T.C. SÜLEYMAN DEMİREL ÜNİVERSİTESİ FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ GÜNEYBATI TÜRKİYE DE DEPREMSELLİK VE DEPREM TEHLİKE ANALİZİ

Transkript

1 T.C. SÜLEYMAN DEMİREL ÜNİVERSİTESİ FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ GÜNEYBATI TÜRKİYE DE DEPREMSELLİK VE DEPREM TEHLİKE ANALİZİ VOLKAN GÖKCE Danışman: Yrd. Doç.Dr. Ü. Yalçın KALYONCUOĞLU YÜKSEK LİSANS TEZİ JEOFİZİK MÜHENDİSLİĞİ ANABİLİMDALI ISPARTA 2007

2 İÇİNDEKİLER Sayfa İÇİNDEKİLER...i ÖZET...iii ABSTRACT...v TEŞEKKÜR...vii ŞEKİLLER DİZİNİ...viii ÇİZELGELER DİZİNİ...xiii KISALTMALAR...xiv 1. GİRİŞ KAYNAK ÖZETLERİ Depremsellik Depremsellik Kavramı ve Önemi Güneybatı Anadolu Depremselliği Güneybatı Anadolu da Meydana Gelmiş Önemli Tarihsel Depremler Güneybatı Türkiye ve Çevresinin Jeolojisi Genel Jeoloji Menderes Masifi Paleozoyik Mesozoyik Senozoyik Magmatizma ve Volkanizma Tektonik Anatolidler Toridler Tali Tektonik Birlikler Faylar MATERYAL VE YÖNTEM Materyal Yöntem Depremlerin Zaman ve Uzaya Göre Dağılımları Frekans Magnitüd İlişkisi ve Parametrelerini Belirleme...38 i

3 Gözle Uydurma Yöntemi En küçük Kareler Yöntemi Ağırlıklı En Küçük Kareler Yöntemi En Büyük Olasılık Yöntemi Kaltek Yöntemi Deprem Oluşum Modelleri Poisson Modeli Markov Modeli Sismik Tehlikenin Belirlenmesi ARAŞTIRMA BULGULARI VE TARTIŞMA Güneybatı Türkiye de Frekans Magnitüd İlişkileri Dönemi Verilerinden Frekans Magnitüd İlişkisi Dönemi Verilerinden Frekans Magnitüd İlişkisi Dönemi Verilerinden Frekans Magnitüd İlişkisi Güneybatı Türkiye de Deprem Tehlikesi Dönemi Verilerinden Deprem Tehlikesi Dönemi Verilerinden Deprem Tehlikesi Dönemi Verilerinden Deprem Tehlikesi SONUÇ KAYNAKLAR...75 ÖZGEÇMİŞ...81 ii

4 ÖZET Yüksek Lisans Tezi GÜNEYBATI TÜRKİYE DE DEPREMSELLİK VE DEPREM TEHLİKE ANALİZİ Volkan GÖKCE Süleyman Demirel Üniversitesi, Fen Bilimleri Enstitüsü Jeofizik Müh. Anabilim Dalı Jüri: Yrd. Doç. Dr. Ü. Yalçın KALYONCUOĞLU (Danışman) Yrd. Doç. Dr. Mehmet ÖZÇELİK Yrd. Doç. Dr. M. Nuri DOLMAZ Bu çalışmada Güneybatı Türkiye nin sismik riski ve sismisitesinin uzaysal dağılımı ele alınmıştır. Bu amaç için yılları arasında bölgede meydana gelen M 4 olan depremler kullanılmıştır. Sismisite parametrelerinin belirlenebilmesi ve haritalanması için çalışılan alan 169 alt bölgeye ayrılmıştır. Herbir alt bölge için, Gutenberg-Richter magnitüd-frekans bağıntısındaki b değeri en küçük kareler tekniği ve yeni bir alternatif metotla hesaplanarak doğrudan en küçük karelerden elde edilen sonuçlar ile karşılaştırılmıştır. Yeni alternatif metot da Gutenberg-Richter bağıntısındaki a parametresi sabit alınmıştır. Güneybatı Türkiye boyunca her iki teknik içinde b değeri farklı değişim göstermiştir. Yeni alternatif metot ile Güneybatı Türkiye nin Doğusu yüksek b değeri gösterirken, Batı kanadında düşük b değerleri baskın olarak bulunmuştur. Yeni teknikle elde edilen bu dağılım bölgenin tektoniği, deprem aktivitesi ve episantr dağılımı ile tamamen uyumludur. Son olarak, her iki teknikle de Poisson modeli kullanılarak çalışma alanı içerisinde M 6 depremin 75 yıllık bir süreçte oluşma riski ve dönüş periyotları iii

5 hesaplanarak haritalanmıştır. Her iki teknikle oluşturulan risk ve dönüş periyodu haritaları alternatif metotla oluşturulan b parametresi sismisite haritalarıyla oldukça uyumlu olarak bulunmuştur. Ayrıca, her iki teknikle de elde edilen risk ve dönüş periyotları bir biri ile tamamen uyumludur. Çalışma alanının Batı kanadında M 6 bir depremin oluşma riski %90 95 ve dönüş periyodu da yıl olarak elde edilmiştir. Anahtar Kelimeler: Güneybatı Türkiye, Depremsellik, Tehlike Analizi, b değeri. 2007, 81 sayfa iv

6 ABSTRACT M.Sc. Thesis SEISMICITY AND EARTHQUAKE HAZARD ANALYSIS IN SOUTHWEST OF TÜRKİYE Volkan GÖKCE Süleyman Demirel University, Graduate School of Applied and Natural Sciences, Department of Gephysical Engineering Thesis Committee: Yrd. Doç. Dr. Ü. Yalçın KALYONCUOĞLU (Danışman) Yrd. Doç. Dr. Mehmet ÖZÇELİK Yrd. Doç. Dr. M. Nuri DOLMAZ In this study, the spatial distribution of seismicity and seismic hazard is undertaken for the Southwest of Turkey. For this purpose, the earthquakes of magnitude of M 4 which occurred between 1900 to 2006 were used in Southwest of Turkey. For estimation of seismicity parameters and its mapping, Southwest of Turkey is divided into 493 rectangular subregions. The b value from the Gutenberg-Richter frequency magnitude distributions is calculated by least squares method with Kaltek Method (Kalyoncuoğlu, 2007) and compared with the results directly calculated by least squares method. The a value in the Gutenberg-Richter frequency magnitude distributions is taken a constant value in Kaltek Method. The b value shows different distributions along the Southwest of Turkey for both techniques. From the Kaltek tecnique, low b-values are dominant in the western part, while higher b-values are present in the eastern part of the studying region. The b-value map obtained from Kaltek technique shows a better consistency with the regional tectonics, earthquake activities, and epicentral distributions of the study region. v

7 Finally, the return period and occurrence probability risk of M 6 earthquakes in 75 years were calculated using Poisson model for both techniques. Maps of the occurrence probability risk and return period showed a better consistency with the b parameters seismicity maps calculated from The Kaltek method. Moreover, Maps of the return period and occurrence probability hazard calculated from both techniques showed a better consistency with each other. The occurrence probability risk and return period of M 6 earthquakes from the Poisson model in the western part of the studying region. were calculated as %90-95 and years, respectively. Key Words: Güneybatı Türkiye, Depremsellik, Tehlike Analizi, b değeri. 2007, 81 pages vi

8 TEŞEKKÜR Bu çalışmalarım esnasında, benden; bilgi, tecrübe ve literatür araştırmalarında yardımlarını esirgemeyen değerli Danışman Hocam, Yrd. Doç. Dr. Ü. Yalçın KALYONCUOĞLU na, çalışma azmi ve fikirleri ile yol göstericim olan değerli Bölüm Başkanımız, Prof. Dr. Ergün TÜRKER hocama teşekkür ederim YL 06 No`lu Proje ile tezimi maddi olarak destekleyen Süleyman Demirel Üniversitesi Bilimsel Araştırma Projeleri Yönetim Birimi Başkanlığı na teşekkür ederim. Tezimin her aşamasında beni yalnız bırakmayan aileme ve herşeyim Eylem ERTEN e sonsuz sevgi ve saygılarımı sunarım. Volkan GÖKCE ISPARTA, 2007 vii

9 ŞEKİLLER DİZİNİ Şekil yılları arasında Güneybatı Türkiye de meydana gelmiş magnitüdü 4 den büyük deprem sayıları...4 Şekil yılları arasında Güneybatı Türkiye de meydana gelmiş magnitüdü 4 den büyük deprem sayıları...4 Şekil yılları arasında güneybatı Türkiye de meydana gelmiş depremlerin episantr dağılımı...6 Şekil yılları arasında güneybatı Türkiye de Meydana gelmiş depremlerin hiposantr dağılımı...7 Şekil yılları arasında güneybatı Türkiye de meydana gelmiş depremlerin episantr dağılımları...53 Şekil 4.2. ( yılları arası ) Enküçük kareler yöntemi ile hesaplan a parametreleri dağılım haritası...54 Şekil 4.3. ( yılları arası) Enküçük kareler yöntemi ile hesaplan b parametreleri dağılım haritası...55 Şekil ( yılları arası ) Kaltek yöntemi ile hesaplan b parametreleri dağılım haritası...55 Şekil yılları arasında güneybatı Türkiye de meydana gelmiş depremlerin episantr dağılımları...56 Şekil ( yılları arası ) Enküçük kareler yöntemi ile hesaplan a parametreleri dağılım...56 viii

10 Şekil ( yılları arası ) Enküçük kareler yöntemi ile hesaplan b parametreleri dağılım haritası...57 Şekil 4.8. ( yılları arası ) Kaltek yöntemi ile hesaplan b parametreleri dağılım haritası...57 Şekil yılları arasında güneybatı Türkiye de meydana gelmiş depremlerin episantr dağılımları...58 Şekil ( yılları arası ) Enküçük kareler yöntemi ile hesaplan a parametreleri dağılım haritası...59 Şekil ( yılları arası ) Enküçük kareler yöntemi ile hesaplan b parametreleri dağılım haritası...59 Şekil ( yılları arası ) Kaltek yöntemi ile hesaplan b parametreleri dağılım haritası...60 Şekil ( yılları arası ) En küçük kareler yöntemi-poisson modeli ile Güneybatı Türkiye de 25 yıllık dönem içerisinde magnitüdü 6.0 ve daha büyük depremlerin meydana gelme yüzdeleri...61 Şekil ( yılları arası ) En küçük kareler yöntemi-poisson modeli ile Güneybatı Türkiye de 50 yıllık dönem içerisinde magnitüdü 6.0 ve daha büyük depremlerin meydana gelme yüzdeleri...61 Şekil ( yılları arası ) En küçük kareler yöntemi-poisson modeli ile Güneybatı Türkiye de 75 yıllık dönem içerisinde magnitüdü 6.0 ve daha büyük depremlerin meydana gelme yüzdeleri...62 Şekil ( yılları arası ) En küçük kareler yöntemi-poisson modeli ile Güneybatı Türkiye de 100 yıllık dönem içerisinde magnitüdü ix

11 6.0 ve daha büyük depremlerin meydana gelme yüzdeleri Şekil 4.17 ( yılları arası ) Kaltek yöntemi-poisson modeli ile Güneybatı Türkiye de 25 yıllık dönem içerisinde magnitüdü 5.0 ve daha büyük depremlerin meydana gelme yüzdeleri Şekil 4.18 ( yılları arası ) Kaltek yöntemi-poisson modeli ile Güneybatı Türkiye de 50 yıllık dönem içerisinde magnitüdü 6.0 ve daha büyük depremlerin meydana gelme yüzdeleri Şekil 4.19 ( yılları arası ) Kaltek yöntemi-poisson modeli ile Güneybatı Türkiye de 75 yıllık dönem içerisinde magnitüdü 6.0 ve daha büyük depremlerin meydana gelme yüzdeleri Şekil 4.20 ( yılları arası ) Kaltek yöntemi-poisson modeli ile Güneybatı Türkiye de 100 yıllık dönem içerisinde magnitüdü 6.0 ve daha büyük depremlerin meydana gelme yüzdeleri...64 Şekil ( yılları arası ) En küçük kareler yöntemi-poisson modeli ile Güneybatı Türkiye de 25 yıllık dönem içerisinde magnitüdü 6.0 ve daha büyük depremlerin meydana gelme yüzdeleri...65 Şekil ( yılları arası ) En küçük kareler yöntemi-poisson modeli ile Güneybatı Türkiye de 50 yıllık dönem içerisinde magnitüdü 6.0 ve daha büyük depremlerin meydana gelme yüzdeleri...65 Şekil ( yılları arası ) En küçük kareler yöntemi-poisson modeli ile Güneybatı Türkiye de 75 yıllık dönem içerisinde magnitüdü 6.0 ve daha büyük depremlerin meydana gelme yüzdeleri...66 Şekil ( yılları arası ) En küçük kareler yöntemi-poisson modeli ile Güneybatı Türkiye de 100 yıllık dönem içerisinde x

12 magnitüdü 6.0 ve daha büyük depremlerin meydana gelme yüzdeleri...66 Şekil 4.25 ( yılları arası ) Kaltek yöntemi-poisson modeli ile Güneybatı Türkiye de 25 yıllık dönem içerisinde magnitüdü 6.0 ve daha büyük depremlerin meydana gelme yüzdeleri Şekil 4.26 ( yılları arası ) Kaltek yöntemi-poisson modeli ile Güneybatı Türkiye de 50 yıllık dönem içerisinde magnitüdü 6.0 ve daha büyük depremlerin meydana gelme yüzdeleri Şekil 4.27 ( yılları arası ) Kaltek yöntemi-poisson modeli ile Güneybatı Türkiye de 75 yıllık dönem içerisinde magnitüdü 6.0 ve daha büyük depremlerin meydana gelme yüzdeleri Şekil 4.28 ( yılları arası ) Kaltek yöntemi-poisson modeli ile Güneybatı Türkiye de 100 yıllık dönem içerisinde magnitüdü 6.0 ve daha büyük depremlerin meydana gelme yüzdeleri...68 Şekil ( yılları arası ) En küçük kareler yöntemi-poisson, modeli ile Güneybatı Türkiye de 25 yıllık dönem içerisinde magnitüdü 6.0 ve daha büyük depremlerin meydana gelme yüzdeleri...69 Şekil ( yılları arası ) En küçük kareler yöntemi-poisson modeli ile Güneybatı Türkiye de 50 yıllık dönem içerisinde magnitüdü 6.0 ve daha büyük depremlerin meydana gelme yüzdeleri...69 Şekil ( yılları arası ) En küçük kareler yöntemi-poisson modeli ile Güneybatı Türkiye de 75 yıllık dönem içerisinde magnitüdü 6.0 ve daha büyük depremlerin meydana gelme yüzdeleri...70 Şekil ( yılları arası ) En küçük kareler yöntemi-poisson modeli ile Güneybatı Türkiye de 100 yıllık dönem içerisinde xi

13 magnitüdü 6.0 ve daha büyük depremlerin meydana gelme yüzdeleri...70 Şekil 4.33 ( yılları arası ) Kaltek yöntemi-poisson modeli ile Güneybatı Türkiye de 25 yıllık dönem içerisinde magnitüdü 6.0 ve daha büyük depremlerin meydana gelme yüzdeleri Şekil 4.34 ( yılları arası ) Kaltek yöntemi-poisson modeli ile Güneybatı Türkiye de 50 yıllık dönem içerisinde magnitüdü 6.0 ve daha büyük depremlerin meydana gelme yüzdeleri Şekil 4.35 ( yılları arası ) Kaltek yöntemi-poisson modeli ile Güneybatı Türkiye de 75 yıllık dönem içerisinde magnitüdü 6.0 ve daha büyük depremlerin meydana gelme yüzdeleri Şekil 4.36 ( yılları arası ) Kaltek yöntemi-poisson modeli ile Güneybatı Türkiye de 100 yıllık dönem içerisinde magnitüdü 6.0 ve daha büyük depremlerin meydana gelme yüzdeleri...72 xii

14 ÇİZELGELER DİZİNİ Çizelge 2.1 Güneybatı Türkiyede Meydan gelmiş tarihsel ve yakın zaman depremleri...10 xiii

15 KISALTMALAR ISC International Seismological Centre. ( Uluslararası Sismoloji Merkezi ) GMT Greenwich Mean Time ( Uluslararası Zaman Dilimi ) NOAA National Oceanic & Admosferic Administration ( Ulusal Su ve Hava İzleme birimi ) xiv

16 1. GİRİŞ Depremlerin oluşumu ve tektonik faaliyetler arasında doğrudan bir ilişkinin bulunduğu çok eskiden beri bilinmektedir. Deprem episantrlarının yeryüzündeki sistemli dağılımlarının daha etraflı incelenmesi ile yeryuvarının tektoniği daha iyi anlaşılmaya başlamıştır. Dünyada oluşan tüm depremlerin %90 kadarı tektonik kökenlidir. Bu nedenle depremlerin episantrları aktif tektonik birimlerin üzerinde yada çok yakınlarında yer almaktadır. Dolayısıyla herhangi bir bölgede yer alan depremlerin lokasyonları haritalanacak olursa aktif tektonik birimler en iyi şekilde ortaya konulabilecektir. Episantr dağılım haritalarının aktif tektonik bölgeler ile sakin bölgelerin belirlenmesinde iyi bir gösterge olması nedeniyle bu haritalar bazen depremsellik haritaları olarakta adlandırılır. Depremlerin tektonikle doğrudan ilişkisi nedeniyle bir bölgedeki depremsellik uzayın olduğu kadar zamanında fonksiyonudur. Bu nedenle herhangi bir bölgenin depremselliğinden söz ederken inceleme yapılan zaman aralığı da önem taşımaktadır. Depremsellik çalışmalarında istatistiksel hesaplamalar ağırlıklı olduğundan, inceleme bölgesinde geçmişten günümüze tüm depremlerin hesaplamalara katılması istenir. Aletsel çalışmaların başlaması ve Richter magnitüd ölçeğinin gelişmesiyle deprem büyüklüklerinin belirlenmesi standardizasyona girmiştir. Bu nedenle yapılan bir çok çalışmada başlangıç dönemi 1900 yılından itibaren başlatılmaktadır den önceki yıllarda daha çok afet özelliği taşıyan büyük depremlerin kayda girmesi küçük depremlere ait kayıtların tutulmaması istatistiksel çalışmalarda sorun yaratmaktadır. Yinede aletsel dönem öncesinde oluşmuş, tarihsel kayıtlara geçmiş depremlerde genel olarak zamana bağlı değişimlerde gözönünde bulundurulurlar. Bunlar istatistiksel hesaplamalara katılmaktan çok bölgede oluşan şiddetli depremlerin tekrarlanmalarına ışık tutması açısından önem taşımaktadır. 1

17 2. KAYNAK ÖZETLERİ 2.1. Depremsellik Depremsellik veya Türk diline girdiği haliyle sismisite (seismicity) kelimesi literatürde geniş ölçüde dile getirilmekle birlikte, genel olarak depremlerin zaman ve uzaydaki dağılımları için kullanılmaktadır (Özmenek, 1996). Literatürden takip edilebildiği kadarıyla ilk depremsellik çalışmalarının Olham ve Montessus de Ballore tarafından 1911 yıllarında başladığı düşünülmektedir (Purcaru, 1975; Richter, 1958). Bu araştırmacılar yanlızca depremlerin zaman ve uzay içerisindeki büyüklüklerini tanımlayacak episantr haritaları oluşturmuşlardır. Bu çalışmalardan sonra depremsellik üzerine araştırmalar hızla ilerlemiş ve depremler hakkındaki bilgilerimizde artış sağlanmıştır. Özellikle Richter Magnitüd Ölçeğinin (Richter, 1958) ortaya çıkmasıyla birlikte depremsellik çalışmalarında büyük bir sıçrama sağlanmıştır Depremsellik Kavramı ve Önemi Daha öncede tanımlanmaya çalışıldığı gibi depremsellik deprem oluşumunun uzay ve zaman içerisindeki dağılımı ile ilgili sorunları içermektedir. Tarihi süreç içerisinde depremsellik ile ilgili araştırmalar üç ana yönde gelişmiştir (Purcaru, 1975). Bunlar; 1. Benioff (1951) tarfından başlatılan streyn boşalımı ve bununla ilgili olarak ortaya çıkan tektonik akı (St. Amand, 1956) kavramının depremselliğin tanımında kullanılması. 2. Depremlerden açığa çıkan, birim alan ve zamana karşılık gelen toplam sismik enerji nin depremselliğin tanımında kullanılması (Bath, 1956). Ullmann ve Maaz (1966) deprem enerjisini kullanarak depremselliğin farklı tanımını vermişlerdir. 3. Depremsellikte Gutenberg-Richter bağıntısı (Gutenberg ve Richter, 1954) olarak da bilinen Log(N)=a-bM frekans-magnitüd bağıntısının kullanılması. 2

18 Yine benzer şekilde enerji-frekans bağıntıları ile depremsellik çalışmaları yapılmıştır (Riznichenko, 1958). Yukarıda sözü edilen yaklaşımların herbirinin pratik uygulamalar için kendilerine özgü yöntemleri vardır. Bununla birlikte, bu yaklaşımlardan herbiri depremselliği ancak belirli bir ölçüde yansıtabilir ve deprem oluşumunun fiziğine yönelik bazı değiştirgenler belirlenebilir. Riznichenko (1958) depremsellik çalışmalarında sismik rejim kavramını ortaya atmıştır. Sismik rejim; uzay ve zaman içerisinde gözönüne alınan farklı büyüklüklerdeki depremlerin tümü olarak tanımlanmaktadır. Aki (1968) depremselliği yer içerisinde depremleri oluşturan süreçler olarak tanımlamıştır. Kaila vd. (1972) ise verilen bir dönem için tanımlanan depremsellik ile, daha geniş anlamdaki uzun dönem için tanımlanan depremsellik arasında bir ayrım yapılması gerekliliğini belirtmişlerdir. Bu yaklaşımlarıda dikkate alarak Purcaru (1975) depremselliği uzay ve zaman içerisindeki tüm depremlerin oluşumunu ve etkilerini açılayan genel olay olarak tanımlamıştır. Buna göre depremsellik; deprem olaylarını ve bunların etkilerini içeren sismik alanın tamamı olarak kabul edilmektedir. Sismik faliyet, deprem odakları dağılımı, depremsellik düzeyi, sismik faliyet indeksi, deprem oluşum frekansı gibi ölçütler çok boyutlu olan sismik alanı tanımlayan değiştirgenlerdir. Uzun peryotlu gözlemlerde depremlerin zamana göre dağılımları genel olarak yıllık dilimlerde incelenir. Deprem oluş frekensı deprem/yıl olarak ifade edilir. Genellikle histogramlar şeklinde grafiklenirler (Şeki1 2.1 ve Şekil 2.2). Kısa periyotlu gözlemlerde deprem oluş frekansları mevsimlik, aylık, günlük olarakta belirlenebilir. Bu tür kısa süreli gözlemler daha çok nükleer enerji santralleri, barajlar vb. büyük yapılarla ilgili depremsellik çalışmalarında kullanılır (Özer, 2001). 3

19 20 16 DEPREM SAYISI YIL Şekil yılları arasında Güneybatı Türkiye de meydana gelmiş magnitüdü 4 den büyük deprem sayıları. 120 DEPREM SAYISI YIL Şekil yılları arasında Güneybatı Türkiye de meydana gelmiş magnitüdü 4 den büyük deprem sayıları. 4

20 Deprem oluş frekanslarının belirlenmesinde zaman dilimleri, yıllara göre doğrudan ayrılabildiği gibi amaca bağlı olarak magnitüd sınırlaması da yapılabilir. Kısaca, inceleme alanında meydana gelmiş tüm depremler magnitüdlerine bakılmaksızın grafiklenebileceği gibi, belirli magnitüd arasındaki veya belirli bir magnitüdden büyük veya küçük depremler içinde yapılabilir. Zamanın fonksiyonu olarak elde edilen deprem oluş dağılımları, inceleme bölgesinin sakin ve aktif dönemlerini, dönemselliğini, özellikle büyük depremler için belirli bir tekrarlanma periyodunun olup olmadığını ve varsa bunun süresini saptamakta da kullanılır. Ayrıca magnitüd-enerji, magnitüd-deformasyon gibi ilişkilerden yararlanılarak çalışma alanlarına ait enerji, deformasyon ve gerilme boşalımı gibi kaynağa ait fiziksel değiştirgenlerin belirlenmesi ile sismik tehlike (çekince) hesaplamalarında da kullanılır (Özmenek, 1996) Güneybatı Anadolunun Depremselliği Türkiye'de oluşan depremler büyük çoğunlukla tektonik depremlerdir. İncelenen bölgedeki depremler de tektonik kökenli olup, Ege Denizi ve Kıbrıs sismik yay kuşaklarıyla ilgilidir. Yay şeklindeki bu kuşaklar Burdur civarında kesişirler (Alptekin, 1978). Kesişme kavşağı olan Burdur ve civarında son senelerde yoğun bir enerji boşalımı olmuştur. Türkiye'deki deprem bölgeleri dört ana guruba ayrılabilir: (Özmenek, 1996). - Kuzey Anadolu Deprem Kuşağı - Batı Anadolu Deprem Zonu - Doğu Anadolu Deprem Zonu - Yerel Episantr Zonları Afyon-Akşehir Grabeni ve Isparta Burdur (Göller Bölgesi) yöreleri "Yerel Episantr Zonları" olarak bilinmektedir. Bölgenin (28 D -32 D 36 K -39 K) güneybatısındaki ve kuzeydoğusundaki deprem episantırları levha hareketlerine bağlı olarak gelişen tektonik depremlere aittir. Güneybatıdaki Fethiye ve Marmaris bölgesinde karmaşık 5

21 ve deforme olmuş yapı birimlerine bağlı olarak yoğun bir episantr dağılımı göstermektedir (Şekil 2.3) Magnitüd 4 to 5 5 to 6 6 to 7 7 to Şekil yılları arasında güneybatı Türkiye de Meydana gelmiş depremlerin episantr dağılımı. Güneybatı Türkiye'de depremselliği en yüksek olan iki alan mevcuttur. Birincisi; Rodos Fethiye Burdur boyunca, ikincisi ise Simav Emet Gediz Altıntaş Afyon boyunca uzanır. (Ergin vd.,1967). Son senelerdeki sismik aktivite bu iki kuşak üzerinde yoğunlaşmaktadır. (McKenzie, 1977). Bu kuşaklardan ilki kuzeydoğuya doğru Burdur Acı Göl grabenleriyle, ikincisi ise güneydoğuya doğru olan Afyon Akşehir grabenleriyle birleşir. Akşehir Afyon Gediz Simav çöküntü alanı ve bu alanın güneybatı kenarını sınırlayan Akşehir fayı sismotektonik bakımından diridir (Ketin, 1968; Çuhadar, 1977; Koçyiğit, 1980). Yeni tektonik dönemin kaya birimleriyle (Üst Miyosen-Pliosen yaşlı karasal tortul volkanit ardaşımı, Eski ve Yeni Kuaterner yaşlı taraça, Alüvyon konileri) daha yaşlı kaya birimlerini dokanağa getirmiş olan normal faylar, depremselliği en yüksek olan alanlardır (Lahn, 1948). 6

22 İncelenen bölgede (Şekil 2.3), yılları içerisinde magnitüdü 4.0 ve 4.0 den büyük olan 1744 deprem meydana gelmiştir. Bunlardan 212 sinin magnitüdü 4.0 M 4.5 aralığındadır. M>5.0 olan depremlerin sayısı ise 121 olarak belirlenmiştir. Denizli civarındaki depremler de genellikle sığ odaklıdır (Şekil 2.4). Denizli'nin güneydoğusunda yer alan yoğun episantr ve buna bağlı olarak hiposantr dağılımı, 1971 de oluşan Burdur depremiyle ilgilidir. Güneyde, Akdeniz içerisinde " sismik boşluk" olarak nitelendirilebilecek bir alan vardır) Derinlik (km) 0 to to to to Şekil yılları arasında güneybatı Türkiye de Meydana gelmiş depremlerin episantr dağılımı. Antalya nın güneyinde ve güneybatısında derin depremlerin oluştuğu görülmektedir (Şekil 2.4). Isparta ve Burdur illerinin kuzeyinde deprem oluşumu itibariyle sakin bir alan mevcuttur. Afyon civarındaki olayların tamamen Moho süreksizliği içerisinde kaldığı görülür. Antalya nın kuzeydoğusu ise sismik aktivite yönünden sakindir. Güneydeki olaylar Akdeniz içerisinde olup, 30 E boylamında yer alan tektonik yapının devamı şeklindedir. 31 D boylamının kuzeyindeki oluşumların yine Moho süreksizliği içerisinde kaldığı görülür. 7

23 Yine Batı Anadolu deprem alanında hasar yapan ve yapmayan bir çok deprem kaydedilir. Bu depremlerin oluştuğu yerler; Bakır Çay Grabeni: Dikili, Bergama, Kınık Soma, Kırkağaç, Gelenbe. Gediz Grabeni: Manisa, Akhisar, Gördes, Salihli, Alaşehir, Kula Eşme, Kemalpaşa. Küçük Menderes Grabeni: Tire, Ödemiş, Kiraz. Büyük Menderes Grabeni: Söke, Aydın, Nazilli, Çine, Bozdağan, Buldan, Denizli, Sarayköy. Kerme Körfezi ve Manisa Bölgelerind e: Muğla, Milas, Külek, Ula, Bodrum,, Marmaris, Köyceğiz. Fethiye Bölgesi ve Civarlarında: Fethiye, Meis Adası, Kalkan, Kaş, Finike. Ege Kıyısı Kuzey-Güney kırık bölgelerinde: Çandarlı, Aliağa, Menemen, Foça, İzmir, Değirmenderesi, Torbalı, Selçuk, Aziziye, Kuş Adası, SeferiHisar, Urla, Çeşme, Alaçatı, Karaburun. İç Ege Bölgesi, Balıkesir bölgesi ve civarlarında: Harmancık, Gökçedağ, Dursunbey, Kepsut, Balıkesir,Bigadiç, Sındırgı, Simav, Demirci, Gediz, Emet, Tavşanlı, Kütahya, Çivril, Dinar, Keçiborlu, Burdur, Isparta, Yeşilova, Tefenni, Banaz. 8

24 Bölgedeki Tarihsel Depremler 1950 yılına kadar bölgede oluşmuş tarihsel depremler Tablo 2.l. de verilmiştir. Bu veriler NOAA veri kütüklerinden sağlanmış olup, söz konusu depremlerin açıklaması Lahn ve Pınar (1952) ın Türkiye ve Civarındaki Depremlerin İzahlı Kataloğu ndan yararlanılarak yapılmıştır. İnceleme alanı içerisinde meydana gelmiş depremlerin bilinen ilki M.S 53 depremidir. Episantrı, Isparta Dinar Çivril kırıkları ile ilgili olan bu depremde Dinar tahrip olmuştur. Episantrı Pamukkale civarında bulunduğu tahmin edilen M.S.60 depreminde, Pamukkale'de ağır tahribat olmuş, Denizli civarında bulunan Laodicee ve Colosai şehirleri yıkılmıştır. Hasar bölgesi Dinar'a kadar uzanmıştır. Tablo 2.l.' de yaklaşık koordinatları verilemeyen, Antalya Fethiye arasındaki kıyıda 528' de sarsıntılar olmuştur. Bu sarsıntıların episantrı Fethiye veya Meis kırık bölgeleri ile ilgilidir. Daha sonra 148l'de oluşan dört adet deprem, Rodos depremleri olarak bilinir. Episantrı Pamukkale kırıkları ile ilgili olan 1702 depreminde, Pamukkale ve civarında ağır hasar meydana gelmiştir. Yine Tablo 3.l' de koordinatları bulunmayan 12 Temmuz 1842 depreminde Isparta ve Burdur şiddetlice sarsılmıştır. Episantrı Rodos ile Fethiye arasındaki denizaltı Grabeninda bulunduğu tahmin edilen 1851 depreminde Fethiye ve Rodos sarsılmıştır. ( Pınar ve Lahn, 1952) 1852 de Fethiye ve Çeşme şiddetli, 1855'de Fethiye, 1858'de ise Antalya Kaş arası şiddetli bir şekilde sarsılmıştır arasında Isparta ve civarında birçok hafif depremler meydana gelmiştir. 1862'de Marmaris te, 1864'de Fethiye'de şiddetli sarsılmalar olmuştur. Bu depremin episantrının Meis'te olduğu düşünülmektedir. Episantrı Kerme körfezinde olan 1869 depreminde, Kerme körfezine bağlı bölgede tahribat olmuş, Ula, Muğla ve Marmaris'te hafif hasar meydana gelmiştir ( Pınar ve Lahn, 1952). Rodos ve Fethiye'nin şiddetlice sarsıldığı l870 depreminde, Akdeniz kıyı şeridinde toprak yükselmeleri meydana gelmiştir. Bu depremin, büyük Akdeniz depreminin bir öncü hareketi olduğu düşünülmektedir. Episantrı Sporat adalarında 9

25 olduğu düşünülen 1872 Haziran depreminde bütün güneybatı Anadolu sarsılmıştır. Marmaris'te hafif hasarlar meydana gelmiştir. Uşak-Dinar-Burdur kırık bölgesi ile ilgili ve episantırının Dinar ve civarında (muhtemelen Çapalı gölü) olduğu düşünülen 3 5 Mayıs 1875 depreminde, Çapalı Dinar Çivril bölgesinde büyük hasar, Uşak ve Afyon'da hafif hasar meydana gelmiş, 1300 kişi ölmüştür. Ayrıca, toprakta yarıklar oluşmuş, sıcak su fışkırmaları olmuştur. Bu depremin replikleri Temmuz'a kadar devam etmiştir. 11 Mayıs 1875 de meydana gelen deprem ise Dinar depreminin bir repliği olup, Uşak'ta hasar yapmıştır depremi, Burdur ve civarında meydana gelmiştir. l886' da Denizli'de oldukça şiddetli, Ekim'de ise Köyceğiz ve Marmaris civarında hafif hasar meydana gelmiştir. En fazla hasar Gökçedağ' da tespit edilmiştir. Bu depremin devamı niteliğinde olan Kasım depremi, Denizli ve Uşak'ta hasar meydana getirmiş ve geniş bir bölgede hissedilmiştir Ağustos'unda Muğla Köyceğiz, Çine, Denizli, Menemen, Gördes, Kula, Alaşehir şiddetlice sarsılmış ve bunun devamında birçok replik hareketleri meydana gelmiştir (4 16 Ocak)'da Isparta sarsılmış ve bunun devamı niteliğinde l890'da sarsıntı devam etmiştir Haziran depreminde, Marmaris ve Kerme körfezi civarında hasar meydana gelmiştir. Bu deprem, Fethiye, İstanbul ve İzmir'de hissedilmiştir. Çizelge 2.1 Güneybatı Türkiyede Meydan gelmiş tarihsel ve yakın zaman ( M.S ) depremleri (Lahn ve Pınar,1952). YIL ETKİSİ 11 veya 12 Aydın İzmir, Efes, Aydın, Manisa (Magnesie), Alaşehir 17 (philadelphie) ve şart şehirlerinde, yani İzmir Kuzey-Güney bölgesi ile Gediz ve B.Menderes 44 Manisa ve Efes'te hasar; herhalde sarsıntılar İzmir Kuzey Güney bölgesinde bulunan bir üst merkezden gelmiştir. 53 Dinar tahrip edilmiştir; üst merkez Isparta-Dinar-Çivril kırıkları ile ilgilidir 10

26 ( Çizelge 2.1 devam ) Pamukkale'de ağır tahribat, Laodicee ve Colosai (Denizli 60 civarında bulunan iki şehir) yıkılmıştır. Hasar bölgesi Dinar'a kadar uzanmıştır. Üst merkezin Pamukkale civarında bulunduğu tahmin edilebilir. 68 Milet (Söke civarı). 160 ve 165 İzmir. 176 / 7 İzmir ve Ege adalarında tahribat. 177 Milet'te (Söke civarı) hasar; herhalde "176 / 7depremi" ile aynıdır; merkezin nerede olduğu belli değildir. 178 İzmir'de hasar. 190 Foça'da hasar. Bergama'da ağır tahribat; meşhur Asklepeyon o zaman 253 yıkılmıştır (Bergama Müze Müdürü Osman BAYATLI' ya göre). 460 veya 464 Erdek tahrip edilmiştir (170 bak). 528 Antalya ve Fethiye arasındaki kıyıda sarsıntılar üstmerkez Fethiye veya Meis kırık bölgeleri ile ilgilidir Erdek tahrip edilmiştir; toprakta yarıklar açılmış, denizde 543, Eyl, 6. sismik dalgalar oluşmuştur; Bandırma'da hasar; İstanbul'da hasar 688 İzmir'de şiddetli deprem; ölüden bahsedilir İzmir; tahribat 1296, Tem. 17. Bergama, Akhisar, Kırıkağaçlarda evler, kiliseler yıkılmış İstanbul'da duyulmuştur. 1383, Ağus. Midilli; 500 ölü, ağaçlar bir fırtına tarafından sarsılmış gibi olmuştur. 1388, Mart. 20 İzmir ve Sakız adası Rodos İstanköy adası; kayalar düşmüştür. 11

27 ( Çizelge 2.1 devam ) 1508, May.29 Sakız Adası. 1625, May. 18 İzmir, Manisa, Ege adalarında hasar. İstanbul'da duyulmuş Rodos İzmir İzmir; tahribat (İzmir Arkeoloji Müzesine göre) Batı Anadolu alanın büyük felaketlerinden birisidir. Hasar bölgesi Kuzeyde Ezine'den Güneyde Mandala körfezine kadar, Batıda İzmir (ve adlardan) Doğuda Alaşehir ve Denizli'ye kadar uzanmaktadır. İzmir'de ölü, Aydın'da birçok ölü. Alaşehir'de çok ağır tahribat; Denizli, Tire,Söke'de 1653, Şub.23 hasarlar. Ege kıyısının Kuzey-Güney bölgeleri ile Edremit Körfezi'nden Mandalya Körfezine kadar bütün Batı-Doğu kırık bölgelerinde hissedilen bu depremin esas üstmerkezinin nerede bulunduğu belli değildir. Esas merkez ile birçok "relais" merkezlerinin harekete geçtikleri hasar bölgesinin genişliğinden anlaşılır. Şehir, Denizli ve Aydın civarlarında üstmerkezlerin bulundukları tahmin edilebilir. 1654, May.22 İzmir; 1653'ün repliğidir Rodos İzmir. 1667,Nis.6 İzmir, İstanbul da da hissedilmiştir Kasım İzmir İzmir'de tahribat; yangınlar oluşmuş, toprakta çatlaklar açılmıştır; 2000 ölüden bahsedilir İzmir. 1687, Ara.18 İzmir, hafif; Temmuz 1688, Haz.5 İzmir, hafif; Temmuz depreminin bir önceki hareketidir. 12

28 ( Çizelge 2.1 devam ) İzmir'de büyük tahribat; deniz kenarında kaymalar olmuş ve bunun neticesinde 100 ayak genişliğinde bir kanal açılmıştır; toprak zemini 2 ayağa kadar açılmıştır. 1688, Temmuz ölüden bahsedilir. İzmir'de batı-doğu doğrultusunu gösteren bu hareketin üstmerkezinin İzmir'in batı-doğu kırık bölgesinde bulunduğu tahmin edilebilir. Deprem İç Anadolu'dan Konya'ya kadar hissedilmiştir. 1690, Ocak.13 İzmir. Kütahya; Kütahya Kütüphane Müdürlüğü'nün verdiği 1700 bilgiye göre 17.'inci yüzyılın sonunda veya 18.'ncı yüzyılın başlangıcında Kütahya'da hasar olmuştur. Denizli, Sarayköy, Pamukkale ve civarlarında ağır hasar 1702 veya 1703 üstmerkezin Pamukkale'den geçen kırıklarla ilgili olduğu tahmin edilebilir. 1717, Tem.1 İzmir. 1719, Haz. 25 İzmir 1739, Mart 24 İzmir'de 1 ay süren deprem serisi; kıyıda kaymalar 1500 ölü; limanın giriş yerinde su derinliği değişmiştir. 1739, May. 1 İzmir; Mart-Nisan hareketlerinin repliğidir Temmuz İzmir, şiddetli. 1763, Ocak 13 İzmir. 1766, Eyl. 5 İzmir Ağu. 8 İzmir. 1776, Haz.16 Tem. 2 İzmir; çok şiddetli; hasarlar, replikler Ekim ayına kadar devam etmiştir veya 1779 Temmuz 1 İzmir veya 1786 Nis.26, Ağ. 29 İzmir. 13

29 ( Çizelge 2.1 devam ) 1786, Ocak.30 İzmir. 1817, Ekim 31 İzmir; şiddetli 1820, Mart Sakız Adası. 1825, Ocak.7 İzmir. 1826, Şub.8 İzmir ve İstanbul. 1826, Haz.12 İzmir. 1828, Haz. 15 İzmir'de dipten gelen (Mahalli) bir depremden dolayı bazı binalarda hasar olmuştur. İzmir; Kuzey-Güney doğrultulu sarsıntılar ( İzmir'in Kuzey 1829, Şub. 23 -Güney kırık sisteminde bulunan bir üstmerkezden gelmiş olmalıdır). 1836, Ağ. 8 İzmir; Kuzey-Güney doğrultulu 5 sarsıntı İstanbul'da bu yılda birçok depremler duyulmuştur. 1839, Ekim 29 İzmir. 1840, Şubat 23 Ara. 30 İzmir. 1841, Kas. 27 İstanbul'da bu yılda birçok depremler müşahede edilmiştir Bu yıllarda İzmir'de genel olarak hafif olan 84 deprem kaydedilmiştir. 1842, Tem. 12 Isparta-Burdur şiddetlice. 1843, Ekim 17 Rodos. 1845, Ekim 9 Midilli ve Manisa'da hasar; üstmerkezi Midilli'de de olan bir depremin Manisa civarında yaptığı repliktir. 1846, Mart 11 Midilli; Sisam, Adalarında. 1846, Haz. 21 Sisam Aydın; Tire Aydın; yer altı gürültüleriyle beraber sarsıntılar (1265 Zilhicce, gece ). 14

30 ( Çizelge 2.1 devam ) 1849 Antalya ve Rodos Isparta şiddetlice. Batı Anadolu; İzmir, Manisa, Turgutlu, Bayındır, Ödemiş, Tire'de çok şiddetli bir şekilde hissedilmiştir; Kemalpaşa'da 1850 yarıklar açılmıştır; İzmir Büyük Menderes ve Küçük Menderes ile Gediz bölgelerinde çeşitli hasarlar olmuştur; birkaç "relais" merkezinin müştereken harekete geçtikleri tahmin edilebilir. 1851, Şub. 28, Nis. 3 Fethiye ve Rodos; üstmerkezin Rodos ile Fethiye arasındaki denizaltı Grabeninda bulunduğu muhtemeldir. 1852, Ekim 19 Fethiye, Çeşme şiddetli Fethiye. 1856, Ekim 12 Rodos ve İstanköy, Aydın'da hissedilmiştir İzmir'de birçok hafif depremler Marmaris Antalya; hasarsız. 1858, Haz. 16 Manisa - Akhisar Rodos Kütahya (Bu iki deprem belki 21 Ağustos hareketi ile aynıdır) Isparta, birçok hafif depremler Marmaris İstanbul, Antakya, Fethiye. 1864, Ekim 2 Meis Adasında hasar ve yarıklar; Fethiye'de şiddetli Çeşme'de duyulmuştur; üstmerkezi; Meis' te olmalıdır. 1865, Şub. 2 Mart 1, Haz. 2 ve Aralık 2 Rodos. 1866, Ocak Rodos, Gelibolu, Bursa ve Edirne'de çeşitli depremler. 15

31 ( Çizelge 2.1 devam ) 1866, Nisan 25 Selçuk-Aziziye; İzmir'in Kuzey-Güney kırık bölgesi ile ilgili bir deprem. Kerme Körfezine bağlı bölgede tahribat; Ula, Muğla ve 1869, Ara. 1 Marmaris te hafif hasar; Rodos ve İzmir'de hissedilmiştir; Bursa'da şiddetli bir "relais" üstmerkezi; Kerme Körfezidir. 1870, Şubat 22 Rodos ve Fethiye; şiddetli; kıyıda toprak yükselmeleri; belki büyük Akdeniz depremin öncü bir hareketidir. 1870, Haz. 24 İzmir ve bütün Ege kıyı bölgesinde büyük Akdeniz depremi hissedilmiştir İzmir'de birçok hafif depremler kaydedilmiştir. 1871, Haz. 7 Marmaris'te hafif hasarlar; üstmerkez Sporat Adalarındadır; bütün Güneybatı Anadolu'da duyulmuştur , Tem. 5 Midilli; bütün kıyıda hissedilmiştir. 1874, Kasım Midilli ve Dikili Dinar depremi; Çapalı-Dinar-Çivril bölgesinde büyük hasar Uşak ve Afyon'da hafif hasar; 1300 ölü, toprakta 1875, May. 3-5 yarıklar,fışkıran sıcak sular; replikler Temmuz'a kadar devam etmiştir; üstmerkez Dinar civarındadır (muhtemelen Çapalı Gölü), Uşak-Dinar-Burdur kırık bölgesi ile ilgilidir. 1875, Ağu. 31 Sisam Adası, Şiddetli; Muğla'da da şiddetli bir "relais" olmuştur. 1876, Ocak 1 Sisam Burdur. 1877, Temmuz İzmir; şiddetli dört sarsıntı Aydın. İzmir ve Gediz çukurluklarında çeşitli yerlerde hasar; İzmir- Turgutlu demiryolu yarıklarla kesilmiştir; Menemen, Bornova 1880, Tem. 29 ve karşıyaka' da fazla zarar; İzmir, Turgutlu, Manisa ve Alaşehir'de hafif hasarlar; üstmerkez Menemen civarında İzmir'in Kuzey-Güney kırık bölgesinde olması muhtemeldir. 16

32 ( Çizelge 2.1 devam ) Tire, takriben 1880 yılında Tire'de vukua geldiği söylenen 1880 önemli hasarın İzmir Gediz depreminin bir "relais" veya replik hareketiyle meydana geldiği çok muhtemeldir. 1880, Eylül İzmir; iki defa hafif sarsıntı. 1880, Aralık Midilli; hafif. 1881, Nisan 3 Sakız ve Çeşme. 1881, Ağ.24 /25 Midilli; şiddetli Çeşme'de şiddetli bir şekilde duyulmuştur. Çeşme Yarımadası'nın batı kıyısında bulunan bütün köylerde geniş hasarlar; Alaçatı' da birkaç ev yarıklar içine düşmüştür; 1883, Ekim 15 İzmir'de hafif hasar; geniş bir bölgede duyulmuştur; ölüden bahsedilir. Üstmerkezin Çeşme Yarımadasında veya yarımada ile Sakız arasında bulunduğu tahmin edilebilir. 1883, Kasım 1 İzmir Körfezi ve Çeşme Yarımadasında şiddetli deprem; toprakta yarıklar açılmıştır. 15 Ekim, depremin bir repliğidir , Şub. 28 ve 29 İzmir, Urla Ekim İzmir ve Çeşme; şiddetli. 1884, Aralık 4 İzmir. 1885, Ocak 15 Sisam. 1885, Nisan Rodos; oldukça şiddetli. 1885, Nisan 12 Sakız; hafif. 1885, Haziran Nazilli ve Bozdağ; şiddetli Ağustos Alaşehir, şiddetli Aralık İzmir'de şiddetli; Alaçatı' da yer altı gürültülü; İstanbul'da şiddetlice Nisan Denizli; oldukça şiddetli Haziran İzmir, Urla, Çeşme; hafif. 17

33 ( Çizelge 2.1 devam ) 1886 Ağustos Sakız ve Çeşme; hafif Ege bölgesinin büyük bir kısmında hissedilen birçok "relais" ve replik hareketlerinden müteşekkil olan bir deprem serisi esnasında, Balat (Söke), Sağır, Bigadiç, Aydın, Köyceğiz, 1886, Ekim 6 Marmaris civarında çeşitli hafif hasarlar vücuda gelmiştir; en fazla hasar Tavşanlı'nın batısında bulunan Gökçedağ' da tespit edilmiştir. (Birkaç ölü). Sakız'da oldukça şiddetli bir deprem olmuştur. Denizli ve Uşak'ta hasar; geniş bir bölgede hissedilmiştir 1886, Kasım (Ekim depremlerinim devamıdır) Bazı yazarlara göre, bu deprem 1887 yılında vukua gelmiştir. 1887, Ocak Urla, İzmir, Denizli. 1887, Mart Midilli; şiddetli Nisan Urla, şiddetli. 1887, Haz Sakız, şiddetli. Muğla, köyceğiz, Çine Denizli, Menemen, Gördes, Kula, 1887, Ağustos Alaşehir; şiddetli birçok relais ve replik hareketleri. 1887, Kasım Çeşme, Muğla; şiddetli. 1894, Tem. 26 Aydın, Alaşehir, Ayvalık, Bursa hafif. 1895, Mayıs Sakız, Urla Çeşme'de şiddetli; Gemlik, Mudanya'da hafif. 1895, Ağu. 19 Aydın; 3-5 saniye süren, doğu-batı doğrultulu bir deprem; Aydın'da nispeten az hasar vukua geldiği yapıların mukavemetli olması ile izah edilir; Pınardere ve Emirdoğan köyleri yıkılmıştır; Köşk ve Umurlu' da hasar; dağlar toz bulutlarıyla örtülü imiş. 20 Ağustos'ta yeraltı gürültüleriyle beraber şiddetli bir replik olmuştur. Halkın hatırasında 1895 (1311) ve 1899 (13l5) depremleri karıştırılmıştır; genel olarak Büyükmenderes Grabeninda vukua gelmiş büyük tahribat 1899 depremine atfedilmektedir. 18

34 ( Çizelge 2.1 devam ) Menemen'de hasar; toprakta yarıklar açılmış ve sular 1895 fışkırmıştır. Bergama'da bina ve kubbeler yıkılmıştır; bazı evlerde hasar ve 1895 yaralılar olmuştur; bu deprem serisi 3 ay sürmüştür. ( Bergama Müze Müdürü O. BAYATLI' ya göre). Menemen ve Bergama depremlerinin, Aydın depreminin 1895 "relais" veya replikleri oldukları muhtemeldir. 1895, Kasım Bergama'da hafif hasar 1896 Aydın (1895'in replikleri). Emet; birçok evler hasara uğramış, minareler yıkılmış, ılıcaların suları fışkırmış, kısmen çoğalmış, kısmen azalmıştır 1896, Nisan 16 ve toprak çöküntüleri de müşahede edilmiştir. Demirci'de minareler yıkılmıştır; Gediz'de hafif hasarlar olmuştur. Marmaris ve Kerme Körfezi civarında hasar. Fethiye, İstanbul 1896, Haz. 26 ve İzmir'de duyulmuştur. 1987, Mayıs Marmara, Urla, Muğla, Köyceğiz, Fethiye, Rodos,. 1898, Şubat Aydın ve Köşk 5-10 sarsıntı. Büyük Menderes Grabeninda geniş tahribat; Aydın'da bu deprem sırasında devrilmiş "Yıkık Sebili" ile "Eski Yeni Cami" arasında ESE-WNW doğrultusunda 400 m uzunlukta ve 1m genişlikte bir yarık açılmış. Pınarbaşı Vadisinin batı yamacı çömüştür. Buldan'da ağır hasar, Denizli ve Tire'de 1899, Eylül 20 hasar, Uşak'ta hafif hasar; bütün Ege bölgesinde şiddetli bir şekilde hissedilmiştir; üstmerkezi Adın ile Nazilli arasındadır; Buldan, Tire, Denizli ve Uşak gibi merkezden uzak kalan ve hasara uğramış olan yerlerde herhalde "relais" hareketleri olmuştur (1895 bak.) Bornova'da hasar (Aydın depremin bir "relais" si). 1889, Aralık Denizli'de birkaç sarsıntı, hafif hasar. 19

35 ( Çizelge 2.1 devam ) 1900, Haziran Alaşehir, hafif. 1900, Haziran Köyceğiz, hafif. 1900, Temmuz Muğla; hafif. 1900, Eylül Isparta; Denizli, Sarayköy. 1901, Şubat 23 Aydın, Köşk ; üstmerkez Santorin dir. 1901, Mart Uşak, Denizli, Dinar; Şiddetlice. 1901, Mart Bayındır. 1901, Nisan Denizli, Çal, Karacasu, Bozdoğan. 1902, Mayıs Manisa, Ödemiş, Bayındır; şiddetlice birkaç sarsıntı. 1902, Haziran 21 Aydın, Germencik, Nazilli, Bozdoğan, Karacasu; şiddetlice birkaç sarsıntı ; Yunan Adalarında hafif duyulmuştur. 1903, Nisan Akhisar, Urla; şiddetli İzmir, Denizli, Sarayköy, oldukça şiddetli. 1904, Ağu. 18 Ağu.22, Ekim Sisam; İzmir civarında hasarlar. 1906, Nisan Torbalı; hafif Denizli'de hasar; Aydın ve Köşk'te hissedilmiştir. 1908, Nisan İzmir, Alaşehir, Ödemiş Yatağan'da bazı evlerde çatlaklar; Isparta'da hasar. 1912, Temmuz Midilli, Sisam; şiddetlice Uşak civarında ve Isparta'da hafif hasarlar; Marmara depreminin bir repliği olması muhtemeldir. Burdur ve Burdur Ovasında, Isparta ve civarında, Dinar'da ağır hasarlar ve ölüler; Burdur Grabeninda göl kenarına paralel 1914 olarak SW-NE doğrultulu ve Km uzunlukta bir yarık açılmış sarsıntı geniş bir bölgede hissedilmiştir. Üstmerkezi Burdur Ovasından geçen yarık boyunca olmalıdır. 1914, Mayıs 1-17 Midilli; hafif. 20

36 ( Çizelge 2.1 devam ) 1914,Ağustos 24 Sakız; hafif. 1914, Ekim 14 Limni; hafifçe Cumaovası; şiddetli 1915, Ocak 18 Sakız; hafif, Cumaovasının repliği olması muhtemeldir. 1916, Nisan 26 Midilli Bergama'nın köylerinde hasar. 1916, Mayıs Torbalı; hafif. 1916, Ağus. 17 Sakız; hafif hasar. 1916, Aralık 4 Midilli; hafif. 1917, Ağus. 20 Midilli; şiddetli , Kasım Bergama hafif, köylerde ağır hasar (Bergama Müze Müd. O. BAYATLI' ya göre) Midilli; hafif hasar; Bergama'da duyulmuş. 1922, Haz. 17 Limni; şiddetlice; Bergama'da duyulmuş. 1923, Tem 23 Sakız; 2 şiddetlice sarsıntı. 1924, Nisan 14 Akhisar; şiddetli. 1924, Eylül Büyükada, şiddetli. 1925, Mayıs 4 Midilli; hafif. 1925, Ağustos , Mart 18 ve Haziran , Şubat , Kasım 13 Sakız; hafif. Dinar; köylerde tahribat; Sarayköy, Denizli, Çal ve Çivril'de çok şiddetli (Rasathaneye göre), üstmerkezi; Dinar civarında, Magnitüd; 5.0 Karnik (Strasburg'a göre). Rodos'ta şiddetli deprem; Meis Adasında hasar. Anadolu kıyısında hissedilmiştir; üstmerkezin Rodos ile Fethiye arasındaki denizaltı Grabeninda olması muhtemeldir. İstanköy, Milas; Muğla'da hafif hasar; Yatağan'da birkaç hafta süren bir deprem serisi; üstmerkezi; İstanköy. 21

37 ( Çizelge 2.1 devam ) Torbalı'da şiddetli deprem; Torbalı ve Tepeköy' de fazla tahribat; İzmir, Manisa, Alaşehir, Uşak, Bayındır,Tire ve Ödemiş'te hafif hasarlar; 2000 ev yıkılmış, sarsıntı bütün batı Anadolu'da hissedilmiştir. Ayvalık'ta ve Harmancık' ta çok 1928, Mart 31 şiddetli birer "relais" depreme sebep olmuştur. (Y ve H. N. Pamir 1928). Üstmerkezi; Torbalı'da Küçükmenderes ve İzmir Kuzey-Güney çukurlarının birleştiği yerlerdir.; Mayıs'a kadar şiddetli replikler olmuştur. 1928, Eylül 16 Sakız, hafif. 1928, Kasım Ünye, Eskişehir ve Uşak'ta hafif depremler. 1928, Kasım 20 Sakız; 1 şiddetli, 1 hafif sarsıntı Mart Sakız Adası; şiddetlice sarsıntı. 1930, Ocak 23 Midilli, Limni. Psara, Sakız Adalarında hasar yapan sarsıntılar 1930, Nisan 28 Sakız; hafif. Isparta; şiddetli; Magnitüde; (Rasathaneye Strasburg'a 1930, Eylül 11 göre) 1931, May. 1 Aralık 28 Muğla hafif İstanköy Adasında büyük tahribat ve insan zayiatı yapan şiddetli depremler, Muğla, Datça ve Bodrum hafif hasarlar 1933, Nisan 24 yapmıştır. Üstmerkezi, Kerme Grabenina bağlı İstanköy Adasındadır. Saat (GMT). 1934, Nisan 14 Akhisar civarında; şiddetli Uşak ve Afyon'da hafif hasarlar Kandilli Rasathanesine göre 1934, Haziran 19 şiddet derecesi; VII. 1938, Mayıs 1 Muğla; şiddetli. 1939, Ocak 1 Çandarlı; şiddetli. 22

38 ( Çizelge 2.1 devam ) Dikili; Dikili ve civarındaki köylerde saat (G.M.T.)'de fazla tahribat yapan şiddetli bir deprem. Kuzeyde Altınova'ya doğuda Bergama'ya kadar uzanan bölgede hafif hasarlar; takriben 1000 ev yıkılmıştır. Bütün Batı Anadolu'da hissedilmiştir; deprem esnasında Bakırçay Grabeninda 1939, Eylül sıcaklığı 92 dereceye varan yeni sıcak kaynaklar çıkmış; Dikili ile Bergama arasında Batı-Doğu doğrultulu (Grabenin eksenine paralel) yarıklar açılmıştır. Üstmerkez civarındaki bölgede tespit edilen şiddet derecesi; IX, üstmerkezi; Bakırçay kırıkları ile ilgilidir, replikler ayrıca devam etmiştir (Y ve Ş. A. Birand, 1940). 1940, Ocak 4 Denizli; şiddetli. 1940, Tem. 23 Antakya, Meis, ve Fethiye; şiddetli. Menemen, Foça, Kemalpaşa, Torbalı, Kuşadası, Küçük 1940, Ekim 21 Menderes Grabeni; şiddetli; üstmerkezi; muhtemelen İzmir'in Kuzey-Güney kıyılarıyla ilgilidir. 1941, Şubat 20 Muğla;şiddetli. İzmir'in Değirmenderesi ve Selçuk bucaklarında hafif hasarlar; 1941, Ocak 9 geniş bir bölgede hissedilmiştir; üstmerkez İzmir'in Kuzey- Güney kırıklarıyla ilgilidir. Muğla ve civarında; Muğla ve İlçelerinde takriben 200 ev yıkılmıştı; en fazla tahribat; Muğla'nın Kuzeyinde bulunan Pisi 1941, Mayıs 23 ve Bayır Köylerindedir.; Üstmerkezi muhtemelen Muğla'nın Kuzeyindedir.; yılın sonuna kadar sık replikler olmuştur. Kandilli Rasathanesine göre saat (GMT), şiddet VIII' dir. 1941, Haziran 23 Değirmenderesi; hafif hasar. 1941, Temmuz 3 Uşak; şiddetlice. 1941, Ekim 14 ve Kasım 13 Muğla; hafif hasar. 23

39 ( Çizelge 2.1 devam ) Şiddetlice; geniş bir bölgede duyulmuş olan bir deprem; İzmir, Akhisar, Bergama, Urla'da hafif hasarlar yapmıştır; 1942, Şubat 5 herhalde birkaç "relais" merkezi birden harekete geçmiştir. Kandilli Rasathanesine göre saat; (GMT) şiddet; VII' dir. Gelenbe; hafif hasarlar; üstmerkezi Bakıçay Grabeninun 1942, Ağus.12 doğu devamında bulunan faylarla ilgilidir. (Birand, Ş., 1942). 1942, Haziran 3 Denizli ve Sarayköy'de bazı binalar çatlamıştır Kırkağaç'ta hafif hasar; Balıkesir, Manisa Turgutlu ve 1942, Ağus.12 Salihli'de hissedilmiştir. 1943, Ocak 1 Muğla; şiddetlice. 1943, Ocak 8 Muğla ve Datça'da bazı binalar çatlamıştır. 1943, Ocak 11 Bodrum'da bazı binalar çatlamıştır. 1943, Temmuz 9 Karaburun, Saip ve Amberseki' de hafif hasarlar 1943, Kasım 21 Köyceğiz, hafif hasarlar. 1944, Mart 16 Muğla şiddetlice; sıvalar dökülmüştür. Edremit Körfezi; körfezin Kuzey kenarında, Ayvacık ve civarındaki köylerde fazla hasar; Ayvalık, Edremit Havran ve Midilli'de hasarlar daha hafif. Ayvalık'ta önce uzun ve hafif bir yatay hareket hissedilmiştir ve sonra dipten şiddetli ve yıkıcı bir sarsıntı olmuştur; şiddetli yeraltı gürültüleri de 1944, Ekim 6 duyulmuştur; yarıklar ve fışkıran sular müşahede edilmiştir; Büyük Çepni Köyü civarında bulunan üstmerkezi Kuzey kenar fayına amudi olan bir dislokasyon ile ilgilidir. 30 ölü ve 5500 ev yıkılmış veya hasar görmüş Kandilli Rasathanesine göre saat (GMT), şiddet IX' dur. 24

40 ( Çizelge 2.1 devam ) Denizli, Sarayköy, Buldan ve Güney; iki aydan fazla süren bu deprem serisi esnasında çeşitli saat ve günlerde, Gediz Grabeninun Büyük Menders Grabeni ile birleştiği bölgede 1946, Şubat 27 birçok depremler olmuştur. Takriben 400 ev yıkılmış, 190 kişi ölmüştür; Buldan bölgesinde 100m. uzunlukta bir yarık açılmıştır. Depremlerin üstmerkezleri sözü geçen bölgenin çeşitli kırıklarına bağlıdır 1948, Ağus. 20 Sarayköy, Buldan ve Güney'de hafif hasar 1949, Mayıs 10 Kula civarında hafif hasar 1949, Mayıs 18 Biga; şiddetlice; yer altı gürültüleriyle beraber Karaburun-Çeşme; Karaburun Yarımadasının doğu kısmında Mordoğan ile Yarımadasının Kuzey burnu arasında, Batı kısmında Denizgiren civarında Çeşme civarındaki köylerde ve Reisdere civarındaki oldıkça ağır hasarlar; Alaçatı, Foça, ve Menemen'de hafif hasarlar; İzmir'de bazı duvarlar çatlamıştır. Çeşme Ilıcaların açıklarında ve Çeşme 1949, Tem. 23 Yarımadası ve Sakız Adası arasında denizde çok şiddetli hareketler müşahede edilmiştir. Deprem esnasında 7 kişi ölmüş ve 2200 ev yıkılmış veya hasara uğramıştır. Depremin üstmerkezi Karaburun Yarımadasından geçen Kuzey-Doğu doğrultulu fay ile ilgilidir. Çeşme Yarımadasında bir "relais" hareketinin vukua geldiği mümkündür, saat (GMT), şiddet X; Magnitüde: 7 (Strasbourg' a göre) (Fazla bilgi. Pınar, N., 1950) 1950, Mayıs 3 Menemen; hafif hasar; Kuzey-Güney doğrultulu bu hareketin İzmir'in Kuzey-Güney kırık sistemi ile ilgilidir 1950, Mayıs 26 Foça civarında; hafif hasarlar; üstmerkez, kıyıyı takip eden Kuzey-Güney kırıkları ile ilgilidir 1950, Mayıs 29 Menemen; bazı duvarlar çatlamıştır 25

41 2.2. Güneybatı Türkiye ve Çevresinin Jeolojisi Genel Jeoloji Bölgenin Jeolojisi, zaman stratigrafisi dikkate alınarak açıklanacaktır. Ancak, belirli bir Jeolojik zamana bağlanamayan Menderes Masifini ayrı olarak düşünmek gerekir Menderes Masifi: İncelenen bölgenin kuzeybatısında yer alan masif, yaklaşık 1000 m. kalınlıkta metamorfik şistlerle ve mermerlerle yapılı büyük bir dom biçimindedir. Masif esas itibariyle bir gözlü gnays çekirdeği ve bunun etrafında gnayslarla konsantrik olarak değişen bir yapı arzeder. Gnays guruplarının üzerinde kalın bir metamorfik sediment serisi yer alır. Daha yukarı seviyelerdeki kayaçlar, hafif ve yarı metamorfize olmuş sedimentlerdir. Bunlar arasında en önemlileri mermerler ve grafitli şistlerdir. Mermerler, bilhassa güneyde hemen hemen devamlı ve çok kalındırlar. Gnays serisinin bir tekrarı olmadığı takdirde bu serinin kalınlığı 8000 m. ye erişebilir. Menderes Masifi içerisinde yer alan kayaçların yaşı hakkında kesin veriler yoktur (Yılmaztürk, 1986) Paleozoyik: Paleozoyikin en üstüne ait şist serisine, Yerkesik'in batısında Marcal dağlarındaki Mesozoyik kalkerlerinin tabanında rastlanmıştır. Yine bunlara benzer kayaçlar, Göztepe nin güneybatısında, Denizel-Permien'in içinde mevcuttur (Philippson, 1915; Onay, 1949). Menderes Masifinin güneyinde, Karadağ'da Karbonifer 500 m. kalınlıkta ve değişik fasiyestedir (Graciansky, 1967). Güneyde, Nif alüvyal ovası ile Fethiye peridotit masifinin kuzey kontaktı arasında Karbonifer, marnlı ve kumlu kalkerler halindedir. Nif ve Karadağ Paleozoyik formasyonları, doğuya doğru uzanan önemli bir ünite teşkil eder. Güneydoğudan-kuzeybatıya doğru uzanan Sultandağlarıyla-Seydişehir-Beyşehir arasında, Akşehir güneyinde ve derin vadilerde, Efesultan, Afyon kuzeydoğusunda İncehisar da, Sandıklı kuzeybatısında Batı Toroslar ın bir kısmıyla geniş temel aflörmanlarını kapsar. 26

42 Sultandağları şist formasyonları, Ordovisien katını gösterir ve üstündeki Trias ve Jura transgresyonu ile kısmen örtülü bulunur. Bunlar, Pre - Mesozoyik orojenezi ile ilgilidir. Batı Toroslara giren bölgelerde Ordovisien ile Trias arasında bir boşluk vardır. Ordovisien ile Trias arası ya erozyon ile ortadan kalkmış veya Ordovisien den Trias a kadar daima deniz üzerinde kalmıştır. Sultandağları şistleri üzerinde daima Mesozoyik formasyonları görülür. Batı Toroslar, metamorfik olmayan sedimentlerle örtülüdür. Bölgenin kuzeydoğusunda metamorfikler üzerindeki kalker serileri (pm) bazı yazarlara göre Permo Karboniferdir. Bunlar Permien Alt Kretase halinde olup yaklaşık 150 km 2 kadar bir alana yayılırlar. Bu kalker serileri Akşehir Gölü kuzeyinde bir mermer masifi halindedir. Kalınlıkları m. ve basen 2000 m. ye ulaşır (Yılmaztürk, 1986) Mesozoyik: Paleozoyik serileri üzerinde devamlı ve devamsız mostralar halinde Mesozoyik formasyonları yer alır. Kretase kalkerler Çivril in doğusunda, Akdağ da önemlidir. Güneybatıdaki Fethiye bölgesinde ise Trias önem kazanır. Bu bölgede çok kalın ve masif şeklinde olan dolomitik kalker serisi Jurasiki ve belki de Alt Kretase yi kapsamaktadır. Elmadağ ve Büyük Akdağ' ı teşkil eden kalkerlerin alt kısmındaki dolomitik kalkerlerle, Acı göl sahasındaki dolomitik kalkerler de Trias a aittir. Marmaris bölgesinde Alt Mesozoyik e ait masif kalkerler üzerinde, kalınlığı nispeten az fakat litolojisi çok çeşitli olan formasyon, Mesozoyik'in diğer kalkerlerine oranla daha kolaylıkla deforme olabilir. Bu nedenle orojenik hareketlerle bu seviyede birçok anormal kontaktlar yerleşmiştir. Marmaris in doğusunda Plaket Kalker serisi azalarak yerini radyolaritli kalker serisine bırakır. Denizli nin güneydoğusunda Paleozoyik e ait şistlerin üzerinde yer alan Mesozoyik kalker serileri güneye doğru devam ederek Tavas ile Acıpayam arasındaki dağların sırtlarını teşkil ederler. Acı Göl ün güneyindeki yüksek doruklar 27

43 Mesozoyik kalker serisinin kalım kütleleriyle yapılıdırlar. Göller bölgesinde oldukça belirli ve değişik fasiyesli Trias formasyonları bulunur. Batı Toroslar bölgesinde Mesozoyik transgresyonu, Trias ile başlar ve Mesozoyik in bütün seviyelerini kapsar. Jura, Trias ı veya açısal bir diskordansla Paleozoyik i örter. Bu seriler Triasdan itibaren geniş bir devamlılık gösterir. Beyşehir kuzeyinde Üst Mesozoyik, Sultandağları temel serilerini örter. Alt Kretase ise sığ deniz karbonatları karakterindedir (Yılmaztürk, 1986) Senozoyik: Batı Toroslar'da, Dinar - Senirkent arasında tabanı teşkil eden Paleosen ve Eosen, mostralar vermektedir. Beyşehir de alta gelen karbonatlı seviyeler Paleosen dir. Barla Dağı'ndaki flişler de Paleosen in ilk depolarıdır. Kırdağ da Alt Kretase ye ait sığ deniz karakterindeki kalkerler Paleosen e kadar yükselir. Köyceğiz Gölü sahasındaki Eosen, bir fliş sedimentasyonu ile başlar. Fethiye etrafında, güney sahillerindeki dağlarda ve Elmalı etrafındaki dağlık arazide görülür. Eosen in yüksek seviyelerinde Oligosen e kadar olan sedimentler, Akdağ ın güneyinde geniş sahaları kapsar. Elmalı bölgesinde meydana gelen çok şiddetli tektonik hareketler, ilkel stratigrafik tabaka durumlarında büyük deformasyonlar meydana getirmiştir. Elmalı'nın güneyindeki Plaket kalkerleri çok kalın bir fliş serisinin tabanında bulunur. Denizli sahasında üst Miyosen'e ait denizel bir formasyon vardır. Bu formasyon, graben şeklinde çökmüş bulunan Eşen Çay vadisinin aşağı kısımlarında yer alır. Bölgede geniş bir alanı kaplayan Neojen sedimentasyonunun esas kütlesi orojenezden sonraya ait olup, kıvrımların ve şariyajların üzerinde transgresiftir. Bunlar özellikle Pliyosen'e aittir. Acıpayam ın güneyinde çok büyük bir Neojen sahası bulunur (Yılmaztürk, 1986). Çivril'in güneyinde bulunan ve Neojene ait olan graben batıda metamorfik Çal Platosu ve doğuda Baklan Masifi ( N E) ile sınırlandırılmıştır. Baklan 28

44 ın üzerinde kalker tabakaları, konglomeralar içine sokulmuş durumdadır. Konglomeralar, çökelmelerinden önce esas fay boyunca yükselmiş olan metamorfik roliyefi kapatmaktadır (Yılmaztürk, 1986) Magmatizma ve Volkanizma: Menderes Masifi'nde Oligosen'den sonra bir sıcaklık cephesinin yükseldiği tespit olunmuştur. (Arpat ve Bingöl, l969; Bingöl vd.,1968). Az da olsa bir sıcaklık metamorfizması bütün bölgedeki granodiyoritleri etkilemiştir. Brunn vd.(197l) ne göre Batı Toroslar bölgesindeki peridotit ve harzburgitler genellikle serpantinize olmuş, doloritik dayklarla kesilmiş, ayrıca tektonik naplarla örtülmüştür. Kaaden (l959) a göre bu bölgelerdeki ultrabazik kayaçlar Alpin Orojenezi'nden daha eksidir. Colin ve Holzer (l962) bölgede çok defa birbirleriyle sıkı sıkıya bağlı bulunan Alt Kretase ye mensup bazik lavlarla, Kretase- Eosen sınırında yerleşmiş olduklarını kabul ettikleri Ofiyolitlerin birbirlerinden farklı olduklarını ve aralarındaki kontağın tektonik olduğunu belirtmişlerdir. Volkanik faaliyetler Lias'tan başlayarak Üst Keojen ve Kuaterner'e kadar bütün şiddetiyle devam etmiştir. Bu faaliyet Kretase Eosen de genel olarak denizaltı faaliyetleriyle, Oligosen-Neojen'de ise yerüstü volkanizması şeklinde gelişmiştir. Afyon ve Emirdağları volkanikleri yeni erüpsiyonlardır. Bölgenin kuzeybatısında en son volkanik faaliyet Kula da meydana gelmiştir (Yılmaztürk, 1986) Tektonik Türkiye'yi de içerisine alan Alpin Sıradağları, Cebelitarik Boğazından; kuzeyde Avrupa - Asya kıtası, güneyde Afrika - Arabistan ve Hindistan olmak üzere Endonezya ya kadar uzanır. Avrupa' nın güneyini kuşatan büyük Alpin Sıradağları, Üst Mesozoyik ve Tersier sonunda meydana gelmiştir. Bu sıradağların güney kanadı Atlaslar ı, Apeninler'i, Dinarik Alpler i, Toroslar'ı ve Zagros Dağları nı meydana getirir. Bu iki kanat arasında Orta Anadolu gibi ara masifleri yer alır (Yılmaztürk, 1986). Anadolu, dağ kuşaklarının orojenik gelişmeleri esasına dayalı olarak dört ana tektonik birliğe ayrılabilir (Ketin, 1966). 29

45 Kuzey ve Kuzeybatı Anadolu Sıradağları (Pontidler) İç Anadolu Sıradağları (Anatolidler) Güney ve Doğu Anadolu Sıradağları (Toridler) Güneydoğu Anadolu Sıradağları İncelenen bölgenin büyük bir kısmını hatta tamamını Anatolidler ve Toridler kapsar. Bu nedenle Anatolid ve Toridler e kısaca değinildikten sonra tali tektonik birimler açıklanmaya çalışılacaktır Anatolidler: Bunlar esas itibariyle Orta ve Batı Anadolu metamorfik kristalin masiflerini kapsar. Bu birlik içerisinde üst Kretase ye kadar olan tüm Paleozoyik ve Alt Mesozoyik formasyonlar az veya çok metamorfizmaya uğramış seriler halinde bulunur. Üst Kretase formasyonları, metamorfik seriler üzerinde çoğu kez konkordan olarak bazen de aralıklı bir diskordans la gelirler. Alt Eosen tabakaları belirgin bir açılı diskordans'la, kalın bir taban konglomerasıyla Kretase ve daha eski metamorfik serileri örterler. Üst Eosen'den başlayarak Oligosen ve Miyosen, karasal fasiyes' te gelişmiş, bu suretle İç Anadolu nun Jips'li ve tuzlu Tersier formasyonları meydana gelmiştir. Miyo - Pliosen tabakaları genellikle yatay durumlu olmakla birlikte yer yer kırılmış ve eğilmişlerdir. Bu birim içerisinde ilk şiddetli ve etkili orojenik hareket Kretase sonunda başlamıştır. Miyosen'den itibaren kıvrılma olayları hemen hemen sona ermiş, orojenik gelişme tamamlanmıştır. Magmatik faaliyet ise Laramien kıvrılma safhasına bağlı olarak gelişmiştir (Yılmaztürk, 1986). Orta ve Batı Anadolu'nun metamorfik - kristalin masifleri Alpin orojenez döneminde oluşmuş - gelişmiş Alpin Sıradağları dır. Bunlar Laramien safhasından sonra su üzerine çıkmışlar ve Tersier sığ denizleri içinde adalar teşkil etmişlerdir.(ketin,l966) Toridler: Toridler (Toroslar), İranidler tektonik birliğini de kapsar. Kambriyen den başlayarak Miyosen sonuna kadar denizel fasiyeste gelişmiş, metamorfik olmayan tortul serileri içerir. Bunlar arasında yer yer metamorfik 30

46 masifler de bulunur. Toroslar bölgesinde ilk Alpin orojenik hareketler Kimmeriyen safhasıyla başlamış ve bunu yer yer Austrid safhası izlemiştir. Esas şiddetli ve yaygın orojenik hareketler Kretase sonunda, Laramiyen safhasında vukua gelmiştir (Yılmaztürk, 1986). Alt Eosen e ait formasyonlar bir taban konglomerasıyla daha eski formasyonlar üzerinde diskordan olarak durur. Eosen sonunda, Oligosen de Paroksizma hareketleri etkili olmuş, dağ şeritlerinin büyük bir kısmı su üzerine yükselmiştir. Miyosen den itibaren orojenik hareketlerin yerini epirojenik ve kratojenik yükselmeler almış ve Miyosen sonunda Toroslar tüm olarak deniz yüzeyi üstüne çıkmıştır. Miyosen den sonra da yükselme hareketleri devam etmiş, denizel Miyosen tabakaları günümüzdeki deniz seviyesinden m. yükseklere çıkmıştır (Yılmaztürk, 1986) Tali Tektonik Birlikler: Kıvrılmaya uğramış formasyonlar tektonik olarak Alt, Orta ve Üst katları meydana getirmişlerdir. Alt katın Üst kısmı olarak gösterilen Austrid ve Sub - Hersinien tektonik safhaları vasıtasıyla kıvrılmış olan Üst Kretase öncesi formasyonlar bu kısma dâhildir. Bu sahalarda, Üst Kretase bir taban konglomerasiyla, Alt Kretase ve daha eski seriler üzerinde diskordan olarak bulunur. Toroslar ın dış ve iç kavislerini teşkil eden metamorfik masifler Amanos Dağlarında, Sultandağları üzerinde, Batı Toroslarda Bolkardağ ve Anamur Masifi'nde Üst Kretase transgresif olarak durmaktadır (Yılmaztürk, 1986). Orta katın Alt kısmı olarak belirtilen formasyonlar Laramiyen orojenezi ile deforme olmuş sahalardır. Bu safha Türkiye dağlarının teşekkülünde önemli bir rol oynar, Orta katın Üst kısmı olarak belirtilen formasyonlar, Eosen ve Oligosen esnasındaki orojenez hareketleri ile deforme olmuş bölgelerdir. Tektonik Üst katı ise kıvrılma ve sürüklenme hareketlerinin etkisinde kalmış Miyosen ve Pliosen formasyonlarının bulunduğu sahaları teşkil eder. Toroslarfın bir bütün olarak su Üstüne yükselmesi ve Kenar Kıvrımlarının teşekkülü bu devreye rastlar (Yılmaztürk, 1986). 31

47 Faylar: Türkiye'nin Neojen esnasında kitle halinde yükselmesiyle ilgili olarak teşekkül etmiş genç faylar, bölgedeki Büyük ve Küçük Menderes vadileri ile Gediz vadisi kenarlarında, Denizli-Acıpayam çevresinde ve Sultandağları nın doğu kenarlarında yer alır. Bunlar eğim atımlı normal ve ters faylardır (Ketin, 1960). Seydişehir ve Beyşehir'in güneydoğusunda nap şeklinde bir bindirme mevcuttur. Buradaki en fazla sürüklenme miktarı 30km. tahmin edilmektedir. İtilme olayı güneybatıya Akdeniz'e doğru olmuştur. Fethiye ve Marmaris bölgesinde ise kuzeye doğru hareketler tespit edilmiştir (Yılmaztürk, 1986). Toroslar da iç kısımlar kuzeye, Orta Anadolu Masifi'ne doğru dış kavisler ise güneye, Akdeniz e doğru itilmişlerdir. Bindirmelerdeki hareket miktarı yukarıda belirtildiği gibi en fazla 30 km. kadardır. Bu bakımdan, Türkiye'deki jeolojik tektonik üniteler üstüste değil, daha ziyade yanyana bulunmaktadır (Ketin,1956). Denizli - Sarayköy - Buldan yörelerindeki normal fay takımları, D B, K G, KD GB, KB GD doğrultulu olup bunlar yeni tektonik dönemde oluşmuş tortulları daha yaşlı temel kayalarından ayırmaktadır. Büyük depremler çoğunlukla bu fay takımlarının kesişme yerlerinde oluşmaktadır Tefenni ve 1971 Burdur depremleri, Burdur grabenini sınırlayan KB GD gidişli faylarla, KB GD gidişli Alaşehir - Sarayköy faylarının kesişme yerinde oluşmuştur. Bölgedeki Önemli faylar arasında; Akşehir, Tuz Gölü, Çivril, Beyşehir, Kovada, Burdur, Kemre, Büyük Menderes, Gediz, Uşak, Emirdağ, Karadağ ve Alanya fayları sayılabilir. Bunlardan Akşehir fayı; Simav Gediz Afyon sismik kuşağı içinde yer alan ve güneydoğuda Karaman dolayından kuzeybatıda Simav batısına kadar uzanan m. atımlı ve KD eğimli bir çekim fayıdır (Atalay,1975). Bu fay, uzanımı boyunca yer yer çok belirgin fay düzlemi bulunur. Göl kıyı kordonlarının, göl düzeyinden 4 5 m. yüksekte oluşu, düşey devinimlerin bir kanıtıdır. Önemli faylar ve bunlar tarafından sınırlanan çöküntü alanları içinde akmakta olan dereler, düşey yükselmenin bir kanıtı olarak yataklarını derine doğru kazmış olup, günümüzdeki diri faylar doğrudan doğruya Alüvyonlarla daha yaşlı 32

48 birimleri dokanağa getirmiştir. Yine çöküntü alanları içinde yer alan bazı göller, diri faylanmanın bir diğer kanıtı olarak bir kenarlarını doğrudan fay düzlemlerine yaslamışlardır. Akşehir, Beyşehir fayları ile Çivril, Acı Göl, Burdur, Karadilli, Hoyran ve Kovada fayları günümüzde diri olup, güneybatı Anadolu da levha içi genişleme sürmektedir. Önemli genişleme yönleri K60 D, K40 B ve D B dır. Blok faylanmayı meydana getiren kırıklar değişik doğrultulu fakat aynı zamanda oluşmuş faylardır. Yerel olarak Orta Oligosen sonu, genel olarak Üst Miyosen - Erken Pliosen' de başlayan yeni tektonik dönemle birlikte ortam çekme tektoniği rejiminin denetimine girmiş ve mekanik açıdan enbüyük gerilim ekseninin düşey ya da ona yakın bir konum kazanmasıyla normal faylar gelişmeye başlamıştır. Bölgedeki fay takımlarından herhangi biri diğerlerinden daha genç değildir. Ancak, aynı fay takımı içinde, horstlardan - grabenlere doğru gidildikçe gençleşme görülür (Yılmaztürk, 1986). 33

49 3. MATERYAL VE YÖNTEM 3. 1 Materyal Mühendislik yapılarının inşa edilmiş olduğu ya da inşa edileceği bölgelerde meydana gelebilecek depremlerin magnitüdleri, zamanları ve yerleri bir belirsizlik içermektedir. Bu nedenle, yüksek sismik aktiviteye sahip olan bölgelerde depremlerin oluşumlarının ve dönüş periyotlarının tespit edilmesi önem taşımaktadır. Geçmişten günümüze kadar gözlenen ve kaydedilen sağlıklı deprem verileriyle gelecekte meydana gelebilecek depremlerin oluşma olasılıkları ve dönüş periyotları istatistiksel modellerle belirlenebilmektedir. İstatistiksel risk analizinde ise hayati önem taşıyan giriş parametresi depremlerin göreceli büyüklük dağılımlarıdır. Bu büyüklük dağılımları verilen belirli bir zaman aralığı içerisinde hangi büyüklükte ve sıklıkta depremlerin beklenebileceğinin belirlenebilmesini sağlar. Genellikle sismik risk analizlerinde magnitüd için bir M 0 gibi alt sınır belirlenir. Alt sınır değerinden daha küçük magnitüdlü depremler mühendislik yapılarında bir hasar oluşturmayacakları için bunlar sismik risk analizine katılmazlar. Ayrıca, M 0 'dan daha küçük depremler için veriler çoğu kez yeterince güvenilir değildir. Bu nedenle çalışmada alt sınır M 0 4 olarak alınmıştır. Çalışma alanı K enlemleri ve D boylamları arasında kalan bölge olarak seçilmiştir. Bu alan içerisinde yılları arasında meydana gelmiş depremlerin lokasyonları ve magnitüd değerlerine ilişkin bilgiler Afet İşleri Genel Müdürlüğü kataloglarından, yılları arasında meydana gelmiş depremlere ait bilgiler ise ISC (International Seismological Centre) kataloglarından alınmıştır Yöntem Magnitüd Frekans dağılımı için en yaygın olarak bilinen eşitlik Gutenberg ve Richter bağıntısıdır (Gutenberg ve Richter, 1944). LogN=a-bM (3.1) 34

50 Burada N, tek bir magnitüd için deprem sayısı, M magnitüdü, a ve b ise matematiksel parametreleri ifade etmektedir. Bir bölge için depremlerin normal ve yığınsal dağılımları dikkate alındığında, N y yığınsal frekansı, N n normal frekansı göstermek üzere eşitlik 3.1 den LogN n =a n -b n M (3.2) LogN y =a y -b y M (3.3) eşitlikleri yazılabilir. Bağıntılardaki a n ve b n normal dağılım parametreleri, a y ve b y yığınsal dağılım parametreleridir. Verilmiş olan frekans-magnitüd bağıntılarında bilinmeyen olarak görünen a ve b parametrelerinin belirlenmesi için bir çok yaklaşım metodu kullanılmaktadır. Fakat bu metotlardan en yaygın olarak kullanılan ve bilineni en küçük kareler yöntemidir. Bu çalışmada da en küçük kareler yöntemiyle parametreler hesaplanmıştır. Bir bölgedeki sismik kaynaklar için bulunan a ve b parametrelerinin güvenilirliği, tekrar ilişkisine temel olan verilerin sayısından ve niteliğinden etkilenecektir. Bu nedenle elde edilen a ve b parametrelerinin hesaplanan değerleri magnitüdün büyük veya küçük olmasına ve her magnitüd düzeyinde kaç deprem gözlendiğine bağlı olacaktır. Bunun sonucu olarak, bir miktarda olsa belirsizlik içerecektir. Fakat gözlemsel ve hesaplanan dağılım arasındaki uyum seviyesini %90-95'in üzerinde tutulması parametreler üzerindeki belirsizliği minimum seviyeye indirgeyebilir. Ayrıca, "a" parametresinin gözlem dönemine, inceleme alanı genişliğine bağlılığı ve "b" parametresinin deprem oluşumunun fiziği ile tektoniğine olan bağlılığı dikkate alındığında bölge sismisitesi açısından b parametresin uzaysal dağılımı oldukça önem taşımaktadır. Bir çok araştırmacı tarafından sismisite parametresi ile bölgenin tektoniğinin oldukça yakın ilişkili olduğu kabul edilerek b parametresine göre haritalar yapılmıştır (Hatzidimiriou, 1985; Wiemer vd. 1997; Kijko, 1988; Wiemer,1998; Papazachos, 1974; Wiemer vd., 2000; Papazachos, 1999). 35

51 Bu çalışma içerisinde de Gutenberg-Richter frekans-magnitüd bağıntısındaki a ve b parametreleri hem doğrudan en küçük kareler yöntemiyle hemde Kaltek (Kalyoncuoğlu, 2007) yöntemiyle belirlenecek, elde edilen a ve b parametrelerinin uzaysal dağılımı haritalanarak bölgenin sismisite ve tektonği incelenecektir. Son aşama olarak bölgenin sismik tehlikesi irdelenecektir. Depremlerin zamana göre oluşumu rasgele bir süreç olarak alındığında geçmişte gözlenen depremlerle ilgili verilere dayanarak gelecekte oluşabilecek depremlerin risk analizi yapılabilmektedir. Deprem olaylarının birbirinden bağımsız oldukları varsayılırsa, depremlerin oluşumu bir Poisson süreci olarak alınabilir. Bu veri doğrultusunda çalışma alanı içerisnde M 6 magnitüdlü bir depremin belirli periyotlar içerinde meydana gelme olasılıkları hesaplanmış olacaktır. Sismisite ve tehlike haritalarının oluşturulabilmesi için K enlemleri ve D boylamları arasında kalan bölge içerisi x aralıklarla giridlenerek 493 adet düğüm noktası oluşturulmuştur. Her bir düğüm noktası merkez olmak üzere 1 0 'lik yarıçap içerinde meydana gelen depremler 4 M 7 ve ΔM=0.1 alınarak yığınsal dağılım için a ve b değerleri doğrudan hesaplanacaktır. İkinci aşama olarak kaltek yöntemi doğrultusunda a katsayısı sabit bir değer alınıp gözlemsel frekans-magnitüd değerleri kullanılarak lineer olmayan regresyon analizi ile yeni b değerleri hesaplanacaktır. Hem doğrudan bulunan hemde Kaltek yöntemiyle bulunan b parametrelerinin uzaysal dağılımı haritalanarak tektonikle olan uyumu karşılaştırılacaktır. Çalışmada seçilen ve literatürde kullanılan diğer yöntemlerle ilgili detaylı bilgiler takip eden alt başlıklarda sunulmuştur Depremlerin Zaman ve Uzaya Göre Dağılımları Depremlerin tektonik ile doğrudan ilişkisi nedeniyle bir bölgedeki depremsellik uzayın olduğu kadar, zamanın da fonksiyonudur. Bu nedenle herhangi bir bölgenin depremselliğinden bahsederken inceleme periyodunun da belirlenmesi gerekir. 36

52 Depremsellik çalışmalarında istatistiksel hesaplamalar ağırlıklı olduğundan, inceleme bölgesinde geçmişte oluşan tüm depremler hesaplamalara dahil edilirler. Bu hesaplamalarda kullanılan depremlerin başlangıç tarihleri, aletsel (sismograf) kayıtların başlangıcı ile aynıdır. Çünkü deprem büyüklüğü (Magnitüd) deprem kayıtlarından hesaplanmaktadır. Uzun periyotlu gözlemlerde depremlerin zamana göre dağılımları genel olarak yıllık (İnceleme periyodu çok geniş olduğunda 5, 10 yıllık) dilimlerle incelenir. Deprem oluş frekansı (deprem sayısı/yıl) olarak ifade edilir. Genellikle histogramlar şeklinde grafiklenirler. Kısa periyot da gözlenen depremlerde deprem oluş frekansları mevsimlik, aylık ve günlük olarak ta alınabilirler. Bu tür kısa süreli gözlemler daha çok nükleer enerji santralleri, barajlar vb. büyük yapılarla ilgili depremsellik çalışmalarında kullanılır. Öncelikle bizim amacımız sonuçta bir sismik risk hesabı yapmak olduğu için, magnitüd alt sınırı 4.0 olarak belirlenmiştir. Bunun belirlenmesinde şunlar gözönüne alınmıştır; 1. Alt sınır değerinden daha küçük magnitüdlü depremler mühendislik yapılarında bir hasar yaratmayacaklarından, bunlar sismik risk analizine katılmazlar. 2. Alt sınırdan daha küçük depremler için istatistiksel veriler çoğu kez güvenilir değildir. Ayrıca unutulmamalıdır ki, zamanın fonksiyonu olarak elde edilen deprem oluş sayıları, inceleme bölgesinin sakin ve aktif dönemlerinin, varsa bunun dönemselliğinin saptanmasında kullanılır. Özellikle büyük depremler için belirli bir tekrarlama periyodunun olup olmadığı ve tekrarlama periyodu var ise bunun süresinin ne olduğu da, bunlardan yararlanılarak bulunabilir. 37

53 Frekans Magnitüd İlişkisi ve Parametrelerini Belirleme Depremlerin sayıları ile magnitüdleri arasındaki bağıntı deprem istatistiğinin temel bağıntısıdır. Genellikle (M, LogN) koordinatlarında doğrusal olan bu bağıntının temel değiştirgenleri çeşitli yöntemlerle ve çeşitli veri grupları kullanılarak saptanabilir. Bu amaçla depremlerin yığınsal frekansları kullanılır. Depremlerin magnitüd frekans ilişkisi ilk olarak Ishimoto ve Iida (1939) tarafından ortaya konmuştur. Bu sismologlar, Japonya' nın Kwanto bölgesinde meydana gelen depremlere ait sismogramlardaki maksimum genliklerin frekanslarını incelemişlerdir. Daha sonra Gutenberg ve Richter (1954), tüm dünyada meydana gelmiş büyük depremlerin magnitüd ve frekans dağılımını inceleyerek, Gutenberg-Richter bağıntısı olarak bilinen şu bağıntıyı ortaya koymuşlardır: LogN = a bm (3.4) Burada N, M değerine eşit veya daha büyük magnitüdlü şokların sayısı, a ve b sabit katsayılar ve Log N ise 10 tabanına göre logaritmayı ifade etmektedir. Depremlerin magnitüd frekans ilişkilerinin istatistiksel olarak hesaplanmaları Utsu (1965) tarafından ayrıntılı olarak yapılmıştır. Utsu' ya göre b değeri aşağıdaki formülle de ampirik olarak elde edilebilir N b = M M i min (3.5) İlerideki konular içerisinde a ve b katsayılarının hesaplanma yöntemleri ayrıntılı olarak açıklanacağı için, bu bölümde daha fazla ayrıntıya girilmeyecektir. Gutenberg-Richter bağıntısı genellikle bütün magnitüdlerde doğrusal değildir. Bu nedenle Log N(M) nin doğrusal olduğu bir magnitüd aralığının (M 1, M 2 ) tanımlanması gerekir. Bugüne kadar M 1 ve M 2 değerleri sadece laboratuar şartları için elde edebilmiştir. Büyük depremlere ait gözlemler az olduğundan büyük 38

54 depremler için bağıntı belirsizdir. Küçük depremlerde ise deprem dizisinin tam olduğundan emin olmak gerekir, çünkü Mı gözönüne alınan bölgedeki gürültü seviyesine bağlı olup, gürültü seviyesinin çok yüksek olması çok duyarlı sismografların kullanılmasını engeller. Mı ve M 2 büyük olasılıkla malzemenin yapışma ve deformasyon oranına bağlı olup, Mmin < Mı, Mmax > M 2 şeklinde deprem dizisini sınırlar (Özmenek, 1996). Deprem magnitüd-frekans bağıntılarını belirleyen a, b değiştirgenlerinin hesaplanmasında çeşitli yöntemler kullanılır. Bu yöntemler: 1. Log(N)=a-bM ilişkisindeki parametrelerin hesaplanması 2. Gözle eğri uydurma yöntemi 3. En küçük kareler yöntemi 4. Ağırlıklı en küçük kareler yöntem 5. En büyük olasılık yöntemi 6. Kaltek Yöntemi Bu doğrusal ilişkilerden başka doğrusal olmayan (2. veya 3. derece) bağıntılar da hesaplanabilmektedir Gözle Uydurma Yöntemi Bu yöntemde, (M, LogN) koordinatlarında bir veri gurubunu temsil eden noktalara en iyi uyan doğru gözle tayin edilir ve doğruyu tanımlayan parametreler grafikten hesaplanır. Bulunan sonuçlar çok duyarlı olmamakla beraber, öteki yöntemlerle bulunan değerlerden çok farklı değildir En küçük Kareler Yöntemi En küçük kareler yöntemi en çok kullanılan yöntemdir. Yöntemin bir doğruya uygulanışı aşağıda kısaca açıklanacaktır. 39

55 Magnitüdleri M i i = 1,2,,n olan depremlerin sayılarını N i ile gösterelim. Burada hesaplamada kullanılan noktaların sayısını gösterir. Gauss dağılımı gösteren bir sürekli, rasgele büyüklük Log N i düşünelim. Bunun olasılık dağılım fonksiyonu; 2 ( ) ( ) 2 = π ( ) ( ) i i i P a,b;logn 2 X exp 0.5 X a bm LogN (3.6) şeklindedir. Eğer Log N i, bağımsız ise; n 0.5n 2 i i i i= P( a,b;logn ) ( 2 X ) = π exp ( 0.5) X ( a bm LogN ) (3.7) dir. Hesaplama kolaylığı bakımından logaritmik olasılık fonksiyonunu kullanmak daha uygundur. Lnp a,b;logn 0.5ln 2 X 0.5X a bm LogN n 2 i i i (3.8) i= ( ) = ( π ) ( ) Maximum olasılık prensibine göre, rasgele bir değişkenin en büyük olasılık değeri, olasılık dağılım fonksiyonunu en büyük yapan değerdir. Buna göre, n 2 2 ( ) ( i i) 0.5ln 2πX 0.5X a bm LogN 2 = Maksimum (3.9) i= 1 dur. Başlangıçtaki kabullenmeler altında, X 2 bütün noktalar için aynı olmak koşuluyla ve işaret değiştirilerek, n 2 ( a bmi LogNi) = Minimum (3.10) i= 1 40

56 elde edilir. Bu denklem en küçük kareler koşuludur. Şimdi en son bulduğumuz bu denklemin a ve b ye göre türevleri alınarak, a ve b parametreleri şu şekilde formüle edilirler. a = n n 2 M i. LogNi M. i MLogN i i i= 1 i= 1 n n 2 2 n. Mi Mi i= 1 i= 1 (3.11) b = n M. LogN n. M.LogN i i i i i= 1 i= 1 n n 2 2 n. Mi Mi i= 1 i= 1 n (3.12) Elde ettiğimiz bu denklemlerden basit bir işlemle a ile b arasında aşağıdaki bağıntı bulunur. a = n i= 1 M.b i + n LogN i (3.13) (3.7) Koşuluna dayanan en küçük kareler yönteminde bütün noktalar aynı ağırlığa sahiptir. En küçük kareler yönteminde iyi sonuçlar alınabilmesi için gözlem sayısının mümkün olduğunca büyük (örneğin 100' den fazla) olması gerekir. Fakat, Log N(M) için bu koşul sağlanamaz (Özmenek, 1996) Ağırlıklı En Küçük Kareler Yöntemi En küçük kareler yöntemi aynı ağırlığa sahip olan, yani X 2 saçılması gösteren, noktalar için geçerlidir. Bu durum her zaman, özelikle noktalar farklı duyarlılıklarda saptanabildilerse, uygun olmayabilir. Bu nedenle genelleştirilmiş en küçük kareler yöntemi kullanılır. Genelleştirilmiş en küçük kareler yöntemi her noktayı bir P i ağırlığı ile gözönüne alır. X 2 i ( i = l,2,...,n) önceki halde olduğa gibi sabit değildir. 41

57 Bu halde X i 2 yerine µ 2 / P i gözönüne alınabilir, µ 2 bütün noktalar için aynıdır. En küçük kareler yönteminde verilen koşullar altında aynı yolu izleyerek bu yöntem için ilk koşul; n 2 Pi( a bmi LogNi) = Minimum (3.14) i= 1 elde edilir. P i yaklaşık N i ' ye eşit seçilip, a ve b' ye göre türevleri alınarak a, b parametrelerini veren formüller çıkarılabilir; a n N.LogN i i i= 1 = + n i= 1 N i b.n (3.15) b = n i= 1 n i= 1 N M i.logn N M.N.M i i i i (3.16) Burada, N = n i= 1 n i= 1 MN i N i i (3.17) dir. Bu yöntem daha genel amaçlı olup, bütün noktalan aynı ağırlıkta olmayan bir gözlem dizisi için kullanılabilir (Özmenek, 1996). 42

58 En Büyük Olasılık Yöntemi En büyük olasılık yönteminde rasgele değişken N i ( i = l,2,...,n) bir Poisson dağılımı gösterir, yani olasılık dağılım fonksiyonu ( ) ( ) i N 1 P a,b;n = exp N.N.N! (3.18) i i i i ile verilir, burada N i = 10 a-bm dir. Gözlemlerin bağımsız oldukları kabul edilirse, n N i I i i i 1 (3.19) i= 1 i ( ) = ( ) P a,b;n exp N.N.N! dir. Eğer rastgele değişkenin logaritmik olasılık dağdım fonksiyonu gözönüne atarsa ve en büyük olasılık kurak uygulanırsa, LnP( a,b;n i ) nin en büyük olması koşulu a ve b parametreleri için aşağıdaki ifadeleri verir (Özmenek, 1996). n n bmi i (3.20) i= 1 i= 1 a = Log N Log 10 n n 1 n n 1 bm i bm i i i i i i= 1 i= 1 i= 1 i= 1 (3.21) M10 10 NM. N = 0 bu ifadelerden (3.18) denklemi deneme-yanılma yöntemi ile çözülebilir. (3.17) denklemi a' nın b' ye bağlı olduğunu gösterir. Bu denklemin incelenmesi a parametresinin b' nin artan bir fonksiyonu olduğunu gösterir. (3.17) denklemindeki diğer parametreler sabit iseler, denklem doğruya yakın olan bir grafik gösterir. En büyük olasılık yöntemi gözlem sayısı bakımından bir sınırlama gerektirmez. Rasgele değişken N i yerine, rasgele değişken olarak Log N i gözönüne alınsaydı (3.17) ve (3.18) denklemleri yerine, herbiri iki değişken bulunduran iki logaritmik 43

59 denklem elde edilecekti. Böyle bir sistemin basit bir çözümü yoktur. Rasgele değişken N i ayrık değerlere sahiptir ve buna bir Poisson dağılımı uygulanabilir Kaltek Yöntemi Bu yöntemde sismisiteyi tanımlayan Gutenberg-Richter bağıntısındaki b değerinin hesaplanması için bir kabul birde hipotez kullanılmaktadır: Kabul: LogN=a-bM bağıntısında "a" katsayısı M=0 magnitüdlü depremlerin üstel dağılımını göstermektedir. Hipotez: M=0 magnitüdlü depremlerin bir bölge içerisindeki tüm alt bölgelerdeki üstel dağılımı sabit bir değer alınabilir (Kalyoncuoğlu, 2007). Öncelikli olarak bölgenin tamamı için Gutenberg-Richter bağıntısından doğrudan elde edilen a parametrelerinin aritmetik ortalaması a 0 hesaplanmaktadır. Daha sonra kabul ve Hipotez doğrultusunda her bir alt bölge için yapılan hesaplamada a=a 0 alınmakta ve b değerleri aşagıdaki eşitlikle hesaplanmaktadır. Nd Nd Nd M i * log( Ni ) Nd * M i *log( Ni ) i = 1 i= 1 i= 1 b = a * Nd Nd Nd Nd 2 log( Ni ) * M i M i * M i *log( Ni ) i = 1 i= 1 i = 1 i= 1 (3.23) Burada; Nd: veri sayısını, Mi: magnitüdleri, Ni ise yığınsal frekansları temsil etmektedir Deprem Oluşum Modelleri Depremlerin zamana göre oluşumu rasgele bir süreç olarak alınır. Geçmişte gözlenen depremlerle ilgili verilere dayanarak, gelecekte belirlenebilecek yer sarsıntılarının tahmini, başlıca iki modele göre yapılmaktadır. Bunlar Poisson ve Markov 44

60 modelleridir. Markov modelinde, gelecekte olacak deprem olayları geçmiş depremlere bağlıdır. Poisson modelinde ise, deprem olaylarının birbirlerinden bağımsız oldukları varsayılarak depremlerin oluşumu zaman uzayında bir Poisson süreci olarak alınır. İki modelden elde edilen sonuçlar bir ölçüde farklı çıkmaktadırlar. Markov modeli, depremlerin oluşumu için Reid tarafindan, 1906 San Francisco depreminden sonra geliştirilen elastik yenilenme kuramına uymakta, ancak elde edilmesi güç bazı ek bilgileri ve daha fazla sayısal değerlendirmeyi gerekmektedir. Diğer taraftan Poisson modeli, küçük magnitüdlü depremler için elde edilen gözlemsel verilerle her zaman uyumlu olmamaktadır. Bunun başlıca nedeni, küçük magnitüdlü depremlerin çoğunlukla ana şoka bağlı olarak ortaya çıkan artçı depremler niteliğinde olmalarıdır. Hâlbuki Poisson modeli bağımsızlık varsayımı nedeniyle depremlerin zaman ortamında bu kümeleşme özelliğini içermemektedir. Bununla birlikte, Poisson modelinin, mühendisleri esas ilgilendiren büyük magnitüdlü ana şokların oluşumu için geçerli bir model olduğu ve mühendislik amaçları için yeterli kabul edilebileceği de ortada olan bir gerçektir. On yıldan daha büyük aralıklarla oluşan depremler için Poisson modelinin, Markov modelinden elde edilen sonuçlara yakın değerler verdiği gözlenmiştir. Uygulamada çok yaygın bir kullanımı olan ve Markov modeli gibi daha karmaşık modellerden elde edilen sonuçlarla genellikle uyumlu sonuçlar veren Poisson modeli benimsenmiştir. Ancak, çalışmanın bütünlüğü bakımından Markov modelide kısaca özetlenmiştir Poisson Modeli Zaman serilerinin çözümlemesinde kullanılan klasik yöntemler çeşitli araştırmacılarca rasgele bir deprem dizini analitik olarak modellemekte kullanılmıştır. Kavram ve uygulama açısından basit olması nedeniyle, en çok kullanılan stokastik model Poisson Modeli olmuştur. Deprem olaylarının zaman uzayında bir Poisson süreci oluşturabilmeleri için şu koşulları sağlamaları gerekir ; 45

61 a) Deprem olayları yani M i magnitüdleri zaman ortamında istatistiksel bakımdan birbirlerinden bağımsızdırlar. b) Küçük bir zaman aralığında bir deprem olma olasılığı, zaman aralığının uzunluğu ile orantılıdır. c) Belirli bir küçük zaman aralığında birden çok deprem olma olasılığı, tek bir depremin olma olasılığına oranla ihmal edilebilir küçüklüktedir. Birinci olasılığa göre, belirli bir zaman süresinin herhangi bir aranda olabilecek bir yer sarsması, geçmiş depremlere bağımlı olmadığı gibi gelecekteki depremleri de etkileyemez. Diğer bir deyimle sismik olaylar "belleksiz" sayılırlar. Üçüncü varsayım ise δ t gibi küçük bir zaman aralığında birden çok deprem olamayacağım belirtmektedir ki, bu da gerçekçi bir varsayım olup, gözlem sonuçlan ile de uyum sağlar (Özmenek, 1996). Bu varsayımlar altında, δ t zaman aralığında, magnitüdleri M M o olan, N sayıda depremin meydana gelmesi olasılığı; ( λδt) N ( λδt) e P( N, δ t) = ( 3.24) N! ile verilir. Burada; λ : İncelenen bölgede, birim zamanda (genellikle 1 yıl) olan ortalama deprem sayısıdır. Böyle bir modelde yığınsal frekans dağılımı; yani δ t zaman aralığında N veya daha az deprem bulunması olasılığı; 46

62 ( ) N k= 0 ( λδt) k F N, δ t = (3.25) k! ile verilir. Poisson sürecinde deprem oluşumları arasındaki zamanlar negatif üstel dağılım gösterirler. ( λt) ( ) P t = λ e dt (3.26) burada P, iki deprem arasındaki, verilen bir (t, t + dt ) zaman aralığı içerisine düşme olasılığıdır. Buna karşılık gelen yığınsal dağılım fonksiyonu, ( ) F( t) = 1 e λt (3.27) dir. F(t), iki deprem arasındaki verilen bir zaman aralığının t veya daha az olma olasılığıdır. Ayrıca gerçek dağılım modelini de oluşturmak olanağı matematiksel olarak mümkündür. Aşağıdaki formül bize bu olanağı tanımaktadır. r ( ) = P N N n r= 0 n r (3.28) Markov Modeli Markov modeli Reid tarafından önerilen elastik yenileme kuramına uymaktadır. Reid in, ancak sığ depremlerin oluşumunu bir oranda açıklayabilen bu kuramı kısaca şöyle özetlenebilir. Yer kabuğunda meydana gelen hareketler kayaçlarda gerilmelere neden olur. Kayaçlar ancak belirli bir gerilmeye kadar dayanır ve sonra kırılırlar. Depremler bu kırılmalar nedeniyle oluşurlar ve kayalarda birikmiş olan gerilmelerin tümünün veya 47

63 bir bölümünün giderilmesini sağlarlar. Geçmiş depremlerde bu gerilmelerin ne oranda giderildiği, daha sonraki depremlerin oluş zamanlarını ve şiddetlerini etkileyecektir. Buna göre de gelecekteki deprem olayları geçmiş depremlere bağımlı olacaktır. Kesikli parametreli rasgele bir süreç, t =0,1,2,... değerleri için geçerli olan ve X(t) ile simgelenen bir işlev ile tanımlansın. Eğer X(t)' nin koşullu olasılığı, yalnızca bir zaman birimi öncesindeki değer, X(t-1)' e bağımlı ise, bu tür rasgele süreçlere birinci mertebe Markov zinciri denir. Matematiksel olarak bu koşul, şu ilişki ile gösterilir: Pr[x(t) x(0),x(l),x(2),...x(t-l)] = Pr[x(t) x(t-l)] (3.29) Bu tür Markov zincirleri bir adım bellekli oluşumlardır, çünkü yukarıdaki denklemde görüldüğü gibi koşullu olasılıklar yalnızca bir zaman birimi öncesine bağlıdır. Markov oluşumlarında, bir durumdan diğer duruma geçişteki sürekliliği sağlayan geçiş olasılıklarının saptanması gereklidir. Bir adımlık geçiş olasılıkları matris şeklinde gösterilebilir. [P] ile simgelenen ve bir adımlık geçiş matrisi olarak adlandırılan bu matris, sistemin tanımlanan durumları arasıdaki geçiş olasılıklarını içerir. Denklemlerin yazılmasında kolaylık sağlaması için "deprem olur" olayı 1 ve "deprem olmaz" olayı 0 (sıfır) ile simgelenmiştir. İki durumlu Markov zinciri için bir adımlık geçiş matrisi şöyledir; 0 1 [ P] 01 p p = 1 q 1 q ( 3.30) Bu matriste; P = Pr[X(t)=l X(t-l)=0]; bir önceki zaman biriminde bir deprem olmadığı bilindiğine göre, şu andaki zaman birimi içinde bir deprem olma olasılığıdır. 48

64 q = Pr[X(t)=0 X(t-l)=l]; bir önceki zaman biriminde bir deprem olduğu bilindiğine göre, şu andaki zaman birimi içinde bir deprem olmama olasılığıdır. Markov modelinde de, seçilen zaman birimi içinde birden çok deprem olma olasılığının ihmal edilebilir küçüklükte olduğu varsayılır. Sistemin başlangıç durumu I ( 0) ile simgelenen bir satır vektörü ile tanımlanırsa, sistemin n adım sonraki durumu; n I( 0.P )[ ] = I ( 0. ) φ( n ) (3.31) olur. Yukarıdaki denklemde φ ( n), n adımlık geçiş matrisi olup sistemin tanımlanan durumları arasında n adımlık geçiş olasılıklarını içermektedir. Verilen bu açılamaların ışığında ( 1 p q) n n 1 q p p q φ ( n) = [ P] = p q q p + p q q p + + (3.32 ) dir. n sonsuza giderken ve0<p + q<2 eşitsizliği sağlanıyorsa, yani 0 < l p q < l ise, 1 q p φ= p+ q q p ( 3.33) olur. Bu limit durum için olasılıklar; q p p+ q p+ q I = ( 0,1 ). φ= ( 1,0. ) φ=, ( 3.34 ) 49

65 Sismik Tehlikenin Belirlenmesi Sismik tehlikenin belirlenmesi çalışmalarının esas amacı, geçmişteki depremlerin coğrafi dağılımları ile jeolojik ve tektonik birliklerin incelenerek yeni kurulacak yerleşim alanları etrafında tehlike yaratabilecek deprem kaynaklarının saptanmasıdır. Sismik kaynak türleri maksimum yer ivmesinin aşılması olasılıklarının saptanmasında önemli olduğundan, ileride numaralı alt başlık altında ayrıntıları ile anlatılacaktır. Depremlerin zaman dağılımları Poisson bağıntısına göre exp( t) λ λδ gibi negatif üstel bir ifade ile gösterilir. Depremlerin normal ve yığınsal frekanslarından hesaplanan bağıntılardan, "sismik risk" hesabında yararlanılabilir. Gutenberg ve Richter (1954)' in önerdikleri magnitüd frekans bağıntısı; LogN(M) = a bm (3.35) şeklindedir. Bu bağıntıda yığınsal frekanslar kullanılması halinde, Log N c (M) = a' bm (3.36) şeklinde yazılabilir. Yığınsal frekans N C (M) ile normal frekans N(M) arasındaki integral bağıntısı; N M 10 dm c a bm ( ) = (3.37) M den ( ) a bm 10 = (3.38) Nc M b.ln10 50

66 olur ve LogN c (M) = a Log(b.lnl0) bm = a' bm (3.39) elde edilir. Buradan da; a = Log N c (M) + Log (b.lnl0) + bm (3.40) geçilir ve (3.37) bağıntısından, a' = a Log (b.lnl0) (3.41) yazılabilir. Gutenberg-Richter ifadesinin (3.33) numaralı bağıntısını N(M) = a bm 10 (3.42) şeklinde yazarak, bunun çalışılan zaman periyodu (T) ye bölünmesi ile, a bm ( ) N M 10 = (3.43) T T elde ederiz. Her iki tarafın logaritması alınarak aradaki işlem yapıldığında aşağıdaki sonuca ulaşmış oluruz: a bm LogT n( M) = 10 (3.44) Elde edilen bu denklemden, a 1 = a LogT (3.45) veya a = a LogT (3.46) 1 51

67 elde edilir. Bunun Gutenberg-Richter'in önerdiği (3.33) bağıntısında yerine yerleştirilmesi ile; a1 ( ) n M bm = 10 (3.47) elde edilir. Böylece çalışılan zaman periyodu içinde M magnitüdleri bilinen depremlerin, kendisinden büyük veya kendisine eşit olan depremler için yıllık ortalama oluş riski yukarıdaki denklemle hesaplanabilir. Fakat yıllık risk depremsellik çalışmaları için yeterli değildir. Bu nedenle depremlerin önümüzdeki belirli zaman dilimleri içerisinde tekrar olma riskinin de hesaplanması gerekliliği depremsellik açısından önemini ifade etmektedir. Bunun yapılabilmesi ise aşağıdaki denklemle sağlanabilir: * ( ) = ( ) R M 1 exp n M.T (3.48) Bu denklemle elde edilen sismik risk değerleri bölgesel depremsellik çalışmalarının bir sonucu olup, bölgede oluşacak olan yeni yapılaşmaların gelecekte alacakları deprem riskini gözler önüne serecektir (Gençoğlu, 1972; Tabban ve Gençoğlu, 1975; Tuksal, 1976). Burada T* ifadesi belirlediğimiz gelecek zaman dilimini göstermektedir. Ayrıca ikinci bir önemli husus ta bu depremlerin kendisini tekrarlama periyodunun ne olduğunun ortaya konabilmesidir. Bu bağlamda ortalama oluş sayılan saptanan depremlerin tekrarlama periyotları aşağıdaki bağıntı ile sağlanabilir: 1 Q( M) = ( 3.49 ) n M ( ) 52

68 4. ARAŞTIRMA BULGULARI VE TARTIŞMA Güneybatı Türkiye de Frekans Magnitüd İlişkileri Güneybatı Türkiye içerisinde meydana gelmiş depremler 3 grup halinde incelenmeye alınmıştır. Birinci dönem , ikinci dönem , üçüncü inceleme dönemi ise her iki dönemi kapsayan dönemidir. Depremlerin özellikle iki dönem halinde incelenmesini amacı döneminin aletsel dönemin başlangıcı yani ilksel sismometrelerle ölçüm alındığı dönem olmasıdır. Ayrıca bu dönem içerisinde Türkiye ve civarında çok fazla sismometre bulunmaması, bu dönem içerisinde kullanılan sismometrelerin hassasiyetinin düşük olması, hem magnitüd hemde lokasyon belirlemede hata oranının fazla olması gerektiğini söylemektedir Dönemi Verilerinden Frekans Magnitüd İlişkisi Daha öncede değinildiği gibi yılları arası sismograf teknolojisinin yeni yeni gelişmeye başladığı bir aralıktır. Bu dönem içerisinde Türkiye ve civarında çok fazla istasyon bulunmaması magnitüd ve lokasyonların tesbitinde hata oranının yüksek olacağı sonucunu getirmektedir Magnitüd 4 to 5 5 to 6 6 to 7 7 to Şekil yılları arasında güneybatı Türkiye de meydana gelmiş depremlerin episantr dağılımları. 53

69 Bu nedenle risk analizinde en önemli bölümü teşkil eden magnitüd ve lokasyon hatalarının yüksek olduğunu düşündüğümüz dönemini çalışmamızda ayrı bir dönem halinde incelemeyi uygun gördük. Öncelikle Gutenberg-Richter frekans magnitüd bağıntısındaki a ve b parametrelerini En Küçük Kareler yöntemini kullanarak hesaplayıp haritaladık ( Şekil 4.2; Şekil 4.3) Şekil dönemi içerisinde en küçük kareler yöntemi ile hesaplan a parametreleri dağılımı. Çalışılan bölgede 493 düğüm noktasında yığınsal dağılım için doğrudan en küçük kareler yöntemi kullanılarak katsayılar 1 a 4.78, 0.15 b 0.76 olarak bulunmuştur. Tüm bölgede ise, bölge ortalaması a=2.57 ve b=0.38 olarak tespit edilmiştir. Yığınsal dağılım için uyum seviyesinin oldukça yüksek ve düzenli bir dağılım gösterdiği u= görülmüştür. Benzer şekilde Kaltek yöntemi içerisinde en küçük karelerden elde edilen ortalama a=2.57 alınarak yeni b değerleri hesaplanıp haritalanmıştır (Şekil 4.4). Bölge 54

70 içerisinde elde edilen b değeri aralığı 0.25 b 0.52, standart sapması ve bölge ortalaması ise b=0.38 bulunmuştur. Şekil dönemi içerisinde enküçük kareler yöntemi ile hesaplan b parametreleri dağılımı. Şekil dönemi içerisinde Kaltek yöntemi ile hesaplan b parametreleri dağılımı. 55

71 Dönemi Verilerinden Frekans Magnitüd İlişkisi İkincil olarak hem alet teknolojisinin geliştiği hemde deprem kayıt isatasyonlarının yaygınlaştığı dönemini kendi içerisinde incelenmiştir. Bu dönem içerisinde meydana gelmiş magnitüdü 4 den büyük depremlerin uzaysal dağılımı Şekil 4.5 de verilmiştir. En küçük kareler ve kaltek yöntemiyle belirlenen paremetrelerin dağılımı ise Şekil 4.6, 4.7, 4.8 de verilmiştir Magnitüd 4 to 5 5 to 6 6 to 7 7 to Şekil yılları arasında güneybatı Türkiye de meydana gelmiş depremlerin episantr dağılımları. Şekil dönemi içerisinde enküçük kareler yöntemi ile hesaplan a parametreleri dağılımı. 56