DEPREM
Depremler, yerkabuğunun yüzeyinde gerçekleşen sarsıntılardır. Bu hareketler, yanardağ püskürmeleriyle birlikte, yerkabuğunun içinde oluşan hareketlerin en önemlilerindendir. Yol açtığı büyük hasarlar, anîden gerçekleşmesi ve en azından kısa vadede ne zaman meydana geleceğinin tam olarak kestirilememesi, bu afetle sık sık karşılaşılan bölgelerde depremi en çok korkulan doğa olayı haline getirmiştir.
1999 Kocaeii-lzmit depreminde Sismograflar her yıl 500 000 ila 1 000 000 arasında yer sarsıntı-onbinlerce kişi hayatını kaybetti. sı kaydeder. Bunların yaklaşık 100 000 kadarını hissederiz, Kurtuianiann çoğu da evsiz kaldı. \ 000 kadarı da belirli ölçüde hasar meydana getirecek şiddettedir.
DEPREM NEDİR?
Yerkabuğu, tek bir parçadan değil, bir levhalar mozayiğinden oluşur. Bu levhalar hareket halindedir. Levhaların ağır ve sürekli hareketlerle birbirine yaklaşması veya birbirinden uzaklaşması, litosferin (taşküre) bütününü derinlemesine etkiler. Kayaçlar katı ve kırılgan olmaları nedeniyle, meydana gelen zorlamalara direnir. Bu zorlamalar kırılma eşiğine vardığında, kayaç bir anda sert bir hareketle kırılabilir veya kopabilir.
Kırılmanın olduğu andaki ve yerdeki deprem merkezi’nde oluşan enerji esas olarak mekanik (yer değiştirme) ve ısıl (sürtünmeler) niteliktedir; kısmen de sismik dalgalar halinde açığa çıkar. Bu sismik dalgalar yerkabuğu içinde yayılır ve yerkabuğunun üstüne ulaştığında da sarsıntılar halinde hissedilir. Zararlara ve hasarlara yol açan, işte bu sarsıntılardır.
Söz konusu kırılmanın ilk meydana geldiği yer, rasgele bir yer değildir. Kırılma, önceden var olan bir fay hattı üstünde gerçekle-
BİR DEPREMİN ŞEMASI
yüzeydeki fay hattı
eşmerkezli daireler halinde yayılan deprem dalgaları
şir. Fay boyunca uzanan kayaçlar yüksek dayanıma sahip olrr dığmdan kırılma sarsıntılar oluşturarak yayılır. Deprem, yerkab ğunun yüzeyine yakın bir noktada oluştuğunda, söz konusu f düzlemi, yer yüzeyinin üstüne yükselebilir. Fay düzlemi üstü deki topraklar artık yeterince zorlanmadıklarında, yani bu zor maları yemden kendi üzerlerine alabilecek duruma geldiklerin veya bu zorlamalara kırılmayla karşılık vermedikleri durumt kırılma sona erer. Bu durumda, kayma olayından söz edilir. Kc ma olayı, çok sismik olan Kaliforniya gibi bir bölgede, San And: as fay bölgesinin bazı kesimlerinde, neden hemen hiç deprem madiğim açıklar.
Bir depremin şiddeti, üzerinde yer aldığı fay hattmın uzun ğuna bağlıdır. Bu uzunluk arttıkça, açığa çıkan enerji miktarı artar. Düşük şiddetteki depremlerde, yalmzca birkaç metre ha ket eden bir fay hattının yer yüzeyinde meydana getirdiği kayı birkaç milimetre olabilirken, daha şiddetli depremlerde bu ha ket yine birkaç metreyle sınırlı kaldığı halde, yer yüzeyindi kaymalar birkaç yüz kilometreyi bulabilir. Mesela 22 ma; 1960’ta Şili’de meydana gelen ve XX. yy’ın ikinci yarısında ra lanan en büyük deprem olan Şili depreminin etkileri yakla 1 200 km boyunca hissedilmişti.
Şiddedi depremlerin ardından her zaman başka depremler o şur. Bunlar giderek şiddeti azalan ve zaman içinde daha uz aralıklarla gerçekleşen depremlerdir. Bu sarsıntılar yerin derini lerinde anî olarak yer değiştiren kayaçlann yavaş yavaş tek denge durumuna dönmelerinden kaynaklanır. En tehlikeli olay bu ikincil sarsıntılardır; çünkü ilk sarsıntı sonrasında direnci a: lan yapıların yıkılmasına yol açarlar.
DEPREMLER VE LEVHA TEKTONİĞ
Deprem merkezleri, yerkabuğunun üstünde düzenli biçirr dağılmaz. Bunlara esas olarak levhaların sınır bölgelerinde (c ma-batma bölgesi, okyanus ortası çadağı, kıta çadakları, fay ı nüşüm bölgesi, çarpışma bölgesi) rastlamr. Depremler, bu sim doğal yapısına bağlı olarak farklı özellikler gösterir.’
Dalma-batma bölgelerinde. Bir okyanus levhası, bir ba: okyanus levhasımn altına kaydığında (bu levha, Andlar’da v( Japonya’da olduğu gibi kıta levhası olabilir Antiller’de veya Em nezya’da olduğu gibi okyanus levhası olabilir), meydana ge depremler yüzeysel (deprem merkezinin derinliği 60 km’nin tındadır), orta derinlikte (deprem merkezinin derinliği 60 km 300 km arasındadır) veya derinlikte (deprem merkezinin derin 300 km ilâ 720 km arasındadır) olabilir. Söz konusu merkezler eğik düzlem üstünde yayılır. Dalan okyanus levhasına teka eden bu düzleme Benioff düzlemi denir. 100 km’nin üstünd derinliklerde yer alan kayaçlar normal olarak kopma özelliği g termez, dolayısıyla da kırılmaz. Bu derinliklerde oluşan depre lerin merkezi ancak, kırılma özelliğine sahip, alta dalan okyaı levhasımn içinde bulunabilir.
Okyanus ortası çatlaklan boyunca. Okyanus levhaları birbirinden ayrıldığı bu bölgede meydana gelen depremler zeyseldir. Sık oluşan ve düşük şiddede gerçekleşen bu deprem okyanus kabuğunun oluşma bölgelerinin bir özelliğini oluştu ve sürekli meydana gelen mağma hareketlerine bağlı olarak o ya çıkar. Bu depremler ender olarak hissedilir; çünkü bu harel ler sonucunda yükselen yer katmanları yalnızca İzlanda’yı, Kı deniz ile Aden Körfezi’nin kıyılarım etkiler.
Kıta çatlaklan boyunca. Bu bölgeler, Afar üçgeninden i1 zambik’e kadar olan bölgede yer alan doğu Afrika çatlağı gibi, gerilme (açılma) tektoniğinin etkisi altındadır. Buna bağlı ola kıta litosferi çatlamakta, her iki bölüm birbirinden ayrılma ej mi göstermektedir. Aym tarzda davranan okyanus ortası çat larmda görüldüğü gibi, burada meydana gelen depremler de zeyseldir.
Dönüşüme uğrayan faylar boyunca. Bu kırıklar birbirine re kaymakta olan iki levhayı temas haline getirir. Bu faylar arazi tünde birbirinden ayrılır gibi görünmekle birlikte, hemen her man bir dikey bileşkeye sahiptir. Bu olay sonucu meydana g< depremler çoğu zaman yüzeysel, bazen orta derinlikte, nadir rak da derin depremlerdir. Bu tipten en önemli fay hatları ABD ki San Andreas fayı ve Türkiye’deki Kuzey Anadolu faylarıdır, zey Anadolu fayı olasılıkla dünyanın en tehlikeli fay hattıdır.
Kıtalann birbirine çarpması sırasında. Bu durumda c remler çok daha geniş alanlara yayılır, çünkü deformasyondar kilenen alanlar çok daha geniştir; dolayısıyla da büyük mite fay oluşur. Bu tür depremlere, dalma-batma alanlarında dahi rasdamr; buna karşılık daha şiddedidir. Sekiz şiddetinden d
İÇİNDEKİLER
DEPREM NEDİR? DEPREMLER VE LEVHA TEKTONİĞİ SİSMİK DALGALAR DEPREM TAHMİNLERİ
sismoloji
Bir depremin karakteristik öğeleri.
Deprem, kayaçlann üzerindeki basıncın belirli bir eşiği aşması sonucunda oluşur. Bu durumda, kopmalar olur; deprem merkezinden başlayarak basınç çözülür ve esnek dalgalar ortaya çıkar. Bu deprem dalgalan, eşmerkezli küreler oluşturarak yayılır.
TÜRKİYE’DE BAŞLICA BÜYÜK DEPREMLER
Tarih Şiddet (Richter ölç.) Ölü sayısı Yeri
19 nisan 1938 6 149 Kırşehir
26 aralık 1939 8 32962 Erzincan
10 eylül 1941 6 194 Erciş
20 aralık 1942 7,3 3000 Niksar
26kasım 1943 7,2 618 Çorum
26 kasım 1943 7,6 2824 Ladik
1 şubat 1944 7,4 3959 Gerede
31 mayıs 1946 6 839 Varto
17 ağustos 1949 6,7 450 Karlıova
3 ocak 1952 5,6 133 Hasankale
18 mart 1953 7,5 265 Gönen
20 ağustos 1966 6,5 2394 Varto
28 mart 1970 7,1 1086 Gedi
22 mays1971 7 955 Bingöl
6 eylül 1975 6,7 2385 Lice
24 kasım 1976 7,5 3840 Çaldıran
30 ekim 1983 7,1 1400 Erzurum-Kars
13 mart 1992 6,3 486 Erzincan
1 ekim 1995 6,0 96 Dinar
27 haziran 1996 6,2 145 Adana
17 ağustos 1999 7,4 17118 Kocaeli-Izmit
yüksek depremlerin yaklaşık dörtte biri, Pireneler’den başlayıp Alpler’den, Kafkas Dağlan’ndan veya Himalayalar’dan geçerek Birmanya sıradağlarında son bulan bir «şerit» üzerinde bulunan sıradağlar boyunca meydana gelir. Bu bölge, Avrasya levhasının Afrika, Arabistan ve Hint levhalarıyla çarpıştığı bölgedir. Buralarda gerçekleşen depremler genellikle yüzeyseldir. Romanya’daki Vrancea veya Afganistan’daki Hindukuş dağlarının bulunduğu bölgeler bunun dışında kalır.
Faylarının geometrisi. Yapılan jeolojik ve tektonik araştırmalar, birbiriyle karşı karşıya gelen blokların hareketlerine bağlı olarak üç temel fay türü ortaya koymuştur: Ters faylar, dalma-batma
yayılma doğrultusu r—N
A ;
O-
genleşme
.î
0::
1 A
bölgeleri veya çarpışma zincirleri gibi, sıkışma etkisi altında kalan bölgelerde görülür. Normal faylar genleşme sonucu ortaya çıkar. Okyanus ortası çadaklarına ve okyanus çukurlarına bağlı o-Iarak ortaya çıkan bu faylara, İtalya’daki Apeninler gibi genişleme halindeki bazı kıta dağ zincirlerinde de rasdamr. Dönüşüm faylarının özelliğiyse ayrılma hareketi içinde bulunmalarıdır: ne var ki bu hareketlere bazı kıta içi bölgelerde de rastlanır. Çin’de, esas olarak ayrılma özelliği gösteren, etkin büyük fayların çoğu, Hindistan kıtasının Avrasya levhasının altına girmesi sonucu ortaya çıkmıştır. Bu hareket, Himalaya dağ zincirinin gerisinde bulunan bölgelerin «itilmesine» neden olmaktadır.
Maddenin P ve S dalgalanın aı gösterdiği davranış Çz—=::: taneciklerinin belirli tr.TZ~2s *rr ~zı yer alan taneciklere çc’s-:\ göstermektedir (her Se’r z : madde taneciğini gösts’r oluştuğunda (A), tanea~ı yönüne paralel olarak îrrsf >• 5 dalgalan oluştuğunda rss 5 :~s ‘ eğimli olarak gerçekleş ‘ ~rs ~ ; -faz oluşturduğu nokte’3’~ ::i’. r dalga yüzeyi (C) meydazs ~ • r ■ S dalgalan yer yüzeyine }tj:~ olduğunda, bunlar L da’ss=—£ dönüşebilir. Bu dalgalar’ . rj olarak (Love dalgalan, orania elips oluşturacak t;–; 1 ve ters yönde (Rayletgfi as ;ı r~ yayılır.
Japonya ‘da bir depremden
resimde görülen binanın a ~^ : Burada gerilme basmam* altında kalmış bir normaî fst kopmasının gerçekleştik; kanıtlamaktadır.
ANAHTAR KELİMELER
Deprem dış merkezi; yer yözqp
:vn. ilf-p:c;n üssuntin dikey doged tuşunda bulunan noktası; ı1 r. şuiHı-dı şekilde deprem dş MZ’-ndı: hissedilir.
Deprem üssü: ilk kopmam mçf dana geldiği nokta. Bunaka,71M| (dalma-batma bölgeleri) ile hatatf) lometre arasındaki bir deânEfate alabilir.
Fay. bir kayacın yapısında ıııryrih» ■’.’i’j::. .r.TLan parçalanıl di£İ;nrdı£ı kopma.
Magnitiit: deprem üssünde açfpM <>!!’ >.e ıiepıemin şıddelâi nıiçin de kullanılan mop cpgS» Bazı sismik dalgaiann dalga bageti mel alınarak hesaplanıl.
Sismik dalgalan yerindi lîıJMnj de, kayaçlann kopması sonucu dana gelen esnek dalgalar.
Sismik hat: bir i ıııilı ıl ıl||Mill d:£ı yo!
Sismograf: yer sarsıntdanm
deprem sırasında meydana sıntılan kaydeden alet.
Şiddet: hır depreminpcUrnrn değer binmi. Bu nalarda yol açtığı haaagME l)e:cre nlarak ve İİeXB akamlanyh
I sun.tini-
illgİgp j>ı iif-ız bösraası. 1
Fjjıf.k Okyanusu’nda ak i nır. Papeete’de 1957‘dm beri ‘ kıdar rhuııami meydana I
P dalgaları
yüzey dalgaları
Japon halkım depremlere daha duyarlı hale getirmek için hazırlanmış bir afiş. Ülkenin bütün okullanna dağıtılan bu afişte, ziz-emlerin şiddetini belirten ölçeğin •,, siı derecesinin yol açtığı hasarlar gösterilmiştir.
DEPREM SIRASINDA ALINACAK ÖNLEMLER
– raniğe kapılmamak.
– 5ma içinde bulunuluyorsa, •r.rsk yakında sığınak varsa ve-
– ‘rinanın depremin şiddetine ■= .’onamayacağından endişe ;Z_l:yorsa dışarı çıkmak. Özel-asansöre binmemek. Sağ–=.~ bir masanın, bir yatağın al-i veya taşıyıcı iki duvarın kö-üf-ne sığınmak. Camlardan ve cisimlerden uzak durmak.
– Tışanda bulunuluyorsa, bina .;.=nne girmemek. Yıkılma teh-—<z~- olan binalardan uzaklaş-~ £.< Çevredeki binalardan dü-itrılecek cisimlerden uzak dur-—Bir elektrik hattının yakı-r_r.cs kalmamak.
– babada bulunuluyorsa, köp-üstünde durmamak, arabayı
” -rcurup sarsıntıların geçmesi-beklemek.
– Tepremden sonra, su, gaz ve e.ekrrık donanımlarını kontrol =”.ek; arıza varsa bunları kes-
– Yalnızca acil durumlarda zz-ziDn kullanmak. Radyoyu i-r-Iemek, öneri ve talimatlara -.nak.
– 3:r yıkıntı altında kalmdığın-
bütün gücünü toplayarak ît-szek yardımı beklemek. Ya-? .r_Erda birinin varlığı sezildi-ses vermek.
Japonya’da bir deprem tahmin merkezi. Bu ülke, duyarlı jeodinamik (dalma-batma bölgesi) ve çok büyük ölçüde bir kentleşmeye _ s ımış olması yüzünden, deprem isftlikesiyle karşı karşıya bulunan bölgelerde, depremi en kısa süre ; ~ûe tahmin edecek bir sismik ağ sistemi kurmuştur.
SİSMİK DALGALAR
Sismik dalgalar, deprem merkezinden başlayarak yayılan esnek titreşimlerdir. Bunlar, mikroskopik ölçekte, mineral taneciklerinin denge durumları çevresindeki titreşimlerini andırır; hareketlerini hemen yanlarında bulunan taneciklere aktarırlar. Dolayısıyla sismik dalgalar da yansıma ve kırılma yasalarına uyar. Farklı ortamları birbirinden ayıran süreksiz yüzeylere (Mohoro-vicic süreksizliği gibi) rastladıklarında, bir yansıma dalgasının ve bir kırılma dalgasının doğmasına neden olurlar. Sismik dalgalar birçok türde karşımıza çıkar.
Hacim dalgalan. Bu dalgalar deprem merkezinden başlayarak her yönde yayılır. Davranış biçimlerine göre iki hacim dalgası ayırt edilir: P dalgaları ve S dalgaları.
P dalgalan veya birindi dalgalar. Sismografların genellikle ilk kaydettikleri bu dalgalar, sıkıştırma (veya boylamasına) dalgalarıdır. Bunlar, ses dalgalarına benzer biçimde yayılır. İçinden geçtikleri ortamdaki tanecikler, yayılma yönüne göre önce sıkışır, daha sonra genişler.
S dalgalan veya ikincil dalgalar. Birincil dalgalardan daha yavaş olan bu dalgalar, kesme (veya enlemesine) dalgalarıdır. Tanecikler, yayılma doğrultusunun dikine titreşir. Bu dalgalar, P dalgalarının tersine sıvı ortamlarda yayılmaz.
P ve S dalgalarının hızı, içinden geçtikleri kayacın yapısına göre değişir. Bu iki dalganın hızları bilinirse, depremin kaydedildiği yer ile deprem merkezi arasındaki mesafe belirlenebilir. Birçok deprem ölçme merkezinin sağladığı veriler karşılaştırılarak, deprem merkezinin kesinlikle saptanması mümkün olabilir.
Yüzey dalgalan. Bu dalgaların özelliği, yerkabuğunun içinde ve dış kabuk örtüsü üstünde, süreksiz yapıdaki yüzeyler boyunca yayılmasıdır. Bunlar, hacim dalgaları süreksiz bir yüzeye rastladığında ortaya çıkan karmaşık dalgalardır. Yüzeysel depremlerde ortaya çıkan enerjinin büyük bölümünü aktaran bu tür dalgalardır. L dalgaları (Love dalgaları) meydana geldiğinde, taneciklerin titreşimi yatay düzlemde oluşur. R dalgalarındaysa (Rayleigh dalgaları), taneciklerin titreşimi dikey düzlemde gerçekleşir.’
DEPREM TAHMİNLERİ
Depremler bazen çok ağır sonuçlar doğurabilir. Bu yüzden bunların önceden tahmini sismologların (deprembilimciler) karşı karşıya kaldıkları en önemli sorun olma özelliğini sürdürmektedir.
Tahmin olanaklan. Çok titiz araştırma yöntemlerine bağlı olarak, uzun vadeli tahminler (olasılık) ile kısa vadeli tahminler* (kesinlik) birbirinden ayırt etmek gerekir.
Uzun vadeli tahminlerde amaç, sismik bölgelerin, yani uzun vadede şiddetli bir depremle karşı karşıya kalabilecek bölgelerin belirlenmesidir. Bu konuda, levha tektoniğinin hesaba katılması, özellikle tarih boyunca gerçekleşmiş depremler ve bölgesel tektonik yapı üstünde yapılan incelemeler, bazı modellerin geliştirilmesine imkân sağlamaktadır. Mesela, ele alınan bölgede gözlenen arazi harekederinden ve arazinin sıkışmaya karşı gösterdiği davranışlardan elde edilen veriler, levhaların görece hareketiyle birlikte değerlendirilerek, bu bölgenin ne tür bir sıkışma etkisi altında kaldığı belirlenebilir. Geçmişte gerçekleşen depremlerin incelenmesi, sismik boşlukları, yani bölgede kayda değer depremlerin meydana gelmediği bölgeleri, dolayısıyla da şiddedi depremlerin olabileceği yerleri ortaya çıkarabilir. Mesela Cibuti veya Mora Yarımadası ile Girit arasında kalan Yunan yayı bu tip bölgelerdir. Bu ilke doğrultusunda düşünülecek olursa, 8 şiddetinde bir deprem Antiller yayında da beklenebilir.
Kısa vadeli tahminler, depremin yerini, anını ve şiddetini aynı zamanda belirlemek gerektiğinden daha da karmaşıktır. Bu tür bir tahmin, ön belirtilerin varlığını gerektirir. Bu alanda şimdiye kadar birçok yöntem denenmiş, ancak bunların hiçbiri kesin sonuç vermemiştir. Bu amaçla, toprakta meydana gelen şişmeler, kuyulardaki su düzeyinin yükselmesi, radon gibi bazı gazların yayılması, kayaçlann iç dirençlerinde veya Dünya’nın manyetik alanında gözlenen değişmeler, depremden önce oluşan yer sarsıntıları, ayrıca bazı hayvanların davranışlarında görülen farklılıklar dikkate alınmıştır. Çin’de 1975’te oluşan Haiçeng depreminin önceden bilinmesi, bu konuda umudanmak için yeterli değildir. Nitekim, söz konusu depremin saptanması için yararlanılan yöntemler, ertesi yıl meydana gelen ve 655 000 kişinin ölümüne yol açan Tangshan depreminin tahmin edilmesine yaramamıştır.
Deprem önlemleri. Bir depremin önceden tahmin edilmesi, insanların korunma önlemleri almasını veya deprem bölgesinin boşaltılmasını sağlar. Bu konuda kamu güvenlik kuruluşları tarafından alarm sistemlerinin kurulması ve yanlış uygulamaların (burada söz konusu olan, yapılan gözlemlerin doğru temele dayandırılması ve bu gözlemlerin bağımsız uzmanlar tarafından doğrulanmasıdır) toplumsal ve ekonomik zararlara yol açmasını önlemek için kurallara uyulması gerekir. Bununla birlikte, bir depremin tahmin edilmesi bütün sorunları çözmez; çünkü amaca ulaşılabilmesi için o bölgede depremle ilgili önlemlerin önceden alınmış olması gerekir. Alınabilecek başlıca önlemler, halkın eğitimi, yardım örgüderinin .kurulması ve yapıların depreme dayanabilecek normlara göre inşa edilmesidir.
SİSMOLOJİ
Sismoloji (deprembilim), sismik dalga denen deprem dalgaları-mn davranışlarım inceleyen bilimdir. Deprem dalgaları, içinde yayıldıkları ortamın yapısına göre farklı özellikler gösterir. Özellikle yayılma hızları, içinde yayıldıkları kayaçlann fiziksel parametrelerine bağlı olarak değişir. Ayrıca, deprem dalgaları süreksiz bir yüzeye rasdadığmda, yansıma ve kırılma yasalarına uyar. Bu özellikler, iki büyük uygulama alanının doğmasına neden olmuştur: Dünya’nın iç yapısının incelenmesi ve yeraltı kayaçlarınm özelliklerinin araştırılması.
Deneysel sismoloji. Yeraltı yapısı hakkında bilgi sahibi olabilmek için, bir deprem sırasında oluşan dalgalar incelenebileceği gibi, bir patlamanın yol açtığı dalgalarda incelenebilir veya yapay yolla titreşim oluşturulabilir. Bu konuda iki ayrı yöntem ayırt edilir: sismik yansıma ve sismik kırılma.
Sismik yansıma. Sismik katman kesideri oluşturularak yeraltında bulunan süreksizlik yüzeyleri (yani iki farklı ortam arasındaki ara yüzey) ortaya çıkarılabilir. Bu tekniğe, belirli bir yeraltı yapısı hakkında daha ayrıntılı bilgi gerektiği zaman, mesela petrol sanayiinde, yeraltındaki hidrokarbonlu petrol kapanlarını saptamak istendiğinde başvurulur. Söz konusu sismik katman kesitini oluşturmak için, bir titreşim kaynağı (padayıcı), incelenmek istenen arazinin yüzeyine yerleştirilir. Sismik dalgalar bir süreksizlik yüzeyine rastladığında geri yansır. Yer yüzeyine geri döndüklerinde de bir hat boyunca düzenli aralıklarla yerleştirilmiş
Japon halkını depremlere daha duyarlı hale getirmek için hazırlanmış bir aliş. Ülkenin bütün okullanna dağıtılan bu afişte, :;z’S^!erin şiddetini belirten ölçeğin • jciı derecesinin yol açtığı hasarlar gösterilmiştir.
DEPREM SIRASINDA ALINACAK ÖNLEMLER
– Paniğe kapılmamak.
– Sma içinde bulunuluyorsa, ızzsk yakında sığınak varsa ve-
3 rinanın depremin şiddetine
■ inanamayacağından endişe ii_yorsa dışarı çıkmak. Özel-—• asansöre binmemek. Sağ-.ırr. irır masanın, bir yatağın al-r.nî veya taşıyıcı iki duvarın kö-sığınmak. Camlardan ve cisimlerden uzak durmak.
– Zışanda bulunuluyorsa, bina ,:.=nne girmemek. Yıkılma teh-_/tsı olan binalardan uzaklaş-rr.ır Çevredeki binalardan dü-; erilecek cisimlerden uzak dur-
3:r elektrik hattının yakı-r_r.İ3 kalmamak.
– Arabada bulunuluyorsa, köp-“=rjade durmamak, arabayı
c sarsıntıların geçmesi-
ni reklemek.
– Z apremden sonra, su, gaz ve e.r/.rrık donanımlarını kontrol em-üC, anza varsa bunları kes-rr.ts. Yalnızca acil durumlarda ■-r-rccn kullanmak. Radyoyu c.n.=mek, öneri ve talimadara _v—ak.
– S-T yıkıntı altında kalındığın-c; butûn gücünü toplayarak çz-fcek yardımı beklemek. Ya-.«•_r_£rda birinin varlığı sezildi-s.n-s ses vermek.
Japonya’da bir deprem tahmin merkezi. Bu ülke, duyarlı jeodinamik fdalma-batma bölgesi) ve çok büyük ölçüde bir kentleşmeye _ eş .ımş olması yüzünden, deprem Keşiyle karşı karşıya bulunan c? çelerde, depremi en kısa süre : tahmin edecek bir sismik ağ sistemi kurmuştur.
SİSMİK DALGALAR
Sismik dalgalar, deprem merkezinden başlayarak yayılan esnek titreşimlerdir. Bunlar, mikroskopik ölçekte, mineral taneciklerinin denge durumları çevresindeki titreşimlerini andırır; hareketlerini hemen yanlarında bulunan taneciklere aktarırlar. Dolayısıyla sismik dalgalar da yansıma ve kırılma yasalarına uyar. Farklı ortamları birbirinden ayıran süreksiz yüzeylere (Mohoro-vicic süreksizliği gibi) rastladıklarında, bir yansıma dalgasının ve bir kırılma dalgasının doğmasına neden olurlar. Sismik dalgalar birçok türde karşımıza çıkar.
Hacim dalgalan. Bu dalgalar deprem merkezinden başlayarak her yönde yayılır. Davranış biçimlerine göre iki hacim dalgası ayırt edilir: P dalgaları ve S dalgaları.
P dalgalan veya birindi dalgalar. Sismografların genellikle ilk kaydettikleri bu dalgalar, sıkıştırma (veya boylamasına) dalgalarıdır. Bunlar, ses dalgalarına benzer biçimde yayılır. İçinden geçtikleri ortamdaki tanecikler, yayılma yönüne göre önce sıkışır, daha sonra genişler.
S dalgalan veya ikincil dalgalar. Birincil dalgalardan daha yavaş olan bu dalgalar, kesme (veya enlemesine) dalgalarıdır. Tanecikler, yayılma doğrultusunun dikine titreşir. Bu dalgalar, P dalgalarının tersine sıvı ortamlarda yayılmaz.
P ve S dalgalarının hızı, içinden geçtikleri kayacın yapısına göre değişir. Bu iki dalganın hızları bilinirse, depremin kaydedildiği yer ile deprem merkezi arasındaki mesafe belirlenebilir. Birçok deprem ölçme merkezinin sağladığı veriler karşılaştırılarak, deprem merkezinin kesinlikle saptanması mümkün olabilir.
Yüzey dalgalan. Bu dalgaların özelliği, yerkabuğunun içinde ve dış kabuk örtüsü üstünde, süreksiz yapıdaki yüzeyler boyunca yayılmasıdır. Bunlar, hacim dalgaları süreksiz bir yüzeye rastladığında ortaya çıkan karmaşık dalgalardır. Yüzeysel depremlerde ortaya çıkan enerjinin büyük bölümünü aktaran bu tür dalgalardır. L dalgaları (Love dalgaları) meydana geldiğinde, taneciklerin titreşimi yatay düzlemde oluşur. R dalgalarındaysa (Rayleigh dalgaları), taneciklerin titreşimi dikey düzlemde gerçekleşir.’
DEPREM TAHMİNLERİ
Depremler bazen çok ağır sonuçlar doğurabilir. Bu yüzden bunların önceden tahmini sismologların (deprembilimciler) karş: karşıya kaldıkları en önemli sorun olma özelliğini sürdürmektedir.
Tahmin olanaktan. Çok titiz araştırma yöntemlerine baği: olarak, uzun vadeli tahminler (olasılık) ile kısa vadeli tahminler, (kesinlik) birbirinden ayırt etmek gerekir.
Uzun vadeli tahminlerde amaç, sismik bölgelerin, yani uzun vadede şiddetli bir depremle karşı karşıya kalabilecek bölgelerin belirlenmesidir. Bu konuda, levha tektoniğinin hesaba katılması, özellikle tarih boyunca gerçekleşmiş depremler ve bölgesel tektonik yapı üstünde yapılan incelemeler, bazı modellerin geliştirilmesine imkân sağlamaktadır. Mesela, ele alınan bölgede gözlenen arazi harekederinden ve arazinin sıkışmaya karşı gösterdiği davranışlardan elde edilen veriler, levhaların görece hareketiyle birlikte değerlendirilerek, bu bölgenin ne tür bir sıkışma etkis: altında kaldığı belirlenebilir. Geçmişte gerçekleşen depremlerin incelenmesi, sismik boşlukları, yani bölgede kayda değer depremlerin meydana gelmediği bölgeleri, dolayısıyla da şiddedi depremlerin olabileceği yerleri ortaya çıkarabilir. Mesela Cibuti veya Mora Yarımadası ile Girit arasında kalan Yunan yayı bu tip bölgelerdir. Bu ilke doğrultusunda düşünülecek olursa, 8 şiddetinde bir deprem Antiller yayında da beklenebilir.
Kısa vadeli tahminler, depremin yerini, anını ve şiddetini ayn: zamanda belirlemek gerektiğinden daha da karmaşıktır. Bu tür b:r tahmin, ön belirtilerin varlığını gerektirir. Bu alanda şimdiye kadar birçok yöntem denenmiş, ancak bunların hiçbiri kesin sonuç vermemiştir. Bu amaçla, toprakta meydana gelen şişmeler, kuyulardaki su düzeyinin yükselmesi, radon gibi bazı gazların yayılması, kayaçlann iç dirençlerinde veya Dünya’nm manyetik alanında gözlenen değişmeler, depremden önce oluşan yer sarsıntıları, ayrıca bazı hayvanların davranışlarında görülen farklılıklar dikkate alınmıştır. Çin’de 1975’te oluşan Haiçeng depreminin önceden bilinmesi, bu konuda umutlanmak için yeterli değildir. Nitekim, söz konusu depremin saptanması için yararlanılan yöntemler, ertesi yıl meydana gelen ve 655 000 kişinin ölümüne yol açan Tangshan depreminin tahmin edilmesine yaramamıştır.
Deprem önlemleri. Bir depremin önceden tahmin edilmesi, insanların korunma önlemleri almasını veya deprem bölgesinin boşaltılmasını sağlar. Bu konuda kamu güvenlik kuruluşları tarafından alarm sistemlerinin kurulması ve yanlış uygulamaların (burada söz konusu olan, yapılan gözlemlerin doğru temele dayandırılması ve bu gözlemlerin bağımsız uzmanlar tarafından doğrulanmasıdır) toplumsal ve ekonomik zararlara yol açmasın: önlemek için kurallara uyulması gerekir. Bununla birlikte, bir depremin tahmin edilmesi bütün sorunları çözmez; çünkü amaca ulaşılabilmesi için o bölgede depremle ilgili önlemlerin önceden alınmış olması gerekir. Alınabilecek başlıca önlemler, halkın eğitimi, yardım örgütlerinin kurulması ve yapıların depreme dayanabilecek normlara göre inşa edilmesidir.
S\SMQLQ4l
DEPREM
TÜRKİYE’NİN DEPREME İLİŞKİN ÖZELLİKLERİ
Türkiye, Alp deprem kuşağı üzerinde yer almaktadır. Kuzey Anadolu fay hattı, bu tektonik kuşak üzerinde çok etkin bir bölge olarak uzanmaktadır. Tektonik özellikler açısından Kuzey Anadolu fay hattı ve Doğu Anadolu fay hattı olmak üzere başlıca iki ana fay hattına ayrılır. Türkiye’de depremler daha çok Kuzey Anadolu fay hattı boyunca gerçekleşmektedir. Doğuda Varto ve Üstükran’dan başlayan bu fay hattı, batıya doğru Erzincan, Koyulhisar, Reşadiye, Niksar, Tosya; Çerkeş, Mengen, Bolu ve Adapazarı’ndan geçerek Ege kıyılarına kadar uzanır. Genç kabuk hareketlerinin yol açtığı basınç ve gerilmeler günümüzde de devam ettiğinden ülkeyi kesen faylardan birçoğu diriliklerini korumakta ve zaman zaman yatay ve düşey doğrultuda oynamaktadır. 1924’ten beri MercAlli ölçeğine göre VIII ve daha yukarı şiddetteki 47 depremden 24’ü bu fay hattında görülmüştür. Doğu Anadolu fay hattı Amik Ovası’ndan Karlıova’ya kadar uzanır.
Türkiye deprem riskinin en yüksek olduğu ülkeler arasındadır. XX. yy’da magnitüdü (şiddeti) 6;dan büyük 50 kadar yıkıcı, büyük deprem olmuştur. Bunların en şiddetlileri: Malazgirt (1903), Mürefte-Şarköy (1912), Burdur (1914, 1971), Erzurum-Hasankale (1924), Erdek-Mar-mara (1935), Erzincan (1939,1992), Miksar-Erbaa (1942), Ayvalık-Edre-mit (1942), Adapazarı (1943; 1967), Tosya-Lâdik (1943), Bolu-Gerede (1944), Varto (1946,1966), Karlıova (1949), Kurşunlu-Ilgaz (1951), Ye-nice-Gönen (1953), Bolu-Abant (1957), Manyas-Karacabey (1964), Gediz (1970), Bingöl (1971), Lice (1975), Çaldıran (1976), Erzurum-Kars (1983), Dinar (1995).
DÜNYA’DA BAŞLICA BÜYÜK DEPREMLER
Tarih Yer Şiddet (Richter ölç.) Ölü Sayısı
2 şubat 1556 Shansi (Çin) 830 000
1 kasım 1755 Lizbon 60 000
18 nisan 1906 San Francisco 8,2 700
28 aralık 1908 Messina (İtalya) 7,2 58 000
1 eylül 1923 Tokyo (Japonya) 8,3 99 000
9 eylül 1954 Bl-Asnam (Cezayir) 6,8 1240
29 şubat 1960 Agadir (Fas) 5,8 15 000
22 mayıs 1960 Valdivia (Şili) 8,3 5 000
26 temmuz 1963 Osküp (Makedonya) 6,0 1070
28 mart 1964 Anchorage (Alaska) 9,2 130
4 şubat 1976 Guatemala 7,5 23 000
6 mayıs 1976 Friolu (İtalya) 6,5 965
6 mayıs 1976 Tangshan (Çin) 7,8-7,4 655 000
10 ekim 1980 El-Asnam (Cezayir) 7,3 3 500
19 eylül 1985 Meksiko 8,1 30 000
7 aralık 1988 Spitak (Ermenistan) 6,9 30 000
18 ekim 1989 Loma Prieta (San Pransisco) 7,1 62
21 haziran 1990 Kuzeybatı Iran 7,3 40 000
17 ocak 1995 Kabe Qaponya) 7,2 5 300
28 mayıs 1995 Sahalin Adası (Rusya) 7,5 2 000
16 temmuz 1990 Luzon (Filipinler) 7,7 1641
20 ekim 1991 KuzeyHindistan 6,1 1500
30 eylül 1993 Hindistan 6,4 7 601
17 ocak 1995 Kobe (Japonya) 7,2 6424
27 mayıs 1995 Sahalin Adası (Rusya) 7,2 1841
10 mayıs 1997 Doğu İran 7,1 1613
30 mayıs 1998 Kuzeydoğu Afganistan 7,1 5 000
25 ocak 1999 Ortabatı Kolombiya 6,1 1000
P DALGALARININ
DERİNLİĞE GÖRE YAYILMA HIZI
j dalgaların yayılma
14- hızı (km.sn-1) -14
13- -13
12- -12
11 – -11
10- -10
9- |üşük hız bölgesi -9
8- -8
1 Mohorovicic Gutenberg Leriman 7
7^ I süreksizliği süreksizliği süreksizliği — I
6- İÇ -6
5- ) manto ! dı; çekirdek çekirdek -5
1 1 1 1 1 1 1000 2000 3000 4000 5000 6000
derinlik (km)
olan jeofonlar tarafından kaydedilir. Sismik dalga yaratma işlemi, bu hat üstünde birçok yerde tekrarlanır; daha sonra, elde edilen veriler yardımıyla süreksizlik yüzeyinin bütününü oluşturduğu geometri yeniden kurulur.
Taranan yüzeyler, gelen sismik dalgaları ayna gibi bütünüyle yansıtmaz. Oluşan dalgaların bir bölümü yoluna devam ederek daha derinlerde yer alan başka süreksizlik yüzeylerine ulaşır. Bu yüzeyde aynı yöntem kullanılarak taranmış olur.
Yansıma dalgaları denizlerde de üretilebilir. Bu durumda, toplayıcı olarak, geminin arkasına sırayla dizilmiş hidrofonlardanyararlanılır. Titreşim kaynağı olarak genellikle hava topu kullanılır.
Sismik kırılma. Bu yöntemden, yayılan dalgaların belirli bir ortam içindeki hızını ölçmekte yararlanılır. Üst üste binmiş katmanlar söz konusu olduğunda, patlama sonucu oluşan sismik dalgalardan biri, ilk süreksizlik yüzeyine, o yüzeyde yatay olarak yansımasına neden olacak bir açıyla çarpar ve o yüzeye yapışık yüzeyin üst kesimi boyunca yayılır. Bu dalga yayılmasını sürdürürken, yüzeye yansıyan yeni dalgalar oluşturur; bu dalgalar sismograflar tarafından alınır. Yansıyan dalga ile doğrudan dalganın (yani yansımaya veya kırılmaya uğramadan titreşim kaynağından alıcıya ulaşan dalga) yayılma süreleri bilinirse, bu yayılmanın birinci ve ikinci ortamlardaki yayılma hızları, ayrıca ilk katmanın kalınlığı hesaplanabilir. Sismik dalga, farklı bir geliş açısına sahip olduğunda, yatay olarak yansımayıp ikinci katmanın içine girer ve ikinci bir süreksizlik yüzeyine çarpmcaya kadar ilerler; bu yüzeye ulaştıktan sonra da yeniden yatay bir yansıma oluşturur.
Bu yöntemlerle yapılan uygulamaların, dünyanın yapısı hakkındaki bilgilerimize katkısı. Hacim dalgalarının (P ve S dalgaları) hızı, içinden geçtikleri kayaçlann sıcaklığına, basıncına ve doğal yapısına, dolayısıyla da bu kayaçlann yoğunluklarına ve esneme özelliklerine bağlıdır. Ayrıca P dalgaları, S dalgalarından daha hızlı yayılır (yaklaşık 1,7 kat daha hızlı). Bir deprem sırasında kaydedilen sismogramlar ve bu iki dalga türünün yayılma hızları sayesinde, dalgaların izlediği yol saptanabilir. Dalgalar, yerkabuğunun içinde doğrusal değil, kesik çizgiler halinde yayılır. Bu durum, dalgaların içinden geçtiği kayaçlann doğal özelliklerinin değişmesi nedeniyle meydana gelen yansımalardan kaynaklanır.
Dalgaların yayılma hızında anî değişiklik meydana getiren ö-nemli iki süreksizlik ortaya çıkarılmıştır. Yerkabuğu ile dış manto arasındaki sınır olan Mohorovicic süreksizliği veya moho, aynı sismogram üstüne, art arda gelen iki P dalgasının kaydedilmesi sayesinde belirlenmiştir. Daha hızlı olan ilk dalga, önce birinci katman içinde yayılmış, sonra daha hızlı olarak bir ikinci katman içinde yayılmış, daha sonra da yeniden birinci katmam aşarak geri yansımıştı. İkinci kayıt, yalnızca birinci katman içinde yayılan dalgalara aitti. Mohorovicic süreksizliği, okyanusların altında 10 km derinlikte, dağ zincirlerinin altındaysa 70 km derinlikte yer almaktadır. Kıtaların altında ortalama 35 km derinlikte olduğu düşünülmektedir.
Deprem dalgalarının yerkabuğu içindeki yayılma hızı büyük farklılıklar gösterir, bu da yeraltı yapısının çok heterojen olduğunu (özellikle kıtalar kesiminde) kanıtlar. Mesela deprem dalgalarının hızı, P(Vp), içinden geçtiği kayaçlann yapısına göre farklılıklar gösterir. Bu hız, tortul tabakalarda 3,5 km • s-1 iken, granit tabakalarda 5,6 km • s”1 bazalt tabalarda ise 6,5 km • s-1, dir. Mohorovicic süreksizliği düzeyine gelindiğinde dalga hızları birden 7,9 km • s-1 ile 8,1 km • s-1 değerleri arasında gerçekleşmeye başlar. Manto içinde, yani Mohorovicic süreksizliği ile Gutenberg süreksizliği arasındaysa, (Vp) hızı düzenli şekilde artar ve manto ile çekirdeğin oluşturduğu kesime ulaşıldığında 13,5 km • s-1 ile 14 km • s~ hızları arasında bir değere çıkar. Üst manto içinde, 75 km ile 250 km arasındaki derinlikte, birkaç yüz km kalınlığında, LVZ {lovc velocity zone, «düşük hız bölgesi») adı verilen bir tabakada hızın daha düşük olduğu bir bölge bulunur; burada dalga hızı 7,8 km • s_1’dir. Bu durum, bölgede erimenin başladığına işaret eder. Gutenberg süreksizliği, 2 900 km derinlikte, mantodan çekirdeğe geçiş olduğunu kanıtlar. Bu süreksizlik, S dalgalarının bu bölgede yayılmayı kesmesiyle belirginleşir, bu de çekirdeğin (en azından dış çekirdeğin) sıvı gibi davrandığım açıklar. Burada dalgalann hızı birden 8,1 km • s-1 değerine düşer, sonra, çekirdeğin içinde yeniden yükselmeye başlayarak 10,2 km • s-1 değerine ulaşır. Daha sonra, dış çekirdek ile iç çekirdek arasındaki sınırda dalga hızı birden 11,1 km • s-1 değerine geçer, sonunda 11,3 km • s-1 değerinde sabitleşir. □
Sismoloji, yansımaların (süreksizliklerin ortaya çıkanlması) ve P ve S dalgalan-nm değişimlerini inceleyerek Dünya’nın iç yapısının belirlenmesini sağlamıştır.
DEPREMLERİN KÂ
Depremler. sisnre:=: icrjnı le algılanır. Bı: 5İe_=: ki toprak harel<ciir_-_ Dolayısıyla. arazır_r. zlzj±. İ tini belirieyebi-T.c;- .:_tl ti ketleri birbirine : .ızu, den üç ayn ale: gere.<_: 5*^ çok ağır bir küfeden :. -i _z. le, bir yanından rcdj
çubuk üstüne y yatay olarak _,*a|
kelerini ölçen s ıs— dikey olarak C’-^ev T-e-fed sismograflarda r I
nusu kütle. mo~rr.r_— _yj kalma eğilimıncey«’-ir- *j tespit edilmiş ka:ce;. alır. Eski model sısn i’süsal reketli çubuğun bir yazıcı aracılığıyla rrgşaa ner bir kağıt sivril
Bugün aynı sisrem – ‘.«i birlikte, sözü edilen nümerik olarak kayûeoes: ‘i tronik sisteme haâlıi-:
Bir sismograf. Gu
sayısal olarak yap
Bir titreşim levhası. S„ i *ı
elemanlarının sısr\*. :r=5 ~ direncini ölçer
AYRICA BAKİNE
* ImnsC dağlar – ; ı— – _,
* fMNSP deruz-er r • i –
* reü Dunvz.
– K -eclc –
► Ib^s; kayaz-”
– fBÂsT Levha zt.- – – .
* ;e.*s5. oşınczrzr
* var_ı:n£ t.ı*
