ANKARA ÜNİVERSİTESİ FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ YÜKSEK LİSANS TEZİ SEFERİHİSAR-URLA BÖLGESİ NİN GÜNCEL DEPREMSELLİĞİ VE GERİLME TENSÖR ANALİZİ

Transkript

1 ANKARA ÜNİVERSİTESİ FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ YÜKSEK LİSANS TEZİ SEFERİHİSAR-URLA BÖLGESİ NİN GÜNCEL DEPREMSELLİĞİ VE GERİLME TENSÖR ANALİZİ Mehmet BAYKAL JEOFİZİK MÜHENDİSLİĞİ ANABİLİM DALI ANKARA 2006 Her hakkı saklıdır

2 Yrd. Doç.Dr. Bülent KAYPAK danışmanlığında, Mehmet BAYKAL tarafından hazırlanan Seferihisar-Urla Bölgesi nin Güncel Depremselliği ve Gerilme Tensör Analizi adlı tez çalışması / /2006 tarihinde aşağıdaki jüri tarafından oybirliği ile Ankara Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü Jeofizik Mühendisliği Anabilim Dalı nda Yüksek Lisans tezi olarak kabul edilmiştir. Başkan Yrd. Doç.Dr. Bülent KAYPAK Üye Prof. Dr. Gürol SEYİTOĞLU Üye Yrd. Doç. Dr. M. Emin CANDANSAYAR Yukarıdaki sonucu onaylarım Prof. Dr. Ülkü MEHMETOĞLU Enstitü Müdürü

3 ÖZET Yüksek Lisans Tezi SEFERİHİSAR-URLA BÖLGESİNİN GÜNCEL DEPREMSELLİĞİ VE GERİLME TENSÖR ANALİZİ Mehmet BAYKAL Ankara Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü Jeofizik Mühendisliği Anabilim Dalı Danışman: Yard. Doç. Dr. Bülent KAYPAK İzmir; nüfus bakımından Türkiye nin 3. büyük ili olmakla beraber, Ege Bölgesi nin en büyük ilidir. Tarih boyunca çeşitli uygarlıkların hüküm sürdüğü bu bölge, yapısal unsurları son derece karmaşık olan bir tektonik rejime sahiptir. Tarihsel kaynaklar incelendiğinde, meydana gelen depremlerden sonra bu coğrafyada bulunan çoğu yerleşim birimleri zarar görmüş hatta yerle bir olmuştur. Avrasya Levhası nın hem batı yönünde ilerleme eğilimi hem de kuzeyden güneye doğru saatin ters yönünde rotasyonel hareketi buradaki tektonizmayı oluşturan temel hareketlerdir. Bu hareketlere bağlı olarak bölgede pek çok fay segmenti gelişmiştir ve karadaki fayların denize uzanması üzerlerinde gözlem yapmayı güçleştirmektedir. Bu derece karmaşıklığa sahip olan bölgenin güncel depremselliği ve bölgeyi etkisi altında tutan gerilme tensörleri incelenmiştir. Yapılan çalışmada; Afet İşleri Genel Müdürlüğü Deprem Araştırma Daire Başkanlığı nın yürüttüğü Ulusal Sismik Ağın Geliştirilmesi (USAG) Projesi ne ait geniş band kayıtçılar ve Alman Yer Bilimleri Araştırma Merkezi(GFZ) nin yürüttüğü GEOFON kayıt ağına ait veriler derlenerek, 17 Ekim 2005 Sığacık Körfezi Depremi (M=5.6) ve sonrasında büyüklükleri 4.0 dan büyük olan toplam 15 adet depremin lokasyon ve odak mekanizması çözümleri yapılmıştır. Her bir depremin tekil odak mekanizmalarının bulunmasından sonra çeşitli yazılımlar kullanılarak bölgeye ait gerilme tensörü belirlenmiştir. Yapılan çalışmada; Sığacık Körfezi içerisinde oluşan depremlerin yoğunlaştığı bölgeler göz önüne alınmıştır. Buna göre Sığacık Körfezi nin batı kesiminde, Urla-Teke Yarımadası arasında kalan bölge gerilme analizi yapılması için uygun görülmüştür. Çalışmanın sonucunda, seçilen bölgede σ 1 gerilmesi yaklaşık D-B, σ 3 gerilmesi yaklaşık K-G doğrultulu olarak bulunmuştur. Bulunan sonuçlar, Ege Bölgesi ne ait gerilme rejimi ile uyumludur. 2006, 73 Sayfa Anahtar Kelimeler: Depremsellik, Odak Mekanizması Çözümleri, Gerilme Tensörü i

4 ABSTRACT Master Thesis RECENT SIESMICITY AND STRESS TENSOR ANALYSIS OF SEFERİHİSAR-URLA Mehmet BAYKAL Ankara Universty Graduate School of Natural and Applied Science Department of Geophysical Engineering Supervisor: Asst. Prof. Dr. Bülent KAYPAK Although, İzmir is the third biggest city of Türkiye with respect to its population, it is the biggest city of Aegean Region. This region where various civilizations have been prevailed during historical period has a tectonic regime. When the historical sources investigated, it has been observed that many settlements in this region were heavily destroyed or collapsed. The basic movements which creat the tectonics of this region are the tendency of the Avrasia Plate to the moving the west direction and the rotational movement of the plate from south to north in the counter clockwise direction. As a result of these movements many fault segments had been developed. It is difficult to make investigations in the region because the faults in the region are extending to the sea. In this study, current seismicity of this region which having a complicated tectonical regime and stres tensor which effect the region have been investigated. epicentral parameters and focal mechanisms of the earthquake of October 17, 2005 Sığacık Bay Earthquake and 14 aftershocks with magnitude M>=4.0 are obtained by using data which is recorded by the broad-band and short period stations of the network of the USAG project carried out by the Earthquake Research Department, General Directorate of Disaster Affairs and the data of the GEOFON Network which is operated by the German Earth Sciences Research Center (GFZ) have been evaluated. Furthermore the focal parameters of the November 6, 1992 Doğanbey Bay Earthquakeand April 10, 2003 Seferihisar Earthquakes have been useed. For each earthquake, single focal mechanism has been obtained and the stress tensors in the region have been determined by using different algorithms. As a result of this study, for this region, it can be said that the tectoniccal structure shows right lateral component with minor thrust component. The stres σ 1, indicates compression in E-W direction and stress σ 3 indicates dilatation in N-S direction in the region. 2006, 73 Page(s) Key Words: Seismicity, Focal Mechanism Solution, Stress Tensor. ii

5 TEŞEKKÜR Bu çalışma, Ankara Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü Jeofizik Mühendisliği Anabilim Dalı için Yüksek Lisans Tezi olarak hazırlanmıştır. Çalışmalarım öncesinde ve çalışmalar sırasında, edinmiş olduğu bilgi birikimlerini benimle paylaşan, bana her konuda yardımcı olan ve yol gösteren, tez konusunda günün hangi saatinde olursa olsun aradığımda hiç tereddüt etmeden yardım etmek için çaba gösteren tez danışmanım Sayın Yrd. Doç.Dr. Bülent KAYPAK a sonsuz teşekkürü bir borç bilirim. Prof. Dr. Gürol SEYİTOĞLU ve Yrd. Doç. Dr. M. Emin CANDANSAYAR a hazırlamış olduğum tezde eksiklikleri gösterdikleri için ve eksiklikleri düzeltmemde yardımcı oldukları için sonsuz teşekkür ederim. Yapmış olduğu çalışmalar ışığında hiçbir zaman yardımlarını esirgemeyen, kendi tezlerini ve yayınlarını benimle paylaşan İTÜ Maden Fakültesi Jeofizik Müh. Anabilim Dalı Araştırma Görevlilerinden Sayın Dr. Neslihan OCAKOĞLU ve Dr. Ahmet ÖKELER e sonsuz teşekkür ederim. Ayrıca bu tez çalışmasında kullanılan verileri sağlayan Afet İşleri Genel Müdürlüğü Deprem Araştırma Daire Başkanlığı bünyesinde bulunan Sismoloji Şubesi Müdürü Sayın Jeofizik Y. Müh.Yıldız İRAVUL ve Sayın Fizik Müh. Aysel YATMAN olmak üzere, tüm Sismoloji Şubesi personeline sonsuz teşekkür ederim. Yapılan çalışmada, AUTO-DRM sisteminden yararlanılarak yurtdışı kaynaklı verilerin bu tür çalışmalarda kullanılmasına zemin hazırlayan Alman Yerbilimleri Araştırma Enstitüsü (GFZ) ne sonsuz teşekkür ederim. SEİSAN programının kurulumundan veri okunmasına ve çözümlenmesine kadar her konuda yardımcı olan Sayın Jeofizik Müh. Tuğbay KILIÇ a ve hesaplanan odak mekanizması çözümlerinin haritaya uygulanmasında yardımlarını esirgemeyen Sayın Jeofizik Müh. Recai F. KARTAL a çok teşekkür ederim Özellikle, ARCView ve Surfer harita programlarında hazırlanılan haritalarda yardımlarını esirgemeyen Sayın Jeoloji Y. Müh. Kerem KUTERDEM ve Sayın Jeoloji Y. Müh. Cenk ERKMEN e teşekkürü bir borç bilirim. Tezin hazırlanması esnasında, hiçbir fedakarlıktan kaçınmayan maddi manevi destek sağlayan yardımlarını benden esirgemeyen sevgili aileme şükranlarımı sunarım. Mehmet BAYKAL Ankara, Temmuz 2006 iii

6 İÇİNDEKİLER ÖZET.. i ABSTRACT ii TEŞEKKÜR iv SİMGELER DİZİNİ.. v ŞEKİLLER DİZİNİ... vi ÇİZELGELER DİZİNİ... viii 1.GİRİŞ BÖLGENİN TEKTONİK YAPISI Batı Anadolu nun Tektonik Rejimi Bölgedeki Aktif Faylar Tuzla Fayı Seferihisar Fayı Karaburun Fayı Bölgede Tarihsel Dönemde Meydana Gelen Depremler Bölgede Aletsel Dönemde Meydana Gelen Depremler Ekim 2005 Sığacık Körfezi Depremi ve Deprem Dağılımı KURAMSAL TEMELLER Depremlerin Yerlerinin ve Oluş Zamanlarının Hesaplanması Odak Mekanizması Hesaplamaları Gerilme Tensörünün Belirlenmesi MATERYAL VE YÖNTEMLER USAG Deprem Kayıt Ağı GEOFON Deprem Kayıt Ağı Sabit ağ Teknik içerik GEOFON veri merkezi SEISAN Veritabanı Odak Mekanizması Çözümlerinin Belirlenmesinde Kullanılan Programlar FOCMEC Programı FPFIT Programı Gerilme Analizi 54 5.ARAŞTIRMA BULGULARI Bölgeye Ait Odak Mekanizması Çözümleri Bölgeye Ait Gerilme Tensörünün Bulunması 59 6.TARTIŞMA VE SONUÇ 63 KAYNAKLAR. 67 ÖZGEÇMİŞ.. 73 iv

7 SİMGELER DİZİNİ AİGM AUTH ETHZ HARVARD INGV ISC İDSDMP KAN MTA NOA TUBİTAK-MAM USAG USGS σ i Afet İşleri Genel Müdürlüğü Aristotle University of Thessaloniki Swiss Federal Instute of Technology(Zurich) Harvard University Seismology Labaratory Italian National Seismic Network International Seismology Center İzmir Deprem Senaryosu ve Deprem Master Planı Kandilli Observatory and Earthquake Research Institute Maden Tetkik ve Arama Genel Müdürlüğü National Observatory of Athens, Geodynamic Institute Türkiye Bilimsel ve Teknik Araştırma Kurumu Marmara Yer ve Deniz Bilimleri Araştırma Merkezi Ulusal Sismik Ağın Geliştirilmesi Projesi United States Geological Survey i numaralı gerilme ekseni v

8 ŞEKİLLER DİZİNİ Şekil 2.1 Türkiye nin basitleştirilmiş tektonik haritası. Harita üzerindeki oklar Anadolu Plakası nın kabaca hareket yönlerini göstermektedir.harita McKenzie, 1970; McClusky ve diğ., 2000; Taymaz ve diğ., 990 dan değiştirilerek alınmıştır... 6 Şekil 2.2 Yapılan GPS ölçümleri sonucunda Batı Anadolu ve Ege Bölgesi nde belirlenen plaka hareketleri. (McClusky et al 2000 den alınmıştır.). 7 Şekil 2.3 Çalışma sahasında incelenen faylar (MTA nın raporları ile Ocakoğlu vd ten derlenmiştir.) 14 Şekil 2.4 Çalışma sahasına ait tarihsel depremlerin harita üzerindeki görünümü(idsdmp den derlenen veriler kullanılmıştır.) 19 Şekil den günümüze kadar bölgede meydana depremlerin dağılımı (ISC ve DAD verilerinden düzenlenmiştir.). 20 Şekil 2.6 USAG projesi kapsamında Sığacık Körfezi ve çevresinde ilk 3 aylık sürede kaydedilen (M>2.5) depremler için Zaman- Deprem Sayısı grafiği Şekil Ekim 2005 Sığacık Körfezi Depremi nden sonra bölgede ilk 3 ay içerisinde meydana gelen atçı sarsıntıların koordinat ve derinliğe göre dağılımları. Sarı noktalar bölgede meydana gelen 5.0 dan büyük depremleri işaret etmekte, kırmızı noktalar ise bu depremlerden sonra bölgede oluşan artçı sarsıntı dağılımlarını işaret etmektedir. 25 Şekil 3.1 Homojen yarı sonsuz ortamda deprem iç merkezinden yayılan dalgaların seyahat tarzı. Burada V:yarı ortamın hızı; xο, yο, zο: depremin enlem, boylam ve derinliği; xi, yi, zi: depremi kaydeden i istasyonunun enlem, boylam ve deniz mesafesinden yüksekliği, tο: depremin ilk oluş zamanı, ti: deprem dalgasının i istasyonunda kaydedilmeye başlandığı zamanı göstermektedir 26 Şekil 3.2 Odak Mekanizması çözümlerine göre fay tipleri. Şekildeki P alanı sıkışmayı, T alanı ise gerilmeyi göstermektedir. ( ). 31 Şekil 3.3 V hacim elemanının içindeki ds birim alanına etkiyen kuvvetler ve birim alanının normal vektörü Şekil 3.4 Asıl gerilme eksenlerinin ( ê 1, ê 2 ), θ döndürülmesi sonucu oluşan yeni koordinat sistemi ( ê 1, ê 2 ) 34 Şekil 3.5 Gerilme eksenlerinin büyüklük ve yönlerine göre faylanma biçimleri 38 Şekil 4.1 TURKNET Projesi kapsamında kullanılan kısa periyot tek bileşen (S 13) ve üç bileşen(s-13j) sismometreler Şekil 4.2 USAG Projesi kapsamında kurulan geniş-band(cmg-3t) sismometreler 41 Şekil 4.3 CMG-3T sismometrelerin düşey bileşenine ait frekans tepkisi ve Gürültü Modelleme testi sonuçları 42 Şekil 4.4 Orta ve Kuzey Avrupa ile Akdeniz de veri toplama alt merkezleri 43 vi

9 ve SeedLink gerçek zaman veri akışı görülmektedir (2003 Ekim ayındaki durum) sitesinden alınmıştır... Şekil 4.5 Dünya çapında veri toplama alt merkezleri ve SeedLink gerçek zamanlı veri akışı (2003 Ekim ayındaki durum) sitesinden alınmıştır. 44 Şekil 4.6 GEOFON tarafından kullanılan (a)sts 2 sismometreler ve koruma üniteleri, (b) STS-2 nin teknik özellikleri 45 Şekil 4.7 GEOFON a ait sismometreler için yapılan gürültü testleri Şekil 4.8 Çalışmada kullanılan geniş band ve kısa periyot istasyonların dağılım haritası Şekil 4.9 SEISAN Veritabanının genel dosyalama diyagramı.. 49 Şekil 4.10 FOCMEC programında sonuç olarak verilen odak mekanizması çözümü. 51 Şekil 4.11 FPFIT programı yardımıyla hesaplanan odak mekanizması çözümünün FPPLOT programı yardımıyla çizilen son haline bir örnek. 54 Şekil Ekim 2005 depreminin ana şoku ve sonrasında meydana gelen (M>5.0) depremlerin farklı sismoloji araştırma merkezlerine ait odak mekanizması çözümleri (EMSC nin web sitesinden alınmıştır ). 57 Şekil Haziran 1992, 10 Nisan 2003 depremleri ile 17 Ekim 2005 tarihinde bölgede meydana gelen ana deprem ve artçı sarsıntılarına ait(m>=4.0) odak mekanizması çözümleri.. 58 Şekil 5.3 Yapılacak gerilme analizi için seçilen bölge çerçeve içinde belirtilmiştir.. 61 Şekil 5.4 Bölge ye ait hesaplanan gerilme analizi Burada S 1, S 2 ves 3 değerleri σ 1, σ 2 ve σ 3 değrelerini temsil etmektedir. 62 Şekil 6.1 Yapılan hesaplamalar sonucu bölgede meydana gelen gerilmeler ve yönleri. Kırmızı oklar sıkışma yönlerini, beyaz oklar ise açılma(gerilme) yönlerini göstermektedir 64 vii

10 ÇİZELGELER DİZİNİ Çizelge 2.1 İzmir ve yakın çevresinde tarihsel dönemde hasara yol açmış büyük depremler (İDSDMP den düzenlenmiştir.). 16 Çizelge 2.2 İzmir ve yakın çevresinde aletsel dönemde hasara yol açmış büyük depremler (M>5.0) (Türkelli vd dan düzenlenmiştir.) 21 Çizelge 3.1 Çalışmada kullanılan kabuk modeli (KALAFAT.D vd. 1987). 28 Çizelge 3.2 Hesaplanan R değerine göre bölgede etkin olan faylanma türleri.. 37 Çizelge Ekim 2005 Sığacık Körfezi Depremi nden sonra bölgede meydana gelen (M>4.0) odak mekanizması çözümleri U:Doğrultu, D:Dalım, E:Eğim ve GS: Gözlem Sayısını ifade etmektedir. 59 Çizelge 5.2 Doğanbey Körfezi (1992) ve Seferihisar (2003) Depremlerine ait lokasyon ve odak mekanizması çözüm sonuçları (Tan ve Taymaz 2002,2003).. 59 viii

11 1. GİRİŞ Bu tez çalışmasının konusu olan bölge, İzmir Karaburun Yarımadası nın güneyi, Urla, Sığacık Körfezi ve Seferihisar ı kapsamaktadır (Şekil 2.3). Anılan bölge tektonik olarak, hem Batı Anadolu daki KD-GB yönlü açılmaların etkisinde hem de Anadolu Plakası nın Helenik yay boyunca saat yönünün ters yönde dönme hareketin etkisinde kalmıştır. Yapılan çalışmada, İzmir Büyükşehir Belediyesi ile Boğaziçi Üniversitesi Kandilli Rasathanesi Sismoloji Enstitüsü ile yapılan İzmir Deprem Senaryosu ve İzmir Deprem Mastır Planı (İDSDMP) raporu ile MTA nın İzmir ili için hazırlamış olduğu deprem raporlarından faydalanılmıştır. Ayrıca, Afet İşleri Genel Müdürlüğü (AİGM) Deprem Araştırma Dairesi Sismoloji Şube Müdürlüğü tarafından, Ulusal Sismik Ağın Geliştirilmesi Projesi (USAG) kapsamında kurulan kısa periyot ve geniş-band deprem kayıtçılar ile Alman Yerbilimleri Araştırma Merkezi nin (GFZ) Orta Avrupa ve Ege Denizi ndeki adalarda bulunan sismik ağların kayıtları kullanılmıştır. Yapılan katalog araştırmaları (USGS, ISC, TUBİTAK MAM katalogları) sonucunda, özellikle 1990 yılından sonra bölgede büyüklüğü 5.0 dan büyük bazı depremlerin kaynak parametrelerine ulaşılmıştır Bu tez çalışması, özellikle 17 Ekim 2005 tarihinde Sığacık Körfezi nde meydana gelen deprem aktivitesini ortaya koymak, meydana gelen ana şok, artçı sarsıntılar ve bölgede daha önce meydana gelmiş depremlerin mekanizma çözümlerini hesaplamak ve gerilme analizleri hesaplamaları ile bölgede gelişen yapısal unsurların daha iyi anlaşılmasını ve belirlenmesini sağlamak amacı ile yapılmıştır. Toplanan veriler ışığında, öncelikle her bir depreme ait lokasyon (enlem, boylam) ve derinlik değerleri hesaplanmıştır. Bu hesaplamalar için SEISAN: The Earthquake Analysis Software paket programı kullanılmıştır (Haskov ve Ottemoller, 2003). Ardından her lokasyona ait odak mekanizması çözümleri hesaplanmaya çalışılmıştır. Bunun için öncelikle SEISAN programı içinde alt program olarak yer alan ve lokasyon 1

12 çözümlerinden odak mekanizması çözümlerine kolaylıkla geçilebilen FOCMEC algoritması kullanılmıştır (Snoke 2001). Ancak yapılan çözümlemeler yetersiz bulunarak, FPFIT odak mekanizması çözüm programı kullanılmıştır (Reasenberg and Oppenheimer 1985). FOCMEC programının kullanılamamasının başlıca sebebi, yapılan tekil deprem çözümlerinde birbirine çok yakın çözüm ihtimallerinin tümünü çözüm olarak alması ve bulunan çözümlere ait hata kriterlerini belirtmemesidir. Oysa, FPFIT programı yapılan tekil çözümlerde her bir sonucu ayrı ayrı göstermekte ve bunlara ait hata oranlarını belirtmektedir. Bu sebeple, FPFIT programı için araştırma çalışmalarında kullanılabilecek nitelikte bir program denilebilir. Her iki program da P dalgalarından okunan polarite değerlerini giriş verisi olarak kabul etmektedir. Yapılan tekil mekanizma çözümlerinin bölgenin tektonik açıdan anlaşılması için yeterli olmadığı düşünülüp, bölge için gerilme tensörü analizi yapılmaya karar verilmiştir. Bunun için, FMSI programı kullanılmıştır (Gephart and Forsyth 1984; Gephart 1990b). Program, giriş verisi olarak tekil odak mekanizma çözümlerinde fay düzlemlerine ait azimut ve dalım değerlerini almaktadır. Bu verilere göre kullandığı ters çözüm yöntemiyle asal gerilme eksenleri olan σ 1, σ 2, σ 3 eksenlerine ait azimut ve dalımlarını derece cinsinden hesaplamaktadır. Bulunan bu değerler, bölgeye ait gerilme eksenlerini temsil etmektedir. Yapılan tüm çalışmalar sonucunda, Sığacık Körfezi nin batısı için Ege Bölgesi nde görülen yaklaşık K-G yönlü açılma rejiminin etkisinde olduğunu söyleyebiliriz. 2

13 2. BÖLGENİN TEKTONİK YAPISI Batı Anadolu ve Ege Denizi dünyanın en etkin olan deprem bölgelerinden ve sismolojik, sismotektonik olarak en çok çalışılan yerlerinden biridir. Son 30 yılda kıtasal kabuğun deformasyonun anlaşılmasında ve kaçma (escape veya extrusion) mekanizması ile dalma-batma ilişkilerinin anlaşılmasında son derece önemli rol oynamasına rağmen hem kinematik ve hem de dinamik açıdan çok karmaşık yapıdadır. Ancak, günümüzde hala bu bölgenin yerbilimsel gelişimi ile ilgili kesin bir sonuca varılamamıştır. Bu konuların başında bölgede bulunan aktif fayların deniz içerisindeki uzanımları gelmektedir. 2.1 Türkiye ve Batı Anadolu nun Tektonik Rejimi Anadolu'nun da içinde yer aldığı Alp-Himalaya dağ oluşum kuşağı, Afrika/Arabistan ve Hindistan Levhalarının kuzeye doğru hareket etmeleri ve Avrasya Levhası ile çarpışmaları sonucunda oluşmaktadır (Şekil 2.1). Bu kıtasal çarpışma geniş bir deformasyon zonu oluşturmaktadır ve bu tür deformasyon son yüzyılın en çok çalışılan konularından biridir. Bu karmaşık jeolojik sürecin Doğu Akdeniz bölümünde Anadolu- Ege bloğu saatin tersi yönde bir dönme hareketiyle, Girit merkezli Ege yayına doğru kaçmaktadır(ambraseys, 1975; Şengör ve diğ., 1985; Ambraseys and Jackson, 1998). Bu yanal kaçış hareketinin kuzey sınırını Kuzey Anadolu Fayı belirlemektedir. Güney sınırını ise doğuda Doğu Anadolu Fayı, güney Anadolu'da ise Kıbrıs ve Ege yayları oluşturmaktadır. Kıbrıs ve Ege yayları boyunca Afrika kıtasının kuzey kenarındaki okyanusal litosfer Anadolu ve Ege nin altına dalarak yutulmaktadır. Isparta Dirseği bu iki yayın birleştiği alandır ve son derece karmaşık yapıdadır. Güncel GPS (Global positioning System: Global Konum Belirleme Sistemi, kısaca uydu kullanılarak yapılan jeodezik ölçümler) çalışmaları bize Anadolu-Ege bloğunun rotasyonel hareketinin merkezinin yaklaşık Sina yarımadasının hemen kuzeyinde yer aldığını ve bu hareketin Kuzey Anadolu fayı üzerinde yaklaşık 23 mm/yıl'lık bir hızı olduğunu göstermektedir, (Oral, 1994). Yine GPS ölçümleri bu rotasyonal hareketin genel olarak rijit bir hareket olduğunu bu sebeple blok içi deformasyonun az olduğunu (%20 30) doğrular 3

14 niteliktedir. Bununla beraber özellikle Batı Anadolu ve Ege Denizi içinde önemli miktarlarda iç deformasyon olduğu anlaşılmaktadır. Güncel araştırmalar, Anadolu-Ege bloğunun saatin tersi yöndeki dönme hareketinin iki ana sebebi olduğunu göstermektedir. Birincisi, Doğu Anadolu da Arabistan ve Avrasya levhalarnın çarpışması ve bu sıkışma bölgesinden üçgen şeklinde kıtasal Anadolu bloğunun batıya kaçmasıdır. İkincisi ise, Ege yayının batan okyanus kabuğunun ağırlığı sebebiyle arkın geriye güneye doğru geri çekilmesi sonucunda Batı Anadolu ve Ege Denizi nde meydana gelen yaklaşık KKD-GGB gerilmedir (genişleme). Bu yapıların gelişimi ile ilgili ayrıntılı jeolojik araştırmaların yanısıra birçok tektonik ve sismotektonik modeller ortaya atılmış ve tartışılmıştır Dewey ve Şengör (1979) Batı Anadolu ve Ege Denizi ndeki K-G gerilmeyi Anadolu bloğunun Kuzey Anadolu Fayı boyunca Batı Marmara da meydana gelen sıkışma nedeniyle Batı Anadolu da D-B sıkışma ve K-G gerilme meydana geldiğini iddia etmiştir. Buna karşılık (Le Pichon ve Angelier 1979, McKenzie 1978) gerilmenin tamamen Ege yayındaki dalma-batma ile ilgili olduğunu savunmuşlardır. Koçyiğit vd. (1999), Batı Anadolu bu yapıların KB-GD, KD- GB, K-G ve D-B yönelimli 4 ayrı genişleme yönünde eş-yaşlı blok faylanma şeklinde geliştiği ileri sürmüştür. Şengör vd. (1985) ve Şengör (1987) Batı Anadolu da yer alan bu farklı doğrultudaki yapıları çapraz graben olarak yorumlamıştır. Bu modelde D-B ana grabenlerine yüksek açılı veya dik yapılar grabenin tavan bloğunun parçalanması ile ilgili yapılar olarak kabul edilmiştir. Taymaz et al. (1991), kırık tahtalar modeli ile Ege Denizi ndeki deformasyonu açıklamaya çalışmışlarsa da bu modelin neotektonikten çok Anadolu bloğunun rotasyonel hareketi öncesi deformasyonu izah ettiği düşünülmektedir. Ege Bölgesindeki K-G genişlemeli tektoniğin En geç Oligosen- Erken Miyosen de başladığını öne süren Seyitoğlu and Scott (1991,1996) tektonik kaçma ve yayardı açılma modellerinin bu genişlemeyi açıklayamadığını öne sürmektedir. Yazarlar bunların yerine Orojenik çökme modelini desteklemişlerdir. Barka ve Reilenger (1997) GPS ve neotektonik verileri göz önüne alarak Eskişehir fayı ve Fethiye-Burdur fayı ile sınırlı bir Batı Anadolu bloğu tanımlamışlardır. England et al. (1997), kıtasal kabuğun hareketinin tamamen üst mantodaki viskoz malzemenin akmasına tabi olarak hareket ettiğini ve deformasyonun yaygın (diffuse) yani fay zonlarına konsantre olmadığını iddia etmektedirler. Buna karşılık Armijo et al. (1996), hareketlerin daha çok sınır koşulları tarafından sağlandığını ve deformasyonun belli sınırlar veya faylar boyunca 4

15 meydana geldiği görüşünü ortaya koymuşlardır. Güncel GPS verileri her iki görüşün bazı alanlarda geçerli olduğunu göstermektedir. Batı Anadolu ve Ege Denizindeki yaklaşık K-G gerilmenin hızı konusunda da farklı görüşler vardır. Jackson and McKenzie (1984) ve Taymaz et al. (1991) bu hızın 6 mm/yıl olabileceğini ileri sürmüşlerdir ve Ege Denizi nin son birkaç milyon yılda %50 gerildiğini belirtmişlerdir. Ancak yine güncel GPS verilerine göre bu gerime miktarı 15 mm/yıl civarındadır (McClusky et al ) (Şekil 2.2). Batı Anadolu'da K-G gerilmenin yaşı da uzun zamandır tartışılan konulardan biridir. Seyitoğlu and Scott (1991) gerilmenin yaşının Oligosen sonu Miyosen başı olduğunu belirtmişlerdir. Buna karşılık Şengör (1987) ve Yılmaz (1997) bu dönemde sıkışmanın hala devam ettiğini ve ancak bu dönemde oluşan basenlerin gerilme ile değil sıkışma rejimi içersinde meydana geldiğini savunmuşlardır. Esas gerilme rejiminin orta Miyosen den itibaren düşük hızda oluştuğunu ve bu hızın Pliyosen de arttığını kabul etmişlerdir. Bütün bu farklı görüşlerden anlaşılacağı gibi bu bölgedeki deformasyonla ilgili kinematik özellikler ve dinamik olaylar son derece karışıktır. Her ileri sürülen fikrin belirli doğruları olmasına rağmen problemler henüz tam anlaşılamamıştır. 5

16 Şekil 2.1 Türkiye nin basitleştirilmiş tektonik haritası. Harita üzerindeki oklar Anadolu Plakası nın kabaca hareket yönlerini göstermektedir. Harita, McClusky et al.,2000 ; Taymaz et al dan değiştirilerek alınmıştır 6

17 Şekil 2.2 Yapılan GPS ölçümleri sonucunda Batı Anadolu ve Ege Bölgesi nde alınmıştır.) belirlenen plaka hareketleri. (McClusky et al den Yukarıda bahsedilen çalışmaların yanı sıra Ocakoğlu vd. (2005) tarafından İzmir Körfezi ve çevresinin aktif tektonizmasını incelemek amacıyla 975 km uzunluğunda sismik yansıma verisi toplanmış ve işlenmiştir. Sismik verilerin stratigrafik ve yapısal anlamda yorumlanması ve bu bulguların kara morfolojik özellikleri ile ilişkilendirilmesi sonucu bölgede yaygın olarak doğrultusu K-G den KD-GB ya 7

18 değişen aktif sıkışma bileşenli doğrultu atımlı faylar ve yer yer D-B yönelimli normal faylar haritalanmıştır. Bu faylardan K-G doğrultulu Karaburun Fayı, Karaburun Yarımadası nı yükseltirken Urla Fayı, İzmir Körfezi içerisinde Urla- Uzunada ekseni boyunca temeldeki yükselimi kontrol etmektedir (Şekil 2.3). KD- GB doğrultulu Tuzla Fayı İzmir kentinden Doğanbey Burnu açıklarına kadar uzanmaktadır ve fayın pozitif çiçek yapısı Seferihisar yükselimini kontrol etmektedir. Bu faylar, D-B yönünde bir daralmaya işaret etmektedir. Çalışma alanındaki aktif faylarla depremselliğin ilişkilendirilmesi sonucu, bölgedeki deprem aktivitesinden sadece İzmir kentinin içinden geçen D-B doğrultulu İzmir fayının sorumlu olmadığı görülmüştür. Bölgeyi K-G ve KD-GB doğrultularda kateden doğrultu atım karakterli Tuzla, Urla ve Karaburun fayları, son yıllarda 2003 Seferihisar ve 2005 Sığacık Körfezi depremleri de dahil olmak üzere, bölgenin depremselliğinden büyük ölçüde sorumlu fay sistemleri olarak değerlendirilmişlerdir (Ocakoğlu vd 2005) 2.2 Bölgedeki Aktif Faylar İzmir ve çevresi tarihsel dönemlerden bu yana yoğun deprem aktivitelerine sahne olmuştur. Bölgedeki deprem episantırlarının çoğunluğu Ege Denizi nde, İzmir Körfezi Midilli Adası ve Doğanbey Burnu Sisam Adası arasında yer almaktadır. Bir kısım depremlerin ise, Gediz Grabeni ile Ege Denizi arasında kalan Akhisar- Soma-Manisa çevresinde yer aldığı görülür. Ancak bu alanda, Türkiye Diri Fay Haritası (Şaroğlu vd. 1992) nda sadece Cumaovası-Seferihisar çizgiselliği gösterilmiştir. İzmir ili, Gediz Alaşehir Graben Sistemi nin batı ucunda yer almaktadır. Neotektonik yapılar üç ana doğrultuda yoğunlaşmaktadır. Morfolojik olarak en belirgin yapılar D-B doğrultuludur. Normal fay karakteri gösteren bu yapılar Gediz Grabeni nin batı ucunda ve İzmir Körfezi nde yer alırlar. 8

19 Ayrıca, KD-GB ve KB-GD doğrultulu faylar özellikle İzmir civarında önemli rol oynamaktadır ve bu fayların kinematik özellikleri İzmir in kuzeyi ve güneyinde farklılaşmaktadır. Normal faylarla sınırlı grabenler İzmir Körfezi nin doğusunda yer alırlar. Buna karşılık Gediz Graben Sistemi dışında kalan neotektonik dönem yapıları doğrultu atımlı faylardan oluşmaktadır (Şekil 2.3). Bu ilişki, Gediz Graben i dışında kalan alanlardaki güncel deformasyonun doğrultu atımlı faylarla karşılandığını göstermektedir. KD-GB doğrultulu faylar, hem sağ-yanal hem de solyanal deprem çözümleri vermektedir. Bu da bize İzmir ve çevresinin tektonik açıdan hem karmaşık bir alanda yer aldığının hem de Orta Batı Anadolu da blokların göreli hareketlerinin çok karmaşık olduğunu göstermektedir. Son yüzyıl içerisinde İzmir ve çevresini etkileyen üç yıkıcı deprem meydana gelmiştir Torbalı depremi (M: 6.5), (Salomon-Calvi 1940), 1949 Karaburun depremi (M=6.6, Pınar 1950, Jackson and McKenzie 1984) ve 1992 Seferihisar depremi (M: 6.0, Türkelli vd. 1994; Pınar 1995), daha çok İzmir güneyindeki alanlarda etkili olmuştur. Olası aktif olarak haritalanmış olan Cumaovası-Seferihisar çizgiselliği (Şaroğlu vd. 1992) bu araştırmada belirlenmiş olan Tuzla fayından farklı bir doğrultudadır (Şekil 2.5 ). Tarihsel depremler açısından MS.17 Depremi İzmir yöresi için en önemli depremlerden biridir (Guidobani et al. 1994). Bu deprem dışında özellikle 1688 Depremi İzmir de çok hasar ve can kaybına sebep olmuştur. Bu depremlerin dışında 1739 ve 1778 depremleri yine İzmir yakınlarında meydana gelmiştir (Ambraseys and Finkel 1995) Tuzla Fayı İzmir in güneybatısında Gaziemir ile Doğanbey arasında KD-GB genel uzanımlı yapısal hat Tuzla Fayı olarak tanımlanmıştır (Emre ve Barka 2000). Şekil 2.3 te gösterilen fay çeşitli araştırmalarda değişik isimlerle anılmaktadır. Fay, Türkiye Diri Fay Haritası nda Cumaovası çizgiselliği Şaroğlu vd. (1987,1992), Eşder(1988) de Cumalı Ters Fayı, Genç ve diğerleri(2001) ise Orhanlı Fayı olarak adlandırmışlardır. Doğanbey Burnu ile Gaziemir arasında fayın karadaki uzunluğu 9

20 42 km. dir. Doğanbey Körfezi nde MTA Sismik 1 araştırma gemisiyle yapılan çalışmalar Tuzla Fayı nın GB da Ege Denizi tabanında devam ettiğini göstermiştir (Ocakoğlu vd. 2004, 2005). Denizaltında devam eden kısmıyla birlikte değerlendirildiğinde fayın uzunluğu 50 km.yi aşar. Fayın güneybatı ucunda deniz tabanından alınan sismik kesitlerde Tuzla Fayı nın geniş deformasyon zonu oluşturduğu ve zondaki fayların deniz dibindeki en genç çökelleri kestiği anlaşılmıştır Ocakoğlu vd. (2004, 2005). Aynı çalışmadaki bulgular fayın doğrultu atımlı olduğunu, deniz tabanında basıç sırtları oluşturduğunu ve bu zondaki bazı fayların ters fay bileşeni taşıdığını göstermektedir. 6 Kasım 1992 de İzmir-Doğanbey arasında düşük hasar yaratan bir deprem meydana gelmiştir. USGS tarafından büyüklüğü Ms=6.0 ve derinliği 14 km olarak verilen depremin episantırı Doğanbey ile Ürkmez arasında denize rastlarken, artçı şok dağılımları ise Tuzla fayı üzerinde dağılım göstermektedir (Türkelli vd. 1990, 1995). Fay düzlemi çözümleri depremin sağ yönlü doğrultu atımlı bir kırılma mekanizması sonucu geliştiğini göstermektedir (Türkelli vd. 1995; Tan ve Taymaz 2001, 2002). Bu sismolojik değerlendirmeler yukarıda açıklanan saha bulguları ile uyumluluk göstermektedir. Denizin altında uzanan bölümüyle birlikte yaklaşık 50 km yi aşan sağ yönlü doğrultu atımlı Tuzla Fayı, İzmir ve yakın çevresinin en önemli aktif tektonik yapılarından birisidir. Bölgesel güncel kinematik içerisinde ise fay; Gediz graben sisteminin batı ucunda, bu grabendeki KD-GB yönlü açılmayı sönümleyen sağ yönlü doğrultu atımlı transfer faylardan biri olarak çalışmaktadır. Nitekim GPS ölçümleri Gediz ve B.Menderes grabenleri batısında doğrultu atımlı transfer fayların varlığını gösterir. McClusky et al. (2000) Fayın doğrultu atımlı faylara özgü bir morfolojisi vardır. Özellikle Tuzla ile Doğanbey arasında basınç sırtı şeklinde gelişmiş boyuna morfolojik yapılar büyük boyutlara ulaşmıştır. Drenajdaki ötelenmeler ve mikro morfolojik yapılar, fayın sağ yönlü doğrultu atımlı olduğunu göstermektedir. Tuzla kaplıcasının batı ve 10

21 doğusunda fay tarafından kesilmiş akarsularda m. arasında sağ yönlü ötelenmeler belirgindir. Tuzla yöresinde silisifiye olmuş Miyosen yaşlı flüviyal çökellerde gelişmiş fay aynalarında da sağ yönlü doğrultu atımı gösteren çizik ve kertikler mevcuttur. Burada fay düzlemi 80 kuzeye eğimlidir (Emre vd. 2005). Maden Tetkik ve Arama Genel Müdürlüğü nün (MTA) özellikle İzmir ve civarı için hazırlamış olduğu raporlarda, Tuzla Fayı nın sağ yönlü doğrultu atımlı aktif bir fay olduğunu göstermektedir. Tarihsel kayıtlarda bu faya yorumlanabilecek deprem kayıtları mevcuttur. Fay üzerinde en son olarak 1992 yılında M=6.0 büyüklüğünde bir deprem meydana gelmiştir. Ancak deprem sonrası arazide yapılan gözlemlerde bu çatlakların faylanmaya ilişkin yüzey kırıkları olmadığı, zemin oturması ve çökmelerden kaynaklandığı belirtilmektedir. Yöre halkından elde edilen bilgilere göre ise bu depremde Tuzla yöresinde zonun orta kırığı boyunca yer yer toprak kabarmalarının olduğu, bu kabarmaların kırık doğrultusunu izlediği ve ana kaya üzerinde geliştiği, deprem sonrasında bazı sıcak su kaynaklarının kuruduğu, bazılarının ise gayzer şeklinde fışkırdığı, bazı alanlarda yeni kaynakların oluştuğu öğrenilmiştir. Bu veriler 1992 depreminde zonun ortasındaki fayın kırıldığını göstermektedir depreminin fay düzlemi çözümü iki farklı şekilde yapılmasına rağmen her ikisi de benzer çözüm vererek KD-GB sağ-yanal hareketi doğrulamıştır (Türkelli vd. 1994, Pınar 1995), Seferihisar Fayı İzmir in güneybatısında Seferihisar yöresindeki Sığacık Körfezi ile Güzelbahçe arasında uzanır (Şekil 2.3). Yapılan sualtı çalışmalarında fayın güneye doğru Ege Denizi tabanında devamlılık gösterdiği saptanmıştır (Ocakoğlu vd. 2004, 2005). Aynı çalışmada bu fayın yakın batısında Urla Fayı adıyla ikinci bir aktif fayın varlığı ileri sürülmüştür. Ancak MTA raporlarında Seferihisar Fayı dışındaki faylar değerlendirmeye alınmamıştır. Seferihisar Fayı nın Sığacık Körfezi ile Gülbahçe arasında karasal uzunluğu 23 km olup, sualtında uzanan bölümüyle birlikte toplam 30km lik uzunluğa ulaştığı sanılmaktadır. K20 D genel doğrultulu olan fay, güney yarısında Bornova flişine ait kaya toplulukları içerisinde ve alüvyon düzlüklerinde 11

22 izlenir. Çamlıköy-Güzelbahçe arasındaki kuzey bölümü ana doğrultudan saparak İzmir Fayı ndan ayrılan bir kola uyumlu bir gidiş kazanır. Jeomorfolojik veriler Seferihisar Fayı nın Holosen de aktif bir fay olduğunu gösterir. Güney ucundaki sualtı verileri de deniz tabanında fayın en genç çökelleri etkilediğini göstermektedir (Ocakoğlu vd. 2004, 2005). Nitekim 10 Nisan 2003 tarihinde bölgede meydana gelen depremin (Mw:5.7) odak merkezi ve artçı deprem dağılımı fayın Seferihisar yakınlarındaki bölümüne rastlar. Bu depremle ilgili fay düzlemi çözümlerinde elde edilen kayma düzlemine göre KD-GB doğrultulu olan Seferihisar Fayı nın haritalanan uzanıma uygun olup, depremin sağ yönlü kırılma sonucu oluştuğunu göstermektedir (Tan ve Taymaz 2003). Yapılan araştırmalar, bölgesel kinematik içerisinde Seferihisar Fayı nın D-B uzanımlı İzmir Fayı yla bağlantılı bir yapı olduğunu gösterir. Dolayısıyla bu fay Tuzla Fayı gibi Gediz Grabeni batısındaki transfer fay demeti içerisinde değerlendirilir Karaburun Fayı İzmir Körfezi ile Karaburun Yarımadasını yapısal ve morfolojik olarak ayıran önemli bir hattır (Şekil 2.3). İzmir Büyükşehir Belediyesi nce hazırlatılan İzmir Deprem Senaryosu ve Deprem Master Planı nda (İDSDMP) Karaburun Fayı olarak adlandırılmıştır (Erdoğan vd. 1990; MTA 2002; İDSDMP). Ocakoğlu ve diğ.(2005) nin yaptıkları araştırmada bu faya paralel çok sayıda denizel fay haritalanmıştır. İsimlendirmede karışıklığa yol açılmaması açısından MTA raporlarında, fayın karada izlediği bölümlere en yakın ve en büyük yerleşim biriminin ismini vererek Gülbahçe Fayı olarak adlandırmıştır. Ancak; gerek yapılan bilimsel çalışmalarda, gerekse uluslararası yayınlarda Karaburun Fayı olarak anıldığı için bu tez çalışmasında bu isim kullanılmıştır. Karaburun Fayı nın karadaki bölümü kuzeydeki Gülbahçe Körfezi ile güneydeki Sığacık Körfezi arasında 15 km uzunluğundadır. K-G doğrultulu olan fayın her iki ucu da denizin altına uzanmaktadır. Sualtı bölümleriyle değerlendirilen fayın toplam 12

23 uzunluğu 70 km yi bulmaktadır (Ocakoğlu vd. 2004, 2005). Fayın karadaki bölümü güneyde Karaburun bloğuna ait Trias-Jura-Kratese yaşlı ayrılmamış kireçtaşlarında izlenir. Fayın doğrultusu boyunca yerleşmiş akarsular alüvyon dolgulu çizgisel vadiler oluşturmuştur. Fay, Sığacık Körfezi batısında K-G uzanımlı çok dik ve çizgisel olarak kıyıyı sınırlandırır. Kıyı boyunca fay, büyük bir olasılıkla kıyıya çok yakın olarak deniz tabanında uzanır. Deniz üzerinde yapılan sismik çalışmalar sonucu elde edilen veriler fayın niteliği konusunda daha net bilgiler vermektedir (Ocakoğlu vd. 2004, 2005). Güney ucunda fayın kıyı boyunca oluşturduğu çizgiselliğin Sığacık Körfezi ndeki sualtı uzanımında genç çökelleri kesen bazı faylar haritalanmıştır. Ancak Sığacık Körfezi açıkları doğuda Seferihisar ve Tuzla Fay zonlarının birbirine yaklaştığı, bu nedenle doğrultu atımlı fayların yoğun olduğu bir alandır. Körfez tabanında Karaburun Fayı nın devamlılığı ve diğer faylarla olan geometrik ilişkisi net olarak yorumlanamamaktadır. Bu belirsizlik nedeniyle, Sığacık Körfezi batısındaki Teke Burnu Karaburun Fayı nın güney ucu olarak kabullenilmiştir. Gülbahçe Körfezi ni K-G doğrultusunda kat eden fay Mordoğan dan kuzeye doğru KKB-GGD uzanıma döner. Karaburun açıklarında bu faya paralel çok sayıda başka faylarda haritalanmıştır. Çoğunluğu Miyosen ve Kuvaterner yaşlı sualtı çökellerini kesen bu faylar doğrultu atımlı bir zon oluşturur. Sismik kesitlerden bu fayların çoğunluğunun ters eğim atım bileşene sahip oldukları yorumlanmıştır (Emre, Ö. ve diğ., 2005). 13

24 14 Şekil 2.3 Çalışma sahasında incelenen faylar (MTA nın raporları ile Ocakoğlu vd ten derlenmiştir.)

25 Yapılan çalışmalar Karaburun Fayı nda doğrultu atımın baskın olduğunu gösterir. Ancak fayın Holosen deki atım yönüne ilişkin yorum yapılamamaktadır. Sualtı verileri kuzey segment boyunca fayın ters bileşeni de bulunduğunu ve batı bloğun doğu blok üzerine itildiğini açıklar (Ocakoğlu vd. 2005). Karada MTA tarafından yapılan jeolojik çalışmalar Karaburun bloğu yüzeyinin batıya doğru tiltlenmekte olduğu ileri sürülmüş olup, bu durum (Ocakoğlu vd. 2004) tarafından önerilen ters fay bileşeni ile uyumludur. 2.3 Bölgede Tarihsel Dönemde Meydana Gelen Depremler (1899 ve öncesi) İzmir ve yakın çevresi, Doğu Akdeniz de tarihsel çağlarda pek çok uygarlığın hüküm sürdüğü bir bölge olması nedeniyle tarihsel dönem deprem kayıtlarının en fazla olduğu bölgelerimizden biridir. Kayıtlar, İzmir kent merkezi ve yakın çevresindeki çoğu yerleşim yerinin tarihsel dönemde çok sayıda depremden etkilendiğini ortaya koyar. Son iki bin yılda bölgede meydana gelen yıkıcı ve hasar yapıcı depremler Çizelge 2.1 de sunulmuştur. Araştırılan kayıtlar İzmir kentinin çoğu depremden etkilenmiş olmasına rağmen özellikle bazı depremlerde çok büyük hasarların meydana geldiğini göstermektedir. Çizelge 2.1, Ambraseys ve Finkel 1995 deprem kataloğu ile İzmir Deprem Senaryosu ve Deprem Master Planı ndaki verilerden oluşturulmuştur. Tarihsel depremler açısından M.S. 17 depremi, İzmir yöresi için en önemli depremlerden birisidir. Bu depremler dışında özellikle 1688 depremi İzmir de büyük ölçüde can kaybı ve hasara sebep olmuştur. Ayrıca, 1739 ve 1778 depremleri de yine İzmir yakınlarında meydana gelmiştir (Ambraseys and Finkel 1995). Tabloda yalnızca tarih olarak verilen değerler milattan sonraya (M.S) ait değerlerdir. 15

26 Çizelge 2.1 İzmir ve yakın çevresinde tarihsel dönemde hasara yol açmış büyük depremler (İDSDMP den düzenlenmiştir.) 16

27 Çizelge 2.1 İzmir ve yakın çevresinde tarihsel dönemde hasara yol açmış büyük depremler (İDSDMP den düzenlenmiştir.) (devamı) 17

28 Çizelge 2.1 İzmir ve yakın çevresinde tarihsel dönemde hasara yol açmış büyük depremler (İDSDMP den düzenlenmiştir.) (devamı) 18

29 Şekil 2.4 Çalışma sahasına ait tarihsel depremlerin harita üzerindeki görünümü (İzmir Deprem Senaryosu ve Deprem Master Planı ndan derlenen veriler kullanılmıştır.) 2.4 Bölgede Aletsel Dönemde Meydana Gelen Depremler (1900-Günümüz) 1900 lü yılların başından itibaren Aletsel Dönem olarak adlandırılan ve günümüze kadarki dönemi içeren zaman diliminde İzmir kenti ve yakın çevresini etkileyen çok sayıda deprem meydana gelmiştir. İzmir kenti merkez olmak üzere yaklaşık 50km yarıçaplı bir daire içerisinde kalan alanda, 1900 yılından günümüze kadar magnitüdü 4.0 ten büyük 190 deprem meydana gelmiştir. Yapılan araştırmada, International Seismology Center (ISC) ve Afet İşleri Genel Müdürlüğü Deprem Araştırma Daire Başkanlığı na ait deprem kataloglar incelenmiştir. Bu depremlerin bazıları bölgede can kaybı ve büyük maddi hasarlara sebep olmuştur. 19

30 Son yüzyıl içinde İzmir ve çevresini etkileyen üç yıkıcı deprem meydana gelmiştir Torbalı Depremi (M=6.5) Solomon - Calvi (1940), 1949 Karaburun Depremi Pınar, (1950); Jackson and McKenzie (1984) ve 1992 Seferihisar Depremi (M=6.0) Türkelli vd. (1994); Pınar (1995) daha çok İzmir in güneyindeki alanlarda etkili olmuştur yılında meydana gelen Seferihisar Depremi (Mw:5,7) ise Seferihisar da az hasara sebep olmuştur. İzmir kent yerleşkesi orta büyüklükte de olsa çevresinde oluşan bu depremlerden etkilenebilecek bir coğrafik konumdadır. Çizelge 2.2 de sunulan depremler İDSDMP deki verilerden oluşturulmuştur. Şekil 2.5 te 1900 den günümüze kadar İzmir ve çevresinde meydana gelen hasar yapıcı depremlerin dağılımı bulunmaktadır. Şekil den günümüze kadar bölgede meydana gelen depremlerin dağılımı (ISC ve DAD verilerinden düzenlenmiştir.) 20

31 Çizelge 2.2 İzmir ve yakın çevresinde aletsel dönemde hasara yol açmış büyük depremler (Türkelli vd 1990 dan düzenlenmiştir.) 21

32 22 Çizelge 2.2 İzmir ve yakın çevresinde aletsel dönemde hasara yol açmış büyük depremler (Türkelli vd 1990 dan düzenlenmiştir.)(devamı)

33 Ekim 2005 Sığacık Körfezi Depremi ve Deprem Dağılımı 17 Ekim 2005 günü İzmir in güneybatısında Sığacık Körfezi nde bir seri deprem meydana gelmiştir. Aynı gün içerisinde Türkiye saatiyle 08:45 te Md=5.7, 12:46 da Md=5.9, 12:55 te Md=5.6 büyüklüklerinde depremler meydana gelmiştir. Bu depremlerin lokasyonları AİGM Deprem Araştırma Dairesi tarafından yapılan hesaplamalar sonucunda Sığacık Körfezi olarak hesaplanmıştır. Derinlikleri yaklaşık 12 km. civarında hesaplanan depremler sığ odaklı depremler olarak nitelendirilir. İzmir ve yakın çevresinde oldukça şiddetli hissedilen deprem, can kaybına neden olmamıştır. Ancak, dışmerkeze en yakın olan Urla, Seferihisar gibi ilçelerde bazı evlerin duvarlarında çatlamalar gözlenmiştir. Depremler sonucu, karada yüzey kırığına rastlanmamıştır. Yapılan ilksel odak mekanizma çözümleri, bu üç depremin yaklaşık K-G doğrultulu, sağ yönlü doğrultu atımlı faylanma mekanizmasına bağlı olarak geliştiğini ortaya koymaktadır. Urla bölgesinde karada izlenen faylanmalardaki karakteristik özellikler de bunu doğrulamaktadır. 20 Ekim 2005 tarihinde, Sığacık Körfezi nde Türkiye saatiyle 10:11 de Md=5.9 büyüklüğünde bir deprem daha meydana gelmiştir. Sığacık Körfezi nde deniz içerisinde 11,6 km. derinlikte kaydedilen deprem, herhangi bir hasara ve can kaybına neden olmamıştır. 23

34 Şekil 2.6 USAG projesi kapsamında Sığacık Körfezi ve çevresinde ilk 3 aylık sürede kaydedilen (M>2.5) depremler için Zaman-Deprem Sayısı grafiği. 17 Ekim 2005 tarihinden sonra bölgede yaklaşık üç ay boyunca M d = arasında 1750 adet artçı sarsıntı kaydedilmiştir. 17 Ekim tarihini takiben ilk 2 haftalık süre içerisinde artçı sarsıntılar yoğun bir şekilde devam etmiş olup daha sonra azalım göstermişlerdir (Şekil 2.6). Artçı sarsıntıların dağılımı genellikle Karaburun Fayı nın doğrultusu ile paralellik göstermektedir ve Karaburun Fayı nın güney ucu ile Sığacık Körfezi nde yoğunlaşmaktadır. Yapılan hesaplamalarda; artçı sarsıntıların derinlikleri 3 7 km.ler arasında yoğunluk göstermektedir. Şekil 2.7 de bölgede meydana gelen sarsıntıların hem koordinat hem de derinliğe bağlı dağılımları görülmektedir. 24

35 Şekil Ekim 2005 Sığacık Körfezi Depremi nden sonra bölgede ilk 3 ay içerisinde meydana gelen atçı sarsıntıların koordinat ve derinliğe göre dağılımları. Sarı noktalar bölgede meydana gelen 5.0 dan büyük depremleri işaret etmekte, kırmızı noktalar ise bu depremlerden sonra bölgede oluşan artçı sarsıntı dağılımlarını vermektedir. 25

36 3. KURAMSAL TEMELLER Bu bölümde, depremlerin dış merkez, iç merkez ve oluş zamanlarının hesaplanması; istasyonlara ait dalga biçimlerinden odak mekanizması hesaplanması ve hesaplanan odak mekanizması çözümlerinden gerilme tensörünün bulunması konularından bahsedilecektir. 3.1 Depremlerin Yerlerinin ve Oluş Zamanlarının Hesaplanması Günümüzde depremlerin koordinat (xο, yο), derinlik (zο) ve oluş zamanlarını (tο) belirlemek için ters çözüm yapan çeşitli algoritmalar geliştirilmiştir. Kullanılan algoritmalarda ana bağıntı aşağıda verilmiştir. t i = t ( xi x0 ) + ( yi y0 ) + ( zi z0 ) + ( 3.1 ) V (3.1) bağıntısındaki değişkenlerin temsil ettikler, parametreler Şekil 3.1 de gösterilmiştir. Deprem dış odağı i numaralı deprem istasyonu (xi, yi, zi,ti) V(km/sn) Deprem iç odağı (xο, yο, zο, tο) Homojen yarı sonsuz ortam Şekil 3.1 Homojen yarı sonsuz ortamda deprem iç merkezinden yayılan dalgaların seyahat tarzı. Burada V:yarı ortamın hızı; xο, yο, zο: depremin enlem, boylam ve derinliği; xi, yi, zi: depremi kaydeden i istasyonunun enlem, boylam ve deniz mesafesinden yüksekliği, tο: depremin ilk oluş zamanı, ti: deprem dalgasının i istasyonunda kaydedilmeye başlandığı zamanı göstermektedir. 26

37 Farklı ters çözüm yöntemleri kullanarak (3.1) bağıntısındaki deprem parametrelerini belirlemek mümkündür. En küçük kareler yöntemi ve bunun gibi farklı ters çözüm yöntemleri bugüne kadar bu tür uygulamalarda kullanılmıştır ve birçok araştırmacı bu yöntemlerden birisini seçerek farklı deprem lokasyon belirleme programı derlemiştir. Bu çalışmada, HYPOCENTER 3.2: A Computer Program for Locating Earthquakes Loccally (Leinert et al. 1986) lokasyon belirleme programı kullanılmıştır. SEISAN programı içerisine adapte edilmiş olması da yapılan çalışmada büyük kolaylık sağlamaktadır. HYPOCENTER programı kendisinden daha önce yazılmış olan HYPO71 ve HYPOINVERSE programlarının bazı özellikleri birleştirilerek bazı özellikleri de geliştirilerek yazılmış bir programdır. Deprem parametrelerini hesaplayan algoritmanın ana hedefi, karekök ortalama hata Root Mean Square (R.M.S) oranını minimum yapmaktır. HYPOCENTER programı hata oranını minimize etmek için her iterasyonda R.M.S değerini hesaplar ve bir önceki adımla kıyaslama yapar. Eğer bir önceki adıma göre R.M.S değeri büyümüşse, θ² sönümlendirme faktörünü arttırarak bir önceki adımda bulduğu sonucu yeniden kullanarak hesaplama yapar. Program başlangıçta θ² değerini olarak alır ve R.M.S değerinin değişimine göre bu değeri arttırır veya azaltır. Programın R.M.S değerinin minimum olduğunu anlaması için koordinatlardaki düzeltmenin 0.05 km den daha az olması ve θ² değerinin 5 kez arka arkaya arttırıldığı halde R.M.S değerini değişmemesi gerekir. Minimum değere yakınsama bu programda iki adımda oluşmaktadır. Birinci adımda, derinlik değeri sabitlenerek koordinat değerlerinin yakınsaması sağlanmakta, ikici adımda ise derinlik değerinin sabitliği kaldırılarak yakınsama tekrar aranmaktadır. Eğer derinlik negatif bulunursa R.M.S değerinin arttığı durumda olduğu gibi θ² değeri tekrar arttırılmaktadır. Bu çalışmada; HYPOCENTER programına giriş model parametreleri olarak çözümde kullanılan USAG deprem kayıt ağı ve GEOFON kayıt ağı istasyon koordinatları ve yükseklikleri kullanılmıştır. Kabuk modeli olarak Kalafat vd. (1987) nin Türkiye nin batısı için yaptıkları kabuk ve üst manto kabuk modellemesi çalışmalarında İzmir istasyonu için hesaplanan kabuk modeli kullanılmıştır (Çizelge 3.1). 27

38 Çizelge 3.1 Çalışmada kullanılan kabuk modeli (Kalafat vd. 1987). Tabakalar H(km) V(km/sn) 1 5,80 4, ,7 6, ,5 7, ,7 8,40 Burada H, tabaka kalınlıklarını km cinsinden; V, o tabakaya ait P dalgası yayılma hızını km/sn cinsinden göstermektedir. 3.2 Odak Mekanizması Hesaplamaları Sismolojide, depremlerin oluşum mekanizmalarını incelemek amacı ile yapılan önemli çalışmalardan bir tanesi odak mekanizma çözümlemesidir. Çözümleme sayesinde depremde kırılmaya uğrayan fay düzleminin yüzeyde görülemeyen doğrultu eğim ve atım yönü belirlenebilir. Özellikle; denizel kaynaklı veya derin odaklı yüzey kırığı bulunmayan depremlerde gözlemsel olanakların zor veya kısıtlı olduğu durumlarda odak mekanizması çözümlerinin önemi büyüktür. Ayrıca, bu parametrelerden başka depreme neden olan kuvvetlerin türlerini ve kırık oluşumuna etken olan kuvvet doğrultularını bulabiliriz. Odak mekanizması çözümleri için farklı yöntemler kullanılmaktadır. Bu yöntemlerden bazıları: P dalgasını ilk hareket yönünden odak mekanizmasının belirlenmesi, Dalga formlarının modellemesi sonucunda odak mekanizmalarının belirlenmesi, Moment Tensör ün ters çözümünden odak mekanizmasının belirlenmesi. 28

39 P dalgası ilk hareket yönlerinden odak mekanizması çözümü, diğer yöntemlere göre daha kolay ve pratik olduğundan bu yöntem seçilmiştir. Kaliteli kayıtlardan okunması, lokasyon çözümlerinin sağlıklı olması ve deprem kayıtçılarının deprem dış merkezine göre dağılımının iyi olması durumunda sonuç son derece güvenilir olmaktadır. Deprem dalgalarının ilk hareket yönlerinden odak mekanizması çözümlemesini üç aşamada sıralayabiliriz: 1. Öncelikle istasyon kayıtlarından depreme ait P dalgasının ilk hareket yönü okunur. Yukarı(+ veya C), aşağı(- veya D) şeklinde, burada + veya C sıkışmayı - veya D genişlemeyi temsil etmektedir. 2. Daha sonra polariteler odak küresi üzerinde her istasyon için işaretlenir. Bu işaretleme esnasında, istasyonun yerini odak küresi üzerinde belirleyebilmek için iki açının bilinmesi gerekir. Bunlar depremin yerine göre istasyonun çıkış açısı ve sismik dalganın odak noktasından çıkış açısıdır. Ancak odak küresini kağıt düzleminde göstermek zor olduğundan iki boyutlu gösterim gerekmektedir. Bunun için farklı izdüşüm yöntemleri geliştirilmiştir. Günümüzde en çok kullanılan yöntem eş alan gösterimi yöntemidir. 3. Alt yarıküre izdüşümü ile gösterilmiş olan farklı ilk hareket yönlerinin gruplandığı alanları birbirinden ayıran, birbirine dik iki düzlem bulunmaya çalışılır. Bunlardan bir tanesi kırılmanın meydana geldiği fay düzlemini temsil eder, diğeri ise yardımcı düzlem olarak adlandırılır(şekil 3.2). P dalgasının ilk hareket yönünden odak mekanizması çözümlemesinde bazı noktalara dikkat edilmesi gerekir. Öncelikle istasyona gelen sismik dalganın polaritesi okunurken okumanın doğru yapılması gerekmektedir. Hatalı okumalar yapılacak çözümü etkileyebilmektedir. Ayrıca, sismik dalganın kaynaktan çıkış açısı çok önemlidir. Bunun için ise, depremin içmerkez hesaplamasının önemi büyüktür. Bunu yapabilmek için ortamın hız yapısının hassasiyeti çok önemlidir. Eğer hız yapısı iyi bilinmiyorsa, içmerkez hesaplamaları ve dolayısı ile sismik dalganın odaktan çıkış açısı hassas olarak belirlenemeyecektir. Bu hesaplamalardaki hatalar, 29

40 odak küresi üzerinde istasyonun yerini ve fay düzlemi çözümünü çok etkiler. Bununla birlikte; P dalgası polaritelerinden hesaplanan çözümlemelerde, sonuç olarak elde edilen mekanizma çözümünde birbirine dik iki düzlem yer almaktadır. Bu düzlemlerden hangisinin gerçek faylanma düzlemi olduğunun bulunması çalışmayı yapan araştırmacıya kalmaktadır. Bunun için en iyi yol, deprem odağı ve artçı şok dağılımlarının doğrultularına uygun olan çevredeki fay doğrultularının ve atım özelliklerinin iyi bilinmesidir. Bu özellikler kullanılarak hangi düzlemin gerçek fay düzlemi olduğu belirlenebilir. Artık günümüzde, bilim ve teknolojinin gelişimiyle birlikte P dalgası polaritesinden yola çıkarak odak mekanizması çözümü yapan çok fazla bilgisayar programı bulunmaktadır. Bunlar; yapılan çözümlerin hem hızlı hem de çeşitli kontrolparametreleri yardımıyla güvenli yapılmasını sağlamaktadırlar. Bu tez çalışmasında, 17 Ekim 2005 tarihinde meydana gelen büyüklüğü 5.0 dan büyük ve ardından meydana gelen magnitüdü 4.0 dan büyük olan depremlerin odak mekanizması çözümleri belirlenmiştir. Odak mekanizma çözümlerinde, P dalgasının ilk hareket yönleri kullanılmıştır. 30