Depremler ve Depremlerin Oluşumu

Transkript

BÖLÜM ALTI
DEPREMLER ve DEPREMLERİN OLUŞUMU
6.1 DEPREM NEDİR?
Deprem kelimesi, Türkçe bir kelime olan, kıpırdamaktan gelir. Deprem, yerkürenin
sarsılması, titremesi, göçmesi, yükselmesi ve oynamasından meydana gelen, yerkabuğunun
ani hareketidir. Titreme hipocenter(merkez) adı verilen ve derinlerde bulunan bir noktada
meydana gelir. Yerkabuğunu etkileyen hareketler; gerçekte, belli kurallar gereğince belli
yerlerde basınç birikimine yol açar. Basınç çok büyük olursa, kopma meydana gelir. Kopma
ise ani boşalmaya ve aynı zamanda bir sallantıya sebep olur.
Deprem, yerküre içerisinde biriken elastik deformasyon enerjinin plakaların (kayaçların)
kırılma direncini aşması sonucunda plakaların kırılması ve bu kırılmanın meydana getirdiği
sismik dalgaların yeryüzünde oluşturduğu titreşim hareketidir (Şekil 65).
Deprem, insanın hareketsiz kabul ettiği ve güvenle atağını bastığı toprağın da oynayacağını ve
üzerinde bulunan tüm yapılarında hasar görüp, can kaybına neden olacak şekilde
yıkılabileceklerini gösteren bir doğa olayıdır.
Depremlerin büyüklüklerine göre yer yüzeyinde verdiği hasar çok yüksek oranda can ve mal
kaybına yol açmakta, sosyal hayatı ve ülkenin ekonomik durumunu felç etmektedir.
Depremin olacağını önceden tespit eden cihazlar veya önlemler henüz bulunamamıştır. Bu
nedenle depremle iç içe yaşayan ülkeler depremin yaratacağı olumsuz etkilere karşı hazırlıklı
olmak zorundadır
Hazırlayan: Arş. Gör. Özlem KARAGÖZ, Çanakkale 18 Mart Üniversitesi Mühendislik-Mimarlık FakültesiJeofizik Mühendisliği Bölümü
[email protected] Şekil 65. Depremin şematik gösterimi.
(http://www.izmir.gov.tr/krizmerkezi/images/Untitled-2.jpg)
Dünya’da meydana gelen çok fazla can kaybına ve büyük hasara neden olan depremler:
• İstanbul – Küçük Kıyamet, 1509 Büyük İstanbul Depremi
• Libzon Depremi (1755) (190.000 kişiye yakın ölü)
• İstanbul – 1766 Büyük İstanbul Depremi
• San Francisco Depremi (1906) – Büyüklüğü 7,7–8,3 arasında. Deprem ve sonrasında
çıkan yangın büyük hasara sebep olmuştur.
• Karabük Depremi (1912) – 7.2 büyüklüğündeki depremde 2514 kişi ölmüştür.
• Erzincan Depremi (1939) – 7.9 büyüklüğündeki depremde 40.000’e yakın insan
ölmüştür.
• Erzincan Depremi (1939) – 7.2 büyüklüğündeki depremde 32.962 kişi ölmüştür.
• Bolu Depremi (1944) – 7.2 büyüklüğündeki depremde 3959 kişi ölmüştür.
[email protected] • Büyük Meksika Depremi (1985) 8.1 büyüklüğünde.
• Ermenistan Depremi (1988).
• Erzincan Depremi (13 Mart 1992) 6.9 büyüklüğündeki depremde 653 insan ölmüştür.
• İzmit Depremi (17 Ağustos 1999) Mw 7.4 büyüklüğündeki depremde 25.000’e yakın
insan ölmüştür.
• Düzce Depremi (12 Kasım 1999) Mw 7.2 büyüklüğündeki depremde yaklaşık 2000
kişi hayatını kaybetmiştir.
• Bakü Depremi (2000)
• Keşmir Depremi (2005) 80.000’e yakın insanın ölümüne sebep oldu.
• Cava Depremi (2006) 9.7 büyüklüğüne meydana gelmiştir. Yaklaşık 70.000 kişi
ölmüştür.
Tablo 1. Bir Depremin Richter Büyüklüğü ve TNT Karşılığı
[email protected] 6.2 DEPREMLE İLGİLİ TEKNİK BİLGİLER
(http://www.komikim.com/karikatur/karikaturler/kasimozkan/deprem.jpg)
1) Deprem nasıl kaydedilir?
Depremin nasıl oluştuğunu, deprem dalgalarının yer küre içerisinde ne şekilde yayıldıklarını,
ölçü aletleri ve yöntemlerini, kayıtların değerlendirilmesini ve deprem ile ilgili diğer konuları
inceleyen bilim dalına “Simoloji” denir. Bir deprem sonucu oluşan yer hareketini sürekli
olarak kaydeden düzeneklere “Sismograf” denir. Sismografın kaydettiği ize “Sismogram”
denir.
[email protected] Şekil 66. Basit bir sarkaç düzeneği ve kaydettiği sismogram. (http://www.thetech.org/exhibits/online/quakes/seismo/)
Bilinen ilk sismograf (ilk ismiyle sismoskop) MS. 132 'de Çin'de yapılmıştır. Bu ilk aletler
sarsıldığı zaman içindeki suyu dışarı döküyordu. Bir süre sonra su dolu çanakların yerini içi
civa dolu olanlar aldı. Çin’li Matematikçi Cheng-Heng semaveri andıran bir alet yapmıştır.
Semaverin etrafında pusulanın sekiz yönünü gösteren sekiz ejderha başı bulunuyordu. Her
ejderhanın altında ağzı ejderhaya doğru açılmış birer kara kurbağa oturuyordu. Ejderhalardan
hangisinin ağzındaki top düşerse sarsıntının o yönden geldiği anlaşılıyordu. Bu aletin 400 mil
(643 km) uzaklıkta olan ve aletin bulunduğu yerde hissedilmeyen bir depremi tespit edebildiği
biliniyor. Bu ejderhaları sistemin içinde yer alan bir çeşit sarkacın harekete geçirdiği
sanılıyor.
[email protected] Şekil 67. İlk Sismograf.
2) Bir deprem kaydının bize taşıdığı bilgiler nelerdir?
Deprem kayıtlarında gözlenen sismik fazlar, birçok olgunun özelliklerini taşır. Yerküre
tekdüze bir yapıya sahip olmadığı için, bir deprem kaynağından yayılan elastik dalga,
kaydedildiği istasyona gelene dek, pek çok olaydan etkilenir ve istasyondaki özellikleri ile
kaynaktaki özellikleri birbirinden farklı olur. Bir deprem kaydı incelendiği zaman, bu kayıt
üzerinde; kaynağın, dalganın ilerlediği ortamın, kaydedildiği bölgenin ve kayıt aletlerinin
etkisi bulunur.
[email protected] 21 Ekim 2007 tarihinde saat 11.04’de, Saros Körfezinde meydana gelen Md=4.0
büyüklüğünde olan depremin kaydı (sismogram) Şekil 68.'da verilmiştir. Bu sismogram
incelendiğinde aşağıdaki bölümler tanımlanabilir:
1. P-dalgası ve P-dalga varış zamanı,
2. S-dalgası ve S-dalga varış zamanı,
3. S-P aralığı (saniye olarak),
4. S-dalgası maksimum genliği (mm olarak).
P
S
Şekil 68. 21 Ekim 2007 tarihinde saat 11.04’de, Saros Körfezinde meydana gelen Md=4.0 büyüklüğünde
olan depremin Çomü Jeofizik Mühendisliği Bölümü Deprem İzleme ve Veri İşlem Laboratuarı Deprem
istasyonu Reftek-130 kısa periyot kayıtçısına ait 3 bileşen kaydı.
[email protected] Şekil 69.’da bir yer hareketi kaydının oluşması için gerekli parametreleri açıklayan bir şekil
verilmektedir. Yer hareketi kayıtlarında kaynak, ortam ve zemine ait bilgilerin elde edilir. Yer
hareketi zaman ortamında matematiksel olarak e aşağıdaki şekilde ifade edilir;
U(t)=s(t)*r(t)*e(t)*i(t)*sr(t)*n(t)
* : evrişim operatörü
U(t): sismogram
s(t): kaynak fonksiyonu
r(t): yayınım örüntüsü etkisi
e(t): geometrik yayılma, soğurma ve saçılma etkilerini içeren yerkürenin dönüşüm (transfer)
fonksiyonu
i(t): alet etkisi
sr(t): kayıt bölgesinin (zemin) etkisi
n(t): gürültü
log A(M, r, f) = KAYNAK(M, f) + D(r, f) + ZEMIN(f)
Şekil 69. Bir yer hareketi kaydının oluşumunun şematik gösterimi.
[email protected] BLK
6
4
2
0
-2
-4
-6
0
4000
8000
40
12000
16000
BRN
Acceleartion (cm/sn2)
20
0
-20
0
4
4000
8000
12000
DAT01
2
0
-2
-4
0
2000
4000
6000
8
8000
10000
DAT04
4
0
-4
-8
0
2000
4000
6000
30
8000
MNS
20
10
0
-10
-20
0
2000
4000
6000
Time (sn)
8000
Şekil 70. 20.10.2005’te 21:40:02’de Seferihisar-İzmir’de meydana gelen ML=5.9 büyüklüğünde olan
depremin DAD (Deprem Araştırma Dairesi) Batı Anadolu’da yer alan bazı istasyondaki kuzey-güney
bileşen ivme kayıtları.
[email protected] 3) Deprem Dalgaları
Bir sismik dalga, en basit ifadeyle enerjinin yerin içinde bir noktadan diğer bir noktaya
transfer olmasıdır. Deprem sırasında açığa çıkan enerji, ses veya su dalgalarına benzeyen ve
sismik dalgalar adı verilen dalgalar ile yayılır. Bu dalgalardan Cisim Dalgaları, P dalgaları ve
S dalgaları olarak ikiye ayrılır. P dalgaları, en hızlı yayılan bu yüzden deprem kayıt
aletlerinde (sismograf) en önce görülen dalgalardır. P dalgalarında, titreşim hareketi yayılma
doğrultusu ile aynıdır. Daha yavaş yayılan S dalgaları, kayıt aletlerinde ikincil olarak görülen
ve titreşim hareketi yayılma doğrultusuna dik olan dalgalardır. S dalgaları sıvı içinde
yayılamazlar. Yüzey Dalgaları ise Cisim Dalgaları’na göre daha yavaş yayılırlar ancak
genlikleri daha büyüktür. Hızı daha fazla olan Love ve genliği daha büyük olan Rayleigh
dalgaları olarak ikiye ayrılırlar. Yapılarda yıkıma yol açan dalgalar S dalgaları ile yüzey
dalgalarıdır (Şekil 71).
Şekil 71. Yer içinde hareket eden sismik dalgalar.
(http://www.sayisalgrafik.com.tr/deprem/index.html)
1. Cisim Dalgaları
P Dalgaları:
P dalgası 6-13 km/sn hızla yayılmaktadırlar ve hacimde değişiklik yapmaktadır. P dalgaları
yayılırken ortamdaki parçacıklar yayılma doğrultusunda hareket ederler. Bu nedenle bu
dalgaya “boyuna dalga” adı verilir. Hem katı hem de sıvı ortamda yayılabilirler. “Primer
Dalga” ve “P dalgası” olarak adlandırılırlar.
[email protected] S Dalgaları:
S dalgası P dalgasına göre daha yavaştır ve 3.5-7.5 km/sn hızla yayılır ve hacimsel değil, şekil
değişikliğine neden olmaktadır. Partükül hareketi yayılma doğrultusuna diktir. Bu nedenle
“enine dalga” adı verilir. Sıvılarda yayılmazlar. Kayıt istasyonuna P dalgalarından sonra
gelirler. Bu nedenle “Seconder dalga” ya da kısa “S dalgası” olarak adlandırılırlar.
Enine dalgalarn iki tür polarizasyonu vardır. Bunlardan yayılma doğrultunsa dik ve yatay
düzlemde olanına SH-dalgası, yayılma doğrultusuna dik ve yayılma doğrultusunu içine alan
düşey düzlemde olanına SV-dalgası adı verilir. Bunların her ikisi de enine dalgalarıdır fakat
süreksizlik yüzeylerinde kırılma ve yansımaları farklıdır.
2. Yüzey Dalgaları
Deprem nedeniyle oluşan dalgaların bir bölümü esnek ortamın serbest yüzeyine yakın ve
derinlik arttıkça enerjileri hızla azalan türden dalgalardır. Rayleigh ve Love dalgaları
sismogramlarda gözlemeden önce matematiksel olarak varlıklarını ispat etmişlerdir.
Rayleigh Dalgaları:
•
Rayleigh dalgalarının oluşabilmesi için, serbest bir yüzeyle sınırlandırılmış yarı
sonsuz bir esnek ortamın bulunması gerekir (Yeryüzü esnek cismin serbest yüzeyidir).
•
Rayleigh dalgası yayınırken geçtiği yol boyunca parçacıklar elips çizerler. Bu elipsin
büyük ekseni düşey olup, hareket yayılma doğrultusunun ters yönündedir (Retrogade
hareket, oldukça belirgin düşey bileşeni vardır)
•
Rayleigh dalgasının hızı periyoda/frekansa bağlı değildir. Yani dispersiyon olayı
yoktur. Ancak, tabakalı bir ortam söz konusu olduğunda Rayleigh dalgasında
dispersiyon görülür. Kısaca R olarak gösterilir.
Love Dalgaları
•
Love dalgalarının oluşabilmesi için, bir yüzey tabakasının bulunması gerekir.
Yerküresinin kabuğu bu görevi görmektedir. Love dalgaları yerin serbest yüzeyi ile
kabuğun tabanı arasında ardışık yansımalara uğrayan SH-dalgalarının yapıcı
girişiminden oluşurlar. Kabuk içinde hapsedilmiş bir tür kanal dalgalarıdır. Love
dalgalarının oluşabilmesi için, üst tabakadaki S-dalga hızı alt ortamdaki S-dalga
hızından küçük olmalıdır. Bu dalga kısaca L simgesi ile gösterilir.
[email protected] •
Bir depremde kayıt istasyonuna ilk gelen P-dalgasıdır. Bunu S-dalgası izler ve daha
sonra Love ve Rayleigh dalgaları kaydedilir.
•
Sismik hızın derinlikle arttığı ortamlarda, uzun periyotlu yüzey dalgaları daha
derinden ilerlerken, kısa periyotlu dalgalar yeryüzüne daha yakın olan ortamda
ilerlerler. Love dalgasının hızı frekansına/periyoduna bağlıdır. Bu durumda, her
frekans değeri için ayrı bir hız elde edilecektir.
Şekil 72. Deprem Dalgaları.
(http://www.sayisalgrafik.com.tr/deprem/index.html)
(http://www.sismikaktivite.org/makaleler/documents/depremler_nasil_olusur.asp)
[email protected] 6.3 DEPREMİN OLUŞUMU
Dünyanın iç yapısı konusunda, jeolojik ve jeofizik çalışmalar sonucu elde edilen verilerin
desteklediği yeryüzü modeli hakkındaki bilgileri daha önceki bölümlerde açıklamıştık. Kısaca
özetlersek, bu modele göre, yerkürenin dış kısmında yaklaşık 70-100 km. kalınlığında
oluşmuş bir bir taşküre (Litosfer) var ve kıtalar ve okyanuslar bu taşkürede yer alıyor. Litosfer
ile çekirdek arasında kalan ve kalınlığı 2900 km. olan kuşağa Manto denir. Manto’nun
altındaki çekirdeğin Nikel-Demir karışımından oluştuğu kabul edilmektedir. Bu nedenle yerin
yüzeyinden derine gidildikçe ısının arttığı bilinmektedir. Enine deprem dalgalarının(S
dalgalarının) sıvı ortamda yayılmadığı bilindiğinden yerin dış çekirdeğinde bu dalgaların
yayılmaması nedeni ile dış çekirdeğin sıvı bir ortam olduğu sonucuna varılmıştır.
Şekil 73. Depremin oluşumu.
(http://www.sismikaktivite.org/makaleler/documents/depremler_nasil_olusur.asp)
[email protected] Manto genelde katı olmakla beraber yüzeyden derine inildikçe içinde yerel sıvı ortamlar
bulunmaktadır. Taşküre'nin altında Astenosfer denilen yumuşak üst manto bulunmaktadır.
Burada oluşan kuvvetler özellikle konveksiyon akımları nedeni ile taş küre parçalanmakta ve
birçok "levha"lara bölünmektedir. Üst manto'da oluşan konveksiyon akımları radyoaktivite
nedeni ile oluşan yüksek ısıya bağlanmaktadır. Konveksiyon akımları yukarılara yükseldikçe
taş kürede gerilmelere ve daha sonra da zayıf zonların kırılmasıyla levhaların oluşmasına
neden olmaktadır. Halen 10 kadar büyük levha ve çok sayıda küçük levhalar vardır. Bu
levhalar üzerinde duran kıtalarla birlikte astenosfer üzerinde sal gibi yüzmekte olup
birbirlerine göre insanların hissedemeyeceği bir hızla hareket etmektedirler. Konveksiyon
akımlarının yükseldiği yerlerde levhalar birbirlerinden uzaklaşmakta ve buradan çıkan sıcak
magmada okyanus ortası sırtlarını oluşturmaktadır. Levhaların birbirlerine değdikleri
bölgelerde sürtünmeler ve sıkışmalar olmakta sürtünen levhalardan biri aşağıya manto'ya
batmakta ve eriyerek yitme zonlarını oluşturmaktadır. Konveksiyon akımlarının neden olduğu
bu ardışıklı olay taşkürenin altında devam edip gitmektedir (bkz: bölüm 4 - 5).
İşte yerkabuğunu oluşturan levhaların birbirine sürtündükleri birbirlerini sıkıştırdıkları
birbirlerinin üstüne çıktıkları ya da altına girdikleri bu levhaların sınırları dünyada
depremlerin oldukları yerler olarak karşımıza çıkmaktadır. Dünyada olan depremlerin hemen
büyük çoğunluğu bu levhaların birbirlerini zorladıkları levha sınırlarında dar kuşaklar
üzerinde oluşmaktadır. Depremler yeryüzünde oluştuğu üç ana kuşak vardır:
1. Pasifik Deprem Kuşağı: Şili’den kuzeye doğru Günay Amerika kıyıları, Orta Amerika,
Meksika, ABD’nin batı kıyıları ve Alaska’nın güneyinde Aleut Adaları, Japonya, Flipinler,
Yeni Gine, Güney Pasifik Adaları ve Yeni Zelanda’yı içine alan en büyük deprem kuşağıdır.
Yeryüzündeki depremlerin %68’i bu kuşak üzerinde gerçekleşir.
2. Akdeniz Deprem Kuşağı: Endonezya’dan (Java-Sumatra) başlayıp Himalayalar ve
Akdeniz üzerinden Atlantik Okyanusu’na ulaşan kuşaklardır. Yeryüzündeki depremlerin
%21’i bu kuşakta oluşur.
3. Atlantik Deprem Kuşağı: Bu kuşak Atlantik Okyanusu ortasında yer alan levha sınırı
(Atlantik Okyanus Sırtı) boyunca uzanır. Yeryüzündeki depremlerin %11’i bu kuşakta oluşur.
[email protected] Şekil 74. Yerküre üzerinde aktif deprem kuşakları. (http://img259.imageshack.us/img259/8564/dpremku2hk1.jpg)
Birbirlerini iten ya da diğerinin altına giren iki levha arasında harekete engel olan bir
sürtünme kuvveti vardır. Bir levhanın hareket edebilmesi için bu sürtünme kuvvetinin
giderilmesi gerekir. İtilmekte olan bir levha ile bir diğer levha arasında sürtünme kuvveti
aşıldığı zaman bir hareket oluşur. Bu hareket çok kısa bir zaman biriminde gerçekleşir ve şok
niteliğindedir. Sonunda çok uzaklara kadar yayılabilen deprem dalgaları ortaya çıkar. Bu
dalgalar geçtiği ortamları sarsarak ve depremin oluş yönünden uzaklaştıkça enerjisi azalarak
yayılır. Bu sırada yeryüzünde bazen gözle görülebilen kilometrelerce uzanabilen ve fay adı
[email protected] verilen arazi kırıkları oluşabilir. Bu kırıklar bazen yeryüzünde gözlenemez yüzey tabakaları
ile gizlenmiş olabilir. Bazen de eski bir depremden oluşmuş ve yeryüzüne kadar çıkmış ancak
zamanla örtülmüş bir fay yeniden oynayabilir. Depremlerinin oluşumunun bu şekilde ve
"elastik geri sekme kuramı (elastic rebound)" adı altında anlatımı 1911 yılında Amerikalı
H.F. Reid tarafından yapılmıştır ve laboratuarlarda da denenerek ispatlanmıştır.
Elastik Geri Sekme Kuramı (Elastic Rebound) :
Elastik geri sekme kuramına göre herhangi bir noktada, birbirine komşu blokların tektonik
kuvvetlerin etkisiyle zamana bağımlı olarak birbirine göre yavaş yavaş kaymaları sonucu
oluşan elastik deformasyon enerjisi depolanır. Depolanan enerji kritik bir değere eriştiğinde
fay düzlemi boyunca var olan sürtünme kuvvetini yenerek fay çizgisinin her iki tarafındaki
kayaç bloklarının birbirine göreli hareketlerini oluşturmaktadır. Bu olay ani yer değiştirme
hareketidir. Bu ani yer değiştirmeler ise bir noktada biriken birim deformasyon enerjisinin
açığa çıkması boşalması diğer bir deyişle mekanik enerjiye dönüşmesi ile ve sonuç olarak yer
katmanlarının kırılma ve yırtılma hareketi ile olmaktadır (Şekil 75).
Aslında kayaların önceden bir birim yer değiştirme birikimine uğramadan kırılmaları
olanaksızdır. Bu birim yer değiştirme hareketlerini hareketsiz görülen yerkabuğunda üst
mantoda oluşan konveksiyon akımları oluşturmakta kayalar belirli bir deformasyona kadar
dayanıklılık gösterebilmekte ve sonrada kırılmaktadır. İşte bu kırılmalar sonucu depremler
oluşmaktadır. Bu olaydan sonra da kayalardan uzun zamandan beri birikmiş olan gerilmelerin
ve enerjinin bir kısmı ya da tamamı giderilmiş olmaktadır. Çoğunlukla bu deprem olayı
esnasında oluşan faylarda elastik geri sekmeler (atım) fayın her iki tarafında ve ters yönde
oluşmaktadırlar.
[email protected] Şekil 75. Elastik geri sekme teorisinin şematik açıklaması.
Elastik Rebound teorisini Şekil 75’i ile biraz daha açıklamaya çalışalım. Ortamın tam elastik
olduğunu düşünelim ve deformasyon başlamadan önce faya dik birbirine paralel doğrular
çizdiğimizi düşünelim (Şekil 75(a)). Ortam deformasyona uğrayınca yani fayın iki tarafındaki
bloklar birbirine göre yer değiştirince çizilen doğrular Şekil 75(b)’deki gibi bükülecektir.
Deformasyonun ilerlemesi ve gerilmenin artması ile Şekil 75(c)’deki gibi yerel bir kayma
olacaktır ve bütün fay boyunca ilerleyecektir. Bu ilerleme fay üzerindeki koşullara bağlı
olarak tek yönlü (unilateral) olabileceği gibi iki yönlü (bilateral) de olabilir. Depremden
hemen sonraki dönemde faylanma ile boşalmamış deformasyonlar da artçı deprem süresince
boşalarak Şekil 75(d)’de görüldüğü gibi ortam gerilmesiz olan ilk konumuna döner.
Reid’in teorisi 1906 San Fransisco depreminden önce ve sonra yapılan jeodezik ölçümlere ve
saha gözlemlerine dayanmaktadır. Depremden önce ve sonra yapılan üçgenleme
(triangulasyon) ölçmeleri fay yakınlarında yer değiştirmelerin büyük olduğunu, faydan
uzaklaştıkça
yer
değiştirmelerin
azaldığını
göstermektedir.
Bunun
sonucu
olarak,
faylanmadan kısa bir süre önce çizilen bir doğru Şekil 76(c)’deki duruma gelir
[email protected] Şekil 76. Elastik Rebound kuramını açıklayan şekil.
Büyük bir deprem sonucu depolanmış deformasyon enerjisi tamamen boşalmış olsun. Böyle
bir halde fayı kesen dik bir doğru çizelim (Şekil 76(a)’daki aa′ doğrusu). Deformasyonun
devam etmesi ile bu doğru Şekil 76(b)’deki aa′ şeklini alacaktır. Deformasyonun ilerlemesi
halinde, faylanmadan (depremden) kısa bir süre önce fayı dik olarak kesen bb′ doğrusunu
çizelim (Şekil 76(b)). Deformasyonun boşalmasından sonra aa′ ve bb′ doğruları Şekil
76(c)’deki gibi olacaklardır.
Şekil 75(b) ve Şekil 76(b)’de önceden çizilen doğruların bükülmesi faylanmayı (depremi)
haber veren bir ön belirti olarak düşünülebilir. Fakat gerçekte deformasyonlar tek bir fayın
etrafında oluşmaz. Ana faya paralel veya onu kesen diğer faylarda olabilir. Öte yandan
ortamın davranışı da tam elastik değildir. Bu düşüncelerle “Elastik yenileme kuramını” başka
bir şekilde açıklayabiliriz.
Deformasyon başlamadan önce fayın çevresini dörtgenlere ayıralım (Şekil 77(a)).
Deformasyona uğramış halde bu dikdörtgenler Şekil 77(b)’deki hale gelecektir. Faylanmadan
sonra,
Şekil
77(b)’de
paralel
kenar
haline
gelen
dikdörtgenler
eski
şekillerine
dönemeyeceklerdir.
Elastik yenileme sadece fayın yakınında olacaktır. Faydan uzak mesafelerde plastik etkiler,
tam elastik halden uzaklaşmalar nedeniyle elastik yenileme olamayacaktır. Elastik yenileme
kuramının burada anlatılan şekli son derece basitleştirilmiş bir halidir. Gerçekte durum çok
daha karmaşıktır.
[email protected] Şekil 77. Bölgesel deformasyondan ileri gelen elastik yenileme.
6.4 FAYLAR
Dünyamızda oluşan yıkıcı depremlerin hemen hemen tamamı faylarla ilişkilidir. Bu nedenle
faylar depremlerin anlaşılması açısından en önemli unsurlardan biridir. Eğer bir kırığın iki
tarafındaki kayalar birbirlerine göre gözle görülür miktarda hareket etmişlerse (atım gelişmiş
ise) bu kırığa fay adı verilir. Fayların boyutları birkaç santimetreden birkaç yüz hatta bin
kilometreye, atım miktarları ise birkaç santimetreden onlarca hatta bazen yüzlerce
kilometreye kadar değişmektedir. Fayların boyu depremin büyüklüğü ile logaritmik olarak
orantılıdır. Büyük ve sığ depremlerde yeryüzünde gözlenen fayın boyu yüzlerce kilometreye
erişebilmektedir. Örneğin 1939 Erzincan depreminde oluşan fayın boyu 360 km olup üzerindeki
en büyük yerdeğiştirme (atım) ise 750 cm'dir. Faylar segmentler (birbirinin devamı şeklindeki
fay parçaları) şeklinde olabilirler (Şekil 78).
[email protected] Şekil 78. Elastik Rebound kuramı ışığında esnek bir yer blokunun tektonik kuvvetler altında kırılması
(faylanması) aşamaları. Bir fay kuşağında bu döngü jeolojik zaman dilimi içersinde sürer ve depremlerin
oluşmasına neden olur. 1-Deprem öncesi gerilme yok; 2-Deprem öncesi, gerilme maksimum; 3-Deprem anı,
kırılma (fay) oluşur; 4-Deprem sonrası, gerilme yok. (Press ve Siever, 1999’dan alınmıştır)
Faylar, blokların hareket yönü ile fay düzlemi arasındaki ilişkiye göre. Bunlar eğim atımlı,
verev (oblik) ve doğrultu atımlı faylar olarak sınıflanırlar Bunlar sıkışma, gerilme ya da
makaslama kuvvetlerinin etkisi ile gelişir, kendilerini oluşturan kuvvete bağlı olarak farklı
şekiller alırlar (Şekil 79).
[email protected] Şekil 79. Faylar kayaların sıkışması, gerilmesi ya da makaslanması ile gelişirler. Sıkışma sonucu oluşan
ters faylar oluştukları bölgenin kısalıp kalınlaşmasına, gerilme sonucu oluşan normal faylar ise
oluştukları bölgenin incelip genişlemesine neden olurlar. Makaslama kuvvetleri etkisi ile gelişen yanal
atımlı faylarda ise yanal yer değiştirme görülür.
Blokların fay düzlemi boyunca birbirinden uzaklaşma miktarına atım veya ötelenme denir.
Bir fay düzleminin iki tarafında yer alan ve fay tarafından birbirine göre ötelenen kayalar fay
bloklarını oluştururlar. Fay düzlemi düşey ise bu bloklar hareket ettikleri yöne bağlı olarak
alçalan veya yükselen blok adı ile bilinirler. Eğer fay düzlemi eğimli ise fay düzleminin
eğimi yönündeki bloka tavan blok, tersi yönündeki bloka da taban blok adı verilir. Faylar,
fay bloklarının fay düzlemine göre hareket ettikleri yön dikkate alınarak adlandırılırlar.
Eğim atımlı faylar blokların fay düzleminin eğimi yönünde (doğrultusuna dik olarak) hareket
ettiği faylardır. Tavan bloku taban blokuna göre aşağı düşmüşse eğim atımlı normal faydan,
tavan bloku taban blokuna göre yukarı çıkmışsa eğim atımlı ters faydan söz edilir. Normal
faylar gerilmeli tektonik rejim altında gelişir ve bölgenin genişlemesine neden olurlar. Ters
faylar ise sıkışmalı tektonik rejim altında gelişir ve bölgenin kısalmasına neden olurlar.
[email protected] Doğrultu (yanal) atımlı faylar blokların fay düzleminin doğrultusu boyuncahareket ettiği
faylaradır. Bloklardan biri üzerinde durulup karşı bloka bakıldığında karşı blok sağa doğru
hareket etmişse sağ yanal, sola doğru hareket etmişse sol yanal atımlı faydan sözedilir. Bu tür
faylar makaslama kuvvetleri etkisinde gelişirler.
Oblik (verev) faylar blokların hem doğrultu hem de eğim yönünde hareket ettiği faylardır.
Bunlar eğer tavan bloku alçalmışsa oblik normal fay, eğer tavan bloku yükselmişse oblik ters
fay olarak adlandırılır.
Ters fayların eğim açısı düşükse bindirme fayı adını alırlar. Yatay ya da yataya yakın
eğimdeki ters faylara ise nap adı verilir. Bunlar atımı yüzlerce kilometreyi bulan ve büyük
dağ sıralarının oluşumu esnasında gelişen sıkışmalı yapılardır. Karadeniz Bölgesinde, İç
Anadolu’da, Toroslarda ve Güneydoğu Anadolu'da ilginç örnekleri vardır. Bir bölgede normal
faylar ardışıklı olarak geliştikleri zaman horst-graben yapısının gelişimine yol açarlar (Şekil
80). Horstlar yükselen, grabenler ise alçalan fay bloklarına karşılık gelirler. Horstlar dağlık ve
yüksek alanları, grabenler ise alçak ve düzlük alanları oluştururlar. Ege bölgesi bu tür horstgraben yapıları için iyi bir örnektir.
Şekil 80. Horst ve Graben yapısı (Press ve Siever, 1999’dan alınmıştır).
[email protected] 12 Kasım 1999 Düzce Depremi Sonrası Bölgeden Fotoğraflar (Bu sayfadaki tüm fotoğraflar İTÜ Yerbilimleri
Enstitüsü'nden Prof. Dr. Okan Tüysüz tarafından çekilmiştir).
[email protected] Hazırlayan: Arş. Gör. Özlem KARAGÖZ, Çanakkale 18 Mart Üniversitesi Mühendislik-Mimarlık FakültesiJeofizik Mühendisliği Bölümü
[email protected] Hazırlayan: Arş. Gör. Özlem KARAGÖZ, Çanakkale 18 Mart Üniversitesi Mühendislik-Mimarlık FakültesiJeofizik Mühendisliği Bölümü
[email protected] KAYNAKALAR
•
http://tr.wikipedia.org/wiki/Deprem
•
http://geograpy.blogcu.com/depremler-ve-ozellikleri_6599491.html
•
http://www.gudak.gazi.edu.tr/arakur/deprem/Deprem2_dosyalar/frame.htm#slide0121.htm
•
http://www.deprem.gov.tr/
•
http://mf.kou.edu.tr/jeofizik/Egitim.asp?Bolumler=Ders%20Notları
•
http://www.eies.itu.edu.tr/Deprem/deprem_turkiye.doc
•
http://www.sayisalgrafik.com.tr/deprem/foto/foto.htm?17duzce
[email protected]

Depremler ve Depremlerin Oluşumu

Transkript

Benzer belgeler

Levha Tektoniği Kuramının Oluşumu ve Gelişimi

Lodumlu - Kandilli Rasathanesi ve Deprem Araştırma

İndir - Kandilli Rasathanesi

BCA Borçka-ARTVİN - Kandilli Rasathanesi

Kula - Kandilli Rasathanesi ve Deprem Araştırma

İndir - Kandilli Rasathanesi

BÖLÜM YEDİ DEPREM TÜRLERİ 7.1 DEPREM TÜRLERİ Bölüm6