TELESİSMİK KAYNAK ÖZELLİKLERİ: SİSMOTEKTONİK

1. Türkiye Deprem Mühendisliği ve Sismoloji Konferansı
11-14 Ekim 2011 – ODTÜ – ANKARA
8 MART 2010 BAŞYURT (KARAKOÇAN) DEPREMİ (MW=6.0)
TELESİSMİK KAYNAK ÖZELLİKLERİ: SİSMOTEKTONİK
ÇIKARIMLAR
Murat UTKUCU1, Emrah BUDAKOĞLU2 ve Levent GÜLEN3
Doçent, Sakarya Üniversitesi, Jeofizik Müh. Bölümü, Esentepe Kampüsü
Araştırma Görevlisi, Sakarya Üniversitesi, Jeofizik Müh. Bölümü, Esentepe Kampüsü
3
Profesör, Sakarya Üniversitesi, Jeofizik Müh. Bölümü, Esentepe Kampüsü
Email: [email protected], [email protected]
1
2
ÖZET:
Bu çalışmada, 8 Mart 2010 Başyurt depreminin (MW=6.0) kaynak özelliklerini telesismik uzaklıklarda kayıt
edilmiş 21 P ve 10 SH dalga şeklini kullanarak inceledik. İlk önce nokta-kaynak modellemesi yapılmıştır.
Nokta-kaynak modellemesi faylanmanın doğrultu-atımlı olduğunu ve telesismik kayıtların dış merkezin 2
km eğim yukarısında ve 4 km derinlikte yerleşmiş sismik moment serbestlenmesi 0.96x1018Nm olan bir
nokta-kaynak ile modellenebileceğini göstermiştir. KD-GB uzanımlı düğüm düzlemi (doğrultu=57o,
eğim=79oGD, rake=22o), uzanımı DAFZ’nun yerel uzanımı ve artçı depremlerin belirlediği yönelim ile
uyumlu olduğundan fay düzlemi olarak seçilmiş ve bu da sol-yanal bir faylanmayı önermektedir. İkinci
olarak sonlu-kaynak modellemesi yapılmıştır. Depremin kaynağı, 2 km eşit aralıklarla 10x6 nokta-kaynak
gridi kullanılarak oluşturulan 20x12 km2’lik bir fay düzlemi ile temsil edilmiştir. Bir kaç ters çözüm
denemesi, KD-GB doğrultulu bir düzlem üzerinde ve çoğunlukla GB yönünde yayılan bir kırılmanın
kullanılan veriyi en iyi açıkladığını göstermiştir (toplam sismik moment 1.22x1018Nm, MW=6.0). Deprem, 2
fay pürüzünün kırılması sonucu oluşmuştur. En büyük kayması 0.73 m olan büyük pürüz odağın GB’sında 8
km derinlikte yer alırken, en büyük kayması 0.49 m olan küçük pürüz odağın KD’sunda yerleşmiştir.
ANAHTAR KELİMELER: 2010 Başyurt depremi, Sonlu-fay, Nokta-kaynak
1. GİRİŞ
Doğu Anadolu’da Arap levhası, Bitlis Bindirme Kuşağı (BBK) olarak adlandırılan bir deformasyon zonu
boyunca Anadolu levhası ile çarpışmaktadır (Eyidoğan, 1983; Barka ve Reilinger, 1997) (Şekil 1). GPS
çalışmaları, Arap levhasının Avrasya levhasına göre yaklaşık 18 mm/yıl’lık bir hızla KB doğrultusunda
hareket ettiğine işaret etmektedir (McClusky vd., 2000; Reilinger vd. 2006). Bu çarpışma Anadolu
Levhası’nın batıya doğru kaçmasına neden olmaktadır. Anadolu levhasının batıya doğru hereketi sağ-yanal
atımlı Kuzey Anadolu (KAFZ) ve sol-yanal atımlı Doğu Anadolu Fay Zonları (DAFZ) boyunca
gerçekleşmektedir (Şekil 1) (Barka ve Kadinsky-Cade, 1988; Şaroğlu vd., 1992). Bu fay zonları boyunca
GPS çalışmaları ile belirlenen kayma hızları yaklaşık sırasıyla 25 mm/yıl ve 9 mm/yıl’dır (McClusky vd.,
2000; Reilinger vd. 2006). Bu iki fay zonu Karlıova Üçlü Eklemi (KÜE) olarak adlandırılan yerde
birleşmektedir (Şekil 2) (Gülen vd, 1987; Barka ve Kadinsky-Cade, 1988). Doğu Anadolu’daki bu güncel
tektonik hareketler GPS çalışmalarının yanı sıra, bölgede meydana gelmiş önemli depremlerin odak
mekanizmaları çözümleri ile de desteklenmektedir (Şekil 1 ve 2) (Eyidoğan, 1983; Jackson ve McKenzie,
1984; Taymaz vd., 1991; Pınar, 1995; Kalafat vd. 2009).
Arap levhası ile Anadolu levhası arasındaki göreceli hareketi karşılayan sol-yanal doğrultu atımlı DAFZ,
yaklaşık 580 km uzunluğuyla KÜE’den İskenderun Körfezi civarına kadar uzanmakta ve bu bölgede
Ölüdeniz Fay Zonu (ÖDFZ) ile birleşmektedir (bkz. Şekil 1) (Gülen vd. 1987; Barka ve Kadinsky-Cade,
1988; Arpat ve Şaroğlu, 1972; Arpat ve Şaroğlu, 1975; Şaroğlu vd., 1992). Bu çalışmada incelenecek olan 8
Mart 2010 Başyurt depremi (MW=6.0) episantrı DAFZ’nun en kuzeydeki parçası olarak tanımlanan KarlıovaBingöl Fay Segmenti (KFS) ile Palu-Bingöl Segmentleri (PBS) arasındaki sıkışmasal fay basamağı içinde
yerleşmiştir (Tablo 1, Şekil 2) (Kalafat vd. 2010, Emre vd. 2010). Deprem, Elazığ ilinin Kovancılar,
Karakoçan ve Palu ilçeleri ile Bingöl merkez ilçeye bağlı köylerde can ve mal kayıpları ile yapısal hasarlara
1
1. Türkiye Deprem Mühendisliği ve Sismoloji Konferansı
11-14 Ekim 2011 – ODTÜ – ANKARA
yol açmıştır (Kalafat vd. 2010, Emre vd. 2010, Aşkan vd 2010, Celep vd. 2010). Deprem sonucu 42 can
kaybı meydana gelmiştir. KFS’nin güney kesimi 22 Mayıs 1971 Bingöl depremi (MW=6.7) ile PBS ise 3
Mayıs 1874 (MS=7.1) Gölcük Gölü depremi ile kırılmıştır (Ambraseys 1989; Taymaz vd. 1991; Pınar 1995;
Ambraseys ve Jackson 1998; Nalbant vd. 2002). Bu iki deprem kırılması sonucu oluşan Coulomb statik
gerilme değişimlerinin modellenmesi, KFS ile PBS arasındaki sıkışmasal fay basamağında gerilme artışı
meydana geldiğini göstermiş ve bu sıkışmasal basamak ile ilgili fayların göreceli olarak yüksek deprem
tehlikesi arz ettiği öngörüsünde bulunulmuştur (Nalbant vd. 2002).
Şekil 1. Türkiye’nin belli başlı tektonik unsurlarını (içteki şekil) ve Doğu Anadolu’nun ayrıntılı tektonik
özelliklerini (büyük şekil) bölgede meydana gelmiş ve fay düzlemi çözümleri bilinen M≥6.0 depremlerle
birlikte gösteren sismotektonik harita. McKenzie, 1972; Eyidoğan, 1983; Jackson ve McKenzie, 1984;
Taymaz vd., 1991; Pınar, 1995; Kalafat vd. 2009 ve Harvard CMT katalogundan derlenmiştir. Büyük harita
içindeki dikdörtgen Şekil 2’nin kapsadığı harita alanını göstermektedir. DAFZ: Doğu Anadolu Fay Zonu,
KAFZ: Kuzey Anadolu Fay Zonu, BBK: Bitlis Bindirme Kuşağı, KÜE: Karlıova Üçlü Eklemi. Büyük oklar
göreceli levha hareketlerine işaret etmektedir. 19. yüzyılda DAFZ üzerinde meydana gelen Ms ≥ 6.7
büyüklüğündeki deprem kırılmalarıda gösterilmiştir (Ambraseys 1989).
Şekil 2. Karlıova Üçlü Eklemi (KÜE) civarında yer alan fayları, 1784 Elmalı depremi sonrasında meydana
gelen M≥6.0 depremlerin episantrlarını (içi siyah yıldızlar) ile mevcut fay düzlemi çözümlerini ve 2005
yılında KÜE yakınında meydana gelen ve büyüklükleri 5.5<MW<6.0 olan depremlerin episantrlarını (içi
beyaz yıldızlar) gösteren sismotektonik harita. Arpat ve Şaroğlu 1972, Eyidoğan, 1983, Jackson ve
2
1. Türkiye Deprem Mühendisliği ve Sismoloji Konferansı
11-14 Ekim 2011 – ODTÜ – ANKARA
McKenzie, 1984, Taymaz vd., 1991, Şaroğlu vd. 1992, Pınar 1995 ve Kalafat vd. 2009’den derlenmiştir.
KFP: Karlıova-Bingöl Fay segmenti, PBS: Palu Bingöl Fay Segmenti.
Sol yanal doğrultu atımlı KFS ile PBS arasındaki sağa sıçramalı fay basamağında gelişen sıkışma Gökdere
yükselimi olarak adlandırılan tektonik bir sırt oluşturmuştur (Arpat ve Şaroğlu, 1972; Emre vd. 2010).
Yükselim güneydoğusunda varlığı tartışmalı olan ve Genç Fayı olarak adlandırılan bir çizgisellikle
sınırlanırken batıda PBS’nin kuzey ucu ve bu segmentin fay basamağı içine olan uzanımında yer alan alt fay
segmentlerince sınırlanır (Emre vd. 2010). KD-GB doğrultusunda toplam 15 km’lik bir uzunluk boyunca
sola sıçramalı bir geometride, 2 ile 10 km arasında değişen boylarda uzanan sol-yanal atımlı bu alt faylar
Arpat ve Şaroğlu (1972)’de olası faylar olarak gösterilmiştir. Episantrı bu fayların uzandığı bölgede yer alan
2010 Başyurt depremi sonucu yapılan ve arazi gözlemlerini de içeren incelemeler sonucunda kesin faylar
olarak gösterilmişlerdir (Emre vd. 2010). 2010 Başyurt depreminin KD-GB doğrultuda uzanan ve deprem
için sol yanal doğrultu atımlı faylanma öneren kaynak mekanizma çözümü (Tablo 1; Şekil 2) ve depremin
ardından oluşan artçı depremlerin belirlediği KD-GB doğrultuda uzanan kümelenme (Kalafat vd. 2010;
Tübitak Elazığ depremi raporu) 2010 Başyurt depremi kaynağının bu faylardan biri olduğunu önermektedir.
Nitekim, Emre vd. (2010) yüzey fay geometrisi ve artçı deprem kümelenmesi uzanımından bu alt faylardan
Aşağı Demirci ve Sarıbuğday köyleri arasında 10 km’lik bir uzunluk boyunca uzanan fayı depremin kaynağı
olarak belirlemişlerdir. Bu fay K55oD doğrultulu ve arazide bir noktada ölçülen eğimi 75o G’dir.
Bu çalışmada, 2010 Başyurt depremi depreminin nokta-kaynak ve sonlu-fay kaynak özellikleri telesismik
uzaklıklarda kayıt edilmiş dalga şekilleri kullanılarak incelenmesi amaçlanmaktadır. Elde edilen sonuçlar
sismotektonik açıdan yorumlanacaktır.
Tablo 1. 8 Mart 2010 Başyurt depremi için önceki çalışmalardan elde edilen kaynak parametreleri.
KRDAE
DDB
USGS
HARV
Doğrultu (o)
33
43
233
228
Eğim (o)
74
85
89
83
Kayma Açısı (o)
-30
24
-48
-21
Mo (x10 18Nm)
1.3
1.3
1.5
Magnitüd (Mw)
6.0
5.8
6.1
6.1
Enlem (o)
38.79
38.77
38.78
38.80
Boylam (o)
40.15
40.02
39.99
40.04
Derinlik (km)
4.0
6.0
10.0
15.1
KRDAE: Kandilli Rasathanesi ve Deprem Araştırma Enstitüsü; USGS: Amerikan Jeolojik Araştırmalar Kurumu;
DDB: Deprem Dairesi Başkanlığı; HARV: Harvard GCMT.
2. KULLANILAN VERİ
Çalışmada, 2010 Başyurt depreminin kaynak özelliklerinin incelenmesi için telesismik uzaklıklarda kayıt
edilmiş 21 P ve 10 SH dalga şekli kullanılmıştır. Sayısal ortamdaki bu veriler internet aracılığıyla IRIS
GDSN web sayfasından indirilmiş ve 0.5 s aralıklarla örneklenerek 0.01-0.33 Hz aralığında bant-geçişli filtre
ile filtrelenmiştir. 2010 Başyurt depreminin rapor edilmiş büyüklüğü (Tablo 1) ve aşağıdaki bölümlerde
sunulan model tanımlaması (kırılma hızı ve model fay düzlemi boyutları) dikkate alınarak, nokta-kaynak
telesismik analizi için 35 sn’lik, sonlu-fay telesismik analizi için de 25 sn’lik bir veri uzunluğu seçilmiştir.
3. YÖNTEM
Nokta kaynak modellemesi için Kikuchi ve Kanamori (1991) tarafından geliştirilmiş bir yöntem
kullanılmıştır. Yöntemin uygulanması için doğrultu ve eğim boyunca 2 km aralıklara sahip 10x6 nokta
kaynaklı bir nokta-kaynak gridi faylanmayı temsil için oluşturulmuştur (Şekil 3). Nokta-kaynak gridinin
başlangıç doğrultusu 47o olarak seçilmiştir. Kırılma hızı 3 km/sn alınmış ve 2 sn yükselim ve düşümlü üçgen
kaynak zaman fonksiyonu sentetik sismogramların hesaplanmasında Tablo 2’de verilen kabuksal hız modeli
ile birlikte kullanılmıştır. Sonlu-fay modellemesinde kullanılan yöntem Kikuchi vd. (2003) tarafından
geliştirilmiş yöntemdir. Nokta kaynak modellemesindeki ile aynı bir nokta kaynak gridi (Şekil 3) faylanma
3
1. Türkiye Deprem Mühendisliği ve Sismoloji Konferansı
11-14 Ekim 2011 – ODTÜ – ANKARA
düzlemini temsil için kullanılmıştır. Faylanma düzleminin doğrultu, eğim ve kayma vektörü açısı için noktakaynak modellemesi sonucunda elde edilen değerler seçilmiştir. Bununla birlikte kayma vektörü açısının
verilen değerin ±45o etrafında değişimine olanak tanınmıştır. Faylanma düzlemi odak noktası temel alınarak
kabuk içine yerleştirilmiş ve faylanma düzleminin odağa göre farklı konumları için ters çözüm denemeleri
yapılmıştır. Modellemede kırılma hızı 3 km/sn alınmış ve sentetik sismogramların hesaplanmasında Tablo
2’de verilen kabuksal hız modeli kullanılmıştır. Modellemede zaman penceresi yaklaşımı kullanılarak model
fay düzlemi üzerinde kırılma hızında ve kaynak yükselim zamanında yerel değişimlere olanak sağlanmıştır.
Depreminin sonlu-fay ters çözümü analizinde 5 zaman penceresi kullanılmış ve her bir zaman penceresi
içinde kaynak zaman fonksiyonu (source-time function) 0.6 s yükselim zamanına sahiptir. Herbir zaman
penceresi bir öncekinden 0.6 s geciktirilmiş, böylece modellemede fay düzlemi üzerindeki her bir noktada
toplam 3 s’lik bir yükselim zamanına olanak sağlanmıştır. Başlangıçta tanımlanan sonlu-fay modelinden
hesaplanan sentetik sismogramların gözlenmiş verilere en iyi en iyi uyumu vermesini sağlayan kayma
dağılımı en küçük kareler yöntemi ile bulunmaktadır.
Tablo 2. 8 Mart 2010 Başyurt depremi analizinde kullanılan kabuksal hız modeli (Aktar vd., 2000).
Kalınlık (km)
Vp (km/sn)
Vs (km/sn)

(gr/cm3)
2.0
2.50
1.44
2.66
2.0
4.51
2.61
2.75
2.0
4.85
2.80
2.80
6.0
5.75
3.32
2.88
12.0
6.50
3.76
3.00
12.0
7.16
4.14
3.30
4.0
7.60
4.39
3.40
0.0
8.80
5.08
3.50
Şekil 3. 8 Mart 2010 Başyurt depremi telesismik nokta-kaynak (soldaki) ve sonlu-fay modellemesi (sağdaki)
için çalışmada kullanılan nokta kaynak gridleri. Nokta-kaynak modellemesi için seçilen referans noktası ve
modelleme sonucu bulunan kaynak lokasyonu da gösterilmiştir. Sonlu fay modellemesinde denenen kırılma
başlangıç noktaları M1, M2 ve M3 olarak etiketlenmiştir.
4. TERS ÇÖZÜM SONUÇLARI
Telesismik nokta kaynak analizinde 2010 Başyurt depreminin dalga şekilleri tek kaynakla tatmin edici bir
şekilde modellenebilmiştir. Nokta-kaynak modelleme sonucu ve sentetik-gözlenmiş dalga şekli uyumları
Şekil 4’de gösterilmiştir. Depremin faylanmasını temsil eden tek nokta kaynak modelleme başlangıcında
oluşturulan nokta-kaynak gridi üzerinde seçilen referans noktasının 2 km üzerinde (yani 4 km derinlikte) yer
almaktadır (bkz. Şekil 3). Elde edilen düzlemlerden KD-GB doğrultulu olanı depremin oluştuğu yerel fayın
ve DAFZ’nun genel doğrultusuna uyum sergilediğinden faylanma düzlemi seçilmiştir. Buna göre bulunan
nokta-kaynak için elde edilen kaynak parametreleri doğrultu=57o, eğim=79o, kayma açısı=22o ve sismik
moment=9.6x1017 Nm’dir. Sonlu-fay modellemesinde nokta-kaynak gridi ile temsil edilen faylanma
4
1. Türkiye Deprem Mühendisliği ve Sismoloji Konferansı
11-14 Ekim 2011 – ODTÜ – ANKARA
düzleminin doğrultu, eğim ve kayma açısı nokta-kaynak modellemesi sonucunda elde edilen değerler olarak
seçilmiştir (Doğrultu=57o, eğim=79o ve kayma açısı=22o). Ancak, modellemede kayma vektörü açısının 22
±45 aralığında değişimine olanak sağlanmıştır. Model tanımlaması yapılırken değinildiği üzere, sonlu-fay
modellemesinde kırılma başlangıcı 8 km derinlikte fay düzleminin GB kenarına yakın (Model M1), ortasında
(Model M2) ve ve KD kenarına yakın (Model M3) seçilerek çeşitli denemeler yapılmıştır. Model M1 ve
M3’de kırılma başlangıç noktasının sırasıyla fay düzleminin GB ve KD kenarlarına uzaklıkları 4km’dir.
Tablo 3’de verilen bu modellerle yapılan ters çözüm denemelerinden hesaplanan hata miktarları dikkate
alındığında Model M3 denemesinin yani faylanmanın KD kenarına yakın bir kırılma başlangıcının dalga
şekillerine en iyi uyumu verdiği gözlenmiştir.
Şekil 4. Nokta kaynak modellemesi sonucu elde edilen kaynak-zaman fonksiyonu, kaynak mekanizması ve
sentetik-gözlenmiş dalga şekli karşılaştırması.
Nokta- kaynak modellemesinden elde edilen diğer düğüm düzlemi (doğrultu=322o, eğim=68o ve kayma
açısı=68o) fay düzlemi seçilerek de bir sonlu-fay modellemesi (Model M4) yapılmıştır. Bu ters çözüm
denemesi sonucunda hesaplanan hata miktarı (Tablo 3) gözlenen veriye uyumun azaldığına işaret etmektedir.
Dolayısıyla, Model M3 gözlenmiş veriye en iyi uyumu sağladığından depremin sonlu-fay modeli olarak
tercih edilmiştir. Model M3 ters çözüm denemesi için elde edilen kayma dağılımı, moment boşalım
fonksiyonu ve sentetik-gözlenmiş dalga şekli uyumları Şekil 5’de gösterilmiştir. Model M3 için elde edilmiş
kayma modelinden hesaplanan sismik moment 1.2x1018Nm (MW=6.0)’dir.
Tablo 3. Bu çalışmada 2010 Başyurt depremi için yapılan sonlu-fay ters çözüm denemeleri.
Model No.
Varyans Değeri
Model M2
Model M3
Model M4
0.3336
0.3325
0.3663
5
1. Türkiye Deprem Mühendisliği ve Sismoloji Konferansı
11-14 Ekim 2011 – ODTÜ – ANKARA
Şekil 5. Sonlu-fay modellemesi sonucu elde edilen kaynak-zaman fonksiyonu ve kayma modeli. Kayma
modeli üzerinde gösterilen kayma vektörlerinin yönü tavan bloğun göreceli hareket yönünü göstermektedir.
5. TARTIŞMA
2010 Başyurt depremi nokta-kaynak modellemesi faylanmanın doğrultu-atımlı olduğunu ve telesismik
kayıtların dış merkezin 2 km eğim yukarısında ve 4 km derinlikte yerleşmiş sismik moment serbestlenmesi
0.96x1018Nm olan bir nokta-kaynak ile modellenebileceğini göstermiştir (Şekil 3 ve 4). Kırılma toplamda 12
sn sürmüştür ve moment serbestlenmesi birbirinden ayırt edilebilen 2 süreç halinde meydana gelmiştir. KDGB uzanımlı düğüm düzlemi (doğrultu=57o, eğim=79oGD, rake=22o) uzanımı Gökdere Yükseliminin batı
kenarını sınırlayan küçük yerel faylardan Aşağı Demirci ve Sarıbuğday köyleri arasında 10 km’lik bir
uzunluk boyunca uzanan fay (doğrultu K55oD, eğim 75o G) ile artçı depremlerin belirlediği yönelim ile
uyumlu olduğundan fay düzlemi olarak seçilmiştir. Buna göre elde edilen kaynak mekanizması deprem için
küçük bir ters bileşeni olan sol-yanal faylanma önermektedir ki bu sonuç hem DAFZ’nun sol yanal karakteri
hem de KFS ve PBS arasındaki fay basamağının sıkışmasal karakteri ile uyumludur. Çalışmada deprem için
elde edilen ve Şekil 5’de verilen sonlu-fay kayma dağılım modeli depremin hem kırılma alanı hem de kayma
büyüklüğü dikkate alındığında biri büyük (en büyük kayma 0.7m) diğeri küçük (en büyük kayma 0.5m) 2 fay
pürüzünün kırılması sonucu oluştuğunu önermektedir. Büyük pürüz odağın GB’sında 8 km derinlikte yer
6
1. Türkiye Deprem Mühendisliği ve Sismoloji Konferansı
11-14 Ekim 2011 – ODTÜ – ANKARA
alırken, küçük pürüz odağın KD’sunda yerleşmiştir. Büyük pürüz üzerinde sol-yanal faylanma baskınken
küçük pürüz üzerinde ters faylanma karakterinin daha baskın olduğu kayma vektörleri dağılımından
anlaşılmaktadır. Kırılma odakta başladıktan sonra iki taraflı yayılmıştır. Ancak KD’ya doğru daha çok eğim
yukarı, GB’ya doğru ise daha çok eğim aşağı yayılmıştır. Baskın kırılma yayılımı ve sismik moment
serbestlenmesi GB doğrultusunda gerçekleşmiştir. Toplam kırılma süresi 10 sn’dir.
Tablo 4. 2005 yılında Karlıova Üçlü Eklemi (KÜE) yakınında meydana gelen ve büyüklükleri 5.3<M<6.0
olan depremler.
No.
Tarih
Enlem-Boylam
(o )
Adı
MW
Doğrultu
(o )
Eğim
(o )
Rake
(o )
Kaynak
Karlı Ova
Depremleri
1
12.03.2005
39.38-40.85
Karlıova
5.7
84
78
-180
KRDAE, USGS
2
14.03.2005
39.35-40.89
Karlıova
5.8
112
75
177
KRDAE, USGS
3
23.03.2005
39.43-40.92
Karlıova
5.7
111
80
175
KRDAE, USGS
4
06.06.2005
39.38-40.84
Karlıova
5.7
KRDAE, USGS
Sivrice
ML
Depremleri
5
09.02.2007
38.38-39.06
Sivrice
5.3
KRDAE
6
21.02.2007
38.37-39.32
Sivrice
5.9
KRDAE
Çağlayan
ML
Depremi
7
30.07.2009
39.61-39.77
Çağlayan
5.0
KRDAE
KRDAE: Kandilli Rasathanesi ve Deprem Araştırma Enstitüsü; USGS: Amerikan Jeolojik Araştırmalar Kurumu
2010 Başyurt depreminin oluşumu fay zonu süreksizlikleri ile ilişkili gelişen küçük ölçekli fayların ürettiği
ve büyüklüğü M=5.0 ile M=6.0 arasında olan depremlerin önemini gündeme getirmiştir. Türkiye’de bu
büyüklüklerdeki depremlerin özellikle kırsal alanlarda can ve mal kayıplarına yol açabilecek kapasitede
olması bu önemi daha da arttırmaktadır. Yakın geçmişte KAFZ ve DAFZ boyunca süreksizler ile ilişkili bu
tür fayların ürettiği can ve mal kayıplarına yol açan birçok deprem meydana gelmiştir. Bu tür depremlere
örnek olarak büyüklükleri MW=5.7-5.8 olan 2005 Karlıova depremleri (Tablo 4, Şekil 2, Özalp vd. 2005),
ML=5.3-5.9 olan 2007 Sivrice (Elazığ) depremleri (KRDAE, 2007) ve 2009 Çağlayan (Erzincan) depremi
(ML=5.0 ) (MTA, 2009) (Tablo 4) gösterilebilir. 2005 Karlıova depremleri KAFZ üzerinde 1949 Elmalı
depremi kırığı boyunca sıkışmasal fay büklümü gözlenen yer civarında, 2007 Sivrice depremleri DAFZ
boyunca gelişmiş Hazar Gölü genişlemeli fay basamağı civarında ve 2009 Çağlayan depremi KAFZ üzerinde
yer alan Erzincan genişlemeli fay basamağı ile ilişkili yerel bir fay üzerinde meydana gelmiştir. Bu
depremler, komşu fay segmentleri yakın zamanda kırılmış olsa da aralarındaki süreksizliklerle ilişkili küçük
ölçekli fayların deprem tehlikesi oluşturmaya devam edeceğini önermektedir. Bu nedenle küçük ölçekli
fayların gerilme durumlarının anlaşılması açısından bu faylar hedeflenerek daha ayrıntılı gerilme
modellemesi çalışmaları yapılması gereği ortaya çıkmaktadır.
KAYNAKLAR
Aktar, M., Ergin, M., Özalaybey, S., Tapırdamaz, C., Yörük, A. And Biçmen, F. (2000), A lower-crustal
event in the northeastern Mediterranean: The 1998 Adana earthquake (MW=6.2) and its aftershocks,
Geophys. Res. Lett., 27, 2361-2364.
Ambraseys, N. N., (1989). Temporary seismic quiescence: SE Turkey. Geophysical Journal, 96, 311-331.
Ambraseys, N. N., and Jackson, J., (1998). Faulting associated with historical and recent earthquakes in the
eastern Mediterranean region, Geophys. J. Int., 133, 390-40.
Arpat, E. ve Şaroğlu, F., (1972). Doğu Anadolu fayı ile ilgili bazı gözlemler ve düşünceler. MTA Enstitüsü
Dergisi, 78, 44-50.
Arpat, E. ve Şaroğlu, F., (1975). Türkiye’deki bazı önemli genç tektonik olaylar, Türkiye Jeoloji Kurultayı
Bülteni, 18(1), 91-101.
7
1. Türkiye Deprem Mühendisliği ve Sismoloji Konferansı
11-14 Ekim 2011 – ODTÜ – ANKARA
Aşkan, A., Gupta, S.P. ve Uğurhan, B. (2010). March 08, 2010 Ba şyurt‐Karakoçan (Elazığ) Earthquake,
Supplementary Report, Earthquake Engineering Research Center Middle East Technical Unıversity, Ankara.
Barka, A., (1992). The North Anotalian Fault Zone. Annales Tectonicae, VI, 164-195.
Barka, A., and Kadinsky-Cade, K., (1988). Strike-slip fault geometry in Turkey and its influence on
earthquake activity, Tectonics, 7, 663-684.
Barka, A., and Reilinger, R., (1997). Active tectonics of the eastern Mediterranean region: deduced from
GPS, neatectonic and seismicity data, Annali di Geofisica, XL(3), 587-610.
Celep, Z., Erken, A., İlki, A. ve Taşkın., B. (2010). 8 Mart 2010 Kovancılar-Elazığ Depremi Ön
Mühendislik Raporu, Deprem Mühendisliği ve Afet Yönetimi Enstitüsü, İTÜ, İstanbul.
Emre, Ö., Duman, T.Y., Özalp, S. ve Elmacı, H. (2010). 8 Mart 2010 Başyurt-Karakoçan (Elazığ) Depremi
Değerlendirme Raporu, Jeolojik Etüdler Dairesi, MTA, Ankara, Türkiye.
Eyidoğan, H., (1983). Bitlis-Zağros bindirme ve kıvrımlı kuşağının sismotektonik özellikleri. Doktora Tezi,
İstanbul Teknik Üniversitesi, Maden Fakültesi, 112s (yayımlanmamış).
Gülen, L., Barka, A. A., and Toksöz, M. N., (1987). Continental collision and related complex
deformation: Maraş triple junction and surrounding structures, SE Turkey, Yerbilimleri, 14, 319-336.
Incorporated Research Institutions for Seismology web sayfası (http://www.iris.washington.edu), 2010.
Jackson, J., and D. P. McKenzie, (1984). Active tectonics of the Alpine-Himalayan belt between western
Turkey and Pakistan, Geophys. J. R. Astr. Soc., 77, 185-264.
Kalafat, D., (1995). Anadolu’nun tektonik yapılarının deprem mekanizmaları açısından irdelenmesi, Deprem
Araştırma Bülteni, 77, 217s.
Kalafat, D., Kekovalı, K., Güneş, Y., Yılmazer, M., Kara, M., Deniz, P., Berberoğlu, M. (2009). Türkiye ve
Çevresi Faylanma-Kaynak Parametreleri (MT) Kataloğu (1938-2008), KRDAE, İstanbul,Türkiye.
Kalafat, D., Zülfikar, C., Vuran, E. ve Kamer, Y. (2010). 08 Mart 2010 Başyurt-Karakoçan (Elazığ)
Depremi, Kandilli Rasathanesi ve Deprem Araştırma Enstitüsü, Boğaziçi Üniversitesi, Mart, 2010 İstanbul.
Kandilli Rasathanesi ve Deprem Araştırma Enstitüsü (KRDAE) (http://www.koeri.boun.edu.tr/).
Kandilli Rasathanesi ve Deprem Araştırma Enstitüsü, (2007).http://www.koeri.boun.edu.tr/sismo/default.htm
Kikuchi, M. And Kanamori, H., (1991). Inversion of complex body waves-III, Bull. seism. Soc. Am., 81,
2335-2350.
Kikuchi, M., M. Nakamura, and K.Yoshikawa (2003). Source rupture processes of the 1944 Tonankai
earthquake and the 1945 Mikawa earthquake derived from low-gain seismograms, Earth Planets Space, 55,
159-172.
Maden Tetkik Arama Müdürlüğü, (2007). 30 Temmuz 2009 Çağlayan (Erzincan) Depremi Bilgi Notu,
Jeoloji Etütleri Dairesi Yer Dinamikleri Araştırma ve Değerlendirme Koordinatörlüğü Aktif Tektonik
Araştırmaları Birimi, Ankara, Türkiye.
McClusky, S., Balassanian, S., Barka, A., Demir, C., Ergintav, S., Georgiev, I., Gürkan, O., Hamburger, M.,
Hurst, K., Kahle, H., Kastens, K., Nadariya, M., Ouzounis, A., Paradissis, D., Peter, Y., Prilepin, M.,
Reilinger, R., Şanlı, I., Seeger, H., Tealeb, A., Toksöz, M.N., and Veis, G., (2000). GPS constraints on plate
kinematics and dynamics in the Eastern Mediterrenean and Caucasus, J.Geophys. Res., 105, 5695-5719.
McKenzie, D.P. (1972). Active tectonics of the Mediterrenean region, Geophys. J. R. Astr. Soc., 30, 109185.Nalbant, S.S., McCloskey, J., Steacy, S., and Barka, A., (2002). Stress accumulation and increased
seismic risk in eastern Turkey. Earth and Planet. Sci. Lett., 195, 291-298.
Özalp, S., Doğan, A., ve Emre, Ö. (2005). 6 Haziran 2005 Karlıova Depremi ’nin Değerlendirilmesi, Jeoloji
Etütleri Dairesi Yer Dinamikleri Araştırma ve Değerlendirme Koordinatörlüğü Aktif Tektonik Araştırmaları
Birimi, Ankara, Türkiye.
Pınar, A., (1995). Rupture process and spectra of some major Turkish earthquakes and their seismotectonic
implications. PhD Thesis, Boğaziçi University, İstanbul, 125 pp, (unpublished).
8
1. Türkiye Deprem Mühendisliği ve Sismoloji Konferansı
11-14 Ekim 2011 – ODTÜ – ANKARA
Reilinger, R., Mcclusky, S., Vernant, P., Lawrence, S., Ergintav, S., Cakmak, R., Ozener, H., Kadirov, F.,
Guliev, I., Stepanyan, R., Nadariya, M., Hahubia, G., Mahmoud, S., Sakr, K., Arrajehi, A., Paradissis, D.,
Al-Aydrus, A., Prilepin, M., Guseva, T., Evren, E., Dmitrotsa, A., Filikov, S.V., Gomez, F., Al-Ghazzi, R.,
Karam, G. (2006). GPS Constraints on Continental Deformation in the Africa-Arabia-Eurasia continental
collision zone and implications for the dynamics of plate interactions, J. Geophys. Res., 111, BO5411, doi:
10.1929/2005JBOO4051, 1-26.
Şaroğlu, F., Emre, Ö., and Kuşçu, İ., (1992). The East Anatolian fault zone of Turkey, Annales Tectonicae,
Special Issue, Supplement to V. VI, 99-125.
Taymaz, T., Eyidoğan, H., and Jackson, J, (1991). Source parameters of large earthquakes in the East
Anatolian fault zone (Turkey), Geophys. J. Int., 106, 537-550.
Tübitak, (2010). http://www.ydbe.mam.gov.tr/DEPAR/2010_03_08_Elazig/index.html
9