
doğrunun eğimi (1/v12) olacağından katman içindeki sismik dalga hızı hesaplanabilir. Dik ve dike
yakın yansımalar durumunda derinlik ise basit olarak
h=
v1t 0
2
(10.18)
bağıntısından bulunabilir.
Belli bir doğrultu boyunca çok sayıda patlatma yaparak ve bu dalgaların birçok jeofondaki
kayıtlarını (gereken veri işlemler yapıldıktan sonra) yan yana çizerek yeraltının çok ayrıntılı ve doğru
bir görüntüsü elde edilebilir. Bu açıdan sismik yansıma yöntemi petrol aramalarının en önemli grubunu
oluşturur. Şekil 10.20 de arazideki kayıt düzeni, sismik ışın yolları ve antiklinal biçiminde bir yapı
üzerinde sismik yansıma kayıtları görülmektedir. 0.8 s de üst katmandan gelen güçlü yansıma dikkati
çekmektedir. Şeklin ortasında 1.2 s deki yatay yansıma petrol kapanındaki gaz-su sınırıdır.
10.23
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 10.19. Çok yatay katmanlı ortamda (altta) yansımış ışın yolları ve (üstte) yansımış
dalgaların sismik kayıtlar üzerinde görünüşü (Bartels ve Angenheister, 1969).
Şekil 10.20. Antiklinal biçiminde bir jeolojik yapı üzerinde alınmış sismik kayıt örneği.
10.24
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
10.25
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
10.6 Kuyu Logları
Yeraltının araştırılmasında jeolojik ve jeofizik incelemelerden sonra belirlenen anomaliler
üzerinde sondajlar yapılarak kayaçların türü, maden, petrol ve su içeriğine ilişkin daha kesin bilgiler
sağlanır. Sondajlar sırasında alınan kırıntı ve karot örnekleri yanısıra çeşitli yöntemlerle sondaj
kuyularında yapılacak jeofizik ölçümler yeraltı yapısını ayrıntılı olarak belirler. Sondaj kuyusu boyunca
jeofizik yöntemlerden birisi ile sürekli olarak ölçülecek çeşitli büyüklükler (yoğunluk, özdirenç,
sıcaklık v.b.) kuyu logları olarak bilinir. Çeşitleri pek çok olan kuyu logları, ölçülen büyüklüğe bağlı
olarak farklı yollarla değerlendirilir ve birkaç log un birlikte yorumu gerekebilir (Telford ve diğ.,
1976;. Schlumberger Doc., 1969).
Yaygın olarak uygulanan log çeşitleri şunlardır;
·
·
·
·
·
·
·
·
SP (Doğal gerilim) logu
Sığ özdirenç logu (16-inch)
İndüksiyon logu
Sonik (ses dalgası hızı) logu
Sıcaklık logu
Gamma ışını logu
Yoğunluk logu
Nötron logu
Amaca göre seçilen loglardan hareketle derinlerdeki kayaçların ne kadar gözenekli ve
geçirgen olduğu, gözeneklerin geometrisi, suya doygunluk derecesi v.b. birçok özellikleri çok doğru
olarak belirlenebilir. Bu tür bilgiler ise özellikle petr ol, ayrıca jeotermal enerji, maden, kömür ve
yeraltısuyu gibi değerlerin ekonomik olarak işletilmesi açısından çok önemlidir. Şekil 10.21 de
Kolorado'da yapılan bir kömür sondajında alınan çeşitli kuyu loglarından örnekler görülmektedir.
Kesilen kömür damarları özellikle yoğunluk, sonik ve özdirenç logları üzerinde belirgin olup
kalınlıkları ve kalitesi saptanabilmektedir.
10.26
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 10.21. Kolorado'da bir kömür sondajında alınan kuyu logu örnekleri üzerinde kömür
damarlarının izleri (Tixier ve Alger, 1970).
10.7 Radyoaktif
Önceleri uranyum metalinin aranmasına dönük olarak gelişen radyoaktif yöntemler
günümüzde yapısal jeolojiye dönük haritalama gibi değişik konularda da başarı ile uygulanmaktadır.
Bazı atom sayısı aynı kütlesi farklı radyoaktif izotop 'ların a (He çekirdeği) ve b (elektron ve
pozitron) parçacıkları ile g (elektromanyetik) ışını yayarak diğer bir elemente dönüşmesi olayının
kayaçların yaşının belirlenmesinde kullanılmasına 3.Bölüm'de değinilmişti. Herhangi bir radyoaktif
elementin azalma miktarı o elementin l parçalanma sabitine bağlı olarak değişir. Bu katsayı
t0.5 = 0.693 / l
(3.3)
bağıntısı ile verilen radyoaktif elementlerin özgün yarı-ömrünü belirler. Doğada, kayaç- lardaki
radyoaktivitenin nedeni daha çok uranyum (U238), toryum (Th232) ve potasyum (K40) dur. Bu
elementlerin çeşitli kayaçlar içindeki ortalama miktarları Çizelge 10.4 de verilmiştir.
Çizelge 10.4. Kayaçlardaki radyoaktif elementler (Parasnis, 1979).
Kayaç
U (g/t)
Th (g/t)
K40 (%)
Bazalt
Diyabaz
Granit
Tortullar
Kireçtaşı
0.9
0.8
3-5
»1.0
1.3
4.2
2.0
13.0
5-12
1.1
0.75
4.4
Radyoaktif değişim sürecinde açığa çıkan a ve b parçacıkları enerjilerini 1-2 cm den daha
kısa uzaklıklarda kaybeder. Şiddeti uzaklıkla üstel olarak azalan g ışınları ise uygun duyarlıktaki
gereçler ile metrelerce uzaktan algılanabilir. Yeryüzünde yapılan jeofizik araştırmalarda çoğu kez
Geiger tipi sayaçlar ile ölçü alınır. Havadan yapılan ölçümlerde ise NaI kristalli \gamma ışını
spektrometreleri kullanılmaktadır. Bu spektrometreler ile incelenen bölgenin toplam radyoaktivitesi
yanı sıra U238, Th232 ve K40 içeriği de hızla ve ayrıntılı olarak haritalanabilir (Şekil 10.22). Ancak
yöntemin daha çok 1-2 m gibi sığ derinliklere duyarlı olduğu unutulmamalıdır.
Radyum elementinin bir türevi olan radon gazı da diğer bir radyoaktif arama yöntemi- nin
konusudur. Yeraltında oluşan ve yarı-ömrü çok kısa olan radon gazı yeraltı suyu etkisi ile geçirgen ve
özellikle çatlaklı kırıklı kayaçlar içinde yüzeye doğru hareket eder. Bu nedenle radon ölçümleri
uranyum damarlarının, fayların ve çatlakların belirlenmesinde hatta deprem haber verme
araştırmalarında kullanılır.
10.27
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 10.22. Kanada'da Quebec-Portneuf'da gnayslardan oluşan çevre kayaç içinde yeralan
bir pegmatit damarı üzerinde yapılan radyoaktif ölçümler (Telford ve diğ., 1976). U ve Th
daki benzer değişimin K dan farklı oluşu dikkati çekmektedir.
10.28
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
10.8 Jeotermik
Yerkabuğunun üst kısmının radyoaktif özellikleri ve derinlerde basınç v.b. nedenlerle artan
sıcaklık yeryüzünde ortalama olarak 60-65 mW.m-2 ısı akısı yoğunluğu ölçülmesine yol açmaktadır.
Isının daha çok iletim yolu ile yayılmasına dayanan bu değer çeşitli tektonik birimler ve levha
sınırları civarında azalmakta veya artmakta, derin jeolojik yapılara ilişkin özgün değişimler
göstermektedir (Bak.; Bölüm 8). Bu tür anomalilerde kayaçların ısı iletkenlik katsayıları - K - önemli
bir değişkendir.
Buna ek olarak yeraltı sularının ısınarak bazı kırık ve çatlaklardan yeryüzüne ısıyı {dolaşım
yolu ile} aktarması önemli yerel sıcaklık anomalilerine yolaçar. Bu özellikle jeotermal enerji
kaynaklarının aranması açısından önemlidir. Eldeki olanaklara göre 10-100 m lik arama sondajları ile
veya yerin 2-2.5 m sığ derinliklerinde ölçülecek sıcaklıklar haritalanarak yerel sıcaklık anomalileri
belirlenir. Diğer hidrojeolojik ve jeofizik incelemeler de olumlu göstergeler veriyorsa işletme
sondajlarına geçilir. Şekil 10.23 de Güney Almanya'da Urach jeotermal alanında 500 m derinlikteki
sıcaklık haritası görülmektedir. 500C eğrisinin kapanım gösterdiği bölgede daha sonraları yoğun
jeotermal araştırmalar yapılmıştır.
Şekil 10.23. Güney Almanya'da Urach bölgesinde 500 m derinlikteki sıcaklıklıkların değişim
haritası (Hanel, 1974).
10.29
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
10.9 Uzaktan Algılama
1960 lı yıllardan başlayarak uyduların ve uzay araçlarının gündeme gelmesi çeşitli jeofizik ve
uzaktan algılama yöntemlerinin de gelişmesine yol açmıştır. Değişik amaçlı birçok yöntem arasında
jeolojik ve jeofizik açıdan en önemlileri belli dalga boylarındaki fotoğraflar, ısı dağılımı, radyasyon,
çeşitli frekanslardaki elektromanyetik dalgaların farklı kayaçlardaki farklı yansıma oranları, gravite ve
manyetik alan değişimleridir.
Uydulara yerleştirilen çok büyük duyarlıklı ölçü gereçleri ile ölçülen bazı büyüklükler
kayaçların litolojik özelliklerini, su içeriğini, tektonik -kırık veya kıvrım- özelliklerini çok ayrıntılı
olarak yansıtır. Özellikle geniş ve ıssız ya da örtülü alanların bu yolla hızla taranması mümkündür.
Ayrıca son yıllarda uzaktan algılama teknikleri, kirlenme gibi bazı çevre sorunlarının incelenmesinde
başarı ile kullanılmaktadır.
10.30
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
11. MÜHENDİSLİK VE ÇEVRE JEOFİZİĞİ
Mühendislik uygulamaları veya çevre sorunları açısından jeofizik araştırmaların iki ana hedefi
vardır. Ya öngörülen projeye bağlı olarak farklı bölgeler arasındaki kayaç ilişkileri hızlı ve ucuz olarak
incelenir; veya seçilen bir bölgenin derin yapısı ayrıntılı olarak belirlenir. Her iki durumda da bilinen
bütün jeofizik yöntemler birbirine katkı sağlıyacak bir düzende kullanılır. Ancak, açıklanması gereken
olayın özelliklerine bağlı olarak ölçümler daha sık ve daha doğru alınmalıdır. Örneğin 1-5 km
ölçekli petrol kapanı aramalarında gravite yöntemini uygularken 100-500 m de bir ölçü almak yeterli
olursa da, yeraltında 1-5 m boyutlarındaki bir mağara aranıyorsa gravite ölçümlerinin çok daha küçük
aralıklarla (»25-50 cm) yapılması gerekir. Bunun dışında değerlendirme açısından büyük bir fark
yoktur.
Sığ Sismik Uygulamalar
Bir kaynakta oluşturulan elastik dalgaların yerin içinden çeşitli yollardan geçerek
yeryüzündeki jeofonlara ulaşması için geçen sürenin sismik kırılma ve yansıma grafikleri üzerinde nasıl
değerlendirildiği Altbölüm 10.5 de kısaca açıklanmıştı. Aynı bir doğrultu üzerinde P ve S dalgalarının
vP ve vS hızlarından yararlanarak ortamın elastik özelliklerinin ve tabakalı yapısının bulunması
mühendislik veya çevre açısından sismik uygulamaların konusunu oluşturur.
Şekil 11.1a-d de kayaçlardaki gerilim (İng.; stress ) ve şekil değiştirme (İng.; strain ) ile ilgili
bazı elastik büyüklükler görülmektedir. Bunlardan en önemlisi Young modülü -E- olup
boyuna gerilim F A
boyuna þekil deðiþtirme Dl l
E=
(11.1)
bağıntısı ile verilir. Young modülünün bir başka benzeri Poisson oranı -s - olup, enine şekil
değiştirmenin boyuna şekil değiştirmeye oranı olarak tarif edilir.
DW W
Dl l
s=
(11.2)
Bulk (sıkışmazlık) m odülü -k- ise hidrostatik basınç altında P hacimsel gerilimin hacimsel
şekil değiştirmeye oranıdır (İng.; stress -strain ratio )
k=
P
DV V
(11.3)
Kayma (kesme) modülü -m- (İng.; shear modulus ) veya katısallık katsayısı ise
m =
kayma gerilimi t
kayma þekil deðiþtirmesi tan J
(11.4)
dır. Kayaçların elastik özelliklerini belirliyen katsayılardan biri de Lame sabiti olup
l =k-
2m
3
(11.5)
bağıntısı ile verilir. Bütün bu katsayıların birbirleri ile olan ilişkileri Çizelge 11.1 de verilmektedir.
11.1
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 11.1a-d. Elastik büyüklükler (Kaerey ve Brooks, 1988).
Çizelge 11.1. Tekdüze ortamda kayaçların elastik katsayıları arasındaki karşılıklı ilişkiler
(Sheriff, 1984).
11.2
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Daha önce de değinildiği gibi sismik dalgalar önce cisim ve yüzey dalgaları olarak ikiye ayrılır.
Cisim dalgaları ise P (boyuna) ve S (enine) titreşimler olarak iki türde gözlenir. Kısaca Rayleigh ve
Love dalgaları olarak bilinen yüzey dalgaları ise yatay katmanlı ortamlarda oluşur. Mühendislik amaçlı
sığ çalışmalarda elastik dalgaların üretilmesi için basit bir balyoz yeterlidir. P dalgaları yere konulan bir
çelik plakaya vurularak, S dalgaları ise bir hendeğin dik duvarına veya bir aracın tekerleği ile
sıkıştırılmış takoza vurarak üretilir. Şekil 11.2 de ilk hareketin yönüne göre P ve S dalgalarının ne
yönde geliştiği görülmektedir. Bu, arazide kayıt alınması sırasında önemlidir.
Şekil 11.2. Sismik kaynaktaki ilk hareketin yönüne bağlı olarak P (boyuna), SV (eninedüşey) ve SH (enine-yatay) dalgaların yayılım yönü (Prakla-Seismos, 1983).
11.3
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Mühendislik uygulamalarında her iki dalga için de sismik hızlar (vP ve vS) ayrı ayrı ölçülerek
oranlarından (vP/vS) ortamın elastik özellikleri arazide ve yerinde saptanabilir. Örneğin kayacın
elastisite modülü,
E=
v
2
.r 3( v P / v S ) 2 - 4
.
g
(v P / vS ) 2 - 1
s
(11.6)
ve Poisson oranı,
(v P / v S ) 2 - 2
s=
2( v P / v S ) 2 - 2
(11.7)
bağıntılarından doğrudan hesaplanabilir (g yerçekimi ivmesidir). Bu iki değer kullanılarak Çizelge
11.1 de verilen diğer elastik katsayılar da bulunabilir. Şekil 11.3 de Poisson oranına bağlı olarak
(vP/vS) oranının değişimi görülmektedir. Tortul kayaçlar için s genelde 0.2 ile 0.36 arasında değişir
(taralı alan).
Elastisite modülünü arazide saptarken kullanılan vP ve vS hızları önceki bölümde açıklanan
sismik yöntemler ile bulunur ve sadece laboratuvar örneği olarak alınan kayacı değil mühendislik
yapısının yerleşeceği geniş bir alanı temsil eden gerçeğe yakın hız değerleridir. Bu hızlar kullanılarak
hesaplanan elastisite modülü ve Poisson oranı değerleri ise laboratuvar sonuçlarına kıyasla daha çok
gerçeği yansıtacaktır. Laboratuvarda ölçülen elastisite modülü (EL) değerleri genellikle arazide ölçülen
değerlerden (EF) daha büyüktür. Bu iki değerin birbirine oranı kayacın sağlamlık durumunu
belirlemekte kullanılır. Sağlam, çatlaksız ve ayrışmamış kayaçlarda EF/EL oranı 0.7 veya daha büyük
olup tamamen ayrışmış çok çatlaklı ve kırıklı kayaçlarda 0.2 civarındadır.
Şekil 11.3. Kayaçlarda Poisson oranına bağlı olarak (vP / vS) oranının değişimi (PraklaSeismos, 1983).
Yol, baraj, tünel, metro, kanalizasyon ve içme suyu tesisleri gibi büyük çapta kazı ve sökü işi
gerektiren çalışmalarda zemin ve kayaçların sökülebilirliliğini önceden saptamak, projelendirme
aşamasında büyük önem taşır. Arazide ölçülen P dalga hızları (vP) ortamların sökülebilirliliğinin
anlaşılmasında önemli bir kriterdir. Yüzeye yakın toprak ya da ayrışmış ortamlarda vP=300-800 m/s
11.4
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
gibi düşük bir değere eşittir. Bu çok kolay kazılabilen malzemenin kalınlığı sismik yöntemle
saptanabilir. P dalga hızı yaklaşık 1,000-2,500 m/s olan ortamları piyasada kullanılan normal türde
bir sökücü (ripper) ile kazmak gerekir. Yine vP hızına bakarak birim zamandaki üretim miktarı da
planlanabilir. P dalga hızının yaklaşık 2,500-3,250 m/s olduğu ortamlar ise çok zor kazılabildiğinden
normalden daha güçlü sökücüler kullanılmalıdır. Sismik yöntemler ile vP hızı 3,500 m/s den daha
büyük ölçülüyorsa normal kazı işlemi yapılamaz ve patlatma gibi başka tekniklere gerek vardır.
Baraj alanlarında yapılan mühendislik jeofiziği uygulamalarına bir örnek olarak, İstanbul'a
şehir suyu sağlanması amacı ile Alibeyköy'de yapılan barajın temel derinliği incelemesi verilebilir
(İlkışık, 1967). Baraj ekseni civarının en yaşlı taşı olan killişistler aynı zamanda ana kayayı
oluştururlar. Barajın yapıldığı vadide ana kaya üzerine 30 m kadar kalınlıkta bir alüvyon dolgu vardır.
En üstte açık kahve renkli toprağımsı, bitki parçalı kısım, ortada Alibey deresinin getirdiği ve
tortullaştırdığı petrol yeşili çok plastik kil gelirki, bunun içinden yer yer kumsu seviyeler vardır. En
altta ise Haliç kili adı verilen koyu renkli, içinde deniz hayvanı kabuklarına rastlanan pek stabil
olmayan, kayma-kesme gerilmesi düşük bir kil bulunur.
Alibeyköy baraj alanında alüvyon içindeki hız süreksizliklerinin ve hızların bulunması amacı ile
çeşitli yer ve doğrultularda sismik kırılma yöntemi uygulanmıştır. Ancak ortamda gürültünün çok
olması, balyoz ile üretilen enerjinin yetersiz kalması ve büyük olasılıkla alüvyonun alt katmanlarındaki
hızın üst katmanlara kıyasla düşük olması (v2 < v1) sebebi ile gereken uzaklıklarda kırılma dalgaları
alınamamıştır. Kırılma yönteminin iyi sonuç vermeyişine karşın, uygulanan yansıma yöntemi ile çok iyi
sonuç alınmıştır. Bu yansıma zamanlarını derinliğe çevirmek için gerekli olan hızlar bazı bilinen DSI
sondajları yanında alınan yansıma kayıtlarından ortalama olarak 1,400 m/s hesaplanmıştır.
Şekil 11.4 de baraj ekseni yakınında vadiyi dik olarak kesen 2 doğrultudaki sismik
yansımalardan bulunmuş derinlik kesitleri ve yapılan sondaj sonuçları görülmektedir. Genel olarak
alüvyon içinde 3 ayrı sınırdan yansıma alınabilmiştir. Kesitlere baktığımızda temel kayanın çok iyi bir
şekilde izlendiğini söyleyebiliriz. Bu sonuçlar sondaj verileri ile çok iyi bir uyum göstermektedir.
Yamaçların oldukça büyük bir açı ile vadi altına daldığı ve temel kayanın vadi tabanında genelde
yatay, ama kısmen engebeli olduğu bulunmuştur. 3-5 metrelik bu engebeler eski dere yataklarına
karşılık gelmektedir.
Yeryüzünde ya da yeraltında yapılacak her türlü mühendislik çalışmasında kayaçların
türlerinin, çeşitli mühendislik özelliklerinin, kazılabilme (veya sökülebilme) derecelerinin önceden
bilinmesi gereklidir. Bundan dolayı bina temeli, santral alanları, yollar, barajlar, boru hatları ve tüneller
gibi büyük bir işe başlamadan önce bölge ayrıntılı olarak incelenmeli kayaçlardaki süreksizlikler,
yeraltı su durumu, sağlamlığı v.b. özellikleri yerinde saptanmalıdır. Jeofizikte özellikle sığ sismik
yöntemler bu açıdan iyi ve ekonomik bir çözüm sağlamaktadır.
11.5
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
11.6
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Şekil 11.4. İstanbul Alibeyköy Barajı'nda baraj ekseni cıvarında R-VIII ve R-I doğrultularında yansıma zamanlarından hesaplanmış düşey kesitler
ve bu iki doğrultunun arasında yeralan sondaj sonuçları (İlkışık, 1967).
11.7
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
EK.1 TÜRKİYE'DE JEOFİZİK
Osmanlı İmparatorluğu döneminde 17. yüzyıldan bu yana sistematik olarak kayıtlara geçmiş
birçok meteorolojik, astronomik (takvim-zaman) ve manyetik yön gözlemleri vardır (Şekil E1.1).
Ancak ülkemizde modern jeofiziğin, İstanbul'da büyük hasara yol açan 1894 depremi sonrasında
1911 de Kandilli Rasathanesi'nde kurulan deprem kayıtçıları (sismograflar) ile başladığı kabul
edilebilir. Sonraları, 1935 lerde MTA nın Güneydoğu Anadolu da petrolü bulması ile -dünyada da
yeni gelişen- jeofizik yöntemler ülkemizde yaygın biçimde kullanılmıştır.
Şekil E1.1. Katip Çelebinin Cihan-Nüma'sında yer alan 18 inci asra ait bir pusula resmi.
İstanbul civarında günümüzde 30 D olmasına karşın şekilde manyetik sapma açısı 120 B yı
göstermektedir (Schück,1911).
Jeofizik eğitimine ilk olarak 1953 te İstanbul Üniversitesi'nde başlanmıştır. 1955 de kurulan
ilk meslek örgütü Türk Jeofizikçiler Derneği daha sonra 1986 da kurulan TMMOB Jeofizik
Mühendisleri Odası'na katılmıştır. Odanın 2008 yılı itibariyle 3250 kadar kayıtlı üyesi vardır.
Günümüzde jeofizik eğitimi yapan üniversitelerimiz Çizelge E1.1 de, jeofizikçi çalıştıran önemli
kuruluşlar ise Çizelge E1.2 de görülmektedir. Çizelge E1.3 de ise İstanbul Üniversitesi Mühendislik
Fakültesi'nde uygulanan jeofizik eğitimi ders programı bir örnek olarak verilmiştir. Bütün
üniversitelerimizde yıl başına yaklaşık 450 lisans öğrencisinin eğitimi için 45 kadar öğretim üyesi görev
yapmaktadır.
Jeofizik Mühendisleri Odası'nın yayınladığı "Jeofizik" dergisi dışında, Doğa-Yerbilim- leri,
Doğa-Mühendislik ve Çevre Bilimleri, MTA Enstitüsü Bülteni, Deprem Araştırma Enstitüsü Bülteni,
Jeoloji Mühendisliği, Madencilik ve Türkiye Jeoloji Kurumu Bülteni jeofizik araştırma sonuçlarının
yayınlandığı çeşitli Türkçe dergilerdir. Ayrıca bütün üniversitelerin ve kamu kuruluşlarının kendi yayın
organlarında jeofizik mesleğine ilişkin yazılar yer alabilmektedir.
Ülkemiz jeofizikçileri uluslararası kurumlarla çok yakın ilişkiler içinde olup Nafi Toksöz,
Turhan Taner ve Özdoğan Yılmaz gibi ünlü birçok meslekdaşımız vardır. American Geophysical
Union (AGU), European Geophysical Society (EGS), Society of Exploration Geophysicists (SEG)
uluslararası önemli meslek kuruluşlarından bazılarıdır. Geophysics, Geophysical Prospecting, BSSA
E1.1
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
(Bulletin of Seismological Society of America), Journal of Geophysical Research, Tectonophysics ise
çok sayıdaki uluslararası önemli dergilere birkaç örnek olarak verilebilir.
Günümüzde çok sayıda yetişmiş jeofizikçimiz vardır. Jeofizik mühendisliği hizmeti üreten ve
kullanan kurum sayısı da oldukça yüksektir. Ancak, özellikle yeni teknolojilere uygun uzman ekip ve
nitelikli yayın konusunda gelişme sağlanmalıdır. Bunun bir yolu ise birbiri ile uyumlu temel projelerin
geliştirilmesidir. Örneğin ülkemiz deprem açısından aktif bir bölgede yer almasına karşın deprem
gözlem ağımız yetersizdir. Sismik dalga hızlarının derinlikle ve yanal yönde değişimine ilişkin ayrıntılar
bilinmemektedir. Bir başka örnek olarak, Avrupa'nın en önemli potansiyel jeotermal alanı üzerinde
bulunmamıza karşılık derin ısı kaynaklarına dönük jeotermik araştırmalar yok denecek kadar azdır.
Çoğaltılabilecek bu tür örneklerin en ilginci ülkemizin üç yanının denizlerle çevrilmiş olmasına karşılık
denizlerde yürütülen önemli bir jeofizik projemizin bulunmayışıdır. Doğrudan ekonomik amaçlı
projelerin yanı sıra daha bilimsel amaçlı jeofizik projelerin geliştirilmesi öncelikle nitelikli insan gücü
sağlayacaktır.
E1.2
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Çizelde E1.1. Jeofizik eğitimi veren üniversitelerimiz.
Üniversiteler
Ankara Üniversitesi
Boğaziçi Üniversitesi
Dokuz Eylül Üniversitesi
İstanbul Teknik Üniversitesi
İstanbul Üniversitesi
Karadeniz Teknik Üniversitesi
Kocaeli Üniversitesi
Orta Doğu Teknik Üniversitesi
Onsekiz Mart Üniversitesi
Sakarya Üniversitesi
Süleyman Demirel Üniversitesi
Lisans
x
-x
x
x
x
x
-x
x
x
Yüksek Lis.
x
x
x
x
x
x
x
x
Doktora
x
x
x
x
x
----
--
--
Çizelge E1.2. Jeofizikçi çalıştıran kuruluşlar.
KİT ler:
Maden Tetkik ve Arama Enstitüsü
Türkiye Petrolleri Anonim Ortaklığı
Devlet Su İşleri Genel Müdürlüğü
Elektrik İşleri Etüd İdaresi
Etibank Genel Müdürlüğü
İller Bankası
Demiryolları, Limanlar, Hava Alanları İnş.Gen.Müd.
B.Ü. Kandilli Rasathanesi ve Deprem Arş. Enst.
Afet İşl. Gen. Müd. Deprem Arş. Dairesi
TÜBİTAK, Yerbilimleri Enstitüsü
T. Taşkömürü Kurumu
Özel (yabancı):
Özel (yerli):
Schlumberger
Anadolu Yerbilimleri
Geophysical Services Inc.
Belirti
Shell
Geosan
CGG
Geos
Yeraltı Aramacılık
ve bir çok küçük şirket
Bunların dışında yerel yönetimlerde (belediyeler) bazı tıp kuruluşlarında
(jeotermal sular) ve bilgi işlem merkezlerinde birçok jeofizikçi görev
yapmaktadır.
E1.3
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Çizelge E1.3. İ.T.Ü. Jeofizik Mühendisliği Bölümü lisans öğretimi 2005/06 yılı ders
programı.
1. Yarıyıl
Kred Ders Uyg Lab 2. Yarıyıl
Kred Ders Uyg Lab
Matematik I
5
4
0
2
Matematik II
5
4
0
2
Physics I
3
3
0
0
Physics II
3
3
0
0
Physics I Lab
1
0
0
2
Physics II Lab
1
0
0
2
Lineer Cebir
3
3
0
0
Genel Kimya I
3
3
0
0
Int.to Comp.& Inf.Systems
0
1
0
2
Genel Kimya Lab. I
1
0
0
2
Jeofizik Mühendisliğine Giriş
1
1
0
0
Yerbilimlerinde Tasarım
2
1
0
2
English Course I
3
Intr. to Sci & Eng Comp.
3
English Course II
3. Yarıyıl
Kred Ders Uyg Lab 4. Yarıyıl
Kred Ders Uyg Lab
Diferansiyel Denklemler
4
4
0
0
Sayısal Yöntemler
3
3
0
0
Prob.&Statis
3
3
0
0
Data Processing
3
2
0
2
General Geology
3
3
0
0
Uygulamalı Jeofizik
3
2
0
2
Mühendislik Mekaniği
3
3
0
0
Yapısal Jeolojiye Giriş
2
2
0
0
İngilizce III
3
3
0
0
Mineraloji ve Petrografi
3
2
0
2
Türkçe I
2
2
0
0
Türkçe II
2
2
0
0
3.yy Seçime Bağlı Ders (ITB)
3
4.yy Seçime Bağlı Ders (ITB)
3
5. Yarıyıl
Kred Ders Uyg Lab 6. Yarıyıl
Kred Ders Uyg Lab
Seismology
4
3
0
2
Sondaj Tekniği
3
3
0
0
Elektrik Prosp.
3
2
0
2
Jeomanyetizma
3
3
0
0
Elektrom.Prosp.
3
2
0
2
Seismic Prospecting
3
2
0
2
İş Hukuku
3
3
0
0
Jeofizikte Ölçmeler
2
2
0
0
5.yy Seçime Bağlı Ders (MT)
3
Jeolojide Harita ve Arazi Teknikleri
2
1
0
2
5.yy Seçime Bağlı Ders (ITB)
3
6.yy Seçime Bağlı Ders (MT)
3
7. Yarıyıl
Kred Ders Uyg Lab 8. Yarıyıl
Kred Ders Uyg Lab
Jeomekanik
3
2
0
2
Seismotectonics
2
2
0
0
Mühendislik Jeofiziği
3
2
0
2
Bitirme Çalışması
3
0
0
6
Physics of the Earth
3
3
0
0
Atatürk İlkeleri ve İnkılap Tarihi II
2
2
0
0
Gravite ve Manyetik Prospeksiyon 3
2
0
2
Mühendislik Etiği
1
1
0
0
Atatürk İlke.ve İnk.Tar.I
2
2
0
0
Mühendislik Sismolojisi
2
2
0
0
7.yy Seçime Bağlı Ders (ITB)
3
8.yy Elective Course I (MT)
3
8.yy Elective Course II (MT)
8.yy Seçime Bağlı Ders (MT)
Toplam Kredi : 148. Ayrıca 30 gün Kurum ve 15 gün Kamp stajı yapılacaktır.
E1.4
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
EK.2 BİRİM SİSTEMLERİ
Uzun yıllar bütün ülkelerde birçok değişik birim sistemi uygulanmıştır. Giorgi, cgs, MKS vb.
farklı sistemler birçok disiplinden bilgi aktarılan jeofizik te de birimler karmaşası oluşturmaktaydı.
Günümüzde bütün bilimsel ve mühendislik alanlarında "1960 Paris 11. Ağırlıklar ve Ölçüler
Genel Konferansı" nda geliştirilen ve SI simgesi ile gösterilen "Uluslararası Birimler Sistemi" (Fr.;
Systéme International d'Unités ) kullanılmaktadır. SI sisteminin temel ve yardımcı birimleri ile bazı
türetilmiş birim örnekleri Çizelge E2.1 de verilmiştir.
Ülkemizde eski birimlerin kullanılması maalesef halen görülmektedir. Bu nedenle bazı
yayınlarda birim hataları bile yapılmaktadır. Jeofizikçinin dünyadaki son gelişmeleri göz önünde
tutarak günlük işlem ve araştırma yazılarında SI birimlerini kullanmakta ısrarlı olması gerekir.
Birimlerde standartlara uymak öncelikle kaliteyi arttıracaktır.
Çizelge E2.1. SI Uluslararası Birimler Sistemi.
Temel Birimler
Kütle
Uzunluk
Zaman
(Elektrik) Akım Şiddeti
Termodinamik Sıcaklık
Işık Şiddeti
Madde Miktarı
Yardımcı Birimler
Düzlemsel Açı
Uzaysal Açı
Türetilmiş Birimler
Frekans
Kuvvet
Basınç
Enerji
Güç
Elektrik Yükü
Elektrik Potansiyeli
Sığa
Direnç
İletkenlik
Manyetik Akı
Manyetik Akı Yoğunluğu
İndüktans
kilogram
metre
saniye
amper
kelvin
kandela
mol
kg
m
s
A
K
cd
mol
radyan
steradyan
rd (rad)
sr
hertz
newton
pascal
joule
watt
coulomb
volt
farad
ohm
siemens
weber
tesla
henry
Hz
N
Pa
J
W
C
V
F
W
S
Wb
T
H
E2.1
s-1
kg.m.s-2
kg.m-1.s-2
N.m = V.A
J.s-1
s.A
J.C-1
C.V-1
V.A-1
W -1
V.s
Wb.m-2
Wb.A-1
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
KAYNAKLAR
Airy,G.B.,1855. On the computations of the effect of the attraction of the mountain masses
as disturbing the apparent astronomical latitude of stations in geodetic surveys. Phil.
Trans.Roy.Soc.Lond.,145,101.
Bartels,J. ve Angenheister,G., 1969. Geophysik. Fischer Bucherei, Berlin.
Black,D.I.,1971. Polarity reversal and faunal extinctions. (Gass,I.G.,Smith,P.J. ve
Wilson,R.C.L.,eds.) Understanding The Earth, 257-261,Artemis Press, Sussex.
Breiner,S. ve Coe,D.M., 1972. Magnetic exploration of the Olmec civilization. American
Scientist, 60, 566-575.
Bullard,E.,1971. The earth's magnetic field and its origin. (Gass,I.G.,Smith,P.J. ve
Wilson,R.C.L.,eds.) Understanding The Earth, 71-79, Artemis Press, Sussex.
Camerun,A.G.W ve Pine,M.R.,1973. Numerical models of the primitive solar nebula.
Icarus,18,377-406.
Canıtez,N.,1983. Jeokronolojinin prensipleri ve kayaçların yaşı. Ders notu, İTÜ Maden
Fak.,İstanbul.
Chapman,D.S. ve Rybach,L., 1985. Heat flow anomalies and their interpretation. J. of
Geodynamics, 4, 3-37.
Clark,S.P. ve Ringwood,A.E., 1964. Density distribution and constitution of the mantle.
Rev.Geophys., 2, 35-88.
Cordell,L. ve Grauch,V.J.S., 1982. Reconciliation of the discrete and integral Fourier
transforms. Geophysics, 47, 237-243.
Davis,W.E., Jackson,W.H. ve Richter,D.H, 1957. Gravity prospecting for chromite deposits
in Camaguey Province, Cuba. Geophysics, 22, 4, 848-869.
Dobrin,M.B. ve Savit,C.H., 1988. Introduction to Geophysical Prospecting. McGraw-Hill
Book Co., New York.
Erden F., 1979. Uygulamalı Gravite. MTA Eğ. Ser. No. 21, Ankara.
Erickson,A.J.,1970. The measurement and interpretation of heat flow in the mediterranean
and Black Sea. Ph.D. Thesis, MIT, Dept. of Earth and Planetary Sci., Massacchusetts.
Eyidoğan,H.,1983. Levha sınırlarının kinematik özellikleri ve deprem verileri. (Canıtez, N.,
ed.) Levha Tektoniği, 211-274, İTÜ Maden Fak., İstanbul.
Ergin,K., 1973. Uygulamalı Jeofizik. İTÜ Ktp 935, İstanbul.
Fytikas,M.D.,1980. Geothermal explotation in Greece. (Strub, A.S. ve Ungemach,P., eds.)
2nd Int.Sem. on the results of E.C. Geothermal Energy Research, 213-237, Reidel Publ.,
Dordrecht.
Garland,G.D.,1971. Introduction to Geophysics; Mantle, Core and Crust. Saunders Co.,
Toronto.
Gillvarry,J.J.,1957. Temperature in the Earth's interior. J.Atmospheric. Terres. Phys., 1,84.
12.1
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Grant,G.D. ve West,G.F., 1965. Interpretation Theory in Applied Geophysics. McGrawHill Book Co., New York.
Gutenberg,B.,1959. Physics of the Earth's Interrior. Academic Press, New York.
Gutenberg,B. ve Richter,C.F., 1954. Seismicity of the Earth and Associated Phenomena.
Princeton Univ.Press, Princeton, New Jersey
Isacks,B., Oliver,J. ve Sykes,L.R.,1968. Seismology and the new global tectonics.
J.Geophy.Res., 73,5855-5899.
IUGG, 1967. Geodetic reference system. Publ. Spec. du Bulletin Geodesique, Paris.
İlkışık,O.M.,1980. Trakya'da yerkabuğunun manyetotelürik yöntemle incelenmesi.
Dokt.Tezi, İTÜ Maden Fak., İstanbul.
İlkışık,O.M.,1967. Alibey Barajı sahası sismik etüdü. İTÜ Maden Fakültesi, Y. Müh.’lik
Diploma Tezi, İstanbul.
İlkışık,O.M., ve Bayrak,M., 1994. Türkiye’de elektromanyetik VLF yöntemi ile sığ
araştırmalar. Jeofizik, 9, 10, 143-148.
Jeffreys,H.,1976. The Earth, Its Origin History and Physic Constitution, (6th Ed).
Cambridge Unversity Press, London.
Johnson,W.W., 1969. A least squares method of interpreting magnetic anomalies caused by
two-dimensional structures. Geophysics, 34, 65-74.
Kappelmayer,O. ve Haenel,R., 1974. Geothermics; with special reference to applications.
Geoexploration Monograph 1, 4. Gebruder Borntraeger, Berlin.
Karnik,V.,1971. Seismicity of the European Area-part 2. Academia, Prag.
Kearey,P. ve Brooks,M., 1988. An Introduction to Geophysical Exploration. ELBS,
Blackwell, London.
Ku,C.C., Telford,W.M. ve Lim,S.H., 1971. The use of linear filtering in gravity problems.
Geophysics, 36, 1174-1203.
Larson,R.L. ve diğ.,1985. The Bedrock Geology of the World. Freeman, New York.
Lee,W.H.K.,1970. On the global variations of terrestrial heat flow. Phys. Earth Planet. Int.,
2, 332-341.
Lindeman,F.A.,1910. The Calculation of Molecular Vibration Frequencies. Phys.Zeit., 11,
609.
Marquardt,D.W., 1963. An algorithm for least-squares estimation of non linear parameters.
J.of Soc. Industrial and Applied Mathematics, 11, 431-441.
Merrill,R.T. ve McElhinny,M.W.,1983. The Earth's Magnetic Field. Academic Press,
London.
Moorbath,S.,1971. Measuring Geological Time.(Gass,I.G., Smith,P.J. ve Wilson, R. C. L.,
eds.) Understanding The Earth, 257-261, Artemis Press, Sussex.
Oding,S., 1994. Echelle de temps geologiques. C.R.Acad. Sci., 318, II, 59-71, Paris.
Parasnis,D.S., 1979. Principles of Applied Geophysics. Halsted Press, New York.
12.2
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Parson,B. ve Scalater,J.G.,1977. An analysis of the variation of ocean floor bathimetry and
heat flow with age. J.Geophys.Res., 82, 803-827.
Pratt,J.H.,1855. On the attraction of the Himalaya Mountains and of the elevated regions
beyond upon the Plumb-Line in India. Phil.Trans. Roy.Soc. London, 145, 53.
Prakla-Seismos, 1983. Shear-Wave Seismics. Report 1+2/83,Hannover.
Press,F.,1975. Earthquake Prediction. Scientific Am., 232, 5, 14-23.
Richter,F.M. ve Parsons,B.,1975. On the interaction of two scales of convection in the
mantle. J.Geophys.Res., 80, 2529-2541.
Sagan,C.,1975. The solar system. Scientific Amer., 233, 3, 26.
Sanver,M.,1983. Yerkürenin ısıl evrimi ve günümüzde yer içinin sıcaklığı. (Canıtez, N.,ed.)
Levha Tektoniği, 51-109, İTÜ Maden Fak., İstanbul.
Sanver,M.,1976. Güneş sistemini oluşturan bireyler ve güneş sistemi oluşum modelleri. Ders
notu, İTÜ Maden Fak., İstanbul.
Schlumberger Document, 1969. Log Interpretation Principles. Schlumberger Limited, New
York.
Schück,A., 1911. Der Kompass. Hamburg.
Scotese,C.R., Gahagan,L.M. ve Larson,R.L.,1988. Plate tectonic reconstructions of the
Cretaceous and Cenozoic ocean basins. Tectonophysics, 155, 27-48.
Serson,P.H.,1973. Instrumentation for induction studies on land. Phys.Earth Planet. Int., 7,
313-332
Sharma, 1976. Geophysical Methods in Geology. Elsevier, Amsterdam.
Sheriff,R.E., 1984. Encylopedic Dictionary of Exploration Geophysics. SEG, Tulsa.
Sonett,C.P. ve diğ.,1971. Lunar electrical conductivity profile. Nature, 230, 5293, 359-362
Stacey,F.D.,1969. Physics of the Earth. John Wiley, New York.
Stevenson,D.J. ve Turner,J.S.,1979. Fluid models of mantle convection. (Mcelhinny, M.W.,
ed.) The Earth, 227-263, Academic Press, London.
Sutton,J.,1971. Orogeny.(Gass,I., Smith,P.J. ve Wilson, C.L., eds.) Understanding the
Earth, 287-299, Artemis Press, Sussex.
Talwani,M. ve Ewing,M., 1960. Rapid computation of gravitational attraction of threedimensional bodies of arbitrary shapes. Geophysics, 25, 203-225.
Talwani,M. ve Heirtzler,J.R., 1964. Computation of magnetic anomalies caused by twodimensional structures of arbitrary shape. Computers in the Mineral Industries, Stanford Univ. Publ.
Geol. Sci., 9, 1, 464-480.
Telford,W.M., Geldart,L.P., Sheriff,R.E. ve Keys,D.A., 1976. Applied Geophysics.
Cambridge Univ. Press, London.
Tixier,M.P. ve Alger,R.P., 1970. Log evaluation of nonmetallic mineral deposits.
Geophysics, 35, 124-142.
12.3
JEOFİZİĞE GİRİŞ
O.Metin İlkışık
Uffen,R.J.,1952. A Method of estimating the melting point gradient in the Earth's mantle.
Trans.Am.Geophys.Un., 33, 893.
Vanék,J., Zatopek,A., Karnik,V., Kondorskaya,N.V., Yu,V., Riznichenko,V.,
Savarenskii,E.F., Solov’ev,S.L. ve Shebalin,N.V., 1962. Standardization of magnitude scales. Izv.
Acad. Nauk. SSSR ser. Geofiz., 2, 153-158.
Vine,F.J.,1971. Sea floor spreading (Gass,I., Smith,P.J., Wilson,R.C.L.,eds.)
Understanding the Earth, 287-299, Academic Press, Sussex.
Watts,A.B.,1978. An Analysis of isostasy in the World's oceans 1. Hawaian-Emperor
seamount Chain.J.Geophys.Res., 83, 5989-6004.
Wezel,F.C., 1988. Earth structural patterns and rytmic tectonism. Tectonophysics, 146, 145.
Yasui,M. ve Dig.,1970. Terrestrial heat flow in the seas round the Nansei Shoto, Ryukyu
Islands. Tectonophysics, 10, 225-234.
Yılmaz,Ö., 1991. Interpretive evalution of migrated data. (Unpublished Report) Western
Atlas Int., London.
12.4