elastik dalgalar kullanılarak yeriçinin üç

ANKARA ÜNİVERSİTESİ
FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ
YÜKSEK LİSANS TEZİ
ELASTİK DALGALAR KULLANILARAK YERİÇİNİN
ÜÇ – BOYUTLU HIZ YAPISININ BELİRLENMESİ
Begüm KOCA
JEOFİZİK MÜHENDİSLİĞİ ANABİLİM DALI
ANKARA
2005
Her hakkı saklıdır
ÖZET
Yüksek Lisans Tezi
ELASTİK DALGALAR KULLANILARAK YERİÇİNİN ÜÇ – BOYUTLU HIZ
YAPISININ BELİRLENMESİ
Begüm KOCA
Ankara Üniversitesi
Fen Bilimleri Enstitüsü
Jeofizik Mühendisliği Anabilim Dalı
Danışman: Doç. Dr. Altan NECİOĞLU
Bu çalışmada, telesismik depremlerin ürettiği elastik sismik dalgalardan yararlanılarak
yer içi hız yapısının telesismik tomografi metodu ile nasıl elde edildiği açıklanacak ve
Doğu Türkiye’nin hız yapısı belirlenecektir.
Elastik sismik dalgalardan yararlanılarak yer içinin bir takım özelliklerinin yüksekçözünürlülüklü modelleri elde edilebilir ve böylece derinliklerin olası yapı ve
davranışları belirlenebilir. Lokal, bölgesel ve telesismik uzaklıklar farklı sismogram
karakteristikleriyle farklı derinliklere duyarlı veriler sağlarlar.
Lokal deprem ve patlatma kayıtları kullanılarak gerçekleştirilen sığ çalışmalar
sonucunda karmaşık kabuk yapısı belirlenebilmektedir. Kabuk – manto sınırı altında
kalan, yüksek global çözünürlülüklü derin tabakaların hız yapısını belirleyebilmek için
hedef derinlik boyunca seyahat eden çok sayıda sismik dalga kaydına gereksinim vardır.
Bu, telesismik deprem kayıtlarının kullanılması ile sağlanabilir.
2005, 61 sayfa
ANAHTAR KELİMELER : Elastik sismik dalgalar, telesismik, sismik tomografi, hız yapısı
i
ABSTRACT
M. Sc. Thesis
DETERMINATION OF THREE – DIMENSIONAL VELOCITY STRUCTURE
OF THE INNER EARTH USING ELASTIC WAVES
Begüm KOCA
Ankara University
Graduate School of Natural and Applied Sciences
Department of Geophysical Engineering
Supervisor: Assoc. Prof. Dr. Altan NECİOĞLU
In this study, determination of the velocity structure of the inner earth with teleseismic
tomography method by using seismic elastic waves produced by teleseismic
earthquakes will be explained and the velocity structure of Eastern Turkey will be
estimated.
High-resolution models of various characteristics of the inner earth can be obtained by
using seismic elastic waves. Thus, probable structures and behaviors at various depths
can be estimated. Local, regional and teleseismic distances provide data from different
depths with different seismogram characteristics.
The complex shallow crustal structure can be obtained by using records of local
earthquakes and explosions. To determine the velocity structure of deeper layers lying
under the crust – mantle boundary, a lot of seismic waves traveling through the target
depth are required. This can be provided by using teleseismic earthquake records.
2005, 61 pages
KEY WORDS: Elastic seismic waves, teleseismic, seismic tomography, velocity structure.
ii
ÖNSÖZ ve TEŞEKKÜR
Bu çalışmada telesismik tomografi yöntemini uygulamakta kullanılan bilgisayar
programı Sayın Dr. Sadi KULELİ (Massachusetts Institute of Technology, Earth
Resources Laboratory) tarafından sağlanmıştır. Kendisine bu büyük katkısından dolayı
teşekkürlerimi sunarım.
Yüksek Lisans Tezi çalışmamın her safhasında bana yol gösteren ve yakın ilgisi ile
büyük destek sağlayan danışman hocam, Sayın Doç. Dr. Altan NECİOĞLU (Süleyman
Demirel Üniversitesi Mimarlık Mühendislik Fakültesi)’na, yardımlarını gördüğüm
hocalarım, Sayın Prof. Dr. Ahmet Tuğrul BAŞOKUR (Ankara Üniversitesi
Mühendislik Fakültesi)’a, Sayın Prof. Dr. Turan KAYIRAN (Ankara Üniversitesi
Mühendislik Fakültesi)’a, Sayın Yrd. Doç Dr. Emin ULUGERGERLİ (Ankara
Üniversitesi Mühendislik Fakültesi)’ye, çalışmamda kullandığım verileri sağlayan
Sayın Prof. Dr. Niyazi TÜRKELLİ (Boğaziçi Üniversitesi Kandilli Rasathanesi ve
Deprem Araştırma Enstitüsü)’ye, veri analizi konusunda bilgilerini esirgemeyen Sayın
Araş. Gör. Tuna ERKEN (Uppsala University Department of Earth Scieces)’e, tüm
çalışmam süresince yardımlarını gördüğüm dostlarım, Sayın Araş. Gör. İrfan AKCA
(Ankara
Üniversitesi
Mühendislik
Fakültesi)’ya,
Sayın
Araş.
Gör.
Yıldırım
GÜNDOĞDU (Ankara Üniversitesi Mühendislik Fakültesi)’ya, Sayın Araş. Gör. Fatih
BULUT (Boğaziçi Üniversitesi Kandilli Rasathanesi ve Deprem Araştırma Enstitüsü)’a
ve Sayın Araş. Gör. Uğur TEOMAN (Boğaziçi Üniversitesi Kandilli Rasathanesi ve
Deprem Araştırma Enstitüsü)’a teşekkürlerimi sunarım.
Son olarak, her zaman bana destek olan aileme emekleri için sonsuz teşekkürlerimi
sunarım.
Begüm KOCA
Ankara, Ocak 2005
iii
İÇİNDEKİLER
ÖZET..........................................................................................................................
ABSTRACT................................................................................................................
TEŞEKKÜR................................................................................................................
SİMGELER DİZİNİ...................................................................................................
ŞEKİLLER DİZİNİ.....................................................................................................
ÇİZELGELER DİZİNİ...............................................................................................
1. GİRİŞ.......................................................................................................
2. YER İÇİ...................................................................................................
2.1. Elastik Sismik Dalgalar..........................................................................
2.2.1. Telesismik hacim dalgaları................................................................
2.2.2. Yer içinde ışınların yolları..................................................................
3. YÖNTEM.................................................................................................
3.1. Global Metotlar......................................................................................
3.2. Lokal Metotlar.......................................................................................
3.2.1. Lokal deprem tomografisi...................................................................
3.2.2. Telesismik tomografi..........................................................................
3.3. Veri........................................................................................................
3.4. Model.....................................................................................................
3.5. Ters Çözüm............................................................................................
3.5.1. Model formülasyonu...........................................................................
3.5.2. Model parametrelerinin belirlenmesi..................................................
3.6. Veri Sunumu..........................................................................................
4. UYGULAMA...........................................................................................
4.1. Bölgenin Jeoloji ve Tektoniği................................................................
4.1.1. Bölgenin jeolojisi................................................................................
4.1.2. Bölgenin sismotektoniği.....................................................................
4.2. Veri ve Yöntem………………………………………………………..
4.3. Tomografi Sonuçları…………………………………………………..
5. TARTIŞMA ve SONUÇLAR………………………………………….
KAYNAKLAR...........................................................................................................
EKLER........................................................................................................................
EK 1. Sismik İstasyon Koordinatları...........................................................
EK 2. Depremler..........................................................................................
ÖZGEÇMİŞ…………………………………………………………………………
iv
i
ii
iii
v
vii
ix
1
3
4
6
10
12
16
17
17
18
20
20
22
23
26
28
30
32
32
34
38
39
47
52
55
56
58
61
SİMGELER DİZİNİ
c
Parametre vektörü
ds
Işının s inci tabakada aldığı gerçek uzaklık
gs
Işının s inci tabaka içinde sapmaya uğramadan geçirdiği zaman
i
Birim vektör
L
Love dalga fazı
M
Modeldeki toplam blok sayısı
m0
Hareket yönü değişmemiş ışın için model içinde geçen seyahat zamanı
ms
s inci tabakadaki oransal yavaşlık değişimi
Ms
Yüzey dalgalarından hesaplanan deprem büyüklüğü
msi
s inci tabakanın i inci bloğundaki hız değişimi
N
Toplam istasyon sayısı
NB
Her tabakadaki blok sayısı
NL
Tabaka sayısı
P
P dalgası
R
Rayleigh dalga fazı
r
Yarıçap
S
S dalgası
s
Tabaka numarası
t
Modelin bütün tabakalarından geçen ışının yüzeye varış zamanı
t
Işınların yeryüzüne varış zamanları vektörü
ts
s inci tabakadaki gerçek seyahat zamanı
V
Sismik tabaka hızı
Vs
s inci tabakanın gerçek hızı
∆ds
Işının s inci tabakada yön değiştirmeden aldığı yol
∆τ
Yön değiştirmemiş ışın için taban tabakadaki varış zamanı
ε
Seyahat zamanı farkı
ε
Fark vektörü
τ
Işının taban tabakadan yüzeye varış zamanı
ds
Işının s inci tabaka içinde herhangi bir sapmaya uğramadan aldığı yol
v
msi
s inci tabakada en fazla yola sahip olan i inci bloktaki yavaşlık anomalisi
m
Yavaşlık anomalileri vektörü
Vs
s inci tabakadaki ortalama hız
τ
Sapmaya uğramamış ışın için taban tabakadaki varış zamanı
τ
Standart yerden hesaplanan taban tabakadan varış zamanları vektörü
∆
Deprem odağı ile sismik kayıt istasyonu arasındaki merkez açı
Kısaltmalar
B
Batı
D
Doğu
G
Güney
GB
Güney – Batı
GD
Güney – Doğu
K
Kuzey
KB
Kuzey – Batı
KD
Kuzey – Doğu
vi
ŞEKİLLER DİZİNİ
Şekil 2.1.Bir depremden kaynaklanan ve istasyonda kaydedilen, sismik
tomografi için kullanılabilen sismik dalga tipleri………………............
5
Şekil 2.2.Cisim dalgaları (P ve S) nın yayılımı…………………………............... 6
Şekil 2.3.Sismik dalga fazlarının seyahat yolları………………………………… 7
Şekil 2.4.Seyahat zamanı grafiği……………………….………………..….......... 8
Şekil 2.5.Gölge zonu…………………………………………………………....... 9
Şekil 3.1.PREM………………………………………..……………….……........ 12
Şekil 3.2a) Yükselti (horst) fay b) çöküntü (graben) fay………....…..…………. 14
Şekil 3.3.Dalma-batma zonu………………………………………………........... 15
Şekil 3.4.Lokal deprem tomografisinin (LET) geometrisi. ……………………… 17
Şekil 3.5.Telesismik tomografinin a) ışın yolları b) geometrisi…….…..……....... 19
Şekil 3.6.Yatay uzaklığın düşey uzaklıktan büyük olması durumunda, bir ışın
yolunun örneklenmesi…………………………………….…………….
21
Şekil 3.7.5, 25 ve 45 km derinliklerde hesaplanmış P dalga hızı sapmalarının
yanal değişimini gösteren kontur haritaları…..........................................
28
Şekil 3.8.Aynı profil için hesaplanmış, P dalga hızlarının düşey yönde
değişimini gösteren kontur haritaları………………………….....…......
29
Şekil 4.1.ETSE projesinde kullanılmış olan 29 adet PASSCAL – Broadband
istasyonun lokasyon haritası…………………………..………...……...
30
Şekil 4.2.Deprem lokasyon haritası……………………………………….............31
Şekil 4.3.Türkiye tektonik haritası………………………………………….......... 32
Şekil 4.4.Doğu Türkiye ve çevresindeki tektonik sınırlar ve plaka hareketlerini
gösteren harita……………………………...……..…………………….
33
Şekil 4.5.Doğu Anadolu yüksek platosunun basitleştirilmiş jeolojik haritası ve
tektonik birimleri……………………………………………..…………
34
Şekil 4.6.Doğu Türkiye aktif fay haritası…………………………………............ 38
Şekil 4.7.Sismik tomografi sonucunda elde edilen P dalga hızı sapmalarının her
bir tabakadaki yatay değişimi…………………………………………..
40
Şekil 4.8.P dalga hızı sapmalarının (konturlar) yatay değişiminin bölge tektoniği
ile birlikte gösterimi……..…………………………….…...................... 41
vii
Şekil 4.9.Doğu Türkiye aktif fay haritası ve ETSE ağının sismik istasyonları....... 43
Şekil 4.10.A-A’ kesiti boyunca P dalga hızı sapmalarının düşey değişimi……...... 44
Şekil 4.11.B-B’ kesiti boyunca P dalga hızı sapmalarının düşey değişimi……....... 45
Şekil 4.12.Çalışma alanı ve civarında Pn dalga hızının tomografik görüntüsü….... 48
Şekil 4.13.Sadece model alanın Pn dalga hızının tomografik görüntüsü………….. 48
Şekil 4.14.Farklı Kuzey enlemi değerlerinde alınmış düşey kesitlerin bir arada
gösterimi…………………………………………………………….......
49
Şekil 4.15.Farklı Doğu boylamı değerlerinde alınmış düşey kesitlerin bir arada
gösterimi…………………………………………………………….......
viii
50
ÇİZELGELER DİZİNİ
Çizelge 2.1.Yer içindeki başlıca katmanların kalınlıkları ve cisim dalgası hızlarının
değişimi……….………………………………….....................................4
Çizelge 4.1.Ters çözüm işleminde kullanılan başlangıç modeli…………...……….. 39
ix
1. GİRİŞ
Sismik dalgalardan yararlanılarak yer içinin özelliklerinin yüksek-çözünürlüklü
modelleri elde edilebilir ve böylece olası yapı ve davranışları belirlenebilir. Model,
yerküredeki materyallerin özelliklerinin gerçek üç-boyutlu değişiminin basitleştirilmiş
matematiksel gösterimidir. Gerçek kimya, fiziksel yerleşim ve dinamik davranışların
sismolojik olarak yorumlanabilmesi için, mineral fiziği ve yer içi dinamiği gibi diğer
disiplinlerden elde edilmiş deneysel ve modelleme sonuçları gereklidir.
Sismoloji, Dünya’nın gerçek yapısı için en iyi çözünürlülüğü sağlamakta önde
gelmektedir. Yer yapısı hakkındaki detaylı bilgiler genellikle derinlikle azalır. Petrol ve
mineral aramalarında, sığ kıtasal kabuk yaygın olarak, sismik yansıma metotları ile
incelenmektedir. Petrol endüstrisi ile gelişmiş olan teknoloji, günümüzde kabuk
faylanması ve kıtasal değişimin modellerini araştırmak amacı ile derin kabuğa
uygulanmaktadır.
Sığ çalışmalar sonucunda, dört milyar yıldan fazla zamandan beri korunmuş olan
kayaçlar ve yıllar boyu meydana gelmiş tabaka tektoniği olaylarının kalıntıları ile
oldukça karmaşık bir kabuk yapısı belirlenmiştir. Moho (kabuk-manto sınırı) nun
altında yer içi yapısının detaylı çözünürlülüğü azalırken, global çözünürlülük artar.
Bunun nedeni, birincil sismik kaynakları, insan yapımı patlatmalar yerine depremlerin
sağlamasıdır. Depremlerin ve sismik istasyonların düzensiz dağılımı ile, tam global
kapsamayı sağlayacak şekilde, yer içinde çok sayıda ışın yolu olur.
Tomografi, bir çeşit ters çözüm problemidir. Bu, bir ortam boyunca yayılan enerjinin
ölçümü ile başlar. Elde edilen bu enerjinin karakteri, yayıldığı ortamın parametrelerini
(yavaşlık,hız,vs.) belirlemek için kullanılır. Bir çok durumda, bir ortamdaki enerjinin
yayılımı, ortam parametrelerinin bir toplamı veya integrali ile tanımlanabilir. Böylece,
veri ile ortam parametreleri arasında lineer bağıntı elde edilerek ters çözüm teknikleri
uygulanması ile gerçeğe en yakın ortam parametreleri elde edilebilir.
1
Telesismik depremler kullanılarak kabuk-manto sınırı altındaki derin yer içi yapısının
belirlenmesi mümkündür. Deprem kayıt istasyonu ile deprem hiposentrı arasındaki
uzaklığın yaklaşık 1000 km den büyük olması durumunda bu deprem telesismik kabul
edilir. 1 derece yaklaşık olarak 111.195 km ye karşılık gelir, dolayısı ile telesismik
uzaklığın 9o den itibaren başladığı söylenebilir.
Bu çalışmada kullanılan ve derin yer içi yapısını üç boyutlu görüntülemeyi amaçlayan
telesismik tomografi yönteminin temeli 1977 yılında Aki, Christoffersson ve Husebye
tarafından atılmıştır. Bu nedenle kullanılan teknik ACH tekniği olarak anılmaktadır.
Bu tez çalışmasında telesismik tomografi yönteminin temel ilkeleri ve Doğu Türkiye
için yapılan örnek çalışma anlatılacaktır. Çalışma sonuçları göstermektedir ki, yöntem
derin yer içinin üç boyutlu yapısını görüntülemek için oldukça elverişlidir.
2
2. YER İÇİ
Sismik dalga yolları yer içinde 30-60 km ve 2900 km derinliklerde bulunan iki ana
süreksizlikden etkilenirler. 30-60 km derinlikte olan ve kabuk-manto sınırını belirleyen
Mohorovičič, sismogramların yorumlanmasında özel bir öneme sahiptir. Bu iki
süreksizlik yerküreyi kendi içinde kabuk, manto ve çekirdeğe ayırmaktadır. Ayrıca,
kabuk içinde bazıları sadece lokal veya bölgesel büyüklükte olan süreksizlikler ve
düzensizlikler vardır. Manto içinde hızın derinlikle düzenli artımından uzaklaşılan bazı
seviyeler vardır; bu seviyeler ikincil süreksizlikler gibi davranırlar. Çekirdek içinde
dahili bir bölünme vardır; iç çekirdek ve dış çekirdek fiziksel karakterleri bakımından
oldukça farklıdırlar. (Richter 1958)
Yer içindeki başlıca bölümler Çizelge 2.1’ de görülmektedir. Mohorovičič
süreksizliğinin seviyesi değişebilir; kıtasal bölgelerde 30 km ile 60 km arasında değişen
derinliklerde olabileceği gibi, okyanusal bölgelerde 5 – 10 km ye kadar yükselir. Bu
değişim, telesismik olaylar kullanılarak hesaplanan sismik dalgaların ortalama varış
zamanlarından sapmaları kısmen açıklar. (Richter 1958)
Manto içerisinde yaklaşık 400 km derinlikte sismik dalga hızlarında ani bir artış olur.
Manto kayaçları üzerinde yapılan deneyler, mantodaki baskın minerallerden biri olan
olivinin kristal yapısını da değiştiren, çok şekilli faz değişimlerine neden olan bir
sıcaklık ve basınç değişimi olduğunu göstermiştir. Bu derinlik 400 km süreksizliği
olarak bilinir. 670 km süreksizliği olarak bilinen süreksizlikte yine sismik dalga
hızlarında ani bir artış olur. Bunun nedeni, tüm manto elementlerini içeren polimorfik
faz geçişi olabileceği gibi, mantonun bileşimindeki değişim de olabilir. (Nelson 2003)
Manto ve çekirdek arasındaki sınırın seviyesi 2900 km de sabit gibi görünse de yerin
farklı bölgelerinde çekirdeğin derinliğini sistematik olarak karşılaştıran bir araştırma
henüz yoktur. Dış çekirdekten iç çekirdeğe geçiş seviyesi yaklaşık 5000 km olarak
bilinmektedir fakat bunun doğruluğu kesin olarak ispatlanmamıştır. (Richter 1958)
3
Cisim dalgalarının değişik seviyelerdeki hızları Çizelge 2.1’ de verilmektedir. Kıtasal
kabuk için olanlar sadece ortalama değerlerdir. Çekirdek içinde enine dalgaların hızları
verilmemiştir. Bunun nedeni sıvı dış çekirdekte bu dalgaların bulunmamasıdır.
Mantodan çekirdek sınırına ulaşan S dalgaları çekirdek içine girmez, fakat mod
dönüşümüne uğrayarak boyuna dalgalara dönüşebilirler. (Richter 1958)
Bullen et al. (1940), iç çekirdeği sınırlayan 5000 km seviyesinin altında materyalin
yeniden katı olabileceğini ve enine dalgaların geçebileceğini öne sürmüşlerdir.
Çizelge 2.1. Yeriçindeki başlıca katmanların kalınlıkları ve cisim dalgası hızlarının
değişimi (Richter 1958)
DERİNLİK
HIZLAR
VP (km/sn)
(km)
YARIÇAP
VS (km/sn)
(km)
YÜZEY
0
5.0
3.0
6370
kıtasal kabuk
30+
7.0 ?
4.0 ?
13.5
8.0
8.0
__
10.0
__
11.5
?
~6340
Manto
2900
3470
Çekirdek
5000
1400
İç çekirdek
6370
MERKEZ
0
2.1. Elastik Sismik Dalgalar
Sismogramlarda gözlenen sismik dalga fazlarının adlandırılması için Latince’ye
dayanan uluslararası bir terminoloji kabul edilmiştir. İlk ve ikinci fazlar P ve S harfleri
4
ile gösterilmektedir. Bunlar ‘undae primae’ ve ‘undae secundae’ (undae=dalga) nin
kısaltmasıdır. Başlangıçta ana fazın büyük, uzun periyotlu dalgaları L (undae longae)
ile, sismogramların maksimumu da M ile gösterilmekteydi. Birkaç yıl süren
araştırmalardan sonra, P ve S in yer hacmi boyunca ilerleyen boyuna ve enine dalgalar
olduğu, L ve M nin ise Rayleigh ve Love tarafından ortaya konan R ve L dalgalarını da
içeren yüzey dalgaları olduğu anlaşılmıştır. (Lay and Wallace 1995, Richter 1958)
Şekil 2.1 ve Şekil 2.2’ de yerin yapısını kestirmekte rutin olarak kullanılan farklı sismik
dalga tiplerinin örnekleri görülmektedir.
Rayleigh
Dalgaları
H
L
Love
Dalgaları
H
+ +
+ +
+ +
+
Deprem
L
+
+
+
+
+
Cisim Dalgaları
Şekil 2.1. Bir depremden kaynaklanan ve istasyonda kaydedilen, sismik tomografi için
kullanılabilen sismik dalga tipleri
Yukarıdaki şekilde istasyon kare ile deprem daire ile görterilmiştir. Rayleigh ve Love
dalgaları için, yüzeyin altında parçacıkların genel salınım doğrultuları, yüzey üzerinde
ise dalgaların yayılım doğrultuları gösterilmiştir. Cisim dalgaları için yalnızca enerjinin
depremin odağından istasyona yayılım yolu kesikli çizgi ile gösterilmiştir. ‘+’ kağıda
dik parçacık salınımını temsil etmektedir. ‘H’ yüksek frekans, ‘L’ düşük frekans
bileşenleridir. Genellikle düşük frekanslı yüzey dalgaları yüksek frekanslı yüzey
dalgalarından daha hızlı hareket eder.
5
Deprem
odağı
P dalgası
S dalgası
Şekil 2.2 Cisim dalgaları (P ve S) nın yayılımı (http://www.scarborough.k12.me.us/wis/
teachers/dtewhey/webquest/nature/seismic_images.htm (U.S. Geological Survey den
alınmış))
2.2.1. Telesismik cisim dalgaları
Gözlenen dalgalar yansıma sayılarına göre sınıflandırılabilirler. Dalgaların yer içinde
kat ettiği yollar Şekil 2.3’ teki yer kesitinde görülmektedir.
Yansımayan dalgalar
kaydedilen en büyük ve en önemli fazlardır. Bunlar, P, S, PKP(P’), PKS, SKP, SKS dir.
Farklı fazların hiposentr ile istasyon arasındaki uzaklığa bağlı olarak varış zamanları
Şekil 2.4’ te görülmektedir. Fazların varış zamanları derinliğe bağlı olarak değiştiğinden
farklı hiposentr derinliklerine göre hesaplanmış şekildeki gibi seyahat süresi tabloları
mevcuttur. (Richter 1958)
6
Şekil 2.3. Sismik dalga fazlarının seyahat yolları (http://www.earth.northwestern.
edu/people/seth/B02/lectures/Seismology/velstruc.pdf )
7
Zaman(dakika)
Uzaklık (derece)
Şekil 2.4. Seyahat zamanı grafiği (Lay and Wallace 1995)
Yalnızca bir kez yansıyan dalgalar yansıma noktasına göre sınıflanabilir. Yeryüzeyinde
kaynakla istasyon arasında yansıyanlar PP, PS, SP, SS, SKSP; çekirdeğin dış
yüzeyinden yansıyanlar PcP, PcS, ScP, ScS; iç yüzeyinden yansıyanlar PKKP, PKKS,
8
SKKP, SKKS. Ayrıca P’P’ ve SKPP’ gibi hem episentrdan hem de kayıtçı istasyondan
çok uzak noktalarda yansıyanlar da vardır. SKPP’ nü PKSP’, P’SKP ve P’PKS den
ayırmak genellikle mümkün değildir çünkü hiposentr çok derin olmadığı sürece hemen
hemen aynı zamanda gelirler. Benzer şekilde neredeyse eşzamanlı olan diğer bir grup ta
PKSPKS, PKSSKP, SKPPKS ve SKPSKP yi içerir. Son olarak ta SKSSKS bazen
gözlenmektedir. (Richter 1958)
Episentr yakınında yansımalar derin odaklı depremlerde gözlenir ve notasyonları başka
bir hacim dalgası sembolüne s veya p ön ek olarak eklenir. (Richter 1958)
Yansıma sayısı arttıkça gözlenen hareketin genlik ve netliği azalır. PPP ve SSS sık sık
gözlenir. PPS, PSP ve SPP yaklaşık aynı zamanda gelir. P’P’P’ çok küçüktür ve sadece
derin şokların sismogramlarında gözlenir. (Richter 1958)
Depremin odağı (hiposentr) ile kayıt istasyonu arasındaki merkez açı 105° ye
ulaştığında P ışını çekirdeği sıyırır ( Şekil 2.5). Bu mesafenin ötesinde P nin kaydedilen
genliği hızlı bir şekilde azalır. Bu P dalgalarının çekirdek sınırı etrafında difraksiyonuna
karşılıktır. S için bu etki daha güçlüdür fakat gözlenmesi kolay değildir. P nin çekirdeği
sıyırdığı kritik açıda kırılan dalga çekirdeğe girerek PKP (P’) ışınını oluşturur.
Hiposentr ile kayıt istasyonu arasındaki merkez açı 142° ye ulaştığında kaydedilen
genlik yeniden hızlı bir şekilde artar. Bu 105° - 142° arasında kalan bölgeye ‘gölge
zonu’ adı verilir. (Richter 1958)
9
Gölge zonu
Şekil 2.5. Gölge zonu (Lamprecht 1998)
2.2.2. Yer içinde ışınların yolları
Elementer optikte, ışığın dalga özelliklerine bakmaksızın, ışık ışınlarının lensler ve
prizmalardan geçişi veya aynalardan yansıması incelenir. Benzer şekilde sismolojide,
sadece ışınlar incelenerek yollar ve zamanlar için belirli bir hız - derinlik ilişkisi ile
birlikte iyi ve yeterli teorik yaklaşımlar elde edilir.
Eğer hız derinlikle sürekli olarak değişiyorsa ışınlar genel olarak yay olacaktır. Böyle
bir ışının herhangi bir noktasında kritik açı i yi tanımlanabilir. Yerküre farklı V hızlarına
sahip tabakalardan oluşmaktadır. Bitişik kabukların hızları V1 ve V2 ise, sınırdan geçen
bir ışın i1 ve i2 kritik açıları ile kırılacaktır. Elementer optikten Snell’in kırılma yasası
uygulanırsa,
sin i1 V1
=
sin i2 V2
(2.1)
elde edilir. Bu, sınırın her iki tarafında sin i
V
niceliğinin aynı olduğunu gösterir. Her
kabukta hız sabit kabul edildiğinden ışın düz bir çizgidir. Düz bir çizgi boyunca
10
r sin i sabittir. Burada r, merkeze olan uzaklıktır. Sonuç olarak r sin i
V
her iki kabukta
aynıdır. Tek bir ışın boyunca genel ilişki,
r sin i
= sabit
V
(2.2)
şeklinde yazılabilir. Işınların yüzeyde sismograflar tarafından kaydedilmesi ile, hız V
yi r nin bir fonksiyonu olarak hesaplayacak verileri elde edebiliriz. Yüzeyde r, yerin
bilinen yarıçapıdır. V, patlatma ve lokal deprem verilerinin değerlendirilmesi ile
hesaplanabilir. i, episentrdan olan uzaklık cinsinden yüzeye varış zamanlarını veren
tablolardan hesaplanabilir. Bu tablolardan okunan görünür yüzey hızına V’ dersek,
sin i =
V
olur. Bir ışının V hız fonksiyonu biliniyorsa, tüm uzaklıklar ve hiposentr
V′
derinlikleri için, kırılan, yansıyan ve direk gelen dalgalar için seyahat süreleri
hesaplanabilir. (Richter 1958)
11
3. YÖNTEM
Dünya, genel olarak, kabuk, manto ve çekirdek dizilimine sahip, küresel olarak
tabakalanmış bir gezegen şeklinde düşünülebilir. Şekil 3.1’ deki gibi 1B bir yer modeli
(PREM), gezegende baştan başa yayılan sismik dalgaların seyahat sürelerini ( %1 den
daha az bir hata ile ) önceden tam olarak bildirmektedir. Bu nedenle, sismologlar, rutin
deprem lokasyonları ve jeokimyasal yorumlamada bulunmak üzere 1B bir model
Alt
manto
İç
Çekirdek
Çekirdek
Üst manto
Hız (km/sn), yoğunluk (g/cm3)
geliştirmek için büyük çaba sarf etmişlerdir. (Lay and Wallace 1995)
Derinlik (km)
Şekil 3.1. PREM (Dziewonski ve Anderson 1981’ den uyarlanmıştır)
Derinliğin fonksiyonu olarak yer içinde P hızı (Vp), S hızı (Vs) ve yoğunluğun (ρ) başlangıç referans yer
modeli (Preliminary Reference Earth Model)
12
40 yıldan uzun süredir, sismologlar, yüzeye yakın, kaba hız farklarını, kıtasal ve
okyanusal kabuk ile üst manto arasındaki değişimlerle birlikte haritalamaktadırlar.
Yaklaşık son 25 yıldır ise, yer içinin 3B yapısını görüntülemek için, “sismik tomografi”
adı verilen metot kullanılmaktadır.
“Sismik tomografi”, belirli bir bölgede yer kabuğu ve üst mantoyu bloklara bölerek her
blok içindeki hız pertürbasyonlarını belirleyerek, çeşitli derinliklerden alınacak kesitler
üzerinde dalga hızı dağılımının incelenmesidir. Pertürbasyon, standart bir yer modeli
için geçerli olduğu varsayılan hız dağılımından sapmalardır. Kelimenin tam Türkçe
karşılığı bulunmamakla birlikte, bu çalışmada sapma terimi kullanılacaktır.
“Tomografi” terimi, tıp biliminde , insan vücudundaki anormal dokuları belirlemek için
cerrahi müdahale gerektirmeden, X-ışınları kullanılarak uygulanan CAT (Computer
Aided Tomography) tekniğinden alınmıştır. “Tomo” kelimesi Yunanca’da “dilim”
anlamına gelmektedir.
Sismik Tomografi yönteminin temeli 1960’lı yıllarda atılmıştır.
Başlangıçta
“bölgelendirme” (regionalization) adı verilen yöntemde, okyanusal ve kıtasal yolları
aşan yüzey dalgaları, belirli bir alanın altındaki yapının 1B lokal karakterizasyonu için
analiz edilmekteydi. Simetrik bir yer modeli referans alınarak yüzey dalgalarının
seyahat süresi anomalileri hesaplanmakta ve bu anomaliler ışın yolu boyunca eşit olarak
dağıtılmaktaydı. (Lay and Wallace 1995)
Aki, Christofferson ve Husebye (1977), yer içi hız yapısının belirleneceği ortamı
bloklara bölerek “sismik tomografi” adı verilen yöntemi açıklamışlardır. Bu durumda,
her bir blokta, sismik dalgaların seyahat süreleri ile ışın yolu uzunlukları arasındaki
doğrusal denklem elde edilir. Böylece, ortama ait bütün blokları kapsayan bir doğrusal
denklemler
sistemi
oluşturulur.
Bu
denklemler
sistemi
uygun
ters
yöntemlerinden yararlanılarak çözülür ve yavaşlık (hızın tersi) sapma hesaplanır.
13
çözüm
Dziewonski ve Anderson (1981) tarafından globalleştirilen ve Thurber ve Aki (1987)
tarafından geliştirilen sismik tomografi yönteminin genel kullanım alanları, Thurber ve
Aki (1987) tarafından aşağıdaki gibi özetlenmiştir.
•
Fay zonlarında (Şekil 3.2 a ve b) ani hız değişimleri gözlenir. Bundan dolayı, fay
zonlarının belirlenmesinde kullanılır.
(a)
(b)
Şekil 3.2. a) Yükselti (horst) fay, b) çöküntü (graben) fay (Kobe Deprem Müzesi,
Japonya’da çekilmiş fotoğraf, 2004)
14
•
Volkanik ve jeotermal alanlarda oluşan magma cepleri düşük hızlara sahiptirler ve
ani hız değişimine neden olurlar. Bu yüzden ortaya çıkarılmalarında telesismik ters
çözüm yöntemi kullanılır.
•
İki levhanın çarpışarak, birinin diğerinin altına dalması ile oluşan yapı dalma
zonudur (Şekil 3.3). Böyle bir ortamda, dalan levha, çevresindeki yapıya göre daha
yüksek hız değerlerine sahiptir. Sismik ters çözüm yöntemi, dalan levhanın
görüntülenebilmesi için çok uygundur (Spakman 1988).
V1
V1
V2
V1
V2
Şekil 3.3. Dalma – batma zonu (http://pubs.usgs.gov/publications/text/understanding.
html )
•
Ayrıca, Dziewonski ve Anderson (1984) nin tomografi yöntemini genelleştirmesi
ile, levha sınırlarının belirlenmesinde de kullanılmaya başlanmıştır.
Sismik tomografi yöntemi sismik dalgaların, deprem kayıt istasyonlarına varış
zamanları ile araştırılan bölge için belirlenen bir hız yapısı başlangıç modelinden
hesaplanan varış zamanları arasındaki farklarının belirlenmesine dayanır.
Teknik, hem düşey hız değişimlerinin hem de yerin belirli bir derinliğinden alınan
kesitlerden yanal hız değişimlerinin incelenmesi ile, elastik dalga hızlarının yer içindeki
dağılımının 3B incelenmesini olanaklı kılar. Yöntemin diğer bir avantajı, yeni veri
alınmasını gerektirmemesidir. Deprem kayıt istasyonları tarafından kaydedilen
15
sismogramlardan
okunan
sismik
dalgaların
seyahat
süreleri,
veri
olarak
kullanılmaktadır.
Tomografi, görüntülenecek ortam civarında alıcılar ve kaynaklar dağılımının
bulunmasını gerektirir. Bunun nedeni, hız değerlerinin hesaplanacağı blokların sayısının
gözlem sayısına doğrudan bağlı olmasıdır. Sismik tomografide, ölçümler sadece
ilgilenilen alanın üst sınırında yapılır.
Sismik tomografide iki ana yaklaşım vardır. Bunlar lokal ve global metotlar olarak
adlandırılmaktadır. Lokal metotlarda belirli bir bölgenin altındaki yeriçi yapısı
görüntülenirken global metotlarda tüm Dünyanın iç yapısı görüntülenir.
3.1. Global Metotlar
Global metotlar, modelin hız değişimlerini, küresel harmonik fonksiyonlar gibi sürekli
fonksiyonların lineer kombinasyonları cinsinden ifade eder.
Global metotlarda, uzun seyahat yollarına sahip hem cisim hem de yüzey dalgaları
kullanılır. Eğer yer küresel simetrik olsaydı, yüzey dalgaları büyük daire (great circle)
rotaları izleyecekti. Fermat Prensibine dayanarak, heterojen bir Yer’de ışın yolları,
anormal seyahat süreleri ile, büyük daire gibidirler. Tek istasyon durumunda, yüzey
dalgası dispersiyonu, depremden alıcıya doğrudan gelen ışınlar için ölçülür. Kaynak
parametreleri iyi bilinmek zorundadır.
Büyük daire metodu, kaynaktan alıcıya direk gelen ve daha sonra dünyanın çevresini
tekrar dolaşarak alıcılar tarafından kaydedilen dalgaları kullanır. Burada, her türlü
istenmeyen kaynak etkileri elimine edilerek, birinci ve ikinci geçişler arasındaki ayırt
edici dispersiyon ölçülür. Bu metot, global modellemeye uygundur, fakat sadece
gözlenebilir katlamalı devreler veren, büyük magnitüdlü olaylar kullanılabilir.
16
3.2. Lokal Metotlar
Lokal metotlarda cisim dalgaları kullanılır. Model uzayı alt elemanlara bölünerek
seyahat sürelerindeki anomaliler ile farklı seyahat yolları üzerindeki hız değişimlerini
birbirine bağlayan lineer denklemler kümesi elde edilir. Matris tersleme teknikleri
kullanılarak, her bloktaki hız anomalisini elde etmek için, denklemlerin bir çözümü
bulunur.
Lokal metotlar, kaynak lokasyonuna göre genel olarak ikiye ayrılır. Lokal depremler
kullanılarak ‘lokal deprem tomografisi’ , telesismik olaylar kullanılarak da ‘telesismik
tomografi’ adlarını alır.
3.2.1.Lokal deprem tomografisi
Lokal deprem tomografisinde (Local Earthquake Tomography, LET) (Şekil 3.4),
ilgilenilen hacim içerisindeki sismik olaylar kullanılır. Yani kaynak, görüntülenmesi
amaçlanan model kütlenin içindedir.
Alıcı
V1
V2
V3
Deprem
Şekil 3.4. Lokal deprem tomografisinin (LET) geometrisi
17
V4
Bu durumda depremlerin lokasyon ve zamanlarının tam olarak doğru bilinmesi gerekir.
Işınların seyahat yollarının belirlenmesi için,
ışın izleme metotları kullanılır. Ters
çözüm prosedürü, telesismik olaylarınki ile aynıdır.
3.2.2. Telesismik tomografi
Telesismik olayların kullanılması durumunda, geniş bir uzak sismik olaylar kümesi,
çalışma alanı üzerindeki sismograf ağı ile kaydedilir (Şekil 3.5).
Sismik tomografide normal yöntem, hız uzayı için simetrik kabul edilen, eşit kalınlığa
ve sabit ortalama hızlara sahip homojen tabakalardan oluşan bir başlangıç modeli
varsayımı yapılmasıdır. Bu varsayım yapıldıktan sonra, sismograf ağı altında, gözlenen
ışın yollarını içeren keyfi bir hacim tanımlanır. Bu hacim dışında kalan yer yapısına
“standart yer” denir ve bu yapının bilindiği varsayılır. Her bir tabaka birçok bloğa
bölünür ve her bir bloktaki hız (veya yavaşlık) değişimi, birçok olay için sismik ağda
kaydedilen seyahat süresi verilerinden belirlenir.
istasyonlar
Çalışma alanı
kaynak
kaynak
Alt manto
(a)
18
Alıcılar
Kabuk
V01
V02
başlangıç
modeli
Üst manto
V03
V04
V05
Standart yer
Dalga cephesi
Dalga cephesi
(b)
Şekil 3.5. Telesismik tomografinin a) ışın yolları b) geometrisi (Ak et al. 1977)
Sabit kaınlık ve ortalama hıza sahip tabakalardan oluşan başlangıç modeli bloklara ayrılmıştır.
Amaç, model üzerindeki alıcılar tarafından kaydedilen sismik dalgaların seyahat sürelerini kullanarak her
bir blok için hız sapmalarını belirlemektir.
Uzun seyahat yolları nedeniyle, gelen dalga cepheleri düzlemsel kabul edilebilir;
böylece, beklenen varış zamanlarından sapmaların, ağ altındaki hız değişimlerinden
kaynaklandığı varsayılabilir. Pratikte, ortalama varış zamanlarından sapmalar,
ilgilenilen hacim dışındaki sismik dalgalardan kaynaklanan ekstra etkileri telafi etmek
için hesaplanır. Hacim boyunca göreceli seyahat süreleri denklemler takımının
terslenmesi, modelin her bir bloğuna ait göreceli hız sapmasının eldesini sağlar.
19
3.3.Veri
Yeryüzünün farklı lokasyonlarında, sismik dalgala fazlarını kaydeden sismogramlar, yer
içinde elastik özelliklerin ve yoğunluğun değişimini belirlemek için kullanılabilir. Bu
değişimleri görüntüleme veya modellerini çizmeye sismik tomografi adı verilir.
Tomografik ters çözümde, veri olarak, birçok sismograf tarafından kaydedilen çok
sayıda depremden, sismik dalgaların seyahat zamanları, zaman rezidüelleri1 veya
bunların ortalama değerden olan farkları kullanılır.
Tomografik analizde hem cisim dalgaları hem de yüzey dalgaları kullanılabilir. Cisim
dalgaları ile yapılan uygulamalarda doğrudan gelen P veya S fazlarının gerçek seyahat
süreleri kullanılır.
Yüzey dalgaları kullanılırken işlemler biraz daha karmaşıktır. Çünkü, yüzey dalgaları
dispersif olduklarından hızları dalga boylarına bağımlıdır. Yüzey dalgalarının
penetrasyon derinlikleri de dalga boyu bağımlıdır, büyük dalga boyları daha derinlere
ulaşır. Sismik hız genellikle derinlikle arttığından, uzun dalga boyları daha hızlı ilerler.
Yüzey dalgaları kullanıldığında, farklı dalda boyu bileşenlerinin faz veya grup
hızlarının ölçülmesi gerekir. Düşük frekanslarından dolayı, yüzey dalgaları, cisim
dalgalarından daha düşük çözünürlülük sağlar.
3.4. Model
Kabuğun hız yapısı belirlenirken, ortam genellikle dikdörtgen bloklara bölünerek
modellenir. Her bir bloğa, bloktaki hızı veya yavaşlığı tanımlayan parametreler atanır.
Bilinen tek bir ışın yolunda, blokların örneklenmesi izleyen şekilde gerçekleştirilir:
-
i. istasyon ve j. deprem hiposentrı arasındaki düşey ve yatay uzaklıklar
karşılaştırılır.
1
Zaman rezidüelleri: İstasyonda kaydedilen seyahat zamanlarının, standart yer modeli kullanılarak
hesaplanan kuramsal zamanlardan farkları.
20
-
Düşey uzaklık yatay uzaklıktan büyükse, her tabakadan bir blok örneklenir. Her
tabakada, en fazla ışın yolunu içeren blok seçilir.
-
Yatay uzaklık düşey uzaklıktan büyükse, iki durum göz önüne alınır:
o Yatay uzaklığın Y bileşeni X bileşeninden büyükse, her tabakadan sabit Y
değerine sahip bir blok seçilir. (Şekil 3.6.a)
o X bileşeni Y bileşeninden büyükse, her tabakadan sabit X değerine sahip bir
blok seçilir. (Şekil 3.6.b)
Y
Y
X
X
(a)
(b)
Şekil 3.6. Yatay uzaklığın düşey uzaklıktan büyük olması durumunda, bir ışın yolunun
örneklenmesi.
Ele alınacak hacmin ve blokların boyutları veri sayısına bağlıdır. Diğer taraftan, blok
boyutlarını dalga boyları da etkilemektedir. Dalga boyundan daha kısa boyutlu anormal
yapılar, ortalama özelliklere sahip (homojen ortama eşdeğer) gibi davranacaktır. Bu
durumda, blok boyutunun, gelen sinyallerin en kısa dalga boyundan daha kısa seçilmesi
anlamsız olur.
21
Yer’in, homojen olduğu varsayılan düzenli bloklara bölünerek modellenmesi yaygın
olarak kullanılan tekniktir. Fakat gerçek Dünya çok daha karmaşıktır. Lokal
parametrelerin bazılarını (P dalga hızı gibi) önceden kestirmemiz mümkündür ancak bu
kestirim blokların içindeki ortalamadır. Bu ortalama etkisi, küçük inhomojenlikleri,
farklı kayaçlar arasındaki düzensiz sınırları ve küçük hız değişimlerini maskeleyebilir.
3.5. Ters Çözüm
Çalışma alanı içinde kaydedilmiş olan bütün seyahat süreleri için, kaynak ile alıcıyı
bağlayan bir ışın yolu mevcuttur. Bu ışın yolunun doğru bir şekilde bulunabilmesi için
ışın izleme metodunun uygulanması gerekmektedir. Işın izleme problemini çözmek için
kullanılan yöntem şunları içerir:
1) Kaynakta çok küçük farklı çıkış açıları örneklenerek doğru alıcı lokasyonuna
yaklaşım sağlanır (ray shooting) .
2) Yakın bir ışın yolu, küçük bir miktar deforme edilerek istenen alıcı lokasyonuna
ulaşması sağlanır (ray bending).
3) Bir noktalar ağı gerektiren sonlu farklar veya grafik teorisi teknikleri kullanılır.
Doğru seyahat süresini elde etmek için ışın yolunun kesin doğrulukta bulunması
gerekmemektedir. Işın yolunun geometrisini belirledikten sonraki aşama, ışının geçtiği
her bir bloktaki seyahat süresini bulmaktır. Sismik tomografi metotları, ortamın bloklara
bölünmesini ve hesaplanan zamanların, gözlenen zamanlarla en iyi çakışmasını
sağlayan yavaşlık sapmalarını çözmeyi içerir. Amaç, ortam sapmalarının yol
integralinin, gözlenen seyahat süresi rezidüelini sağlamasıdır. Tek bir gözlem, yavaşlık
sapmalarını yol boyunca bölüştürmek için yeterli değildir ve en makul yol, anomaliyi
tüm yol uzunluğu boyunca eşit olarak dağıtmaktır. Eğer çok sayıda deprem-istasyon
çifti varsa, deprem sayısı kadar denklem elde edilir.
22
3.5.1. Model formülasyonu:
Başlangıç modeli, sabit kalınlıklı ve sabit ortalama hızlı homojen tabakalardan
oluşmaktadır. Model olarak sismik ağ altında, gözlenen ışın yollarını içeren keyfi bir
hacim tanımlanır. Bu hacim dışında kalan yer yapısı standart yer olarak kabul edilir ve
bilindiği varsayılır. Her tabaka birçok bloğa bölünür ve her bloktaki seyahat zamanı
verisinden yavaşlık değişimi belirlenir. Mevcut verinin boyutu, blok boyutu ve ele
alınan yer hacminin sınırları belirlenir.
Modeli formüle etmek için, s inci tabakadan geçen keyfi bir ışın ile başlanır, Vs ,
tabakadaki ortalama hız, d s , ışının tabaka içinde sapmaya uğramadan aldığı uzaklık, ds,
tabakada geçilen gerçek uzaklık ve Vs, gerçek hız olsun. Gerçek ışın için tabakadaki
seyahat zamanı,
t s = d s / Vs
(3.1)
olur. Oransal yavaşlık değişimi ms tanımlanırsa ,
1 / Vs = (1 / Vs )(1 + m s )
(3.2)
yazılabilir. (3.1) ile (3.2) denklemleri düzenlenir ve d s = d s + ∆d s tanımlanırsa,
ts =
d s + ∆d s
(1 + m s )
Vs
(3.3)
elde edilir. Modelin bütün tabakalarından geçen bir ışın için yüzeye varış zamanı t
olsun. NL, tabaka sayısı ise, τ, taban tabakadan varış zamanı ve ε, seyahat zamanı
rezidüeli tanımlanırsa,
NL
t = ∑ ts + τ + ε
(3.4)
s =1
23
yazılabilir. τ , pertürbe olmamış ışın için taban tabakadaki varış zamanı ise ∆τ = τ − τ
tanımlanabilir. Böylece,
NL
ds
∆d
(1 + m s ) + ∆τ + ∑ s (1 + m s ) + ε
s =1 V s
s =1 V s
NL
t =τ + ∑
(3.5)
yazılabilir. Fermat prensibine göre geometrik ışın yolları etrafında yol sapmalarına göre
∆d s
(1 + ms ) diğer terimlerden yüksek
s =1 Vs
NL
seyahat zamanı sabittir. Bu prensibe göre ∆τ + ∑
mertebededir ve rezidüel terimi ε un içine katılabilir. g s =
ds
olarak tanımlanırsa
Vs
sonuçta,
NL
t = τ + ∑ g s (1 + m s ) + ε
(3.6)
s =1
yazılabilir. Her tabaka bloklara bölünmüştür, her blokta sapmayan ışın yollarının
çoğunluğunu içeren blok ele alınır. s inci tabakada en fazla yola sahip olan i inci
bloktaki yavaşlık anomalisine m si dersek,
s inci tabakanın i inci bloğundaki hız
değişimi,
m si = m si + ∆m si
(3.7)
olur. NB, her tabakadaki blok sayısı ise ve ε * = ε + ∆m si tanımlanırsa,
NL
NL
NB
s =1
s =1
i =1
t = τ + ∑ g s + ∑ g s ∑ m si Fsi + ε *
(3.8)
yazılabilir. Eğer s inci tabakadaki pertürbe olmamış ışının büyük kısmı i inci bloktaysa
Fsi=1 değilse Fsi=0 dır.
24
Tek bir istasyondaki varış zamanı ile ortamdaki hız değişimi arasındaki ilişki
belirlendiğine göre bütün istasyonlar için bu bağıntı genelleştirilebilir.
Toplam istasyon sayısı: N, modeldeki toplam blok sayısı: M=(NLxNB)
, ışınların
yeryüzüne varış zamanları vektörü: t = (t1 , t 2 ,..., t N ) T , standart yerden hesaplanan taban
tabakadaki varış zamanları vektörü: τ = (τ 1 ,τ 2 ,...,τ N ) T , pertürbe olmamış ışın için
NL
model içinde geçen seyahat zamanı: m0 = ∑ g s , birim vektör: i = (1,1,...,1) T , yavaşlık
s =1
anomalileri vektörü: m = (m1 , m2 ,..., m NL. NB ) T , yüksek mertebe ve rezidüel vektörü:
ε = (ε 1* , ε 2* ,..., ε N* ) T tanımlamaları yapılırsa ve G matrisi aşağıdaki şekilde tanımlanırsa,
g11
g 21
...
g N1
g12
g 22
...
gN 2
... g1M
... g 2 M
... ...
... g NM
gij = gs , i inci istasyondaki ışın, s inci tabakadaki j
inci bloğu kesiyorsa.
gij =0
, diğer.
NxM
N adet istasyon için, M model bloğu olması durumunda bir deprem kaydı için, ışınların
yeryüzüne varış zamanları vektörü,
t = τ + m0 i + G m + ε
(3.9)
şeklinde ifade edilebilir. G, τ ve m0 ın başlangıç modeli, standart yer ve odak
parametrelerinden hesaplanabilir, yani bilindiği varsayılır. Böylece, m , yavaşlık
anomalileri hesaplanabilir.
25
3.5.2. Model parametrelerinin belirlenmesi
Bir ışın için bütün istasyonlarda G nin ortalaması G ile gösterilsin. Bu durumda,
N
N
g 11 − ∑ g i1 / N
g 12 − ∑ g i 2 / N
...
g i1 / N
G − G = g 21 − ∑
i =1
...
g 22 − ∑ g i 2 / N
...
...
...
g N 1 − ∑ g i1 / N
g N 2 − ∑ g i2 / N
...
i =1
N
N
i =1
i =1
N
i =1
N
N
g 1M − ∑ g iM / N
i =1
N
i =1
g 2 M − ∑ g iM / N
(3.10)
i =1
...
N
g NM − ∑ g iM / N
i =1
şeklinde yazılabilir. (3.9) eşitliğinin yeniden düzenlenmesi ile,
t − τ = (G − G )m + m0 i + G m + ε
(3.11)
elde edilir. G m , bütün istasyonlarda aynıdır. Bunu m0 ile birlikte c parametre
vektörüne atayabiliriz:
ci = m0 i + G m
(3.12)
n tane deprem varsa,
~
t i = t i − τ i = (Gi − Gi )m + ci i + ε i ,i=1,2,…,n
(3.13)
Bütün depremler birleştirilirse,
~
t1
~
t
i 0 ... 0 G1 − G1
0 i ... 0 G2 − G2
~
t = 2 =
...
... ... ... ...
...
~
tn
0 0 ... i Gn − Gn
(
c1
ε2
c2
ε2
... + ...
cn
(3.14)
εn
m
)
~ ~c
~
t = I G   + ε~
m 
(3.15)
26
şeklinde yazılabilir. Burada,
i 0 ... 0
G1 − G1
0 i ... 0
G − G2
~
~
I =
, ε~ T = ε 1T , ε 2T ,..., ε nT
,G= 2
... ... ... ...
...
0 0 ... i
Gn − Gn
(
)
ve c T = (c1 , c 2 ,..., c n ) dir.
c ve m in en küçük kareler yaklaşımı ayrı ayrı elde edilebilir. Bütün istasyonlarda
seyahat zamanı rezidüelleri ~
t lerin ortalamalarını içeren matris cˆ olsun,
cˆ =
1 T~
I t
N
(3.16)
yazılabilir. Seyahat zamanı rezidüellerinin her deprem için bütün istasyonlardaki
ortalamalarını içeren matrisi t * ile gösterirsek, ε~ ortalama hata olmak üzere,
~
~
t* = ~
t − I cˆ = G m + ε~ − ε~
(3.17)
Bu bağıntıya en küçük kareler metodunun uygulanması ile yavaşlık anomalisi m ye bir
yaklaşım bulunur. ε~ − ε~ ihmal edilebilir, böylece, m için en küçük kareler yaklaşımı,
~ ~
~
G T Gm = G T t *
(3.18)
bağıntısının çözülmesi ile belirlenir.
Yukarıda anlatılan yöntem ile gerçekleştirilen tomografik ters çözüm metoduna ACH
metodu adı verilmektedir. Bunun nedeni yöntemin ilk olarak Aki, Christofferson ve
Husebye (1977) tarafından ortaya konmuş olmasıdır.
27
3.5. Veri Sunumu
Elde edilen ortam parametreleri (yavaşlık, dalga hızı, dalga hızı oranları) hem düşey
hem de yanal yönde, tomogram adı verilen kontur haritaları ile görselleştirilir. Hızın
yanal değişiminin görüntülenmesi için, belirli derinliklerde hız sapmaları, hızlar veya
hız oranları, yatay eksen boylam değerlerine, düşey eksen enlem değerlerine karşılık
gelecek şekilde konturlanır (Şekil 3.7).
Şekil 3.7. 5, 25 ve 45 km derinliklerde hesaplanmış P dalga hızı sapmalarının yanal
değişimini gösteren kontur haritaları (Bushenkova et al. 2002)
28
Düşey değişim için ise belirli bir enlem değerinde parametreler, düşey eksen derinliğe
ve yatay eksen boylam değerlerine karşılık gelmek üzere konturlanır (Şekil 3.8).
Şekil 3.8. Aynı profil için hesaplanmış, P dalga hızlarının düşey yönde değişimini
gösteren kontur haritaları. (Bushenkova et al., 2002)
29
4. UYGULAMA
Bu çalışmada, Doğu Türkiye’nin yer içi hız yapısı telesismik tomografi yöntemi ile
belirlenmiştir. Veri, Kandilli Rasathanesi ve Deprem Araştırma Merkezi (KOERİ) ve
Cornell Üniversitesi tarafından Doğu Türkiye’de 1999 – 2001 yılları arasında yaklaşık
21 ay süre ile geçici olarak kurulmuş olan 29 adet istasyondan oluşan ETSE (Eastern
Turkey Seismic Experiment) projesi sismograf ağı kayıtlarından alınmıştır. Şekil 4.1’ de
lokasyon haritası görülen ETSE projesi istasyonlarının koordinatları EK1’ de
verilmiştir.
Şekil 4.1. ETSE projesinde kullanılmış olan 29 adet PASSCAL–Broadband istasyonun
lokasyon haritası (http://neic.usgs.gov/neis/world/ turkey)
30
KOERİ deprem katalogundan seçilen mL ≥ 5.0 olan 61 adet telesismik (∆ > 1000km.)
depreme ait lokasyon haritası GMT (Generic Mapping Tools) (Wessel and Smith,
Copyright 1991-2004) bilgisayar programı ile çizilmiştir (Şekil 4.2). EK2’ de deprem
lokasyonları tablo şeklinde verilmiştir.
Şekil 4.2. Deprem lokasyon haritası
Bu depremler SAC (Seismic Analysis Code Copyright, 1987 - 1995, the Regents of the
University of California)1 programı ile değerlendirilmiş ve ilk P dalgası varış zamanları
okunmuştur. Kayıt hatası içeren ve gölge zonunda (105o<∆<142o) kalan veriler
çıkarılarak kalan 61 depremden yaklaşık 1.770 P dalgası varışı kullanılmıştır. Jeffreys –
Bullen tablolarından yararlanılarak hesaplanan teorik P dalgası varış zamanları ile
sismogramlardan okunan varış zamanları farkları (rezidüelleri) hesaplanarak ters
çözüme tabi tutulmuştur.
1
http://www.llnl.gov/sac/ internet adresinden ücretsiz indirilebilir.
31
4.1. Bölgenin Jeoloji ve Tektoniği
4.1.1. Bölgenin jeolojisi
Anadolu ortalama 800-1000 m yükseklikte, engebeli bir platodur. Jeoloji tarihi boyunca
dingin süreleri ardalayan su üstüne yükselme ve su altına gömülme tekrarlaya gelmiştir.
Böylece zincirleme çökelme, biçim değişimi ve bunlarla ilişkili magnetizma ve
volkanizma nedeniyle Türkiye, karmaşık ve bileşik yapılı bir ülkedir (Bisque ve Heller
1967). Şekil 4.3’ te Türkiyenin genel tektonik haritası görülmektedir.
Şekil 4.3. Türkiye tektonik haritası (http://neic.usgs.gov/neis/world/turkey/turkey_faults
.html)
17 Ağustos 1999, Kocaeli depremi verilerinden, Implications for Earthquake Risk Reduction, USA
tarafından çizilmiştir.
Akdeniz jeosinklinal alanında bulunan Anadolu, uzun eksenine paralel olan bir takım
tektonik ve stratigrafik kuşaklara ayrılmıştır. Bu kuşaklar doğu-batı yönünde uzanırlar
ve Pontid, Anatolid, Torid, İranid ve Kenar kıvrımları olarak adlandırılırlar.
32
Doğu ve Güneydoğu arazileri, Anadolu levhası ve Arap levhası olmak üzere iki kısma
ayrılır. Bu ayırım bölgesel coğrafya ile belirlenmiştir. Muş-Bitlis dağlarının güney
yamaçları dolayları Anadolu levhası ile Arap levhasını birbirinden ayırır (Şekil 4.4).
Arap levhası Gondwana kara parçasının kuzey parçasına verilen addır. Gondwana kara
parçasında “Üst karbonifer’den Alt Jura’ya kadar bütün oluşuklar karasaldır, bu durum
Güneydoğu Anadolu için geçerli değildir. Çünkü Hakkari güneyindeki Karbonifer’den
alt Jura’ya kadar olan bütün oluşuklar denizsel ve jeosiklinal karakterlidir. Arap levhası
lito-stratigrafi birimleri dikkate alındığında bunların karasal, jeosiklinal ve az derin
deniz ortamlarından oluşmuş oldukları görülür (Türkünal 1980).
Doğu Anadolu Bölgesi III. Jeolojik zamana kadar Tetis denizinin altında kalmıştır. ÜstKretase ile Eosen arasında, Alp kıvrımlarının Larami döneminde yükselmelere uğramış
ve su üstüne çıkmıştır. Orta Eosen’de (Lütesyen) bölge yeniden sular altında kalmış,
Üst-Eosen’de (Pirene dönemi) deniz gerilemiş, karalar yeniden yükselmiştir.
Oligosen’de bölge tamamen sulardan kurtulmuştur. Arap ve Avrupa levhalarının
sıkıştırması sonucu II. ve III. zamanda çok şiddetli yer hareketleriyle yükselmeler,
alçalmalar ve kıvrımlar oluşmuştur. Miyosen sonu ve Pliosen’de de bölgede tektonik
hareketler devam etmiştir (Saraçoğlu 1989).
Şekil 4.4. Doğu Türkiye ve çevresindeki tektonik sınırlar ve plaka
gösteren harita (Turkelli et al. 2003)
Topografik olarak yüksek bölgeler gri renkle gösterilmektedir.
NAF: Kuzey Anadolu Fayı
EAF: Doğu Anadolu Fayı (Seber et al., 1997)
Oklar plakaların hareket yönünü göstermektedir.
33
hareketlerini
Şekil 4.5’ te doğu Anadolu yüksek platosunun basitleştirilmiş jeolojik haritası ve
tektonik birimleri gösterilmektedir.
Şekil 4.5. Doğu Anadolu yüksek platosunun basitleştirilmiş jeolojik haritası ve tektonik
birimleri (Şengör et al. 2003)
4.1.2. Bölgenin sismotektoniği 1
Doğu Anadolu sıkışma bölgesi, kuzeyden güneye doğru, Kuzeydoğu Anadolu fayı,
Kuzey Anadolu fayının Karlıova'nın doğusunda yer alan sağ ve sol yönlü doğrultu
atımlı fayları ile Bitlis bindirme Kuşağı olmak üzere 3 kısımda incelenmiştir: Doğu
Anadolu fayının Karlıova ile Ermenistan arasında kalan bölümü Kuzeydoğu Anadolu
fayı olarak bilinmektedir. Geniş bir kesme zonu olan Kuzeydoğu Anadolu fayı,
birbirlerine paralel olarak gelişmiş KD-GB doğrultulu, sol yönlü ve ters bileşenli birçok
1
http://angora.deprem.gov.tr/rapor. htm internet adresinden alınmıştır.
34
kısa fay segmentlerinden meydana gelir. Bu faylar, 15-20 km uzunlukta Kelkit fayı,
Erzincan'ın hemen kuzeybatısından başlayan ve kuzeydoğuya doğru 150 km devam
eden Akdağ fayı, Tortum güneybatısı ile Aşkale ilçesi arasında uzanan Aşkale fayı, Çat
civarından başlayan, Erzurum, Dumlu, Tortum ve Oltu boyunca uzanan Dumlu fay zonu
ile Tekman ile Gaziler arasında uzanan Çobandede faylarıdır.
Kuzeydoğu Anadolu fayı ile Karlıova-Muradiye arasında yer alan bölgede, KB-GD
doğrultulu kısa uzunluklara sahip olan sağ yönlü doğrultu atımlı faylar yer alır. Bu
bölge, 100 km uzunlukta Balıklıgölü fayı, 55 km uzunlukta Çaldıran fayı, 50 km
uzunluktaki Doğubeyazıt fayı, 50 km uzunlukta Tutak fayı ve 85 km uzunlukta
Karayazı fayından oluşur.
Karlıova üçlü birleşim noktasının yakınında, Kuzey Anadolu fayı ile Doğu Anadolu
fayının periyodik olarak birbirlerini ötelemesi sonucu, KB-GD ve KD-GB doğrultulu
kısa uzunluklarda sağ ve sol yönlü doğrultu atımlı fay takımları gelişmiştir. Karlıova
birleşim noktası ile Muradiye arasında kalan bölümde, Malazgirt'in doğusunda 20 km
uzunlukta KD-GB doğrultulu sol yönlü Malazgirt fayı ve Erciş ile Adilcevaz arasında
uzanan 30 km uzunlukta sol yönlü Süphan fayı yer almaktadır. Diğer taraftan KB-GD
doğrultulu ve sağ yönlü 20 km uzunlukta Erciş fayı ile Muradiye ilçesinin hemen yakın
kuzeydoğusu ile İran sınırları arasında uzanan 45 km uzunlukta Hasan-Timur gölü
fayları bulunmaktadır.
Bu bölge içerisinde incelenen en güneydeki bölgeyi Bitlis Bindirme Kuşağı meydana
getirir. Bu kuşak, Arap plakası ile Avrasya plakası arasında yer alan Neotetis'in güney
kolunun Serravaliyen sonunda kapanması sonucu oluşmuştur. Bitlis-Zagros bindirme
kuşağı, Kahramanmaraş ile Yüksekova arasında, güneye yönelmiş ters faylardan
meydana gelir. Bu zon, 1500 km uzunlukta olup 60 km genişlikte bir bölgeyi oluşturur.
Doğu Anadolu sıkışma bölgesinde 1900-1995 yılları arasında hasar yapıcı ve yüzey
kırığı meydana getirmiş toplam 22 deprem (Ms > 5.5) olmuştur. Bunlardan 5 deprem,
Kuzeydoğu Anadolu fayı üzerinde meydana gelirken, diğer 9 deprem, Kuzeydoğu
Anadolu fayının güneyinde yer alan faylar ile Karlıova-Muradiye arasında yer alan
35
diğer iki bölgede meydana gelmiştir. En güneyde yer alan Bitlis Bindirme Kuşağı
üzerinde oluşmuş tek deprem, Ms=6.6 olan 1975 Lice depremidir. Diğer yandan
Kafkaslar'da yer alan bindirme faylarının oldukça diri olup ve bu faylar, Doğu Anadolu
fayının Ermenistan'a doğru olan uzantıları şeklinde yorumlanmaktadır.
Doğu Anadolu sıkışma bölgesi üç alt bölge altında incelenebilir; Kuzey Anadolu fayının
doğu uzantısı olan Varto segmenti, Doğu Anadolu fayının Ermenistan’a doğru olan
uzantısı ve Varto segmentine paralel ve aynı doğrultuya sahip Çaldıran fayı gibi faylar
ile Ana Güncel Fayın Türkiye içerisine olan uzantısı.
Varto segmentindeki depremlerin yer-zaman dağılımları, bu segmentin 1940-1970
yılları arasında sismik olarak diri olduğunu göstermektedir. Bu segmentdeki depremler
özellikle 1939 Erzincan depreminden sonra gerilme birikimlerinin Erzincan segmentinin
batı ve doğu uçlarına doğru yer değiştirmesinden dolayı önemli derecede artmıştır.1975
yılından sonra bu segment üzerinde önemli sayılabilecek bir büyük deprem olmamıştır.
Bu bölgede meydana gelen en son depremler, bu segment ile Erzincan segmenti
arasında, yani Erzincan segmentinin doğu kısmında, Davarlı ile Tanyeri arasında 45 km
uzunlukta bir kırık oluşturmuş 13 Mart 1992 Erzincan (Ms = 6.8) ile 15 Mart 1992
(Ms=6.1) Pülümür depremleridir (Demirtaş ve Yılmaz 1992). Bu depremler, Varto
segmenti ile Erzincan segmenti arasında gösterilen sismik boşlukta oluşabilecek
muhtemel bir depremin belirtisi şeklinde gelişmiş olabilir.
Diğer taraftan, Doğu Anadolu fayının Ermenistan’a doğru olan uzantısında da yıkıcı ve
yüzey kırığı oluşturmuş birkaç deprem meydana gelmiştir. İleride bahsedileceği gibi, bu
bölümde bu depremler sırasında kırılmayan sismik boşluk olarak kabul edilebilecek iki
yer düşünülmektedir.
Üçüncü alt bölgenin değişik kısımlarında zaman zaman depremler olmasına rağmen
kırılmayan önemli iki sismik boşluk yer almaktadır. Bunlar, Ana Güncel fayın
kuzeybatıya doğru uzantısı olan Yüksekova segmenti ile bu segmentin kuzeybatısında
yer alan Van segmentidir. Bununla birlikte, Doğu Anadolu Sıkışma bölgesinde önemli
sayılabilecek herhangi bir paleosismolojik çalışma bulunmamaktadır. Bu açıdan, Doğu
36
Anadolu fayının Ermenistan’a olan uzantısı ile Yüksekova segmentini de içine alan Ana
Güncel Fay ve Çaldıran gibi fayların İran içerisine olan uzantılarının bilinmesi, deprem
tehlikesinin belirlenmesi ve zararların azaltılması açısından oldukça önemlidir. Doğu
Anadolu Sıkışma bölgesindeki bazı depremlerin odak mekanizma çözümlerinden elde
edilmiş ana sıkışma yönü Arap plakasının kuzeye doğru olan hareketi ile iyi bir
uyumluluk göstermektedir.
1900-1995 yılları arasında oluşmuş depremlerin yer-zaman içerisindeki dağılımlarından,
Doğu Anadolu Sıkışma bölgesinde kırılmadan kalan ve gelecekte yüksek deprem
potansiyeli taşıyan olası 4 sismik boşluk belirlenmiştir. Bu sismik boşluklar, kuzeyden
güneye doğru aşağıdaki şekilde sıralanmıştır:
1- Ardahan Sismik Boşluğu
2- Çayırlı-Aşkale fayı
3- Van Sismik boşluğu
4- Yüksekova Sismik Boşluğu
Doğu Anadolu sıkışma bölgesinde, 1989-1995 yılları arasında oluşmuş depremlerin
dışmerkez dağılımları, sismik boşluklar olarak düşünülen segmentlerin uç kısımlarında
ve civarlarında yoğunlaşmaktadır. Depremlerin dışmerkez dağılımları, ikinci tip sismik
boşluk olarak adlandırılan zamansal boşluk modeline (Doughnut pattern) uyum
sağlamaktadır. Özellikle, Kuzeydoğu Anadolu fayının Aşkale segmenti, Van segmenti
ve Yüksekova segmenti civarında bu model belirgin bir şekilde gözlenilmektedir. (Doğu
Türkiye aktif fay haritası Şekil 4.6’ da verilmektedir.)
Ardahan sismik boşluğunda 400 ve 1868 yıllarında VIII şiddetinde iki büyük deprem
meydana gelmiştir. Tarihsel deprem kayıtları, Van sismik boşluğunun oldukça fazla
depreme maruz kaldığını göstermektedir. Bu boşluk boyunca, 1110, 1245, 1276, 1282,
1439, 1441, 1647, 1648, 1685, 1692, 1701, 1704, 1715, 1871 ve 1872 yıllarında
şiddetleri VI ile X arasında değişen birçok deprem olmuştur. Çayırlı-Aşkale ve
Yüksekova sismik boşluklarındaki son büyük depremler hakkında gerekli tarihsel
kayıtlar bulunamamıştır.
37
Ölçek: 1 / 2.000.000
Şekil 4.6. Doğu Türkiye aktif fay haritası (Saroğlu et al. 1992)
4.2. Veri ve Yöntem
Bu çalışmada, ETSE (Eastern Turkey Seismic Experiment) projesinin 29 adet
PASSCAL broadband istasyonundan 61 adet telesismik depreme ait 1.770 P fazı
okunarak kullanılmıştır. P fazı okuma hatası bir saniyeden azdır. Ters çözüm işlemi
yapılacak veri seçiminde en az 3 istasyonda kaydedilmiş olan depremler seçilmiştir.
Deprem verisi Kandilli Rasathanesi ve Deprem Araştırma Enstitüsü deprem
katalogundan elde edilmiştir.
Teorik P fazı varış zamanları Jeffreys – Bullen (1940) sismolojik tabloları kullanılarak
hesaplanmıştır. Teorik P dalgası varış zamanları ile okunan zamanlar arasındaki farklar
hesaplanarak zaman rezidüelleri elde edilmiş ve bu değerler 37o – 42o K enlemleri ile
37o – 44o D boylamları arasında kalan bölge için tomografik ters çözüm işlemine tabi
tutulmuştur.
38
Başlangıç modeli olarak Çizelge 4.1’ de verilen sismik hız-derinlik modeli
kullanılmıştır. Başlangıç modeli hızları Jeffreys – Bullen (1940) hız modeline uygun
olarak seçilmiştir. Model 26 km x 28 km lik bloklara ayrılarak her bir blok için hız
sapması hesaplanmıştır. Model parametrelerinin hesaplanmasında, (3.18) bağıntısı ile
verilen en küçük kareler yöntemi kullanılmıştır (bkz Bölüm 3.5).
Çizelge 4.1. Ters çözüm işleminde kullanılan başlangıç modeli
Tabaka no.
Tabaka hızı
Tabaka derinliği
(km/sn)
(km)
1
7.15
70
2
8.15
140
3
8.30
220
4
8.55
300
5
8.90
400
6
9.45
520
7
9.80
720
4.3. Tomografi Sonuçları
Tomografik tersleme işlemi sonucunda her bir tabaka için elde edilen P dalga hızı
sapmalarının yatay değişimi Şekil 4.7. de gösterilmektedir. Şekilde, kırmızı renkli
bölgeler tabakanın ortalama P dalga hızından (başlangıç hızı), maksimum +0.5 olmak
üzere, pozitif sapmaları, mavi renkli bölgeler ise, maksimum -0.5 olmak üzere, negatif
sapmaları temsil etmektedir.
Şekil 4.7’ de gösterilen P dalga hızının yatay değişimlerinin konturları ile hedef bölgeye
ait tektonik haritayı (Şekil 4.9) üst üste bindirerek çözüm sonuçları daha sağlıklı şekilde
irdelenebilir (Şekil 4.8).
39
-0.5
0
P dalga hızı sapması
40
Şekil 4.7. Sismik tomografi sonucunda elde edilen P dalga hızı sapmalarının her bir
tabakadaki yatay değişimi
1
0.99
0.98
0.97
0.96
0.95
0.94
0.93
0.92
0.91
0.9
0.89
0.88
0.87
0.86
0.85
0.84
0.83
0.82
0.81
0.8
0.79
0.78
0.77
0.76
0.75
0.74
0.73
0.72
0.71
0.7
0.69
0.68
0.67
0.66
0.65
0.64
0.63
0.62
0.61
0.6
0.59
0.58
0.57
0.56
0.55
0.54
0.53
0.52
0.51
0.5
0.49
0.48
0.47
0.46
0.45
0.44
0.43
0.42
0.41
0.4
0.39
0.38
0.37
0.36
0.35
0.34
0.33
0.32
0.31
0.3
0.29
0.28
0.27
0.26
0.25
0.24
0.23
0.22
0.21
0.2
0.19
0.18
0.17
0.16
0.15
0.14
0.13
0.12
0.11
0.1
0.09
0.08
0.07
0.06
0.05
0.04
0.03
0.02
.01
0
-0.01
-0.02
-0.03
-0.04
-0.05
-0.06
-0.07
-0.08
-0.09
-0.1
-0.11
-0.12
-0.13
-0.14
-0.15
-0.16
-0.17
-0.18
-0.19
-0.2
-0.21
-0.22
-0.23
-0.24
-0.25
-0.26
-0.27
-0.28
-0.29
-0.3
-0.31
-0.32
-0.33
-0.34
-0.35
-0.36
-0.37
-0.38
-0.39
-0.4
-0.41
-0.42
-0.43
-0.44
-0.45
-0.46
-0.47
-0.48
-0.49
-0.5
-0.51
-0.52
-0.53
-0.54
-0.55
-0.56
-0.57
-0.58
-0.59
-0.6
-0.61
-0.62
-0.63
-0.64
-0.65
-0.66
-0.67
-0.68
-0.69
-0.7
-0.71
-0.72
-0.73
-0.74
-0.75
-0.76
-0.77
-0.78
-0.79
-0.8
-0.81
-0.82
-0.83
-0.84
-0.85
-0.86
-0.87
-0.88
-0.89
-0.9
-0.91
-0.92
-0.93
-0.94
-0.95
-0.96
-0.97
-0.98
-0.99
-1
7. tabaka
520 – 720 km
6. tabaka
400 – 520 km
+0.5
5. tabaka
300 – 400 km
4. tabaka
220 – 300 km
3. tabaka
140 – 220 km
2. tabaka
70 – 140 km
K
D
2. tabaka, Derinlik: 70 - 140 km
5. tabaka, Derinlik: 300 – 400 km
42
42
41
41
40
40
39
39
38
38
38
39
40
41
42
43
44
38
3. tabaka Derinlik: 140 – 220 km
42
42
41
41
40
40
39
39
38
38
38
39
40
41
42
43
38
44
4. tabaka, Derinlik: 220 – 300 km
42
41
41
40
40
39
39
38
38
0
43
41
42
43
44
39
40
41
42
43
44
44
38
39
40
41
42
43
44
-
42
-
-
-
41
-
0
40
0
0
39
0
0
0
38
40
7. tabaka, Derinlik: 520 – 720 km
42
- 0.5
39
6. tabaka, Derinlik: 400 – 520 km
+0.5
Şekil 4.8. P dalga hızı sapmalarının (konturlar) yatay değişiminin bölge tektoniği ile
birlikte gösterimi
41
Şekillerde P dalga hızı sapmaları gösterilen tabakalar başlangıç modeli tabakalarıdır.
Her bir tabakanın yatay blokları içerisinde tüm düşey kalınlığı boyunca P dalga hızının
sabit olduğu kabul edilir. Yani, model yalnızca yatay (doğu – batı ve kuzey – güney)
doğrultularda bloklara bölünür ve düşeyde her bir tabaka bir blok olarak kabul edilir.
Ters çözüm aşamasında, her blok tekrar kendi içinde düşey doğrultuda eşit aralıklı 10
bloğa bölünür, bu blokların P dalga hızı sapmaları hesaplandıktan sonra aritmetik
ortalamaları alınarak model bloğuna atanır.
Şekillerde beyaz renkle gösterilen bölgeler, P dalga hızında sapma olmayan (hızı
tabakaların başlangıç modeli hızına eşit) bölgeleri temsil etmektedir.
Başlangıç modelinin sınırları istasyon dağılımını içine kalacak şekilde ve çok geniş
seçilmediği sürece, plaka sınırları ve fay zonları, telesismik tomografi yöntemi ile
belirlenebilir. İstasyon dağılımı model alan üzerinde düzgün olduğundan Şekil 4.8’ de
görüldüğü gibi tomografik tersleme ile başarılı sonuçlar elde edilmiştir.
Anadolu plakasındaki düşük hız zonundan Arap plakasındaki yüksek hız zonuna ani
geçiş yeterli istasyon ve veri dağılımı ile gözlenebilmektedir. Aynı şekilde Avrasya
plakası P dalga hızındaki artış ile ayırt edilebilmektedir. Şekil 4.7’ deki hızın düşey
değişimine bakıldığında, plakalarda birbiri altına dalma gibi bir durumun gözlenmediği
söylenebilir.
42
B’
A’
A
B
Şekil 4.9. Doğu Türkiye aktif fay haritası ve ETSE ağının sismik istasyonları (Turkelli
et al. 2003)
Harita Saroğlu et al. 1992’ den sonra modifiye edilmiştir. Taralı alanlar iki büyük
depremin lokasyonlarıdır. Üçgenler çalışmada kullanılan istasyonları temsil etmektedir.
P dalga hızının düşey değişimini görmek amacıyla düşey kesitleri alınan A-A’ (yaklaşık
39° K enlemi) ve B-B’ (yaklaşık 39° D boylamı) doğruları.
P dalga hızı sapmalarının düşey değişimi görüntülenmek üzere biri doğu – batı
doğrultusunda (A-A’) diğeri ise kuzey – güney doğrultusunda (B-B’) olmak üzere iki
adet kesit alınmıştır.
Şekil 4.9’ da görülen A-A’ boyunca alınan düşey kesitin P dalgası hızı sapmaları Şekil
4.10’ da gösterilmektedir.
43
390 K
DOĞU
-100
-200
0.5
-
-300
-
-400
0
sapması
0
0
0
-600
P dalga hızı
0
-500
0
0
-700
A
-0.5
111.195
38
333.585
40
555.975
42
A’
Şekil 4.10. A-A’ kesiti boyunca P dalga hızı sapmalarının düşey değişimi
Düşey eksen derinlik, yatay eksen doğu – batı doğrultusudur.
Şekil 4.10’ da görülen düşey kesit yaklaşık 39° K enlemi boyunca alınmıştır ve 670 km
de olduğu varsayılan süreksizliği desteklemektedir. Yüzeye yakın kısımda, yaklaşık 42°
Doğu boylamı civarında Kuzey Anadolu Fayı ve Doğu Anadolu Fayının kesiştiği
varsayılan ve irili ufaklı fay segmentleri bulunan bölgede (kırmızı daire), heterojen
kabuk yapısı nedeniyle yöntemin başarısız olduğu gözlenmektedir.
Yüzeyde, yaklaşık 38°-40° D boylamları arasında gözlenen yüksek hız zonu, Şekil 4.5
ile verilen jeoloji haritasında da görülen temel kayaya karşılık gelmektedir. Yaklaşık
38° D boylamındaki ani hız değişimi, Şekil 4.6’ daki aktif fay haritasına bakıldığında
Malatya fayına karşılık gelmektedir.
44
Şekil 4.11’de ise Şekil 4.9’ da görülen B-B’ doğrusu boyunca alınmış düşey kesitte P
dalga hızı değişimleri verilmektedir.
390 D
1
KUZEY
2
-100
-200
-300
-
+0.5
-
-400
-
P dalga hızı
0
-500
0
pertürbasyonu
0
0
-600
0
0
0
-700
B
38
111.195
40
333.585
B’
-0.5
Şekil 4.11. B-B’ kesiti boyunca P dalga hızı sapmalarının düşey değişimi
Düşey eksen derinlik, yatay eksen kuzey - güney doğrultusudur.
39° D boylamı boyunca alınmış olan düşey hız kesitinin görüntülendiği Şekil 4.11’ deki
sonuçlar yaklaşık 400 km ve 670 km derinlikte olduğu varsayılan süreksizlikleri
desteklemektedir. Burada da yine yüzeye yakın bölgede başarıyla çözülemeyen bölge
45
(kırmızı daire), Doğu Anadolu Fayının kollara ayrıldığı irili ufaklı fay segmentleri
içeren karmaşık kabuk yapısına sahip bölgeye karşılık gelmektedir. 1 ile gösterilen
kesikli çizgi yaklaşık 38.5° K enlemini göstermektedir ve Bitlis bindirme kuşağına
karşılık gelir. 1 çizgisinden güneye doğru yüksek P dalgası hızına sahip Arap plakası
yer almaktadır. 1 (38.5° K) ile 2 (40.2° K) çizgileri arasında Anadolu plakası, 2
çizgisinin kuzeyinde ise Avrasya plakası yer almaktadır.
46
5. TARTIŞMA ve SONUÇLAR
Bu çalışmada sığ kabuk yapısının çözülememesi şu şekilde açıklanabilir: telesismik
depremler kullanıldığından gelen dalga boyları büyüktür ve sığ kabuk oldukça heterojen
bir yapıya sahiptir. Blok boyutları bu heterojenlikleri çözmek için yeteri kadar küçük
seçilememektedir. Zira, blok boyutlarının gelen ışınların dalga boyundan küçük
seçilmesi yöntemi kullanışsız kılmaktadır. Diğer taraftan yüzeye yakın blokları kesen
sismik ışınlar istasyonların kapladığı bölge ile sınırlı olduğundan, bu alan dışında kalan
yerler için çözüm üretilememektedir.
Ters çözüme işlemi, farklı blok boyutlarına sahip modeller ile denenmiştir. Çözüm
sonuçları verilen 26 km x 28 km den daha küçük bloklar seçildiğinde yöntem
çalışmamaktadır. Model blok boyutları seçilirken kullanılan dalga boyları, sismik
istasyonların dağılımı ve model alan boyutları önemlidir. Hedef bölgede benzer
çalışmalar yapılmamış ise kullanılan metot için ideal blok boyutları deneme yanılma
yöntemi ile belirlenebilir.
Aynı bölgede Al-Lazki et al. (2003) tarafından yapılmış olan lokal tomografi çalışması
sonuçları ile bu çalışmanın sonuçları karşılaştırıldığında telesismik tomografi yöntemi
ile lokal deprem tomografisi yönteminin farkları açıkça ortaya konmaktadır. Al-Lazki
et al. (2003) çalışmasında Şekil 4.12’ de görülen alanın büyük kısmını kaplayan
istasyonlar dağılımı ve lokal Pn dalga hızları kullanılmıştır. Böylece, sığ kabuk yapısı
başarıyla çözülmüştür.
47
Şekil 4.12. Çalışma alanı ve civarında Pn dalga hızının tomografik görüntüsü (Al-Lazki
et al. 2003)
Şekil 4.13. Sadece model alanın Pn dalga hızının tomografik görüntüsü (Al-Lazki et al.
2003)
48
Lokal tomografi çalışması ile bölgenin kabuk yapısı ve fay zonları yüksek çözünürlükle
belirlenebilirken telesismik tomografi ile bölgenin tektonik yapısı için bir yaklaşım
belirlenebilmektedir.
Telesismik veri ile çalışmanın avantajlarından biri yeni veri toplanmasına gereksinim
olmamasıdır. Bunun yanı sıra, yöntem kaliteli veri gerektirmektedir. Telesismik
terslemede model bloklara bölünerek her bloktaki sismik hıza bir yaklaşım
hesaplanmaya çalışıldığından model hacimden geçen çok sayıda sismik dalga kaydı
gerekmektedir.
Yöntemin diğer bir avantajı, yer içinin üç-boyutlu hız yapısının görüntülenmesi için
yeterli bilgi sağlayabilmesidir.
P dalga hızı
+0.5
0
sapması
0
0
0
0
0
0
-
-0.5
Şekil 4.14. Farklı Kuzey enlemi değerlerinde alınmış düşey kesitlerin bir arada
gösterimi.
49
Şekil 4.14’ te elde edilen P dalga hızı sapmalarının düşey değişimleri farklı kuzey
enlemi değerleri için gösterilmektedir. Kuzey-batı doğrultusunda yüksek hıza sahip bir
yapı dikkat çekmektedir. Bu yapının sınır koordinatlarına bakıldığında Avrasya
plakasının sınırları ile hemen hemen aynı olduğu görülmektedir. Ayrıca kesitin güneybatı kısmında (yaklaşık 37° K enlemi) derinlerde başlayıp yaklaşık 40.5° K enlemi
civarında yüzeylenen bir yüksek hız zonu gözlenmektedir. Bu yapı Malatya fayının
bulunduğu bölgeye denk gelmektedir. Güney kesitlerine bakıldığında yüzeye yakın
bölgelerde görülen ani hız artışının belirlendiği yapının Arap plakasına karşılık geldiği
düşünülmektedir.
P dalga hızı
+0.5
0
sapması
0
0
0
0
0
0
-
-0.5
Şekil 4.15. Farklı Doğu boylamı değerlerinde alınmış düşey kesitlerin bir arada
gösterimi.
P dalga hızındaki sapmaların düşey değişimi farklı Doğu enlemleri boyunca alınan
kesitlerle Şekil 4.15’ te verilmektedir. Burada da kuzey-batı doğrultusundaki yüksek
hızlı zon açıkça görülmektedir. Şekil 4.14’ te yaklaşık 40.5° K enlemi civarında
yüzeylendiği gözlenen yüksek hızlı yapının burada da 37° D boylamı boyunca alınan
50
kesitte 37° K enlemi civarında kendini gösterdiği söylenebilir. Bu yapının
yüzeylenmesinin
yaklaşık
40.5°
K-39.5°
D
koordinatları
civarında
olduğu
görülmektedir.
Bu çalışmada telesismik verilerin ters çözümü ile levha sınırları resimlenmiştir. Yeterli
sıklıkta istasyon dağılımı ve yeterli nitelikte veri kullanılması halinde yöntem ile
sağlıklı sonuçlar alınabileceği görülmüştür.
Sismik istasyon dağılımı yöntemin başarısını önemli ölçüde etkilemektedir.
İstasyonların model hacim üzerinde sık ve düzenli dağılımı çözüm kalitesini
arttırmaktadır.
Farklı yer bilimi dalları ile korelasyon içinde çalışılmasının ve sonuçların ortak bir
çalışma
ile
değerlendirilmesinin
gerekliliği
yorumlanabileceği düşünülmektedir.
51
ile
sonuçların
daha
sağlıklı
KAYNAKLAR
Aki, K. and Lee, W.H.K. 1976. Determination of three – dimensional velocity
anomalies under a seismic array using first P arrival times from local earthquakes
1. A homogeneous initial model, J. Geophys. Res., 81, 23; 4381 – 4399.
Aki, K., Christoffersson, A. and Husebye, E.S. 1977. Determination of the three –
dimensional seismic structure of the lithosphere, J. Geophys. Res., 82, 2; 277 296.
Al-Lazki, A.I., Seber, D., Sandvol, E., Türkelli, N., Mohaman, R. and Barazangi, M.
2003. Tomographic Pn velocity and anisotrophy structure beneath the Anatolian
plateau (eastern Turkey) and the surrounding regions, Geophysical Research
Letters, vol. 30, no. 24, 8043.
Bisque, R.E., and Heller, R.L. 1967. Investigating the Earth (Yeryuvarlağının
Araştırılması, çev.: İ.E. Altınlı), MTA Yay. No: 161, Ankara, pp: 578.
Bushenkova, N., Tychkov, S. and Koulakov, I. 2002. Tomography on PP-P waves and
its application for investigation of the upper mantle in central Siberia,
Tectonophysics Volume 358, Issues 1-4, Pages 57-76.
Demirtaş,
R.
ve
Yılmaz,
R.,
Türkiye’nin
sismotektoniği,
http://angora.deprem.gov.tr/rapor.htm Erişim Tarihi: 24.11.2004
Dziewonski, A.M. and Anderson, D.L. 1981. Preliminary Reference Earth Model, Phys.
Earth Planet. Inter., 25; 297 – 356.
Dziewonski, A.M. and Anderson, D.L. 1984. Seismic tomography of the Earth’s
interior, Am. Sci., 72, 483 – 494.
Jeffreys, H., Bullen, K.E. 1940. Seismological tables, Brit. Ass. for the Advancement in
science, Gray-Milne Trust, London.
Lamprecht, J. 1998. Hollow Planets, TGS Boks, USA.
52
Lay, T. and Wallace, T.C. 1995. Modern global seismology, International geophysics
series: 58, Academic Press, 521 p., London.
Nelson, S. A. 2003. http://www.tulane.edu/~sanelson/geol111/earthint.htm Erişim
Tarihi: 17.09.2004
Richter, C.F. 1958. Elementary Seismology, W.H. Freeman, San Francisco.
Saraçoğlu, H. 1989. Doğu Anadolu Bölgesi. MEB Öğretmen Kitapları Dizisi, No: 176,
İstanbul, pp: 584.
Saroğlu, F., Emre, O. ve Kuşçu, I. 1992. Türkiye Aktif Fay Haritası, MTA (Maden
Tetkik ve Arama Genel Müdürlüğü) http://www.mta.gov.tr/mta_web/dirifay1.asp
Erişim Tarihi: 25.12.2003
Seber, D., Vallve, M., Sandvol, E., Steer, D. and Barazangi, M. 1997. Geographic
Information Systems (GIS) in earth sciences: An application to the Middle East
region, GSA Today, 7, 1 – 6.
Shearer, P.M., 1999, Introduction to seismology, Cambridge University Press, United
Kingdom.
Spakman, W. 1988. Upper mantle delay time tomography, PhD thesis, University of
Utrecht, 200pp.
Şengör, M. C., Özeren, S., Genç, T. and Zor, E. 2003. East Anatolian high plateau as a
mantle-supported, north-south shortened domal structure, Geophysical Research
Letters, vol. 30, no. 24, 8045.
Thurber, C.H. and Aki, K. 1987. Three-dimensional seismic imaging, Annu. Rev. Earth.
Sci., 15, 115 – 39.
Türkelli, N., Sandvol, E., Zor, E., Gök, R., Bekler, T., Al-Lazki, A., Karabulut, H.,
Kuleli, S., Eken, T., Gürbüz, C., Bayraktutan, S., Seber, D. and Barazangi, M.
2003. Seismogenic zones in Eastern Turkey, Geophysical Research Letters, vol.
30, no. 24.
53
Türkünal, S. 1980. Doğu ve Güneydoğu Anadolu’nun Jeolojisi. TMMOB, Jeoloji Müh.
Odası Yay. no: 8, Ankara, pp: 62.
Wessel, P., Smith, W.H.F., Generic Mapping Tools, Copyright 1991-2004.
http://www.earth.northwestern.edu/people/seth/B02/lectures/Seismology/velstruc.pdf
Erişim Tarihi: 10.10.2003
http://www.llnl.gov/sac/ , Seismic Analysis Code, Copyright 1987 - 1995, the Regents
of the University of California. Erişim Tarihi: 10.05.2003
http://www.scarborough.k12.me.us/wis/teachers/dtewhey/webquest/nature/seismic_ima
ges.htm Erişim Tarihi: 12.03.2003
http://neic.usgs.gov/neis/world/turkey/turkey_faults.html Erişim Tarihi: 08.02.2004
http://pubs.usgs.gov/publications/text/understanding.html Erişim Tarihi: 02.10.2002
54
EKLER
EK 1. ETSE (Eastern Turkey Seismic Experiment) projesi sismik istasyon
koordinatları……………………………………………………….......................52
EK 2. Uygulamada kullanılan depremler……………………………………………....54
55
EK 1. ETSE (Eastern Turkey Seismic Experiment) projesi sismik istasyon koordinatları
ENLEM
BOYLAM
(Kuzey)
(Doğu)
(derece)
(derece)
HRSN
39.945
42.287
1773
KOTK
40.222
43.009
1365
KARS
40.622
43.068
1860
EZRM
40.103
41.363
1830
CMCY
39.917
43.196
2031
HAMR
39.613
42.992
1710
HINS
39.349
41.697
1640
DGSU
39.131
42.729
1623
KRLV
39.375
40.987
1842
BYBT
40.233
40.266
1662
AGIN
38.939
38.713
837
AHLT
38.748
42.477
1614
MUSH
38.757
41.483
1506
BNGL
38.920
40.598
968
UZML
39.713
39.701
1485
BYKN
38.166
41.782
894
SILN
38.135
41.004
870
SIRN
40.201
39.119
1485
KYPR
37.559
41.169
1231
MSDY
40.462
37.368
1104
İSTASYON
ADI
56
YÜKSEKLİK
(km)
EK 1 (devam)
ENLEM
BOYLAM
(Kuzey)
(Doğu)
(derece)
(derece)
ILIC
39.454
38.569
1281
DGRL
41.056
43.326
2037
BTLS
38.431
42.124
1695
KTLN
37.953
41.701
894
DYBR
37.823
40.317
678
MRDN
37. 289
40.698
669
ERGN
38.258
39.729
669
HRPT
38.704
39.246
999
IMRL
39.879
38.119
999
HRSN
39.945
42.287
1773
İSTASYON
ADI
57
YÜKSEKLİK
(km)
EK 2. Uygulamada kullanılan depremler
sa: saat (2 birim), dak: dakika (2 birim), s:saniye (4 ondalık basamaklı 7 birim)
ÖR: 221134.41000 = 22:11:34.41
yıl
gün
zaman
sa.dak.s.
derinlik
enlem
boylam
(km)
(derece) (derece)
magnitüd
(mL)
2000
340
221134.4100
33.0
52.577 -167.847
5.6
2000
338
125516.7000
43.2
51.666 -178.156
5.1
2000
336
132733.6900
10.0
35.255
-35.328
5.2
2000
320
92340.7700
54.5
17.342
119.787
5.0
2000
313
183621.7000
14.4
23.251
124.150
5.5
2000
312
163138.0100
33.0
-55.136
-29.617
5.3
2000
311
114026.8400
20.0
56.150 -153.456
5.6
2000
310
44534.5400
33.0
-6.076
102.680
5.6
2000
310
15326.9000
33.0
36.275
142.256
5.0
2000
304
12 130.7600
33.0
-9.708
119.075
5.3
2000
304
3 710.0600
33.0
17.637
-61.193
5.6
2000
304
1 326.6400
10.0
.824
-25.586
5.4
2000
303
22 356.8100
49.6
47.782
155.651
5.0
2000
301
191558.3600
42.1
17.648
-61.230
5.1
2000
301
19 252.8700
37.9
17.598
-61.194
5.3
2000
301
910 5.1300
10.0
-1.595
-24.576
5.2
2000
301
0 853.5400
33.0
54.707
94.983
5.3
2000
299
93223.9700
38.0
-6.549
105.630
6.6
2000
297
23 411.8100
33.0
-4.054
127.388
5.2
2000
292
24318.0800
10.0
-10.535
66.738
5.1
2000
286
232551.7900
28.8
12.452
124.967
5.1
2000
285
43432.1500
33.0
-1.577
123.305
5.1
2000
283
230
.5700
33.0
10.002
92.952
5.6
2000
282
33632.3000
10.0
9.845
125.557
5.0
2000
281
115740.9400
33.0
-9.974
119.378
5.6
58
EK 2 (devam)
yıl
gün
zaman
sa.dak.s.
derinlik
enlem
boylam
(km)
(derece)
(derece)
magnitüd
(mL)
2000
280
205519.1900
33.0
25.210
128.714
5.0
2000
280
12 540.6500
33.0
24.380
97.810
5.1
2000
280
43019.1500
10.0
35.456
133.134
6.8
2000
279
20 614.0200
87.3
6.853
126.822
5.5
2000
279
133911.6700
10.0
31.732
-40.958
6.1
2000
278
143744.1500 110.3
11.124
-62.559
5.4
2000
277
41330.4900
33.0
40.282
143.124
5.7
2000
277
24659.2500
10.0
-7.123
67.926
5.0
2000
276
72942.7400
33.0
29.443
129.388
5.1
2000
276
22531.3100
34.0
-7.977
30.709
6.7
2000
275
19 328.1700
33.0
-4.046
127.334
5.4
2000
273
224811.7900
33.0
12.073
122.381
5.1
2000
269
4 039.6700
10.0
-46.806
37.590
5.6
2000
267
21743.9800
10.0
4.276
-32.607
5.5
2000
267
21332.4500
10.0
4.367
-32.593
5.1
2000
266
1822 3.1500
33.0
-4.964
102.104
5.9
2000
264
53023.4400
33.0
46.377
153.149
5.0
2000
261
2054 8.0800
33.0
19.186
144.563
5.2
2000
256
162724.5800
33.0
-5.435
101.823
6.1
2000
256
155 5.9800
10.0
35.331
99.303
5.1
2000
256
11917.7500
10.0
35.362
99.381
5.0
2000
256
02758.6200
10.0
35.389
99.343
6.3
2000
209
21250.0800
10.0
34.204
139.248
5.1
2000
209
14953.3300
10.0
34.208
139.370
5.2
2000
206
121726.5300
33.0
-5.561
102.886
5.2
2000
205
215244.0600
10.0
34.126
139.116
5.3
2000
202
183918.8200
47.1
36.510
140.983
5.4
2000
200
225916.5200
33.0
17.905
120.782
5.0
59
EK 2 (devam)
yıl
gün
zaman
sa.dak.s.
derinlik
enlem
boylam
(km)
(derece)
(derece)
magnitüd
(mL)
2000
199
1258 9.4000
10.0
28.579
142.669
5.0
2000
198
32145.5300
33.0
20.253
122.043
6.3
2000
197
31323.0400
10.0
-.440
-19.595
5.0
2000
197
13030.5000
10.0
34.319
139.260
5.9
2000
196
182823.2500
10.0
34.124
139.223
5.0
2000
196
101928.7900
10.0
34.147
139.100
5.0
2000
196
0 732.1800
10.0
23.984
121.542
5.0
2000
194
11042.6300
33.0
-6.675
106.845
5.0
2000
193
13228.5200
43.6
57.369 -154.206
6.2
60
ÖZGEÇMİŞ
1978 yılında Ankara’da doğdu. İlk, orta ve lise eğitimini Ankara’da tamamladıktan
sonra 1998 yılında lisans eğitimine başladığı Ankara Üniversitesi Mühendislik Fakültesi
Jeofizik Mühendisliği Bölümü’nden 2001 yılında Jeofizik Mühendisi unvanıyla mezun
oldu. 2002 yılında Ankara Üniversitesi Mühendislik Fakültesi Jeofizik Mühendisliği
Bölümü Sismoloji Anabilim Dalı’nda yüksek lisans eğitimine başladı.
2002 yılından bu yana Ankara Üniversitesi Mühendislik Fakültesi Jeofizik Mühendisliği
Bölümü’nde Araştırma Görevlisi olarak görev yapmaktadır.
61

Download Report