Genel Aktif Tektonik 1 AKT İF TEKTON İK 1. G İR İŞ Tektonik, dünya kabu ğunun deformasyonu ile ilgili her türlü süreç, yapı ve yüzey şekilleri ile ilgilenir. Geni ş anlamda bu yapıların ve yüzey şekillerinin zaman içindeki evrimi ile ilgilenirken global ölçekte kıtaların ve okyanus basenlerinin orijini ile, bölgesel ölçekte da ğ zincirlerini olu şturan yapılarla, yerel ölçekte ise küçük kıvrımlar, fay diklikleri, fay yarıkları ile ilgilenir. Tektoni ğin zaman ölçe ği tamamen sürecin özelli ğine ba ğlıdır. Örne ğin, kıtaların olu şması birkaç milyar yıl, geni ş okyanus basenlerinin olu şumu bir kaç yüz milyon, da ğların olu şması ise bir kaç milyon yıl sürerken tepe olu şturan kıvrımlar birkaç yüz bin yılda olu şabilir. Birkaç metre yükseklikteki fay diklikleri ise deprem sırasında olu şabilir. Süreçlerin hızı ise gene çok de ği şiktir. Örne ğin fay yarı ğının ilerlemesi saniyede birkaç kilometreye ula şabilirken, kıtaların hareketi yılda birkaç on santimetre ile sınırlıdır. Aktif tektonik, insanlık tarihini de içine alacak bir zaman dilimi içinde dünya kabu ğu üzerinde deformasyona neden olan tektonik süreçleri inceler. Aktif tektoni ğin en önemli elemanlarından olan tektonik jeomorfoloji aktif fayların tanınması, jeolojik yapıların olu şumu, sismik tehlike de ğerlendirmesi, ve dünya yüzeyinin olu şumu gibi konuları içeren uygulamaların, önemi gittikçe artan bir aleti olmu ştur. Neotektonik, tektonik rejim de ği şikli ğinin zamanı bakımından zamansal bir kavramdır. Herhangi bir bölgede, son tektonik rejim de ği şikli ğini izleyen ve günümüzde de süren döneme Neotektonik Dönem denir. Tektonik rejim, belli bir bölgeyi denetleyen gerilme sistemidir. Dönemin uzunlu ğu veya kısalı ğına göre bu dönemi ifade eden yapısal unsurlar ve birtakım jeolojik olaylar ortaya çıkmı ş olabilir. Dönem kısa ise özellikle üst kabukta sıkı şmayı ifade eden yapısal unsurların belirmesi güçtür. Ancak çekmeyle ilgili yapılar daha kolayca ortaya çıkabilirler. Bu şekilde sıkı şmalı (saf makaslama) bölgelerde ilk hareket noktası normal faylar ve tansiyon çatlakları olabilirler. Zamanın uzunlu ğu, volkanik etkinli ğe kadar uzanan bir dizi jeolojik olayın ortaya çıkabilmesine imkan verebilir. Yerbilimlerinde 1960’ların sonlarında gündeme gelen levha tektoni ği mekanizması, yeryuvarımızda birincil hareketlili ğin yatay do ğrultuda oldu ğunu göstermi ştir. Dü şey yöndeki izostazik hareketler ve bu sırada meydana gelen yapılanmalar yatay gerilmelerin yansımaları durumundadır 2 2. TEKTON İK REJ İMLER Bir bölgedeki tektonik rejim, sıkı şma, çekme veya basit makaslama sistemlerinden birisi tarafından denetlenir. Örnekleri ülkemizde de görüldü ğü üzere ba şlı ba şına basit makaslama rejimleri belli bir uzunlu ğun üzerindeki do ğrultu atımlı faylar çevrelerinde söz konusudur. Levhaların birbirlerine göre verev hareketleri bazı s ınırlarda bu durumu ortaya çıkarabilir. Okyanus ortası s ırtları öteleyen ve okyanus tabanı yayılmasını dengeleyen transform fayların çevrelerinde yarattıkları basit makaslama, neden oldukları jeolojik olaylar bakımından da farklı bir durumdur. En belirgin yapılanmalar, kıtaiçi durumlu do ğrultu atımlı faylar çevrelerinde geli şir. Bu şekilde en genel olarak tektonik rejimleri çekme ve sıkı şma olarak ikiye ayırabiliriz. Şekil 2.1 Şekil 2.2. 3 1 2 3 4 S 1 S 2 1) Devamlı sıkı şma 2) Sıkı şmayı izleyen çekme 3) Çekmeyi izleyen sıkı şma 4) Devamlı çekme S- S S ıfır deformasyon zonları (Do ğrultu atımlı faylar) 12 2.1. SIKI ŞMALI TEKTON İK REJ İM (Saf makaslama) (Compressive tectonics) Ba şlıca levhaların göreceli sıkı şmaları, sıkı şmalı rejimi do ğurur. Bu rejimi karakterize eden yapılar, rejimler içerisinde en zengin çe şitlili ğe sahiptir. Bunlar progresif bir deformasyonda birbiri ardısıra ortaya çıkarlar. Levha içleri yo ğun torsiyon rijiditesine sahip oldukları için en şiddetli deformasyonlar levha kenarlarında belirirler. Bunlara yı ğı şım prizmalarındaki imbrike yapılarla karakterize edilirler. Burada levha kenarının ve burada geli şen sıkı şmalı deformasyonların alanı ve geni şlikleri tam bir ölçüye uymazlar. Bu konuya levhaların büyüklükleri bakımından bakmak gerekir. Örne ğin; 6000 km geni şlikteki bir levhanın kenarı diye bahsetti ğimiz alan birkaçyüz km geni şlikte olabilir. Şekil 2.3. Türkiye’miz gibi neotektonik dönemi kısa olan alanlarda tüm deformasyon yapıları gevrek davranı ş karakterinde ortaya çıkarlar, çünkü, henüz derinlerdeki bir plastik deformasyonun yüzeye çıkabilmesi (erozyonlarla) mümkün olmaz. Bu tür rejimler derinli ği sı ğdan çok derine kadar olabilen sismik etkinliklere yol açarlar. Bu deprem iç merkezler, çarpı şma zonuna yakın kesimlerde 200-250 km daha içeride olan kesimlerde yeniden sıkı şmalı rejim sergilerler. Bu tür aktif yapılar üzerinde meydana gelen hareketlilik oldukça geni ş bir alanda etkili olur. Nedeni, kayaçlarda kompresif dayanımın çok yüksek olmasıdır. ß ? (? ) 3 (? ) 2 (? ) 1 P y x Tv Tb y= Yardımcı düzlem üzerinde x= Fay düzlemi üzerinde E şlenik kırıklar (Conjugate) (? ) 2 (? ) 2 (? ) 1 (? ) 1 (?) 3 (?) 2 (?) 1 (?) 1 (? ) 3 (? ) 3 Şekil 2.4. 4 2.2. ÇEKME TEKTON İK REJ İM İ (Extensional Tectonics) Genellikle kıtaiçi alanlarda ya do ğrudan lokal ısınmaya veya bir yay gerisi yayılma şeklinde dalma batmaya ba ğlı olarak geli şirler. Herhangi bir bölgede, önceki çarpı şmalarla kabu ğun a şırı derecede kalınla şmasınında sonunda bir orojenik çökmeye ve dolayısıyla bir çekme rejimine sahne olaca ğı ileri sürülür. Bunların içerisinde örne ği görülen en gerçekçi olanı lokal ısınmaya ve dalma batmaya ba ğlı olanlardır. Anadolu levhamız gibi batıya itilirken Yunan makaslama zonunda a şırı derecede sıkı şmanın belirli bir bölgede yapılanmaya yol açacak yeterli çekme gerilmesi do ğurması da mümkündür. Benzer durum aslında saf makaslama sırasında da geli şmektedir. Fakat saf makaslamada ilerleyici yamulmanın geç evresinde çekme yapıları görülürken, Anadolu’nun batısında bu durum herhangi bir sıkı şma yapısına neden olmadan en erken a şamada ortaya çıkmaktadır. Dolayısıyla burada rejimin özgün çekme oldu ğunu söyleyebilmekteyiz. (? ) 1 (? ) 1 ? 3 (Aktif) ß ? (? ) 3 (?) 2 (?) 1 P Tb Tv x y (? ) 2 (? ) 2 (?) 3 (? ) 3 (? ) 1 Şekil 2.5. Tansiyon Isınma (Domla şma) Amfibolit fasiyesi (A ğırla şma) Yaygerisi yayılma Şekil 2.6. 5 2.3. DO ĞRULTU ATIM TEKTON İK REJ İM İ (Basit makaslama) (Strike-slip tectonics) Do ğrultu atımlı faylar özellikle sıkı şmalı alanlarda en çok rastlanan yapılar olmalarına kar şın bir basit makaslama rejiminde ana yapının karakteristik şekilde bir do ğrultu atımlı fay, di ğer yapılarında ikincil olmaları gerekir. Levha hareketlerinin verev yakla şmalı durumlarında veya ülkemiz gibi iki süper levha arasında sıkı ştırılmakta olan alanlarda özgün do ğrultu atımlı rejimler görülebilir. Kuzey Amerika Pasifik hareketleri Anadolu Pradtl Üçgeni Şekil 2.7 ? ? ? 1 ? 1 ? 3 ? 3 ? 1 ? 3 ? 2 ? 2 ? 1 ? 1 ? 3 ? 3 Şekil 2.8 Do ğrultu atımlı faylar, meyana gelmeleri için büyük bir gerilme birikimini gerektirdiklerinden şiddetli sismik etkinli ğe neden olurlar. Sıkı şmalı bölgelerde ortaya çıkan dar kısa uzanımlı do ğrultu atımlı faylarda da sismik etkinlik görülürse de özgün basit makaslama rejimlerinde yapı, ülkemizdeki gibi genellikle uzun mesafeli oldu ğu için çok geni ş alanlarda etkili olan hareketlili ğe yol açarlar. Neotektonik çalı şmalarda arazide en belirgin şekilde tanınabilecek yapılar do ğrultu atımlı faylardır. Gerek birimleri uzun mesafeli ötelemelerinden, gerekse güncel ya da çok genç depolarda ötelenmelere neden olduklarından kolayca tanınabilirler. Günümüzde meydana gelen bu tür yapılarda, meydana gelen depremlerde esasen hareketlilik güncel olarak görünmekte ise de geçmiş 500.000 yıla yayılı şekilde, örne ğin; drenajda meydana gelen çarpılmalar, uzun mesafeli ötelenmeler neotektonik dönemin uzunlu ğu ve bölgesel yamulma oranı hakkında bile fikir verebilirler. 6 2.4. TÜRK İYE ÇEVRES İNDE VE AKDEN İZ BÖLGES İNDE GÜNCEL GER İLME DURUMU Afrika ve Lavrasya levhalarının çarpı şma bölgesi olan ve Türkiye levhacı ğınında (platelet) bulundu ğu kesimde levhalar arası yakınsama tüm bölgeye bir K-G sıkı şması olarak yansımaz. Bu durum, sismik kayıtlarda da kendisini gösterir. Bu durumun nedeni, Akdeniz bölgesinde birtakım küçük levhaların ve bunları sınırlayan de ği şik yönelimli levha sınırlarının bulunmasıdır. K-G yakınsama, Triyas’tan beri sürmektedir. Bölgede, ligosen sıralarında ba şlayan çarpı şma ( İzmir- Ankara-Erzincan zonunun olu şumu) kıtasal alt blokların hareketlenmelerine yol açmı ş, Orta Miyosen sonunda, do ğu Akdeniz bölgesinde Neotetis güney kolunda meydana gelen çarpı şma, izleyen evrede ve özellikle Pliyosen’den sonra bölgede batı yönlü de bir sıkı şma gerilmesinin do ğmasına yol açmı ştır. Bu gerilme, neden oldu ğu yamulma hızı bakımından da daha önceden beri çalı şmakta olan D-B yönlü büyük yapılarda batı yönlü bir çekme bile şeninin do ğmasına yol açmı ştır. Akdeniz tabanının Anadolu altına dalmasıyla 180-250 km derinliklerde meydana gelen ısı artı şı, Anadolu levhası içerisinde kimi volkanik olaylara ve yay gerisi gerilme ve geni şleme olaylarına yol açmı ştır. Bütün bu olaylar, etkileri bugünde süren birtakım alt gerilme alanlarının do ğmasına yol açmı ştır. Şekil 2.9 Kompresyonel Rejim Altındaki Bölgeler • Helenik yayın önyüzü: bu kesim Levanten, İyon ve Adriyatik denizlerine bakmaktadır. Ege altına do ğru dalan bir deprem zonu bu şekilde meydana gelir. Bu kesimde sıkı şma, KB-GD’dan KD-GB’ya do ğru yelpaze tarzında bir geli şim gösterir • Do ğu Alplerde, K-G do ğrultusunda, orta Alpler önülkesinde KB-GD do ğrultusunda, batı Alplerde ise D-B do ğrultusunda bir sıkı şma etkisi görülür. • Cezayir’in kuzey Atlas zonu ve Tunus ile Sicilya’nın batı k ısımlarına kadar yine kompresif bir yelpaze söz konusudur. 7 • Güneybatı Fas’ta kompresif gerilmeler batıda KD-GB, do ğuda ise KB-GD durumludur. • Azor adaları çizgisinin do ğu kısmı ile GB İspanya’da K-G’den KB-GD’ya do ğru geli şir. Tansiyonel Rejim Altındaki Bölgeler • Batı Cezayir’in Alboran denizi ve Cebelitarık bo ğazının güney kesimlerinde KD-GB’dan K-G’e kadar geni şleme söz konusudur. • Sicilya’nın doğu kısmıyla Apeninlerde bir geni şleme yelpazesi söz konusudur. Sicilya’da KB-GD’dan, güney İtalya’da KD-GB, kuzey İtalya’da da D-B’ya do ğru de ği şir. • Geni ş anlamda, Ege denizi sahası. Bu bölge geni ş olarak Ege dalma batma zonu, orta derinlik deprem bölgesi üzerinde yer alır. Sahanın kuzeyinde KB-GD’dan, güneyinde KD-GB’ya kadar de ği şir. • Karpat yayının GD bölgesinde de yine tansiyonel rejimler hakimdir. Anadolu levhası üzerinde do ğu Anadolu bölgesinde bir sıkı şma rejimi söz konusuyken, Pliyosen’den itibaren ortaya çıkmaya ba şlayan KAF ve DAF çevrelerinde özgün basit makaslama rejimi ve ba ğlı yapılarını meydana getirmi şlerdir. Anadolu levhası üzerinde karma şık etkilerin altında bulunan alt bölgeler söz konusudur. Akdeniz levhası dalmasının meydana getirdi ği sıkı şma, Anadolu levhasının batıya kaçması, Akdeniz levhasının sıkı şmaya ra ğmen meydana getirdi ği yay gerisi yamulma prosesi, bu kesimde karma şık durumların ortaya çıkmasına yol açar. Gerek do ğu Anadolu’da gerekse Kır şehir-Toros blo ğu adı da verilen Anadolu levhacı ğı üzerinde en göze çarpan neotektonik unsurlar, K-G yönlü saf makaslamanın ortaya koydu ğu KD-GB ve KB-GD yönelimli, sırasıyla sol ve sa ğ yanal do ğrultu atımlı faylardır. Gerek depremsellik gerekse kıtaiçi yamulmanın oransallı ğı bunun yanında da bu yamulmaların yol açtı ğı havza olu şumları bu do ğrultu atımlı faylanmaların kontrollerinde geli şmekte ve öngörülmektedir. Bu yapılar ister tam bir basit makaslamanın eseri isterse saf makaslamaya ba ğlı yapılar olarak meydana gelsinler, yamulmanın ölçülmesine ait metodlar ve havza olu şturmaları benzer şekillerde cereyan eder. Her ne kadar geni şlemeli yapılarda havza olu şturmakta iseler de Anadolu’da, kenarları düz hatlarla sınırlandırılmı ş uzunlamasına ovalar güncel gerilme durumunu anlatmakta olan ve geli şmelerini halen sürdüren havzalar durumundadırlar. Bu nedenle, neotektonik çalı şmalarda do ğrultu atımlı faylanmaların üzerinde özellikle durulmalıdır. 8 3. TEKTON İK JEOMORFOLOJ İ VE FAYLAR Hangi tektonik rejimde olursa olsun, tektonik hareketler yeryüzünde karakteristik bir şekil olu ştururlar. 3.1. NORMAL FAYLARLA GEL İŞEN YÜZEY ŞEK İLLER İ Şekil 3.1. Normal faylarda geli şen fay dikli ği (fault scarp) ve alüvyon yelpazesi (alluvial fan) Şekil 3.2. Fay dikl ği üzerinde geli şen üçgen yüzeyler (triangular facets) ve allüvyon yelpazeleri. Şekil 3.3. E ğimli tabakaları kesen bir normal fayda blokların aynı seviyeye kadar a şınması nedeniyle ortaya çıkan yanal ötelenme. 9 3.2. TERS FAYLARLA GEL İŞEN YÜZEY ŞEK İLLER İ. Şekil 3.4. 3.3. DO ĞRULTU ATIMLI FAYLARLA GEL İŞEN YÜZEY ŞEK İLLER İ Çizgisel vadiler (linear valleys), ötelenmi ş nehirler (offset streams), sapmı ş nehirler (deflected streams), basınç sırtları (pressure ridge), fay dikli ği (fault scarp), bank (bench), kaynak (spring), fay gölü (sag pond) do ğrultu atımlı faylarla geli şen önemli tektono-morfolojik yapılardır. Şekil 3.5. 10 Do ğrultu atımlı faylar boyunca, arazide ve laboratuvarlarda yapılan model deneyler sonucunda, yanal atımın dı şında de ği şik yapısal deformasyonların olu ştu ğu gözlenmi ştir. Bunlar: (a) e şlenik do ğrultu atımlı faylar (conjugate faults), (b) tansiyon çatlakları ve normal faylar (open fractures and normal faults), (c) ters faylar ve bindirmeler (reverse and thrust faults) ve (d) kıvrımlardır (folds) Şekil 3.6. Fay izinin (fault trace) gidi şine göre do ğrultu atımlı faylar düz do ğrultu atımlı faylar bükümlü do ğrultu atımlı faylar ve sıçramalı do ğrultu atımlı faylar olmak üzere üçe ayrılır. Şekil 3.7. A. Düz do ğrultu atımlı fay B. Bükümlü doğrultu atımlı fay. Releasing bend: Gev şeyen büklüm; Restaining bend: sıkı ştıran büklüm 11 Düz do ğrultu atımlı faylar arazi ya da harita üzerinde çizgisel gidi şli, son derece düzgün ve do ğrusal hatlar şeklinde görülür. Bu faylar, makaslama hareketi olu şturmalarına ra ğmen, fay zonları boyunca önemli deformasyon olaylarına (çökme, yükselme, kıvrımlanma, ters ve normal faylanma gibi) neden olmazlar. Fay çizgisi boyunca görülen bükümlerde fayın sol veya sa ğ yönlü olu şuna ve büklümün sola veya sa ğa doğru olu şuna göre fay blokları ya birbirini sıkı ştırır, ya da blokları birbirinden ayıracak şekilde serbestle ştirir. A B Şekil 3.8. (A) Sa ğa büklümlü, sol yönlü do ğrultu atımlı fay (Transpression zone: sıkı şma zonu), (B) Sola büklümlü, sol yönlü do ğrultu atımlı fay (Transtension zone: serbestlenme zonu) Şekil 3.9. (A) Sa ğa sıçramalı, sol yönlü do ğrultu atımlı fay (B) Sola sıçramalı sol yönlü doğrultu atımlı fay 12 Şekil 3.10. De ği şik yönlü do ğrultu atımlarda büklüm (bend) veya sıçramanın (step) durumuna göre geni şleme (extension) veya sıkı şmanın (contraction) meydana gelmesi, sıkı şan (restraining) ve serbestle şen (releasing) alanların olu şması ve bunlara ba ğlı olarak basınç sırtı (pressure ridge), çöküntü (sag) gibi yapıların geli şmesi. Şekil 3.11. Do ğrultu atımlı fayların dallanarak ayrılması (divergence), birle şmesi (convergence) ve örgülenmesi. 13 Şekil 3.12. Sa ğ yönlü do ğrultu atımlı bir fay zonunda geli şen yapılar Şekil 3.13. Negatif çiçek yapısı (Negative flower) (a) ve Pozitif çiçek yapısı (Negative flower) (b) 14 4. AKT İF FAYLAR (D İR İ FAYLAR) 4.1. FAYLARIN AKT İV İTELER İNE GÖRE SINIFLAMASI Faylar, üretmi ş oldukları depremlerin sayısı ya da geçirmi ş oldukları hareketin zaman diliminin süresine göre dört kategoriye ayrılır. Bunlar sırayla: Aktif faylar (Active faults), Aktif olmaya yatkın faylar (Capable faults), Potansiyel aktif faylar (potential active faults) ve Aktif olmayan (inactive) faylardır. Aktif Fay, son 10.000 Yılda (Holosen döneminde) en az bir kez hareket etmi ş ve deprem üretmi ş olan faydır. Bazı mühendislik kurulu şları ve konu ile ilgili bilim adamları ise, aktif fay tanımında baz alınan zaman dilimini son 35.000 yıl olarak kabul etmektedir. Pratik olarak, Holosen ya şlı yapı, sediman ve lavları kesen tün faylar Aktif fay olarak kabul edilmektedir. Aktif olmaya yatkın faylar, geçmi ş 50.000 yıl içinde en az bir kez, ya da geçmi ş 500.000 yıllık zaman dilimi içinde birden çok hareket etmi ş ve deprem üretmi ş olan faylardır. Pratik olarak, Orta ve Geç Pleyistosen ya şlı tüm yapı ve birimleri kesmi ş olan faylar aktif olmaya yatkın faylar olarak tanımlanır. Potansiyel aktif faylar, son 1.65 milyon yıllık zaman diliminde en az bir kez hareket etmi ş ve deprem üretmi ş olan faylardır. Pratik olarak, Kuvatermer ya şlı yapı ve birimleri kesen faylar potansiyel aktif fay olarak kabul edilir. Aktif olmayan faylar, geçmi ş 1.65 milyon yıllık süre içinde hiç hareket etmemi ş ve deprem üretmemi ş olan faylardır. Pratikte, Kuvatemer ya şlı yapı ve birimleri kesmeyen, aksine, Kuvatermer ya şlı sediman ve lavlar tarafından örtülen faylar diri olmayan faylar olarak kabul edilir. Ancak, zaman içinde, gerek do ğal olarak olu şan havzalarda hızlı depolanmaya ba ğlı olarak sediman kalınlı ğının, dolaylı olarak litostatik yükün artması, gerekse büyük boyutlu mühendislik yapılarında, örne ğin barajlarda su birikmesiyle hidrostatik basıncın artması, ya da çok yakındaki aktif bir fayın tetiklemesiyle, ya şlı ve aktif olmayan faylar da, zaman zaman hareket ederek aktif hale gelebilmektedir. 4.2. AKT İF FAYLARIN ÖNEM İ Aktif faylar deprem tehlikesinin do ğru olarak belirlenmesinde ve deprem tehlikesinin de ğerlendirilmesinde kullanılan ana parametredir. Bu nedenle aktif fayın türü, geometrisi, kinematik fonksiyonu, derinli ği, boyutu, ya şı, atım miktarı ve yönü, tarihsel ve tarih öncesi dönemlerde deprem üretip-üretmedi ği, e ğer üretmi şse, üretti ği depremin büyüklü ğü, depremlerin yinelenme aralı ğı ve nihayet fay üzerindeki yıllık kayma hızının do ğru olarak saptanması gerekir. Ayrıca aktif fayın büyüklü ğü ile, üretti ği depremin büyüklü ğü arasında da bir oran vardır, örne ğin, aktif fayın uzunlu ğu arttıkça bu faydan kaynaklanacak depremin büyüklü ğü de artar. Böylece, aktif faylardan kaynaklanan depremlerin büyüklü ğü artıp, odak derinli ği azaldıkça, bu depremler yüzey kırıkları (ground ruptures) 15 ve yüzeyde yer de ği ştirmelere (kalıcı fiziksel de ği şimlere) de yol açabilir (17 A ğustos 1999 Gölcük- Arifiye ve 12 Kasım 1999 Da ğdibi-Düzce depremlerinde oldugu gibi). 4.3. AKT İF FAYLARIN BEL İRLENMES İ Aktif fayları bazı durumlarda saptamak son derece zordur. Örne ğin aktif fay üzerindeki hareket (yer de ği ştirme ya da kayma hızı) çok dü şük, buna kar şın o alandaki çökelme hızı çok yüksek ise, bu gibi durumlarda fay ço ğu kez kalın bir sedimanla (alüvyon ile) örtülmekte ve tanınması güçle şmektedir. Di ğer taraftan, fayın türü de bazı durumlarda fayın tannmasını güçle ştirmektedir. Örne ğin, do ğrultu atımlı faylarda oldu ğu gibi, fay üzerindeki kayma fayın do ğrultusuna paralel yönde gerçekle şiyorsa, bu tür fayların belirlenmesi de son derece güçle şmektedir, çünkü bu tür faylarm morfolojik yansıması ya çok az ya da hiç yoktur. Aktif fayların tanınmasında yaygın olarak kullanılan kriterler ve teknikler günümüzde çok daha fazladır ve bunlar ba şlıca üç kategoriye ayrılır: 1. Jeolojik kriterler: a) Fay düzlemi kriterleri b) Morfotektonik kriterler 2. Aletsel kriterler: a) Simolojik – jeofiziksel kriterler (Seismic reflection profiles, ground - penetrating radar) b) GPS ölçümleri c) Satalit radar görüntüleri ve interferogram d) Sondaj 3. Paleosismoloji kriterleri Aktif fay tanımında kullanılan zaman diliminin uzunlu ğu 10.000 yıldır (Holosen dönemi). Ancak, fay aktiviteleri ve ilgili parametreler Türkiye'de son 50 yıldır, Amerika Birle şik Devletleri'nde son 200 yıldır, Çin'de ise son birkaç bin yıldır aletsel yöntemler (sismograflar) kullanılarak saptanabilmektedir. Bu nedenle, aktif faylardan tarihsel ve tarih öncesi dönemlerde kaynaklanmı ş olan depremleri ve ilgili parametreleri saptayabilmek için, son yıllarda yaygınca kullanılmaya ba şlanan bir di ğer popüler bilim dalı da Paleosismolojidir. 4.3.1. Paleosismoloji Paleosismoloji, aletsel dönem öncesi, ba şka bir deyi şle tarihsel ve tarih öncesi dönemlerde olu şmu ş ve yüzey kırı ğı olu şturmu ş depremlerin sayısını, büyüklü ğünü, atım miktarını (dü şey, yatay ya da her iki yönde) ve yinelenme aralı ğını saptamak için yapılan çalı şmaların tümüdür. Paleosismoloji 'nin iki ana amacı vardır: 1. Aktif fay üzerindeki kayma hızını saptamak, 2. Aktif faydan kaynaklanan ve yüzey kırı ğı olu şturan tarihsel ve tarih öncesi depremlerin yinelenme aralı ğını saptamak. 16 Her iki amaç, bir alan ya da bölgedeki deprem tehlike de ğerlendirmesinde kullanılan en önemli iki parametredir. Bu durum Paleosismoloji'nin deprem tehlikesi ve deprem riskinin azaltılmasındaki önemini yadsınamaz bir biçimde ortaya koymaktadır. Paleosismoloji iki grup jeolojik veri kullanır: 4.3.1.1. Morfolojik veriler. • Fay sarplıkları • Faylanmı ş yer biçimleri - Akarsu sekileri (terraces) - Kıyı sekileri - Ötelenmi ş ya da saptırılmı ş dereler - Kıvrılmı ş ve e ğimlenmi ş yer biçimleri 4.3.1.2. Stratigrafik yapılar • Yer de ği ştirmi ş katmanlar. • Kolüvyal kamalar • Kum topları ya da kum mercekleri • Açık çatlak dolguları • Aniden gömülmü ş malzemeler - fosiller ve kabukları - odun parçaları - kömür - kömür parçaları - bataklık tortulları - plaj kumları - kanal dolguları - fosil ormanlar - karbon bakımından zengin kahve-siyah renkli topraklar Bu verileri elde etmek için paleosismoloji tarafından kullanılan yöntemler ise şunlardır: 1. Yüksek çözünürlü ğe sahip uydu görüntülerinin analizi, 2. Hava foto ğrafı çalı şması, 3. Yüzey jeoloji haritalaması, 4. Sondaj, 5. Yeraltı görüntüleme teknikleri (Sismik yansıma kesitleri, Jeoradar (Ground-peneterating radar), 6. Hendek açılması (Trenching), 7. Radiometrik ya şlandırma 17 Bu yöntemler kullanılarak elde edilen morfotektonik ve stratigrafik veriler, paleosismoloji tarafından analiz edilir ve böylece aktif bir fayın (sismik segmentin) tarihsel ve tarih öncesi dönemdeki depremselli ği ortaya konur. 4.3.1.3. Hendek (Trench) Açma Bir fay sarplı ğı üzerinde hendek açılması, yüzey kırı ğı meydana getirmi ş bir diri fayın ara ştırılması için en yaygın ve yüksek potansiyel ta şıyan bir tekniktir. Bu tip uygulamanın geni ş ölçüde kullanılmasından dolayı, hendek tekni ği detaylı bir şekilde anlatılacaktır. Bu çalı şma, geçmi ş yüzey faylanması olu şturmu ş depremlere ait jeolojik belirtilerin tanımlanması üzerinde yo ğunla şmı ştır. Yukarıda bahsedildi ği gibi geçmi ş yüzey faylanması olu şturmu ş depremlerin belirtilerinin, fay boyunca her yerde korunma ve tanınma olasılıkları aynı de ğildir. Bu yüzden hendek yerlerinin seçimi çok dikkatli bir şekilde yapılmalıdır. Bu amaç için iki şartın yerine getirilmesi gereklidir; 1- bu yerlerde fay sarplıklarının yerleri birkaç metre hassasiyetle saptanmalı, ve 2- bu yerlerin jeomorfolojik konumları, geçmi ş depremlerin jeolojik kayıtlarının gömülmesi ile korunmasını sa ğlayacak uygun sedimantasyonun geli şmesi gereklidir. Hendek yerleri, fay tarafından kesilmi ş ve ya şlandırılabilir sedimanların korunmasını sa ğlayabilecek alanlarda seçilmelidir. Hendek derinliklerinde fayın her iki kenarında korunmu ş daha fazla olay elde etmek için her bir olay için ötelenme miktarı az olsa bile, fayın her iki kenarında alüvyonların korundu ğu yerlerde hendekler açmak oldukça iyi sonuçlar vermektedir. İncelenen fayın tipine ba ğlı olarak hendekler farklı şekillerde açılır. E ğim atımlı faylarda hendekler, fay sarplıklarına dik olarak, doğrultu atımlı faylarda sarplıklara dik ve paralel olarak bir çift hendek açılır. İlk durumda esas olarak düşey olan fay boyunca kayma, fay zonu mostrasında de ğerlendirilebilir. İkinci durumda ise, faya paralel olan hendeklerde eskiden yan yana olan hatların yeniden in şaa edilmesi, yatay atımın de ğerlendirilmesi için gereklidir. Hendekler, genellikle kazıcılar ile açılır. Bununla birlikte, kazıcılar ile eri şilemeyen veya Çin gibi ülkelerde hendek açılmasının pahalı oldu ğu bölgelerde birkaç gün içerisinde el kazmaları ile hendek açılmaktadır. Hendekler genellikle 20 ile 30 m uzunlukta, 3 ile 4 m derinlikte ve 1 ile 4 m geni şliklerde açılır. Hendekler, fay tarafından etkilenmeyen kısımlara eri şinceye kadar devam ettirilir. Sediman türüne ba ğlı olarak hendek geni şli ği ile derinli ği arasındaki ili şki, hendek stabilitesi ve hendek içerisinde çalı şan insanların güvenli ği açısından önemlidir. Stabiliteyi artırmak için hendek duvarları desteklenebilir. Bu durumda hendek geni şli ği, 1 m kadar küçük boyutta olabilir. Desteklenme, makineli veya hidrolik krikolar kullanılarak a ğaç çatılar in şaa ederek yapılabilir. Desteklenme mümkün de ğilse hendek geni şlikleri 3 ile 4 m kadar olmalıdır. İki duvarın birinde 1 m geni şlikte ve 1 m derinlikte basamaklar yapılarak emniyet sa ğlanabilir. Hendek açıldıktan ve desteklendikten sonra bahçe veya in şaat araçları kullanılarak elle hendek duvarlarının düzle şmesi yapılır. Hendek duvarları mümkün oldu ğu kadar düzlemsel yapılarak sedimanter ve tektonik yapılar açık bir şekilde görülebilir. 18 Önemli yapılar, boyalı çiviler veya çiviler ile birle ştirilmi ş biraz renkli bayraklar kullanılarak gösteri şIi bir hale getirilir. Hendek açıldıktan sonra çalı şmak için, duvarlarda ipler kullanılarak 1 m geni şlikte karelerden olu şan yatay ve dü şey gridler in şaa edilir. Bu gridler, hendek duvarlarından kesitlerin çizilmesi ve aynı yerlerde di ğer hendeklerdeki yapıların kar şıla ştırılması amacı ile yapılır. Hendek için gerekli hazırlık a şamaları bitirildikten sonra tüm yapıları ve özellikleri detaylı bir şekilde göstermek için hendek duvarlarının 1:20 ölçekli logları çizilir. Log alınmaları ile birlikte hendek duvarlarındaki sedimanlar ve yapıların arasındaki ili şkilerin yorumlanmaları yapılır. Her bir ayrı paleodepremin jeolojik kayıtları incelenir ve aynı zamanda fay izlerinin geometrisi, hareketin tipi ve deformasyon miktarı de ğerlendirilir. Bazı durumlarda tekrarlı depremlerin kümülatif deformasyonlarına ait delilleri tanımak mümkün olabilir. Bir paleodeprem zamanında zemin yüzeyini te şkil eden stratigrafik seviye, genellikle bir depremin horizonu olarak kabul edilir. Hendek çalı şmalarında en son ve en kritik a şama, faydaki paleodepremlerin ya şlarını sınırlayacak deprem horizonlarını ya şlandırmaktır. Genellikle her bir olay için ya ş skalası, her bir özel deprem horizonunun altındaki ve üstündeki sedimanların ya şları ile sınırlıdır. Bir fay sarplı ğının olu şumunu belirten en bariz özellik, kolüviyal kamalardır. Bunlar e ğim atımlı faylardaki kaymalardan veya topo ğrafyanın yanal olarak yan yana gelmesinden ileri gelen zemin yüzeyinin yükselimindeki ani ve keskin de ği şiklikle do ğrudan ilgilidir. Kolüviyal kamalar, fay sarplı ğını k ısmen örten ve fay sarplı ğının erozyonundan meydana gelen kama biçimli tortulardır. Kolüviyal kama, deprem sonrası tortulları temsil eder. Deprem horizonu, kamanın tabanında yer alır. Koliviyal kamayı olu şturan birimler, depremden sonraki bir ya şa sahiptir ve örttü ğü tortul, deprem öncesi bir ya şa sahiptir. Bazen e ş-sismik deformasyon, hem fay yakınındaki karı şıklıklardan dolayı hem de keskin bir kırıktan ziyade fay sarplı ğı, zemin ve sedimanların fleksürlenmesi ile e şlik edildi ği için, sediman tabakaların tiltlenmesi ile refakat edilir. Depremden sonra sedimantasyon yeniden ba şladı ğı zaman, seride açılı bir uyumsuzluk olu şur ve yeni sedimanlar, fay sarplı ğının üzerine gelir. Bu uyumsuzluk, bir deprem horizonunu temsil eder. Deprem horizonları, fayların yukarıya do ğru sona erdikleri yerlerde de yer alabilirler. Fay sarplıkları genellikle birkaç fay kolcu ğundan olu şmu ş bir zonla karakterize edilir. Ana fay izleri, genellikle tekrarlı faylanmalı olaylar esnasında aktif hale geçerken, ikincil kolcuklar, daha sonraki olaylar esnasında kayma göstermezler ve faylanmamı ş sedimanların altında gömülebilirler. Bir fay kolcu ğunu örten bu faylanmamı ş sedimanların tabanı, bir deprem horizonunu temsil eder. Bununla birlikte, stratigrafide özel bir seviyede bir faylanma olayı için delil olu şturmayan görünür bir yukarıya do ğru fayın sona erme olasılı ğı tartı şmaya açıktır. Bu durum özellikle do ğrultu atımlı faylarda olası olarak görünmektedir. Tekrarlı yüzey faylanmalı depremler için di ğer bir delil, artan sediman ya şı ile birlikte artan deformasyon miktarının saptanması ile ili şkilidir. Bu durum, özellikle kaymanın dü şey bile şeni oldu ğu zaman bariz olarak görülmektedir. Sedimanlar iyi tabakalanmı şsa, sedimanlar tarafından kaydedilmi ş düşey kayma miktarları detaylı bir şekilde ölçülebilir. Aynı kayma miktarına sahip bir seride üsttekiler 19 Trench-1 N Beyköy Trench-1 site (June 2001) 20 21 6 7 8 5 4 3 2 1a 1b SOUTH NORTH Beyköy Trench 1, East wall 1 m 1 m 98 89 88 71 69 70 50 51 52 68 81 85 80 84 79 78 77 87 86 66 7 2 73 74 75 54 55 56 57 58 59 97 90-91 93 92 65 62 63 53 61 94 60 96 83 95 64 1 m 1 m 6 7 8 5 4 3 2 1a 1b SOUTH NORTH Beyköy Trench 1, West wall 33 02 18 24 17 25 21 20 22 19 06 03 05 04 07 08 23 29 30 32 31 27 28 16 10 99 12 14 11 13 15 01 34 UNIT LITHOLOGY SAMPLE LAB.NO. C AGE (BP) FAULTING EVENT 14 380+/-30 900 +/-30 1285+/-30 1605+/-35 1a 1b 3 4 5 6 7 8 2 Recent soil Fine-coarse sand Pebbley-sandy silt Fine sand Pal eosol Fi n e sa n d -silt Clay-silty clay Coarse-fine sand Gravel 1 2 N ovem ber, 199 9 Event 2 Ev e n t 3 B1-E53 B1-E51 B1-E75 B1-E80 NU TA2- 3494 NU TA2-3372 NU TA2-3495 NU TA2-3496 22 daha belirgin olarak büyükse, seriler arasındaki sınır, bir deprem horizonu olarak yorumlanabilinir. Stratigrafi masif veya tabakalanma ayırt edilemedi ği zaman, belli bir zaman aralı ğı esnasında fay boyunca birikmi ş sadece uzun süreli deformasyonu tahmin etmek mümkündür. Bu sık sık doğrultu atımlı faylarda ötelenmi ş hatların (dere kanalları, yelpaze sınırlan, teras yükselimleri gibi) birle ştirilmesi sonucu yapılabilir. Depremin ikincil etkileri, sismojenik kaynaktan birkaç yüz kilometre uzaklıklarda yer alan stratigrafik kesitler içerisinde gözlenebilir. Bu yapıların kökenleri, depremler tarafından meydana getirilmi ş sarsıntılar ile ilgilidir ve belli yerlerdeki belirli şartlara ba ğlıdır. Bunlar, sıvıla şma, çökme, kaymalar, kaya dü şmeleri, türbüditler ve tsunami tortulları gibi yapılardır. Bu tür deprem etkileri, belli bir yere kadar eri şmi ş ivmeler ve belli bir zamandaki bir tsunami dalgasının varı şı hakkında bilgiler verir. Fakat bu depremlerle ilgili sismojenik yapıların özellikleri hakkında bilgi vermezler. 4.3.1.4. Ya şlandırma teknikleri ve problemleri Paleosismolojik ara ştırmaların en önemli kısmı, paleodepremlerin ya şlandırılması ve deformasyonu kaydeden sedimanların ve jeomorfolojiik yapıların ya şlandırılmasıdır. Paleosismolojide ya şlandırma için kullanılan en yaygın metot, C 14 tekni ğidir. Kuvaterner ya şlı k ıtasal tortullar, C 14 ya şlandırması için uygun kömür parçaları, organik tabakalar ve toprak seviyeleri içerir. Geleneksel olarak C 14 ya şlandırma tekni ği, birkaç gram kömürlü kısım veya her zaman mevcut olmayan büyük miktarlarda zenginle şmi ş malzemeye ihtiyaç duyulmaktadır. Yakın yıllarda paleosismolojik ara ştırmalarda büyük geli şmeler, C 14 ya şlandırması için İvme Kütle Spektrometrelerin ( İKS) kullanılması sayesinde olmu ştur. İKS ya şlandırması, geleneksel ya şlandırma tekniklerinden daha pahalı olmakla birlikte sadece birkaç miligram karbon kullanılmasını gerektirir. Faylanmı ş tortulların ya şlandırılması için ümit verici di ğer bir metod, termolüminisans (TL) metodur. Bu metot, güne ş ı şı ğını iyonize eden termolüminisans özelli ği gösteren kuvars ve feldispat gibi minerallere dayanmaktadır. TL ya şı, laboratuarda termolüminisans özelli ği sıfır oluncaya kadar numune ısıtılarak ölçülür ve ya şlandırmaya hassas mineral tanelerini gömülme zamanından ba şlayarak yeniden in şaa edilir. Faunalı k ıyısal tortullarda amino-asid rasimizasyonu ve epimerizasyonu Kuvatemer kronolojisi hakkında önemli bilgiler sa ğlayabilir. Bununla birlikte, belli bir türün rasemizasyonu sıcaklık ve kinetik modele ba ğlı oldu ğu için, bu metod sayısal metodlarla tanımlanan iyi kalibrasyon noktalarına ihtiyaç duyar. Son olarak, a ğaç halka analizleri, paleodepremlerin ya şlandırılması için kullanılabilmektedir. Bu metot, sismojenik bir fayın yakınında yer alan a ğaçların, faydaki büyük bir depremin olu şumu esnasında a ğaç halkaların geli şiminde görülen karı şıklıklar esasına dayanır. Kuraklık, fırtınalar, seller gibi a ğaç halka geli şiminde karı şıklıklar meydana getirebilen tüm di ğer sebeplerin elimine edilmesi zorunlulu ğu vardır. Bu tür çalı şma, a ğaç halkası geli şiminde do ğrudan e ş-sismik deformasyondan ileri gelen karı şıklık belirtileri durumunda, ya ş, büyüklük, topo ğrafik ve jeolojik konumlara dayanarak 23 seçilen çok sayıdaki a ğaçların tahrip olmayan çekirdek kısımlarından numunelerin alınması ile ba şlanır. Bu çalı şmada en az iki a ğaçta e ş zamanlı olarak geli şen karı şıklıkları belgeleyecek birkaç numunede denetimli ya şlandırma ve dikkatli kontroller yapılır. Bu metodun uygulanabilirli ği, paleodepremlere göre a ğaçların ya şları, faya olan yakınlıkları, fayın lokasyonu gibi birkaç faktörlerle sınırlı kalır. Fakat bu metot, dünyanın bazı bölgelerinde oldukça ümit verici bir metodu olu şturmaktadır. 4.3.2. Paleosismolojik sonuçlar Tarihsel ve tari öncesi (pre-historic) depremlerin jeolojik kayıtları, sismojenik fayların davranı şları hakkında temel bilgiler verir. Farklı yakla şımlar kullanılarak, belli bir fayın belli bir zaman içerisindeki kümülatif kaymanın de ğerlendirilmesi sonucu, ya şlandırma ve her bir depremin deformasyon miktarı hakkında bilgiler elde edilebilir. Bu jeolojik verilerle, bir fayın sismik tehlikesini belirleyecek ve bir fayın sismik davranı şlarını tanımlayacak ana parametreler hesaplanır. Bu parametreler, bir fayda tekrar eden büyük depremlerin olu şumları ile ortaya çıkarılabilir. Bu parametreler: 1. Her bir depremin meydana getirdi ği kayma miktarı Bu parametre, tek bir deprem tarafından meydana getirilen e ş-sismik kayma miktarını ifade eder ve deprem esnasında açı ğa çıkan enerjiyi temsil eder. Bu kayma miktarı, sadece bir deprem tarafından meydana getirilmi ş yatay ve dü şey bile şenleri ifade edildi ği zaman de ğerlendirilebilir. Fay düzleminin e ğimi biliniyorsa, düzlemdeki kayma hesaplanabilir. Tek bir deprem esnasında meydana gelmi ş kayma miktarları, fay boyunca kesinlikle muntazam bir da ğılım göstermezler; ço ğu durumlarda kayma miktarlarında büyük de ği şebilirlik gözlenebilir. Bu yüzden fay boyunca yapılan çok sayıda gözlemler sayesinde hesaplanmı ş kaymanın ortalama de ğeri göz önüne alınır. 2. Kayma Hızı Bu parametre, faydaki deformasyon hızı olup fayın ortalama aktivitesini ve bu yüzden strain-enerji boşalımını temsil eder. Kayma hızı, belli bir zaman aralı ğında fay tarafından meydana getirilmi ş deformasyon esas alınarak hesaplanır. Burada temel bilgiler, deforme olmu ş sedimanların ya şları ve tahmin edilen deformasyon miktarlarıdır. Mevcut olan gözlemlere dayanarak, kayma hızları, kısa süreli (Holosen) ve uzun süreli (Geç Pleyistosen) deformasyonlar olarak hesaplanır. Kısa süreli deformasyonlarla ilgili de ğerlendirmeler, fayın jeomorfolojisinden ve fay üzerinde açılan hendeklerden elde edilir. Di ğer taraftan uzun süreli deformasyon oranları, bölgesel jeomorfolojiden (teraslar, paleoyüzeyler, havza ve da ğ silsilerin geli şimlerinin çalı şılması ile) elde edilir. Kısa süreli deformasyon oranları, belli bir zaman periyodu içerisindeki deformasyonu temsil eder. Di ğer yandan uzun süreli deformasyon oranları, kayma hızı ve kayma yönünün daha uzun bir zaman aralı ğında sabit oldu ğu varsayımlarına dayanır. 24 3. Tekrarlanma Periyodları Bu parametre, aynı fay segmenti üzerinde olu şmu ş iki deprem arasındaki ortalama zaman aralı ğını temsil eder. Fayda her bir depremi ayırmak ve ya şlandırmak mümkün oldu ğu zaman, ortalama zaman aralı ğı do ğrudan hesaplanabilir. Her bir depremi tanımaksızın da, fayda olu şan her bir deprem için kayma miktarının karakteristik oldu ğu varsayılarak, kayma hızından ve her bir depremde olu şan kayma miktarından ortalama tekrarlanma zamanı elde edilebilir. Bu durumda ortalama tekrarlanma zamanı, beklenilen kayma miktarını meydana getiren bir deprem esnasında açı ğa çıkacak yeterince deformasyonun birikmesi için gerekli zaman olarak kabul edilir. Sonra, her bir depremde olu şan kayma miktarı kayma hızına bölünerek ortalama tekrarlanma zamanı hesaplanabilir. Her bir tekrarlanma aralıkları, fay davranı şının anla şılması için oldukça önemlidir ve ana sismojenik yapılar için yapılan tekrarlanma modellerinin esasını te şkil eder. Bir sismojenik yapıyı olu şturan her bir fay segmenti boyunca depremlerin zaman da ğılımları, esasen düzensiz olarak gözlenebilir. Bununla birlikte, kümelenmi ş tekrarlanma zamanlan da görülebilir. Bir yapıyı temsil eden tekrarlanma zamanı tipinin belirlenmesi, sismik tehlike tayinlerinde oldukça önemli bilgiler verir. 4. Son depremden sonra geçen zaman miktarı Bu parametre, belirli bir fay boyunca olu şan son büyük depremden bu yana geçmi ş zaman miktarını ifade eder, Bu zaman miktarı, ortalama tekrarlanma zamanına yakın veya daha büyükse tehlike açısından kritik bir anlam ta şır. Bu miktar, belli bir fay boyunca sismik olarak çok yakında açı ğa çıkabilecek yeterince deformasyonun birikmi ş oldu ğunu belirtir. Bu, belli bir fayda, bir depremin olu şum olasılı ğını hesaplamak için kullanılır. 4.4. SEGMENTASYON VE SEGMENT Aktif faylarla ilgili çok önemli iki kavram da aktif fay segmenti ve segment olu şumudur. Bir fayın ya da bir fay zonunun belirli bir kesiminin ya da tüm kesiminin (tüm segmentlerinin) yüzey kırı ğı olu şturan bir deprem ile ya da bir seri depremle aktif hale gelmesi segmentasyon (segmentation) olarak tanımlanır. Bir fayın belirli bir kesimi ya da tümü segment olarak adlanabilir. İki tür segment vardır: (1) sismik segment, (2) yapısal segment. Sismik segment, bir fayın ya da fay zonunun yüzey kırı ğı olu şturan bir deprem sırasında aktif hale gelen kesimine denir. Depremin büyüklü ğüne göre sismik segment bir fayın belirli bir kesimi olabilece ği gibi, bir fayın tümü, ya da bir fay zonunun aktif hale gelmi ş tüm segmentleri de olabilir (17 A ğustos 1999 ve 12 Kasım 1999 depremleri sırasmda çok sayıda sismik segment olu şmu ştur). Yapısal segment, bir fayın ya da fay zonunun, yapısal düzensizliklerle (bükülme, kollara ayrılma, sa ğa-sola sıçrama) sınırlanan parçalarıdır. Aynı zamanda, kesi şen iki fayın, kesi şme noktası dı şında 25 kalan parçaları da yapısal segment olarak tanımlanır. Örne ğin, Kuzey Anadolu ve Do ğu Anadolu Fay Sistemleri de ği şik boyutta çok sayıda sismik ve yapısal segmentten olu şur. Yapısal segmentler ço ğunlukla, fay üzerindeki hareketin kilitlendi ği ve kayma hızının (slip rate) belirli bir süre çok azaldı ğı hatta durdu ğu yerlerdir. Bu nedenle, bu yerler uzun süreli elastik deformasyon enerjisinin (elastic strain energy) birikti ği yerlerdir ve Sismik Bo şluk olarak da adlanır. Sismik boşluklar tarihsel ve tarih öncesi dönemlerde büyük depremlerin gerçekle şti ği yerler olup, bu yerler, gelecekte yüzey kırı ğı olu şturacak büyük depremlerin potansiyel yeridir. Bu nedenle, sismik segmentler ve sismik bo şluklar deprem tehlikesi ve deprem riski de ğerlendirmelerinde çok önemlidir. Özetle segment ve segmentasyon a şa ğıdaki nedenlerden dolayı büyük öneme sahiptir. 1. Segment, uzun süreli deprem kestirimlerinde ve deprem tehlikesinin olasılı de ğerlendirilmesinde kullanılır. 2. Herhangi bir fay üzerinde olu şacak depremin maksimum büyüklü ğünün ne olaca ğının kestiriminde kullanılır 3. Kuvvetli yer hareketlerinin kestiriminde kullanılır. Çünkü kuvvetli yer hareketi fay zonunun yapısı ve segmentasyonu ile yakından ilgilidir. 4. Bir fay ya da fay zonu uzerinde kırılmanın ba şladı ğı (point of nucleation of ground rupturing) ve sona erdi ği yerlerin (barriers) saptanmasında kullanılır. 5. Deprem ve faylanma mekanizmasının anla şılmasında kullanılır 6. Bir fay zonu ya da fay sisteminin yapısal düzensizliklerinin (structural complexities) belirlenmesinde kullanılır. 26 5. DEPREM 5.1. G İR İŞ Yerküremiz, dı ştan içe do ğru Yerkabu ğu, Manto ve Çekirdek olarak adlandırılan katmanlardan olu şmu ştur ( Şekil 1). Yerin en dı ştaki katmanı olan yerkabu ğu, kıtalar altında 25-80 km, okyanusların altında ise 5-8 km'lik bir kalınlı ğa sahiptir ( Şekil 2). Yerkabu ğu kendisi gibi katı olan ve Litosfer (Ta şyuvar) adı verilen ve yakla şık olarak 70-100 km kalın bir katmanın en üst kısmını olu şturur. Litosferin altında ise Üst Mantonun daha yumu şak (akıcı) bölgesi olan ve Astenosfer olarak adlandırılan bölüm yer alır. Okyanus tabanlarını ve kıtaları olu şturan yerkabu ğu buralarda farklı fiziksel ve kimyasal özelliklere sahiptir. Kıtaları olu şturan kabuk alüminyum oksit ve silisyum oksitçe zengin ve az yo ğun (2.7-2.9 gr/cm 3 ) kayalardan, okyanus tabanlarını olu şturan kabuk ise demir ve magnezyum oksitçe zengin daha yo ğun (2.9-3.0 gr/cm 3 ) kayalardan olu şur. Litosferin katı ve rijid yapısına kar şılık Astenosfer kendi içerisinde senede santimetre mertebesinde bir hızla hareket etmektedir. Astenosfer içerisindeki bu konveksiyon akımları üstteki Litosferin parçalara ayrılmasına ve farklı yönlere sürüklenmesine neden olurlar. Astenosferin senede santimetre mertebesindeki hareketleri sonucunda Litosfer birbirine göre hareket eden çe şitli boyutlardaki parçalara ayrılmı ştır. Bu litosfer parçalarına Levha, bunların hareketini inceleyen bilim dalına da Levha Tektoni ği adı verilir. Dünyada yedi tane büyük, çok sayıda da küçük levha bulunur. Bunlar her yıl birbirlerine göre 1 ile 10 santimetre arasında hareket etmektedirler. Çok yava ş oldu ğu için insan gözü ile farkedilmesi mümkün olmayan bu hareketler günümüzde uydular ile ba ğlantılı olarak çalı şan GPS (Co ğrafi Pozisyon Sistemi) cihazları yardımıyla ile hassas olarak ölçülebilmektedir. Şekil 1. Yerkürenin katmanlı iç yapısı 27 Şekil 2. Dünyamızın dı ş kısmındaki katmanları gösteren blok diyagram. Levhalar birbirlerine göre uzakla şır, yakla şır ya da yanal olarak kayarlar. Bu hareketlere ba ğlı olarak yerkabu ğu parçaları da gerilerek, sıkı ştırılarak, ya da makaslanarak deforme olurlar. Bu deformasyon sünek kayalarda kıvrılma ve akma yolu ile kırılgan kayalarda ise kırılma yolu ile sonuçlanır. Üzerine stres uygulanan kayalar deforme olurken (yamulurken) bu strese (gerilmeye) farklı yanıtlar verirler. Bu yanıtlardan biri de kayaların fay adı verilen kırıklar boyunca yırtılmalarıdır. Bu yırtılma anında meydana gelen yer sarsıntısına ise deprem adı verilir. 5.2. DEPREMLER İN OLU ŞUMU İnsanlı ğın varolu şundan bu yana depremler insanları etkileyen en önemli do ğal afetlerden biri olmu ştur. Geçti ğimiz yüzyılda nüfus artı şına, teknolojik ve ekonomik geli şime paralel olarak insanlar da ğınık ve tenha yerle şim stilinden vazgeçerek kentlere göçmü şler, böylece şehirler büyümeye ba şlamı ş, insano ğlunun dünya üzerinde görülmesinden milyonlarca yıl önce de varolan depremlerin şehirler üzerindeki etkisi de giderek artan boyutta hissedilmeye ba şlanmı ştır. İlk dönemlerde insanlar depremlerin do ğa üstü güçler tarafından olu şturuldu ğunu dü şünmü ş ve depremlerin nedenleri üzerinde bilimsel olmayan görü şler ileri sürmü şlerdir. Ancak 18. yüzyılın sonundan itibaren bu ba ğnaz görü şler etkisini yitirmi ş, bilimsel dü şünülmeye ve gözlemlerin bilimsel yöntemlerle de ğerlendirilmeye ba şlanması ile depremlerin nedenleri de ortaya konmaya ba şlanmı ştır. 20. yüzyılda ise di ğer bütün bilim dalları gibi deprem bilimi de büyük bir geli şim süreci ya şamı ştır. Bugün deprem bilimi teknolojik yeniliklerden önemli oranda faydalanmakta hatta teknoloji üretmektedir. Bugün bilinen ve kabul edilen gerçek depremin yerin hareketleri sonucunda olu ştu ğudur. Depremler çe şitli nedenlerden dolayı olu şmaktadır. Bunlar arasında ba şlıcaları olarak volkanik patlamalara ba ğlı olarak olu şan depremler, yerkabu ğu içerisindeki bo şlukların çökmesi ile olu şan depremler ve en önemlisi olan faylanmaya ba ğlı olarak olu şan depremler sayılabilir. Deprembilimin en önemli kuramlarından biri 1910 yılında Amerikalı bilim adamı H.F. Reid tarafından ileri sürülen esnek yamulma enerji salınması (elastic rebound) kuramıdır. Bu kurama göre mevcut bir fayın iki tarafındaki bloklar fay düzlemi boyunca birbirlerine sürtündükleri için hareket edemez, üzerlerine gelen kuvvetleri deforme olarak kar şılarlar. Bu durumdaki faylara kilitli fay denir. Üzerlerine yüklenen enerjiyi biriktiren ve deforme olan kayalar deformasyonun gücü sürtünme gücünü 28 ya da bloklardan birini olu şturan kayaların kırılma dayanımını yenecek seviyeye gelince aniden kırılırlar ve böylece fay olu şur. Kayalar içerisinde o zamana kadar biriken enerji depremin odak noktasında bo şalır, fay harekete geçerek bloklar bir miktar atılır. Fayın iki tarafındaki kayalar ise deformasyon öncesindeki hallerine dönerler. Kayalara etki eden kuvvet devam ettikçe bu döngü de böylece sürer. Şekil 3 esnek serbestlenme kuramına göre katı bir ortamda yerkabu ğunun kırılması (faylanması) ve depremin olu şumunu zaman içinde a şamalı olarak göstermektedir. Şekil 3. Esnek serbeslenme kuramı ı şı ğında esnek bir yer blokunun tektonik kuvvetler altında kırılması (faylanması) a şamaları. Bir fay ku şa ğında bu döngü jeolojik zaman dilimi içersinde sürer ve depremlerin olu şmasına neden olur. 1-Deprem öncesi gerilme yok; 2-Deprem öncesi, gerilme maksimum; 3-Deprem anı, kırılma (fay) olu şur; 4-Deprem sonrası, gerilme yok. (Press ve Siever, 1999’dan alınmı ştır) 5.3. DEPREM İN BÜYÜKLÜ ĞÜ (MAGNITÜD) Birçok fiziksel olguda oldu ğu gibi depremi tanımlamak için de depremin olu ş zamanı, episantr (üst merkez) koordinatı, hiposantr (odak, iç merkez) derinli ği ve büyüklük (magnitüd) gibi parametreler kullanılır. Bir depremin olu ş zamanı fay üzerinde ilk kırılmanın oldu ğu andır. Depremin odak derinli ği depremi olu şturan ilk kırılmanın ba şladı ğı odak noktasının (hiposantr) derinli ğidir ( Şekil 4). Depremler odak derinliklerine göre sı ğ (0-60 km), orta (60-300 km) ve derin odaklı (300-700 km) depremler olarak üç sınıfa ayrılır. 700 km den daha derinde ise katı malzeme olmadı ğından deprem olu şmamaktadır. Depremin büyüklü ğü ise kırılan yüzeyin büyüklü ğünü, ve dolayısıyla ortaya çıkan enerjinin düzeyini belirten bir ölçüdür. 1841 yılından itibaren depremleri kaydeden aygıtların (sismograf) yapılmaya ba şlanmasıyla birlikte aletsel kayıt dönemi ba şlamı ş, böylece depremin ölçüsünü belirleyen ölçekler ortaya çıkmı ştır. 1935 de Charles Richter deprem kayıtlarının genliklerinden hesaplanan ve Büyüklük adı verilen bir ölçek geli ştirmi ştir. Bu ölçe ğin yararı, depremin ölçüsünü bulunulan konumdan ba ğımsız olarak saptayabilmeyi olanaklı k ılmaktır. Richter büyüklük ölçe ği logaritmiktir, 4 büyüklü ğünde bir depremin yer hareketi 3 büyüklü ğündeki depreminkinden 10 kat daha fazladır. Ancak enerji açısından ele alındı ğında, 4 ölçe ğindeki depremin enerjisi 3 ölçe ğindekine kıyasla 30 kat daha fazla olmaktadır. Örne ğin M=2.0 büyüklü ğünde bir deprem, yeryüzünün derinliklerinde yakla şık bir futbol sahası 29 Şekil 4. Bir faylanma sonucu olu şan deprem oda ğından yayılan sismik enerjinin yer içinde yayılması ve bu sismik enerjinin neden oldu ğu hasara ba ğlı olarak çizilen e ş- şiddet e ğrilerinin gösterimi. büyüklü ğünde bir kırı ğın meydana geldi ğini gösterir. Büyüklük bir birim artarsa, yani 3.0 büyüklü ğünde bir deprem olu şmu ş ise, yakla şık 10 futbol sahasına e şit bir alanın kırılmı ş oldu ğu anla şılır. Gerçekte, depremin büyüklü ğü sadece kırılan yüzeyin alanı ile oranlı de ğildir. Büyüklü ğü etkileyen iki etmen daha vardır: atım ve berklik (rijidite). Atım, kırılan yüzeyin iki tarafında kalan kayaçların birbirlerine göre ba ğıl olarak ne kadar yer de ği ştirdi ğini belirtir. Berklik ise, kırılan kayaçların sertli ğine ba ğlı bir parametredir. Ancak depremin meydana geldi ği derinliklerde genelde berklik de ğeri hemen hemen hep aynıdır ve sabit kabul edilebilir. Atım de ğerinin ise genelde kırılan yüzeyin büyüklü ğüne hep orantılı oldu ğu gözlenmistir. Bu nedenle, büyüklü ğün bilinmesi için sadece kırılan alanın yüzöçümünün tahmin edilmesi yeterli sayılabılır. 5.3.1. Büyüklü ğün ölçülmesi Depremi olu şturan kırık genelde yer kabu ğunun derinliklerindedir, ancak büyük depremlerde yeryüzeyine kadar ula şır ve bizim fay kırı ğı dedi ğimiz yüzey kırıklarını olu şturur. Bir deprem oldu ğunda, derinlerde olu şan kırı ğı do ğrudan gözle görmek mümkün olmadı ğından, onun yüzölçümünü dolaylı olarak tahmin etmek zorunda kalırız. Bir ba şka deyi şle deprem kırı ğını kendisini görmesek de, onun ortaya çıkardıgi etkileri inceleyerek büyüklü ğü hakkında bir fikir edinebiliriz. Buna örnek olarak, birisinin bir havuza ta ş attıgını, ancak bizim ta şın büyüklü ğünü bilmedi ğimizi kabul edelim. Ta şın havuza dü şerken çıkardı ğı sesi dinleyerek veya havuzda oluşan dalgalanmaların boyutuna bakarak ta şın küçük mü, yoksa büyük bir ta ş m ı oldu ğunu tahmin edebiliriz. Depremin büyüklü ğünü kestirmek de tamamen buna benzer bir süreçtir. Deprem de, yerkabu ğu içerisinde havuzdaki suya benzer sekilde dalgalanmalar olu şturur. Yerkabu ğunda olu şan dalgalanmaları ölçmek için sismometre dedi ğimiz aygıtlar kullanılır. Hangi yöntem kullanılırsa kullanılsın, büyüklük hesaplanırken, depremin merkezinin do ğru bir şekilde belirlenmi ş olması esastır. Havuza atılan ta ş örne ğine dönecek olursak, su üzerinde olu şan dalgaların genli ği, kaynak noktasından uzaklastıkça 30 yava ş yava ş azalır. Bu nedenle, dalgalanmaların genli ğini yorumlarken onun ne kadar uzak bir mesafeden geliyor oldu ğunu bilmek şarttır. Gözönünde tutulması gereken önemli bir nokta, yerkabu ğunun hiçbir zaman havuzun suyu gibi yalın bir yapıya sahip olmaması, katmanlar, kıvrımlar, vb içeren çok karma şık bir dokuya sahip olmasıdır. Bu nedenle depremle olu şan yerkabu ğu dalgalanmaları yayıldı ğı yöne baglı olarak çok farklı de ği şimlere u ğrayabilir. Olası bu bozulmalar gözönüne alınarak, büyüklü ğü belirlemek için ço ğu zaman tek bir sismometrenin sonuçları ile yetinilmez. Depremi farklı yönlerden ve farklı uzaklıklardan izleyebilmi ş birçok sismometre ölçümünün ortalaması alınarak daha güvenli bir sonuç elde edilir. 5.3.2. Deprem Büyüklü ğünü ölçmek için kullanılan yöntemler Yukarıda de ğinildigi gibi depremin büyüklü ğünü belirlemek dolaylı biçimde yapıldı ğı için pek de kolay de ğildir. Üstelik deprem büyüklü ğünü belirlerken, tüm ölçek için tek bir yöntemin kullanılması maalesef mümkün de ğildir. Belirli bir yöntem belirli bir büyüklük aralı ğında ve belirli bir uzaklıktakı depremler için geçerliyken, daha büyük veya daha uzak depremler için daha farklı yöntemler kullanmak gerekir. 5.3.2.1. Süreye Ba ğlı Büyüklük (Md) Daha büyük bir depremin, sismometre üzerinde daha uzun bir süre için salınımlara yolaçacagı ilkesinden hareket edilir. Depremin, sismometre üzerinde ne kadar uzun süreli bir titre şim olu şturdu ğu ölçülür ve deprem merkezinin uzaklı ğı ile ölçeklenir. Bu yöntem küçük (M<5.0) ve yakın (Uzaklık<300 km) depremeler için kullanılır. 5.3.2.2. Yerel (Lokal) Büyüklük (Ml) Bu yöntem 1935'da Richter tarafından depremleri ölçmek için önerilen ilk yöntemdir. Bu yöntem, havuza atılan ta ş örne ğinde, ta şın suya çarparken olu şturdu ğu ses dalgalarının suyun içerisine yerle ştirilmi ş bir mikrofon ile dinlenmesine benzetilebilir. Ses kayıdında olu şan en yüksek genlik de ğeri, uzaklık ile ölçeklenerek ta şın büyüklü ğü hakkında bilgi verecektir. Depremin büyüklü ğünü kestirirken de aynı ilke uygulanır. Bu yöntem de görece küçük (büyüklügü 6.0'dan az) ve yakın (uzaklı ğı 700 km'den az) depremeler için kullanılır. Do ğru de ğerlerin bulunması için sismometrelerin çok iyi kalibre edilmi ş olması esastır. 5.3.2.3. Yüzey Dalgası Büyüklü ğü (Ms) Bu yöntem ilk iki yöntemin yetersiz kaldı ğı büyük depremleri (M>6.0) ölçmek için geli ştirilmi ştir. Havuz örne ğine geri dönecek olursak, suyun yüzeyinde olu şan ve halkalar şeklinde merkezden çevreye yayılan dalgaların en yüksek genli ğinin ölçülmesi esasına dayanır. Bu tür dalgalar yeryüzünde kaynaktan çok uzak mesafelere yayılabilirler. Di ğer yöntemlerin aksine bu yöntemin güvenilirli ği uzak mesafeden yapılan ölçümlerde daha da artar. 5.3.2.4. Cisim Dalgası Büyüklü ğü (Mb) Bu yöntem Yüzey Dalgası yöntemine benzer, tek farkı yüzeyden yayılan dalgalar yerine derinliklerde ilerleyen dalgaların kullanılmasıdır. Havuz örne ğine dönersek, ta şın suya çarpması ile olu şan ses 31 dalgaları (akustik dalga) suyun içerisinde uzak mesafelere yayılabilir. Bu ses dalgalarının bir mikrofon ile dinlenebilir ve ula ştı ğı en yüksek genlik ta şın büyüküğü konusunda bilgi verir. Deprem için de durum benzerdir. Ancak yerkabu ğu içerisinde sadece ses dalgası de ğil, kesme dalgası adı verilen bir ba şka dalga türü de üretilir. Bu iki dalga türünün tümüne Cisim Dalgaları adı verilir. Sismometreler, mikrofondan farklı olarak her iki dalga türünü (Cisim Dalgaları) de kaydedebilir. 5.3.2.5. Moment Büyüklü ğü (Mw) Bu büyüklük türü, di ğerlerine göre en güvenilir olanıdır. Bilim dünyasında, e ğer bir deprem için moment büyüklü ğü hesaplanabilmi şse, di ğer büyüklük türlerine gerek kalmadı ğı düşünülür. Belirleme açısından hepsinden çok daha karma şıktır. Esas olarak depremin olu şumunun matematiksel bir modelinin yapılmasına kar şılık gelir. Bir ara ştırıcının gerçeklestirebilece ği bilimsel bir çalı şma süreci ile hesaplanabilir ve bu yüzden hesaplamaların belirli bir zaman alması kaçınılmazdır. Otomatik olarak uygulamaya konulabilimesi ise zordur, dünyada sayılı birkaç gözlemevinde, sadece belirli bir büyüklügün üzerindeki depremler için rutin olarak hesaplanmaktadır. Uygulamada, sadece belli bir büyüklü ğün üzerindeki depremler için (M>4.0) Moment Büyüklü ğü hesaplanabilir. Depremler fayların harekete geçmesi (kırılması) esnasında olu şmaktadır. Deprem sırasında fayın kırılması anlık olmamakta, kırılma zaman içinde belirli bir hızla (2-3 km/s) çe şitli yönlerde ilerlemektedir. Bu ilerleme süresi aynı zamanda depremin de süresini tayin etmektedir. Faylar basit bir yakla şımla tek bir düzlem olarak kabul edilirlerse de gerçekte kırılma tek bir düzlem şeklinde de ğil bir kırılma zonu şeklinde gerçekle şmektedir. Fayın üzerindeki gerilme farklılıkları, jeolojik yapının de ği şmesi nedeniyle olu şan engel ve pürüzler ve fay düzlemi üzerindeki sürtünme kuvvetinin de ği şmesi gibi etmenler faylanmanın karakterini, dolayısıyla depremin ve özellikle depreme yakın noktalardaki yer hareketlerinin kimli ğini belirlemektedir. 5.4. DEPREMLER İN ŞİDDET İ Sismografların olmadı ğı dönemlerde, depremin gücünü belirleme amacıyla depremlerin canlılar, yapılar ve yer üzerindeki etkileri dikkate alınarak şiddet adı verilen ölçek ortaya çıkmı ştır. Günümüzde yaygın olarak kullanılan ölçekler Medvedev-Sponheur-Karnik (MSK), De ği ştirilmi ş Mercalli (MM) ve Japon JM'dir. Şiddet ölçe ği niteliksel bir ölçek özelli ği ta şır ve bu nedenle depremin büyüklü ğünün tam bir ölçüsü de ğildir. De ği ştirilmi ş Mercalli (MM) ölçe ğine göre: I. Derece’de özel konumda ve uygun ko şullar altında bulunan bir kaç ki şiden ba şka genellikle insanlar tarafından duyulmamaktadır. II. Derece’de ancak istirahat eden (oturan, yatan) ve özellikle yapıların üst katlarındaki ki şiler tarafından duyulur. III. Derece’de yapıların özellikle yapıların üst katlarında bulunan ki şiler tarafından duyulur, ancak birçok ki şi bunun deprem oldu ğunu anlayamaz. IV. Derece’de gündüzleri, yapıların içinde bulunan birçok ki şi, dı şarıda ise bazı ki şiler tarafından duyulabilir. Tabaklar, pencereler, kapılar sallanır, duvarlar gıcırdama sesleri çıkarır. Duran araçlar sarsılır. 32 V. Derece’de herkes tarafından duyulur, birçok ki şi uyanır. Mutfak e şyalarından ve pencere camlarından bir bölümü kırılabilir. Sıvalar çatlayabilir ya da dü şebilir. Sabit olmayan e şyalar devrilebilir. Bazan araçların, direklerin ve di ğer yüksek e şyaların sallandı ğı görülür. Sarkaçlı saatler durabilir. Kötü yapılmı ş bacalar ve bahçe duvarları yıkılabilir. VI. Derece herkes tarafından duyulur. A ğır e şyalardan bir bölümü yerinden oynar. Bazı yerlerde sıvaların ve bacaların dü ştü ğü görülür. İyi yapılmamı ş ta ş, tu ğla ve kerpiç yı ğma yapılarda önemli çatlaklar olu şur. VII. Derece’de iyi hesaplanmı ş ve iyi yapılmı ş yapılarda önemsiz hasar olur. İyi yapılmamı ş ta ş, tu ğla ve kerpiç yapılarda önemli hasar ve yıkıntı olur. Betonarme yapıların duvarlarının çerçeve sistemi ile dokanak yerlerinde çatlaklar olu şur. Araç kullanan kı şiler depremin farkına varırlar. VIII. Derece’de özel olarak yapılmı ş yapılarda az, iyi yapılmamı ş ta ş, tu ğla ve kerpiç yapılarda a ğır hasar ya da tümüyle yıkılma görülür. İyi yapılmı ş yı ğma kagir yapılarda a ğır hasar, iyi yapılmamı ş betonarme yapılarda ta şıyıcı sistemlerde çatlaklar olu şabilir. A ğır e şyalar ters döner. Araç kullananlar rahatsız olurlar. Arazide kum fı şkırmaları, çatlaklar ve yüzey kırıkları olu şur. Kayalar dü şer ve heyelanlar olabilir. IX. Derece’de yı ğma kagir yapılar yıkılır ya da çok a ğır hasar görür. Betonarme yapılarda ta şıyıcı sistemde mafsalla şma ba şlar. Betonarme yapılarda önemli ötelemeler ve dü şeyden kaymalar olur. Yeryüzünde büyük yarık ve çatlaklar olu şur. Yeraltındaki borular kopar. Kumlu zeminlerde sıvıla şma olur. X. Derece’de iyi yapılmamı ş ah şap karkas, betonarme yapılarda çok a ğır hasar ya da kırılma ba şlangıcı görülür. Yeryüzünde büyük çatlaklar ortaya çıkar. Raylar bükülür. Irmak kıyılarında ve dik yamaçlarda heyelanlar olur, kum ve çamur akmaları (sıvıla şma) görülür. XI. Derece’de pek az yapı ayakta kalır. Köprüler yıkılır. Yeryüzünde geni ş çatlaklar olu şur. Yeraltı boruları tümüyle i şe yaramaz duruma gelir. Yumu şak zeminde yer kaymaları ve toprak yı ğıntıları olur. Raylar çok fazla e ğilir. XII. Derece’de tüm yapılar yıkılır. Deprem bölgesindeki yeryüzü biçimi de ği şir. Yeryüzünde deprem dalgalarının ilerleyi şi görülür. 5.5. S İSM İK DALGALAR Depremi olu şturan faylanma ile birlikte odaktan çevreye do ğru çe şitli türde sismik dalgalar yayılır. Bunlar boyuna dalgalar (P dalgası), enine dalgalar (S dalgası) ve yüzey dalgalarıdır. Yapılarda en fazla hasara S dalgaları neden olurlar. S dalgalarının hızı P dalgalarından 1.7 kez daha yava ştır. Yüzey dalgaları, yeryüzünde en büyük genlikle olu şurlar ve derinlikle azalırlar. S dalgalarından sonra gelen bu dalgalar yakın depremlerde S dalgaları gibi yıkıcı özelliktedir. ( Şekil 5 ve 6). 33 Şekil 5. P, S ve Yüzey dalgalarının kayıtçı izleri.. 34 Şekil 6. Depremlerden olu şan sismik dalgaların türleri ve yer içinde yayılma özellikleri. P dalgaları yayıldıkları ortamda hacım de ği şikli ği yaratırlarken, S dalgaları hacım de ği şikli ğine yol açmazlar. 5.6. DEPREM İN DO ĞA VE YAPILAR ÜZER İNDEK İ ETK İLER İ Depremlerin olu şturdu ğu yer sarsıntısı gerek insan yapımı gerekse do ğal yapılarda deformasyona neden olur. Yer sarsıntısının doğrudan neden oldu ğu bu hasaraların yanı s ıra depremler örne ğin tsunami, su baskını ya da yangın gibi bazı olayları da tetiklemekte ve zararara yolaçmaktadır.Deprem nedeniyle yapılarda gözlenen hasarlar depremin büyüklü ğü ve derinli ği, depremin olu ş mekanizması, zeminin türü, zemin-yapı etkile şmesinin durumu ve nihayet yapının türü ve kalitesi gibi faktörler tarafından denetlenir. Hasarı azaltmak için bunlardan zemin kalitesine sınırlı olarak müdahale edilebilmekte ve zemin kısmen iyile ştirilebilmektedir. Zemin ko şulları ve olabilecek bir depremin bina üzerindeki etkileri tahmin edilerek yapılacak binalar ise depremi can kaybına yol açmadan ve minimum hasarla atlatabilmektedir. Geçti ğimiz yüzyılda ülkemizde ve dünyada ya şanan depremlerden edinilen tecrübelere göre hafif çelik yapılar en az hasara u ğrayan yapılardır. Statik projeleri zemin ve deprem ko şulları dikkate alınarak hazırlanmı ş betonarme yapılar depreme iyi dayanan yapılardır. Ah şap yapılar büyük depremlerde e ğilme ve katlar arasında kayma göstermekle birlikte orta büyüklükteki depremlerde iyi davranmaktadırlar. Kagir ve kerpiç yı ğma yapılar ise depreme en az direnç gösteren yapılardır. Özellikle kerpiç yı ğma yapılar ortanın altında sayılabilecek büyüklükteki depremlerde dahi yıkılmakta ve ölümcül olmaktadırlar. 3 Şubat 2002 de Çay’da ya şanan depremde kerpiç binaların hemen hemen tamamı çökmü ş ya da a ğır hasar görmü şlerdir. İstatistiklere göre Türkiye binaların depreme kar şı davranı şı va hasar gören binaya oranla can kaybı açısından dünyanın en geri birkaç ülkesi arasında yeralmaktadır. Depremler do ğal unsurlar üzerinde de ciddi tahribat yaratabilmektedir. 6 dan büyük ve sı ğ depremler yeryüzünde fay kırıkları olu şturabilirler. Depremin büyüklü ğüne ba ğlı olarak deprem esnasında fayın iki tarafında bulunan bloklar birbirine göre hareket eder, böylece yüzey kırıkları olu ştururlar. Bu kırıklar bazan yüzlerce kilometre uzunlu ğa ula şabilmektedir. Örne ğin 1939 Erzincan depreminde yüzey kırı ğı 360 km, 1999 Gölcük depreminde ise 130 km olarak belirlenmi ştir. Kırıkların yer içine do ğru olan derinli ği ise genellikle kilometrelerle ifade edilmektedir. Depremin büyüklü ğüne ba ğlı olarak fayın 35 iki tarafındaki blokların birbirine göre hareket miktarı (atım) da farklı de ğerler almaktadır. Atım miktarı 1939 Erzincan depreminde 7.5 m, 1999 Gölcük depreminde 5 m, 2002 Çay depreminde ise 25 cm civarında olmu ştur. Depremler genellikle mevcut olan heyelanların tetiklenmesine de yolaçarlar. Bu heyelanlar kara alanlarında olabildi ği gibi 1999 Gölcük depreminde ya şandı ğı gibi deniz altında da olabilir ve bu durumda dev dalgalara (tsunami) da yolaçabilirler. Depremler zaman zaman yeraltısuyu içeren tabakaları etkileyerek suyun mevcut çatlaklardan yeryüzüne çıkmasını ve çamurla birlikte akmasına neden olmaktadır. Di ğer yandan deprem esnasında henüz çimentolanmamı ş kayaların bo şlukları içerisinde bulunan yeraltısuları yüksek basınnç kazanarak zemin tanelerinin birbirlerine olan sürtünmelerini yoketmekte, böylece kum oranının fazla oldu ğu ya da zeminin gev şek oldu ğu ortamlar, depremlerin sarsıntısı etkisiyle sıvı gibi davranarak duraylılıklarını kaybetmektedirler. Sıvıla şma adı verilen bu olay sonucunda zemin ta şıma gücünü kaybetmekte, binalar sıvıla şmı ş zemin üzerinde yüzdüklerinden devrilmekte ya da zemine batmaktadır. 1999 Gölcük depreminde Adapazarı merkezinde görülen hasarın büyük bir kısmı sıvıla şma nedeni ile olmu ştur.Denizler altındaki depremlerde olu şan faylanma ve deformasyonlar çok büyük su hacmını harekete geçirerek kıyılarda deniz basmasına ve büyük dalgalara neden olur. Bu dalgalara Tsunami denir. Kıyıya yakın yerlerde bu dalgaların yüksekli ği artar ve kıyılarda çok büyük zararlara neden olur. Yapılan ara ştırmalar Marmara çevresinde tarihsel dönemlerde en az 12 tsunami hadisesinin ya şandı ğını i şaret etmektedir.