ÖZET: ADANA VE BURSA HAVZALARI İÇİN ARTALAN SİSMİK GÜRÜLTÜ VERİLERİNDEN GREEN FONKSİYONLARININ ELDE EDİLMESİ T. BAKIRCI A. KAŞLILAR ve A. KOCAOĞLU Jeofizik Müh. Bölümü, İstanbul Teknik Üniversitesi, İstanbul Email: tbakirci@itu.edu.tr Artalan Sismik Gürültü (ASG-Ambient Seismic Noise) verilerinin kullanımı, gelişen yeni yöntemlerle birlikte, küresel ve mühendislik sismolojisi ölçeğinde yapılan çalışmalarda önemli bir yer tutmaktadır. ASG verilerinin analizine dayanan yöntemler, kabuk ve üst manto araştırmalarında kullanılan geleneksel yüzey dalgaları yöntemlerini (deprem ve aktif kaynaklı) tamamlayıcı veya onların alternatifi olarak literatürede geniş bir yer tutmaktadır. ASG ölçümlerine dayanan HVSR (yatay/düşey spektral oranlama), F-K (frekans-dalga sayısı) ve SPAC (Uzamsal Özilişki) gibi yöntemler mühendislik sismolojisi çalışmalarında yaygın olarak kullanılmaktadır. Benzer şekilde iki istasyonda kaydedilen ASG kayıtlarının çapraz ilişkisinden elde edilen Green fonksiyonları yardımı ile yeraltı sismik hız yapısı tomografik olarak belirlenebilmektedir. Çoğunlukla kabuk ve üst manto hız yapısının araştırılması amacıyla kullanılan bu yöntem, son zamanlarda havzaların dalga yayılımına etkisini (sismik büyütme) incelemek amacıyla da kullanılmaktadır. Bu çalışmada Bursa ve Adana havzaları için ASG verilerinden Green fonksiyonları elde edilmiştir. Bu amaç için Boğaziçi Üniversitesi Kandilli Rasathanesi Deprem Araştırma Enstitüsü (KRDAE) ve T.C. Başbakanlık Afet ve Acil Durum Yönetimi Başkanlığı Deprem Dairesi Başkanlığı (DAD) tarafından işletilen sismolojik ağlarda toplanan sürekli veriler kullanılmıştır. İstasyon çiftleri arasındaki hatlar boyunca yüzey dalgası formları elde edilmiştir. Havzalardaki istasyon aralıkları genellikle 30-200 km arasında değişmektedir. İstasyonlar arasındaki uzaklığa bağlı olarak Rayleigh dalgaları baskın olarak 10-50 s aralığında gözlenmektedir. Çalışmanın sonraki aşamasında istasyon çiftleri arasındaki Rayleigh dalgası grup hızlarının kestirimi hedeflenmektedir. ANAHTAR KELİMELER : Artalan Sismik Gürültü, Green Fonksiyonu, Çapraz İlişki, Yüzey Dalgası, Grup Hızı. 1. GİRİŞ Artalan sismik gürültü (ASG) verileri mühendislik sismolojisi ve bölgesel ve küresel ölçekli tomografi çalışmalarında yaygın olarak kullanılmaktadır. ASG verileri mühendislik sismolojisinde, yatay-düşey spektral oranlama (HVSR) (Nakamura, 1989), frekans-dalgasayısı (F-K) (Capon, 1969) ve uzamsal özilişki (SPAC) (Aki, 1957; Okada, 2003) gibi yöntemlerde kullanılmaktadır. Bu yöntemlerin Türkiye deki uygulamalarına örnek olarak Bozdağ ve Kocaoğlu (2005), Zor ve diğ. (2010), Özalaybey ve diğ. (2011), Kocaoğlu ve Fırtana (2011) verilebilir. Daha büyük ölçeklerde yapılan sismik hız tomografisi çalışmalarında, iki istasyonda kaydedilen ASG kayıtlarının çapraz ilişkisinden elde edilen Green fonksiyonları (ASGGF) kullanılmaktadır (Shapiro ve diğ. 2005; Yao ve diğ. 2006; Bensen ve diğ. 2008; Lin ve diğ. 2008; Vanacore ve dig. 2009; Warren ve diğ. 2009; Yang ve diğ. 2010; Cambaz, 2010). Çoğunlukla kabuk ve üst manto hız yapısının araştırılması amacıyla kullanılan bu yöntem, deprem dalgaları kullanılarak yapılan yüzey dalgası tomografisi çalışmalarına alternatif ve/veya tamamlayıcı olmaktadır. ASGGF, son yıllarda havzaların dalga yayılımına etkisini (sismik büyütme ve soğurma) incelemek ve sismik hız yapılarını elde etmek amacıyla da kullanılmaktadır (Prieto ve Beroza 2008; Yao ve diğ. 2009; Prieto ve diğ., 2011; Ma ve diğ. 2008; Boaga ve dig. 2010; Huang ve diğ. 2010). 1
Bursa ve Adana havzaları Türkiye de sismik tehlike ve dolayısıyla risk açısından yüksek öneme sahip bölgelerdir. Her iki bölgede de yerleşim ağırlıklı olarak havza içerisinde yer almaktadır. Bu çalışmanın nihai hedefi ASGGF kullanılarak söz konusu havzaların hız yapısı araştırmaktır. Çalışmada KRDAE, AFAD-DAD ve TURDEP projesi (İnan ve diğ. 2007) kapsamında kurulan geniş-bant sismolojik ağları tarafından 2012 yılında kaydedilen düşey-bileşen sürekli veriler kullanılmıştır. İstasyon aralıklarına bağlı olarak elde edilen Green fonksiyonlarında periyotları 10-50s arasında olan Rayleigh dalgaları gözlemlenmiştir. Çalışmanın gelinen aşamasında, Rayleigh dalgalarının grup hızlarının kestirimine ilişkin ilk sonuçlar elde edilmiş olup, değerlendirilmeler devam etmektedir. 2. HAVZALARIN TEKTONİK VE JEOLOJİK YAPISI Adana (Kilikya) havzası, Misis-Andırın kompleksinin kuzey batısında ve Toros dağlarının orta segmentinde yer alan Türkiye deki önemli Neojen havzalardan birisidir. Havza yapısı genellikle resifal kireçtaşları ve sığ denizel çökel ardalanmalarından oluşmaktadır (Gül 2007). Havzada çökel kalınlığının 6 km ye kadar ulaştığı yönünde bilgiler mevcuttur (Aktar ve diğ. 2000; Burton-Ferguson ve diğ., 2005). Doğu Anadolu ve Ölü Deniz Fayları kesişimde yer alan (Arpat ve Şaroğlu 1972; Şaroğlu ve Yılmaz, 1987; Perinçek ve Çemen 1990) bu havzada ikincil fay sistemleri (Amanos, Göksu, Kozan, Yumurtalık, Hatay fayları) gelişmiştir (Kempler ve Garfunkel 1994). Marmara nın güneyinde yer alan Bursa havzası, Neojen yaşlı K-G doğrultulu bir çek-ayır havzadır (McKenzie 1972; Barka 1992; Straub ve Kahle 1995; Pfister ve Schindler 1997). Havzanın güneyinden Kuzey Anadolu Fayının güney kolu geçmektedir. Havza bu faya paralel gelişen normal fayların önünde oluşan alüvyon yelpazelerini içerir (Yaltırak, 2002). Bursa havzasında kalınlığı 80-300m arasında değişen Kuvarterner çökeller yer aldığı belirtilmektedir (Imbach, 1997). 3. YÖNTEM Yapılan kuramsal ve deneysel çalışmalar, iki istasyon arasındaki nokta kaynak elastik yanıtının (Green fonksiyonunun) ASG verilerinin çapraz ilişkisinden kestirilebileceğini göstermiştir (Weaver ve Lobkis 2001a,b, 2004; Derode ve diğ. 2003; Snieder 2004; Wapenaar 2004). Bu yaklaşımda, ASG nin rasgele fazlı ve genlikli düzlem dalgaların yığışımı ile oluşan difüze bir dalga alanı olduğu varsayılmaktadır. Bu varsayımın geçerliliği, istasyonların çevresindeki rastgele gürültü kaynaklarının tüm doğrultularda tekdüze bir dağılıma sahip olmasına bağlıdır. 4. VERİ-İŞLEM Çalışmada kullanılan geniş-bant istasyonların dağılımı Şekil 1 de verilmiştir. İstasyonlar arası uzaklıklar, Adana havzasında 5-290 km, Bursa havzasında ise 5-235 km arasında değişmektedir. Her iki havzada 18 er istasyon bulunmakta ve dolayısıyla 153 istasyon çifti oluşmaktadır. Çalışmada 01 Ocak 31 Aralık 2012 tarihleri arasında kaydedilen düşey-bileşen sürekli veriler kullanılmıştır. Bir yıllık süre içerisinde yeterli kayıt alamamış ve veri kalitesi düşük olan istasyonlar değerlendirmeye alınmamıştır. İzlenen veri-işlem adımları Şekil 2 de verilmiştir. Ham veriler önce SAC (Seismic Analysis Code) formatında ve birer saatlik olacak şekilde düzenlenmiştir. Daha sonra alet etkisi, ortalama ve trend giderilmiştir. Veri üzerindeki uzun periyotlu etkilerin giderilmesi için kesme frekansı 0.02 Hz olan alçak-geçişli süzgeç uygulanmış ve depremler ve yüksek genlikli anlık gürültülerin etkisini gidermek için normalizasyon yapılmıştır. Son adımda 1 er saatlik verilerin çapraz ilişkileri hesaplanmış ve 1 saatlik çapraz ilişki verilerinden önce aylık, daha sonra aylıklardan oluşan yıllık yığma sonuçları elde edilmiştir. 2
2. Türkiye Deprem Mühendisliği ve Sismoloji Konferansı a) b) Şekil 1. İstasyon Dağılımları (2012 yılı) a) Adana havzası, b) Bursa havzası (Kırmızı üçgenler: KRDAE, Mavi kareler: DAD, Mor yıldızlar: TURDEP istasyonları). Ham veri ( 1 saatlik, SAC format) Alet tepkisi, ortalama ve trend giderilmesi Örnekleme (10 sps) Alçak geçişli süzgeç (50 s) Normalizasyon (one bit) Spektral beyazlatma Çapraz İlişki Yığma (12 ay) Şekil 2. Veri işlem adımları. 5. SONUÇLAR VE TARTIŞMA Çalışmada öncelikle havza yapılarının araştırılması hedeflenmiştir. Ancak elde edilen çapraz ilişki sonuçlarında sığ yapıların araştırılmasında kullanılan kısa periyotlarda (T<10s) Rayleigh dalgaları belirgin olarak gözlenememektedir. Havzaları temsil edecek kısa periyotlu Rayleigh dalgalarının gözlenebilmesi için istasyonlar arası uzaklıkların daha kısa olması gerektiği düşünülmektedir. Adana havzasındaki kısa ve uzun mesafeli iki istasyon çifti için (KAMA-KHM 47 km, KERG-KRTS 145 km) bir yıllık yığma sonucu elde edilen çapraz ilişki sinyalleri ve genlik spektrumları şekil 3 de verilmiştir. Şekil 3a da gösterilen çapraz-ilişki sinyallerinde sıfır gecikme civarında gözlenen büyük genlikli varış Şekil 3b de gösterilen genlik spektrumlarındaki 0.1-0.3 Hz arasında gözlenen spektral doruğa karşılık gelmektedir. Sıfır gecikme civarındaki bu sinyal sadece burada sunulan örnekteki çapraz ilişki sinyallerinde değil diğer uzaklıklarda da gözlenmektedir. Çapraz ilişki sinyallerinin 10-50 s aralığında süzülmesiyle (Şekil 3c) sıfır gecikme civarında gözlenen büyük genlikli varış giderilerek, Rayleigh dalgaları hem pozitif hem de negatif gecikmelerde oldukça belirgin hale gelmiştir. Bu bantgeçişli süzgeçleme işlemi tüm çapraz ilişki sinyallerine uygulanmıştır. 3
a) b) c) d) Şekil 3. KAMA-KHM (47 km - üst sıra siyah) ve KERG-KRTS (145 km- alt sıra kırmızı) istasyon çiftleri için (a) çapraz-ilişkiler ve (b) genlik spektrumları; (c) 10-50 s arasında süzülmüş çapraz-ilişkiler ve (d) genlik spektrumları. Bu çalışmada çapraz ilişki sinyalleri 1 yıllık yığmalar şeklinde değerlendirilmektedir. Şekil 4 de Adana havzası KERG-KRTS istasyon çifti için saatlik, aylık ve yıllık yığma örnekleri verilmiştir. Şekilde çapraz ilişki sinyalinde hem pozitif hem de negatif kaymada gözlenen Rayleigh dalgalarının yığma sayısı arttıkça daha belirginleştiği görülmektedir. Çalışma döneminde bazı istasyonların geçici süre ile çalışmaması yada kaldırılması, çalışan istasyonlardaki kayıtlarda var olan kopukluklar gibi nedenlerle yıl içerisindeki verilerin bir kısmı kullanılamamaktadır. Bu nedenlerle havzalardaki istasyon çiftleri için yıllık yığmalarda kullanılan çapraz ilişki sayıları değişim göstermektedir. Çalışmanın ilerleyen aşamalarında havzalardaki 2010 ve 2011 yıllarına ait veriler de değerlendirilecektir. Böylece var olan istasyonlarda daha fazla çapraz ilişki yığması olacağından veri kalitesinin daha yükseleceği ve günümüzde aktif olmayan istasyonların eklenmesiyle de istasyon çifti sayısının artacağı düşünülmektedir. Adana ve Bursa havzalarındaki istasyon çiftlerine ait bir yıllık çapraz ilişki sinyalleri çiftler arasındaki uzaklığa bağlı olarak gösterilmiştir (Şekil 5). Çapraz ilişki verilerine henüz sinyal gürültü oranı analizi yapılmamıştır. Bu nedenle bazı çiftlere ait ilişkilerde Rayleigh dalgası dışındaki bölümlerde de yüksek genlikler görülmektedir. Yine de çapraz ilişkilerde pozitif ve negatif kaymalarda gözlenen Rayleigh dalgalarının oldukça belirgin ve birbiriyle uyumlu olduğu gözlenmektedir. Beklendiği gibi, iki istasyon arasındaki uzaklık arttıkça Rayleigh dalgalarının varış zamanı da gecikmektedir. Sinyallerin uzaklıkla gecikme zamanları göz önüne alındığında ortalama grup hızının 3.0-3.5 km/s arasında olabileceği kestirilmektedir. 4
2. Türkiye Deprem Mühendisliği ve Sismoloji Konferansı Şekil 4. Adana havzası KERG-KRTS istasyon çifti için çapraz ilişkiler. üst sıra: 1 saatlik (01.01.2012 00:00), orta sıra: 1aylık yığma (01.01.2012), alt sıra: 1 yıllık yığma (2012). a) b) Şekil 5. İstasyon çiftleri için bir yıllık çapraz ilişki sinyalleri (10-50 s bant-geçişli süzgeç) a) Adana havzası, b) Bursa havzası. Adana havzası KAMA-KHM 47 km Bursa havzası KERG-KRTS 145 km ATI-BALB 56 km ERE-KRBG 141 km Şekil 6. Adana ve Bursa havzaları için grup hızı dispersiyon analizi örnekleri. 5
ASG çalışmalarındaki grup hızı yada faz hızı hesaplamalarında çapraz ilişki sinyalinde Rayleigh dalgasının iyi gelişmiş olduğu pozitif veya negatif gecikmelerdeki sinyaller veya bunların ortalaması kullanılmaktadır. Bu çalışmada ortalama alınarak elde edilen simetrik çapraz ilişkiler kullanılmıştır. Grup hızları, simetrik çapraz ilişki sinyallerinin çoklu-süzgeç yöntemi (Hermann 2002) ile analiz edilerek kestirilmiştir. Adana ve Bursa havzalarında ikisi uzun (~150 km) diğerleri kısa (~50 km) olan dört uzaklık için hesaplanan grup hızı örnekleri Şekil 6 da verilmiştir. Büyük uzaklıklar (KERG-KRTS ve ERE-KRBG istasyon çiftleri) için, grup hızlarının kısa uzaklıklara (KAMA-KHM ve ATI-BALB) göre daha geniş bir periyot aralığında kestirilebildiği gözlenmektedir. Kısa uzaklıklarda, grup hızları genellikle 30 s ye kadar uzunlarda ise grup hızları 40-50 s ye ye kadar kestirilebilmektedir. Çalışmada incelenen periyot aralığı 10-50 s arasındadır. Bu aralıkta, Green fonksiyonlarından elde edilen Rayleigh dalgası grup hızları kabuk hız yapısına karşılık gelmekle birlikte havzanın etkisini de içermektedir. Havzada bulunan çökellerin grup hızına etkisini incelemek amacıyla kuramsal dispersiyon eğrileri üretilmiştir. Kuramsal eğrilerin üretilmesinde Crust 2.0 (Laske ve diğ. 2000) küresel kabuk modelinden Adana havzasına karşılık gelen bölge referans alınarak üç farklı hız modeli dikkate alınmıştır (Tablo 1). Şekil 7 de gösterilen dispersiyon eğrilerinden mavi gevşek sediman katmanın olmadığı, yeşil sediman kalınlığının 1 km olduğu (referans model) ve kırmızı ise sediman kalınlığının 3 km olduğu yapılar için oluşturulmuştur. Gevşek sediman kalınlığının, incelenen periyot aralığında (10-50 s) dispersiyon eğrileri üzerinde belirgin bir rol oynadığı görülmektedir (Şekil 7 taralı alan). Tablo1. Kuramsal dispersiyon eğrilerinin üretilmesinde kullanılan hız modelleri. M:Mavi, Y:Yeşil, K:Kırmızı Şekil 7 de belirtilen renklere karşı gelmektedir. YAPI H (km) VP (km/s) VS (km/s) RHO (g/cm 3 ) M - - - - gevşek Y 1 2.5 1.2 2.1 sediman K 3 2.8 1.7 2.2 M 1 4 2.1 2.4 sıkı sediman Y 1 4.5 2.5 2.5 K 1 4.7 2.7 2.5 üst kabuk 11 6.2 3.6 2.8 orta kabuk 11 6.6 3.7 2.9 alt kabuk 10 7.3 4 3.1 manto 8.2 4.7 3.4 Şekil 7. Sediman kalınlığının kuramsal grup hızı dispersiyon eğrilerine etkisi (gevşek sediman kalınlıkları mavi: gevşek sediman yok; yeşil: 1km; kırmızı:3 km). 6
Sonuç olarak, bu araştırmada elde edilen çapraz ilişki sinyalleri, istasyon aralıklarına ve sinyallerin periyot bandına bağlı olarak 10-50 s arasından bilgi sağlamaktadır. Her ne kadar bu periyotlarda kabuk yapısından bilgi sağlanacağı beklenilse de, bu periyotlarda seyahat eden dalgaların hızları havza yapısından da etkilenmektedir. Çalışmada Rayleigh dalgaları grup hızları kullanılarak havza ve kabuk yapısına ilişkin bilgi edinilebileceği öngörülmektedir. Bu makale, çalışmanın ilksel sonuçlarını içermektedir. Havzalar için grup hızı değerlendirmelerine devam edilmektedir. Çalışmanın ilerleyen aşamalarında tüm istasyon çiftleri için Rayleigh dalgası grup hızları kestirildikten sonra ters çözüm ile havzalar için 1-boyutlu hız modellerinin oluşturulması ve yeterli ışın yolu olması durumunda tomografi yapılması planlanmaktadır. TEŞEKKÜR Bu çalışma TÜBİTAK 2218-Yurt İçi Doktora Sonrası Araştırma Burs programı tarafından (Proje No: 1929B011200045) desteklenmektedir. Çalışmamıza yorum ve önerileri ile katkıda bulunan Doç. Dr. Serdar Özalaybey ve Doç. Dr. Ekrem Zor a teşekkür ederiz. Çalışmada kullanılan verileri sağlayan Boğaziçi Üniversitesi Kandilli Rasathanesi Deprem Araştırma Enstitüsü ve T.C. Başbakanlık Afet ve Acil Durum Yönetimi Başkanlığı Deprem Dairesi Başkanlığı na teşekkür ederiz. Sinyal analizinde SAC (Goldstein ve diğ. 1998) ve haritaların oluşturmasında GMT (Wessel ve Smith 1995) yazılımları kullanılmıştır. KAYNAKLAR Aki, K. (1957). Space and time spectra of stationary stochastic waves, with special reference to microtremors. Bull. Earthq. Res. Inst.,35, 415-456. Aktar, M., Ergin, M., Özalaybey, S., Tapirdamaz, C., Yörük, A. ve Biçmen, F. (2000). A lower-crustal event in the northeastern Mediterranean: The 1998 Adana earthquake (M w = 6.2) and its aftershocks. Geophysical Research Letters.: doi: 10.1029/2000GL011412. Arpat, E. and Saroglu, F., 1975. Some recent tectonic events in Turkey. Bull. Geol. Soc. Turkey. 18, 91 101. Barka, A. (1992). The North Anatolian fault zone. Annales Tetonicae, VI(Suppl.):164 95. Bensen,G.D., Ritzwoller, M.H.&Shapiro,N.M., (2008). Broad-band ambient noise surfacewave tomography across the United States. J. geophys. Res., 113, 1-21. Boaga, J., Vaccari, F. ve Panza, G.F. (2010). Shear wave structural models of Venice Plain, Italy, from Time Cross Correlation of seismic noise. Engineering Geology 116:3-4, 189-195. Bozdağ, E. ve Kocaoğlu, A., (2005). Estimation of site amplifications from shear-wave velocity profiles in Yesilyurt and Avcilar, Istanbul, by frequency-wavenumber analysis of microtremors, J. Seismol. 9, 87 98. Burton-Ferguson, R., Aksu, A.E., Calon, T.J., ve Hall, J., (2005). Seismic stratigraphy and structural evolution of the Adana Basin, eastern Mediterranean. Marine Geology. 221,189-222. Cambaz, S. M. D. (2010). Surface Wave Tomography of Turkey and Surroundings. PhD.Thesis. Boğaziçi Üniversitesi Kandilli Rasathanesi ve deprem Araştırma Enstitüsü. İstanbul. Capon, J. (1969). High-resolution frequency wavenumber spectrum analysis. Proc IEEE 57,1408-1418 Derode, A., Larose, E., Tanter, M., de Rosny, J., Tourin, A. Campillo, M. ve Fink, M. (2003). Recovering the Green s function from field-field correla- tions in an open scattering medium (L), J. Acoust. Soc. Am. 113, 2973 2976. Goldstein, P., Dodge, D., Firpo, M. ve Stan, R. (1998),. Electronic Seismologist: What s new in SAC2000 Enhanced Processing ve Database Access. Seismol. Res. Lett. 69, 202 205. Gül, M. (2007). Effects of antecedent topography on reefal carbonate deposition Early-Middle Miocene of the Adana Basin, S Turkey, Journal of Asaian Earth Scinces. 31, 18-34. Hermann, R. (2002). Computer Programs in Seismology: An Overview of Synthetic Seismogram Computation, Saint-Louis University, USA. Huang, Y. C., Yao H, Huang, B.-S., van der Hilst., R.D., Wen, K.-L., Huang, W.-G., ve Chen, C.-H., (2010). Phase Velocity Variation at Periods 0.5-3 s in the Taipei Basin of Taiwan from Correlation of Ambient Seismic Noise, B.S.S.A. 100:5A, 2250-2263. Imbach, T., (1997). Geology of Mount Uludag with emphasis on the genesis of the Bursa thermal waters Northwest Anatolia. In: Schindler, C. and Pfister, M. editors. Active tectonics of northwestern Anatolia the Marmara poly-project, Zurich: Hochschulverlag AG an der ETH; 239 266. İnan, S., Ergintav, S., Saatçılar, R., Tüzel, B., ve İravul, Y., (2007). Turkey makes major investment in earthquake research. EOS Transaction AGU 88:34, 333-334. Kempler, D. ve Garfunkel, Z. (1994). Structures and kinematics in the northeastern Mediterranean: a study of an irregular plate boundary. Tectonophysic 234, 19 32. Kocaoğlu, A. ve Fırtana, K. (2011). Estimation of Shear Wave velocity profiles by the inversion of spatial autocorrelation coefficients, 7
Journal of Seismology. 15:4, 613-624. Laske, G., Masters, G. ve Reif, C. (2000). CRUST 2.0 A new global crustal model at 2x2 degrees, http://mahi.ucsd.edu/gabi/rem.dir/crust/crust2.html. Lin, F., Moschetti, M. P. ve Ritzwoller, M. H. (2008). Surface wave tomography of the western United States from ambient seismic noise: Rayleigh and Love wave phase velocity maps, Geophys. J. Int.72:2, 649 666. Ma, S., Prieto, G.A. ve Beroza, G.C., (2008). Testing community velocity models for southern California using the ambient seismic field, Bull. seism. Soc. Am. 98:6, 2694 2714. McKenzie, D. (1972). Active tectonics of the Mediterranean region. Geophys. Journal of Royal Astronomical Society. 30, 109-185. Nakamura, Y. (1989), A Method for Dynamic Characteristics Estimation of Subsurface using Microtremor on the Ground Surface. Quarterly Report of Railway Technical Research Institute (RTRI). 30:1,25-33. Okada, H. (2003). The microseismic survey method. Geophysical Monograph Series No. 12, Society of Explo- ration Geophysicists of Japan, Society of Exploration Geophysicists, translated by Koya Suto. Özalaybey, S., Zor, E., Ergintav, S. Ve Tapırdamaz, M. C. (2011). Investigation of 3-D basin structures in the İzmit Bay area (Turkey) by single-station microtremor and gravimetric methods. Geophys. J. Int. 186:2, 884-893. Perinçek, D., ve Çemen, I. (1990). The structural relationship between the East Anatolian and Dead Sea fault zones in southeastern Turkey, Tectonophysics 172, 231 340. Pfister M., ve Schindler C. (1997). The marmara poly-project: An introduction. Active tectonics of northwestern anatolia The Marmara Poly-Project, A multidiciplinary approach by space-geodesy, geolohy hydrogeology, geothermics and seismology, (eds. C. Shindler and M. Pfister). Hochschulverlag AG an der ETH Zurich), 3-10. Prieto, G. A., Denolle, M., Lawrence, J. F. ve Beroza, G. C. (2011). On amplitude information carried by the ambient seismic field. Comptes rendus geoscience. Thematic Issue: Imaging and Monitoring with Seismic Noise. 343, 600-614. Prieto, G.A. ve Beroza, G.C., 2008. Earthquake ground motion prediction using the ambient seismic field, Geophys. Res. Lett. 35:14, L14304. Şaroğlu, F., ve Yılmaz, Y. (1987). An example of a triple junction of faults in Turkey: the Karliova area (abstr.), Proceedings of the Eleventh Annual Geological. Congress, Ankara, Turkey. Shapiro, N. M., Campillo, M., Stehly, L. ve Ritzwoller, M. H. (2005). High- resolution surface-wave tomography from ambient seismic noise. Science 29, 1615 1617. Snieder, R., (2004). Extracting the Green s function from the correlation of coda waves: A derivation based on stationary phase, Phys. Rev. E. 69, 046610.. Straub C, ve Kahle H.G. (1995). Active crustal deformation in the Marmara sea region, N.W. Anatolia, inferred from GPS measurements. Geophys Res Lett. 22:18, 2533 6. Vanacore, E, Saygin, Taymaz,T ve Çubuk, Y. (2010), A Crustal Structure Of Turkey From Receiver Functions And Ambient Noise Tomography. Tectonic Crossroads: Evolving Orogens of Eurasia-Africa-Arabia, Middle East Technical University, Turkey Ankara, Turkey, 4-8 October 2010. abstract 20-2. Wapenaar, K., (2004). Retrieving the elastodynamic Green s function of an arbitrary inhomogeneous medium by cross correlation. Phys. Rev. Lett. 93, 254301. Warren, L. M., Beck, S. L., Biryol, C. B., Zandt, G., Ozacar, A. ve Yang, Y. (2009). Structure of Turkey from Ambient Noise Tomography. American Geophysical Union. Fall Meeting 2009, abstract T51C-1538. Weaver, R. L. ve Lobkis, (O. I. 2001a)., Ultrasonics without a source: Thermal fluctuation correlation at MHz frequencies, Phys. Rev. Lett. 87, paper 134301. Weaver, R. L., and Lobkis, O. I. (2001b). On the emergence of the Green s function in the correlations of a diffuse field, J. Acoust. Soc. Am., 110, 3011 3017. Wessel, P. ve Smith, W. H. F., (1998). New, improved version of generic mapping tools released. Eos Trans. AGU 79:47, 579 579. Yaltırak C., (2002). Tectonic evolution of the Marmara Sea and its surroundings. Marine Geology 190, 493-529. Yang, Y., Zheng, Y., Chen, J., Zhou, S., Celyan, S., Sandvol, E., Tilmann, F., Priestley, K., Hearn, T. M., Ni, J. F., Broewn, L. D. ve Ritzwoller, M. H. (2010). Rayleigh wave phase velocity maps of Tibet and thesurrounding regions from ambient seismic noise tomography. Geochem., Geophys., Geosys. 11:8, Q08010. Yao, H., van der Hilst, R. D. ve de Hoop, M. V. (2006). Surface wave array tomography in SE Tibet from ambient seismic noise and two station analysis I. Phase velocity maps. Geophys. J. Int. 166, 732 744. Yao, H. ve van der Hilst, R.D. (2009). Analysis of ambient noise energy distribution and phase velocity bias in ambient noise tomography, with application to SE Tibet. Geophys. J. Int. 179, 1113 1132. Zor, E., Özalaybey, S., Karaslan, A., Tapırdamaz, M. C., Özalaybey, Ç. S., Tarancıoğlu, A. ve Erkan, B. (2010). Shear wave velocity structure of the İzmit Bay area (Turkey) estimated from active-passive array surface wave and single-station microtremor methods. Geophys. J. Int. 182:3, 1603-1618. 8