1999 düzce depremi yırtılma mekanizmasının, telesismik ve kuvvetli

1999 düzce depremi yırtılma mekanizmasının, telesismik ve kuvvetli

ANKARA ÜNİVERSİTESİ
FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ
YÜKSEK LİSANS TEZİ
1999 DÜZCE DEPREMİ YIRTILMA MEKANİZMASININ,
TELESİSMİK VE KUVVETLİ HAREKET DALGA ŞEKİLLERİ
KULLANILARAK BİRLEŞİK TERS ÇÖZÜM YÖNTEMİ İLE
BELİRLENMESİ
Nur UMUTLU
JEOFİZİK MÜHENDİSLİĞİ ANABİLİM DALI
ANKARA
2001
Her hakkı saklıdır
ÖZET
Yüksek Lisans Tezi
1999 DÜZCE DEPREMİ YIRTILMA MEKANİZMASININ,
TELESİSMİK VE KUVVETLİ HAREKET DALGA ŞEKİLLERİ
KULLANILARAK BİRLEŞİK TERS ÇÖZÜM YÖNTEMİ İLE
BELİRLENMESİ
Nur UMUTLU
Ankara Üniversitesi
Fen Bilimleri Enstitüsü
Jeofizik Mühendisliği Anabilim Dalı
Danışman: Yrd.Doç.Dr. Altan NECİOĞLU
Düzce Depremi’ nin (Mw = 7.1) yırtılma mekanizmasını belirlemek için
telesismik ve kuvvetli hareket dalga şekillerinin birleşik ters çözümü
yapılmıştır. İlk olarak “Data Management Center of the Incorporated
Research Institutions for Seismology” den (IRIS-DMC) sağlanan telesismik
P dalgalarının yer değiştirme dalga şekilleri ters çözümünden, kaynak
parametreleri ve fay geometrisi belirlenmiştir. Daha sonra, Afet İşleri Genel
Müdürlüğü Deprem Araştırma Dairesi’ nden (DAD) sağlanan kuvvetli
hareket kayıtları ile telesismik sismogramlarının birleşik ters çözümü
yapılmıştır. Düzce Depremi’ nin yırtılma mekanizması her iki veri gurubunu
açıklamak için belirlenmiştir. Kuvvetli hareket kayıtları kayma dağılımı
çözünürlüğünü iyileştirmiştir. Depremin dış merkezi, kayma dağılımından
elde edilen sonuca göre iki pürüz arasında yer almaktadır. Düzce Depremi
oldukça küçük bir bölgede, 2.4 km/s hızla iki yönlü bir yırtılma
mekanizması ile karakterize edilmiştir. Bu bölge, artçı şokların dağılımı,
yüzey kırıkları ve oluşan hasar ile uyumludur.
2001 , 50 sayfa
ANAHTAR KELİMELER : Düzce depremi, telesismik dalga şekilleri,
kuvvetli hareket dalga şekilleri, birleşik ters çözüm, yırtılma mekanizması,
pürüz.
i
ABSTRACT
Master Thesis
JOINT INVERSION OF TELESEISMIC AND STRONG-MOTION
WAVEFORMS FOR THE RUPTURE PROCESS OF THE 1999 DUZCE,
TURKEY EARTHQUAKE
Nur UMUTLU
Ankara University
Graduate School of Natural and Applied Sciences
Department of Geophysics
Supervisor: Asst.Prof.Dr. Altan NECİOĞLU
The teleseismic and strong motion waveforms were inverted to determine
the rupture process of the Duzce, Turkey Earthquake (Mw = 7.1). Firstly, the
displacement waveforms of teleseismic P waves provided by Data
Management Center of the Incorporated Research Institutions for
Seismology (IRIS - DMC) were inverted to determine the fault geometry
and source parameters. Then, teleseismic data and strong motion
seismograms from the Earthquake Research Department (ERD) of General
Directorate of Disaster Affairs were jointly inverted. The rupture process of
the Duzce earthquake that explains both data sets was estimated. The strong
motion data have improved the resolution of the slip distribution.
Hypocenter of the earthquake is located between two asperities according to
the slip distribution. The Duzce earthquake was characterized by bilateral
fault rupture in a rather small zone with the rupture velocity of 2.4 km/s.
This zone agrees with the distributions of aftershocks, surface ruptures and
damage.
2001 , 50 pages
Key Words : Duzce earthquake, teleseismic waveforms, strong motion
waveforms, joint inversion, rupture process, asperity.
ii
ÖNSÖZ ve TEŞEKKÜR
Düzce Depremi’ nin yırtılma mekanizması çeşitli araştırmacılar tarafından
incelenmiştir. Son zamanlarda geliştirilen ters çözüm yöntemleri, deprem
kaynağının ayrıntılı kinematik davranışını yeniden elde etme imkanı sağlar.
Bu tez çalışmasında da bu yöntemlerden biri kullanılmış ve Düzce Depremi
ile ilgili birçok önemli bilgiyi elde etmeyi hedeflemiştir.
Tezin hazırlanması sırasında bilgi ve deneyimleri ile desteğini esirgemeyen
danışman hocam, Sn. Yrd. Doç. Dr. Altan NECİOĞLU' na (Ankara
Üniversitesi Mühendislik Fakültesi Jeofizik Müh. Bölümü, AÜMF-JMB);
mükemmel yol göstericiliği, tavsiyeleri, cesaretlendirmeleri, her zamanki
inceliği ve tarif edilmesi zor ilgi ve arkadaşlığı için en içten teşekkürlerimi
sunarım. Her zaman desteğini gördüğüm ve örnek aldığım Sn. Prof. Dr.
Ahmet T. BAŞOKUR' a (AÜMF-JMB) tezim sırasında da göstermiş olduğu
destek, anlayış ve değerli önerileri için teşekkürü bir borç bilirim. Sn. Prof.
Dr. Kazuki KOKETSU’ ya (University of Tokyo, Earthquake Research
Institute, ERI), bu çalışmaya olan katkılarından dolayı ve benimle bilgisini
paylaştığı için en içten teşekkürlerimi sunarım. Sn. Dr. Yuji YAGI’ ye
(ERI) değerli önerileri, esirgemediği yardımları, fikirlerimi çalışmaya nasıl
aktaracağımı gösterdiği, bilgisini paylaştığı ve arkadaşlığı için çok teşekkür
ederim. Sn. Prof. Dr. Ergun GÖKTEN’ e (AÜMF Jeoloji Müh. Bölümü)
aydınlatıcı ve yol gösterici önerileri için teşekkürlerimi sunarım.
GeoForschungsZentrum, Potsdam (GFZ) ekibinden Sn. Dr. Claus
MILKEREIT’ e, Düzce ve İzmit Depremi’ nin artçı-şok çözümlerini ve
KAF’ nın koordinatlarını sağladığı için, Sn. Dr. Helmut GROSSER’ e
(GFZ) ve Sn. Ünal DİKMEN’ e (Deprem Araştırma Dairesi, DAD)
depremin yüzey kırığı koordinatlarını sağladıkları için teşekkür ederim.
Kuvvetli hareket şebekesinden sorumlu Sn. Ulubey ÇEKEN’ e (DAD)
kuvvetli hareket kayıtlarını sağladığı için teşekkür ederim. Telesismik dalga
şekillerinin sağlandığı Data Management Center of the Incorporated
Research Institutions for Seismology’ ye (IRIS-DMC) teşekkürler.
Japonya’ da bu çalışmayı yapabilme şansını yakalamamı sağlayan ve çok
büyük desteğini gördüğüm dönemin Afet İşleri Genel Müdürü (AİGM) Sn.
Rüçhan YILMAZ ve Genel Müdür Yrd. Sn. Atamer SEYMEN' e,
çalışmalarım sırasında her türlü olanağı sağlayan ve cesaretlendirmeleriyle
desteğini esirgemeyen Sn. Mustafa GÜNAY' a (DAD Bşk.) ve her zaman
iii
desteği, tavsiyeleri ve arkadaşlığı ile yardımlarını esirgemeyen çok sevgili
Sn. Erol AYTAÇ' a (DAD) en içten teşekkürlerimi sunarım.
Sn. Ali Zeynel DENİZLİOĞLU’ na (DAD), Sn. Dr. Birger-G.LUHR' e
(GFZ), Japon International Cooperation Agency (JICA) uzun dönem
uzmanı Sn. Dr. Hideaki. KOMİYAMA' ya; destekleri, güvenleri,
arkadaşlıkları ve eksik etmedikleri yardımları; Sn. Dr. Ramazan
DEMİRTAŞ’ a (DAD), Sn. Prof. Dr. Turan KAYIRAN’ a (AÜMF-JMB),
Sn. Salih KARAKISA’ ya (DAD) ve AÜMF’ nin tüm değerli öğretim
üyelerine destekleri ve değerli önerileri için çok teşekkür ederim.
Aileme; özellikle anneme tez çalışmalarım sırasında gösterdiği özveri,
anlayış ve güvenden dolayı sonsuz teşekkürlerimi sunarım.
Nur UMUTLU
Ankara, Aralık 2001
iv
İÇİNDEKİLER
ÖZET ………………………………………………………………...……...i
ABSTRACT ………………………………………...……………………...ii
ÖNSÖZ ve TEŞEKKÜR ……..………………………………………….…v
İÇİNDEKİLER ...………………………………………………..………...vii
ŞEKİLLER DİZİNİ ...……………………………………………………...vi
KISALTMALAR ...………………………………………………………viii
1. GİRİŞ ...……………………………………………………………….1
1.1. Tezin Amacı ...……………………………………………….1
1.2. Tezin Önemi ………………………………………………...2
2. DEPREMLERİN ÖLÇÜMÜ ……………………………………….3
2.1. Manyitüd Ölçeklerinin Saturasyonu …..…………………….3
2.2. Moment Manyitüd ...………………….……………………..4
2.3. Sismik Enerji …..……………………….…………………...4
2.4. Manyitüd ve Enerji ………………………………………….4
2.5. Sismik Moment, Gerilim Düşmesi ve Ortalama Gerilim …...5
2.6. Kaynak Zaman Fonksiyonu …..………….…………………12
2.7. Bir Boyutlu Haskell Kaynağı ……..………………………..15
2.8. Yön Etkisi ….……………………………………………….16
3. MATERYAL VE YÖNTEM .………………………………………19
4. 1999 DÜZCE DEPREMİ YIRTILMA MEKANİZMASI .……….20
4.1. Bölgenin Jeolojisi ve Neotektoniği .…………………...…...20
4.2. Düzce Depremi’ nin Oluşum Nedenleri ……………………24
4.3. Kaynak Modeli ..……………………………………………27
4.4. Yırtılmanın Şematik Gösterimi ...……………………….….28
4.5. Telesismik Dalga Şekli Ters-Çözümü .…………………….28
4.6. Kuvvetli Haraket Kayıtlarının Önemi ..…………………….33
4.7. Birleşik Ters-Çözüm ..……………...………………………33
5. TARTIŞMA ve SONUÇLAR ………..……………………………..42
KAYNAKLAR .…………………………………………………………...44
ÖZGEÇMİŞ .………………………………………………………………48
v
ŞEKİLLER DİZİNİ
Şekil 2.1. Kayma ∆u ve gerilimdeki düşmenin ∆σ = σ 0 − σ 1 , kesme
kırılmasının meydana gelişi öncesi (a) ve sonrası (b)
gerilme davranışı …………….………………………...……….7
Şekil 2.2. Fay yüzeyi üzerindeki bir noktada gerilim.Yırtılma cephesi bir
noktaya yaklaşır, gerilim τs değerine yükselir, daha sonra bu
noktada yenilme oluşur. Bu nokta, yerdeğiştirme D ile kayar
ve gerilim τf değerine düşer. İlk gerilim ile son gerilim
arasındaki fark ∆σ, gerilim düşmesi olarak tanımlanır ………....7
Şekil 2.3. Fay alanı S ve sismik moment M 0 arasındaki ilişki. Düz çizgiler
varsayılan sabit gerilim düşmesini gösterirken içi dolu daireler,
levha sınırlarındaki (inter-plate) depremleri ve içi boş daireler
de levhaların iç kısmındaki (intra-plate) depremleri
göstermektedir ………………………………………………...10
Şekil 2.4. ησ görünür ortalama gerilimine eşit bir hat ile sismik moment
M 0 ve yüzey dalgası manyitüdü Ms arasındaki bağıntı ……….11
Şekil 2.5. Kayma ∆u(t) için Kaynak-Zaman Fonksiyonu (KZF); (a) adım
fonksiyonu; (b) ramp fonksiyonu, yükselme zamanı τ ile; ve (c)
üstel fonksiyon, yükselme zamanı τ ile ……………………….13
Şekil 2.6. Kayma hızı (t) için Kaynak-Zaman Fonksiyonu (KZF) ve kayma
∆u(t) ile ilişkisi: (a) impuls fonksiyon; (b) dikdörtgen fonksiyon,
τ süresi ile; (c) üçgen fonksiyon, τ süresi ile; ve (d) trapezoidal
fonksiyon, τ süresi ile …………………………………………14
Şekil 2.7. Birçok olay içeren karmaşık bir kaynak için kayma hızının
Kaynak-Zaman Fonksiyonu (KZF) ……………………………15
Şekil 2.8. Uzunluğu L, genişliği w olan bir boyutlu fay geometrisi. Tek bir
segmentin uzunluğu dx ve segmentin momenti mdx’ dir. Fay, vr
hızı ile yırtılır ……….………………………………………….16
Şekil 2.9. Yırtılan fayın ve uzak kayıt istasyonu yolunun geometrisi .…...17
Şekil 2.10. Tek yönlü yırtılan bir fay için Kaynak-Zaman Fonksiyonu’ nun
(KZF) azimuta bağlı değişkenliği. Süre değişir fakat KZF’ nun
alanı sismik momenttir ve azimuttan bağımsızdır ……………18
Şekil 4.1. Abant – Geyve – Akyazı – Düzce arasının diri fay haritası …...22
Şekil 4.2. Bolu civarının jeoloji haritası, 1/500 000 …………….….…….23
Şekil 4.3. Yirminci yüzyılda KAF boyunca meydana gelen depremler ….24
Şekil 4.4. Düzce Depremi’ nin, M ≥ 3.0 artçı-şok dağılımını
göstermektedir. Veri SABOnet’ ten alınmıştır .………………..26
Şekil 4.5. İzmit Depremi’ nin M ≥ 2.0 artçı-şok dağılımını göstermektedir.
Veri SABOnet’ den alınmıştır .…...……………………………26
vi
Şekil 4.6. Kaynak Zaman Fonksiyonu (KZF) …………………………..27
Şekil 4.6.1. Kayma Açısı ………………………………………………….27
Şekil 4.7. Bir fay düzlemi üzerinde, deprem odağı veya iç-merkezden
yayılan yırtılmanın şematik gösterimi. Sürekli kayan bölge, P
ve S dalgası yayar. Yerdeğiştirme alanı D(x,t), fayın yüzeyinde
değişir. Dikkat edilirse, yırtılma yayılım doğrultusu, genellikle
kayma doğrultusuna paralel değildir …………………………28
Şekil 4.8. Ters-çözümde kullanılan uzun-periyod kayıtlar kaydedildikleri
istasyonlarla birlikte gösterilmiştir. Ana şokun dış merkezi
yıldız simgesi ile belirtilmiştir .……………..………………..29
Şekil 4.9. Gözlenen telesismik dalga şekilleri (kırmızı) ile sentetik dalga
şekillerinin (siyah) karşılaştırılması ………………………….31
Şekil 4.10. Telesismik dalga şekli ters çözüm sonucunu göstermektedir.
Yagi’ nin (2000) kodu kullanılarak çizilmiştir. Yıldız, ilk
kırılma yerini göstermektedir. (a) Odak mekanizması çözümü,
(b) Toplam moment oranı fonksiyonu, (c) Eş sismik
dağılımı ………………………………………………………32
Şekil 4.11. Bazı önemli istasyonların kuvvetli hareket ivme kayıtlarını
göstermektedir. ………………………………………………34
Şekil 4.12. Gözlenen kuvvetli hareket (ilk dört dalga şekli) ve telesismik
dalga şekilleri (kırmızı) ile sentetik dalga şekillerinin (siyah)
karşılaştırılması …….………………………………………...36
Şekil 4.13. Birleşik ters çözüm sonucunu göstermektedir. Yagi’ nin (2000)
kodu kullanılarak çizilmiştir. Yıldız, ilk kırılma yerini
göstermektedir. (a) odak mekanizması çözümü, (b) toplam
moment oranı fonksiyonu (c) eş sismik dağılımı ……..……...38
Şekil 4.14. (a) Düzce Depremi’ nin iki yönlü yırtılma modelinde kullanılan
PE ve PW nokta kaynakları için KZF’ ları. (b) Üstteki şekil, 2
km/s hızla K75°D ve G75°B’ ya doğru iki yönlü yayılan iki
nokta kaynak modelini açıklamak için verilen moment
dağılımını göstermektedir. Alttaki şekil ise artçı-şok
dağılımını göstermektedir …….……………………………...40
Şekil 4.15. 17 Ağustos 1999 İzmit depremi birleşik ters-çözüm sonucunu
göstermektedir. Yıldız, ilk kırılma yerini, mavi daireler ise
artçı-şok dağılımını göstermektedir. (a) odak mekanizması
çözümü, (b) toplam moment oranı fonksiyonu, (c) eş sismik
dağılımı ………………………………………………………41
vii
KISALTMALAR
IRIS-DMC
DAD ve ERD
USGS
KAF
GFZ
SABOnet
KZF
MTA
GMT
PREM
BOL
DUZ
SKR
IZT
GYN
MDR
JICA
Data Management Center of the Incorporated Research
Institutions for Seismology
Deprem Araştırma Dairesi
United States Geological Survey
Kuzey Anadolu Fayı
GeoForschungsZentrum
Sapanca-Bolu şebekesi
Kaynak-Zaman Fonksiyonu
Maden Tetkik ve Arama Genel Müdürlüğü
The Generic Mapping Tools
Preliminary Reference Earth Model
Bolu istasyonu
Düzce istasyonu
Sakarya istasyonu
İzmit istasyonu
Göynük istasyonu
Mudurnu istasyonu
Japan International Cooperation Agency
viii
1. GİRİŞ
Yoshida ve Koketsu’ nun (1990) bahsettiği gibi, fay davranışını anlamak
için, son zamanlarda çeşitli ters-çözüm teknikleri geliştirilmiştir.
Birçok büyük deprem için, sismik dalga-şekli verilerinin (kuvvetli hareket
kayıtları, uzak-alan cisim dalgaları veya yüzey dalgaları) ters-çözümü ile,
bir fay düzlemi üzerindeki kayma dağılımı ve yırtılma hareketi yeniden elde
edilmiştir (örn. Olson ve Apsel 1982; Hartzell ve Heaton 1983, Kikuchi ve
Fukao 1985; Mori ve Shimazaki 1985; Fukuyama ve Irikura 1986; Kikuchi
ve Kanamori 1982; Takeo ve Mikami 1987; Yoshida 1988, 1989; Mendoza
ve Hartzell 1988; Beroza ve Spudich 1988; Hartzell 1989; Houston ve
Engdahl 1989). Bu amaçla 12 Kasım 1999 Düzce Depremi’ nin kuvvetli
hareket ve telesismik dalga şekilleri birleşik ters-çözümü yapılmıştır.
12 Kasım 1999 Düzce Depremi (Mw = 7.1; USGS, 1999), 17 Ağustos 1999
İzmit Depremi’ nden yaklaşık üç ay sonra, yerel saatle 18:57’ de Kuzey
Anadolu Fayı (KAF)’ nın batı kısmında oluşarak, binlerce can kaybına ve
hasara neden olmuştur. Afet İşleri Genel Müdürlüğü Deprem Araştırma
Dairesi ve Alman Deprem Araştırma Enstitüsü GFZ - Potsdam tarafından
birlikte işletilen SABOnet, depremin dış merkezini 40.82° K enlem, 31.20°
D boylam ve derinliğini 12.5 km olarak belirlemiştir.
Depremin fay mekanizması; doğrultu 263°, eğim açısı 62° ve kayma açısı
184° olarak belirlenmiştir (Tibi vd. 2001). Bu çözüm, Düzce Depremi’ nin
sağ-yanal doğrultu atımlı fay mekanizması ile karakterize edildiğini
göstermektedir. Depremin yüzey kırığı, kaynak mekanizması ile büyük
oranda uyuşmaktadır. Bu deprem, Düzce Fayı’ nın yüzeyde yaklaşık 45 km’
lik bir kısmını kırmıştır.
1.1. Tezin Amacı
Tezin başlıca amacı, 1999 Düzce Depremi' nin yırtılma mekanizmasını
telesismik ve kuvvetli hareket dalga şekillerini kullanarak belirlemektir. Bu
amaçla ilk olarak telesismik P dalgalarının yerdeğiştirme dalga şekilleri
ters-çözümünden, kaynak parametreleri ve fay geometrisi belirlenecektir.
Son olarak, telesismik ve kuvvetli hareket sismogramlarının birleşik tersçözümü yapılacaktır.
1.2. Tezin Önemi
1
Deprem, yerküre üzerinde bir fay düzlemi boyunca ana kayalarda biriken
deformasyon enerjisinin aniden açığa çıkması sonucu yayılan dalgalardır.
Fay düzlemi belirli bir büyüklüktedir ve yırtılma, bu büyüklük içerisinde içmerkez olarak bilinen küçük bir bölgeden başlayarak genelde S dalga
hızından biraz daha yavaş bir hız ile çevresine doğru yayılır.
Gözlenen yer hareketlerinin ters-çözümünden, yerdeğiştirmenin dağılımı ve
yırtılmanın zamanla olan gelişimi yeniden elde edilebilir (Kohketsu 2000).
Düzce Depremi' nin yırtılma mekanizması, telesismik ve kuvvetli hareket
verileri kullanılarak birleşik ters-çözüm yöntemi ile belirlenmiştir. Bu
verilerden elde edilen sonuç, sadece tek bir veri türünü kullanarak elde
edilenden daha güvenilirdir. Kuvvetli hareket verileri, kayma dağılımının
daha doğru bir şekilde belirlenmesini sağlar. Ayrıca elde edilen sonuç,
kaymanın nasıl bir dağılım gösterdiğini ve her iki veri gurubundan nasıl
etkilendiğini göstermesi açısından da büyük önem taşımaktadır.
Ters-çözüm, eş-sismik yırtılma alanının büyüklüğü hakkında doğrudan bilgi
sağlar (Yagi ve Kikuchi 2000). Son zamanlarda geliştirilen ters-çözüm
yöntemleri, deprem kaynağının ayrıntılı olarak kinematik davranışını
yeniden elde etmek için olanak sağlar (Yoshida 1995).
Bu tez çalışması; yırtılmanın fay düzlemi üzerinde nerede başladığı, hangi
doğrultuda yayıldığı ve nerede sonlandığı, diğer bir deyişle fay geometrisi
ve alanı, yırtılma hızı, kayma dağılımı, büyük moment boşalım yerleri,
gerilim düşmesi ve depremin moment büyüklüğü konularında önemli
bilgiler elde etmeyi hedeflemektedir. Ters-çözüm sonucu elde edilen kayma
dağılımı ile artçı-şoklar, yüzey kırığı ve meydana gelen hasarın da uyumlu
olması beklenir.
2. DEPREMLERİN ÖLÇÜMÜ
2
Depremlerin manyitüdünü gösteren çeşitli nicel ölçü birimleri vardır. Dalga
tiplerine ve çeşitli cihazların kombinasyonuna göre manyitüd ölçeklerinin
birçok tanımlaması yapılmıştır (Bath 1981). Richter (1935), ML lokal
manyitüdü olarak bilinen ilk manyitüd ölçeğini Kaliforniya’ nın
güneyindeki sığ depremler için tanıtmıştır. Bu bölümde yırtılma
mekanizmasında konusu geçen terimlerin daha iyi anlaşılabilmesi amacıyla
manyitüd ölçeklerinin saturasyonu, moment manyitüd, sismik enerji,
manyitüd ve enerji, sismik moment, gerilim düşmesi, ortalama gerilim ve
kaynak zaman fonksiyonu kavramlarından bahsedilecektir.
2.1. Manyitüd Ölçeklerinin Saturasyonu
Manyitüd ölçeklerinin çoğu, onların belirlenmesi için kullanılan dalgaların
frekansına bağlıdır. Bu nedenle ölçülen manyitüdlerin tüm aralığı (yaklaşık
1’ den 9’ a kadar) için geçerli, basit bir ölçek tanımlamak mümkün değildir.
6.5’ dan küçük manyitüd değerleri için mb, Ms’ den daha büyüktür ve 6.5’
dan büyük manyitüd değerleri için Ms daha büyüktür. Gutenberg ve Richter
(1956), iki manyitüd arasındaki bağıntıyı aşağıdaki gibi tanıtmıştır:
mb = 0.63M s + 2.5 .
(2.1)
Bu bağıntı, küçük depremlerin manyitüdlerinin (M < 6.5) mb ile, daha büyük
depremlerin (M > 6.5) Ms ile daha iyi ölçülebileceğini gösterir. Bu,
ölçeklerin saturasyonunun bir örneğidir. mb ölçeği yaklaşık 6.5 değerinde
sature olur, daha büyük depremler için daha büyük değerler vermez. Ms
ölçeği, küçük depremlerin (M < 6.5) manyitüdlerini gerçek değerinin altında
hesaplar, büyüklüğü 6.5 - 8 aralığındaki depremler için davranışı çok iyidir
fakat bu değerden sonra sature olur. Bu olayın nedeni, genlik spektrum
değerlerinin depremlerin manyitüdlerinin artması ile düşük frekanslara
doğru yerdeğiştirmesidir.
Yukarıda değinildiği üzere, Ms ölçeği yaklaşık M = 8’ de sature olur ve çok
büyük depremlerin manyitüdünü iyi bir şekilde ölçemez. Bu depremler,
birkaç metrelik yerdeğiştirmeler ile yüzlerce km uzunluğunda kırılmalar
üretir ve 20 s’ lik dalgalar yayılan enerjiyi temsil etmez.
Bu problem, Kanamori’ nin moment büyüklüklüğü Mw ile çözülür. Bu ölçek
frekansa bağlı değildir ve depremlerin tüm manyitüd aralığı için, çok
küçükten çok büyük değerlere, yaklaşık 9.5’ a kadar kullanılabilir. Bununla
birlikte moment manyitüdünün belirlenmesi, diğer ölçekler (genlikten veya
süreden doğrudan yapılan ölçümler) kadar basit değildir. Sismik dalgaların
3
spektrumundan veya diğer yöntemlerden, sismik momentin hesaplanmasını
gerektirir.
2.2. Moment Manyitüd
Kanamori (1977), diğer tüm ölçü birimlerinde önemli bir sorun olan
saturasyon probleminden sakınmak için farklı bir manyitüd ölçeği
tanıtmıştır (Hanks ve Kanamori 1979). Bu manyitüd ölçeği, sismik
momentin belirlenmesi temeline dayanır ve moment manyitüd olarak bilinir:
Mw =
2
log M 0 − 10.7 .
3
(2.2)
M0, skaler sismik momenti göstermektedir. Düşük frekanslardaki genlik
spektrumlarından veya fay alanının ve kayma miktarlarının gözlemlerinden
belirlenir.
2.3. Sismik Enerji
Bir deprem tarafından üretilen enerji için ilk referans; 1895 yılında meydana
gelen Florence Depremi çalışması için yapılmıştır. Daha sonra Reid (1911),
1911 ve 1916 yılları arasında meydana gelmiş bazı büyük depremlerin
enerjilerini hesaplamıştır. Sismik dalgalarla yayılan enerji, onların
genliklerinin karesi ile orantılıdır ve böylece manyitüd, enerjinin logaritması
ile orantılıdır (Udias 1999).
2.4 Manyitüd ve Enerji
Gutenberg ve Richter (1942, 1956), manyitüd ve enerji arasındaki ilk
ampirik ilişkileri kurmuştur:
log E s = 2.4m b − 1.3 ,
(2.3)
log E s = 1.5M s + 4.2 .
(2.4)
Es (joule cinsinden), sismik dalgalarla yayılan enerjidir ve sismik enerji
olarak bilinir. Ms = 8 olan bir depremin, (2.4) denklemine göre, 1018J (1025
erg) sismik enerjisi bulunmaktadır. Karşılaştırma için, 5 megatonluk bir
nükleer patlamanın 1016 J enerjisinin bulunduğu ve 6.7 manyitüdündeki bir
depreme eşit olduğu verilebilir. Bir yıl içinde oluşan tüm depremlerin
yaklaşık enerjisi hesaplanırsa, 1018-1019 J aralığında bir değer elde edilir. Bu
4
enerjinin yaklaşık %90’ ı, manyitüdü 7 veya daha büyük depremlere karşılık
gelir. Bu enerji, yaklaşık olarak bir yıldaki global enerji tüketimine denktir.
Bir depremle açığa çıkan toplam enerji, sismik enerjinin (Es), elastik
olmayan biçimde kaybolan enerji ve odakta ısı olarak açığa çıkan enerjilerin
toplamıdır:
E = Es + E R .
(2.5)
Sadece E kısmından, sismik enerji ölçülebilir. Bu, sismik etki katsayısının
(η) kullanılması ile toplam enerjinin bir kısmı olarak gözönüne alınabilir:
E s = ηE .
(2.6)
Depremler tarafından açığa çıkan toplam enerji ölçülemediği için bu
katsayının değeri birden küçüktür (Udias 1999).
2.5. Sismik Moment, Gerilim Düşmesi ve Ortalama Gerilim
Bir depremin manyitüdü, enerji boşalımı ile ilgilidir ve onun oluşum
mekanizmasından bağımsızdır. İlk olarak Aki (1966), deprem
manyitüdünün başka bir ölçümü olan sismik momenti ( M 0 ) , 1964 Niigata
depremi için tanıtmıştır. Bu, yerkabuğunda kesme kırılmalarının neden
olduğu depremlerin bir fikri üzerinedir ve aşağıdaki gibi tanımlanır:
M 0 = µ∆ u S .
(2.7)
Burada, µ kesme veya rijidite modülü, ∆u bir fay düzlemi üzerindeki
yerdeğiştirme veya kaymanın ortalama değeri ve S, fay düzleminin alanıdır.
‘cgs’ birim sisteminde sismik moment dyn-cm olarak verilir ve ‘SI’ birim
sisteminde Nm’ dir. Sismik moment; fay alanı, kayma ve malzemenin
dayanımını içerir. Böylece bir depremin manyitüdü için iyi bir fiziksel
ölçüm oluşturur.
Fay düzlemi üzerindeki kesme gerilmeleri, depremlerden önce ve sonra σo
ve σ1 ise; iki yeni parametre, yani ortalama gerilme σ (deprem öncesi ve
sonrası gerilmelerin ortalama değeri) ve gerilim düşmesi ∆σ (onların
arasındaki fark) tanımlanabilir (şekil 2.1.):
5
σ=
1
(σo + σ1) ,
2
(2.8)
∆σ = σ o − σ 1 .
(2.9)
Gerilimdeki düşme (şekil 2.2.), gerilmenin bir kısmını gösterir ve fay
kaymasının üretilmesinde kullanılır. Kırılma bittikten sonra, bir fayın iki
tarafı arasındaki sürtünmeye bağlı olarak orada daima bazı kalıntı gerilmeler
(σ1) kalır. Ancak bu kısımda bir sürtünme yoksa, yani σ1 = 0 ise, gerilim
düşmesi toplamdır ve ∆σ = 2σ şeklinde ifade edilir. İlk gerilim σo, odak
bölgesindeki deformasyondan sorumlu tektonik gerilmedir.
Yırtılma süresince toplam enerji boşalımı basitleştirilmiş bir şekilde
aşağıdaki gibi gösterilebilir:
E = σ ∆uS .
(2.10)
σ S, bir kuvveti gösterir. Sismik momentin (2.7), (2.10) denkleminde yerine
konması ile aşağıdaki eşitlik elde edilir:
E=
σ
M0 .
µ
(2.11)
6
Şekil 2.1. Kayma ∆u ve gerilimdeki düşmenin ∆σ = σ 0 − σ 1 , kesme
kırılmasının oluşum öncesi (a) ve sonrası (b) gerilme davranışı
gerilme, τ
Şekil 2.2. Fay yüzeyi üzerindeki bir noktada gerilim. Yırtılma cephesi bir
zaman
noktaya yaklaşır, gerilim τs değerine yükselir, daha sonra bu
noktada yenilme oluşur. Bu nokta, yerdeğiştirme D ile kayar ve
gerilim τf değerine düşer. İlk gerilim ile son gerilim arasındaki
fark ∆σ, gerilim düşmesi olarak tanımlanır (Yamashita’ dan
(1976) alınmıştır)
Gerilim düşmesi toplamsa, denklem (2.10) aşağıdaki şekilde ifade edilebilir:
7
E=
∆σ
M0 .
2µ
(2.12)
Bu ifade, gerilim düşmesi ve sismik moment için bir deprem tarafından
açığa çıkarılan toplam enerji ile ilgilidir. Kesme kırılması için; gerilim
düşmesi fayın deformasyonu ile orantılıdır ve bu ∆σ = ∆u / L ′ şeklinde
gösterilebilir. L′ , fay düzleminin uzunluk boyutudur (örneğin dairesel bir
fay için L ′ = a , yarıçap; halbuki dikdörtgen fay için L ′ = D , genişliktir).
Gerilim düşmesi aşağıdaki gibi verilir:
∆u
.
L′
∆σ = Cµ
(2.13)
C, yırtılmanın şekline bağlı olan boyutsuz bir faktördür (örneğin dairesel bir
fay için C = 7π / 16 ’ dır). Bir dairesel fay için, (2.13) eşitliğinin (2.7) de
yerine konulması ile, sismik moment ve gerilim düşmesi arasındaki ilişki
aşağdaki gibi elde edilir:
M0 =
16 3
a ∆σ .
7
(2.14)
Sismik moment ve yırtılmanın boyutları biliniyorsa, gerilim düşmesi
hesaplanabilir:
∆σ =
17
16a 3
M0 .
(2.15)
Fay yarıçapı bu denklemi üçüncü dereceye arttırır ve seçimindeki küçük
hatalar, gerilim düşmesi hesaplarında büyük hatalara neden olur. Fay
alanının (S = πa2), (2.15) denkleminde yerine konulmasıyla aşağıdaki eşitlik
elde edilir:
M0 =
16∆σ
7π
3/ 2
S 3/ 2 .
(2.16)
(2.16) eşitliğinin logaritmasının alınması ile aşağıdaki bağıntı elde edilir:
log M 0 =
 16∆σ
3
log S + log
2
 7π 3 / 2

 .

(2.17)
8
Bu bağıntıdan, gerilim düşmesi tüm depremler için sabit ise logS,
2
log M 0
3
ile orantılıdır sonucu çıkarılır. Bu hipotez, büyük depremler için geçerlidir
ve ampirik olarak gösterilmiştir. Orta ve büyük depremler (M > 5) için ∆σ, 1
- 10 MPa (10 ve 100 bar) aralığında değer alır ve ortalama değer 6 MPa’ dır
(60 bar) (şekil 2.3.). Levha sınırlarında oluşan depremlerin gerilim düşmesi
3 MPa’ dan (30 bar) daha azdır ve bu depremler plakaların iç kısmında yer
alıyorsa, gerilim düşmesi yaklaşık 10 MPa’ dır (100 bar) (Kanamori ve
Anderson 1975). Ortalama gerilim düşmesi (6 MPa), yer kabuğunun kritik
deformasyonu için Tsuboi (1956) tarafından önerilen değerle aynı
düzeydedir.
Kanamori’ nin moment manyitüd Mw tanımı, sabit gerilim düşmesi hipotezi
altında, sismik momentten çıkarılan bir büyüklüktür. Moment manyitüdü
için olan bu formül, (2.2) ve (2.12) bağıntılarının (2.4) denkleminde yerine
konulması, ∆σ / µ = 10 −4 sabit değerinin kabulü ve Ms için çözülmesiyle
elde edilir ve Mw olarak yeniden adlandırılır.
Sismik enerji cinsinden (2.6) denkleminin, enerji denkleminde (2.11) yerine
konulması ile görünür ortalama gerilim tanımlanabilir:
ησ = µ
Es
.
M0
(2.18)
Sismik momenti ( M 0 ) Ms manyitüdü ile ilişkilendirmek için basit bir yol,
(2.4) ve (2.18) denklemlerini kullanmakla elde edilebilir:
log M 0 =
 ησ
3
M s + 11.8 − log
 µ
2


 .


(2.19)
9
Şekil 2.3. Fay alanı S ve sismik moment M 0 arasındaki ilişki (Kanamori
ve Anderson 1975). Düz çizgiler varsayılan sabit gerilim
düşmesini gösterirken içi dolu daireler, levha sınırlarındaki
(inter-plate) depremleri ve içi boş daireler de levhaların iç
kısmındaki (intra-plate) depremleri göstermektedir
3
’ ye eşit bir eğim ile
2
M 0 ve Ms arasında doğrusal bir ilişki vardır. Verilerdeki kesin dispersiyona
(özellikle çok büyük depremler için Ms ölçeğindeki saturasyonlar yüzünden
olabilir) rağmen gözlemler bu hipotez ile uyumludur (Kanamori ve
Anderson 1975), (şekil 2.4.).
Böylece (2.19) eşitliği elde edilir. ησ sabit ise
10
Şekil 2.4. ησ görünür ortalama gerilimine eşit bir hat ile sismik moment
M 0 ve yüzey dalgası manyitüdü Ms arasındaki bağıntı (Kanamori
ve Anderson’ den (1975) alınmıştır)
Gerilmedeki düşme toplam ise, ησ ≈ ∆σ / 2 yaklaşımı yapılabilir. Kalıntı
enerji ER, sürtünme ile kaybedilen enerjiye karşılık gelir ve bu basitçe (2.10)
eşitliği ile verilir (Udias 1999):
E R = σ f ∆u S .
(2.20)
σ f , kırılma süresince olan sürtünme gerilmesidir. σ 1 = σ f
koşulu,
Orawan’ ın durumu olarak bilinir ve gerilim düşmesinin toplam olduğunu
belirtir. Bu nedenle ησ ≈ ∆σ / 2 şeklinde yazılabilir. Buradan, gerilmenin
11
kayma için katkıda bulunmadığı, ısı olarak sürtünmede kaybedildiği anlamı
çıkarılır.
Sonuç olarak, sismik moment M 0 , bir depremin manyitüdü için en iyi
ölçüm olarak gözönüne alınabilir. Bu nicelik, kesme kırılmasının
mekanizması olarak kabul edilir. Bu model, ayrıca ortalama gerilme ve
gerilim düşmesi kavramlarını tanıtır. Kırılma süresince boşalan enerji için
bu nicelikler arasında kullanışlı bağıntılar bulunmuştur.
2.6. Kaynak-Zaman Fonksiyonu (KZF)
Kaynak-Zaman Fonksiyonu (KZF) ∆u(t), kaymanın zamana bağımlılığını ve
odak mekanizmasının önemli bir karakteristiğini gösterir. Adım fonksiyonu
en basit KZF’ dur. Adım fonksiyonunu da içermek üzere yaygın olarak
kullanılan bazı fonksiyonlar (şekil 2.5.)
∆u (t ) = ∆uH (t )
(2.21)
 t
∆u , 0 ≤ t ≤ τ
∆u (t ) =  τ
∆u ,
t >τ

(2.22)
(
∆u (t ) = ∆uH (t ) 1 − e −t / τ
)
(2.23)
olarak verilebilir.
Tüm durumlar için, kayma t = 0’ da başlar ve zamanla maksimum değeri
olan ∆u’ ya ulaşır ve burada sabit kalır. Fay, kaymanın ilk durumuna geri
dönmez. İlk durumda (16.108), ∆u(t) bir adım veya Heaviside Fonksiyonu
(H(t)) şeklinde olan fonksiyon, t = 0 zamanında aniden maksimum değerine
ulaşır. İkinci durumda (2.22), ∆u(t) doğrusal olarak t = 0’ dan t = τ’ ya
artarak maksimum değerine ulaşır. KZF, kaynağın yeni bir parametresi olan
τ’ nun maksimum değerine ulaşması için geçen zamanı veya yükselme
zamanını (rise time) tanıtır. Üçüncü durumda (2.23) ise ∆u(t), t > 0 için
sürekli bir fonksiyondur. Kayma, zamanla asimtotik olarak maksimum
değerine ulaşır. Yükselme zamanı için, ∆u(t) = 0.63∆u’dur.
12
Şekil 2.5. Kayma ∆u(t) için Kaynak-Zaman Fonksiyonu (KZF); (a) adım
fonksiyonu; (b) ramp fonksiyonu, yükselme zamanı τ ile; ve (c)
üstel fonksiyon, yükselme zamanı τ ile
Elastik yerdeğiştirmeler, kayma hızının türevine (∆u& ) bağlıdır. Bu nedenle,
kayma hızının zaman bağımlılığı sık sık KZF olarak adlandırılır. İlk iki
model ((2.21) ve (2.22)) için sırasıyla aşağıdaki (2.24) ve (2.25) eşitlikleri
elde edilir:
∆u& (t ) = ∆Vδ (t )
∆u& (t ) = ∆V [H (t ) − H (t − τ )]
0,

∆V 2t ,

τ
∆u& = 
∆V 2(τ − t ) ,

τ
0,

(2.24)
(2.25)
t<0
0≤t≤
τ
2
(2.26)
τ
t ≤τ
2
t >τ
Bu iki modelde, sıfır zamanında kayma hızı sıfırdan maksimum değeri ∆V’
ye ani bir sıçrama gösterir (şekil 2.6. (a) ve (b)). İlk modelde kayma hızı bir
impulstur ve ikinci modelde kayma hızı, sabit bir değer ile τ süresine
sahiptir. Bir KZF’ nun, kayma hızı ile daha gerçekçi tanımlanması için;
sıfırdan maksimum değerine artar ve daha sonra τ zamanından sonra sıfıra
doğru azalır ifadesi kullanılabilir. Bu koşullar için üçgen fonksiyonun
kullanıldığı bir model iyi sonuçlar vermektedir (şekil 2.6. (c)).
13
Şekil 2.6. Kayma hızı (t) için Kaynak-Zaman Fonksiyonu (KZF) ve kayma
∆u(t) ile ilişkisi: (a) impuls fonksiyon; (b) dikdörtgen fonksiyon,
τ süresi ile; (c) üçgen fonksiyon, τ süresi ile; ve (d) trapezoidal
fonksiyon, τ süresi ile
Kayma hızı doğrusal olarak artar; t = 0’ da sıfır değerinden, t = τ/2’ de
maksimum değerine (∆V) ulaşır ve daha sonra t = τ değerinde sıfıra azalır.
Bu işlemin ilk kısmı boyunca, kayma ivmesi ( ∆u&& ) pozitiftir, halbuki ikinci
kısımda kayma ivmesi negatiftir. Kaynak mekanizmasının süresi artırılmak
istenirse, trapezoidal şeklindeki KZF kullanılabilir (şekil 2.6. (d)). Bu
durumda kayma hızı, t = τ’ da sıfıra doğru azalmadan önce kesin bir zaman
için maksimum değerini korur.
Şimdiye kadar, KZF modellerinde basit bir olayı içeren basit kaynakların
gösteriminden söz edildi. Kompleks bir kaynak, farklı yüksekliklerdeki
trapezoidler veya birçok üçgeni içeren KZF tarafından gösterilebilir (şekil
2.7.). Bu yolla, toplam kırılma süresince birçok ivmeleri ( ∆u&& >0),
yavaşlamaları ( ∆u&& <0) ve durmaları ( ∆u&& =0) olan bir mekanizma, bir nokta
kaynağı ile gösterilebilir.
14
Şekil 2.7. Birçok olay içeren karmaşık bir kaynak için kayma hızının
Kaynak-Zaman Fonksiyonu (KZF)
2.7. Bir boyutlu Haskell kaynağı
Kabaca dört faylanma kaynak parametresi, sismik yayılmayı etkilemektedir.
Bunlar; (1) fay üzerindeki son (ortalama) yerdeğiştirme ( D ), (2) fayın
boyutları (L, uzunluk ve w, genişlik), (3) yırtılma hızı (vr) ve (4) partikül
hızıdır.
Bu parametrelerin KZF’ nu nasıl etkilediğinden bahsedilecektir.
En basit durumda, fay basit bir nokta kaynağı olarak gözönüne alınabilir.
Sismik moment oranı, sadece o partikülün belli bir zaman içerisindeki
yerdeğiştirmesidir. Yerdeğiştirme bir adım, basamak gibi bir anda
oluşsaydı, moment oranı delta fonksiyonu olurdu. Daha gerçekçi bir
yaklaşımla; yerdeğiştirme, partikülün toplam ofsetine ulaşması için geçen
gerekli zaman uzunluğudur. En basit durum, ramp fonksiyonu ile
gösterilebilir (şekil 2.5. (b)). KZF, uzunluğu τr olan bir kutu fonksiyonu ve
ramp fonksiyonlarından oluşur. τr yükselme zamanı olarak bilinir. Yükselme
zamanı, fay üzerindeki basit bir partikülün son yerdeğiştirmesine ulaşması
için gerekli hareket zamanıdır. Fay, bir ramp partikül zaman geçmişi ile
basit bir nokta tarafından tanımlabilseydi, uzak alan P ve S dalga
yerdeğiştirmeleri, kutu fonksiyonları şeklinde olurdu. Onların genlikleri,
yayılma yönlerine bağlı olarak azimut ile değişecektir fakat vuruş şekli
(pulse) hemen hemen her yerde aynı olacaktır. Faylar, basit ramp
yerdeğiştirme fonksiyonu ile tanımlanırlar.
15
Daha açık olarak söylemek gerekirse, tüm faylar birden fazla basit nokta
yerdeğiştirmesini kapsar. Yırtılma yayılımının rolünü belirlemek için, basit
bir kinematik fay modeli ele alınır. Sonlu fay boyunca birçok nokta, benzer
bir yerdeğiştirmeyi izler fakat farklı zamanlarda, yırtılma cephesi gibi
genişler. Tüm nokta kaynaklarının, uygun zaman fonksiyonunun
tanımlanması için uygun zaman gecikmelerinin toplanması gerekir. Bunun
nasıl yapıldığı, basit bir şerit şeklindeki fay gözönüne alınarak görülebilir
(şekil 2.8.). Şekilde, fay ilk olarak bir uçta yırtılır ve yırtılma sonlu bir hız
ile diğer uça doğru yayılır. Fay, uzun ve dardır ve küçük segment serileri
olarak davranabilir. Bu segmentlerin herbiri yaklaşık nokta kaynaklardır.
yırtılma cephesi
P dalgaları
Şekil 2.8. Uzunluğu L, genişliği w olan bir boyutlu fay geometrisi. Tek bir
segmentin uzunluğu dx ve segmentin momenti mdx’ dir. Fay, vr
hızı ile yırtılır
2.8. Yön Etkisi
Genelde, yırtılma hızı faylanmış malzemenin S dalga hızından daha azdır.
Fayın ilk kırılan parçasından yayılan cisim dalgaları, daha sonra kırılan
segmentteki cisim dalgalarından daha önce istasyona ulaşır. Diğer taraftan,
istasyonun yolu faya dik olmadığı zaman, fayın farklı segmentlerinde
oluşan cisim dalgaları, kayıt istasyonu için farklı seyahat yol uzunluklarına
ve böylece eşit olmayan seyahat zamanlarına sahip olacaktır. Şekil 2.9., L
uzunluğunda, yırtılmanın soldan sağa doğru olduğu bir fayı gösterir. Kayıt
istasyonuna olan uzaklık r ise (r » L), fayın başlangıcından itibaren ışının
varış zamanı t = (r/c)’ dir. c, dalga tipinin hızını gösterir. Fay üzerinde bir x
16
noktasında faylanan segmentten yayılan dalgaların varış zamanı aşağıdaki
gibi verilir:
tx =
x (r − x cos θ )
.
+
vr
c
(2.27)
Böylece, L konumunda fayın başlangıcı ile uç kısmından gelen enerjilerin
varış zamanları arasındaki zaman farkı τc ’ yi tanımlamak için kullanılabilir:
L
 r − L cos θ
c
τc =  +
ν r 
τc =
  r 
 −   ,
  c 
(2.28)
 L cosθ 
−
 .
νr  c 
L
(2.29)
istasyon doğrultusu
kaynak fay
Şekil 2.9. Yırtılan fayın ve uzak kayıt istasyonu yolunun geometrisi
(Kasahara’ dan (1981) alınmıştır)
Fay sonluluğu ile birleşen zaman fonksiyonunun bileşeni hala kutu
fonksiyonudur, ancak onun uzunluğu veya yırtılma zamanı azimuta bağlıdır.
Böylece, Haskell modeli için KZF, tüm istasyonlarda trapezoid’ dir fakat
toplam uzunluğu değişir. Fay hareketi nedeniyle azimuta bağlılık, ‘yön’
olarak bilinir. Bir sismik istasyon, yırtılma yayılım doğrultusu boyunca yer
alıyorsa (θ = 0), trapezoid çok dar ve büyük genliklidir. Sismik istasyon
fayın yırtılmasının daha uzağında yer alıyorsa, KZF dışa doğru yayılır ve
küçük bir genliği vardır (şekil 2.10.).
17
fay
yırtılma doğrultusu
Alan=Mo
Alan=Mo
Şekil 2.10. Tek yönlü yırtılan bir fay için Kaynak-Zaman Fonksiyonu’ nun
(KZF) azimuta bağlı değişkenliği. Süre değişir fakat KZF’ nun
alanı sismik momenttir ve azimuttan bağımsızdır
Basit Haskell kaynağında tek yönlüı bir yırtılma (unilateral rupture) yani
yırtılmanın sadece bir doğrultuda olduğu gösterilmiştir. Bazı depremler için
tek yönlü yırtılma, yırtılma mekanizması için yeterli bir modeldir. Fakat
bazı depremler fayın ortasında oluşur ve her iki doğrultuda yayılır. Bu tür
yırtılma, iki yönlüı yırtılma (bilateral rupture) olarak bilinir ve iki yönlü
yırtılma için KZF azimutu daha az değişir.
18
3. MATERYAL ve YÖNTEM
Yoshida ve Koketsu (1990), 1984' de meydana gelen Naganoken-Seibu,
Japonya Depremi' nin yırtılma mekanizmasını ortaya çıkarmak amacıyla,
jeodetik veri ve kuvvetli hareket kayıtları için birleşik ters-çözüm yöntemi
geliştirmiş ve verileri birlikte kullanmanın avantajını göstermişlerdir
(Yoshida vd. 1996). Bu çalışmada, söz konusu yöntem Düzce Depremi için
uygulanmıştır. Bu depremin yırtılma mekanizması, kuvvetli hareket ve
telesismik dalga şekillerinin birleşik ters-çözümü ile ortaya çıkarılmıştır.
Deprem kaynağı için ters-çözüm yöntemleri, temelde model parametrelerini
bulmak için kullanılır ve bu amaçla ölçülen veri ile sentetik dalga şekli
arasındaki hata minimuma indirilir. Uygun çözümleri elde edebilmek için
doğru Green fonksiyonlarının kullanılması önemlidir. Yoshida (1992),
Green fonksiyonlarını ışın teorisi temeline dayanarak, düzgün olmayan
deniz tabanı modelini kullanarak hesaplamıştır. Son zamanlarda, iki veya üç
boyutlu yapıların sentetik dalga şekilleri hesabı için geliştirilen yöntemler,
hızlı ilerlemeler kaydetmektedir (örn. Koketsu vd. 1991). Bununla birlikte,
günümüzde bu yöntemlerin pratik ters-çözüm analizlerine uygulanabilmesi
aşamasına henüz gelinememiştir. Hatta hesaplama tekniği pratik olmasına
rağmen, kaynak yakınında veya istasyonların aşağısındaki bölgelerin
ayrıntılı yapısı hakkında bilgi eksikliğiyle çok sık karşılaşılır. Hız
yapılarının araştırılması, çeşitli jeofizik amaçlı çalışmalar için olduğu kadar,
sentetik dalga şeklinin doğru hesaplanabilmesi için de önemlidir (Yoshida
1995). Bu çalışmada, Green fonksiyonları, telesismik dalga şekilleri için
Yoshida (1992), kuvvetli hareket verileri için ise Kohketsu (1985)
yöntemleri kullanılarak hesaplanmıştır.
19
4. 1999 DÜZCE DEPREMİ YIRTILMA MEKANİZMASI
Yoshida ve Koketsu’ nun (1990) geliştirdiği ters-çözüm yöntemi, telesismik
ve kuvvetli hareket dalga şekillerinden oluşan bir veri gurubu kullanılarak
Düzce Depremi için uygulanmıştır. Kuvvetli hareket sismogramları DAD,
Afet İşleri Genel Müdürlüğü’ nden, telesismik dalga şekilleri ise IRISDMC’ den sağlanmıştır. Amaç, kayma dağılımını ve kaymanın kuvvetli
hareket ve telesismik verilerden nasıl etkilendiğini belirlemektir.
4.1. Bölgenin Jeolojisi ve Neotektoniği
Bolu Ovası’ nda yer alan Bolu ili, ülkemizin en önemli aktif faylarından biri
olan KAF üzerinde yer almaktadır. Bolu ovası, Kuzey Anadolu Fay Zonu
içerisinde bu zona ait doğrultu atımlı faylar denetiminde gelişmiş tektonik
kökenli (çek-ayır) bir havza niteliğindedir (Gökten vd. 1998). Bolu ili
başlıca, Bolu Ovası’ nın kuzeyindeki yüksek alanlardan kaynaklanan çakıl,
kum gibi malzemelerin ova merkezine uzanacak şekilde depolanmasından
oluşan alüvyal yelpazeler ile ova tabanını kaplayan alüvyonlar üzerinde yer
almaktadır. Ovanın D-B doğrultusundaki uzunluğu yaklaşık 20 km, K-G
doğrultusundaki uzunluğu yaklaşık 5 km’ dir. Ova tabanı kuzeyden güneye
doğru eğimlidir. Ovanın kuzeyinde ve güneyinde Paleotektonik ve
Neotektonik döneme ait aktif faylar bulunmaktadır. Paleotektonik faylar
Piliyosen öncesi zamana aittir. Diğer bir deyişle Paleozoyik-Miyosen
arasında oluşan birimler, Paleotektonik dönem kayaları olarak
adlandırılırlar. Neotektonik dönem fayları ise ovanın oluşumuna da neden
olan Pliyosen sonrası zamana aittir. Bir başka ifadeyle, başlıca Üst
Pliyosen’ den günümüze kadar oluşan birimler Neotektonik birimler olarak
adlandırılır. Neotektonik dönem faylarından önemli biri olan ve Musluklar
Köyü kuzeyinde görülen Musluklar Fayı verev atımlı normal bir faydır
(Varol vd. 2000).
Kaynaşlı – Düzce – Akyazı arası
Şaroğlu vd.’ nde (1987) belirtildiği üzere; Dokurcun Vadisi’ nin kuzeyinde,
Akyazı ile Düzce Ovaları’ nı güneyden sınırlayan yaklaşık 65 km
uzunluğunda ve sağ yönlü doğrultu atım özelliği gösteren, Düzce Fayı
olarak bilinen belirgin bir fay yer almaktadır (şekil 4.1.). Bu fayın KAF ile
bağlantısı olmamakla birlikte doğuda Kaynaşlı GD’ sunda, batıda Akyazı
güneyinde KAF’ na yaklaşan bir yay çizmektedir. KAF’ na yaklaştığı
alanlarda her iki fay arasında bir kırık zonunun gelişmiş olduğu dikkati
çekmektedir. Kaynaşlı doğusunda, Meşelik mahallesi ile Değirmenbaşı
Köyü arasında D-B uzanımlı 13 km’ lik bölümde fay belirgin olarak sağ
20
yönlü doğrultu atım özelliği göstermektedir. Değirmenbaşı – Çayköy
arasındaki 24 km’ lik bölümde Düzce Ovası’ nı güneyden sınırlar. Ayrıca
morfolojiye bağlı olarak yönü değişmekle birlikte yine de genel doğrultusu
D-B’ dır. Çayköy – Hanaklı arasında dağlık bir alanda yer alan Aksu Dere
ve Fabrika Dere vadilerini izler. Çayköy – Akyazı arasında 29 km’ lik
bölümde fayın doğrultusu GB’ ya doğru yön değiştirmektedir.
Fay, Şimşir – Ovapınar arasında Kretase yaşlı kumlu kireçtaşı, killi
kireçtaşı, kireç çimentolu çakıltaşından meydana gelen kaya topluluğunu
keser. Batıya doğru Akyazı ovasına kadar olan alanda ise Eosen yaşlı siyah
ve beyaz olmak üzere iki farklı renkte kireçtaşı içeren, boz renkli kumtaşı,
marn ve çakıltaşından oluşan Derinoba Formasyonu ile bunlarla yaşıt olup
bazalt, andezit ve volkanojenik çökel ardalanmasından meydana gelen
Dikmen Volkanitleri’ ni (Yılmaz vd. 1981) kesmektedir.
KAF ile olan yakın ilişkisi kadar Hendek – Düzce Depremi adıyla tanınan
1943 depremi ile de diriliği kanıtlanan bu fay, yer yer yan kollara
ayrılmaktadır. Özellikle Çayköy’ den KD’ ya doğru İçmeler Köyü’ ne kadar
9 km uzunluğunda bir kol ile Yeniköy’ den DGD’ ya doğru Çakırsayvan
Köyü kuzeyine kadar uzanan 16 km uzunluğundaki diğer bir kol çok
belirgindir. Atım hakkında birşey söylenememekle beraber, doğu
bölümünde sağa doğru birkaç yüz metre ötelenmiş akarsu yatakları yer
almaktadır. Çayköy düzlüğü Düzce Ovası’ nın en çukur bölümünü oluşturur
ve ovanın bu iki fay kolunun etkisiyle açılmış olması söz konusudur. Bolu
ili ve çevresinin jeoloji haritası, şekil 4.2.’ de verilmiştir.
21
22
Şekil 4.1. Abant – Geyve – Akyazı – Düzce arasının diri fay haritası (Şaroğlu vd.1987)
H.
23
Şekil 4.2. Bolu civarının jeoloji haritası, 1/500 000 (Varol vd. 2000)
4.2. Düzce Depremi’ nin Oluşum Nedenleri
S.Akyüz vd. ’ nde (2000) değinildiği üzere; Düzce Depremi üç nedenden
dolayı beklenmiştir:
kayma (m)
İlki, KAF’ nın Düzce Depremi’ nin olduğu kısmındaki segmenti daha önce
kırılmamıştır. İkincisi, 1944, 1957, 1967 ve Ağustos 1999 depremlerinin
kayma dağılımı, KAF’ nın bu kısımında en azından 2, 2.5 m’ lik bir kayma
açığı olduğunu göstermiştir (Barka 1996, Barka vd. 1999). Üçüncü olarak,
17 Ağustos 1999 depremi bu segment üzerindeki gerilmeyi arttırmıştır
(Parsons vd. 2000, Hubert vd. 2000), (şekil 4.3.). Şeklin üst kısmı, KAF
boyunca kaymayı mesafenin fonksiyonu olarak gösterir. Koyu gri, 1999’
dan önceki depremleri gösterirken kırmızı ve eflatun, 1999’ da oluşan son
iki depremi gösterir. 1999 depremleri, 1912 ve 1944 depremleri arasında
KAF’ nın kuzeydeki kolu boyunca olan boşluğu doldurmuştur ancak şekilde
de görüldüğü gibi, KAF’ nın Marmara Denizi’ ne doğru giden kolu
üzerinde, 17 Ağustos depreminin batı ucunda, gelecek depremler için büyük
bir potansiyel riskin olduğu bir kısım bulunmaktadır.
mesafe (km)
Şekil 4.3. Yirminci yüzyılda KAF boyunca meydana gelen depremler
(Stein vd.’ den (1997) alınmıştır)
Şekil 4.4. ile verilen üstteki şekil, bir harita kesitidir. Düzce Depremi’ nin
12 Kasım-28 Kasım 1999 tarihleri arasındaki, M ≥ 3.0 artçı-şok dağılımını
göstermektedir. Yıldız simgesi, bu depremin iç-merkezini temsil etmektedir.
24
Alttaki şekil ise harita üzerindeki izdüşümdür. Düzce Depremi’ nin dışmerkezi ve fay düzlemi ile artçı-şok dağılımını göstermektedir. Düzce
Depremi yüzey kırığı kırmızı çizgi ile çizilmiştir ve Düzce Fayı ile
mükemmel bir uyum içindedir.
Şekil 4.5. ile verilen üstteki şekil, bir harita kesitidir. İzmit Depremi’ nin 18
Ağustos-12 Kasım 1999 tarihleri arasındaki, M ≥ 2.0 artçı-şok dağılımını
göstermektedir. Yıldız simgesi, Düzce Depremi’ nin iç-merkezini temsil
etmektedir. Alttaki şekil ise Düzce Depremi’ nin dış-merkezi ve fay düzlemi
ile İzmit Depremi’ nin artçı-şok dağılımını göstermektedir.
Düzce Depremi’ nin artçı-şokları ile onun dış-merkez ve fay düzlemi (şekil
4.4.), İzmit Depremi’ nin artçı-şokları ile onun dış-merkez ve fay
düzlemiyle karşılaştırıldığında (şekil 4.5.), Düzce Depremi’ nin dışmerkezinin, İzmit Depremi’ nin artçı-şoklarının doğuda bittiği yerde
oluştuğu açıkça görülür. İzmit Depremi’ nin artçı-şokları, Düzce Depremi’
nin İzmit Depremi’ nin geç bir artçı-şoku olmadığını gösterir. Dolayısıyla,
Düzce Depremi bağımsız bir depremdir ve İzmit Depremi tarafından
tetiklenmiştir. Çemen vd.’ nin (2000) yaptığı çalışmada da 12 Kasım Düzce
Depremi’ nin muhtemelen 17 Ağustos İzmit Depremi ile tetiklendiğinden
bahsedilmiştir.
25
derinlik
uzunluk
25 km
65 km
Şekil 4.4. Düzce Depremi’ nin, M ≥ 3.0 artçı-şok dağılımını göstermektedir.
Veri SABOnet’ ten alınmıştır. Harita, GMT programı
kullanılarak hazırlanmıştır
uzunluk
uzunluk
derinlik
derinlik
Şekil 4.5. İzmit Depremi’ nin M ≥ 2.0 artçı-şok dağılımını
göstermektedir. Veri SABOnet’ den alınmıştır. Harita, GMT
programı kullanılarak hazırlanmıştır
26
4.3. Kaynak Modeli
Artçı-şok dağılımı, Düzce Depremi süresince kaymanın tek bir fay düzlemi
üzerinde oluştuğunu gösterir (Şekil 4.4). Buradan yola çıkarak; faylanmanın
tek, dolayısıyla basit bir fay düzlemi üzerinde olduğu varsayılmıştır. Bu fay
düzlemi, uzunluğu ∆x ve genişliği ∆y olan birçok fay düzlemi birim
alanlarına (sub-faults) bölünür. x ekseninin doğrultu boyunca alınmasıyla,
mn’ inci fay düzlemi birim alanı aşağıdaki bölgeyi işgal eder (Yoshida vd.
1996):
xm - ∆x/2 ≤ x ≤ xm + ∆x/2, yn - ∆y ≤ y ≤ yn + ∆y/2; xm = m ∆x ve yn = n∆y .
Artçı-şokların çoğu 15 km’ den daha sığ bir alanda yer almaktadır. Bu
çalışmada Düzce Depremi artçı-şok alanının büyüklüğü ve yüzey kırığı
dikkate alınarak, 65 x 25 km2 lik bir fay düzlemi kullanılmıştır (Şekil 4.4).
Bu fay, 13 x 5 fay düzlemi birim alanına, her biri 5 km x 5 km alanında
bölünmüştür. Sentetik dalga şekillerinin hesaplanması için, her fay düzlemi
birim alanı, merkezine yerleştirilen bir nokta kaynağı ile temsil edilmiştir.
KZF, yükselme zamanı (τ) olan birçok ramp fonksiyonunun superpozisyonu
şeklinde gösterilir ve her bir ramp fonksiyonu aralığının τ’ ya eşit olduğu
kabul edilir (şekil 4.6.).
180º
Şekil 4.6. Kaynak-Zaman Fonksiyonu (KZF)
Şekil 4.6.1. Kayma Açısı
Düzce Depremi sağ-yanal doğrultu atımlı bir faylanma mekanizması
göstermiştir. Fay düzlemi birim alanı üzerindeki kayma vektörü, 180 ± 45°
doğrultularında iki bileşenin lineer kombinasyonu ile gösterilmiştir. Bu
çalışmada kayma açıları 180 ± 45° içinde sınırlandırılmıştır (şekil 4.6.1.).
Kayma açısı, doğrultu atımlı faylar için birçok araştırmacı tarafından bu
aralıkta kullanılmaktadır (örn. Yoshida ve Koketsu 1990, Yoshida vd.
1996). Ters-çözümde kullanılan kaynak modeli, lokal yırtılma hızlarındaki
değişime izin verdiği kadar, kayma açılarında ve KZF’ larındaki değişime
27
de olanak sağlar. Bu çalışmada Dziewonski ve Anderson (1981)’ nin
Preliminary Reference Earth Model’ i (PREM) kullanılmıştır.
Dış merkeze yakın gözlenen yüzey kırığı, yaklaşık 4 m’ lik sağ yanal
yerdeğiştirmeyle 40.77° K ve 31.20° D doğrultusundadır (Milkereit vd.
2000). Yüzey kırığı dış merkezden iki yöne doğru D-B doğrultusunda
uzanmaktadır. Şekil 4.4’ de kırmızı çizgi ile gösterilen yüzey kırığı, Düzce
Fayı ile mükemmel bir çakışma göstermektedir. Artçı-şoklar dış merkezin
doğu ve batısında yer almaktadır.
4.4. Yırtılmanın Şematik Gösterimi
yırtılma alanı üzerinde
yerdeğiştirme alanı
D(x,t)
dış-merkez
iç-merkez
fay
düzlemi
veya
deprem odağı
Şekil 4.7.
yayılan yırtılma
cephesi
Bir fay düzlemi üzerinde, deprem odağı veya iç-merkezden
yayılan yırtılmanın şematik gösterimi. Sürekli kayan bölge, P
ve S dalgası yayar. Yerdeğiştirme alanı D(x,t), fayın yüzeyinde
değişir. Dikkat edilirse, yırtılma yayılım doğrultusu, genellikle
kayma doğrultusuna paralel değildir (Bolt’ den (1988)
alınmıştır)
4.5. Telesismik Dalga Şekli Ters-Çözümü
IRIS-DMC’ den sağlanan telesismik P dalgalarının yerdeğiştirme dalga
şekillerinin ters-çözümü, fay geometresini ve kaynak parametrelerini
belirlemek için yapılmıştır.
P dagalarının telesismik yerdeğiştirme dalga şekilleri, orjinal hız
sismogramlarının sayısal integrasyonu sonucu elde edilmiştir.
Sismogramların dış merkez uzaklıkları 30° ile 90° arasındadır. İlk varış
zamanları, geniş bandlı hız kayıtlarının okunmasından belirlenmiştir. Ters-
28
çözümde, örnekleme aralığı 1.0 s olan uzun periyotlu kayıtlar kullanılmıştır.
P dagalarının telesismik yerdeğiştirme dalga şekilleri, kaydedildikleri
istasyonlarla birlikte gösterilmiştir (şekil 4.8.).
Şekil 4.8. Ters-çözümde kullanılan uzun-periyot kayıtlar kaydedildikleri
istasyonlarla birlikte gösterilmiştir. Ana şokun dış merkezi yıldız
simgesi ile belirtilmiştir. Harita, GMT programı kullanılarak
hazırlanmıştır
Telesismik dalga şekillerinde yön etkisi teorisine göre; vuruş şekli genişliği
(pulse width) yöne ters veya dik istasyonlarla karşılaştırıldığı zaman, yön
doğrultusundaki istasyonlarda daha kısadır. Vuruş şeklinin anlamı gözlenen
dalga şeklindeki ana dalga paketidir. Ters-çözümde kullanılan doğu ve
batıdaki istasyonlarda kaydedilen dalga şekillerinin vuruş şekli genişliğinde
29
önemli bir fark yoktur. Aynı şekilde, kuzey ve güneydeki istasyonlarda
kaydedilen dalga şekilleri de birbirinden çok farklı değildir (Şekil 4.8). Bu
nedenle, Düzce Depremi için telesismik dalga şekillerinde yön etkisi
görülmemiştir.
İç merkez, fay yırtılmasının başlangıç noktası olarak varsayılmıştır.
Öncelikle ilk ters-çözüm, yırtılma hızını seçmek için yürütülmüştür. 1.5
km/s ile 3.0 km/s arasında değişen hız değerleri için ters-çözüm yapılmış ve
en iyi sonuç, hız 2.4 km/s iken elde edilmiştir. 180 ± 45° doğrultularındaki
iki bileşen için KZF’ nun, yükselme zamanları 1.0 s olan üç ramp
fonksiyonunu içerdiği varsayılmıştır. KZF’ nun yükselme zamanı 0.5, 1.0,
1.5 s değerleri için incelenmiş ve en iyi uyum, yükselme zamanı 1.0 s iken
elde edilmiştir. Fay, 13 x 5 fay düzlemi birim alanlarına bölünmüştür. Bu
durumda, model parametrelerinin sayısı 13x5x3x2=390’ dır. Ayrıca, 5 ramp
fonksiyonundan oluşmuş KZF, 1.0 s yükselme zamanı ile denenmiş ve bu
durumda model parametreleri sayısı 650’ ye yükselmiştir fakat veri
eşleşmesinde önemli bir değişim olmamıştır. Bununla birlikte iyi bir kayma
dağılımı elde edilememiştir.
En küçük kareler yöntemi ile sentetik ve gözlenen veri arasındaki fark
minumuma indirilmiş ve aralarındaki ofset giderilmiştir. Böylece her iki
veri arasındaki çakışma iyi bir uyum göstermektedir (şekil 4.9.). Şekil 4.9.’
daki dalga şekillerinin solunda, kayıtların ait oldukları istasyonlar ve
istasyon kodlarının üzerinde ise her bir dalga şekli için maksimum genliğin
mikron cinsinden değeri belirtilmiştir. Şeklin sağ üst köşesinde ise hata
miktarı verilmiştir. Şekil 4.9. için yapılan açıklamalar, Şekil 4.12 için de
geçerlidir.
Şekil 4.10 ile verilen ters-çözüm sonucu elde edilen kayma dağılımı, Düzce
Depremi iç merkezinin iki pürüz (asperity) arasındaki boşlukta yer aldığını
göstermektedir. Şekildeki oklar, kayma vektörleridir ve kaymanın yönünü
belirtir. Okların boyutu, kayma miktarları hakkında fikir vermektedir.
Buradaki açıklamalar, Şekil 4.13 için de geçerlidir. Telesismik dalga
şekilleri kullanılarak yapılan ters-çözümde, toplam sismik moment
4.70E+19 Nm hesaplanmıştır.
30
4.70E+19 Nm hesaplanmıştır.
Şekil 4.9. Gözlenen telesismik dalga şekilleri (kırmızı) ile sentetik dalga
şekillerinin (siyah) karşılaştırılması
31
(a)
doğrultu (Фs):
eğim açısı (δ):
kayma açısı (λ):
Mw:
264.0 °
64.0 °
184.6 °
7.05
kuzey
doğrultu
(b)
MT: 4.70E+19 Nm, MD: 2.79E+19 Nm, MB: 1.91E+19 Nm
(c)
batı
Şekil 4.10.
doğu
Telesismik dalga şekli ters-çözüm sonucunu göstermektedir.
Yagi’ nin (2000) kodu kullanılarak çizilmiştir. Yıldız, ilk
kırılma yerini göstermektedir. (a) odak mekanizması çözümü,
(b) toplam moment oranı fonksiyonu, (c) eş sismik dağılımı
32
4.6. Kuvvetli Hareket Kayıtlarının Önemi
Periyodu birkaç saniyeden az olan uzak-alan verilerini kullanarak, yırtılma
mekanizmasının zamanla olan değişimini gözlemlemek zor olabilir.
Yırtılma mekanizmasının zamana bağlı kısa süreli değişimini elde etmek
için, kaynak bölgesi yakınında kaydedilen kuvvetli hareket sismogramlarını
analiz etmek gerekir. Bu tür kayıtlar, aynı zamanda orta büyüklükteki
depremlerin kaynak mekanizmalarını çözmek için de kullanılır (Yoshida
1995).
4.7. Birleşik Ters-Çözüm
Son olarak, kuvvetli hareket ve telesismik dalga şekillerinden oluşan iki
farklı veri grubunun birlikte ters-çözümü yapılmıştır. Sadece telesismik
dalga şekillerini kullanarak yapılan ters-çözümdeki fay modeli üzerindeki
varsayımlar, birleşik ters-çözümde de aynı tutulmuştur.
Şekil 4.11. ile verilen harita üzerinde, Deprem Araştırma Dairesi tarafından
işletilen Kuvvetli Hareket Şebekesinin kaydettiği, Düzce Depremi’ ne ait
bazı önemli kuvvetli hareket sismogramları gösterilmiştir. Bu sismogramlar
ivme ölçerler tarafından kaydedilmiştir. Yeşil üçgenler, Düzce Depremi’ ni
kaydeden yirmi kuvvetli yer hareketi istasyonundan bu harita ile
sınırlandırılan alanda kalan istasyonları temsil etmektedir. Depremin yüzey
kırığı kırmızı ile çizilmiştir. 12 Kasım 1999 Düzce ve 17 Ağustos 1999
İzmit Depremi’ nin dış-merkezleri, SABOnet çözümleri kullanılarak,
sırasıyla kırmızı ve mavi yıldız simgeleri ile gösterilmiştir. Sol üst köşedeki
ölçek; Bolu ve Düzce (BOL ve DUZ) istasyonları yatay bileşenleri için, sol
alt köşedeki ölçek ise Sakarya, İzmit, Göynük ve Mudurnu (SKR, IZT,
GYN, MDR) istasyonlarının yatay bileşenleri için verilmiştir. Bu
istasyonlardaki ivme kayıtlarının arasındaki genliklerin oldukça farklı
olması nedeniyle tek bir ölçeğin tüm kayıtlar için kullanılması mümkün
olmamıştır.
Maksimum doruk yer ivmesi yaklaşık 800 gal olarak BOL (DB)
istasyonunda kaydedilmiştir. Bu değer; büyük depremlerden biri olan 1995
Kobe, Japonya Depremi’ nde kaydedilen maksimum 800 gal ivme değeri ile
hemen hemen aynı iken, 1999 Chi-Chi Tayvan Depremi için kaydedilen 900
gal ivme değerine yakındır.
33
34
Şekil 4.11. Bazı önemli istasyonların kuvvetli hareket ivme kayıtlarını göstermektedir. Harita, GMT programı
kullanılarak hazırlanmıştır
DB
KG
Şekil 4.11 ve Bölüm 2-2.8’ de açıklanan yön etkisi (directivity effect) teorisi
gözönüne alınarak, Düzce Depremi ile oluşan yırtılmanın sanki tek yönlü
olarak, batıdan doğuya doğru geliştiği düşünülebilir. Ancak bu düşünce
depremin artçı-şok dağılımı, dış-merkezin yeri ve yüzey kırığı ile
çelişkilidir. Ayrıca izleyen kısımlarda belirtileceği üzere, ters çözüm
sonucunda Düzce Depremi ile gelişen yırtılmanın tek yönlü değil, çift yönlü
olarak geliştiği bulunmuştur. Bu durumda bu kayıtlar üzerinde yön etkisinin
olmadığı, yol etkisinin (path effect) önemli bir rol oynadığı söylenebilir.
Yol etkisine göre; dalgaların kaynaktan çıktıktan sonra kaydedildikleri
istasyonun bulunduğu yere kadar izledikleri yol, yani geçtikleri tabakalar
önemlidir. Yeraltının homojen bir yapıda olmaması nedeniyle depremler
sonucu kaydedilen dalga şekli genlikleri ve oluşan hasarlar da farklı
olmaktadır. Kısaca, Düzce Depremi için BOL ve DUZ istasyonlarında
kaydedilen maksimum doruk ivme değerlerinin diğer istasyonlardaki
kayıtlara göre oldukça büyük olması, zemin büyütmesinden kaynaklanabilir.
Bu konuda daha detaylı çalışmaların yapılması faydalı olacaktır.
Ters-çözümde, ivme kayıtlarının sayısal integrasyonu ile elde edilen hız
dalga şekilleri kullanılmıştır. Bu dalga şekilleri 0.5 s aralıkla örneklenmiş ve
0.05 ile 0.5 Hz arasında band geçişli filtre uygulanmıştır. Kuvvetli hareket
dalga şekillerinin başlangıç zamanlarının doğru olmaması yüzünden, P
dalgasının kuramsal varış zamanı ile gözlenen P dalgası varış zamanını
çakıştırmak için zaman düzeltmeleri yapılmıştır. Ancak sadece bazı
istasyonlardan (BOL ve DUZ) elde edilen kuvvetli hareket dalga şekilleri
ters-çözümde kullanılmıştır. Düzeltmeleri yapılan diğer istasyonlar, tersçözüme dahil ediğinde ise, gözlenen ve sentetik dalga şekilleri arasındaki
çakışmanın iyi olmaması nedeniyle uygun olmayan eş-sismik dağılımı elde
edilmiştir. Bu nedenle yukarıda belirtilen iki kuvvetli yer hareketi
istasyonunun yatay bileşenleri haricindeki dalga şekilleri ters-çözüme dahil
edilmemiştir.
35
Şekil 4.12.’ de gözlenen kuvvetli hareket ve telesismik dalga şekilleri ile
sentetik dalga şekillerinin bir karşılaştırması gösterilmektedir. Bu sonuç,
telesismik dalga şekli ters-çözümünün sonucu ile uyumludur (Şekil 4.9).
Şekil 4.12. Gözlenen kuvvetli hareket (ilk dört dalga şekli) ve telesismik
dalga şekilleri (kırmızı) ile sentetik dalga şekillerinin (siyah)
karşılaştırılması
36
Fay uzunluğu L ve genişliği w, artçı-şok alanının büyüklüğü ve jeodetik
ölçümlerden tahmin edilebilir. Artçı-şoklar, başlangıç noktasının doğusunda
batıdan daha yoğun bir etkinlik göstermekte ve yaklaşık 60 km’ lik bir
alanda yer almaktadır (Şekil 4.4). Şekil 4.13 ile verilen birleşik ters çözüm
sonucu elde edilen eş-sismik kayma dağılımı, yırtılmanın dış-merkezin
yaklaşık 30 km doğusu ve 30 km batısı arasında kalan bölgede sınırlandığını
göstermektedir. Bu sonuç, artçı-şok alanının büyüklüğü ile iyi bir uyum
içindedir. Dolayısıyla, Düzce Depremi yüzey kırığının yaklaşık 60 km
olabileceğini söylenebilir. Çünkü dalga şekli ters-çözümü eş-sismik yırtılma
alanının boyutları hakkında doğrudan bilgi sağlar. Bu sebeple, yüzeyde
gözlenen yaklaşık 45 km’ lik kırık uzunluğu, derinlerde 60 km’ ye kadar
çıkabilir. Demirtaş vd.’ nin (2000) Düzce Depremi için yaptıkları çalışmada
da, artçı-şok dağılımı ve yüzey kırığının doğu ve batı uçlarındaki 1.5 - 2 m’
lik yatay atım miktarlarını gözönüne alarak, depremde yırtılan kısmın
derinlerde 60 km civarında olabileceğinden bahsedilmiştir.
Sadece telesismik dalga şekilleri kullanılarak yapılarak ters çözüm
sonucunda (Şekil 4.10), dış-merkezin batı kısmında pek belirgin olmayan
pürüz yani büyük kayma dağılımının, büyük moment boşalımının olduğu
kısım; kuvvetli hareket kayıtları ters-çözüme dahil edildiğinde
belirginleşmiştir (şekil 4.13.). Bu nedenle, kuvvetli hareket kayıtlarının ters
çözüm sonucunu iyileştirdiği söylenebilir. Birleşik ters-çözüm sonucu elde
edilen modelin toplam sismik momenti 5.27 E+19 Nm hesaplanmıştır.
Kaymanın 15 km’ lik sığ bir kısımda, özellikle dış merkezin doğu kısmında
baskın olduğu görülmektedir (şekil 4.13.). Bu kısımda zaten büyük ölçüde
hasar meydana gelmiştir.
Bu çalışma sonucu fay mekanizması doğrultusu 264°, eğim açısı 64° ve
kayma açısı 188.5° olarak bulunmuştur. Toplam kaynak süresi 16 s’ yi
göstermektedir (şekil 4.13.(b)). Odak mekanizması ve ters-çözüm sonucu
Tibi vd.’ nin (2001) ters-çözüm sonucu ile oldukça benzerdir (şekil 4.14.).
Hesaplanan ortalama gerilim düşmesi = 2.4 x Mo / S1.5 = 5.3 MPa’ dır. Fay
alanı olan S’ nin, 40 km x 20 km olduğu varsayılmıştır. Düzce Depremi ile
oluşan yırtılma, 2.4 km/s hızla iki yönlü olarak yayılmıştır.
37
(a)
doğrultu (Фs): 264.0 °
eğim açısı (δ):
64.0 °
kayma açısı (λ): 188.5 °
Mw:
7.1
kuzey
doğrultu
(b)
MT: 5.27E+19 Nm, MD: 2.49E+19 Nm, MB:2.78E+19 Nm
(c)
doğu
batı
Şekil 4.13. Birleşik ters-çözüm sonucunu göstermektedir. Yagi’ nin (2000)
kodu kullanılarak çizilmiştir. Yıldız, ilk kırılma yerini
göstermektedir. (a) odak mekanizması çözümü, (b) toplam
moment oranı fonksiyonu, (c) eş sismik dağılımı
38
12 Kasım 1999 Düzce Depremi için hesaplanan ortalama gerilim düşmesi,
bu depremden yaklaşık üç ay önce meydana gelen Mw=7.4, 17 Ağustos
İzmit Depremi’ nin ortalama gerilim düşmesinden oldukça küçüktür. Yagi
ve Kikuchi (2000), İzmit Depremi için ortalama gerilim düşmesini 12 MPa
hesaplamıştır. Bu gerilim düşmesi, levha sınırlarında oluşan depremler için
3 MPa olan tipik gerilim düşmesinden önemli oranda büyüktür. Ancak,
levha içinde oluşan depremler için 10 MPa olan gerilim düşmesi değerine
yakındır. Bunun nedeni, levha sınırlarında oluşan depremler sonucu çok
büyük miktarlarda sismik moment boşalımının açığa çıkması olabilir.
Yagi ve Kikuchi’ nin (2000) İzmit Depremi yırtılma mekanizması üzerine
yaptıkları çalışmada; Düzce Depremi için söz konusu olmayan yön
etkisinin, İzmit Depremi’ nde etkili olduğu görülmektedir. 17 Ağustos İzmit
Depremi için yön etkisi, Yagi ve Kikuchi’ nin (2000), kuvvetli hareket ve
telesismik dalga şekillerini kullanarak yaptıkları birleşik ters-çözüm sonucu
elde ettikleri eş-sismik kayma dağılımındaki (Şekil 4.15) doğuya doğru
uzanan yırtılmadan anlaşılmaktadır. Bu ters çözüm sonucu, yırtılmanın dışmerkezin 50 km doğu ve 20 km batısında kalan bölgede sınırlandığını
göstermektedir.
İzmit Depremi için gözlenen yaklaşık 120 km’ lik yüzey kırığı Yagi ve
Kikuchi (2000) tarafından elde edilen ters çözüm sonucu ile
uyuşmamaktadır. Onlar, ters çözümle dış-merkezin yaklaşık 100 km
doğusunda eş-sismik kaymanın olasılığını araştırmışlar ancak önemli bir
moment boşalımı elde edememişlerdir. Bu nedenle eş-sismik (co-seismic)
yırtılma alanının doğuda bittiği yerde sismik sonrası (post-seismic)
kaymanın meydana geldiği yorumunu yapmışlardır.
Bu durumda Toksöz vd.’ nin (1979) belirttiği 1963 ve 1967 depremleri
arasındaki 100-150 km’ lik sismik boşluğun (seismic gap) batı kısmının
halen yırtılmamış olma olasılığı fazladır. Bu nedenle KAF’ nın batı ucunda
bir potansiyel deprem riski söz konusudur ve gelecekte olabilecek deprem
olasılığı nedeniyle bu konuda daha ayrıntılı çalışmaların başlatılması
gerekmektedir.
39
x1019 Nm/s
(a)
zaman (s)
derinlik (km)
x1019 Nm/s
(b)
(G75ºB)
mesafe (km)
(K75ºD)
Şekil 4.14. (a) Düzce Depremi’ nin iki yönlü yırtılma modelinde kullanılan
PE ve PW nokta kaynakları için KZF’ ları. (b) Üstteki şekil, 2 km/s hızla
K75°D ve G75°B’ ya doğru iki yönlü yayılan iki nokta kaynak modelini
açıklamak için verilen moment dağılımını göstermektedir. Alttaki şekil ise
artçı-şok dağılımını göstermektedir (Tibi vd. 2001)
40
(a)
(b)
(c)
batı
doğu
Şekil 4.15. 17 Ağustos 1999 İzmit depremi birleşik ters-çözüm sonucunu
göstermektedir (Yagi ve Kikuchi 2000). Yıldız, ilk kırılma
yerini, mavi daireler ise artçı-şok dağılımını göstermektedir. (a)
odak mekanizması çözümü, (b) toplam moment oranı
fonksiyonu, (c) eş sismik dağılımı
41
5. TARTIŞMA ve SONUÇLAR
12 Kasım 1999 (Mw = 7.1) Düzce Depremi KAF’ nın batı kısımında
meydana gelerek, binlerce can kaybına ve hasara neden olmuştur. Bu bölge
aynı zamanda yaklaşık üç ay önce meydana gelen 17 Ağustos 1999 (Mw =
7.4) İzmit Depremi’ nden de etkilenmiştir. KAF’ nın Marmara Denizi’ ne
doğru giden kolu üzerinde, 17 Ağustos depreminin batı ucunda deprem riski
söz konusudur ve ayrıntılı çalışmaların yapılması gerekmektedir. Bu sonuç,
Yagi ve Kikuchi’ nin (2000) 17 Ağustos İzmit Depremi’ nin yırtılma
mekanizmasını ortaya çıkarmak için yaptıkları ters çözüm sonucu elde
ettikleri eş-sismik kayma dağılımından anlaşılmaktadır.
Telesismik ve kuvvetli hareket dalga şekilleri verilerini açıklamak için bir
fay modeli oluşturulmuştur. Kuvvetli hareket verisi kayma dağılımı
çözümünü iyileştirmiştir. Ancak, gözlenen ve sentetik dalga şekillerinin
çakışmasının iyi olmaması nedeniyle sadece iki istasyonun (BOL ve DUZ)
yatay bileşenleri ters-çözümde kullanılmıştır. Düzce Depremi artçıları,
yüzey kırığının doğu ve batı ucunda yoğunlaşmıştır ve artçı depremlerin
derinliği genelde 5-15 km arasında değişmektedir. Düzce Depremi’ nin
batısında fay doğrultu değiştirmektedir ve bu deprem sonucu gelişen yüzey
kırığı fayın geometrisi ile uyumludur.17 Ağustos 1999 İzmit Depremi’ nin
artçı-şokları, Düzce Depremi’ nin, İzmit Depremi tarafından tetiklendiğini
dolaylı olarak açıklamaktadır.
Birleşik ters-çözüm sonucu, Düzce Depremi’ nin oldukça küçük bir zon
içerisinde, 2.4 km/s’ lik bir hızla iki yönlü bir fay yırtılmasıyla karakterize
edildiğini gösterir. Bu zon, artçı depremlerin dağılımı, yüzey kırıkları ve
meydana gelen hasar ile uyumludur. Bu çalışmada elde edilen sonuç, Tibi
vd. (2001)’ nin elde ettiği ters-çözüm sonucu ile benzerdir. Ancak, onlar
sadece telesismik dalga şekillerini kullanarak yırtılma mekanizmasını
belirlemişler ve depremin 2.0 km/s hız ile iki yönlü olarak yayıldığını
bulmuşlardır.
Düzce Depremi eş-sismik kayma dağılımı ile artçı-şok alanının büyüklüğü
oldukça iyi bir uyum içerisindedir. Buradan çakarılabilecek sonuç, Düzce
Depremi’ nin yüzeyde gözlenen yaklaşık 45 km’ lik kırık uzunluğunun
derinde yaklaşık 60 km’ ye kadar çıkabileceğidir. Diğer bir deyişle, doğu ve
batıda kırığın yaklaşık 15 km’ lik kısmının yüzeye çıkamamış olması
olasıdır. Kayma, ara bölgelerde küçük kayma gösteren kısımlarda
yoğunlaşmıştır. Çok yüksek kaymanın olduğu bu bölgeler, pürüz olarak
bilinir ve deprem hasar analizlerinde oldukça önemlidir. Pürüzler üzerindeki
42
kaymanın yoğunluğu, onların yüksek moment boşalım bölgeleri olduğunu
açıkça gösterir. Pürüzlerin geometrik açıklaması, fayların tamamen
düzlemsel olmadığını; engebeli ve pürüzlü olduğunu gösterir.
Bu çalışma sonucunda, Düzce Depremi’ nin büyüklüğü Mw = 7.1, fay
mekanizması doğrultusu 264°, eğim açısı 64° ve kayma açısı 188.5°, toplam
sismik momenti 5.27 E+19 Nm ve ortalama gerilim düşmesi 5.3 MPa olarak
hesaplanmıştır. Depremin Kaynak-Zaman Fonksiyonu (KZF) iki doruğa
sahiptir ve yaklaşık 16 s’ de son bulmuştur.
43
KAYNAKLAR
Aki, K. 1966. Generation and propagation of G waves from Niigata
earthquake of June 16, 1964.
Akyüz, H.S., Barka, A., Altunel, E., Hartleb, R. and Sunal, G. 2000. Field
observations and slip distribution of the November 12, 1999 Duzce
earthquake (M=7.1), Bolu – Turkey ed. Barka, A. vd. in 1999 Izmit
and Duzce Earthquakes: preliminary results, 63-70, ed. Barka, A.
vd. ITU publication.
Barka, A. 1996. Slip distribution along the North Anatolian Fault associated
with large earthquakes of the period 1939, 1967. Bull. Seism. Soc.
Am., 59, 521-589.
Barka, A., Akyüz, H.S., Altunel, E., Sunal, G., Cakir, Z., Dikbas, A., Yerli,
B., Rockwell, T., Dolan, J., Dawson, T., Hartleb, R., Tucker, A.,
Fumal, T., Langridge, R., Stenner, H., Christofferson, S., Armijo,
R., Meyer, B. and Chabalier, J.B. 1999. 17 August 1999 Izmit
Earthquake, Northwestern Turkey. AGU Fall Mtng, Vol.80, no.46,
F647, San Francisco.
Bath, M. 1981. Earthquake magnitude – Recent research and current trend,
Earth Sci. Rev., 17, 315-398.
Beroza, G. C. and P. Spudish. 1988. Linearized inversion for fault rupture
behavior: application to the 1984, Morgan Hill, California
earthquake, J. Geophys. Res., 93, 6275-6296.
Bolt, B. A. 1988. “Earthquakes”.Freeman, New York.
Çemen, İ, Gökten, E., Varol, B., Kılıç, R., Özaksoy, V., Ekmen, C. ve Pınar,
A. 2000, EOS, Transactions, American Geophysical Union, 81,
309, 313.
Demirtaş, R., Erkmen, C. ve Yaman, M. 2000. 12 Kasım Düzce Depremi:
Yüzey Kırık Geometrisi, Atım Miktarı Dağılımı ve Gelecek
Deprem Potansiyeli. Deprem Araştırma Dairesi, 12 Kasım 1999
Düzce Depremi Raporu (ed. Özmen, B. ve Bağcı, G.), 61-100.
Dziewonski, A. M. and Anderson, D. L. 1981. Preliminary reference Earth
model, Phys.Earth Planet. Inter., 25, 297-356
Fukuyama, E. and K. Irikura. 1986. Rupture process of the 1983 Japan Sea
(Akita-Oki) earthquake using a waveform inversion method, Bull.
Seismol. Soc. Am., 76, 1623-1640.
44
Gökten, E., Özaksoy, V. ve Demirtaş, R. 1998. Bayramören-Abant arasında
Kuzey Anadolu Fay Zonu’ nun bazı neotektonik özellikleri: Aktif
Tektonik Araştırma Grubu birinci Top. Makaleler (Editör Akyüz S.
ve Barka A.A), İTÜ Maden Fak. Avrasya Yerbilimleri Enst., 68-77.
Gutenberg, B. and C. F. Richter. 1942. Earthquake magnitude, intensity,
energy and acceleration. Bull. Seis. Soc. Am. 32, 163-91.
Gutenberg, B. and C. F. Richter. 1956. Magnitude and energy of
earthquakes. Annali di geofisica 9, 1-15.
Hanks, T. C. and H. Kanamori. 1979. A moment magnitude scale. J.
Geophys. Res. 84, 2348-50.
Hartzell, S. H. and T. H. Heaton. 1983. Inversion of strong ground motion
and telesismic waveform data for the fault rupture history of the
1979 Imperial Valley, California, earthquake, Bull. Seismol. Soc.
Am., 73, 1553-1585.
Hartzell, S. 1989. Comparision of seismic waveform inversion results for
the rupture history of a finite fault: application to the 1986 North
Palm Springs, California, earthquake, J. Geophys. Res., 94, 75157534.
Hubert, A., Barka, A., Jacques, E., Nalbant, S., Meyer, B., Armijo, R.,
Tapponier, P. and King, J. 2000. Seismic hazard in the Marmara
region following the 17 August 1999 Izmit earthquake, ed. Barka,
A. vd. in 1999 Izmit and Duzce Earthquakes: preliminary results.
ITU publication.
Kanamori, H. and D. L. Anderson. 1975. Theoretical basis of some emprical
relations in seismology. Bull. Seis. Soc. Am. 65, 1073-95.
Kanamori, H. 1977. The energy release in great earthquakes. J. Geophys.
Res. 82, 2921-87.
Kasahara, K. 1981. “Earthquake mechanics”. Cambridge Univ. Press,
Cambridge, UK.
Kikuchi, M. and Y. Fukao.1985. Iterative deconvolution of complex body
waves from great earthquakes-the Tokachi-Oki earthquake of
1968, Phys. Earth Planet. Inter., 37, 235-248.
Kohketsu, K. 1985. The extended reflectivity method for synthetic nearfield seismograms, J. Phys. Earth, 33, 121-131.
Koketsu, K., B. L. N. Kennet and H. Takenaka. 1991. 2-D reflectivity
method and synthetic seismograms for irregularly layered
structures-II. Invariant embedding approach, Geophys. J. Int., 105,
119-130.
Kohketsu, K. 2000. Effect of Source Mechanism and Rupture Process on
Strong Motion, IISEE Lecture Note Seminar Course 2000.
45
Mendoza, C.and S. H. Hartzell. 1988. Aftershock patterns and main shock
faulting, Bull. Seismol. Soc. Am., 78, 1438-1449.
Milkereit, C., Zunbul, S., Karakisa, S., Iravul, Y., Zschau, J (SABO group)
and Baumbach, M., Grosser, H., Gunther, E., Umutlu, N., Kuru, T.,
Erkul, E., Klinge, K., Ibs von Seht, M., Karahan, A., (Task Force).
2000. Preliminary aftershock analysis of the Mw=7.4 Izmit and
Mw=7.1 Duzce earthquake in western Turkey, Proc. AGU Fall
Mtng on the August 17, 1999, Izmit, Turkey, pp. 179-187, ed.
Barka, A vd. Istanbul Technical University.
Mori, J. and K. Shimazaki. 1985. Inversion of intermediate-period Rayleigh
waves for source characteristics of the 1968 Tokachi-Oki
earthquake, J. Geophys. Res., 90, 11374-11382.
Olson, A. H. and R. J. Apsel. 1982. Finite faults and inverse theory with
applications to the 1979 Imperial Valley earthquake, Bull. Seismol.
Soc. Am., 72, 1969-2001.
Parsons, T., Toda, S., Stein, R., Barka, A. and Dieterich, J. 2000.
Heightened Odds of Large Earthquakes Near Istanbul: An
Interaction-Based Probablity Calculation. Science, 28; 288: 661665.
Reid, H. F. 1911. The elastic rebound theory of earthquakes. Bull. Dept
Geol. Univ. California 6, 412-44.
Richter, C. F. 1935. An instrument earthquake magnitude scale. Bull. Seis.
Soc. Am. 25,1-32.
Şaroğlu, F., Emre, Ö. ve Boray, A. 1987. Türkiye’ nin Diri Fayları ve
Depremsellikleri, MTA, Derleme no.8174, 83-85.
Stein, R.S., A.A.Barka and J.H.Dieterich. 1997. Progressive failure on the
North Anatolian fault since 1939 by earthquake stress triggering,
Geophys. J. Int., 128, 594-604.
Takeo, M. and N. Mikami. 1987. Inversion of strong motion seismogrsms
for the source process of the Naganoken-Seibu earthquake of 1984,
Tectonophysics, 144, 271-285.
Tibi, R., Bock, G., Xia, Y., Baumbach, M., Grosser, H., Milkereit, C.,
Karakisa, S., Zunbul, S., Kind, R., and Zschau, J., 2001. Rupture
processes of the 1999 August 17 Izmit and November 12 Duzce
(Turkey) earthquakes, Geophys. J. Int., 144, F1-F7.
Toksöz, M., Shakal, A.F. and Michael, A.J. 1979. Space-time migration of
earthquakes along the north Anatolian fault zone and seismic gaps,
Pageoph, 117, 1258-1270.
Tsuboi, C. 1956. Earthquake energy, earthquake volume, aftershock area
and strength of the earth’ s crust. J. Phys. Earth 4, 63-6.
46
Udias, A. 1999. Principles of Seismology. Cambridge University Press,
475, United Kingdom.
Varol, B., Gökten, E., Başokur, A., Kılıç, R., Koçbay, A., Bilgehan, P. R.,
Ulamış, K., Kuyucu, U., İleri, Ö., Tokgöz, E., İçöz, E., Ata, D. K.,
Değirmencioğlu, E., Aktaş, K., Gürbüz, M., Kılıç, T., Altuntaş, M.
ve Arman, N. 2000. 17 Ağustos 1999 Marmara Depremi Sonrası
Sürekli İskan Alanlarının Belirlenmesinde Bolu ve Çevresi İçin
Jeoloji- Jeoteknik ve Jeofizik Araştırmaları, Türkiye Bilimsel ve
Teknik Araştırma Kurumu, 1-24.
Yagi, Y. and Kikuchi, M. 2000. Source rupture process of the Kocaeli,
Turkey, earthquake of August 17, 1999, obtained by joint inversion
of near-field data and teleseismic data, Geophys. Res. Lett., 27,
1969-1972.
Yamashita, T. 1976. On the dynamical process of fault motion in the
presence of friction and inhomogeneous initial stress. Part I.
Rupture propagation. J. Phys. Earth 24, 417-444.
Yılmaz, Y., Gözübol, A.M., Tüysüz, O. ve Yiğitbaş, E. 1981. Abant (Bolu)Dokurcun (Sakarya) arasında Kuzey Anadolu Fay Zonu’ nun
kuzey ve güneyinde kalan tektonik birimlerin jeolojik evrimi TJK
Bülteni 28/2, 74-92.
Yoshida, S. 1988. Waveform inversion for rupture processes of two deep
earthquakes in the Izu-Bonin region, Phys. Earth Planet. Inter., 52,
85-101.
Yoshida, S. 1989. Waveform inversion using ABIC for the rupture process
of the 1983 Hindu Kush earthquake, Phys. Earth Planet. Inter., 52,
389-405.
Yoshida, S. and Koketsu, K. 1990. Simultaneous inversion of waveform and
geodetic data for the rupture process of the 1984 NaganokenSeibu, Japan, earthquake, Geophys. J. Int. 103, 355-362.
Yoshida, S. 1992. Waveform inversion for rupture process using a non-flat
seafloor model: application to 1986 Andreanof Islands and 1985
Chile earthquakes, Tectonophysics, 211, 45-59.
Yoshida, S. 1995. Waveform Inversion Methods for the Earthquake Source,
J. Phys. Earth, 43, 183-209.Yoshida, S., Koketsu, K., Shibazaki,
B., Sagiya, T., Kato, T., Yoshida, Y. 1996. Joint Inversion of Nearand Far- field Waveforms and Geodetic Data for the Rupture
Process of the 1995 Kobe Earthquake, J. Phys. Earth, 44, 437-454.
47
ÖZGEÇMİŞ
Haziran 1977’ de Ankara’ da doğdu. İlk öğrenimini 1982-1987 yılları
arasında Hamdullah Suphi İlkokulu’ nda, orta öğrenimini 1987-1990 yılları
arasında Bahçelievler Ortaokulu’ nda, lise öğrenimini 1990-1993 yılları
arasında Mustafa Kemal Lisesi’nde, Ankara’ da tamamladı. 1993 yılında
girdiği Ankara Üniversitesi Mühendislik Fakültesi Jeofizik Mühendisliği
Bölümü’ nden Haziran 1997’ de Jeofizik Mühendisi ünvanıyla mezun oldu.
28 Ağustos 2000 – 22 Temmuz 2001 tarihleri arasında, Japonya’ da
düzenlenen uluslararası Sismoloji ve Deprem Mühendisliği gurup eğitim
kursunu başarıyla tamamladı ve Sismoloji Post Graduate Diplomasını
almaya hak kazandı. Bu eğitim nedeniyle lisans öğrenimini tamamladığı
Ankara Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü, Jeofizik Mühendisliği
Anabilim Dalı’ nda Eylül 1998’ de başladığı Yüksek Lisans öğrenimini bir
yıl dondurarak, Aralık 2001’ de tamamladı. Aralık 1997’ de meslek
hayatına atıldığı Bayındırlık ve İskan Bakanlığı, Afet İşleri Genel
Müdürlüğü Deprem Araştırma Dairesi’ nde, Türk-Japon JICA Deprem
Zararlarının Azaltılması ve Türk-Alman Depremlerin Önceden Belirlenmesi
Projeleri’ nde 1998’ den beri fiilen çalışmıştır. Bakanlık bünyesinde halen
görev yapmaktadır.
Yayınları
●
●
●
Umutlu, N.,* 2000, Tilt Experiment Prior to August 17, 1999,
Izmit Earthquake, The Seismological Society of Japan 2000, Fall
Meeting, November 20-22, Japan.
Milkereit, C., et al., 2000, Preliminary aftershock analysis of the
Mw: 7.4 Izmit and Mw: 7.2 Duzce earthquake in western Turkey,
Proc. AGU. Fall Meeting on the August 17, 1999, Izmit, Turkey,
pp. 179-187, ed. Barka, A., Istanbul Technical University.
Umutlu, N.,* et al., 2000, Rapid and Reliable Determination of
Earthquake Parameters and Its Application for Earthquake Disaster
Prevention, pg.23-24 Course on Natural Hazards and Disaster
Prevention: Earthquakes, Landslides and Floods, June 19-23
organized by the NGO World Geologist & The Chamber of
Geological Engineers of Turkey.
* Sunumlarını göstermektedir.
48
●
●
●
●
Umutlu, N.,* 2000, Tilt Experiment Prior to August 17, 1999,
Izmit Earthquake, Methods for the Earthquake Prediction, pg.293,
Symposia of the Seismicity of western Anatolia, May 24-27, Izmir
(full paper).
Umutlu, N.,* et al., 2000, Rapid and Reliable Determination of
Earthquake Parameters and Its Application for Earthquake Disaster
Prevention, Third Japan-Turkey Workshop on Earthquake
Engineering, February21-25, Istanbul, V.2 (full paper).
Umutlu, N., 2000, Multi-parameter Observatories, Tilt Studies
before and after the 17 August 1999, Izmit Earthquake, TurkishGerman Cooperation for Earthquake Prediction, pg. 52-65, Report
of 17August 1999Izmit Bay Earthquake, ed. Ramazan Demirtas.
Umutlu, N., 1999, Tilt Studies for the Earthquake Prediction,
Bulletin of Geophysics of Turkey, V.35, pg. 24-28.
Seminerleri
●
●
Umutlu, N., 1998, Studies for the Earthquake Prediction in the
vicinity of Adapazari-Bolu on the North Anatolian Fault, in
University of Ankara, November 26.
Umutlu, N., 1998, The importance of the Crustal Deformation
Studies for the Earthquake Prediction, in University of Ankara,
April 13.
Sertifikaları
●
●
●
●
●
Certificate of the Regular Course in Seismology at the IISEE.
Certificate of the Group Training Course on Seismology and
Earthquake Engineering, organized by the Japan International
Cooperation Agency (JICA).
Certificate of Computer, organized by Tsukuba International
Academy in conjunction with JICA.
Certificate of Japanese Language, organized by Tsukuba
International Centre, JICA.
Certificate of Tsuchira International Day Hike organized by
Tsuchira International Association.
Üyelikleri
49
●
●
●
The Seismological Society of Japan since 2000.
Chamber of Geophysical Engineers of Turkey since 1997.
Representative of Chamber of Geophysical Engineers in
Earthquake Research Department in 1999.
50