UZAK ALAN P VE SH DALGA ŞEKİLLERİNİN SONLU-FAY TERS ÇÖZÜMÜNDEN 1 MAYIS 2003 BİNGÖL DEPREMİ KIRILMA EVRİMİNİN İNCELENMESİ

Transkript

1 UZAK ALAN P VE SH DALGA ŞEKİLLERİNİN SONLU-FAY TERS ÇÖZÜMÜNDEN 1 MAYIS 2003 BİNGÖL DEPREMİ KIRILMA EVRİMİNİN İNCELENMESİ ÖZET: Meltem ÇABUK 1, Murat UTKUCU 2, Emrah BUDAKOĞLU 3 1 Yüksek Lisans Öğrencisi, Jeofizik Müh. Bölümü, Sakarya Üniversitesi, Serdivan 2 Profesör, Jeoloji Müh. Bölümü, Sakarya Üniversitesi, Serdivan 3 Araştırma Görevlisi, Jeofizik Müh. Bölümü, Sakarya Üniversitesi, Serdivan meltemcabuk92@gmail.com 1 Mayıs 2003 Bingöl depreminin sonlu-fay kayma dağılımı uzak-alan geniş bant P ve SH hız dalga şekillerinin ters çözümünden elde edilmiştir. Hartzell ve Heaton (1983) tarafından lineer bir sonlu-fay ters çözüm tekniği geliştirilmiştir. Depremin faylanma alanını temsil etmek için 30 km x 18 km boyutlarında bir fay modeli kullanılmıştır. Model fay düzlemi ters çözüm ile kayma dağılımının bulunabilmesi için 60 adet fay parçasına bölünmüştür. İlk olarak rake açısı sabit tutularak denemeler yapılmıştır. Bunun sonucunda veriye en uygun çözümün 10 km lik bir odak derinliği, 2.7 km/sn lik kırılma hızı ve GD ya doğru gerçekleşen tek taraflı bir kırılma olduğu ortaya çıkmaktadır. Aynı parametreler kullanılarak rake açısının -90 o ve -180 o arasında değiştiği son bir ters çözüm yapılmıştır. Bu deneme ortaya 4.7x10 19 Nt m lik bir sismik moment ortaya çıkarmaktadır. Sonuç olarak depreme ait elde ettiğimiz kayma dağılım modeli incelendiğinde deprem kırılmasının 85 cm yer değiştirme genliğine sahip ve 5 km derinde merkeze yerleşmiş kabaca dairesel şekilli büyük bir pürüz ile kontrol edildiği önerilmektedir. Asıl kırılma faylanma alanında 20 x 10 km 2 lik yer kaplamakta ve asıl sismik moment çıkışı ilk kırılma başladıktan sonra 3-8 sn arasındaki zaman diliminde gerçekleşmiştir ANAHTAR KELİMELER : 1 Mayıs 2013 Bingöl Depremi, Sonlu-Fay Ters çözümü, Doğu Anadolu Fay Zonu, Karlıova Üçlü Eklemi

2 INVESTIGATION OF RUPTURE HISTORY OF THE MAY 1, 2003 BİNGÖL EARTHQUAKE OBTAINED FROM THE FINITE-FAULT INVERSİON OF THE TELESEİSMİC P AND SH WAVEFORMS M. Çabuk 1, M. Utkucu 2 ve E. Budakoğlu 3 1 The Department of Geophysical Engineering, Sakarya University, Esentepe Campus, Serdivan 2 Prof. Dr., The Department of Geophysical Engineering, Sakarya University, Esentepe Campus, Serdivan 3 Arş. Gör., The Department of Geophysical Engineering, Sakarya University, Esentepe Campus, Serdivan ABSTRACT: meltemcabuk92@gmail.com Teleseismicaly recorded P and SH velocity waveforms of the 1 May 2003 Bingöl earthquake are inverted to obtain finite-fault slip distribution model. A linear finite-fault inversion technique developed by Hartzell and Heaton (1983) is employed. A model fault plane with dimensions 30 km x 18 km is used to represent faulting area of the earthquake. The model fault-plane is divided 60 subfaults for spatial distiribution of slip to be found in the inversion. Initial trials with fixed rake angle have revealed that a hypocentral depth of 10 km, a rupture velocity of 2.7 km /s and unilateral rupture toward SE explain the data best. Using these parameters, the rake angle is varied between -90 o and -80 o in a final inversion run which yield a seismic moment of 4.7x1019 Nt m (Mw=6.4). The final slip model suggests that the rupture of the earthquake was controlled by an large asperity roughly circle in shape and centred at depth of 5 km with peak displacement of 85 cm. The main rupture covers a fault area of 20 x10 km o and the main seismic moment release took place in the time range 3-8 s after the rupture initiation. The total rupture lasted 10 s. Keywords: 1 May 2003 Bingöl Earthquake, Finite-Fault Inversion, East Anatolian Fault Zone, Karlıova Triple Junction 1. GİRİŞ Doğu Anadolu Fay Zonu (DAFZ), Kuzey Anadolu Fay Zonu (KAFZ) ile birlikte Anadolu Levhasının batıgüneybatıya doğru olan hareketini karşılayan sol-yanal bir fay zonudur (Arpat ve Şaroğlu, 1972; Arpat ve Şaroğlu, 1975; Barka ve Kadinsky-Cade, 1988; Lyberis vd., 1992; Reilinger vd., 2006; Duman ve Emre, 2013) (Şekil 1a). Bitlis Bindirme Zonu (BBZ) olarak bilinen bir deformasyon zonu boyunca Arap Levhası ile Anadolu levhası arasında bir yakınsama oluşmaktadır. Bu yakınsama kaynaklı deformasyon Doğu Anadolu da, Kuzey Batı (KB) daki Kafkas Bindirme Zonları (KBZ) na iletilirken Anadolu Levhası Afrika Levhasının kendi altına diri dalımının oluşturduğu bir kuvvetle batıya doğru çekilmektedir (McClusky vd., 2000; Sandvol vd., 2003; Reilinger vd., 2006). Batı Anadolu dan itibaren bu batıya doğru hareket tedrici olarak Güney Batı (GB) ya dönmektedir. DAFZ ve KAFZ nun birleştiği yer Karlıova Üçlü Eklemi (KÜE) bölgenin önemli tektonik özelliklerinden biridir (Barka ve Kadinsky-Cade, 1988; Özener vd., 2010). Anlatılan bu tektonik özellikler deprem odak mekanizmaları ile de desteklenmektedir (McKenzie, 1972; Stewart ve Kanamori, 1982; Jackson ve McKenzie, 1984; Taymaz vd., 1991; Pınar, 1995; Örgülü vd., 2003; Bulut vd., 2012).

3 Şekil 1. (a) Türkiye nin belli başlı tektonik unsurlarını ve (b) Karlıova Üçlü Eklemi nin sismotektoniğini gösteren harita (c) 1 Mayıs 2003 ve 1971 Bingöl depreminlerinin episantrlarını ve deprem kaynak bölgesi civarında uzanan fayları gösteren harita GPS çalışmaları DAFZ üzerinde yaklaşık 9 mm/yıllık bir kayma hızına işaret etmektedir (McClusky vd., 2000; Reilinger vd., 2006). Yaklaşık 580 km uzunluğundaki DAFZ KÜE den İskenderun Körfezi civarına kadar uzanmakta, Kahramanmaraş kuzeyinde iki kola ayrılmakta ve Hatay civarında Ölüdeniz Fay Zonu (ÖDFZ) ile birleşmektedir (Şekil 1.(b)) (Barka ve Kadinsky-Cade, 1988; Şaroğlu vd., 1992; Barka ve Reilinger, 1997; Duman ve Emre, 2013). Ölü Deniz Fayı ile olan birleşmenin nerede olduğu konusunda da tartışmalar sürmektedir (Örneğin; Perinçek ve Çemen, 1990). DAFZ, 19. yüzyılda önemli bir deprem etkinliği ile göze çarpmasına rağmen 20. yüzyıl içinde deprem etkinliği açısından göreceli olarak sessiz bir dönem geçirmiştir (Ambraseys, 1989; Nalbant vd., 2002; Nalbant vd., 2005). 20. yüzyılda bu fay zonu üzerinde meydana gelen en önemli depremler 1905 Malatya (Ms=6.8), 22 Mayıs 1971 Bingöl (MS=6.7) ve bu çalışmanın konusunu oluşturan 1 Mayıs 2003 Bingöl (MW=6.4) depremidir (Şekil 2) (Tablo 1). 1 Mayıs 2003 Bingöl depremi (Mw=6.4) DAFZ nu ile bağlantılı ikincil KB-GD uzanımlı sağ-yanal fay zonlarından biri üzerindeki kırılma sonucu oluşmuştur (Şekil 1 ve Şekil 2) (Emre vd., 2003; Dirik vd., 2003; Milkereit vd., 2004). Depremin çeşitli sismoloji merkezleri ve araşrmacılarca belirlenen odak ve kaynak parametreleri Tablo 1 de listelenmiştir. Deprem için bulunan kaynak mekanizmaları KB-GD doğrultulu bir düzlem üzerinde sağ-yanal doğrultu atımlı faylanmaya işaret etmektedir. Deprem sonrasında bazı yüzey deformasyonları haricinde belirgin yüzey kırıklarının gelişmemesi (Emre vd., 2003; Dirik vd., 2003; Lozios vd., 2004) depremin hangi fay üzerinde oluştuğunu şüpheli kılmaktadır. Ancak, artçı depremlerin dağılımı ve uzanımının (Milkereit vd., 2004; Öztürk vd., 2008) Sudüğünü Fay Zonu ile uyuşması bu fayı en olası kaynak fay adayı olarak ortaya koymaktadır. Deprem 177 kişinin ölmesine, 530 kişinin yaralanmasına, 308 yapının yıkılmasına ve 200 ün üzerinde yapının da hasar görmesine neden olmuştur (Yalçınkaya, 2003).

4 Tablo 1. 1 Mayıs 2003 Bingöl depreminin odak ve kaynak parametreleri(krdae: Kandilli Rasathanesi ve Deprem Araştırma Enstitüsü, ISC: International Seismogical Centre, P03: Pınar 2003) USGS Harvard KOERI P03 ISC GCMT Şok/2.Şok/3.Şok Doğrultu( o ) /255/ Eğim( o ) /55/ Rake( o ) Mo( Nm) 4,1 6,3 6,56 2,43/0,87/1,37 3,85 Enlem( o ) Boylam( o ) Derinlik(km) Bu çalışmada, 2003 Bingöl depreminin kırılma evrimi telesismik P ve SH dalga şekillerinin ters çözümüyle elde edilmeye çalışılmıştır. Yapılacak modelleme ile yüzey kırığı üretmemiş bu deprem sonucu oluşan kayma miktarları ve uzay-zaman dağılımları bulunacak ve depremi üreten kaynak fay hakkında yorumlar da bulunulacaktır. 2. KULLANILAN VERİLER 2003 Bingöl depremi sonlu-fay analizinde 18 P ve 13 SH genişbant uzak-alan dalga şekli kullanılmıştır (Tablo 2). Veriler İnternet aracılığıyla IRIS (Incorporated Research Institutions for Seismology) sismoloji merkezinden indirilmiştir. Veriler 0.2 sn aralıklarla yeniden örneklenmiş yüksek frekanslı gürültüyü ve uzun-periyod drifti gidermek için Hz aralığında bant-geçişli filtre ile filtrelenmiştir. Aşağıda değinilecek olan, depremin kırılmasını temsil için seçilen model fay düzlemi ve Bingöl depreminin aşağıdaki bölümlerde sunulan model tanımlaması (kırılma hızı ve model fay düzlemi boyutları) dikkate alınarak, sonlu-fay analizi için 20 sn lik bir veri uzunluğu seçilmiştir. 3. YÖNTEM Çalışmada Hartzell ve Heaton (1983) tarafından geliştirilmiş bir sonlu-fay ters çözüm yöntemi kullanılmıştır Bingöl depremi kırılmasınının temsil edilmesi için 30 km x 18 km boyutlarında bir fay düzlemi seçilmiştir (Şekil 3). Tablo 1 de verilen kaynak parametreleri dikkate alınarak model fay düzleminin doğrultusu ve eğim açıları sırasıyla 335 o ve 84 o olarak alınmıştır. Rake açısı -90 o ile -180 o arasında serbest bırakılarak deprem sırasında normal ve sağ-yanal doğrultu atımlı kayma katkıları çözülmeye çalışılmıştır. Kayma genliğinin uzaysal değişiminin elde edilmesi için model fay düzlemi (3 km x 3 km) boyutlarında 60 adet (doğrultu boyunca 10, eğim boyunca 6) kare fay parçasına ayrılmıştır (Şekil 3). Model fay düzlemi üst kenarı yeryüzeyine karşılık gelecek şekilde deprem kaynak bölgesi içinde kabuksal yapı içine oturtulmuş olup 17,9 km derinliğe kadar ulaşmaktadır. Kandilli Rasathanesi ve Deprem Araştırma Enstitüsü nün verdiği dış merkez koordinatlarının (39.01 K; D) (Şekil 2 ve Tablo 1) model fay düzlemi üzerindeki izdüşümü kırılmanın başlangıç noktası olarak alınmıştır. Dış merkez koordinatlarının derinlik izdüşümü model fay düzlemini 10 km derinlikte kesmektedir (Şekil 3). Bununla birlikte, 5 ve 15 km lik odak derinlikleri de denenmiştir. Her bir fay parçası üzerine doğrultu ve eğim boyunca nokta kaynaklar düzgün olarak dağıtılmıştır. Yapay sismogramlar (nokta kaynak tepkileri) Genelleştirilmiş Işın Kuramı (Langston ve Helmberger, 1975) kullanılarak Kenar ve Toksöz (1989)'den uyarlanmış kabuksal hız yapısı (Tablo 3) kullanılarak hesaplanmıştır. Her bir nokta kaynak tepkisi kırılmanın odaktan itibaren dairesel yayılımını temsil etmek için zamanca uygun miktarlarda geciktirilmiş ve toplamlarıyla fay parçası yapay sismogramları hesaplanmıştır. Fay parçası yapay sismogramlarının hesabında sönüm etkisi P dalgası yapay sismogramlarının t*=1.0 sn sönüm operatörü ile evrişimi yapılmıştır. Yapay sismogramların hesaplanmasında üç kırılma hızı (2.5, 2.7 ve 3.0 km/s) kullanılmıştır. Zaman penceresi yaklaşımı (Wald ve Heaton, 1994; Mendoza, 1995) kullanılarak model fay düzlemi üzerinde kırılma hızında ve kaynak yükselim zamanında yerel esneklikler sağlanılmaya çalışılmıştır. Özellikle karmaşık

5 depremler için sabit bir kırılma hızı kullanılması dalga şekillerinin modellenmesini güçleştirecek ve yanlış kayma dağılımları elde edilmesine neden olabilecektir Bingöl depreminin sonlu-fay ters çözümü analizinde 4 zaman penceresi kullanılmış ve her bir zaman penceresi içinde kaynak yükselim zamanı fonksiyonu (source rise-time function) 0.2 sn yükselim ve düşüme sahip bir eşkenar üçgen ile temsil edilmiştir. Her bir zaman penceresi bir öncekinden 0.4 sn geciktirilmiş, böylece modellemede fay düzlemi üzerindeki her bir noktada toplam 1.6 sn lik bir yükselim zamanına olanak sağlanmıştır. Şekil 3. 1 Mayıs 2003 Bingöl depremi sonlu-fay ters çözümünde kullanılan model fay düzlemi Tablo 3. 1 Mayıs 2003 Bingöl depremi ters çözümünde kullanılan kabuksal hız yapısı (Kenar ve Toksöz, 1989'den uyarlanmıştır ) Kalınlık (km) V P V S (kg/m 3 ) (km/sn) (km/sn) Gözlenmiş dalga şekilleri ile fay parçası yapay dalga şekillerinin karşılaştırılması; Ax b (1) şeklinde aşırı tanımlanmış doğrusal denklemler sistemi belirler (Hartzell ve Heaton, 1983). Burada, A yapay sismogramlar matrisi, b gözlenmiş sismogramlar matrisi ve x çözüm matrisi veya çözüm vektörüdür. Çözüm vektörü, yapay sismogramların gözlenmiş sismogramlarla benzeşimi için her bir fay parçasının ne kadar kayma ağırlığına sahip olması gerektiğini içerir. Kayma ağırlıklarının hesaplanması için Householder en küçük kareler ters çözüm yöntemi (Lawson ve Hanson, 1974) fay parçası yerdeğiştirme ağırlıklarının hesaplanması için kullanılmıştır. Ayrıca, düzgünleme (smoothing constraint) ve moment küçültme (moment minimization constraint) kısıtlamaları kullanılarak kaymanın bir fay parçasından diğerine olabildiğince düzgün değiştiği en düşük sismik momente sahip bir çözüm elde edilmeye çalışılarak ters çözüm daha da duraylı hale getirilmeye çalışılmıştır (Hartzell ve Heaton, 1983; Wald ve Heaton, 1994). Kısıtlamaların uygun miktarları yapılan bir kaç ters çözüm denemesi sonucunda saptanmıştır. 4. TERS ÇÖZÜM SONUÇLARI Model tanımlaması yapılırken değinildiği üzere; çeşitli kırılma hızları ve odak derinliklerine sahip model parametrizasyonları için ters çözüm denemeleri yapılmış uzak alan verilerle en iyi uyumu sağlayan parametre değerleri saptanmaya çalışılmıştır. Ayrıca, kırılmanın tek taraflı GD ya (odak fayın GD kenarına 7 km uzaklıkta) ve KB ya (odak fayın GD kenarına 23 km uzaklıkta) yayılımları ve iki taraflı (odak doğrultu boyunca ortada) ters çözüm denemeleri yapılmıştır. Yapılan bu ters çözümlerinde rake açıları sabit (-178 o ) alınmış ve gözlenmiş veriye en iyi uyumu veren parametrizasyon için rake açısı serbest (-90 o ile -180 o arasında) bırakılmıştır. Her bir model için gözlenmiş veriler ile yapay sismogramlar arasındaki uyumsuzluğun doğrudan bir ölçüsünü veren b-

6 Ax değerleri hesaplanarak en az hatalı çözüm araştırılmıştır. 10 km odak derinliği, 2.7 km/sn kırılma hızı ve kırılmanın tek taraflı GD ya yayılımı için gözlenmiş veriye en iyi uyumu veren çözüm elde edilmiştir. Ardından bu parametreler kullanılarak rake açısının -90 o ile -180 o arasında serbest bırakıldığı bir ters çözüm yapılarak bu çalışmadaki sonuç kayma modeli elde edilmiş ve Şekil 4.a da gösterilmiştir. Bu kayma modelinden üretilen yapay sismogramlarla gözlenmiş sismogramların karşılaştırılmasında Şekil 4.b de verilmiştir. Şekil 4.a da verilen kayma dağılımları 2003 Bingöl depreminin asıl kırılmasının odağın GD eğim yukarısında yerleştiğini göstermektedir. Bulunan kayma dağılımı için hesaplanan sismik moment 4.7x10 19 Nt m dir (Mw=6.4). Şekil 4.(a) 2003 Bingöl depremi için bulunan sağ-yanal (üstte), normal (ortada) ve toplam (altta) kayma dağılımları,(b) Yapay (kesikli çizgi) ve gözlenmiş dalga şekillerinin karşılaştırılması 5. TARTIŞMA Şekil 4.b de verilen yapay ve gözlenmiş sismogramlar karşılaştırması tatmin edici genel bir uyuma işaret etmektedir. Dolayısıyla bulunan kayma dağılımı (Şekil 4.a) 2003 Bingöl depremi kırılmasının bir modeli olarak yorumlanabilir. Kayma modeli, 2003 Bingöl depremi kırılmasının esas olarak 5 km derinlikte merkezlenmiş, yaklaşık 5 km yarıçapında kabaca daire şeklinde ve 85 cm en büyük kaymaya sahip bir fay pürüzünün (asperity) kırılmasıyla kontrol edildiğini ve nerdeyse tamamen sağ-yanal faylanma sonucu oluştuğunu önermektedir. Bunun yanı sıra ikincil kayma alanları da göze çarpmaktadır. Büyük fay pürüzünün KB sında sığda yerleşmiş kabaca dairesel ve eğim aşağısında derinde yerleşmiş ince uzun şekilli ikincil kayma alanları 35 cm en büyük kaymaya sahiptirler. Fayın KB derin köşesinde sıkışmış diğer bir kayma bölgesi de 35 cm en büyük kayması ile dikkat çekmektedir. Ancak bu kayma bölgesinin asıl kırılma alanından kopuk görüntüsü ve köşe de sıkışmış olması bu kaymanın fiziksel olarak manalandırmayı

7 Şekil 5. 1 Mayıs 2003 Bingöl depremi kırılmasının 1 sn zaman aralıklarla hesaplanmış uzay-zaman evrimi

8 güçleştirmekte ve bir ters çözüm sonucunda ortaya çıkmış suni (artificial) bir kayma olduğunu akla getirmektedir. Asıl kırılma 10 km derinlikten sığda 20 x10 km 2 lik bir alanda gerçekleşmiştir. Şekil 4.a da verilen toplam kayma dağılımının kırılma başlangıcından itibaren olan 1 sn aralıklarla uzay-zaman evrimi Şekil 5 de gösterilmiştir. Şekil 5 deki çalışmada tanımlanan en büyük kırılma hızına (2.7 km/sn) göre odaktan kırılmanın dairesel yayılması göz önüne alınarak belirli zaman aralıkları içindeki kaymanın uzaysal durumunu, bir başka ifade ile kayma hızını yansıtmaktadır. Kırılma toplamda 10 sn sürmüş, asıl sismik moment serbestlenmesi kırılmanın 3-8 sn zaman aralığında gerçekleşmiş ve kırılma fayın KB derin köşesinde yerleşmiş suni olduğu düşünülen kayma bölgesi dikkate alınmadığı takdirde tamamiyle GD yönünde tek taraflı yayılmıştır. Büyük pürüzün kırılması 4. saniyede başlamıştır. Büyük pürüz kırılmaya başlamadan evvel esas kırılma 2.0 km/sn den daha düşük hızlarda gerçekleşmiştir. Büyük pürüzün 4. saniyede kırılmasının başlamasıyla birlikte esas kırılma 2.0 km/sn den daha büyük kırılma hızlarıyla gerçekleşmiştir. Sismik momentin çoğunun 2.0 ile 2.7 km/sn kırılma hızı aralığında gerçekleştiği anlaşılmaktadır. Deprem sonucunda oluşan hasar dağılımı ve gözlenen kuvvetli yer hareketleri (Yalçınkaya, 2003) GD yönelimli bir kırılmayı destekler niteliktedir (Dirik vd., 2003; Kalafat vd., 2007). En büyük hasarın Bingöl merkez ve GD sunda yer alan ve en büyük can kaybının gözlendiği Çeltiksuyu nda meydana geldiği hatırlatılmalıdır (Dirik vd., 2003). 8. SONUÇLAR 1 Mayıs 2003 Bingöl depreminin sonlu-fay kayma dağılımı uzak-alan geniş bant P ve SH hız dalga şekillerinin ters çözümünden bulunmuştur. Sabit rake açılı çeşitli model parametrizasyonlarıyla yapılan ters çözüm denemeleri gözlenmiş veriye en iyi uyumun 10 km odak derinliği, 2.7 km/sn kırılma hızı ve kırılmanın tek taraflı GD ya yayılımı için olduğunu göstermiştir. Bu parametre değerleri ve rake açısının -90 o ile -180 o arasında serbest bırakıldığı bir ters çözüm yapılarak bu çalışmadaki sonuç kayma modeli elde edilmiştir. Bulunan kayma dağılımı için hesaplanan sismik moment 4.7x10 19 Nt m dir (Mw=6.4). Kayma modeli, 2003 Bingöl depremi kırılmasının esas olarak 5 km derinlikte merkezlenmiş, yaklaşık 5 km yarıçapında kabaca daire şeklinde ve 85 cm en büyük kaymaya sahip bir fay pürüzünün (asperity) kırılmasıyla kontrol edildiğini ve nerdeyse tamamen sağ-yanal faylanma sonucu oluştuğunu önermektedir. Bunun yanısıra 35 cm en büyük kayma değerine sahip ikincil kayma alanları da göze çarpmaktadır. Asıl kırılma alanı sığda yerleşmiş olup 20 x 10 km 2 lik bir fay alanını örtmektedir. Kırılma tek taraflı olarak GD ya doğru ilerlemiştir. Tek taraflı kırılma, gözlenmiş şiddet ve kuvvetli yer hareketi dağılımı ile de uyum sergilemektedir. Kırılma toplamda 10 sn sürmüş ve asıl sismik moment serbestlenmesi kırılmanın 3-8 sn zaman aralığında gerçekleşmiştir. KAYNAKLAR Ambraseys, N. N., Temporary seismic quiescience: SE Turkey. Geophysical Journal, 96, Arpat, E. ve Şaroğlu, F., Doğu Anadolu fayı ile ilgili bazı gözlemler ve düşünceler. MTA Enstitüsü Dergisi, 78, Arpat, E. ve Şaroğlu, F., Türkiye deki bazı önemli genç tektonik olaylar. Türkiye Jeol. Kur. Bült., 18(1), Barka, A. and Reilinger, R., Active tectonics of the eastern Mediterranean region: deduced from GPS, neatectonic and seismicity data. Annali di Geofisica, XL(3), Barka, A., and Kadinsky-Cade, K., Strike-slip fault geometry geometry in Turkey and its influence on earthquake activity. Tectonics, 7, Hartzell, S.H., and Heaton, T.H., Inversion of strong-ground motion and teleseismic wave form data for the fault rupture history of the 1979 Imperial Valley, California, earthquake. Bulletin of. Seismological Society of America, 73, Jackson, J., and D. P. McKenzie, Active tectonics of the Alpine-Himalayan belt between western Turkey and Pakistan. Geophysical Journal of Royal Astronomical Society, 77, Kenar, Ö. ve Toksöz, M.N., Anadolu yarımadasında yüzey dalgalarının dispersiyonu ve ortamın soğurma özellikleri. Jeofizik, 3,

9 Langston, C. A., and Helmberger, D. V., A procedure for modelling dislocation sources. Geophysical Journal of Royal Astronomical Society, 42, Lawson C. L., and Hanson, R. J., Solving Least Square Problem. Prentice-Hall. New Jersey, 339pp. Lozios, S., Lekkas, E. and Danamos, G. (2004), The Bingöl, Eastern Turkey, earthquake: co-seismic phenomena and damage distribution. 13th World Conference on Earthquake Engineering, Vancouver, B.C., Canada, August 1-6, 2004 Paper No Lyberis, N., Yürür, T., Chorowicz, J., Kasapoğlu, E,. and Gündoğdu, N., The East Anatolian Fault: an oblique collisional belt. Tectonophysics, 204, McClusky, S., Balassanian, S., Barka, A., Demir, C., Ergintav, S., Georgiev, I., Gürkan, O., Hamburger, M., Hurst, K., Kahle, H., Kastens, K., Nadariya, M., Ouzounis, A., Paradissis, D., Peter, Y., Prilepin, M., Reilinger, R., Sanli, I., Seeger, H., Tealeb, A., Toksöz, M.N., and Veis, G., GPS constraints on plate kinematics and dynamics in the Eastern Mediterrenean and Caucasus. Journal of Geophysical Research, 105, McKenzie, D.P Active tectonics of the Mediterrenean region. Geophysical Journal of Royal Astronomical Society, 30, Mendoza, C., Finite-fault analysis of the 1979 March 14 Petetlan, Mexico, earthquake using teleseismic P wave forms. Geophysical Journal International, 121, Nalbant, S.S., McCloskey, J., Steacy, S., and Barka, A., Stress accumulation and increased seismic risk in eastern Turkey. Earth and Planetary Science Letters, 195, Pınar, A., Rupture process and spectra of some major Turkish earthquakes and their seismotectonic implications. PhD Thesis, Boğaziçi University, İstanbul, 125pp, (unpublished). Şaroğlu, F., Emre, Ö., and Kuşçu, İ., The East Anatolian fault zone of Turkey. Annales Tectonicae, Special Issue, Supplement to V. VI, Taymaz, T., Eyidoğan, H., and Jackson, J, Source parameters of large earthquakes in the East Anatolian fault zone (Turkey). Geophysical Journal International, 106, Wald, D.J., and Heaton, T.H., Spatial and temporal distribution of slip for the 1992 Landers, California, earthquake. Bulletin of Seismological Society of America, 84,