1 MAYIS 2003 BİNGÖL DEPREMİ ARTÇI ŞOK AKTİVİTESİNİN DEPREM SAYISI-MAGNİTÜD DAĞILIMININ ve ZAMANLA AZALMA ORANININ BÖLGESEL DEĞİŞİMLERİ Serkan ÖZTÜRK 1, Yusuf BAYRAK 1 s_ozturk@risc01.ktu.edu.tr Öz: Bu çalışmada, 1 Mayıs 2003 Bingöl, M D =6.4, depremi artçı şok dizisinin deprem sayısı-magnitüd ilişkisini ifade eden b-değerinin ve zamanla azalma oranını ifade eden p- değerinin bölgesel değişimleri analiz edilmiştir. KOERI nin web sayfasından alınan veri, yaklaşık bir aylık zaman içerisindeki M D 2.7 olan 459 artçı şoku içermektedir. b-değeri Mc=3.2 alınarak 1.45±0.07 olarak hesaplanmıştır. Bu büyük değer katalogdaki en büyük artçı şokun nispeten küçük oluşundan kaynaklanmaktadır. p-değeri M Mc (=3.3) ve T başlangıç =0.01 alınarak 0.77±0.1 olarak nispeten küçük bir değer hesaplanmıştır. Düşük p- değerleri ise daha yavaş bir artçı şok azalımını gösterir ve az sayıdaki artçı şok verisi için küçük p-değerlerinin bölgedeki background sismisitesinden kaynaklandığı düşünülebilir. b- değeri bölgesel dağılımı 1.2 1.8 arasında, p-değeri ise 0.5 1.0 arasında değişim göstermektedir. Bir artçı şok dizisi için b ve p-değerlerinin bölgesel dağılımları kırılma mekanizması ve deprem bölgesinin jeolojik yapısıyla ilişkilidir. Düşük b-değerleri bölgesi (ana şokun güney batısında, Sancak ve civarında) yüksek gerilme bölgeleriyle, yüksek b- değerleri bölgesi (ana şokun doğu ve kuzey doğusunda) ise alüvyon yapılarla ilişkilidir. Ana şoktan sonra her hangi bir atım gözlenmemesine rağmen, bazı bölgelerde (ana şokun güneyinde, Bingöl civarında) yüksek p-değerleri hesaplanmış ve bu durum bölgenin alüvyon yapısıyla ilişkilendirilmiştir. Anahtar Kelimeler: Artçı Şok, Bingöl Depremi, Gutenberg-Richter İlişkisi, Omori Yasası Giriş Artçı şok dizileri üzerine yapılan çalışmalarda son yıllarda önemli bir artış gözlenmektedir. Çünkü küçük bir alan içerisinde ve kısa bir zaman aralığında on binlerce deprem meydana gelir. Artçı şokların sayısı, bölgesel değişimleri ve dizilerin zamanla azalma oranları faydalı bilgiler sunan dizi karakteristikleridir. Fay yüzeyi özelliklerinin yanında, tektonik oluşumlar ve faylanma şekilleri artçı şok davranışlarını kontrol eden diğer faktörlerdir. Artçı şok aktivitesini tanımlayan iki temel ilişki mevcuttur. Bunlar; Gutenberg-Richter (G-R) ilişkisi ve tanımlı Omori yasası ile ifade edilir. Deprem sayısı-magnitüd dağılımını ifade eden Gutenberg-Richter (1944) ilişkisi aşağıdaki bağıntıyla verilir: log 10 N( M ) = a bm (1) Burada N(M) magnitüdü M veya daha büyük depremlerin kümülatif sayısı, a ve b ise sabitlerdir. b depremlerin boyut dağılımına ait eğimi tanımlar ve a bölgedeki deprem sayısıyla veya sismisite oranıyla orantılı olarak değişir. Utsu (1971), farklı bölgelere bağlı olarak b-değerlerinin kabaca 0.3 ile 2.0 arasında değiştiğini ifade etmiştir. Artçı şokların azalma oranı tanımlı Omori yasası (Utsu, 1957) kullanılarak aşağıdaki formülle açıklanabilir: K n( t) = (2) p ( t + c) Burada n(t) ana şoktan sonra t zamandaki artçı şokların oluşum oranıdır. K, c, ve p ise ampirik olarak hesaplanan sabitlerdir. Bu üç parametre içerisinde p azalım parametresidir. K dizideki olayların toplam sayısına ve c-değeri de dizinin başlangıcındaki aktivite oranına bağlıdır. Olsson (1999), p-değerinin genellikle 0.5 1.8 arasında değişim gösterdiğini belirtmiştir. Bu değişim kaynak bölgesindeki kabuksal heterojenite, gerilme, ısı akısı gibi tektonik koşullara bağlı olarak değişim gösterir (Utsu ve diğ. 1995). 1 Karadeniz Teknik Üniversitesi Jeofizik Müh. Böl., Trabzon 1427
Artçı Şok Verisi ve Kullanılan Yöntem Bu çalışmada 1 Mayıs 2003 Bingöl depremi artçı şok dizisi içi uzay-zaman-magnitüd analizleri yapılmıştır. Bingöl depremi artçı şok dizisinin bölgesel analizleri için Boğaziçi Üniversitesi Kandilli Rasathanesi ve Deprem Araştırma Enstitüsü (KOERI) web sayfasından alınan veriler kullanılmıştır. Ana şok (M W =6.4, M D =6.4, M W ve M D sırasıyla moment magnitüdü ve süre magnitütüdür) yerel saat itibariyle 03:27:04 de meydana gelmiştir ve koordinatları 39.01 K 40.47 D (KOERI) olarak verilmiştir. Katalog süre magnitüdü M D ye göre homojen haldedir ve yaklaşık bir aylık zaman dilimi içerisindeki M D 2.7 olan 459 artçı şoku içermektedir. Bingöl depremi artçı şok dizisinin episantr dağılım haritası ve başlıca tektonik yapılar Şekil 1 de görülmektedir. Artçı şok dizisi M D =2.7 4.6 arasında değişim göstermektedir ve M D 5.0 olan artçı şokların olmayışı dikkate değerdir. 4.0 M<5.0 arasında 20 olay vardır. Artçı şoklar Bingöl-Ağaceli-Sancak-Karakoçan arasında yoğunlaşmaktadır. Bölgede çok sayıda küçük ölçekli fay mevcuttur (Şekil 1). Olayların büyük çoğunluğu ana şokun kuzeybatısında yoğunlaşırken, M D 4.0 olan olaylar genellikle ana şok ile Sancak arasında gözlenmiştir. Şekil 1. Bingöl Depremi Artçı Şok Dizisinin Episantr Haritası ve Başlıca Tektonik Yapılar. Sembol Büyüklükleri Magnitüdle Orantılıdır Ve Ana Şok Yıldız Sembolüyle Gösterilmiştir. b ve p-değerlerinin hesabı için tüm magnitüd bantlarında tam bir veri setinin kullanılması önemlidir. Tamamlılık magnitüdü Mc nin tahmini G-R ilişkisine dayanır. Mc zaman ve uzayın bir fonksiyonu olarak değişim gösterir ve zamana bağlı değişimler yanlış b ve p-değerleri tahminine neden olur (Wiemer ve Katsumata, 1999). Çünkü doğru sonuçların elde edilebilmesi için maksimum sayıda olayın kullanılması gerekir. Bingöl depremi için, ana şok zamanından başlayarak zamanın bir fonksiyonu olarak Mc değişimlerini hesaplayabilmek için hareketli pencere tekniği kullanılmıştır (Wiemer ve diğ., 1998). Pencere başına 15 olay alınmıştır. Şekil 2 artçı şok dizisi için zamanla Mc değişimlerini göstermektedir. Başlangıçta (ilk on saate içinde) Mc=3.5 iken, ana şoktan iki gün sonra 3.1 3.3 arasında değişim göstermektedir. Mc nin örnekleme aralığına bağlılığını gözleyebilmek için pencere aralığı 25, 35, 45 olay seçilerek hesaplanmıştır ve örnekleme aralığının sonuçları etkilemediği görülmüştür. Sonuçta, Şekil 2 de gözlenen saçlımlar örnekleme aralığına bağlı değildir ve deprem sayısı-magnitüd dağılımı için Mc=3.2 olarak alınmıştır. Çalışmada tamamlılık analizi için iki parametrenin düzenlenmesi gerekir: (1) minimum magnitüd başlangıcı M min ve (2) minimum zaman başlangıcı T başlangıç. En kısa T başlangıç için M min değerinin seçilmesi en basit yaklaşımdır ve bu durumda dizinin başlangıcındaki en yüksek Mc değeri kullanılır. Bingöl dizisi için artçı şok azalım parametreleri M min =3.3 ve T başlangıç =0.01 alınarak hesaplanmıştır. c-değeri göz önüne alınırsa, özellikle büyük depremlerden sonra artçı şok dizilerinde bazı azalımlar olur ve buda artçı şokların zamanla azalma eğrilerinde gözlenir. Bununla birlikte artçı şok dizisinin hemen başlangıcında büyük bir saçılım vardır ve dolayısıyla yüksek c-değeri elde edilebilir. c-değeri için bir üst sınır olamamakla birlikte, bu değer 0.01 kadar küçük olabilir. M min =3.3 ve T başlangıç =0.01 kabul edilerek tahminlerdeki bu belirsizlikler ortadan kaldırılmıştır. 1428
Şekil 2. Zamanın Fonksiyonu Olarak Tamamlılık Magnitüdü Mc nin Değişimi. G-R ilişkisindeki b-değeri maksimum olasılık yöntemi kullanılarak hesaplanmıştır (Aki, 1965). Çünkü bu yöntem en küçük kareler yaklaşımından daha doğru bir değer ortaya koyar. Ayrıca tanımlı Omori formülündeki parametreler tam olarak maksimum olasılık yöntemiyle tahmin edilebilir. Hesaplamalar ZMAP bilgisayar programı kullanılarak yapılmıştır. Deprem sayısı-magnitüd dağılımı ve artçı şokların azalma oranlarına ait bölgesel haritaları oluşturmak için, gridleme tekniği kullanılmış ve her bir grid noktası için en yakın episantrlar düşünülmüştür. Algoritma, uyum kalitesinin %95 e eşit veya daha fazla olduğu durumlarda minimum başlangıç magnitüdünü hesaplar. Eğer verilen güvenilir aralığında çok fazla magnitüd yoksa bunun yerine %90 lık bir uyum kalitesi ile hesaplamalar yapılır. Bununla birlikte, eğer herhangi bir başlangıç magnitüdü için uyum kalitesi %90 dan daha az ise, deprem sayısı-magnitüd dağılımının maksimum eğime sahip olduğu magnitüd belirlenir. Bu magnitüdlerden bir tanesi, seçilen grid noktası için tamamlılık magnitüdü Mc ye atfedilir. Eğer M Mc olan artçı şokların sayısı en yakın episantrların minimum sayısına eşit veya daha fazla ise, b ve p-değerleri yalnızca M Mc olan olaylar kullanılarak bu grid aralığı için hesaplanır. Aksi takdirde b ve p-değerleri hesaplanmaz. Daha sonra, her bir grid için hesaplanan bu değerler renkli bir moda dönüştürülür. Artçı Şok Dizisinin İstatistiksel Olarak Değerlendirilmesi Bingöl depremi artçı şok dizisi için deprem sayısı-magnitüd ilişkisi Şekil 3 te gösterilmiştir. Veriye en iyi uyumu sağlayan Mc=3.2 tamamlılık magnitüdü olarak alınmıştır. ZMAP programı bu magnitüd değerini otomatik olarak hesaplamaktadır. Bu magnitüd değeri kullanılarak G-R ilişkisindeki b-değeri ve standart sapması ile birlikte a-değeri de hesaplanmıştır. b-değeri 1.45±0.07 olarak hesaplanmıştır ve bu değer oldukça büyüktür. Bender (1983) b-değerinin maksimum magnitüd değerine, örnekleme aralığına ve kullanılan yönteme oldukça bağlı olduğunu ifade etmiştir. Ayrıca, b-değerindeki güçlü hatalar tamam olmayan kataloglardan kaynaklanabilir ve hesaplamalarda yüksek magnitüd değerleri kullanılmadığında daha büyük b-değeri elde edilebilir. Veri kısmında ifade edildiği gibi, katalogda M D 5.0 olan artçı şoklar mevcut değildir. Dolayısıyla bu büyük b-değeri, büyük magnitüdlü artçı şokların olmayışından ve katalogun sınırlı olmasından kaynaklanabilir. Şekil 3. Bingöl Depremi Artçı Şok Dizisi İçin Deprem Sayısı-Magnitüd, Mc=3.2, İlişkisi. 1429
Şekil 4, Bingöl depremi artçı şok dizisinin zamanla azalma oranını göstermektedir. b-değerinde olduğu gibi p, c ve K parametreleri de maksimum olasılık yöntemiyle ve zamanla azalma oranı tanımlı Omori formülü ile hesaplanmıştır. M min =3.3 ve T başlangıç =0.01alınarak p=0.77±0.1 olarak nispeten küçük bir değer hesaplanmıştır. c-değeri 0.303±0.24 olarak bulunmuştur. Özellikle az sayıdaki artçı şoklar için küçük p-değerleri background sismisitesinin tam olarak uzaklaştırılmadığını gösterir ve küçük p-değerleri üst üste binmelerin olduğu dizilerde sıkça gözlenir. Bu üst üste bine diziler çok sayıda küçük artçı şok içerir ve bunların bir çoğu gerçek artçı şok değildir, yalnızca backround sismisitesini gösterir (Utsu ve diğ., 1995). Bu etkileri araştırmak için, M min =3.3 alınarak 0.01 t 10 gün aralığında 327 olay için p=0.55±0.08 ve c=0.02±0.04, 0.01 t 20 gün aralığında 422 olay için p=0.59±0.07 ve c=0.04±0.06 ve 0.01 t 30 gün aralığında 459 olay için p=0.77±0.1 ve c=0.303±0.24 olarak hesaplanmıştır. Sonuç olarak, p-değerinde gözlenen azalımın background etkisinden kaynaklandığı söylenebilir. Utsu ve diğ. (1995), p-değerinin M min değerinden bağımsız olduğunu ancak c-değerinin tamamlılık magnitüdüne oldukça bağlı olduğunu ifade etmişlerdir. Bu çalışmada farklı M min değerleri için (2.7 ile 3.4 arasında) bu parametreler test edilmiş ve önemli değişimlerin olmadığı görülmüştür. c-değeri tüm şokların sayılabilmesi durumunda sıfır olabilir. c-değeri ile ilgili olarak iki durum söz konusudur: Birincisi c- değerinin sıfır olduğu yönündedir, diğeri ise c-değerinin pozitif olduğu şeklindedir. Hirata (1969), 1969 Shikotan-Oki depremi (M=6.9) için c=0.02 0.5 arasında hesaplamıştır. Şekil 2 de görüldüğü gibi dizinin başlangıcında tamamlılık net değildir ve bu da büyük bir değer elde edilmesine neden olmuştur. Genel olarak, hesaplanan c-değeri normal sınırlar içerisindedir ve diğer çalışmalarla uyumludur. Şekil 4. Ana Şoktan Sonraki Zamana Bağlı Olarak Artçı Şokların Zamanla Azalma Oranı. Hesaplamalarda M min =3.3 Olarak Alınmıştır. p, c ve k-değerleri, Minimum Magnitüd ve Artçı Şokların Sayısı Şekilde Verilmiştir. b ve p-değerlerinin Bölgesel Değişimleri Bingöl depremi artçı şok dizisi için b ve p-değerleri bölgesel değişimi Şekil 5 te verilmiştir. Haritaları oluşturmak için 0.02 o lik bir grid aralığı kullanılmıştır. Sonra, maksimum olayların sayısı Ne=200 ve minimum olayların sayısı Ne min =100 alınarak haritalar oluşturulmuştur. Önemli bir kabullenme olarak p-değeri haritasını oluşturmak için c=0.303 alınmıştır, çünkü bu değer değişim haritasını oluşturmak için daha anlamlıdır. Tamamlılık magnitüdü bölgesel olarak değişim göstermesine rağmen bu değer ZMAP tarafından 3.2 alınarak b-değeri haritası oluşturulmuştur. Eğer M Mc olan depremlerin sayısı her bir grid aralığında Ne min e eşit ise, b ve p-değerleri yalnızca M Mc olan olaylar için hesaplanmıştır. Aksi takdirde b ve p-değerleri hesaplanmaz. Şekil 5(a) ve (b) sırasıyla b ve p-değerleri bölgesel değişim haritalarını göstermektedir. b-değeri 1.2-1.8 aralığında, p- değeri ise 0.5-1.0 arasında değişmektedir. Genel olarak, b-değeri tüm bölgede oldukça büyük değişimler sergilerken, p- değeri ise nispeten küçük değerler sergilemektedir. b-değeri iki gruba ayrılabilir: (1) daha düşük b-değerleri (<1.4)ana şokun KB ve GB kısmında (Sancak civarında ve Karakoçan ın doğusunda), (2) daha yüksek b-değerleri ise (>1.6) ana şokun doğu ve KD kısmında gözlenmiştir. p-değerleri ise tüm bölgede genel olarak bir azalma eğilimindedir. Daha yüksek p-değerleri (>0.9) ana şokun güneyinde hesaplanmıştır ve bu bölgedeki aktivite nispeten hızlı bir azalım göstermektedir. Buna karşılık, daha düşük p-değerleri (<0.7) kuzey ve KB kısmında (Sancak ile ana şok arası) hesaplanmıştır. Dolayısıyla, dizinin kuzey kısmındaki sismik aktivite (p~0.5) güney kısmına oranla daha yavaş bir azalım gösterir. 1430
Şekil 5. Bingöl Depremi Artçı Şok Dizisi İçin 0.02 grid Aralığı ile Hesaplanan a) b- değeri, b) p-değeri Bölgesel Değişim Haritaları. b ve p-değerleri Maksimum Olasılık Yöntemiyle Hesaplanmıştır. Bulgular ve Tartışma Bir artçı şok dizisi için b ve p-değerlerinin bölgesel ve zamana bağlı değişimleri artçı şok bölgesinin kırık mekanizması ve malzeme özelliklerini açıklamada önemli bilgiler sunar. Bu parametrelerdeki değişimler deprem bölgesinin kabuksal heterojenite, gerilme, yüzey ısı akısı ve atım gibi tektonik özelliklerine bağlıdır, fakat hangisinin daha önemli olduğu açık değildir. Eaton ve diğ. (1970), Parkfield deprem dizisi için b ve p-değerinin bölgesel değişimlerini çalışmışlardır. Daha sonra artçı şok dizileri için bu parametrelerdeki değişimler birçok araştırmacı tarafından analiz edilmiştir (Wiemer ve diğ., 1998; Enescu ve Ito, 2002; Bayrak ve Öztürk, 2004). Wiemer ve Wyss (1997), San Andreas fayı üzerinde yüksek gerilmeli asperitlerin daha düşük b-değerlerli anomaliler gösterdiğini ifade etmiştir. Guo ve Ogata (1997), 1971 1995 yılları arasında Japonya da gözlenen 34 artçı şok dizisi için artçı şok parametrelerinde ki değişimleri incelemişlerdir. Bayrak ve Öztürk (2004), 1999 İzmit ve Düzce depremleri artçı şok dizilerinin bölgesel ve zamana bağlı değişimlerini incelemişler ve b-değerinin ana şoktan sonraki gerilme ile p-değerinin ise ana şok boyunca oluşan atımla ilişkili olduğunu ifade etmişlerdir. Ayrıca, jeolojik açıdan daha yüksek b ve p-değerlerini daha düşük hızlara sahip olan Holocene alüvyon yapılarla ilişkilendirmişlerdir. Sonuç olarak bu çalışmalar şöyle özetlenebilir: (1) Ana şok süresince ki kırık mekanizması b ve p-değişimlerini kontrol eder (2) Bu iki parametre artçı şok alanındaki malzeme özelliklerine oldukça bağlıdır. 1431
Bingöl ve civarı için Coulomb gerilme değişimleri Stein ve diğ. (1997) ve Nalbant ve diğ. (2002) tarafından hesaplanmış ve Doğu Anadolu fayı boyunca Bingöl ün güney batısında yüksek gerilme değişimleri gözlenmiştir. Ayrıca, Milkereit ve diğ. (2004), 2003 Bingöl depremi için Coulomb gerilme değişimlerini hesaplamışlar ve episantr civarında pozitif gerilme değişimleri gözlemişlerdir. Sonuç olarak, olası bir depremin pozitif gerilme değişimli bölgelerde meydana gelebileceğini ifade etmişlerdir. Şekil 5(a) da görüldüğü gibi, yüksek gerilmeye işaret eden düşük b-değerleri ana şok episantrının güney batısında gözlenmiştir. Sancak ve civarı için gerilme değişimleri ifade edilmemesine rağmen, bu alandaki düşük b-değerleri yüksek bir gerilme değerine işaret edebilir. Ayrıca, en yüksek b- değerleri genel olarak ana şokun kuzey doğusunda gözlenmiştir ve bu bölge daha düşük gerilmeyle açıklanabilir. Sonuç olarak, ana şok episantrının güney batı ve kuzey batı kısımları yüksek gerilme altında iken, daha düşük gerile değişimleri doğu ve kuzey doğu kısımlarla ilişkilidir. Bingöl ve civarı için jeolojik yapı bazalt ve alüvyon depozitlerden oluşmuştur (EERI). Bölgenin jeolojik yapısı Maden Tetkik ve Arama Genel Müdürlüğü (MTA) web sayfasında mevcuttur. Jeolojik haritadan, Bingöl ün doğu ve güney kısmının alüvyon yapılarla kaplı olduğu görülmektedir. Bayrak ve Öztürk (2004), 1999 İzmit ve Düzce depremi için malzeme özelliklerinin b-değerini kontrol eden en önemli faktör olduğunu, buna karşın atım değişimlerinin p-değeri üzerinde daha etkili olduğunu ifade etmişlerdir. Jeolojik açıdan yüksek b ve p-değerlerini alüvyon malzeme ile ilişkilendirmişlerdir. Bu çalışmada en yüksek p-değerleri (ana şokun güneyi, Bingöl civarı) artçı şok alanındaki alüvyon yapılar üzerinde gözlenmiştir. Emre ve diğ. (2003) Bingöl artçı şok bölgesinde hiçbir yüzey kırığı olmadığını ifade etmişlerdir. Ayrıca, ana şokun güneyinde hiçbir atım olmamasına rağmen bu alanda yüksek p-değerleri hesaplanmıştır ve bu durumun bölgedeki alüvyon yapıdan kaynaklandığı düşünülmüştür. Sonuç olarak, bu çalışmada elde edilen sonuçlar Bayrak ve Öztürk (2004) tarafından elde edilen bulgularla uyumludur. Sonuçlar Bu çalışmada, 1 Mayıs 2003 Bingöl depremi artçı şok dizisinin bölgesel ve zamana bağlı değişimleri analiz edilmiştir. Bu amaçla, KOERI nin web sayfasından temin edilen ve 459 artçı şoku içeren katalog kullanılarak b ve p-değerleri hesaplanmıştır. Mc=3.2 alınarak b=1.45±0.07 olarak hesaplanmıştır. Bu büyük değer, hata limitinden veya M D 5.0 magnitüdlü olayları içermeyen artçı şok katalogunun sınırlı olmasından kaynaklanabilir. Artçı şok dizisi M D =2.7 4.6 arasındadır ve en büyük artçı şokun nispeten küçük oluşu yüksek bir b-değeriyle sonuçlanabilir. p-değeri M Mc (=3.3) ve T başlangıç =0.01 alınarak 0.77±0.1 olarak hesaplanmıştır. Sismik aktivite yavaş bir azalım gösterdiği için nispeten küçük bir p-değeri hesaplanmıştır. Ayrıca, bu düşük değer zayıf uyumdan ve bölgedeki background sismisitesinden kaynaklanabilir. b-değerleri 1.2 1.8 arasında değişim göstermektedir. Yüksek b-değerleri ana şok episantrının doğu ve kuzey doğusunda gözlenirken düşük b-değerleri Sancak civarında ve ana şokun güney batısında gözlenmiştir. p- değerleri ise 0.5 1.0 arasında değişim göstermektedir. Bingöl civarı için p-eğerleri azalma eğilimindedir ve tüm bölge için oldukça küçüktür. Yüksek p-değerleri ana şokun güneyinde gözlenirken, en düşük p-değerleri Sancak ile ana şok episantrı arasında gözlenmiştir. Düşük b-değerleri yüksek gerilme alanlarıyla ilişkili iken en yüksek b-değerleri genellikle alüvyon yapıyla ilişkilidir. Ayrıca, bölgede hiçbir atım gözlenmemesine rağmen Bingöl civarında yüksek p- değerleri hesaplanmıştır ve bu durumun bölgedeki alüvyon yapıyla ilişkili olduğu düşünülmektedir. Sonuçta b ve p- değerlerindeki bölgesel değişimlerin önemli olduğu ve bir artçı şok bölgesinin kırık mekanizması ile birlikte malzeme özelliklerini yansıtabileceği söylenebilir. KAYNAKLAR. 1. BAYRAK, Y., ve ÖZTÜRK, S., 2004. Spatial and temporal variations of the aftershock sequences of the 1999 İzmit and Düzce earthquakes, Earth Planets Space, 56, pp. 933-944. 2. BENDER, B., 1983. Maximum likelihood estimation of b-values from magnitude grouped data, Bull. Seismol. Soc. Am., 73, pp. 831-851. 3. EATON, J., O NEIL, M., ve MURDOCK, J., 1970. Aftershocks of the 1966 Parkfield-Cholame, California, earthquake: A detailed study, Bull. Seismol. Soc. Am., 60, pp, 1151-1197. 4. EERI, http://www.eeri.org/lfe/pdf/turkey_bingol_eeri_preliminary_report.pdf 5. EMRE, Ö., HERECE, E., DOĞAN, A., PARLAK, O, ÖZAKSOY, V., ÇIPLAK R., ve ÖZALP, S., 2003. May 1, 2003 Bingöl earthquake preliminary report, MTA, Ankara, 6. ENESCU, B. ve Ito, K., 2002. Spatial analysis of the frequency-magnitude distribution and decay rate of aftershock activity of the 2000 Western Tottori earthquake, Earth Planets Space, 54,847-859. 7. GUO, Z., ve OGATA, Y., 1997. Statistical relation between the parameters of aftershocks in time, space, and magnitude, J. Geophys. Res., 102(B2), pp. 2857-2873. 1432
8. GUTENBERG, R. ve RICHTER, C.F., 1944. Frequency of earthquakes in California, Bull. Seismol. Soc. Am., 34, pp. 185-188. 9. HIRATA, T., 1969. Aftershock sequence of the earthquake off Shikotan Island on January 29, 1968, Geophys. Bull. Hokkaido Univ., 21, pp, 33-43. 10. MILKEREIT, C., GROSSER, H., WANG, R., WETZEL, H. U., WOITH, H., KARAKISA, S., ZUNBUL, S., ve ZSCHAU, J., 2004. Implications of the 2003 Bingöl Earthquake for the interaction between the North and East Anatolian faults, Bull. Seismol. Soc. Am., 94, No. 6, pp, 2400-2406. 11. MTA, http://www.mta.gov.tr/mta_web/haritalar.asp. 12. NALBANT, S. S., McCLOSKEY J., STEACY, S., ve BARKA, A. A., 2002. Stress accumulation and increase seismic risk in eastern Turkey, Earth Planet. Sci. Lett., 195, pp, 291-298. 13. OLSSON, R., 1999. An Estimation of the maximum b-value in the Gutenberg-Richter relation, Geodynamics, 27, pp. 547-552. 14. STEIN, R. S., BARKA, A. A., ve DIETERICH J. H., 1997. Progressive failure on the North Anatolian fault since 1939 by earthquake stress triggering, Geophys. J. Int., 128, pp. 594-604. 15. UTSU, T., 1957. Magnitude of earthquakes and occurrence of their aftershocks, Zisin, Ser. 2, 10, pp. 35-45. 16. UTSU, T., 1971. Aftershocks and earthquake statistic (III): Analyses of the distribution of earthquakes in magnitude, time and space with special consideration to clustering characteristics of earthquake occurrence (1), J. Faculty Sci., Hokkaido University, Ser. VII (Geophys.), 3, pp.379-441. 17. UTSU, T., OGATA, Y., ve MATSU URA, R. S., 1995. The centenary of the Omori formula for decay law of aftershock activity, J. Phys. Earth, 43, pp, 1-33. 18. WIEMER, S. ve WYSS, M., 1997. Mapping the frequency-magnitude distribution in asperities: An improved technique to calculate recurrence times, J. Geophys. Res.,102, pp, 15,115-15,128. 19. WIEMER, S., McNUTT, S. R., ve WYSS, M., 1998. Temporal and three dimensional spatial analysis of the frequency-magnitude distribution near Long Valley Caldera, California., Geophys. J. Int., 134, pp, 409-421. 20. WIEMER, S. ve KATSUMATA, K., 1999. Spatial variability of seismicity parameters in aftershock zones, J. Geophys. Res., 104(B6), pp, 13,135-13,151. 1433