18. DEPREMLER. Prof.Dr.Kadir Dirik Ders Notları

Transkript

1 18. DEPREMLER Doğanın en ürkütücü ve yıkıcı olgularından birisi olan depremler insanlarda hep bir korku duygusu uyandırmış ve bu yüzden sayısız söylence ve efsaneye konu olmuştur. Bir depremi bu denli ürkütücü yapan ise depremin başladığı anda bile, sarsıntıların ne kadar süreceğinin ya da ne şiddette olacağının söylenememesidir. Son 4000 yılda depremlerden dolayı 13 milyon kadar insan ölmüş ve bu ölümlerin yalnızca yaklaşık 2.7 milyonu son yüzyılda olmuştur. 1

2 Şili Depremleri , , , , , , , , , , , , , , Sumatra-Endonezya Depremleri , , , , , , , , , , , , , , 7.9, , , , , , Japonya Depremleri July 13, 869(G) 8.6 M K August 3, 1361(G) 8.25~8.5 M September 20, 1498(G) 8.6 M K January 18, M K February 3, M K December 2, ,1 December 31, M L October 28, M L December 23, M K December 24, M K October 28, M L June 15, M L September 1, M L March 2, Mw December 7, ,1 December 20, M w March 4, M w May 16, M w May 9, M s September 25, M w November 15, M w January 13, M w March 11, M w 2

3 1268 Cilicia ~7 September 10, 1509 Istanbul 7,2 Mw February 23, 1653 Izmir 7,5 August 17, 1668 Anatolia 8 July 10, 1688 Izmir 7 Ms February 28, 1855 Bursa 6,7 June 2, 1859 Erzurum 6,1 Ms April 3, 1881 Çeşme 7,3 Mw April 29, 1903 Malazgirt 6,7 Ms August 9, 1912 Mürefte 7,3 Ms October 4, 1914 Burdur 6,9 Ms September 13, 1924 Horasan 6,8 Ms October 22, 1926 Kars 6 Ms March 31, 1928 İzmir 6,5 Ms May 18, 1929 Suşehri 6,1 Ms May 7, 1930 Hakkâri Ms January 4, 1935 Erdek 6,4 Ms April 19, 1938 Kırşehir 6,6 Ms September 22, 1939 Dikili 6,6 Ms December 26, 1939 Erzincan 7,8 Ms November 15, 1942 Bigadiç 6,1 Ms December 20, 1942 Erbaa 7 June 20, 1943 Hendek 6,6 Ms November 26, 1943 Ladik 7,4 February 1, 1944 Gerede 7,5 October 6, 1944 Ayvalık 6,8 Ms August 17, 1949 Karlıova 6,8 August 13, 1951 Kurşunlu 6,9 March 18, 1953 Yenice 7,2 Ms July 16, 1955 Söke 6,8 Ms April 25, 1957 Fethiye 7,1 Ms May 26, 1957 Abant 7,1 October 6, 1964 Manyas 7 Ms August 19, 1966 Varto 6,7 July 22, 1967 Mudurnu 7,2 September 3, 1968 Bartın 6,5 Ms March 28, 1969 Alaşehir 6,5 Ms March 28, 1970 Gediz 7,2 Ms May 22, 1971 Bingol 6,9 September 6, 1975 Lice 6,6 Ms November 24, 1976 Muradiye 7,5 Ms October 30, 1983 Erzurum 6,9 Ms March 13, 1992 Erzincan 6,8 October 1, 1995 Dinar 6,1 Ms June 27, 1998 Ceyhan 6,2 Ms August 17, 1999 Adapazarı 7,6 November 12, 1999 Düzce 7,2 February 3, 2002 Afyon 6,5 Mw January 27, 2003 Pülümür 6,1 Mw May 1, 2003 Bingöl 6,4 Mw March 8, 2010 Elâzığ 6,1 Mw April 19, 2011 Simav 5,8 Mw October 23, 2011 Van 7,2 Mw 3

4 Deprem, genelde kırıklar boyunca kayaçların ötelenmesini kapsayan faylanma sonucunda ani enerji boşalmasının neden olduğu sarsıntı ya da titreme olarak tanımlanır ve esnek sıçrama kuramı ile açıklanır. a) Esnek sıçrama kuramına göre kayaçlar deforme olduğu zaman, enerjiyi depolar ve bükülürler. Kayaçların iç dayanımları aşıldığında kırılırlar, önceki deforme olmamış durumlarına sıçramaya çalıştıkça enerjiyi dışa doğru deprem dalgaları şeklinde, her yönde boşaltırlar. Bu ani enerji boşalımı depreme yol açar. b) 1906 San Francisco 4 depreminde bu parmaklık 5 m kadar ötelenmiştir.

5 Depreme neden olabilecek deformasyon (fay) çeşitleri Normal Fay Ters Fay Bindirme Fay Doğrultu Atımlı Fay Oblik / Verev Atımlı Fay 5

6 SİSMOLOJİ NEDİR? Sismoloji (deprembilim), 1880 li yıllarda depremin ürettiği titreşimleri saptayan, kaydeden ve ölçen aletler olan sismografların (sismometre/deprem ölçer) geliştirilmesiyle gerçek bir bilim dalı olarak ortaya çıkmıştır. M.S. 132 yılında Çinli filozof Chang Heng tarafından yapılan ilk sismometrenin çalışma ilkesi, halen günümüzde de kullanılmaktadır. Sismografın yaptığı kayda sismogram denir. Bugün birçok sismograf elektronik alıcılar kullanmalarına karşın, hareketleri bilgisayara aktarıp çıkaran yeni sistemler büyük ölçüde önceki sismografların şerit - şemalı sismogram-larının yerini almıştır. Bir deprem olduğunda enerji, sismik dalgalar halinde bırakıldığı noktadan dışarıya doğru dağılır. Bu dalgalar durgun bir su birikintisine atılmış taşın etkisiyle oluşan dalgalara benzer. Buradaki dalgalardan farklı olarak deprem dalgaları kaynağından itibaren dışarıya doğru tüm yönlerde ilerler. Depremler, enerjiyi biriktiren ama dayanımları sınırlı olan kayaçlar yüzünden gerçekleşir, bu yüzden yeterli kuvvet olduğunda kayaçlar kırılır ve biriktirdikleri enerjiyi boşaltırlar. Bir başka deyişle çoğu deprem, büyük bölümünün levha hareketleriyle ilişkili olduğu kırıklar (faylar) boyunca hareket olduğunda gerçekleşir. Kırılma başladığında hareket, fay boyunca birkaç km/sn hız ile, yenilmenin var olduğu koşullara erişene kadar ilerler. Hareketin geliştiği kırılma ne kadar uzun olursa, kayaçlarda biriken enerjinin boşalması da o kadar uzun süreye yayılır ve dolayısıyla yerin sarsılması da o denli uzun sürecektir. 6

7 Sismograf (sismometre) 7

8 Sismogram 8

9 b) Bir yatay hareket sismografı. Deprem sırasında düzeneğin diğer kısmı zeminle birlikte hareket ederken üzerinde gösterge bulunan ağır kütle, eylemsizliği yüzünden sabit kalır. Kolun uzunluğu yer hareketinin yönüne paralel olmadıkça gösterge, deprem dalgalarını dönmekte olan tambur üzerine kaydedecektir. Bu sismograf, batıdan doğuya doğru olan dalgaları kaydederken gerek duyulduğunda bu sismog rafa dik açılarda olan bir başka sismograf da kuzeyden güneye olan dalgaları kaydeder. c) Bir düşey hareket sismografı. Bu sismograf da yatay hareket aletiyle aynı ilkede çalışır ve düşey yer hareketlerini kaydeder. (a) (b) (c) 9

10 Depremin Odağı (İç Merkez) ve Episantrı (Dış Merkez) Yer in içinde kırılmanın başladığı, yani enerjinin ilk boşaldığı, nokta depremin odak noktası ya da hiposantrıdır. Episantr ise odak noktasının yeryüzündeki izdüşümüdür. Sismologlar depremleri odak derinliklerine göre üç gruba ayırırlar. Sığ odaklı depremlerin odak derinlikleri yüzeyden itibaren 70 km den daha az olurken, orta odaklı depremlerin odak derinlikleri 70 ile 300 km arasında ve derin odaklı depremlerin ise odak derinlikleri ise 300 km den daha derin olan depremleri kapsar. Depremler eşit biçimde bu gruplar arasında dağılmaz. Bütün deprem odaklarının yaklaşık % 90 ının odak derinliği 100 km nin altındadır oysa, sadece % 3 kadarı derin odaklıdır. Birkaç istisnayla birlikte sığ odaklı depremler en yıkıcı olanlardır. Deprem odakları ve levha sınırları arasında ilginç bir ilişki vardır. Uzaklaşan ve transform levha sınırları boyunca oluşan depremler hep sığ odaklıdır, oysa birçok sığ ve neredeyse tüm orta ve derin odaklı depremler yaklaşan kenarlar boyunca gerçekleşir. Ada yayları, yakınlaşan kıta kenarları ve bunlara komşu okyanus çukurları yakınlarındaki depremler yaklaşık 45 lik açıyla diğer levhanın altına doğru dalan dar, çok belirgin sismik kuşaklar oluşturur. Bu kuşaklar Benioff kuşağı olarak adlanmıştır. 10

11 Bir depremin odağı, kırılmanın başlayıp enerjinin boşaldığı yerdir. Odaktan Yeryüzüne çizilen dikmenin yüzey kestiği yer episantrdır. Deprem dalgası cepheleri, kaynağı olan deprem odağından dışa doğru tüm yönlerde ilerler. 11

12 Büyük Okyanusun güneyinde Tonga volkanik yayının altına doğru yaklaşık 45 lik açı ile dalan çok belirgin bir kuşak boyunca odak derinliği artar. Dalan sismik kuşaklara Benioff kuşakları denir. 12

13 DEPREMLER NERELERDE VE NE SIKLIKTA OLUR? Yerküremiz, dıştan içe doğru Yerkabuğu, Manto ve Çekirdek olarak adlandırılan katmanlardan oluşmuştur. Yerin en dıştaki katmanı olan yerkabuğu, kıtalar altında km, okyanusların altında ise 5-8 km'lik bir kalınlığa sahiptir (Şekil 2). Yerkabuğu kendisi gibi katı olan ve Litosfer (Taşyuvar) adı verilen ve yaklaşık olarak km kalın bir katmanın en üst kısmını oluşturur. Litosferin altında ise Üst Mantonun daha yumuşak (akıcı) bölgesi olan ve Astenosfer olarak adlandırılan bölüm yer alır. Okyanus tabanlarını ve kıtaları oluşturan yerkabuğu buralarda farklı fiziksel ve kimyasal özelliklere sahiptir. Kıtaları oluşturan kabuk alüminyum oksit ve silisyum oksitçe zengin ve az yoğun ( gr/cm 3 ) kayalardan, okyanus tabanlarını oluşturan kabuk ise demir ve magnezyum oksitçe zengin daha yoğun ( gr/cm 3 ) kayalardan oluşur. Litosferin katı ve rijid yapısına karşılık Astenosfer kendi içerisinde senede santimetre mertebesinde bir hızla hareket etmektedir. Astenosfer içerisindeki bu konveksiyon akımları üstteki Litosferin parçalara ayrılmasına ve farklı yönlere sürüklenmesine neden olurlar. Astenosferin senede santimetre mertebesindeki hareketleri sonucunda Litosfer birbirine göre hareket eden çeşitli boyutlardaki parçalara ayrılmıştır. Bu litosfer parçalarına Levha, bunların hareketini inceleyen bilim dalına da Levha Tektoniği adı verilir. 13

14 14

15 15

16 16

17 Deprem episantrlarının dağılımı ve levha sınırları arasındaki ilişki. Depremlerin yaklaşık %80 i Pasifik çevresi kuşağında, %15 i Akdeniz-Asya kuşağında ve geriye kalan %5 i de levha içlerinde ya da okyanus yayılma sırtlarında olur. Her nokta tek bir deprem episantrını gösterir 17

18 18

19 DEPREM DALGALARI 19

20 Bir deprem iki tür cisim dalgası yaratır. P-dalgaları ve S-dalgaları. P-dalgaları ya da birincil dalgalar en hızlı deprem dalgaları ve katı, sıvı ve gazların içinde yol alabilirler. P-dalgaları sıkışma ya da itme çekme dalgalarıdır ve dalgaların kendilerinin de ilerlediği aynı yönde bir hat boyunca malzemenin ileri geri hareket ettiği ses dalgalarına benzerler. Böylece içinden P-dalgalarının geçtiği malzeme, dalga ilerleyip geçtikten sonra orijinal büyüklüğüne ve şekline geri döndüğünde genişler ve sıkışır. Gerçekte Yer in içinden çıkan P-dalgaları, ses dalgaları halinde atmosfere yayılır ve belli frekanslarda insanlar ve hayvanlar tarafından duyulabilir. S-dalgaları ya da ikincil dalgalar, P-dalgalarından biraz daha yavaştır ve sadece katı malzemelerde yol alabilir. S-dalgaları makaslama dalgalarıdır çünkü malzemeyi hareket yönüne dik olarak hareket ettirerek içlerinde yol aldıkları malzemede makaslama gerilimleri yaratırlar. Sıvılar (ve gazlar) sert olmadıkları için kesme dayanımları yoktur ve S-dalgalarını iletmezler. 20

21 Yüzey dalgalar yeryüzünde ya da yüzeyin hemen alt nda yol al r ve cisim dalgalar ndan daha yavaşt r. Cisim dalgalar n n sebep oldu u ani sars nt ve sallanman n tersine, yüzey dalgalar genel olarak, bir kay kta hissetti imize çok benzeyen bir yalpalanma ya da ileri geri sallanma hareketini yarat r. En önemli yüzey dalgaları onlar keşfeden ngiliz bilimadamlar Lord Rayleigh ve A. E. H. Love un adlar n n verildi i Rayleigh dalgalar (R-dalgalar ) ve Love dalgalar d r (L-dalgalar ). Rayleigh dalgalar ço unlukla daha yavaşt r ve su dalgalar gibi davran r; bu dalgalar ilerlerken malzemenin taneleri dalga hareketi yönündeki dikey bir düzlem içinde elips şeklinde bir yol katederek su dalgalar na benzer biçimde davran rlar. Love dalgas n n hareketi ise S-dalgas n n hareketine benzer, ama malzemenin taneleri dalga ilerleyişinin yönüne dik olan yatay bir düzlemde sadece ileri geri hareket ederler. Bu yanal hareket tipi özellikle binalar n temellerine hasar verebilir. 21

22 DEPREMİN EPİSANTRI NASIL BELİRLENiR? (a) P-, S- ve L- dalgalarının oluşturduğu geliş sırası ve dizilimini gösteren bir sismogram çizimi. Deprem olduğunda, cisim ve yüzey dalgaları odaktan dışarı doğru aynı anda yayılırlar. P- dalgaları en hızlı olduğu için sismograflara ilk önce (a) gelir, sonra S- dalgaları ve en son da en yavaş olan yüzey dalgaları gelir. P- ve S- dalgalarının geliş zamanları arasındaki farka P - S zaman aralığı denir; sismograf istasyonunun odak noktasına olan uzaklığının bir fonksiyonudur. 22

23 (b) 1906 San Francisco depreminin km uzaktaki Almanya, Göttingen de kaydedilen sismogramı. Toplam kayıt yaklaşık 26 dakikayı gösterir, böylece P dalgalarının gelişi ile daha yavaş hareket eden S dalgalarının gelişi arasında geçen zaman dilimi oldukça büyüktür. Burada gösterilmeyen yüzey dalgalarının gelişi ise aletin patlamasına yol çmıştır. 23

24 (c) P- ve S- dalgalarının ortalama ilerleyiş zamanlarını gösteren bir zaman-uzaklık grafiği. Sismograf depremin odak noktasından ne kadar uzakta olursa P- ve S dalgalarının gelişleri arasındaki aralık o kadar uzar ve böylece grafik üzerinde P-S zaman aralığı olarak gösterilen zaman - uzaklık grafiğindeki eğriler arasındaki uzaklık da o denli büyür. 24

25 25

26 Bir depremin episantrını belirlemek için üç sismograf istasyonuna gereksinim vardır. Bir istasyonun episantra uzaklığını saptamak için, P - S zaman aralığı zaman - uzaklık grafiğine konulur. Her istasyondan bu çapta bir daire çizilir ve üç dairenin kesişim noktası depremin episantrını verir. 26

27 DEPREMİN BUYUKLUĞU VE GÜCÜ NASIL ÖLÇÜLÜR? Bir depremin gücü iki değişik şekilde ölçülür: Şiddet ve Büyüklük Şiddet Şiddet, depremin yaptığı hasar türünün ve insanların depreme gösterdiği tepkilerin nesnel bir ölçüsüdür. 19. yüzyılın ortalarından bu yana şiddet, depremin büyüklüğü ve gücünü kabaca kestirmek amacıyla kullanmıştır. En yaygın kullanılan şiddet ölçeği, I den XII ye kadar değişen değerlere sahip olan Mercalli Şiddet Ölçeğidir. Büyüklük 1935 yılında Kaliforniya Teknoloji Enstitüsü nde bir sismolog olan Charles F. Richter tarafından geliştirilmiştir. Richter Büyüklük Ölçeği depremin kaynağında boşalan toplam enerji miktarı olan büyüklüğünü ölçer. Bu ölçek 1 ile başlayan açık uçlu bir derecelendirmedir. Bugüne kadar kaydedilen en büyük değer 9.1 dir. Bir depremin büyüklüğü sismogram üzerinde kaydedilmiş en büyük deprem dalgasının genliğinin ölçülmesi ile saptanır. Richter, büyük sayılardan kurtulmak için kaydedilen en büyük deprem dalgasının genliğini sayısal bir büyüklük değerine dönüştüren 10 tabanlı logaritmik bir ölçekten yararlanmıştır. Böylece, büyüklük değerinin her bir sayı artışı dalga genliğinde 10 katlık bir artışa karşılık gelir. Örneğin 6 büyüklüğündeki bir depremin en büyük sismik dalgasının genliği, 5 büyüklüğündeki bir depremin ürettiğinin 10 katı, 4 büyüklüğündekinin 100 katı ve 3 büyüklüğünde bir depremin de 1000 katı (10 x 10 x 10= 1000) daha büyüktür. Her bir sayı artışı dalga genliğinin 10 kat artışına karşılık gelir ancak her artış ayrıca, kabaca 30 katlık bir enerji boşalımını da işaret eder. Bu, 6 büyüklüğünde yaklaşık 30 depremin bıraktığı enerjinin 7 büyüklüğündeki bir depremin bıraktığına eşit olduğu anlamına gelir. 27

28 28

29 Richter Büyüklük Ölçeği depremin kaynağında bırakılan toplam enerji miktarını ölçer. Büyüklük, en büyük deprem dalgasının genliğinin ölçülüp sağdaki ölçeğe işaretlenmesiyle belirlenir. P- ve S- dalgalarının geliş zamanları arasındaki farklılık (saniye cinsinden) soldaki cetvelde işaretlenir. Bu iki nokta arasında bir çizgi çizildiği zaman, çizginin ortadaki cetveli kestiği nokta depremin büyüklüğüdür. 29

30 Süreye Bağlı Büyüklük (Md) Daha büyük bir depremin, sismometre üzerinde daha uzun bir süre için salınımlara yol açacagı ilkesinden hareket edilir. Depremin, sismometre üzerinde ne kadar uzun süreli bir titreşim oluşturduğu ölçülür ve deprem merkezinin uzaklığı ile ölçeklenir. Bu yöntem küçük (M<5.0) ve yakın (Uzaklık<300 km) depremeler için kullanılır. Yerel (Lokal) Büyüklük (Ml) Bu yöntem 1935 te Richter tarafından depremleri ölçmek için önerilen ilk yöntemdir. Bu yöntem, havuza atılan taş örneğinde, taşın suya çarparken oluşturduğu ses dalgalarının suyun içerisine yerleştirilmiş bir mikrofon ile dinlenmesine benzetilebilir. Ses kaydında oluşan en yüksek genlik değeri, uzaklık ile ölçeklenerek taşın büyüklüğü hakkında bilgi verecektir. Depremin büyüklüğünü kestirirken de aynı ilke uygulanır. Bu yöntem de görece küçük (büyüklüğü 6.0'dan az) ve yakın (uzaklığı 700 km'den az) depremeler için kullanılır. Doğru değerlerin bulunması için sismometrelerin çok iyi kalibre edilmiş olması esastır. Yüzey Dalgası Büyüklüğü (Ms) Bu yöntem ilk iki yöntemin yetersiz kaldığı büyük depremleri (M>6.0) ölçmek için geliştirilmiştir. Havuz örneğine geri dönecek olursak, suyun yüzeyinde oluşan ve halkalar şeklinde merkezden çevreye yayılan dalgaların en yüksek genliğinin ölçülmesi esasına dayanır. Bu tür dalgalar yeryüzünde kaynaktan çok uzak mesafelere yayılabilirler. Diğer yöntemlerin aksine bu yöntemin güvenilirliği uzak mesafeden yapılan ölçümlerde daha da artar. 30

31 Cisim Dalgası Büyüklüğü (Mb) Bu yöntem Yüzey Dalgası yöntemine benzer, tek farkı yüzeyden yayılan dalgalar yerine derinliklerde ilerleyen dalgaların kullanılmasıdır. Havuz örneğine dönersek, taşın suya çarpması ile oluşan ses dalgaları (akustik dalga) suyun içerisinde uzak mesafelere yayılabilir. Bu ses dalgalarının bir mikrofon ile dinlenebilir ve ulaştığı en yüksek genlik taşın büyüküğü konusunda bilgi verir. Deprem için de durum benzerdir. Ancak yerkabuğu içerisinde sadece ses dalgası değil, kesme dalgası adı verilen bir başka dalga türü de üretilir. Bu iki dalga türünün tümüne Cisim Dalgaları adı verilir. Sismometreler, mikrofondan farklı olarak her iki dalga türünü (Cisim Dalgaları) de kaydedebilir. Moment Büyüklüğü (Mw) Bu büyüklük türü, diğerlerine göre en güvenilir olanıdır. Bilim dünyasında, eğer bir deprem için moment büyüklüğü hesaplanabilmişse, diğer büyüklük türlerine gerek kalmadığı düşünülür. Belirleme açısından hepsinden çok daha karmaşıktır. Esas olarak depremin oluşumunun matematiksel bir modelinin yapılmasına karşılık gelir. Bir araştırıcının gerçeklestirebileceği bilimsel bir çalışma süreci ile hesaplanabilir ve bu yüzden hesaplamaların belirli bir zaman alması kaçınılmazdır. Otomatik olarak uygulamaya konulabilimesi ise zordur, dünyada sayılı birkaç gözlemevinde, sadece belirli bir büyüklügün üzerindeki depremler için rutin olarak hesaplanmaktadır. Uygulamada, sadece belli bir büyüklüğün üzerindeki depremler için (M>4.0) Moment Büyüklüğü hesaplanabilir. 31

32 DEPREMİN DOĞA VE YAPILAR ÜZERİNDEKİ ETKİLERİ Depremlerin oluşturduğu yer sarsıntısı gerek insan yapımı gerekse doğal yapılarda deformasyona neden olur. Yer sarsıntısının doğrudan neden olduğu bu hasarların yanı sıra depremler örneğin tsunami, su baskını ya da yangın gibi bazı olayları da tetiklemekte ve zararlara yol açmaktadır. Depremler doğal unsurlar üzerinde de ciddi tahribat yaratabilmektedir. Depremin büyüklüğüne bağlı olarak deprem esnasında fayın iki tarafında bulunan bloklar birbirine göre hareket eder, böylece yüzey kırıkları oluştururlar. Bu kırıklar bazan yüzlerce kilometre uzunluğa ulaşabilmektedir. Örneğin 1939 Erzincan depreminde yüzey kırığı 360 km, 1999 Gölcük depreminde ise 130 km olarak belirlenmiştir. Depremin büyüklüğüne bağlı olarak fayın iki tarafındaki blokların birbirine göre hareket miktarı (atım) da farklı değerler almaktadır. Atım miktarı 1939 Erzincan depreminde 7.5 m, 1999 Gölcük depreminde 5 m. Depremler genellikle mevcut olan heyelanların tetiklenmesine de yol açarlar. Bu heyelanlar kara alanlarında olabildiği gibi 1999 Gölcük depreminde yaşandığı gibi deniz altında da olabilir ve bu durumda dev dalgalara (tsunami) da yolaçabilirler. Diğer yandan deprem esnasında henüz çimentolanmamış kayaların boşlukları içerisinde bulunan yeraltısuları yüksek basınç kazanarak zemin tanelerinin birbirlerine olan sürtünmelerini yok etmekte, böylece kum oranının fazla olduğu ya da zeminin gevşek olduğu ortamlar, depremlerin sarsıntısı etkisiyle sıvı gibi davranarak duraylılıklarını kaybetmektedirler. Sıvılaşma adı verilen bu olay sonucunda zemin taşıma gücünü kaybetmekte, binalar sıvılaşmış zemin üzerinde yüzdüklerinden devrilmekte ya da zemine batmaktadır. 32

33 Deprem dalgalarının genliği ve zaman aralığı genellikle ana kayaçtan zayıf pekişmiş ya da suya doygun malzemeye geçtiğinde artar. Bu yüzden zayıf malzeme üzerine yapılmış olan binalar, ana kayaç üzerine yapılmış olanlara göre daha çok hasar görür. 33

34 2011 Japonya Depremi, Mw: kobe Depremi, M:

35 1995 kobe Depremi, M:

36 1995 kobe Depremi, M:

37 37

38 2004 Sumatra Depremi, Mw:

39 39

40 40

41 1964 Alaska Depremi, Mw: 9.2, Ms:

42 42

43 43

44 44

45 45

46 46

47 Ege Graben Sistemi 47

48 Yeryuvarı nın içi Yeryuvarı nın iç yapısı. Yeryuvarı nın iç yapısını daha ayrıntılı gösteren bir kesit. 48

49 SİSMİK DALGALARLA YERİN İÇİNİN ARAŞTIRILMASI Değişik türdeki dalgaların ortak özelliği, yayılım hızlarının geçtikleri malzemeye bağlı olduğudur. Örneğin P ve S dalgaları bazaltta granite göre daha hızlı yayılırlar. P ve S dalgalarının hızları, bunların kat ettikleri mesafe ve yayılım süresi yardımı ile bulunabilir. Yayılma hızı ve güzergah kavramları dalgalar birden fazla malzemeyle karşılaştıkları zaman karışık hale gelirler. Bu durumda, sismik dalgalar aynen ışık ışınları gibi iki değişik malzemenin sınırında kırılma ve yansımaya uğrarlar. Sismologlar, sismik dalgaların kırılma ve yansıma olaylarını inceleyerek arzın içinin bazı özelliklerini çözmektedirler. 49

50 (a)yeryuvarı bütünüyle homojen olsaydı deprem dalgası ışınları düz yollar izleyecekti. (b) Yoğunluk ve esneklik derinlikle arttığından ötürü dalga ışınları, yollarını kavisli hale getirecek biçimde sürekli kırılırlar. (c) P-dalgalarının farklı yoğunluk ve esnekliğe sahip malzemeleri birbirin - den ayıran sınırlarla karşılaştığında kırılma ve yansımaları. Kırılmayan tek dalga ışını sınırlara dik olarak gelir. 50

51 P dalgalarının yer içindeki yayılımı. Bir odaktan itibaren açısal uzaklık olarak, 105 ve 142 arasında P dalgaları kayıt edilememektedir. Bu alana P dalgası gölge alanı adı verilir (P WAVE SHADOW ZONE). Bunun nedeni, bu dalgaların yerin merkezine doğru yayılmaları sırasında, çekirdek sınırında bükülerek çekirdek içine girmeleri ve tekrar başka kısımlardan yüzeye çıkmalarıdır P dalgalarının yayılması 51

52 S dalgalarının yayılması. Buna göre, S dalgaları çekirdekten geçmemektedirler. S dalgalarının katı dışında ortamlardan geçmediği bilindiğine göre, çekirdeğin dış kısmının sıvı olması gerekir. Başka sismik dalga çeşitleri ile çekirdeğin içinin katı olması gerektiği ileri sürülmüştür. S dalgalarının yayılması 52

53 Yeryuvarı içinin Bileşim ve Yapısı Binlerce deprem verisi ve nükleer denemelerde oluşan suni depremlerden elde edilen verilere göre, yerin ana tabakaları: dışta çok ince bir kabuk, 2900 km derinliğe kadar uzanan bir manto, ve 2200 km kadar kalın, sıvı halde bir dış çekirdek, ve buradan merkeze kadar uzanan bir katı iç çekirdektir. Yandaki şekilde yeryuvarında katmanlar şeklinde yer alan kısımlar ve bunlara ait sismik hızlar ve derinlikler verilmiştir. Görüldüğü gibi, P dalgalarının hızı, kabuktan itibaren dış çekirdeğe kadar artmakta, manto-çekirdek sınırında azalmakta, ve sonra tekrar artmaktadır. S dalgalarının hızları ise, manto-çekirdek sınırına kadar artmaktadır. Buradan itibaren iç çekirdeğe kadar S dalgası izlenmemiştir. 53

54 Kabuk Sismik dalgalarla ve değişik kabuk kayaları üzerinde yürütülmüş olan dalga hızı ölçmeleri ile iyi incelenmiş olan kabuk, değişik kalınlıklara sahiptir. Okyanuslarda 5 km olan kabuk, kıtalar altında 40 km, fakat yüksek dağlar altında ise 65 km ye kadar kalın olabilir. Kabuk içinde yol alan P dalgalarının hızı 6 ila 7 km/saniye dir. Hızlar felsik (granit) kayaçlarda 6 km/san, mafik (gabro) 7 km/san ve ultramafik kayaçlarda (peridodit) 8 km/san kadardır. Bu hızlardan kıtasal kabuğun bileşiminin granitik olduğu, gabronun kabuğun alt kesimlerinde olduğu ve okyanusal kabukta granit bileşiminde kayaçların olmadığı anlaşılmıştır. Okyanusal kabuk sadece bazalt ve gabro içermektedir. Kıtasal kabuğun alt kesimlerinde P dalgalarının hızı keskin bir şekilde 8 km/san değerine ulaşır. Bu hız bu kayaçların daha derindeki ve mantoya ait ultramafik peridodit türünde olabileceğini göstermektedir. Manto ile kabuk arasındaki sınıra Moho (Mohorovicic, 1909, Yugoslav deprem bilimci) süreksizliği adı verilmiştir. Kabuğun alttaki mantodan daha hafif olduğunu gösteren bu veriler, kabuğun manto üzerinde yüzecek şekilde daha hafif malzemelerden yapılmış olduğu teorisini de destekler niteliktedir. 54

55 Deprem dalgaları inceleyen Andrija Mohorovicic, yaklaşık 30 km derinlikte sismik bir süreksizlik olduğunu saptadı. Sismik istasyonlara ilk önce daha uzağa gitseler bile daha derinde ve daha hızlı giden deprem dalgaları ulaşır. Moho olarak bilinen bu süreksizlik kabuk ve manto arasında yer alır. 55

56 P-dalgası hızının üst manto ve geçiş kuşağındaki değişimleri. 56

57 Manto Üst mantoda yer alan peridodit, demir ve magnezyum silikat olan olivin ve piroksen minerallerinden oluşmuştur. 1970'lerden beri yapılan çalışmalar, en üst mantonun 100 km kadar olan ve litosfer (a) adı verilen kesiminden S dalgalarının geçebildiğini, dolayısı ile katı olduğunu gösterdi. Litosferin altında ise, S dalgalarının hızı azalır ve dalgalar kısmen soğurulurlar. Laboratuar çalışmaları, S dalgalarının katıdan kısmen erimiş bir kesime geçtiklerini göstermektedir. Bu kesime astenosfer (b) adı verilir. Astenosferin, belki yüzde bir kaç oranında erimiş madde içerdiği düşünülür. Bu düşünce de, astenosferin bazaltik magmaların kökeni olduğu ve katı litosferik plakaların alttaki kısmen erimiş ve zayıf astenosfer üzerinde hareket edebilecekleri fikirleri ile uygundur. 200 ila 400 km arasında S dalgalarının hızı gittikçe artar (c). 400 km nin altında ise önemli bir hız artışı vardır (d). Bu hız artışının, laboratuar deneyleri ile, bu kesimdeki basınç ve sıcaklığın olivin kristallerindeki atomik yapının değişmesine bağlı olduğu düşünülmektedir. Aynı hız artışı, 670 km derinlikte de görülmektedir (f). 700 km den 2900 km derinliğe kadar olan alt mantoda ise S dalgalarının dereceli olarak artması ile, derinlik arttıkça bileşim ve yapının fazla değişmediği anlaşılmaktadır. 57

58 Çekirdek S dalgalarının incelenmesinden, çekirdeğin dış kısmının sıvı halde olduğu anlaşılmaktadır. P dalgalarının daha merkeze doğru bir kesimde (5100 km) hızlarının artışı, bu kesimin katı olduğu izlenimini vermektedir. Yapılan laboratuar çalışmaları, bu kesimlerin genellikle demir içerdiklerini ortaya koyar. Bu aynı zamanda astronomların da vardıkları sonuçlara uygundur. Son yıllarda yapılan sismik araştırmalar ise, iç çekirdeğin aynı yönde sıralanmış demir kristallerinden oluştuğunu, ve bu kesimin dev bir tek kristal gibi davrandığını öne sürmektedir. Bu buluş şüphesiz dünyanın manyetik alanının açıklanması için yararlı olacaktır. YERYUVARININ İÇİNİN ISISI Yerin içindeki sıcaklığın dışarıya iletimi iki tür ısı transfer tipi (ısı iletimi ve konveksiyon) ile gerçekleşir. Isı iletimi (Conduction) Sıcak bir yerden soğuk bir yere iletimle ısı transferi, malzemeyi oluşturan atom ve moleküllerin hareketleri ile olur. Sıcak ve titreşen parçaların hareketleri ile bu ısı iletilir. Değişik malzemeler ısıyı değişik miktarlarda iletir. Metaller ısıyı plastikten daha iyi iletir. Kaya ve toprak ise ısıyı kötü iletirler. 58

59 Kayanın kötü ısı iletimi nedeni ile, 100 metre kalınlığında bir lav akıntısının 1000 den yüzey sıcaklığına soğuması 300 sene kadar zaman alır. Buna göre, 400 km kalınlığında bir kaya plakanın bir yüzündeki ısı diğer yüzüne ancak 5 milyar yıl sonra iletilir. Bu da dünyanın yaşından daha fazladır. Buna göre, dünya sadece iletimle soğusa idi 400 km altında bulunan ısı henüz yüzeye iletilmemiş olacaktı. Bu da, daha önce gördüğümüz gibi dünyanın ilk zamanlarında erimiş halde bulunan mantonun hala sıvı halde olmasını gerektirir. Fakat, sismik dalgalar bize bu kesimin (mantonun) sıvı halde olmadığını göstermektedir. Sonuçta, dünyanın 4 milyar yıldan beri soğumasını açıklayacak başka olayların olması gerektiği ortaya çıkmaktadır. Bu mekanizma konveksiyondur. Konveksiyon Konveksiyon, ısıtılan bir sıvı veya gazın genleşmesi ve, çevreden daha az yoğun hale gelmesi ile yükselmesidir. Konveksiyonda, ısınan malzeme hareket ettiği ve ısıyı taşıdığı için konveksiyonla ısı transferi iletimle olandan daha fazladır. Isı transferi katı maddelerde sadece iletimle gerçekleşirken, konveksiyon uzun zamanlar boyunca akan katılarda olabilir. Yıl mertebesinde manto katı gibi davranırsa da, milyonlarca yıl süre için ve yüksek basınç ve sıcaklık koşullarında manto sıvı gibi davranır. Bu haldeki manto malzemesi, çok kıvamlı bir akışkan olarak akar. Bu tez, şu soruları da beraberinde getirir: Konveksiyon, dünyanın ısısının iletildiği önemli bir işlev midir? Halen sürmekte midir? Geçmişte de olmuş mudur? 59

60 Konveksiyonun etkileri Okyanus açılması ve plaka tektoniği konveksiyonun sürmekte olduğunun direkt işaretleridir. Okyanus ortasında yükselen sıcak malzeme yeni litosfer oluşturur. Bu malzeme yayılarak soğur ve daha sonra tekrar mantoya doğru batar (dalma-batma olayı), ve mantoda eritilir. Bilim insanlarına göre, konveksiyon akımları mantonun birkaç yüz kilometresi içinde olmaktadır. Bazılarına göre, tüm manto bu işleve katılmaktadır, Bazılarına göre ise, konveksiyona derinlerde bulunan sıcak noktaların üzerine yeralan kısımlardaki hareketler yolaçar. Yöntem ne olursa olsun, dünya jeolojik zamanlar boyunca olasılıkla bu yolla soğumuştur. Bu yolla hareket eden plakalar, dağları ve diğer yeryüzü şekillerini içten gelen enerji şeklinde oluştururken, dış enerji olan güneş, ve etkileri ise, yükseklikleri aşındırma yönünde çalışır. 60

61 Yeryüzü içindeki sıcaklıklar Genellikle madencilik veya petrol sondajı çalışmalarından bilinen ve her 100 metre derinlik için sıcaklığın 2 veya 3 artışının dünyanın merkezine kadar olduğu varsayılırsa, merkezde sıcaklığın on binlerce derece olması gerekir. Bu da burada sadece erimiş malzemenin bulunmasını gerektirir ki bu da sismolojinin bulgularına ters düşer. Çeşitli laboratuar çalışmaları ile kökeni mantoda olan ve volkanlardan çıkan malzemelerin sıcaklıkları, demirin ve kayaların laboratuarda elde edilen erime sıcaklıkları ve sismolojik verilerin bir sentezi yapılmıştır. Buna göre, arzın merkezinde hüküm süren sıcaklıklar 4000 ila 5000 dir. 61

62 YERİN MANYETİK ALANI Yerin manyetik alanı, yerin merkezinde ve dönme ekseni ile 11 açı yapan bir mıknatıs varmış gibi davranmaktadır. Bu mıknatısın etkisi, yeryüzünün herhangi bir noktasında bir pusulanın ibresinin gösterdiği yaklaşık kuzey-güney doğrultulu kuvvet çizgileri ile anlaşılmaktadır. Yeryuvarının manyetik alan özellikleri. 62

63 Bu varsayım, yani dünyanın merkezinde bulunabilecek bir mıknatısın varlığı, önemli engelle karşılaşır. Laboratuar deneyleri, ısının manyetizmayı yok ettiğini, ve sıcaklığın 500 aşması ile maddelerin mıknatıs olma özelliklerinin kalktığını göstermiştir. Buna göre, 20 ila 30 km derinliklerde malzemeler, sıcaklığın bu seviyeler ulaşması nedeni ile, mıknatıslanma gösteremez. Manyetik alan, ayrıca dinamolarda olduğu gibi, elektrik akımları ile de yaratılabilir. Elektrik santrallerinde bu su veya buhar gücü ile bir manyetik alan içinde döndürülen, bakır tel sarımlı bobinlerle yapılır. Yeryüzünde etkilerini gözlemlediğimiz bu manyetik alanı yaratabilecek kuvvete elektrik akımları üreten dinamo acaba arzın içinde olabilir mi? Araştırıcılara göre, böyle bir dinamonun yeri dış çekirdektedir. Erimiş ve demirden oluşmuş dış çekirdek katı iç çekirdeğin etrafında konveksiyon akımları ile dönmekte, ve bir tür dinamo oluşturmaktadır. Henüz iyi anlaşılamamış bir işlevle, çekirdekte süregelen bu hareket ile hem elektrik akımları hem de bir manyetik alan yaratılmaktadır. Yeryüzüne ulaşan bu manyetik alan, çekirdekteki bu alanın etkileridir. 63

64 Paleomanyetizma 1960 lı yılların başında, bir Avustralya lı öğrenci, aborjinlerin yaktıkları bir kamp ateşinden, ilk konumlarını (doğrultularını) kayıt ettiği kayaları inceledi. Yaptığı çalışmada, kamp ateşinin sıcaklığından pişen bu taşların manyetik alanının bugünkünün tam tersi olduğunu gösterdi. Hocasının inanmamasına karşın, öğrenci, kamp ateşinin yakıldığı günümüzden yaklaşık yıl önce, yerin manyetik alanının bugünkünün tersi olduğunu ileri sürdü. Yani o zaman bir pusula, kuzey yerine güneyi gösterecekti. 64

65 Yapılan çalışmalar, mıknatıslanabilecek demirli mineraller içeren kayaçların, örneğin volkanik kayaçların, soğuması sırasında, 500 nin altına inmeleri ile, o zamanki manyetik alana paralel bir şekilde sıralandıklarını ortaya çıkardı. Yani, bu mineraller kayacın içinde aynı yönü gösteren minik mıknatıslar şeklinde taşlaşıyorlardı. Buna sıcaklıkla kalıcı mıknatıslanma (THERMOREMANENT MAGNETIZATION) adı verildi. Kalıcılıkla, manyetik alan değişse bile kalan bir mıknatıslanma anlaşılmaktadır. Böylece, Avustralya lı öğrenci, taşların en son ateşten etkilendiği ve soğurken o zamanki manyetik alanı kaydettiği olguyu incelemiş oldu. Aynı düşünce ile, örneğin 100 milyon yıl önce püskürmüş olan bir volkandan çıkan lavlar, katılaşır ve soğurlarken, orta Kretase yaşına ait manyetik alanın etkisini de kayıt ederler Bu olay, çökelmede de kendini gösterir. Deniz tabanına çökelen tortullar arasında bulunabilecek örneğin manyetit mineralleri taşlaşma sırasında o dönemdeki manyetik alana paralel olacak şekilde sıralanırlar. Çökelmede kalıcı mıknatıslanma (DEPOSITIONAL REMANENT MAGNETIZATION) adı verilen bu olayla, tortul kayaçlardan da eski jeolojik zamanlara ait manyetik alan verileri elde edilebilmektedir. 65

66 Denizel çökellerde manyetik alanın kaydı Bu olguya paleomanyetizma veya fosil manyetizma (PALEOMAGNETISM, FOSSIL MAGNETISM) ismi verilmektedir. Bilinen en eski mıknatıslanmış 3.5 milyar yıllık kayaçlar üzerinde yürütülen çalışmalarda, yerin o zamanlar bugünküne çok farklı olmayan bir manyetik alanı olduğunu gösterdi. Bu da 4.5 milyar yıl yaşlı dünyanın, 3.5 milyar yıldan beri bir sıvı çekirdeğinin olabileceğini göstermektedir. 66

67 Manyetik stratigrafi Avustralya lı öğrencinin bulgusu, dünyada bu konuda yapılan çalışmalarla desteklendi. Buna göre, arzın manyetik alanı periyodik olarak terslenmektedir. Yaklaşık her yarım milyon yılda bir, manyetik kutuplar yer değiştirmektedir. Bu üst üste akarak gelmiş lavlardan kesin olarak ortaya çıkarılmıştır. Lavlar soğur ve katılaşırlarken aktıkları zamana ait manyetik alanı kaydederler. Böylece, güncel ve eski lavların manyetik özelliklerinden arzın manyetik alanının terslenmeleri anlaşılmış ve ölçülmüştür. En üstte yeralan lavlar güncel alan vektörünü gösterirken, eskiler arasında ters vektörü gösteren lav akıntıları da vardır 67

68 Yapılan çalışmalarla, geçmişte olagelmiş bu terslenmeler, hem manyetik yöntemler kullanılarak hem de radyometrik yaş tayin yöntemleri (zaman içinde radyoaktif elementlerin bozunması) ile yaş verilerek incelendi. Geçmiş 5 milyon yıl için volkanik lavlardan elde edilen bu terslenmeler sayesinde bilinmeyen, diğer volkanik veya tortul kütlelerin manyetik alan özelliklerinin çıkarılması ile yaşları anlaşılabilir. Bu çalışma yönemine manyetik stratigrafi (MAGNETIC STRATIGRAPHY) adı verilir. Terslenme sütununda yeralan ve uzun süreli manyetik alan dönemlerine, fiziğin manyetik alanında şöhret kazanmış bilim insanlarının isimleri verilmiştir (Gaus gibi). Uzun dönemler arasında kısa süreli, binlerce yılla yıla kadar sürebilen, ve olay (EVENT) adı verilen dönemler de yeralır. Manyetik alanın bu terslenmeleri henüz anlaşılamamış, ve açıklama bekleyen bilimsel olaylardan biridir. 68