Öncel Akademi: Uzmanlık Alan

T.C.
İSTANBUL ÜNİVERSİTESİ
FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ
YÜKSEK LİSANS TEZİ
İSTANBUL
RİSKLİ ALANLARIN BELİRLENMESİNDE YAPILAŞMA
JEOFİZİĞİ UYGULAMALARI
Seda TEMEL
Mühendislik Bilimleri Anabilim Dalı
Mühendislik Bilimleri Programı
Danışman
Prof. Dr. Ali Osman ÖNCEL
Haziran,2015

Bu çalışma 24/06/2015 tarihinde aşağıdaki jüri tarafından Mühendislik Bilimleri
Anabilim Dalı Mühendislik Bilimleri programında Yüksek Lisans Tezi olarak kabul
edilmiştir.
Tez Jürisi:
Prof. Dr. Ali Osman ÖNCEL
İstanbul Üniversitesi
Mühendislik Fakültesi
Prof.Dr.Davut AYDOĞAN
Prof.Dr.Murat ÖZLER
Prof.Dr.Ali PINAR
Boğaziçi Üniversitesi
Kandilli Rasathanesi ve Deprem
Araştırma Enstitüsü
Doç.Dr.Ali İsmet KANLI

i
ÖNSÖZ
Öncelikle bana tez çalışmam süresince destek veren bilgi ve birikimlerini, mesleki
deneyimlerini paylaşan sayın Prof. Dr. Ali Osman ÖNCEL hocama çok teşekkür
ederim. Veri toplam aşamasında yardımcı olan Tuba ADLIĞ’ya ve veri işlem
safhasında bana yardım eden Jeofizik Mühendisi Serhan Gören’e teşekkür ederim. Bu
süreçte benim her zaman yanımda olan başta eşim Erman TEMEL olmak üzere,
arkadaşım Büşra MERAL ve aileme sonsuz teşekkürlerimi sunarım.
Haziran, 2015 Seda TEMEL

ii
İÇİNDEKİLER
Sayfa No
ÖNSÖZ..............................................................................................................................i
İÇİNDEKİLER ...............................................................................................................ii
ŞEKİL LİSTESİ..............................................................................................................v
TABLO LİSTESİ ...........................................................................................................ix
SİMGE VE KISALTMA LİSTESİ ...............................................................................x
ÖZET..............................................................................................................................xii
SUMMARY ..................................................................................................................xiii
1.GİRİŞ ............................................................................................................................1
1.1. ÇALIŞMA ALANI VE JEOLOJİSİ........................................................................5
1.1.1. Yapısal Jeoloji..................................................................................................6
1.1.2. Trakya Formasyonu (Ct)..................................................................................6
1.1.2.1. Tip yer ......................................................................................................6
1.1.2.2. Kaya Türü Özellikleri...............................................................................7
1.1.2.3. Acıbadem Üyesi (Cta) ..............................................................................8
1.1.2.4. Cebeciköy Kireçtaşı Üyesi (Ctc) ............................................................11
1.1.2.5. Kartepe Üyesi (Ctkt)...............................................................................11
1.1.2.6. Küçükköy Üyesi (Ctk).............................................................................11
1.1.2.7. Dokanak İlişkisi ve Kalınlık ...................................................................12
2.GENEL KISIMLAR..................................................................................................14
3.MALZEME VE YÖNTEM.......................................................................................16
3.1. CİSİM DALGALARI............................................................................................22
3.1.1. Elastik Parametreler.......................................................................................22
3.1.1.1. Young Modulü (E) ..................................................................................22
3.1.1.2. Bulk Modulü (K).....................................................................................23
3.1.1.3. Kesme Modulü (µ)..................................................................................23
3.1.1.4. Poisson oranı(г) .....................................................................................23
3.1.1.5. Lame sabiti (λ)........................................................................................23
3.2. YÜZEY DALGALARI .........................................................................................24
3.3. ÇOK KANALLI YÜZEY DALGALARININ ANALİZİ.....................................27

iii
3.3.1. Aktif Kaynaklı Yüzey Dalgası Yöntemleri....................................................32
3.3.1.1. Durağan Rayleigh Dalgası Yöntemi (SSRM).........................................32
3.3.1.2. Yüzey Dalgalarının Spektral Analizi (SASW).........................................33
3.3.2. Pasif Kaynaklı Yüzey Dalgası Yöntemleri....................................................34
3.3.2.1. Pasif Uzak Alan MASW ( Passive Remote MASW)................................35
3.3.2.2. Pasif Yol Kenarı MASW (Passive Roadside MASW) .............................36
3.3.2.3. Kırılma Mikrotremör Yöntemi (Refraction Microtremor) .....................37
3.4. SİSMİK YANSIMA YÖNTEMİ...........................................................................38
3.4.1. Örnek düzenleme (demultiplex).....................................................................44
3.4.2. Geometri tanımlama.......................................................................................45
3.4.2.1. Ortak Atış Grubu (Common Shot Gather) .............................................45
3.4.2.2. Ortak Alıcı Grubu (Common Receiver Gather) .....................................45
3.4.2.3. Ortak Derinlik Grubu (Common Depth Gather)....................................45
3.4.3. Statik Düzeltme.............................................................................................45
3.4.4. Bant Geçişli Süzgeçler...................................................................................46
3.4.5. Kazanç uygulama...........................................................................................47
3.4.6. Otomatik Kazanç Kontrolü (AGC)................................................................48
3.4.7. İz ayıklama.....................................................................................................49
3.4.8. İstenmeyen alanların silinmesi (muting)........................................................49
3.4.9. F-k süzgeçleri.................................................................................................49
3.4.10. İki boyutlu Fourier Dönüşümü.....................................................................49
3.4.11. Radon (τ-p) Dönüşümü................................................................................50
3.4.12. Dekonvolüsyon ............................................................................................51
3.4.12.1. İğnecikleştirme Dekonvolüsyonu..........................................................52
3.4.12.2. Kestirim Dekonvolüsyonu ....................................................................53
3.4.13. CDP Sıralama...............................................................................................54
3.4.14. Hız Analizi...................................................................................................54
3.4.14.1. Sismik hız türleri...................................................................................54
3.4.15. Yığma (Stack) ..............................................................................................59
3.4.16. Migrasyon ....................................................................................................60
3.4.17. Derinlik Dönüşümü......................................................................................63
3.5. YER RADARI YÖNTEMİ....................................................................................64
3.7. DOĞRU AKIM ÖZDİRENÇ YÖNTEMİ.............................................................70
4.BULGULAR...............................................................................................................73

iv
4.1. MASW YÖNTEMİ VERİLERİNİN İNCELENMESİ .........................................74
4.2. SİSMİK YANSIMA VERİLERİNİN İNCELENMESİ........................................84
4.3. YER RADARI VERİLERİNİN İNCELENMESİ.................................................93
5.TARTIŞMA VE SONUÇ...........................................................................................97
KAYNAKLAR ............................................................................................................103
EKLER.........................................................................................................................107
EK.1. Profil 1’in yakınında alınan sondaj’a ait bilgiler.........................................107
EK.2. Profil 2’nin yakınında alınan sondaj’a ait bilgiler .......................................108
EK.3 Profil 3’ün yakınında alınan sondaj’a ait bilgiler .........................................109
EK.4. Profil 4’ün yakınında alınan sondaj’a ait bilgiler ........................................110
ÖZGEÇMİŞ.................................................................................................................111

v
ŞEKİL LİSTESİ
Sayfa No
Şekil 1.1: Heyelanın oluştuğu bölümler ........................................................................................4
Şekil 1.2: Riskli binanın olduğu riskli alana ait saha uydu görüntüsü...........................................5
Şekil 1.3: Trakya Formasyonu'nun yüzeyleme haritası.................................................................7
Şekil 1.4: İstanbul ilinin ortalama Vs30 dağılım haritası ..............................................................8
Şekil 1.5: Avrupa yakasında bulunan jeoloik birimlerin ortalama Vs30 hız aralıkları..................9
Şekil 1.6: Trakya Formasyonu’nun Cebeciköy kireçtaşı üyesinden görüntü ................................9
Şekil 1.7: Trakya Formasyonu’nun genelleştirilmiş dikme kesiti ...............................................10
Şekil 1.8: Trakya Formasyonu’nun Küçükköy Üyesi’nin kumtaşı-miltaşı-şeyl ardışığından
görüntü; Alibeyköy Barajı bent yeri yakın dolayı. ............................................................12
Şekil 3.1: Sismik yansıma, MASW, Elektrik özdirenç ve yer radarı yöntemleri ile veri
toplanılan Profil 1’in görüntüsü.........................................................................................16
Şekil 3.2: Sismik yöntemler ile veri toplanırken kullanılan DAQlink cihazı..............................17
Şekil 3.3: Çok elektrodlu özdirenç yöntemi ile veri toplamada kullanılan cihaz. .......................17
Şekil 3.4: Arazide kullanılan elektrot (altta) ve 4,5 Hz’lik düşey jeofon ....................................18
Şekil 3.5: Sismik yöntemlerde kaynak olarak 10 kg'lık balyoz kullanılmıştır.............................18
Şekil 3.6: Yer radarı yöntemi ile veri toplanırken arazide kullanılan kapalı antenin görüntüsü .19
Şekil 3.7: Profil 2'ye ait arazi fotoğrafı........................................................................................19
Şekil 3.8: Profil 3' ait araziden bir bölüm....................................................................................20
Şekil 3.9: Profil 4'te veri toplanan alanın görüntüsü....................................................................20
Şekil 3.10: P ve S dalgalarının yayılımı. .....................................................................................24
Şekil 3.11: Rayleigh ve Love Dalgalarının yayılımı ...................................................................26
Şekil 3.12: Grup hızı ve faz hızının dalga treni üstünde gösterimi..............................................26
Şekil 3.13: Derinliğe bağlı faz hızının değişimine göre normal ve ters dispersiyon...................27

vi
Şekil 3.14: MASW yönteminde veri toplanırken kesitlerde görülen dalgaların oluşum
şekilleri ..............................................................................................................................29
Şekil 3.15: SASW yöntemi ile arazide veri toplanması...............................................................33
Şekil 3.16: Pasif Uzak Alan MASW arazi serim düzeni.............................................................36
Şekil 3.17: Pasif yol kenarı MASW arazi serim düzeni..............................................................37
Şekil 3.18: Sismik yöntemler ile arazide veri toplanmasıyla ilgili gösterim ...............................40
Şekil 3.19: Sıfır ve minimum fazlı dalgacık................................................................................41
Şekil 3.20: Birincil ve çoklu yansımaların ışın yolları ................................................................42
Şekil 3.21: Yanalda çözünürlüğünü etkileyen Fresnel zonunun gösterimi..................................43
Şekil 3.22: Ortak derinlik noktası yöntemi ile veri toplama........................................................44
Şekil 3.23: Farklı veri toplama şekillerinin gösterimi .................................................................46
Şekil 3.24: Sismik iz ile yansıma katsayılarının evrişiminin gösterimi.......................................52
Şekil 3.25: Yatay tek tabakalı ortamlarda NMO düzeltmesi .......................................................57
Şekil 3.26: Eğimli tabakalarda normal kayma zamanı düzeltmesi için hatalı hız verildiğinde
sismik kesitte gözlenen sonuçlar .......................................................................................58
Şekil 3.27: Yığma işleminin pratikte uygulanışı .........................................................................61
Şekil 3.28: (a) Senklinal yapısının (b) migrasyon işlemi yapılmamış kesitte görünüşü..............63
Şekil 3.29: Yer radarı yöntemi ile arazide veri toplama ..............................................................65
Şekil 3.30: Yer radarı yöntemi ile veri toplama ekipmanları . Sabit anten sistemi (A), Mobil
Anten sistemi (B) ve Kontrol Ünitesi (C)..........................................................................68
Şekil 3.31: Doğru akım özdiren yönteminin uygulanması ve akım-gerilim çizgilerinin yer
içindeki yayılımı................................................................................................................71
Şekil 3.32: Arazide veri toplanırken kullanılan elektrod dizilimleri ...........................................72
Şekil 4.1: RRP (Reflection Refraction Profile) yönteminin arazi gösterimi................................73
Şekil 4.3: Elektrik şebekesi gürültüsüne çentik süzgeç uygulaması............................................75
Şekil 4.4: Profil 1 boyunca İki Boyutlu (2B) MASW yöntemi için geometri tanımlaması.........76
Şekil 4.5: Profil 1 boyunca atış yapılan noktaların gösterimi......................................................76
Şekil 4.6: CMP hesaplaması………………………………………………………………... .... 77
Şekil 4.7: CMPCC toplama işlemi sonrası frekans ortamına geçiş için parametrelerin girişi.....77

vii
Şekil 4.8: Frekans ortamında dispersiyon eğrisinin belirlenmesi işlemi. Programda bu
safhada enerjinin yüksek olduğu alanlar piklenerek dispersiyon eğrisi oluşturulmuştur ..78
Şekil 4.9: Dispersiyon eğrilerinin düzenlenmesi. Yukarıda daire içersine alınan bölümde S/N
değişimi gösterilir. Sinyal gücünün büyümüş olduğu alanlar elipsin genişlediği
merkez alana ve tersi sinyal gücünün düştüğü alanlarda elipsin kenar alanlarına
karşılık gelir.......................................................................................................................78
Şekil 4.10: Ters çözüm için başlangıç parametrelerinin girilmesi.Bu işlemde ekranda çıkan
kutucukta derinlik kısmına Vs30 parametresinin öneminden ötürü 30 metre
girilmiştir.Başlangıç modeli için ortamın 10 tabakalı olduğu varsayımı yapılmıştır.Min
ve Maks. hız seçenekleri frekans ortamında pikleme yapıldıktan sonra oluşan
dispersiyon eğrilerinden program tarafından okunmuştur.................................................79
Şekil 4.11: Uygun başlangıç modeli seçiminden sonra programın en küçük kareler ile ters
çözüm işlemi ile parametrelerin girildiği ekran.................................................................79
Şekil 4.12: Profil 1 için derinliğe bağlı Rayleigh Yüzey dalgası analinizden bulunan S hızı
değişimini gösteren kesit ...................................................................................................80
Şekil 4.13: Profil 2 için S dalga hızının derinliğe bağlı değişimini gösteren kesit......................81
Şekil 4.14: Profil 3 için S dalga hızının derinliğe bağlı değişimini gösteren kesit......................82
Şekil 4.15: Profil 4 (merdiven) için S dalga hızının derinliğe bağlı değişimini gösteren kesit ...83
Şekil 4.16: Profil 1 için geometri tanımlama işlemi ....................................................................85
Şekil 4.17: Verinin frekans içeğinin görüntülenmesi ..................................................................85
Şekil 4.18: Frekans içeriği incelenen veriye filtre uygulama işlemi............................................86
Şekil 4.19: AGC işleminin yapılması için programda pencere boyunun giriş yapıldığı ekran....87
Şekil 4.20: AGC uygulaması sonucu verinin yeni şekli ..............................................................87
Şekil 4.21: Verinin zaman ortamından CDP ortamına aktarımı kullanılan program tarafından
yukarıdaki şekilde yapılmaktadır.......................................................................................88
Şekil 4.22: NMO düzeltmesi için hız analizinin yapılması .........................................................88
Şekil 4.23: NMO düzeltmesi için hızların seçimi........................................................................89
Şekil 4.24: Yapılan NMO düzeltmesi sonra kesitin görünümü ...................................................90
Şekil 4.25: Yığma işleminden sonra sismik kesitin görüntüsü....................................................90
Şekil 4.26: Dekonvolüsyon işleminden sonra kesit.....................................................................91
Şekil 4.27: Profil 1’e ait sismik yansıma kesiti ...........................................................................91
Şekil 4.28: Profil 2'ye ait sismik yansıma kesiti..........................................................................92
Şekil 4.29: Profil 3’e ait sismik yansıma kesiti ...........................................................................92

viii
Şekil 4.30: Profil 4’e ait sismik yansıma kesiti ..........................................................................93
Şekil 4.31: Sismik ve elektrik yöntemlerde de ilk profil ölçüsünün alındığı yerden radar ile
veri toplanmıştır.................................................................................................................94
Şekil 4.32: Profil 2’ye ait radar kesiti..........................................................................................95
Şekil 4.33: Süreksizliklerin net bir şekilde görüldüğü Profil 3’e ait kesit...................................95
Şekil 4.34: Profil 4’te yer altındaki gömülü cisimler radagram’da belirgin olarak anomali
vermiştir.............................................................................................................................96
Şekil 5.1: Profil 1’de uygulanan jeofizik yöntemler ile toplanan verilerden elde edilen
kesitler. A) MASW yöntemi ile elde edilmiş S dalgası derinlik kesiti, B) Sismik
Yansıma Kesiti C) Çok elektrodlu özdirenç yöntemi ile elde edilen kesit D) Yer radarı
yöntemi ile elde edilen radar kesiti....................................................................................97
Şekil 5.2: Profil 2’de uygulanan jeofizik yöntemler ile toplanan verilerden elde edilen
Yansıma Kesiti C) Çok elektrodlu özdirenç yöntemi ile elde edilen kesit D) Yer radarı
yöntemi ile elde edilen radar kesiti....................................................................................98
Şekil 5.3: Profil 3’te uygulanan jeofizik yöntemler ile toplanan verilerden elde edilen
Yansıma Kesiti C) Yer radarı yöntemi ile elde edilen radar kesiti....................................99
Şekil 5.4: Profil 4’te uygulanan jeofizik yöntemler ile toplanan verilerden elde edilen
Yansıma Kesiti C) Yer radarı yöntemi ile elde edilen radar kesiti..................................100
Şekil 5.5:Sondaj yapılan noktaların yaklaşık yerlerinin arazi'ye ait fotoğrafta gösterimi… .....102

ix
TABLO LİSTESİ
Sayfa No
Tablo 3.1: Çalışma alanında veri toplanılan profiller ve bu profillerde kullanılan jeofizik
yöntemler...........................................................................................................................21
Tablo 4.1: Profil 1 için yapılan ters çözüm işlemi sonucunda çıkan hata oranları…………......80
Tablo 4.2: Profil 2 için yapılan ters çözüm işlemi sonucunda çıkan hata oranları…………......82
Tablo 4.3: Profil 3 için yapılan ters çözüm işlemi sonucunda çıkan hata oranları.....................83
Tablo 4.4: Profil 4 için yapılan ters çözüm işlemi sonucunda çıkan hata oranları......................84
Tablo 4.5: Yer radarı anten frekanslarına göre çalışmada elde edilebilecek düşey ve yatayda
çözünürlük değerleri..........................................................................................................94

x
SİMGE VE KISALTMA LİSTESİ
Simgeler Açıklama
λ : Lame sabiti
V : Hız
ρ :Yoğunluk
E :Young modülü
K : Bulk modülü
г : Poisson oranı
µ : Kesme modülü
W : Açısal frekans
λ : Dalga boyu
c(λ) : Faz hızı
A : Dalganın genliği
Φ : Faz kayması
R : Yarıçap
π : Pi sayısı
N : Jeofon sayısı
k : Dalga sayısı
p : Işın parametresi
ξ : Dielektrik katsayısı
V : Gerilim
I : Akım
h : Derinlik
t : Zaman

xi
Kısaltmalar Açıklama
1-D : Bir boyutlu
CDP : Ortak derinlik noktası
cm : Santimetre
CMP : Ortak orta nokta
Ct : Trakya Formasyonu
DMO : Eğimli Kayma düzeltmesi
FFT : Fast Fourier Transform
Hz : Hertz
km : Kilometre
MASW : Çok Kanallı Yüzey Dalgaları Analizi yöntemi
msn : Milisaniye
myö : Milyon yıl önce
NMO : Maksimum araştırma derinliği
REMI : Refraction Microtremor
SPT : Standart Penetrasyon testi
Vp : P dalgası hızı
Vs : S dalgası hızı
VR : Rayleigh Dalgası hızı
WARRP :Wide Angle Refraction Reflection Profile
Zmax : Maksimum araştırma derinliği

xii
ÖZET
YÜKSEK LİSANS TEZİ
RİSKLİ ALANLARIN BELİRLENMESİNDE YAPILAŞMA JEOFİZİĞİ
UYGULAMALARI
Seda TEMEL
Fen Bilimleri Enstitüsü
Mühendislik Bilimleri Anabilim Dalı
Danışman: Prof. Dr. Ali Osman ÖNCEL
Yapılan bu tez çalışması kapsamında riskli alan ifadesi bir bölgede yaşayan insanlara ve
çevreye deprem, heyelan, su baskını gibi doğal afetlerin olması durumunda maddi ve
manevi zararlar verebilecek yer anlamında kullanılmaktadır. Yerleşim alanları ya da
yeni yerleşime açılacak alanlar, doğal afetlerin olması beklenmeksizin, jeofizik
yöntemler ile hasarsız bir şekilde, hem zamandan hem de maliyetten kazanç sağlanarak
incelenerek yer altı hakkında bilgi sahibi olunabilmektedir.
Gerçekleştirilen arazi çalışmasında heyelan riskine bağlı olarak göçme riski olan bir
yapısal alanda çağdaş Jeofizik Yöntemlerle (Sismik yansıma, Çok Kanallı Yüzey
Dalgaları Analizi, Çok Elektrotlu Özdirenç Yöntemi ve Yer Radarı Yöntemi) riskli yapı
araştırması yapılmış ve geliştirilen çok boyutlu Jeofizik Mühendisliği teknolojisiyle
veriler toplanmıştır. Toplanan bu veriler analiz edilerek mevcut göçme riskli yapı
alanında zeminin zayıf dayanımlı olduğu yerler tespit edilmiştir. Bu alanların
güçlendirilmesiyle göçme riskli yapısal alanda afet riskini azaltacak çözüm önerileri
sunulmuştur.
Birden çok jeofizik yöntem ile aynı alanda veri toplama olanağı, heyelan riskine bağlı
olarak göçme (afet) riskli yapının olduğu bir alanda, yerin farklı fiziksel
parametrelerinin belirlenip, değişiminin incelenerek riskli yapıların izlenmesine olanak
verdiği gösterilmiştir.
Haziran 2015, 126 Sayfa.
Anahtar kelimeler: Heyelan, yapılaşma jeofiziği, sismik ve elektrik yöntemler.

xiii
SUMMARY
M. Sc. THESIS
APPLICATIONS OF CONSTRUCTION GEOPHYSICS FOR THE
DETERMINATION OF RISKY AREAS
Seda TEMEL
İstanbul University
Institute of Graduate Studies in Science and Engineering
Department of Engineering Sciences
Supervisor: Prof. Dr. Ali Osman ÖNCEL
In this thesis project, risky areas phrase is defined as a place which may cause property
and non-pecuniary damages for residents and enviroments in which a natural disaster
such as earthquake, landslide, flood occurs. Without waiting for a natural disaster,
residental places and risky areas for new residents for future can be examined with less
time, less cost and no damage by using geophysical methods, therefore; to be
knowledge of inside the ground is possible.
In this field study, by using modern geophysical methods (Seismic reflection, multi
channel surface waves analysis, multi-elektrod resistivity method and ground
penetration radar methods), geophysical data acqusition of the area that is under
landslide risk were collected. The gathered geophysical data were analysized and the
weak zones were identified and proposed, thus; possible solutions about strengthening
these areas were offered.
Geophysical data acqusition through the landslide risk area by using various modern
geophysical methods at the same time, changes in different physical parameters could
be observed to enhance the quality of risk identification.
June 2015 ,126 Pages.
Keywords: Landslides, construction geophysics, seismic and electrical methods.

1
1.GİRİŞ
Riskli alan araştırmaları ve yapılaşmanın riski düşük alanlara kaydırılması afet risk
yönetimi çalışmalarının en başında gelen amaçlarından birisidir. Riskli alanların
başında deprem üretecek kırık sistemlerinde yapılaşmaya kapalı fay sakınım alanları,
depremde en çok yer ivmesini büyütecek eski ve gizli kırık sistemleri ve ilave olarak
toprak kayma riski olan heyelan alanlarıdır. Depremden sonra afet riskine neden olan
en önemli olayların başında heyelanlar yer almakta olduğu için heyelan potansiyeli olan
alanların belirlenmesi öncelikli önem arz eder. Yapılaşma Jeofiziği özellikle
yapılaşmaya uygunluk araştırmalarında kullanılan bir disiplindir ve bu kapsamda
zeminlerin davranış özellikleri, ölçme ve değerlendirmeye bağlı olarak hesap edilen
fiziksel parametrelerin büyüklük değişimlerine göre belirlenir (Ercan, 2011).
Yapılaşma Jeofiziği uygulamaları ile yerin dayanım özellikleriyle (direnç, hız, yoğunluk
ve manyetik) ilişkili farklı parametreler belirlenebilir. Özellikle, yerin dayanım ve
davranış özelliklerinin belirlenmesinde ve depreme dayanıklı yapıların
projelendirilmesinde, EUROCODE 8 (TSEN 1998-1) standardı getirilmiştir.
Ülkemizin AB Hukuk Sistemiyle (AB Müktesebatı) ilgili olarak, yönetmeliklerin
düzenlenmesinde TSEN 1998-1 standardına göre, ilk 30 metreye kadar zeminin hız
büyüklüğünün deneyimli Jeofizik mühendisleri tarafından ölçülmesi şartı getirilmiştir.
Yapılaşma Jeofiziği dışında kalan diğer yöntemler, sismik kayma dalgası hızının
belirlenememesi durumunda kullanılır denilerek, kentsel dönüşümde depreme dayanıklı
yapılaşmada, yapılaşma jeofiziğine öncelik tanınmıştır.
Yapılan tez çalışması kapsamında İstanbul ilinde göçme riski altında bulunan riskli bir
yapının bulunduğu alanda sismik yansıma, çok kanallı yüzey dalgalarının analizi, çok
elektrotlu özdirenç, yer radarı yöntemleri ile veri toplanmıştır (Şekil 1.2). Bu yöntemler
ile toplanan veriler analiz edilerek olası riskli kayma düzlemlerinin yerleri saptanmıştır.
Müdahale ve iyileştirme projeleri kapsamında geliştirilecek çözüm önerileri için riskli
alan durumunun ortaya çıkartılması amaçlanmıştır. Ayrıca kullanılan sismik yöntemler
ve bu yöntemlere ait veri işlem adımlarının nasıl yapıldığının anlatımı da tez kapsamı
içinde yer almaktadır. Riskli alan olarak çalışılan bölgede heyelan tehlikesi olduğu için

2
bundan sonraki bölümlerde heyelanla ilişkili temel bilgiler ve araştırılmasında
kullanılan yöntemler açıklanacaktır.
Heyelan aniden ya da dereceli olarak kayacın kırılması ve yerçekiminin etkisi ile aşağı
doğru hareketinden oluşur. Heyelanlar eğim aşağı düşme, akma, kayma ya da bu
hareketlere benzer şekilde meydana gelmektedir. Heyelan görülen alan jeolojik açıdan
zemini oluşturan malzemenin fiziksel özelliklerinin değişim gösterdiği karmaşık bir
yapıdır. Ülkemizde de sıkça görülen heyelan doğal afeti meydana geldiği bölgelerde
ciddi maddi ve manevi zararlara neden olmaktadır (Ogunsuyi,2010). Ülkemizde ulusal
heyelan haritasının 2014 yılında tamamlanması ve MTA Yerbilimleri Portalı üzerinden
ulaşılabilir olması afet risk yönetiminden sorumlu belediye yönetimleri için çok
kolaylaştırıcı bir ilerlemedir.
Heyelan olan bir bölge de jeofizik yöntemler uygulanarak heyelanın içyapısı,
geometrisi, heyelan olan zeminin özellikleri ve zeminin hareket yönü
saptanabilmektedir. Heyelanın görüldüğü yamacın duraylılığını etkileyen faktörler;
depremler, kayacı oluşturan gözeneklerin suya aşırı doygun oluşu gibi etmenler,
kırıklar, yapısal süreksizlikler, kayacın dayanımı gibi jeolojik durumlar ve ormanların
azalması, maden arama çalışmaları, kazma gibi insan aktivitelerinden oluşur (Yılmaz,
2012).
Heyelandan ötürü zeminin dokusu, dayanımı gibi özelliklerinde değişim olduğunda
jeofizik parametrelerde de farklılık görülür. Bu farklılık heyelan temelinin hareketini ve
şeklini haritalamamıza olanak sağlar. Heyelan potansiyeli olan riskli alanlarda jeofizik
yöntemler (ör. Sismik Yansıma, Yer Radarı, Elektrik yöntemler) uygulanarak etkili
sonuçlar almak için sinyal/gürültü oranının yüksek olması gereklidir. Heyelanın
gelişmesine ve kütle hareketinin meydana gelmesi ile birlikte afetin yaşandığı bölgede
zemin kırılma ve yer değiştirmeye bağlı olarak dağınık olduğundan, elektrik akımının
iletimi ya da sismik dalganın yayınım özelliklerinin tespiti zordur.
Bahsedilen alanda veri toplanırken kullanılan sismik yöntemler olarak WARRP (Wide
Angle Reflection and Refraction Profile)Sismoloji yaklaşımına benzer bir yaklaşım
kullanılmış ve sismolojik verilerin tamamı toplanmıştır (Makris ve diğ. 1999). Tez
çalışması aşamasında yapılan literatür araştırmalarında sismik kırılma yönteminin,
heyelan görülen alanlarda kayma düzleminin yerini ve derinliğini saptamak için sıkça

3
başvurulan jeofizik yöntemlerden birisi olduğu görülmüştür. Sismik yöntemlerin
temelinde arazide veri toplanırken kaynaktan çıkan cisim dalgalarının, jeofonlara ilk
varış zamanlarının veya ilk en büyük genlik okunması yatmaktadır. Yöntemde ilk varış
zamanlarının okunması ile yer içindeki tabakaların kalınlık ve hızları en hassas şekilde
tespit edilebilmektedir. Alınan kırılma ölçümlerinin analizi yapıldığında sismik hız
malzemenin mekanik özelliklerine (basınç, sıcaklık, sıvı, kırık) bağlı olduğundan kayma
düzlemi (heyelan) boyunca yer değiştiren malzeme özelliklerinin saptanmasını
sağlamaktadır (Şekil 1.1). Heyelan temelinde (taban blok) malzeme yapısı karmaşık
olduğundan sismik kırılma tomografisi uygulaması ile de yatay ve düşey doğrultuda
elde edilen çözünürlük arttırılabilir. Sismik yöntemlerden bir diğeri olan sismik yansıma
yöntemi de yer içini tabakaların hız ve yoğunluk farklarından yararlanarak
görüntülememize olanak sağlar. Sismik kırılma yöntemine göre daha derinden bilgi
toplanabilmekte olup, P dalgasının genliğindeki değişimden yer içindeki süreksizlikler,
kayma düzlemleri gibi yapılar tespit edilebilmektedir.
Arazide veri toplanırken kullanılan diğer bir jeofizik yöntem Çok Elektrotlu Doğru
Akım Özdirenç yöntemidir. Yer içini, tabakaları oluşturan malzemelerin iletkenlik ya da
özdirenç değişimlerindeki farklılaşmayı esas alarak görüntüler. Heyelan görülen sahada
kayan düzlemin su içeriği ve taşınmış malzeme nedeni ile bu alanlarda düşük özdirenç
değerleri okunmaktadır.
Çok Kanallı Yüzey Dalgalarının (MASW) analizi yöntemi son yıllarda zeminin afet
riskli dayanımsız yerlerinin tespiti amaçlı çalışmalarda sıkça kullanılan yöntemlerden
birisidir. Tez çalışması kapsamında da yararlanılan yöntem, yüzey dalgalarından
Rayleigh dalgasının dispersiyon özelliğinden yararlanılarak yer içinin kayma dalgası (S
dalga) hızı değişiminin belirlenmesini sağlamaktadır. Yer içinde S dalgasının yayınımı
incelenen alan hakkında birçok detay verdiğinden zemin sağlamlığının
değerlendirilmesinde ölçülen S dalga hızı önemli parametrelerden birisidir.

4
Riskli yapının bulunduğu riskli alanın belirlenmesi amacıyla saha çalışması kapsamında
veri toplanırken yararlanılan diğer bir yöntem yer radarı yöntemidir. Heyelan riski
görülen alanlarda tek başına bu yöntem ile veri toplanarak karar verilmesi genelde tercih
edilmemektedir (Ogunsuyi, 2010). Bunun nedeni heyelanın bir anlamı da toprak
kaymasıdır. Temelinde yüksek frekanslı elektromanyetik dalgaları yer içine göndererek
zamanın fonksiyonu olarak kaydedilmesi olan bu yöntemde yer değiştiren malzeme
elektromanyetik dalganın hızla sönümlenmesine neden olmaktadır. Kırık yeri ve
derinliği hakkında bilgi elde etmemize yardım etse de bu yöntemin başka bir jeofizik
yöntem ile de desteklenmesi sonuçların doğruluğunu arttıracaktır.
Şekil 1.1: Heyelanın oluştuğu bölümler (Gürleme, 2011).

5
1.1. ÇALIŞMA ALANI VE JEOLOJİSİ
Şekil 1.2 : Riskli binanın olduğu riskli alana ait saha uydu görüntüsü 1
. Veri toplanan alanda
zemin çökmesi K-G yönlü gözlemlendiği için veri toplanacak alanlar heyelan doğrultusunda
alınmıştır. Profil 1 ve 2 de Sismik yansıma, MASW, Çok elektrodlu özdirenç, Yer radarı
yöntemleri uygulanmış olup, Profil 3 ve 4’te Sismik yansıma, MASW, Yer radarı yöntemleri ile
veri toplanmıştır.
Çalışma alanının jeolojisine ait bilgiler İstanbul il alanının Jeolojisi (Özgül, 2011) isimli
kitaptan alınmıştır.
Jeolojik bakımdan genç litolojik birimlerin bulunduğu inceleme alanı ve çevresi,
Senozoyik (65 myö) yaşlı tortul kayaçlardan (Tersiyer, Kuvaterner) oluşmuştur.
Bölgesel temel kayayı oluşturan, inceleme alanında mostra vermeyen Paleozoik (542
myö - 251 myö) yaşlı Trakya Formasyonunun (Karbonifer), ana litolojik birimleri
niteliğindeki grovak ve killi şistler, türbidit akıntılarla çökelen bir çamur
süspansiyonuyla, derin denizel ortam koşullarında kaba kırıntılardan şekillenmiştir.
Karbonifer sonundaki tektonik hareketlerle deformasyona uğramış ve karasallaşmış
bölgesel yapı, İstanbul’un her iki yakasında ve tüm Kocaeli Yarımadası’nda
1
http://www.ibb.gov.tr internet adresinden alınmıştır.

6
görülmektedir. Orta Eosen başlarına kadar devam eden bu durum Orta Eosenden sonra
değişmiş ve bölge yeniden bir denizel ortam niteliği kazanmıştır. Bu dönemdeki karasal
morfolojik yapının fazla engebeli olmaması ve ayrıca mevcut iklim özellikleri
nedeniyle, denizel ortam sığ derinlikte gelişmesini sürdürmüş ve bu ortamda karbonatlar
çökelmiştir. Doğuda İstanbul boğazı, kuzeyde Karadeniz ve güneyde Marmara Denizi
tarafından sınırlanmış olan bu yarımada, Trakya’nın doğu uzantısıdır.
Şekil 1.4’te İstanbul Büyükşehir Belediyesi’nin JICA ortaklaşa yürüttüğü proje sonucu
oluşturulmuş Vs30 haritası verilmiştir. İstanbul ili’nin zeminin dayanım özelliğini
gösteren bu haritaya göre Jeofizik yöntemler kullanılarak ölçülen S (kayma) dalgası hız
dağılımı görülmektedir. Kayma dalgası hızının 760 m/sn’den yüksek olduğu yerler
sağlam zemini gösterirken bu hız değerinde azalma görüldükçe zeminin sağlamlık
kriteri azalmaktadır. Trakya formasyonunun dağılım gösterdiği alanda açık yeşil (500-
600 m/sn),yeşil (600-700 m/sn) ve açık mavi(700-800 m/sn) kısımlar olduğu dikkati
çekmektektedir. Şekil 1.5’te ise İstanbul ilinde görülen formasyonlarda ki ortalama S
dalga hız grafiği görülmektedir.
1.1.1. Yapısal Jeoloji
Masifin genel yapısını normal fay sistemleri belirler. Birbirine dik yönde uzanan bu fay
sistemlerinden ilki ve en etkin olanı, Bulgaristan sınırından başlayıp Çatalca
dolaylarından Marmara denizine ulaşan KB–GD uzanımlı normal faylardır. İkinci
sistem ise bu faylara dik gelişmiş onları kesen ve öteleyen KD-GB yönlü faylardır.
Karadeniz ve Trakya havzasını bağlayan kanalları doğuran Çatalca fayı ve buna paralel
uzanan faylar Karadeniz ve Trakya havzasının şekillenmesine neden olmuştur.
1.1.2. Trakya Formasyonu (Ct)
Başlıca kumtaşı, miltaşı, şeyl, yer yer çakıltaşı türünden kırıntılı kayaların
ardalanmasından oluşur; alt kesimlerinde, değişen kalınlıkta kireçtaşı ara katkı ve
mercekleri kapsar (Şekil 1.6). Avrupa yakasında Boğaz’dan başlayarak Çekmece
göllerine kadar geniş bir alana yayılır (Şekil 1.3). Anadolu yakasında Kadıköy-Harem-
Üsküdar arasında yaygındır .
1.1.2.1. Tip yer
Önceki araştırmalarda formasyon için tip yer önerilmemiştir. Proje alanında Harem
iskelesi ve Otogarı’nın kenarından geçen sahil yolunun şevlerinde Küçükköy Üyesi’nin,

7
Sazlıdere barajının batı (sağ) kıyısı boyunca da Acıbadem Üyesi’nin incelemeye
elverişli temiz yüzeylemeleri yer alır. Acıbadem Üyesi E5(D100) karayolunun
Acıbadem köprüsünü kestiği yerde yol şevlerinde de açığa çıkar.
1.1.2.2. Kaya Türü Özellikleri
Büyük bölümüyle kumtaşı, miltaşı, şeyl ardalanmasından oluşan Trakya formasyonu
yer yer çakıltaşı ve alt kesimlerinde, değişen kalınlıkta kireçtaşı ara katkı ve
merceklerini kapsar. Trakya Formasyonu 1)Acıbadem Üyesi, 2)Cebeciköy Kireçtaşı
Üyesi 3)Kartaltepe Üyesi ve 4)Küçükköy Üyesi olmak üzere dört üyeye ayrılmıştır.
Şekil 1.3: Trakya Formasyonu'nun yüzeyleme haritası (Özgül, 2011).

8
Şekil 1.4: İstanbul ilinin ortalama Vs30 dağılım haritası (Özgül, 2011).
1.1.2.3. Acıbadem Üyesi (Cta)
Trakya formasyonunun en alt birimini oluşturan üye başlıca killi, milli şeyl ve
miltaşından oluşur. Taze yüzeyi yeşilimsi koyu külrengi, ayrışma yüzeyi açık
kahverengi ince katmanlı, yer yer miltaşı laminalı, kuvars ve mika gereçli, kil hamurlu
kuvarsvake türü ince kırıntılılar egemendir. Seyrek olarak, kalınlığı 20 -30 cm’yi bulan
koyu külrengi kireçtaşı ve kumtaşı ara katkılıdır. Bağlarbaşı ve Acıbadem yöresinde yer
yer, daha çok temel kazılarında açığa çıkar. Üyenin en alt şeyl düzeyi bitki kırıntılıdır.
Birimin gerçek kalınlığı bilinmemektedir. Acıbadem yöresinde birim kalınlığının
100m’yi aştığı düşünülmektedir. Üyenin bir diğer temiz yüzeylenmesinin bulunduğu
Sazlıdere barajının sağ kıyısında, bent yerinden başlayarak akış yukarıya uzanan şevi
boyunca, ince dokulu şeyl, miltaşı ardalanmaları istifi açık bir şekilde
görülebilmektedir. Acıbadem üyesi yaklaşık 500 metre kalınlıktaki kesiminin
yüzeylendiği bu kesitte bent gölünün akış yukarısında mikalı kaba kumtaşının egemen
olduğu Küçükköy üyesinin kaba kırıntılarına geçer.

9
Şekil 1.5: Avrupa yakasında bulunan jeolojik birimlerin ortalama
Vs30 hız aralıkları (Özgül, 2011).
Şekil 1.6: Trakya Formasyonu’nun Cebeciköy kireçtaşı Üyesi’nden görüntü. Cebeciköy taş
ocakları (Özgül, 2011).

10
Şekil 1.7:Trakya formasyonu genelleştirilmiş dikme kesiti (Güler, 2005).

11
1.1.2.4. Cebeciköy Kireçtaşı Üyesi (Ctc)
Cebeciköy dolayında çok eski yıllardan beri taş ocakları olarak işletilmiş olan şelf tipi
neritik kireçtaşından oluşur (Şekil 1.7). Cebeciköy kireçtaşı üyesinin egemen kaya
türünü oluşturan kireçtaşları, taze iken kara, koyu külrengi, orta-kalın-çok kalın
katmanlı, bol organik kapsamından dolayı H2S kokuludur. Başlıca mikrit, foraminiferli
ve alglimikrit ve biyomikrit türleri egemendir. Yer yer ikincil dolamitleşme ve yeniden
kristalleşme gösterir. Birimin en kalın olduğu Cebeciköy taş ocaklarında, tabanı açığa
çıkmadığından kalınlığı tam olarak bilinmemektedir; işletilmekte olan kesimin kalınlığı
50-60 metre dolayındadır.
1.1.2.5. Kartepe Üyesi (Ctkt)
Üye, lidit ara katkılı şeyl ile temsil edilir. Liditler kara-koyu külrengi, mavimsi külrengi
ayrışma yüzeyi açık kahverengi boz-açık külrengi, ince katmanlı, yarılgan ve
laminalıdır. Şeyl ara katkıları yeşilimsi, külrengi, ayrışmışı sarımsı boz, ince
katmanlıdır. Kartaltepe üyesinin liditleriyle Denizli formasyonunun liditleri arasında,
renk ve diğer kaya türü özellikleri açısından benzerlik bulunur. Bu iki birim ancak
stratigrafik konumları gözetilerek, sahada ayırt edilebilmektedir.
Cebeciköy taş ocaklarında ve Ömerli kasabasının kuzeyinde yer alan Uğur deresi
vadisindeki ocakların kuzey şevlerinde Cebeciköy kireçtaşı üyesinin üzerinde yer yer
açığa çıkar. Birim kalınlığı yaklaşık 30 metre dolayındadır.
1.1.2.6. Küçükköy Üyesi (Ctk)
Acıbadem ve Kartaltepe üyelerinin ince gereçli kırıntılarının üstünde yer alan, bol
mikalı kumtaşı-şeyl ardalanmasından oluşan filiş türü kırıntılar Trakya formasyonunun
büyük bölümünü oluşturur (Şekil 1.8).
Küçükköy Üyesi türbiditik kumtaşı-şeyl ardalanmasından oluşur. Değişik düzeylerinde
çakıltaşı merceklerini kapsar. Kumtaşı yeşilimsi, koyu kül rengi, günlenme yüzeyi
kahverengi boz, ince-orta yer yer kalın katmanlıdır. Kuvars, çakmaktaşı, kuvarsit,
feldispat taneli, bol mika pullu ve yer yer bitki kırıntılıdır; killi serisitli hamur kapsar;
kuvarsvake türü kırıntılılar egemendir. Derecelenme, koşut, çapraz ve konvolüt laminalı
bouma istiflenmesi, yer yer yiv, oluk ve kaval tipi taban akıntı izi vb. türbiditik yapılar
olağandır. Avrupa yakasında Beşiktaş, Şişli, Büyükdere, Bahçeköy dolaylarını kapsayan
geniş alanda Anadolu yakasında Kadıköy, Harem, Selimiye ve Üsküdar dolaylarında ve

12
Şile güneyinde yüzeylemeleri yaygındır. İl alanında düzenli bir kesit yeri
bulunmadığından birim kalınlığı tam olarak bilinmemektedir; kalınlığının 1000 metreyi
bulabileceği düşünülmektedir.
1.1.2.7. Dokanak İlişkisi ve Kalınlık
Trakya formasyonu, Denizli Köyü formasyonunu uyumlu üstler. Acıbadem Üyesi’nin
şeylleri ile Denizli formasyonuna ait Baltalimanı Üyesi’nin lidit ara katkılı şeyl düzeyi
geçişlidir. Trakya formasyonunun çeşitli düzeyleri Triyas’tan Neojen’e değin değişik
yaşta kaya birimleri tarafından açısal uyumsuzlukla üstlenir. Formasyonu açısal
uyumsuzlukla üstleyen en yaşlı birim, Alt Triyas yaşta kızıl renkli karasal çakıl taşı ve
kumtaşından oluşan Kapaklı formasyonudur. Bölge Karbonifer –Neojen arasında etkin
olmuş önemli tektonik olaylar sonucu kıvrımlanmış ve faylanmış olduğundan, istifin
kalınlığı sağlıklı olarak bilinmemektedir. Bu sınırlar içinde kalmak ve yanal yönde
önemli kalınlık değişimleri gösteren birimlerin varlığını dikkate almak koşuluyla
Trakya Formasyonu için 1500 metrenin üzerinde bir kalınlık öngörülmüştür.
Şekil 1.8: Trakya Formasyonu’nun Küçükköy Üyesi’nin kumtaşı-miltaşı-şeyil ardışığından
görüntü; Alibeyköy Barajı bent yeri yakın dolayı (Özgül, 2011).
1.1.2.8. Çökelme ortamı:Trakya formasyonu kil-mil-ince kum boyu seyrek kireçtaşı ara
katkılı kırıntılılarla başlar. İstanbul dolayındaki yüzeylemelerinde az deforme olmuş
bitki izlerini kapsayan ve Acıbadem Üyesi adıyla bilinen bu düzey, düşük enerjili, sığ
kıyı denizi koşullarını yansıtır. Cebeciköy kireçtaşı üyesinin egemen kaya türünü

13
oluşturan, bentonik foraminiferli ve alglimikrit –biyomikrit ve dolomitik kireçtaşları
düşük enerjili şelf koşullarını temsil eder. Kartaltepe üyesinin liditleri, silis oranının
artmasına neden olan volkanik etkinlikle açıklanabilir. Formasyonun büyük bölümünü
oluşturan Küçükköy üyesinin filiş türü kırıntılıları, formasyonun alt düzeylerinin temsil
ettiği sığ ve duraylı ortam koşullarının yerini, yoğunluk akıntılarına neden olan tektonik
hareketlerin etkinlik kazandığı duraysız açık şelf –yamaç ortam koşullarını terk ettiğini
göstermektedir.

14
2.GENEL KISIMLAR
Riskli alanlar kapsamına giren heyelan görülen sahalarda jeofizik yöntemler ile yapılan
çok sayıda araştırma bulunmaktadır. Birden fazla jeofizik yöntem kullanılarak
Kanada’da bulunan Peace River heyelanında yapılan araştırmada sismik kırılma
yöntemi ile alınan ölçümlerde heyelanın temelinin kırıklanmış ve bozuşmuş olmasından
ötürü bu bölümde P ve S dalga hızları düşük ölçülmüştür. Kullanılan bir diğer yöntem
olarak özdirenç yöntemi ile alınan ölçümlerde heyelanın temelinde bulunan malzemenin
yüksek oranda kil ve su içermesinden ötürü özdirenç değerleri düşük çıkmıştır
(Ogunsuyi, 2010). Ülkemizde sıkça görülen heyelan oluşumlarına örnek bir çalışma
olarak İzmir Altındağ’da yapılan bir çalışma verilebilir. Çalışmada Altındağ’da bulunan
heyelan alanında elektrik özdirenç ve sismik kırılma tomografisi yöntemleri
uygulanmıştır. Bu yöntemlerin bir arada kullanılması kayma düzleminin geometrisinin
ve heyelan malzemesinin kalınlığının tespitini sağlamıştır. Heyelan görülen alanda
düşük hız ve düşük özdirenç değerleri ölçülmüştür (Göktürkler ve diğ. 2008). İtalya’nın
Adriyatik kıyısında görülen bir heyelan içinde hem kara hem deniz de sismik veriler
toplanmıştır. Çalışmada toplanan verilerden oluşturulan sismik kesitlerde karmaşık
yansımalar ve saçılmalar heyelanın temelinde meydana gelirken, sürekli yansımalar
potansiyel kayma alanlarında gözlenmiştir (Stucchi ve Mazzoti,2009). Avusturya’da
sıkça heyelan meydana gelen Carnic bölgesinde yapılan bir çalışmada sismik kırılma ve
özdirenç yöntemleri ile arazide veri toplanmış kayan alan ile heyelan temelinin sismik
hızlarının ve özdirenç değerlerinde farklılık olduğu görülmüştür (Mauritsch ve diğ.
2000). İtalya’nın güneyinde bulunan Lucanian Appenie sıradağlarında görülen karmaşık
geometrili heyelan yapısı çok elektrotlu özdirenç yöntemi ile ortaya çıkarılmaya
çalışılmıştır. İki boyutlu özdirenç ölçüleri ile araştırılan alanın karmaşık jeolojisine
karşın kayan malzeme ile temel arasında olan özdirenç farklılıklarından heyelan
geometrisi bulunabilmektedir (Lapenna ve diğ. 2005). Almanya’da Öschingen
heyelanında jeofizik yöntemler olarak çok elektrotlu özdirenç yöntemi ve yer radarı
seçilerek arazide veri toplanılan araştırmada özdirenç kesitlerinde heyelanın uzanımı
açıkça görülmüştür. Bu arazide kireçtaşı onu çevreleyen killi sedimanlardan yüksek
özdirençli olduğu için seçilebilmiştir (Sass ve diğ. 2008). Yine bir başka çalışma

15
Güneydoğu Anadolu bölgesinde Botan akarsuyu üzerinde yapılacak olan Pervari
barajının kurulacağı alanda potansiyel kayma alanının tespiti için sismik çalışma
yöntemi ile yapılmıştır. Bu çalışma sonucunda daha genç yaşlı heyelanlar da S dalga
hızının daha düşük olduğu bu bölümlerin deprem ya da yer altı su seviyesinin
değişiminde tetiklenmeye daha yatkın olduğu belirtilmiştir (Yılmaz, 2012). Kanada’da
Champlain denizine yakın olan üç bölgede tarihsel depremlerden ötürü heyelanlar
görülmüştür. Bu çalışmada üç boyutlu sismik yansıma yöntemi arazide uygulanmıştır.
Çalışmanın dikkat çekici sonuçlarından biri P dalgası verileri ile doldurma sedimanların
yapısı temel kaya yüzeyi hakkında bilgi edinilirken, S dalgası verileri ile bozuşmaya
uğrayan alanların sınırları belirlenmiştir (Pullan ve diğ. 2011) . Japonya’da baraj inşaatı
yapılacak bir alanda jeofon aralıklarını dar tutup, örnekleme aralığını büyük tutarak
sismik kırılma yöntemi ile heyelan görülen alanda veri toplanmıştır. Jeofon aralığı
normalde alınanın 10 kat küçüğü seçilerek 50 cm alınmıştır. Sismik kırılma yöntemi
sonucu elde edilen düşük hızlı kısım kırıklanmış ve faylanma görülen alan ile
örtüşmektedir (Kurahashi ve diğ. 2006). İsviçre’de Alp dağlarında oluşan bir heyelan
inceleme çalışmasında Alp dağlarından vadiye doğru yılda 0.01-0.02 metre hareket
olmaktadır. Sismik kırılma yöntemi ile veri toplanmış ilk varış zaman okumaları
yapıldıktan sonra ilk varış zamanlarına ters çözüm uygulandığında zeminin büyük
oranda çok düşük kaliteli kayaçtan oluştuğu görülmüş ve çok düşük P hızları
ölçülmüştür. İsveç’te yapılan bir başka çalışma da Lilla Edet bölgesine yakın bir alanda
oluşan heyelan ile ilgili çalışma yapılmıştır. Bu çalışma da üç boyutlu sismik yansıma
verisi toplanmış temel kayanın topografyası net bir şekilde görülmüştür. Yüzeye yakın
düşük hız ölçülen alanın suya doygun olmayan killi birimlerden oluştuğu tespit
edilmiştir (Lundberg ve diğ. 2012). Rusya’da Volga ırmağı vadisinde yapılan bir
heyelan çalışmasında özdirenç yöntemi, sismik kırılma yöntemi ve manyetik yöntemler
ile veri toplanmıştır. Çalışmanın bir kısmında heyelanın temelinde ve kayma zonunda
kış ve yaz aylarında alınan özdirenç ölçümlerindeki değişimlere değinilmiştir.
Çalışmanın sonuçlarından biri heyelan aktivitesinin ve yer altı suyunun değişimini
incelemek için sistematik olarak ölçülerin en azından bir kısmının düzenli alınması
gerektiğinin düşünüldüğüdür (Bogoslovsky ve Ogilvy, 1977). Polonya’da Olse ırmağına
yakın bir alanda görülen heyelanın araştırıldığı çalışmada özdirenç, sismik kırılma,
sismik tomografi, kuyu logu gözlemleri, sondaj ve inklinometre ile ölçümler alınmıştır.
Heyelanın üst kısmında düşük hız ve özdirenç değerleri ölçülmüştür (Blaha, 2006).

16
3.MALZEME VE YÖNTEM
Proje çalışmasında yönteme esas olacak malzeme yerinde ölçme ile toplanan sayısal
verilerden oluşmaktadır. Veri toplanmasında kullanılan aletsel malzeme jeofizik
cihazlardan oluşmaktadır. Çalışma sürecinde benim ve çalışma arkadaşlarımızın birlikte
katılmış olduğu saha çalışmasında kullanılan cihazların ve toplanılan verilerin
örneklendirilmesinde açıklayıcı olması açısından çalışma sahası özel çekilmiş
fotoğraflar kullanılacaktır.
Şekil 3.1:Sismik Yansıma, MASW, Elektrik özdirenç ve Yer radarı yöntemleri ile veri
toplanılan Profil 1'in görüntüsü.

17
Şekil 3.2:Sismik yöntemler ile veri toplanırken kullanılan DAQlink cihazı.
Şekil 3.3:Çok elektrotlu özdirenç yöntemi ile veri toplamada kullanılan cihaz.

18
Şekil 3.4: Arazide kullanılan elektrot (altta) ve 4,5 Hz’lik düşey jeofon.
Şekil 3.5:Sismik yöntemlerde kaynak olarak 10 kg'lık balyoz kullanılmıştır.

19
Şekil 3.6:Yer radarı yöntemi ile veri toplanırken arazide kullanılan kapalı antenin görüntüsü.
Şekil 3.7:Profil 2'ye ait arazi fotoğrafı.

20
Şekil 3.8: Profil 3' ait araziden bir bölüm.
Şekil 3.9: Profil 4'te veri toplanan alanın görüntüsü.

21
Tez çalışması kapsamında 4 profilde veri toplanılmış ve değerlendirilmiş olup bu
profillere ait bilgiler aşağıdaki tabloda verilmiştir.
Tablo 3.1: Çalışma alanında veri toplanılan profiller ve bu profillerde kulanılan jeofizik
yöntemler.
Profil
adı
Profilde
veri
toplanırken
uygulanan
yöntemler
Jeofon/
Elektrod
sayısı
Ofset Jeofon/
Elektrodlar
arası mesafe
Profil
boyu
Verinin
uzunluğu
Verinin
Örn.
aralığı
Kullanılan
kaynak
metre
Profil1
Yansıma,
MASW,
Özdirenç,
GPR
36 jeofon,
36 elektrot 6 3 117 2000 msn 1 msn
Sismik
yöntemler için
balyoz(10 kg)
Özdirenç
Yönt. İçin 45
Amp. 12 V
akü
GPR için 500
MHz kapalı
anten
Profil2
Yansıma,
MASW,
Özdirenç,
GPR
36 jeofon,
36 elektrot 5 2.5 97,5 2048 msn 0.25
msn
Sismik
yöntemler için
balyoz(10 kg)
Özdirenç
Yönt. İçin 45
Amp. 12 V
akü
GPR için 500
MHz kapalı
anten
Profil3
Yansıma,
MASW,
GPR
24 jeofon 6 3 81 2000 msn 0.125
msn
Sismik
yöntemler için
balyoz(10 kg)
GPR için 500
MHz kapalı
anten
Profil4
Yansıma,
MASW,
GPR
12 jeofon 4 2 30 2000 msn 0.125
msn
Sismik
yöntemler için
balyoz(10 kg)
GPR için 500
MHz kapalı
anten

22
Elektrik Özdirenç ölçülerinin alınması sırasında ABEM marka SAS1000 model
rezistivite cihazı, 64 elektrot ayırıcı Lund ve özel bakır alaşımlı çelik elektrotlar
kullanılmıştır. Sismik ölçülerin alınması DAQLink kayıtçı sistemi ile yapılmıştır. İlgili
cihazın kullanım kılavuzunun tercümesi tarafımdan gerçekleştirilmiştir.
Toplanan malzeme verilerinin işlenmesine esas olan yöntemlerin esasları takip eden
bölümde açıklanmaktadır.
3.1. CİSİM DALGALARI
P dalgaları (sıkışma, birincil, boyuna dalgalar) yayılım doğrultusu boyunca sıkışma
genişleme şeklinde hareket eder. Bu yüzden her noktada dalga cephesine diktir. Üst
kabukta Vp 5-7 km/s, manto ve çekirdekte Vp>8 km/s, suda Vp 1500 m/s, havada 340
m/sn’dir. P dalgası hızı malzemenin basınç dayanımı ile ilgilidir. S dalgalarının
(makaslama, ikincil, enine) parçacık hareketi yayılım doğrultusuna diktir. Yayılırken
birbirine dik iki doğrultuda kutuplaşma gösterir. Düşey düzlemde kutuplaşan bileşen SV
yatay düzlemde kutuplaşan bileşeni SH adını alır. Üst kabukta Vs 3-4 km/sn,
mantoda>4,5 km/sn, iç çekirdekte 2,5-3 km/sn’ dir. S dalgaları sıvılar içerisinde
ilerlemez. Bu nedenle dış çekirdekte, havada, erimiş magma ve ya suda S dalga hızı
ölçülemez (Kearey ve diğ. 2002) (Şekil 3.10).
3.1.1. Elastik Parametreler
Modüllere ait açıklamalar (Reynolds, 1997)’ten derlenmiştir.
3.1.1.1. Young Modulü (E)
Aynı yöndeki gerilmenin deformasyona olan oranının göstergesidir.
E=Boyuna gerilme/Boyuna deformasyon
(3 2 )
E
  
 



(3.1)

23
3.1.1.2. Bulk Modulü (K)
Bir cismin hidrostatik basınç altında hacminde görülen azalma olarak tanımlanır.
/
P
K
V V

 3(1 2 )
E
K
r


(3.2)
3.1.1.3. Kesme Modulü (µ)
Cismin şekil değişikliğine karşı direncini ifade eder. Tam sıvılar ve gazlar için kesme
modülü sıfırdır.
µ= Kesme gerilmesi/Kesme deformasyonu (3.3)
3.1.1.4. Poisson oranı(г)
Endeki deformasyonun boydaki deformasyona oranıdır.
г= Enine deformasyon/Boyuna deformasyon г=
2( )

 
(3.4)
µ=0 olması durumunda ortam sıvı demektir. Bu durumda Poisson oranı 0,5 olacaktır.
Poisson oranı sıfıra yaklaştıkça ortam katılaşıyor anlamına gelir.
3.1.1.5. Lame sabiti (λ)
x yönündeki gerilmenin z ekseni yönündeki deformasyona oranıdır.
xx
xx


  (3.5)
P ve S dalgası hızları ölçülmüş ise Young modülü ve Poisson oranı
hesaplanabilmektedir.
2
pV
 


 sV


 (3.6)

24
Şekil 3.10: P ve S dalgalarının yayılımı (Kearey ve diğ. 2002).
3.2. YÜZEY DALGALARI
Rayleigh dalgası P ve S dalgasının düşey bileşeninin hava yer ara yüzeyinde yapıcı
girişimleri ile oluşan tanecik hareketi saatin tersi yönünde olan yüzey dalgasıdır.
Kabukta Vr 2-4,5 km/s arasında değişir (Şekil 3.11).
Love dalgası ise makaslama dalgasının yatay bileşeninin hava yer ara yüzeyinde
oluşturduğu çoklu yansımalar sonucu oluşan yüzey dalgasıdır. Love dalgalarının
oluşabilmesi için üst tabakanın S dalga hızının alt tabakanın S dalga hızından küçük
olması gerekmektedir. Love dalgalarının hızı Rayleigh dalgası hızından daha büyük
olduğu için sismogramlarda daha önce görülürler. Kabukta Love dalgalarının hızı 2-4,5
km/s arasında değişir. Love dalgaları yer yüzeyi boyunca yayılırlar ve en yüksek
genlikli dalgalardır. Tabakalı ortamda dispersiyon özelliği gösterirler. Genellikle düşük
frekanslarda yüksek hızda yayılırlar. Yüzey dalgaları homojen bir ortamda dispersiyon
özelliği göstermezler. Yüzey dalgalarının genlikleri uzaklıkla 1/√r oranında azalırken

25
cisim dalgalarının genliği 1/r ile azalır. Bu yüzden yüzey dalgaları cisim dalgalarından
daha uzak mesafelere yayılırlar (Dikmen, 2012).
Yüzey dalgalarının genlikleri derinlik ve yanaldaki değişime göre sönümlenir.
Geometrik sönüm incelenirse enerji mesafenin karesi ile azalıyorsa küresel dalga
cephesi, enerji mesafe ile doğrusal olarak azalıyorsa silindirik dalga cephesi oluşur
(Yanık, 2006).
Yüzey dalgalarının dispersiyon özelliği göstermelerinden ötürü iki farklı hız açığa
çıkmaktadır. Farklı frekanslarda ve fazlarda ilerleyen dalgalar birleşerek dalga trenlerini
oluştururlar (Şekil 3.12). Bu dalga treni üzerinde yer alan herhangi bir fazdaki dalganın
ilerleme hızına faz hızı, dalga treninin hızına ise grup hızı denilmektedir (Yanık, 2006).
Sismik çalışmalar da kullanılan kaynaklar geniş frekans aralığında yüzey dalgaları
oluştururlar. Her bir bileşen c(w) faz hızındadır. W=2πf’ tir. Faz hızı taşıyıcı hız olarak
da bilinmektedir (Yanık, 2006). Faz hızının formülü;
C(w)=w/k(w) (3.7)
şeklinde ifade edilir.
Grup hızı üst kabuk tarafından değerlendirildiği için üst kabuk yapısı belirleme
çalışmalarında kullanılabilir. İstenilen frekansta istasyon ve kaynak hızlarının varış
zamanına bölünmesi ile grup hızı bulunabilir. Faz hızının dalga boyuna göre türevi
pozitif çıkacağından grup hızı daima faz hızından küçüktür (Yanık, 2006).
( )
( ) ( )
c W
V w c W 


 

(3.8)
formülü ile hesaplanmaktadır.

26
Şekil 3.11: Rayleigh ve Love Dalgalarının yayılımı (Kearey ve diğ. 2002).
Şekil 3.12: Grup hızı ve faz hızının dalga treni üstünde gösterimi (Dikmen, 2012).

27
Ayrıca yüzey dalgalarının inebileceği derinlik frekans ile üstel olarak azalmaktadır.
Normal durumda yani hızın derinlikle artış gösterdiği bir ortamda büyük periyotlu
dalgalar daha da derinlere inebilir. Buna “Normal dispersiyon” denilmektedir. Hızın
derinlik ile azaldığı durumlarda kısa periyotlu dalgalar daha önce alıcılara ulaşır. Buna
da “Ters dispersiyon” denilmektedir (Şekil 3.13). Rayleigh dalgasının hızı P
dalgasından düşüktür ama S dalgasına daha yakındır (Dikmen, 2012).
Vr=c*Vs , (3.9)
c=0.87-0.96 aralığında Poisson oranına bağlı olarak değişmektedir.
3.3. ÇOK KANALLI YÜZEY DALGALARININ ANALİZİ
MASW yönteminde amaç yüzey dalgasının dispersiyon özelliğinin kullanılarak yer altı
S dalga hız kesitinin elde edilmesidir (Reynolds,1997).
Yüzey dalgalarının çok kanallı analizine ilişkin ilk çalışmalar 1980’lerin başında
yapılmıştır. MASW yöntemi zemin özelliklerini belirlemek için kullanılmaya
başlanmadan önce yüzey dalgaları sismik kırılma ve yansıma çalışmalarında gürültü
olarak görülmekte, veri işlem aşamasında kayıtlarda gürültü olarak sayılıp işleme
alınmamakta idi (Dikmen, 2012).
Şekil 3.13: Derinliğe bağlı faz hızının değişimine göre normal ve ters dispersiyon.

28
Yakın yüzey araştırmalarında yüzey dalgaları dispersiyon özelliği göstermeleri, S/G
oranlarının yüksek olması ve cisim dalgalarına oranla daha yüksek enerjili olmalarından
ötürü tercih edilmektedirler. Yüzey dalgalarının hızı, dispersiyon göstermeleri nedeniyle
dalganın frekansına ya da dalga sayısına bağlıdır. Dispersiyon farklı dalga boylarının
farklı derinliklere nüfuz etmesi ve farklı hızlarda yayılmasıdır. Yani her bir dalga boyu
farklı derinliklerde farklı hızlarda ilerler. Her bir dalga boyunun yayılım hızı faz hızı
olarak adlandırılır (Yanık, 2006).
Deprem anında zemine yük bindirilmesi esnasında suya doygun kohezyonsuz
zeminlerin gözenek basıncında önemli ölçüde yükselme bu basınç çevre basıncına eşit
olur. Zemindeki kesme gerilmesi sıfıra düşer. Zemin sıvı gibi davranır bu olaya
sıvılaşma denilmektedir. S dalga hızının belirlenmesi ile zeminin türü yönetmelikler de
geçen koşullar temel alınarak saptanabilir. Ayrıca S dalgası hızı sıvılaşma analizlerinde,
zemin iyileştirmesi yapılması gereken yerin tespitinde, zeminin jeolojik olarak cinsinin
belirlenmesinde, zemin emniyet gerilmesinin hesabında, sismik mikro bölgeleme
çalışmalarında kullanılmaktadır. Zemin parametrelerini hesaplarken makaslama dalgası
hızı kullanılmaktadır. Sismik kırılma yöntemi ile de S dalga hızı belirlenebilse de
kırılma yönteminde yer altında gizli tabaka ya da hız terslenmesinin olduğu durumlarda
sismik kırılma yöntemi istenilen çözümü sunamamaktadır (Sandıkkaya ve diğ. 2010).

29
Şekil 3.14: MASW yönteminde veri toplanırken kesitlerde görülen dalgaların
oluşum şekilleri.2
Çok Kanallı Yüzey Dalgası Analiz yöntemi veri toplama, dispersiyon eğrisinin elde
edilmesi ve ters çözüm olmak üzere üç kısımdan oluşmaktadır (Şekil 3.14) .
MASW yönteminde 2 saniye kayıt süresi ve 1-2 msn örnekleme aralığı Vs değişiminin
belirlenmesi için yeterli olarak görülmektedir. Kayıt süresinin uzun seçilmesi uzak
kaynakların ölçümlerde yer alması ve sinyal/gürültü oranının azalması gibi
olumsuzluklara neden olmaktadır. Veri toplarken kullanılan kaynağın gücündeki
2
http://www.masw.com/OverallProcedure.html internet adresinden alınmıştır.

30
büyüme daha derinden sinyal gücü yüksek ve düzgün bilgi alınmasını, daha geniş
frekans aralığında dispersiyon eğrisinin seçilmesini sağlar. Veri toplarken dikkat
edilmesi gereken parametreler serim uzunluğu, jeofon aralığı ve ofset aralığının
belirlenmesi araştırma derinliğini, uzaysal katlanmayı, yakın ve uzak etkilerinin
dispersiyon eğrisinden giderilmesini sağlayan önemli parametrelerdir (Park ve diğ.
2002).
Aktif kaynaklı yüzey dalgası analizinde yüksek ve temel mod olarak iki mod görünür.
Veri işlem aşamasında temel modu belirlemeye çalışırız. Bunun nedeni temel mod
düşük frekans, düşük faz hızlı fakat yüksek enerjili Rayleigh dalgasını temsil
etmektedir. Yüksek moddan temel modu daha kolay ayırabilmek için iki farklı ofsetten
atış yapılması gerekmektedir. MASW yönteminin kaynak alıcı serim düzeni sismik
kırılma yöntemi ile benzerlik göstermektedir. Yakın ofset jeofon aralığının en fazla dört
katı, uzak ofset ise serim boyunun üçte biri ya da daha fazla seçilebilir. Kullanılan
jeofon aralığı ise görüntüleme işleminde çözünürlüğü ve kayıt edilecek en küçük dalga
boyu ile ilgilidir. Uzak ofsetin büyük seçilmesi ve serim boyunun çok uzun olması
temel mod ve yüksek modun ayrımını zorlaştırır ve S/G oranının azalmasına neden olur.
Yöntem ile veri toplanırken N sayıda düşük frekanslı düşey jeofon kullanılır.
Uygulamada genellikle 4,5 Hz’lik düşey jeofonlar tercih edilmektedir (Park ve diğ.
2002).
Aktif kaynaklı MASW yönteminde kaynak olarak ağırlık düşürme, vibroseis, dinamit,
balyoz gibi kaynaklar kullanılabilir. Veri toplama aşamasında kullanılacak kaynağın 5
kg ve ya daha ağır olması önerilir. Kaynağın gücü arttıkça düşük frekanslı yüzey
dalgaları oluşturulabilir ve daha derinden bilgi sağlanır. Atış noktasında atış sayısının
arttırılması sinyal/gürültü oranı arttırır. Kaynakta metal plaka kullanılırsa kayıt edilen
sinyalin frekans içeriği artar (Dikmen,2012).
Sismik dalgalarının sönümlenmesinin bulunmasında kalite faktörü ve tersi olan Q-1
önemli bir parametredir. Yer kürenin sönüm özelliğini anlamak için derinliğin
fonksiyonu olan kalite faktörünü yer altı suyu araştırmalarında, mühendislik ve çevresel
çalışmalarda, deprem sismolojisinde ve gaz aramalarında kullanılmaktadır. Yüksek
frekanslarda Rayleigh dalgasının nüfuz derinliği, S dalga hızı, yakın yüzey derinlikli
malzemenin kalite faktörü ile ilgilidir (Xia ve diğ. 2002).

31
Doğruluğu yüksek dispersiyon eğrisi elde edebilmek için genellikle aktif ve pasif
yöntemle elde edilen dispersiyon eğrileri birleştirilir. Böylelikle temel mod ve yüksek
mod daha kolay ayrılabilmektedir (Dikmen, 2012).
Verinin toplanması aşamasından sonra dispersiyon eğrisinin belirlenmesi kısmında
kullanılan sayısal yöntemler frekans-dalga sayısı, kesişme zamanı-yavaşlık, faz
kaydırma ve ya uzaysal öz ilişki dönüşümleridir (Dikmen ve diğ. 2009).
Faz kaydırma yönteminin temelinde kaynak tarafından oluşturulan dalganın, zeminin
hızına göre alıcılara belirli zaman farkları ile ulaşır mantığı yatmaktadır. Bu gecikmeler
frekans ortamında hesaplanarak yer altının S dalga hız yapısı belirlenir (Dikmen ve diğ.
2009).
MASW yönteminin temelini oluşturan Rayleigh dalgasının dispersiyon eğrisi, büyük
miktarda S dalgasından ayrıca bir miktarda P dalga hızı ve yoğunluk değişiminden
etkilenmektedir (Miller ve diğ. 1998).
Dispersiyon eğrisi belirlenirken model oluşturmak için her bir tabakanın yoğunluğu,
kalınlığı, P ve S dalga hız değerleri verilir. Daha sonra bu model için alıcılarda kuramsal
yüzey dalgası hesaplanarak dispersiyon eğrisi belirlenir (Dikmen ve diğ. 2009).
Kuramsal dispersiyon eğrisi hesaplanırken kullanılan sayısal yöntemlere örnek verecek
olursak Green fonksiyonları, Sonlu farklar, Thomson Haskel yöntemi, sıkılık dizeyi
yöntemleridir (Dikmen, 2012).
MASW’de veri işlem aşamasında görülen hız çekilmesi sorunu dispersiyon eğrisi
belirlenirken temel mod yerine yüksek modun seçilmesi ve dispersiyon eğrisinin
uzatılması sonucu gerçek hızlardan daha yüksek hızların hesaplanması ve sığ derinlikte
yüksek hız hesaplanması anlamına gelmektedir (Dikmen ve diğ. 2009).
Bir boyutta yapılan çalışmalarda S dalga hız yapısının derinlikle değişimi serimin orta
noktasına atanır. İki boyutta yapılan yüzey dalgası analiz çalışmalarında birbirini takip
eden serimler boyunca veri toplanır. Veri işlem aşaması bir boyut ile aynıdır. Birbirini
takip eden iki model arası ara değer bulma yöntemi ile birleştirilir. İki boyutta S dalga
hızı derinlik modeli elde edilir (Dikmen, 2012).

32
Ters çözüm işleminin temel fikri başlangıçta seçtiğimiz modelin düz çözümü yapılır ve
bu modele ait dispersiyon eğrisi elde edilir. Oluşturulan modelden kuramsal dispersiyon
eğrileri oluşturulur. Kuramsal dispersiyon eğrisi ile ölçülen dispersiyon eğrisi
karşılaştırılır. Eğriler arasında çakışma yeterli ise seçilen yer altı modelinin gerçek yer
altını temsil ettiği varsayılır ve aranılan çözüm bulunmuş olur (Dikmen, 2012).
Veri ve parametreler arasındaki ilişki dizey çarpımı olarak ifade edilemiyorsa bu tür
problemler doğrusal olmayan ters çözüm problemleridir. Bu tür problemler de
parametreler doğrudan hesaplanamaz. Model parametreleri için ilk tahmin veri işlemci
tarafından yapılır (Yanık, 2006).
Yüzey dalgalarından elde edilen dispersiyon eğrisinden yer altına ait parametrelerin
bulunması doğrusal olmayan bir ters çözüm işlemidir. Çok kanallı yüzey dalgalarının
veri işlemi aşamasında toplanan verilere dalga alanı dönüşüm yöntemleri uygulanır.
Dalga alanı dönüşümü yapılırsa modlar görsel olarak birbirinden daha kolay ayrılır
(Dikmen, 2012).
Arazi’de yapılan SPT testi sıvılaşma analizinde ve zemin parametrelerinin elde
edilmesinde etkilidir. MASW ile elde edilen hız profili ile SPT’den elde edilen verilerin
bire bir uyuşmaması SPT’de sadece analizin yapıldığı yerden bilgi sağlanırken MASW
ile iki boyutlu alandan bilgi toplanmasıdır (Ogunsuyi,2010).
Yüzey dalgası yöntemleri aktif kaynaklı ve pasif kaynaklı yüzey dalgası yöntemleri
olarak ikiye ayrılırlar. Kaynağın yerinin bilinmesi, gücünün seçilebilir olması ve veri
alınmaya başlanılan zamanın bilinmesine göre MASW aktif ve pasif kaynaklı olarak
ikiye ayrılmaktadır (Dikmen, 2012).
3.3.1. Aktif Kaynaklı Yüzey Dalgası Yöntemleri
3.3.1.1. Durağan Rayleigh Dalgası Yöntemi (SSRM)
Bu yöntemde veri toplama işi için fazla zaman gerekmektedir ve çözünürlük düşüktür.
Veri toplarken düşey de dalga oluşturacak kaynak ve bir tane düşey jeofon gereklidir
(Dikmen, 2012).

33
3.3.1.2. Yüzey Dalgalarının Spektral Analizi (SASW)
1980’li yılların başında SSRM ile veri toplama çok fazla zaman gerektirdiği ve
çözünürlük yeterli olmadığından iki jeofon ve belirli frekans aralığında dalga üretebilen
nokta kaynak kullanılarak yöntemin uygulanması denenmiştir (Şekil 3.15). Bu yöntem
de oluşturulan yüzey dalgası kayıtlarının Fourier dönüşümleri alınarak genlik ve faz
spektrumları analiz edilir. Veri toplanırken jeofon aralığını değiştirerek ve farklı kaynak
kullanarak geniş frekans aralığında kayıtlar alınabilir. Bu yöntem ile veri toplanırken
Ortak Kaynak Dizilimi (Common Source Array) ve ortak alıcı orta nokta dizilimi
(Common Receiver Midpoint Array) kullanılır (Dikmen, 2012).
Şekil 3.15: SASW yöntemi ile arazide veri toplanması (Miller ve diğ. 1998).
SASW yönteminde model eğrisi belirlenirken ilk önce zaman ortamındaki veriler Hızlı
Fourier dönüşümü ile frekans ortamına aktarılır (Dikmen, 2012).
Y1(t) Y1(f)=A1(f)*eiϕ(f)
(3.10)
Y2 (t) Y2 (f)=A2 (f)*eiϕ(f)
(3.11)
Y1(t) ile Y2 (t) arasındaki faz farkı aşağıdaki formül ile tarif edilmektedir.
∆ϕ=ϕ2-ϕ1 (3.12)
formülü faz farkını vermektedir.

34
Daha sonra sinyal kalitesini belirlemek için uyumluluk analizi yapılır. Bunun için
frekans ortamında iki kaydın özgüç spektrumunun hesaplanması:
Gy1y1=Y1(f)Y1(f)= A1(f)*eiϕ(f)
(3.13)
Gy2y2=Y2(f)Y2(f)= A2(f)*eiϕ(f) (3.14)
şeklindedir. Frekans ortamında özgüç spektrumu;
G12(f)=Y1(f)Y2(f)=A1(f)A2(f)ei(ϕ2-ϕ1) .
(3.15)
formülü ile hesaplanır (Dikmen, 2012).
3.3.2. Pasif Kaynaklı Yüzey Dalgası Yöntemleri
Pasif kaynaklı yüzey dalgası yöntemlerinde yer altı ile ilgili özelliklerin tespit edilmesi
için kaynak olarak ortamın doğal gürültüsü kullanılmaktadır. Doğal kaynaklar olarak
süresi 0.05 ile 2 sn. arasında değişen genlikleri 0,1-1 mikron arasında değişen insanlar
ya da doğal kaynaklar tarafından üretilmiş gürültüler kullanılır. 3 Hz ve üzerindeki
yüzey dalgalarının kaynağı kültürel gürültülerdir. Pasif kaynaklı yüzey dalgası
yöntemlerinde ilgilenilen frekans aralığı 5-20 Hz arasındadır. Bu aralıktaki sinyallerin
kayıt edilmesi için 4,5 Hz’lik düşey jeofonlar yeterlidir (Dikmen, 2012).
Gürültü adını verdiğimiz sinyaller belirli bir düzende dizilmiş jeofonlar tarafından
belirli bir süre kayıt alır. Bu şekilde veri toplandıktan sonra sinyal analiz teknikleri
uygulanarak dispersiyon eğrisi elde edilir. Ters çözüm işlemi ile de derinliğe bağlı S
dalga hız yapısı tespit edilir. Pasif Kaynaklı yüzey dalgası yöntemi kullanılarak daha
düşük frekans aralıkları ve daha derinlerin incelenmesine olanak sağlanmaktadır. Pasif
kaynaklı yüzey dalgası yöntemlerinde yüzey dalgalarının yer altında yayılım doğrultusu
bilinmediğinden ötürü iki boyutlu ölçü toplanır. Şehirlerde veri toplanırken genellikle
yeterli alan olmadığından bir boyutta doğrusal dizilim ile veri toplanmak zorunda
kalınmaktadır.Pasif kaynaklı yüzey dalgası yöntemleri ile veri toplandıktan sonra
dispersiyon eğrisinin elde edilmesi için genellikle frekans-dalga sayısı, uzaysal öz ilişki,
faz kaydırma dönüşüm yöntemleri kullanılmaktadır (Dikmen, 2012).

35
3.3.2.1. Pasif Uzak Alan MASW ( Passive Remote MASW)
Pasif Uzak alan MASW yönteminde veri toplama uzun sürmektedir ve geniş bir alan
gerektirmektedir. Dairesel dizilim şekli yaygın olarak kullanılmaktadır (Şekil 3.16).
Ölçü alımında simetrik dizilim kullanılması gerekmektedir. Pasif uzak alan MASW
yönteminde serim boyu araştırma derinliği kadar ya da daha uzun seçilmelidir. Jeofon
aralığı serimde kullanılan jeofon sayısına bağlı olarak değişir (Dikmen, 2012). Örneğin
çapı 2R olan bir dairesel dizilim kullanıldığında,
Jeofon aralığı=
2 R
N

(3.16)
formülünden belirlenebilir. Jeofon aralığının belirlenmesinden sonra sığ araştırma
derinliği Zmin
Zmin=c*dx(1/3≤c≤1) (3.17)
formülü ile hesaplanır.Veri toplanırken kullanılan jeofon sayısının arttırılması
dispersiyon eğrisinin daha kolay belirlenmesini sağlar. Veri toplanmaya başlanmadan
önce veri kayıt süresi ve örnekleme aralığına karar verilmesi gerekmektedir. Önceki
çalışmalarda önerilen rakamlar yerleşim alanlarında ve yol kenarı araştırmalarında 4
msn.’lik örnekleme aralığı ve 10 sn kayıt uzunluğu yeterlidir (Dikmen, 2012).
Veri işlem arasında sentetik veri kaynak koordinatları (x,y) ve zaman (t) bağımsız
değişkenlerini içerir. Zaman fonksiyonu r(x,y,t) şeklinde gösterilir. Frekans ortamına
aktarmak için Fourier dönüşümü uygulanır. W açısal frekans olmak üzere;
R(X,Y,W)=FFT[r(x,y,t)] (3.18)
Çalışma yapılan frekans aralığında her bir frekans bileşeni için faz hızına karşılık gelen
azimut açısı enerjisi projeksiyon kurallarına göre hesaplanır. Bu işlem 5-50 Hz frekans
aralığında farklı 0,1 Hz artım ile 10 m/sn- 2000 m/faz hızlarında 5 m/sn artımla
hesaplanır. Böylece her bir frekansta VR faz hızı enerji haritası oluşturulur. Enerjinin
azimut faz hızı uzayında azimut ekseninde toplanması ile dispersiyon görüntüsü elde
edilir. Faz hızı ekseni boyunca toplanması azimut frekans uzayı haritasının
oluşturulmasını sağlar (Dikmen, 2012).

36
Şekil 3.16:Pasif Uzak Alan MASW arazi düzeni.3
3.3.2.2. Pasif Yol Kenarı MASW (Passive Roadside MASW)
Bu yöntemde kaynak olarak yola yakın alanda trafik gürültüsü kullanılır (Şekil 3.17).
Alıcı serim düzeni sismik kırılma yöntemi ile benzerdir. Bu yöntem de veri toplanırken
aynı serim düzeni ile aktif kaynaklı MASW ölçüleri de toplanabilir. Serim boyu
araştırma derinliğine eşit ya da daha büyük alınmalıdır (Dikmen, 2012). Zmax en büyük
araştırma derinliği olmak üzere;
L=c*Zmax (1/3≤c≤1) ‘dir. (3.18)
Bu yöntemde uzun kayıt süresi kaynağın yeri değiştiği için dispersiyon eğrisinin
seçimini zorlaştırdığından önerilmemektedir. Veri işlem aşamaları uzak alan MASW ile
benzerdir. Yalnızca burada dizilim bir boyutlu olduğundan taranan enerji aralığı 0-180ᵒ
aralığında değişmektedir. Farklı kaynakların oluşturduğu farklı moda oluşan piklerin
görüntülenmesi için tüm enerji azimut ekseni boyunca toplanır. Veri toplanırken
dairesel mi yoksa doğrusal dizilim mi olduğu yüzey dalgasının yayılma geometrisini
anlamak için konumları bilinen kaynaklar için jeofonlar arası mesafe hesaplanır. Bu
3
http://www.masw.com/PassiveRemote.html sitesinden değiştirilerek alınmıştır.

37
yaklaşım ile faz hızı olduğundan daha büyük hesaplanır bu yüzden dizilimin iki boyutta
yapılması gerekmektedir (Dikmen, 2012). Pasif yol kenarı MASW yönteminde özellikle
düşük frekanslarda enerji dağılımı belirgindir (Miller ve diğ. 1999). Pasif yol kenarı
MASW yöntemi için iki tür yaklaşım önerilmiştir. İlkinde 0-180ᵒ azimut hesaplanması
önerilmektedir. Bu seçenek ölçü alınan yerin birden fazla yola yakın olması durumunda
ya da yola olan uzaklığın serim boyunun beş katından büyük olduğu durumlarda tercih
edilmektedir. İkinci öneri ise dairesel dizilim kullanılması ve dairesel yayılım yaklaşımı
için enerji haritasının hesaplanmasıdır.
Şekil 3.17:Pasif yol kenarı MASW arazi serim düzeni değiştirilerek alınmıştır.4
3.3.2.3. Kırılma Mikrotremör Yöntemi (Refraction Microtremor)
REMİ yönteminde ölçü alım sismik kırılma yöntemine benzemektedir. Kırılma
yönteminden farkı kaynağın tamamen pasif olmasıdır. Alıcı olarak 1-10 Hz aralığında
düşük frekanslar kullanılır. Veri toplama aşamasında kayıt süresi olarak 30 sn yeterlidir,
yeterli çözünürlük elde edilebilmesi için en az 10 kayıt alınmalıdır. REMI yönteminde 2
Hz gibi düşük frekanslarda yüzey dalgası etkili bir şekilde kayıt edilir. Toplanan
verilere zaman ortamı hız analiz yöntemleri uygulandıktan sonra sonuçlar frekans
ortamına aktarılır geniş bir frekans aralığında dispersiyon eğrisi piklenerek belirlenir
(Dikmen, 2012).
4
http://www.masw.com/PassiveRemote.html sitesinden alınmıştır.

38
3.4. SİSMİK YANSIMA YÖNTEMİ
Sismik yöntemler ile yer altındaki tabakaların yoğunluk ve hız farkından ötürü sismik
dalgaların yansımalarından ya da kırılmalarından yararlanarak yer içi hakkında bilgi
toplanmaya çalışılır (Kadıoğlu,2009). Sismik yansıma yöntemi 1920-1930’ lu yıllarda
sedimanter basenlerde petrol ve gaz aramalarında kullanılmaya başlanmıştır. Sismik
yansıma yöntemi P dalgası hız değişiminden yararlanarak yer altı yapısını belirler
(Yılmaz, 2000).
Sismik yansıma yönteminde sismik enerji yer altındaki yansıtıcı tabakalardan yansır.
Normale yakın gelen dalga alanı alıcılarda kayıt edilir. Alıcılarda kaydedilen seyahat
zamanı tabakaların derinliğine dönüştürülür (Kearey ve diğ. 2002) (Şekil 3.18).
Dalgaların bir ortamda yayılması kısmi türevli bir dalga denklemi ile açıklanabilir
(Kadıoğlu, 2009).
P dalgası için dalga denklemi,
2 2 2 2
2 2 2 2 2
1p p p p
x y z Vp t
   
  
   
(3.19)
şeklinde ifade edilir.
Yansıtıcı tabakaya Ө açısı ile gelen P dalgası yansıyan ve kırılan P dalgasına ek olarak
faz dönüşümü sonucu yansıyan ve kırılan S dalgasına dönüşmektedir. P dalgasının
genliğindeki değişim Zoeppritz denklemleri ile hesaplanır. Bu denklemde bulunan
terimler her iki ortamın P ve S hızı ve yoğunluk değeridir (Kadıoğlu, 2009). Aşağıda
verilen formüllerde A dalganın genliğini, τ akustik empedansı, ρ sembolü ise yoğunluğu
göstermektedir.
A1+A2=A0 (3.20)
τ1A1-τ2A2=-τ1A1 (3.21)
21 1
2 10
A
A
 
 



(3.22)

39
2
2 1
0 1
2A
A

 


(3.23)
τ1=ρ1*Vp1 (3.24)
τ2=ρ2*Vp2 (3.25)
Yansıyan dalganın genliği,
A1= 2 1
2 1
 
 


(3.26)
İletim katsayısı,
T= 1
2 1
2
 
(3.27)
formüllerinden elde edilirler. Yansıma katsayısı sıfıra eşitse bütün enerji iletiliyor, eğer
bire eşitse enerjinin tamamı geri yansıyor demektir.
Sismik sinyalin aynı ya da ters polariteli olmasının nedeni eğer yansıtıcı tabakanın
akustik empedansı üstündeki tabakanınkinden yüksekse yansıma katsayıları pozitif olur.
Yansıma da aynı genlikli sinyaller elde edilir. Eğer yansıtıcı tabakanın akustik
empedansı daha küçük olursa negatif polariteli olur. Giriş sinyali ters genlikli olarak
oluşur (Dondurur, 2009).
Sismik yansıma yöntemi ile çalışılan alan hakkında bilgi sahibi olunmak isteniyorsa veri
toplanırken birincil yansımalar ile ilgilenir. Birincil yansımalar dışında veride bulunan
doğrudan gelen dalgalar, kırılan dalgalar, yüzey dalgaları, saçılmalar, tekrarlı
yansımalar gürültü olarak adlandırılır. Toplanılan verinin veri işleminden, yer içi
hakkında bilgi sahibi olmak, sinyal/gürültü oranını arttırmak, sismik kesitin
çözünürlüğünü arttırmak, birincil yansımaları veride ayırt etmek gibi sonuçlar elde
edilmek istenmektedir. Sismik yansıma yönteminde alıcılarda kaydedilen iz, sinyal ve
gürültünün toplamından oluşur. Eğer gürültü birden fazla izde kendini gösteriyorsa ve
takip edilebilir bir görünümde, sistemin kendisinden kaynaklanan bir gürültü ise ilişkili

40
gürültü, çalışılan ortamdan kaynaklı olan izden izde takip edilemeyen bir gürültü ise
gelişigüzel gürültü olarak isimlendirilir (Lillie, 1998).
Şekil 3.18: Sismik yöntemler ile arazide veri toplanmasıyla ilgli şekil değiştirilerek alınmıştır
(Wiederhold,2000). Kaynak ve alıcı arasında uzaklık arttıkça seyahat zamanı artmaktadır.
Profil üzerinde yeşil hat boyunca dizilen jeofonlardan ilk tabaka bilgisi ve devamında ikinci
tabakadan varışlar kayıt edilir.
Veri işlem aşamasında açığa çıkan gürültüler nedeni migrasyon işleminin fazla
yapılması ya da NMO düzeltmesinin az yapılmasından ötürüdür (Lillie, 1998).
Çoklu yansımalar sismik yansıma çalışmalarında karşılaşılan sorunlardan biridir (Şekil
3.20). Kısa ışın yollu çoklu yansımalar birincil yansımalardan hemen sonra gözlenirken
uzun dalga boylu çoklu yansımalar ilk yansımalardan biraz sonra gözlenmektedir.
Derinlerden gelen çoklu yansımaların sismik kesitteki birincil yansımalardan farkı RMS
hızının daha düşük olmasıdır. Genellikle çoklu yansımaların genliği birincil
yansımaların genliğinden daha küçüktür (Lillie, 1998).

41
Kaynak olarak vibro kullanıldığında yer altına sıfır fazlı dalgacık (Şekil 3.19), patlatma
yapılırsa minimum fazlı dalgacık gönderilmektedir (Sakallıoğlu ve diğ. 2012).
Şekil 3.19:Sıfır ve minimum fazlı dalgacık.
Karada kaynak olarak dinamit gibi patlayıcı madde kullanıldığında ışınlar yüzeyden ya
da bozuşmuş tabakanın üzerinden tekrar yansımaya uğrar. Birincil yansımalardan
hemen kısa bir süre sonra kayıtlarda görülürler. Böyle yansımalara hayalet yansımalar
denilmektedir (Dondurur, 2009). Tekrarlı yansıma olayı veri toplama sırasında
engellenemediğinden veri işlem kısmında kestirim dekonvolüsyonu, radon dönüşümü
gibi bazı özel yöntemler geliştirilmiştir. Arazide veri toplarken oluşan düzenli gürültüler
kaynak ile ilişkilidir. Atış alıcı düzenleri ve kayıtçıdaki filtreler ile bastırılmaya
çalışılırken, çok katlamalı veri toplama ve örnekleme aralığının doğru seçilmesi ile
sinyal/gürültü oranı arttırılmaya çalışılır.
Ground-roll ismi ile bilinen Rayleigh yüzey dalgası geçtikleri ortamda bulunan
malzemenin yukarı aşağı doğru hareket etmesine neden olurlar. Profilin uzunluğu
Rayleigh dalgasının dalga boyundan büyük olursa yüzey dalgası bastırılmış olur. Veri
toplandıktan sonra frekans içeriğine bakılırken 50 Hz frekansında kendini gösteren
gürültü elektrik şebekesinin neden olduğu gürültüdür. Bu gürültü türü veride çok dar bir
frekans bandını sönümleyen (notch) çentik süzgeçler kullanılarak veriden atılabilirler
(Lillie, 1998).

42
Şekil 3.20: Birincil ve çoklu yansımaların ışın yolları (Sakallıoğlu ve diğ. 2012).
Sismik verinin düşeyde çözünürlüğüne etki eden etmenler frekans ve tabakanın hızı,
yanalda çözünürlüğe etki eden etmenler CMP aralığı, dalga boyu ve Fresnel zonudur
(Sakallıoğlu ve diğ. 2012).
Düşeyde çözünürlük dalga boyunun λ/4 –λ/2 arası değişir. Tabaka kalınlığı dalga
boyunun yarısından daha düşükse böyle birimleri ayırmak zordur. Sismik kesitin
yataydaki çözünürlüğü Fresnel zonunun genişliği ile ilişkilidir. Bu zon sismik sinyalin
yansıdığı alandır (Şekil 3.21). Fresnel zonu dalga boyu ve tabakanın kalınlığına
bağlıdır. Yansıtıcılar kısa mesafeler ile birbirinden ayrılmışlardır. Yatayda
çözünürlüğün anlamı birbirine yakın yansıtıcı iki noktanın seçilebilmesidir. Eğer iki
yansıtıcı nokta aynı zon içinde kalmışlarsa aynı olaylar olarak yorumlanabilir. Fresnel
zonunun genişliği yansıtıcı tabakanın derinliği arttıkça artar (Kearey ve diğ. 2002).
Sıfır ofset ile yani kaynak ve alıcının aynı konumda olduğu durumda arazide veri
toplanıldığında toplanan verinin sinyal/gürültü oranı düşük olur. Ayrıca sıfır ofset
kesitte hız analizi yapılamadığından sismik kesit zaman ortamından derinlik ortamına
geçirilemez. Atış kaydı bir atıştan çıkan dalgaların farklı alıcılarda kaydedilmesi ile
oluşan kesittir. Atış kaydındaki iz sayısı profildeki alıcı sayısına eşittir. Atış kaydındaki
zaman uzunluğu sismik verinin kayıt süresine bağlıdır (Dondurur, 2009).

43
Aynı bir ortak noktadan alınan yansıma sayısına katlama (fold) denir. Katlama sayısı
her CDP kesitindeki iz sayısına eşittir. Hem alıcılara gelen sinyali güçlendirmek hem de
gürültü oranını azaltmak için çok katlamalı sismik yapılmalıdır.
K(fold)=
*
2*
Kanal sayısı grup aralığı
atış aralığı
(3.28)
Şekil 3.21: Yanalda çözünürlüğünü etkileyen Fresnel zonunun gösterimi (Kearey ve diğ. 2002).
Veri atış kaydından ortak derinlik noktası kaydına geçirildiğinde CDP kesitler
oluşturulmuş olur (Şekil 3.22). CDP kesitlerin oluşturulmasından sonra bu kesitlere
normal zaman düzeltmesi yapılır. Daha sonra da veriye yığma işlemi uygulanır. Yığma
işlemi verideki Sinyal/Gürültü oranını arttırır. Gelişigüzel ve tekrarlı yansımaların
büyük bir kısmını bastırır (Dondurur, 2009).

44
Şekil 3.22: Ortak derinlik noktası yöntemi ile veri toplama (Kearey ve diğ. 2002).
Sismik veri işlem adımlarının temel aşamaları 1) Dekonvolüsyon 2) Yığma ve 3)
Migrasyon olarak sayılabilir (Yılmaz,2000). Bu üç temel veri işlem adımını yapmadan
önce bazı ön koşulların kabulü gerekmektedir. Dekonvolüsyon işlemi gürültüsüz bir
yansıma katsayısı serisine ve ara yüzeye dik gelen zamanla değişmeyen minimum fazlı
bir dalgacığa ihtiyaç duyar. Yığma işlemi için hiperbolik yansıma olayları gerekirken,
migrasyon işlemi için sıfır ofset kesit ve sadece sismik hattın tam altından gelen dalga
alanına ihtiyaç duymaktadır. Dekonvolüsyon, yığma ve migrasyon gibi temel veri işlem
adımlarına ham verinin hazırlanması için yapılan ara veri işlem adımları vardır. Bu
adımlar aşağıda açıklamaları ile birlikte verilmektedir (Dondurur, 2009).
3.4.1. Örnek düzenleme (demultiplex)
Arazide veri toplanırken ham veri 1.kanalın 1.örneği,2.kanalın 1.örneği vb. şeklinde
kayıt edilmektedir. Veri işlem aşaması için ham verinin her bir sütunu, her bir kanala ait
örnekleri sıralı halde gösterecek şekilde düzenlenmelidir. Günümüzde teknolojinin
ilerlemesi ile üretilen sismik kayıtçı cihazları bu işlemi veri toplama aşamasında
yapmaktadır (Dondurur,2009).

45
3.4.2. Geometri tanımlama
Bu ara adım en önemli işlemlerden biridir. Çünkü bu aşamada yapılan bir dikkatsizlik
veri işlem adımları sonucu elde edilen final kesitinde hatalı sonuçlar çıkmasına neden
olmaktadır. Bu adımda kaynak ve alıcıların arazide serimleri ve coğrafik koordinatları
girilmektedir (Şekil 3.23) (Dondurur, 2009).
3.4.2.1. Ortak Atış Grubu (Common Shot Gather)
Tek bir atıştan yayılan sinyalin bütün alıcılarda kayıt edilmesi ile oluşturulan kayıttır.
3.4.2.2. Ortak Alıcı Grubu (Common Receiver Gather)
Sismik hattın aynı noktasında bulunan alıcıların farklı atışlarda kaydettiği sinyallerin
yan yana getirilerek oluşturulan sismik kesittir.
3.4.2.3. Ortak Derinlik Grubu (Common Depth Gather)
Kaynak ve alıcının orta noktasında kaydedilen izlerin bir araya getirilmesi ile
oluşturulan sismik kesittir. Yatay ara yüzeyden sismik dalganın yansıması olayı atış ve
CMP kesitinde hiperboller şeklinde kendini göstermektedir. Yer altı eğimli tabakalardan
oluştuğu için CDP kesitindeki izleri aynı yerden yansıyamazlar. Yansıma noktası eğim
yukarı kayar. Bu olaya CDP kayması (CDP smearing) denilmektedir (Dondurur, 2009).
3.4.3. Statik Düzeltme
Sığ derinliklerde görülen düzensizliklere tabaka kalınlığının yanaldaki değişimi ve
yakın yüzeyde bulunan düşük hızlı bozuşmuş zon neden olabilir. Ayrıca arazide
topografyadan ötürü atış ve alıcı noktalarının aynı düzlem üzerinde olmayabilir. Kot
farkından ötürü statik düzeltme yapılmalıdır. CMP kesitte yakın yüzeyin hızına, seçilen
datum düzlemine göre kaynak ve alıcının konumlarına bağlı olarak izlere zaman
eklenmeli ya da çıkarılmalıdır. Kırılma statik düzeltmesi ile tabaka kalınlığı ve
bozuşmuş zonun hızındaki değişim görülebilmektedir. Yakın yüzey hız modeli
hakkında bilgi sahibi olunabilmesi için kırılma statik düzeltmesinin hesaplanması
gerekmektedir (Ogunsuyi, 2010).

46
Şekil 3.23: Farklı veri toplama şekilleri gösterimi (Kadıoğlu, 2009).
3.4.4. Bant Geçişli Süzgeçler
Arazide toplanan sismik verinin ilgilenilen kısmında işlem yapılması gürültülerin
bastırılması için veriye frekans süzgeçlemesi yapılır. Eğer belirli bir frekansın altındaki
kısmın veride kalması isteniyorsa alçak geçişli süzgeç, yüksek frekansların veride
kalması isteniyorsa veriye yüksek geçişli süzgeç, seçilen frekans aralığının geçirilmesi
için bant geçişli süzgeç, çok dar bir frekans aralığının veriden atılması için çentik bantlı
süzgeçler veriye uygulanabilir.
Sismik veri 0 ile fN frekansları arasında her frekans bileşenine ait genlik değerine
sahiptir. Yansıma sinyalleri genellikle kullanılan kaynağın ürettiği enerjinin frekans
aralığında frekanslara sahiptir. Veri işlemde çoğunlukla bant geçişli süzgeçler tercih
edilmektedir. Bu tür süzgeçler ilgilenilen frekans aralığını aynen geçirirken bu aralık
dışındaki genlikleri bastırır. Süzgeç uygulama işleminde kullanılan bant sınırlı
dalgacıkların zaman ortamındaki görüntüsüne “süzgeç operatörü”, kullanılan dalgacığın
her bir zaman örneğine “süzgeç katsayıları” denir.

47
Zaman ortamında süzgeçleme işlemi sismik izin, süzgeç operatörü ile evrişimine eşit
iken, frekans ortamında süzgeç operatörünün genlik katsayılarının sismik izin genlik
spektrumu ile çarpımına eşittir (Dondurur, 2009).
3.4.5. Kazanç uygulama
Kaynaktan çıkan sismik dalganın genliği alıcılarda kayıt edilene kadar küresel açılım,
sinyalin yer altında soğrulması gibi nedenlerle azalır. Veri toplarken atış yapıldıktan
sonra yer içinde küresel bir dalga alanı oluşur. Homojen bir ortamda bu dalga
cephesinin yarıçapı r olmak üzere yayınan bu dalganın enerji yoğunluğu 1/r2
ile orantılı
olarak azalır. Yerin bu şekilde sinyalin genliğinde yaptığı değişikliğe küresel açılım
etkisi denir. Küresel açılım etkisinin sonucu verinin genliği tek tabakalı ortamda 1/r
oranında azalırken tabakalı ortamda 1/tv2
oranında azalmaktadır. Homojen ve tabakalı
bir ortamda veriden küresel açılım etkisinin giderilmesi için ortamın hızının bilinmesi
gereklidir. Fakat kazanç işleminin yapıldığı aşamada hız bilgisi olmadığından yaklaşık
hızlar kullanılır. Hız bilgisine ulaşıldıktan sonra bu düzeltme geri alınır ve yeni hızlar
ile daha yüksek doğrulukta veriye düzeltme uygulanır (Yılmaz, 2000).
g(t)=V*t (3.29)
g(t)=[
( )
(0)
V t
V
]2
*[
(0)
t
t
] (3.30)
İkinci önemli etken olan soğurulma da sinyalin hem genliğinin azalmasına hem de
frekansının düşmesine neden olmaktadır. Atış yapıldıktan sonra üretilen sinyalin genliği
A(0) ve kaynaktan r kadar uzaklıkta sinyalin genliği A(r) olmak üzere küresel açılım ve
soğurmanın etkilerini veren formül (Dondurur, 2009),
A(r)=A(0)*
r
e
r

(3.31)
şeklindedir. Burada soğurma katsayısıdır.
α=
f
QV

(3.32)

48
formülü ile ifade edilir. Formülde f etkin frekans, Q kalite faktörü, V ise ortamın hızıdır.
Formülden de görülmektedir ki yüksek frekanslar düşük frekanslara göre daha hızlı
sönüme uğrarlar. Q faktörü ayrışmış zeminler için büyük, masif ortamlar için küçüktür.
Çalışılan alanda bulunan zemin ayrışmış ise sinyal daha çok sönümlenir (Dondurur,
2009).
Soğurma olayının meydana geliş şekli, kaynaktan çıkan dalga yer içinde yayılırken
kayaç taneciklerinin hareketleri sürtünmeye neden olarak enerjinin bir kısmının ısı
enerjisine dönüştürür. Diğer bir neden de kayaç boşluklarında bulunan sıvının içeriğidir.
Soğurma nedeni ile veri yüksek frekans bileşenlerini kaybeder. Sinyalin dalga boyu
büyür. Sismik kesitte bu yüzden derinlerde çözünürlük sığ kesimlere göre daha azdır.
Verinin genlik değerlerindeki değişime neden olan küresel açılım etkisi genlik kazanç
yöntemleri ile giderilebilirken, soğurma faktörünün etkileri tam anlamıyla giderilemez.
Kazanç işlemi yapılırken belirli zaman pencereleri tanımlanır bu pencereler içerisinde
kalan sismik izin genlik değerleri kazanç fonksiyonu ile çarpılır. Bu işlem sonucunda
sığ kısımdaki yüksek enerjinin genliği azaltılır derinlerde bulunan çok düşük genlikli
olayların genlikleri yükseltilir. Kazanç işlemlerinin tek dezavantajı derinlerdeki bilginin
çözünürlüğünü arttırırken bu kısımda eğer gürültülü veri var ise onu da
güçlendirmesidir (Dondurur, 2009).
3.4.6. Otomatik Kazanç Kontrolü (AGC)
Bu yöntem ile yapılan kazanç işleminde belirlenen pencere içerisindeki izlerin
genliklerinin ortalama mutlak değeri hesaplanır. Kazanç fonksiyonu istenen RMS
seviyesi ile bu ortalama değerin birbirine oranından bulunur. Daha sonra bu pencere bir
örnek ilerletilir yeni kazanç fonksiyonu hesaplanır. Bu şekilde Otomatik kazanç kontrol
işlemi sonucu bütün izler eşdeğer genlik seviyesine gelmektedir. AGC işleminde veri
işlem de belirlenmesi gereken tek parametre pencere boyunun zaman uzunluğudur.
AGC veri işlem adımı petrol ve doğal gaz aramalarında tercih edilmemektedir. Bunun
nedeni petrol gaz ara yüzeyleri yüksek genlikli değişimler içerir. Bu genlik kazanç
işlemi göreceli genlik değişimlerini yok ettiğinden veri işlemde kullanılmamaktadır.
Ayrıca AGC işlemi sonrasında kesitte ilk varışlar öncesi yüksek genlikli gürültülü bir
kısım oluşmaktadır (Dondurur, 2009).

49
3.4.7. İz ayıklama
Arazide veri toplanırken kanallardan bir ya da bir kaçı doğru çalışmıyor ise o
kanallardan düzgün sinyaller alınamaz. Bu durumda ilgili kanallara ait izlerin veri işlem
aşamasından önce veriden atılması gerekmektedir (Dondurur, 2009).
3.4.8. İstenmeyen alanların silinmesi (muting)
Sismik veride birincil yansımalar dışındaki diğer izlerin hepsi gürültü olarak
sayılmaktadır. Doğrudan gelen dalgalar, kırılan dalgalar sismik veriden silinerek
atılırlar. Ayrıca veride sinyal/gürültü oranı düşük olan alanlarda atılmalıdır (Dondurur,
2009).
3.4.9. F-k süzgeçleri
Sismik kesitte farklı eğimlere sahip olaylar veri zaman- uzaklık ortamından iki boyutlu
Fourier dönüşümü ile frekans-dalga sayısı ortamına aktarıldığında istenmeyen olaylar
tespit edilip veriden atılabilirler. Zaman uzaklık ortamında olayın eğimi artınca frekans-
dalga sayısı ortamında, veri dalga sayısı eksenine daha çok yaklaşır. Frekans dalga
sayısı ortamında veriden atılmak istenen kısım çok küçük bir pozitif sayı ile çarpılır.
Ters Fourier dönüşümü alınıp veri zaman uzaklık ortamına tekrar döndüğünde sismik
kesitte istenmeyen olayların artık yer almadığı görülebilir. F-k süzgeçleri veri işlem
aşamasında özellikle yüzey dalgalarının veriden atılması için sık kullanılan bir veri
işlem adımıdır (Dondurur, 2009).
3.4.10. İki boyutlu Fourier Dönüşümü
Sismik veri hem zaman hem de uzaklık bağımlıdır. Verinin iki boyutlu Fourier
dönüşümü alındığında frekans, dalga sayısı ortamına taşınmış olur. Bu işlem sonucunda
elde edilen spektruma f-k spektrumu denilmektedir.
2 boyutlu Fourier dönüşümleri,
f(x,t)= F(k,w)= ( )
( , ) i kx wt
f x t e dxdt
 (3.33)
F(k,w)=f(x,t)= ( )
( , ) i kx wt
f k w e dkdw 
 (3.34)
formülleri ile yapılır. Sismik kesitte x-t ortamında pozitif eğime sahip olaylar yani x
yönünde eğimli olaylar, f-k ortamında pozitif panelde, negatif eğime sahip olaylar

Öncel Akademi: Uzmanlık Alan

Öncel Akademi: Uzmanlık Alan

Recommended

Recommended

More Related Content

Similar to Öncel Akademi: Uzmanlık Alan

Similar to Öncel Akademi: Uzmanlık Alan (20)

More from Ali Osman Öncel

More from Ali Osman Öncel (20)

Öncel Akademi: Uzmanlık Alan