28 MART 2004 ERZURUM DEPREMİ, M D =5.3, ARTÇI ŞOK AKTİVİTESİ İÇİN SİSMİSİTE PARAMETRELERİ b ve p- DEĞERLERİNİN BÖLGESEL DEĞİŞİMLERİ Serkan ÖZTÜRK, Yusuf BAYRAK Karadeniz Teknik Üniversitesi, Jeofizik Mühendisliği Bölümü, 61080, Trabzon e-posta: s_ozturk@ktu.edu.tr ÖZET Bu çalışmada, M D =5.3 olan 28 Mart 2004 Erzurum depreminden sonra yaklaşık beş aylık zaman dilimindeki artçı şok dizisi için sismisite parametreleri b ve p-değerinin bölgesel değişimleri incelenmiştir. Atatürk Üniversitesi DAM Müdürlüğü web sayfasından temin edilen katalog M D 1.9 olan 544 artçı şoku içermektedir. Artçı şoklar, Aşkale Fayı üzerinde KD-GB yönünde ve belirgin olarak ana şok ile Aşkale arasında yoğunlaşmıştır. b-değeri 0.8 1.6 arasında, p-değeri ise 0.7 1.2 arasında değişim göstermektedir. Yüksek b- değerleri ana şokun kuzeyi ile Aşkale fayı üzerinde KD yönünde ve Ilıca civarında, düşük b-değerleri ise ana şokun doğusunda ve GD kısmında gözlenmiştir. Dolayısıyla, ana şokun doğu ve GD kısımlarının daha yüksek, kuzey ve KD kısımlarının ise daha düşük bir gerilme alanıyla ilişkili olduğu düşünülebilir. p-değerleri genel olarak bir azalma eğilimindedir. Yüksek p-değerleri, ana şokun doğusunda gözlenirken, daha düşük p-değerleri ana şok episantrının kuzeyinde ve dizinin KB kısmında gözlenmiştir. Aşkale ve civarı kısmen alüvyon yapılarla kaplıdır. Ayrıca, ana şokun doğu kısmı yamaç molozu ve heyelan döküntülerinden oluşmaktadır ve yüksek p- değerleri bu zayıf zeminler üzerinde hesaplanmıştır. Sonuç olarak, b ve p-değerlerindeki bölgesel değişimler sismolojik çalışmalarda oldukça önemlidir ve bu değişimlerin bir artçı şok bölgesinin kırık mekanizması ve malzeme özellikleri ile ilişkili olduğu söylenebilir. Anahtar Kelimeler: Erzurum Depremi, ArtçıŞok, Gutenberg-Richter İlişkisi, Omori Yasası. ABSTRACT In this study, regional variability of seismicity parameters b and p-values of aftershock sequence in the first five month s time interval after the magnitude M D= 5.3 Erzurum earthquake of 28 March 2004 are investigated. The data taken from the website of Atatürk University, DAM Directorship consist of 544 aftershocks with magnitude M D larger than or equal to 1.9. Aftershocks are mostly located in the NE-SW direction on Aşkale fault, and evidently between main shock and Aşkale. Spatial variability in b-value is between 0.8 and 1.6 and p-value varies from 0.7 to 1.2. High b-values are observed in the north of the main shock and NE direction on Aşkale fault and in vicinity of Ilıca whereas low b-values are found in the east and SE parts of the main shock. So, it can be considered that east and SE parts of the main shock may be related to higher stress distributions but lower stress areas in the north and NE portions of the main shock. p-values show a tendency of decrease in general. Lower p-values are calculated in the north of the main shock epicenter and NE part of aftershock sequence while higher p-values are observed in the east part of the main shock. Aşkale and the surrounding region are partly composed of alluvial structures. Also, there is slope debris and landslide waste in the east of the main shock and larger p-values are calculated on these weak zones. Consequently, the spatial variations of b and p-values of an aftershock sequence have a great importance in seismological studies and it can be said that these variability may be related to rupture mechanism and material properties of an aftershock region. Key Words: Erzurum Earthquake, Aftershock, Gutenberg-Richter Relation, Omori s Law. 475
1.GİRİŞ Artçı şok oluşumlarının bölge-zaman-magnitüd dağılımlarının istatistiksel ve bölgesel değişimleri uzun yıllar boyunca sismolojik çalışmaların başlıca konularından biri olmuştur. Artçı şoklar, bölgesel dağılımları ve zamana bağlı davranışlarında gözlenen değişimlerle kullanılabilir bilgiler sağlaması açısından sismisite çalışmalarında ve hazard değerlendirmelerinde oldukça önemlidir [1,2]. Artçı şoklar aynı zamanda detaylı araştırmalar için olanak sağlar. Artçı şok oluşumlarını çalışmak, büyük depremlerin kıyaslanmasına imkan verir ve kırık ölçeğini, konumunu, depremlerin uzun vadeli aktivitesini kontrol eden mekanizmanın daha iyi anlaşılmasını sağlar [3,4]. Artçı şok aktivitesini tanımlayan iki temel ilişki şu şekilde ifade edilir; (1) depremlerin boyut dağılımını tanımlayan Gutenberg-Richter [5] ilişkisi, (2) artçı şok aktivitesinin zamanla azalma oranını gösteren tanımlı Omori yasası [8]. Depremlerin magnitüd dağılımı Gutenberg-Richter (G-R) ilişkisi ile tanımlanır ve 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. b-değeri sismolojideki en önemli parametrelerden biridir. Wiemer ve Katsumata [1] ya göre tahmini b katsayısı 0.6 ile 1.4 arasında değişim gösterir. Ayrıca Utsu [6], farklı bölgelere bağlı olarak b-değerlerinin kabaca 0.3 ile 2.0 arasında değiştiğini ifade etmiştir. Birçok faktör b-değerinin normalden sapmasına neden olabilir. Yüksek malzeme heterojenitesi veya çatlak yoğunluğu yüksek b-değerlerine neden olurken, gerilmedeki artış veya sınırlı basınçtaki azalım b-değerlerinde bir düşüşe neden olur [7]. Ayrıca, ısı dağılımındaki yükselim b-değerlerinde bir artışa neden olabilir [1]. Bununla birlikte b-değerinin fiziksel anlamı tam olarak belli değildir. Artçı şokların zamana bağlı azalımları tanımlı Omori yasası 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 sabitlerdir. K; dizideki olayların toplam sayısına ve c-değeri de dizinin başlangıcındaki aktivite oranına bağlıdır. c sabiti, dizinin başlangıcındaki küçük artçı şokların tam olarak kayıt edilememesinden güçlü bir şekilde etkilenir. Bu üç parametre içerisinde p azalım parametresidir ve en önemli olanıdır. Olsson [9] a göre, p-değeri genellikle 0.5 1.8 aralığında değişim gösterir ve bu indeks diziden diziye bağlı olarak genellikle p=0.9 1.5 aralığındadır [10]. Bu değişim kaynak bölgesindeki kabuksal heterojenite, gerilme, sıcaklık veya kabuksal ısı akısı gibi tektonik koşullarla ilişkili olabilir [10,11], fakat p-değerini kontrol eden en önemli faktörün hangisi olduğu net değildir. 2. ARTÇI ŞOK VERİSİ ve KULLANILAN YÖNTEM Bu çalışmada, 28 Mart 2004 Erzurum depremi artçı şok dizisinin bölgesel değişimlerini analiz etmek için Atatürk Üniversitesi Deprem Araştırma Merkezi (DAM) Müdürlüğü web sayfasından alınan artçı şok verisi kullanılmıştır. 28 Mart 2004 Erzurum depremi (M W =5.5, M D =5.3) ana şok koordinatları DAM tarafından 39.82 K 40.63 D olarak verilmiştir. Artçı şoklar, Aşkale Fayı üzerinde kuzeydoğu-güneybatı yönünde ve belirgin olarak ana şok ile Aşkale arasında bir kümelenme göstermektedir. Katalog süre magnitüdü M D ye göre homojendir ve 28 Mart 25 Ağustos 2004 tarihleri arasında yaklaşık 5 aylık bir zaman dilimindeki magnitüdü M D 1.9 olan 544 artçı şoku içermektedir. Artçı şok dizisi M D =1.9 4.2 arasında değişim göstermektedir ve M D 4.5 olan artçı şokların olmayışı dikkate değerdir. Son yılarda Tajima ve Kanamori [12] büyük depremlere ait artçı şokların 1 yıla kadar uzanabileceğini ifade etmişlerdir. Eğer bir deprem ana şoktan sonraki 100 gün içerisinde oluşursa bunun bir artçı şok olduğu düşünülür [13]. Bölgedeki sismik aktivite incelendiğinde ana şoktan sonraki ilk bir ay içerisinde 423 olan artçı şok sayısı 5 ayın sonunda 9 a kadar düşmüştür. Bu değerlendirmeler ve bölgedeki sismisite göz önüne alınarak, bölgesel değişimlerin değerlendirilmesinde ana şoktan sonraki 5 aylık zaman dilimindeki artçı şoklar kullanılmıştır. Şekil 1, Erzurum depremi artçı şok dizisinin episantr dağılım haritasını göstermektedir. Harita üzerinde ayrıca mevcut tektonik yapı ve faylanma mekanizması da gösterilmiştir [14]. 476
Şekil 1. Erzurum depremi artçı şok dizisinin episantr haritası ve başlıca tektonik yapılar [14]. Sembol büyüklükleri magnitüdle orantılıdır. Ana şok episantrı yıldızla 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 [1]. Çünkü doğru sonuçların elde edilebilmesi için maksimum sayıda depremin kullanılması gerekir. Erzurum depremi için, ana şok oluşumundan başlayarak zamanın bir fonksiyonu olarak Mc değişimlerini hesaplayabilmek için hareketli pencere tekniği kullanılmıştır [15]. Pencere başına 5 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 2.5 3.0 arasında değişim göstermektedir. Mc nin örnekleme aralığına bağlılığını gözleyebilmek için pencere aralığı 10, 15, 20 olay seçilerek hesaplanmıştır ve örnekleme aralığının sonuçları etkilemediği görülmüştür. Sonuçta, Şekil 2 de gözlenen saçlımlar örnekleme aralığına bağlı değildir ve deprem sayısı-magnitüd dağılımı ile zamanla azalma oranının hesabı için Mc=2.5 olarak alınmıştır. 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. Erzurum depremi artçı şok dizisi için M min =2.5 ve T başlangıç =0.01 alınarak azalım parametreleri 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 =2.5 ve T başlangıç =0.01 kabul edilerek tahminlerdeki bu belirsizlikler ortadan kaldırılmıştır. Şekil 2. Zamanın fonksiyonu olarak tamamlılık magnitüdü Mc nin değişimi. 477
G-R ilişkisindeki b-değeri maksimum olasılık yöntemi kullanılarak hesaplanmıştır. 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 oranına ait bölgesel haritaları oluşturmak için, gridleme tekniği kullanılmış ve her bir grid noktası için en yakın episantrlar düşünülmüştür. Yöntem, 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, 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. 3. b ve p-değerlerinin BÖLGESEL DEĞİŞİMLERİ 28 Mart 2004 Erzurum depremi artçı şok dizisi için b ve p-değerleri bölgesel değişim haritaları Şekil 3 ve 4 te verilmiştir. Artçı şok dizisi için bölgesel değişim haritalarının oluşturulmasında 0.01 o lik bir grid aralığı kullanılmış ve her bir grid noktası için en yakın episantrlar (depremlerin sayısı) düşünülmüştür. Sonra, maksimum olayların sayısı Ne=200 ve minimum olayların sayısı Ne min =100 alınarak haritalar oluşturulmuştur. p- değeri değişim haritasını oluşturmak için önemli bir kabullenme olarak c=0.145 alınmıştır, çünkü bu değer değişim haritasını oluşturmak için daha anlamlıdır. Tamamlılık magnitüdü bölgesel olarak değişim göstermesine rağmen bu değer ZMAP tarafından 2.5 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 hesaplanır. Aksi takdirde b ve p-değerleri hesaplanmaz. Sonuçta, her grid noktası için parametre değerleri haritalar üzerinde renkli bir gösterimle sunulmuştur. Erzurum depremi artçı şok dizisi için b-değerindeki bölgesel değişimler 0.8 ile 1.6 arasındadır. Şekil 3 te görüldüğü gibi b-değerleri dağılımı iki gruba ayrılabilir: (1) daha düşük b-değerleri (<1.0) ana şokun doğusunda ve GD kısmında (ana şok ile Ilıca arasında), (2) daha yüksek b-değerleri ise (>1.4) ana şokun kuzey ve KD kısmında (Aşkale civarında ve Aşkale fayı üzerinde KD yönünde) gözlenmiştir. Orta değerler ise (1.2 1.3) ana şokun KB kısmında (Tercan ile Aşkale arasında) gözlenmiştir. Genel olarak daha düşük b-değerleri büyük artçı şokların (M>3.5) olduğu bölgelerde gözlenirken, daha yüksek b-değerleri genellikle küçük artçı şokların olduğu alanlarda gözlenmiştir. Şekil 3. Erzurum depremi artçı şok dizisi için 0.01 grid aralığı ile hesaplanan b-değeri bölgesel değişim haritası. Erzurum depremi artçı şok dizisi için p-değeri bölgesel dağılım haritası Şekil 4 te gösterilmiştir. 0.7 1.2 arasında değişim gösteren p-değerleri ise genel olarak bir azalma eğilimindedir. Daha hızlı bir artçı şok azalımına işaret eden daha yüksek p-değerleri (>1.1), ana şokun doğu kısmında gözlenirken, daha düşük p-değerleri (<0.8) ana şok episantrının kuzeyinde ve dizinin KB kısmında gözlenmiştir. Sonuçta, artçı şok dizisinin doğusundaki sismisite (p=1.2) kuzey batı kısmına oranla (p=0.7) daha hızlı bir azalım gösterir. 478
Şekil 4. Erzurum depremi artçı şok dizisi için 0.01 grid aralığı ile hesaplanan p-değeri bölgesel değişim haritası. 4. BULGULAR ve TARTIŞMA 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. [16], 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 [15, 17, 18]. Wiemer ve Wyss [19], San Andreas fayı üzerinde yüksek gerilmeli asperitlerin daha düşük b-değerlerli anomaliler gösterdiğini ifade etmiştir. Guo ve Ogata [20], 1971 1995 yılları arasında Japonya da gözlenen 34 artçı şok dizisi için artçı şok parametrelerinde ki değişimleri incelemişlerdir. Bayrak ve Öztürk [18], 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. Öztürk ve Bayrak [21] yaptıkları çalışmada, düşük b-değerlerinin yüksek gerilme alanlarıyla ilişkili olduğunu ve en yüksek b-değerlerinin ise genellikle alüvyon yapıyla ilişkili olduğunu göstermişlerdir. Bayrak ve Öztürk [22], yüksek p-değerlerinin daha düşük hıza sahip nispeten sığ alüvyon yapılar üzerinde, daha düşük değerlerin ise alüvyonlu bölgelere göre daha sert malzemeden oluşan yüksek hızlı ve topografya değerlerinin daha yüksek olduğu bölgelerle ilişkili olduğunu ifade etmişlerdir. 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. Şekil 3 te görüldüğü gibi, düşük b-değerleri ana şok episantrının doğu ve güney doğu kısmında (ana şok ile Ilıca arasında), gözlenirken, daha yüksek b-değerleri ise ana şokun kuzey ve KD kısmında (Aşkale civarında ve Aşkale fayı üzerinde KD yönünde) gözlenmiştir. Erzurum ve civarı için gerilme değişimleri ifade edilmemesine rağmen, yapılan çalışmalardan elde edilen sonuçlar dikkate alındığında, düşük b-değerlerinin gözlendiği alanların yüksek bir gerilme dağılımına işaret ettiği düşünülebilir. Ayrıca, yüksek b-değerlerinin gözlendiği diğer bölgeler de daha düşük gerilme dağılımıyla açıklanabilir. Erzurum ve civarının jeolojik yapısı Atatürk Üniversitesi DAM Müdürlüğü web sayfasında mevcuttur. Ayrıca Tarhan [23], 1:100 000 ölçekli olarak bölgenin jeolojisini detaylı bir şekilde ortaya koymuştur. Bölgenin jeolojik yapısı incelendiğinde, Aşkale ve civarının kısmen alüvyon yapılarla kaplı olduğu görülür. Ayrıca, ana şokun doğu kısmı yamaç molozu ve heyelan döküntülerinden oluşmaktadır. Şekil 4 te görüldüğü gibi yüksek p-değerleri bu zayıf zeminler üzerinde hesaplanmıştır. Buda ana şoktan sonra yüksek p-değerinin, atımın yüksek olabileceği zayıf bölgelerde gözleneceğini gösterir. Ayrıca, artçı şok bölgesinin kuzey ve KB kısmı ise düşük bir ısı akısıyla (düşük p-değeri) ve doğu kısmı ise daha büyük bir ısı akısı (daha yüksek p-değeri) veya daha düşük hızla ilişkilendirilebilir. Dolayısıyla, Erzurum depremi artçı şok bölgesindeki sismisite parametrelerinde gözlenen değişimleri daha iyi anlayabilmek için atım, gerilme, ısı akısı ve hız gibi fiziksel parametrelerin bölgesel değişimlerini içeren daha detaylı çalışmalara ihtiyaç vardır. Sonuç olarak, bir artçı şok dizisi için b ve p-değerleri bölgesel değişimleri ana şokun kırılma mekanizmasına bağlıdır ve deprem bölgesinin jeolojik yapısıyla ilişkilidir. 479
5. SONUÇLAR Bu çalışmada, 28 Mart 2004 Erzurum depremi artçı şok dizisi için deprem sayısı-magnitüd dağılımı ile zamanla azalma oranının bölgesel değişimleri değerlendirilmiştir. Bu amaçla, Atatürk Üniversitesi DAM Müdürlüğü nün web sayfasından temin edilen ve 544 artçı şok verisini içeren katalog kullanılarak b ve p-değerleri hesaplanmıştır. b- değerleri 0.8 1.6 arasında, p-değerleri ise 0.7 1.2 arasında dağılım göstermektedir. Düşük b- değerleri ana şokun doğusunda ve GD kısmında (ana şok ile Ilıca arasında), yüksek b-değerleri ise ana şokun kuzey ve KD kısmında (Aşkale civarında ve Aşkale fayı üzerinde KD yönünde) gözlenmiştir. Orta değerler ise ana şokun KB kısmında (Tercan ile Aşkale arasında) gözlenmiştir. Yüksek b-değerleri büyük olaylara kıyasla küçük olayların sayısında bir artış olduğunu gösterir ve düşük b-değerleri büyük artçı şokların olduğu bölgelerde gözlenmiştir. Ana şokun doğu ve GD kısımlarının daha yüksek gerilme (daha düşük b-değeri) alanıyla, kuzey ve KD kısmının ise (daha yüksek b-değerleri) daha düşük bir gerilme alanıyla ilişkili olduğu düşünülebilir. Erzurum ve civarı için p-değerleri genel olarak bir azalma eğilimindedir. Yüksek p-değerleri, ana şokun doğu kısmında gözlenirken, daha düşük p-değerleri ana şok episantrının kuzeyinde ve dizinin KB kısmında gözlenmiştir. Aşkale ve civarı kısmen alüvyon yapılarla kaplıdır. Ayrıca, ana şokun doğu kısmı yamaç molozu ve heyelan döküntülerinden oluşmaktadır. Yüksek p-değerleri bu zayıf zeminler üzerinde hesaplanmıştır. Buda ana şoktan sonra yüksek p-değerinin, atımın yüksek olabileceği zayıf bölgelerde hesaplanacağını gösterir. Ayrıca, artçı şok bölgesinin kuzey ve KB kısmı ise düşük bir ısı akısıyla (düşük p-değeri) ve doğu kısmı ise daha büyük bir ısı akısı (daha yüksek p-değeri) veya daha düşük hızla ilişkilendirilebilir. Bununla birlikte, Erzurum depremi artçı şok bölgesinde sismisite parametrelerinde gözlenen değişimlerin daha iyi anlaşılabilmesi için atım, gerilme, ısı akısı ve hız gibi fiziksel parametrelerin bölgesel değişimlerini içeren daha detaylı çalışmalara ihtiyaç vardır. Sonuçta, b ve p-değerlerindeki bölgesel değişimler sismolojik çalışmalarda oldukça önemlidir ve bir artçı şok bölgesinin kırık mekanizması ile birlikte malzeme özelliklerini yansıtabileceği söylenebilir. 6. KAYNAKLAR [1] Wiemer, S. ve Katsumata, K., (1999), Spatial variability of seismicity parameters in aftershock zones, J. Geophys. Res., 104(B6), 13,135-13,151. [2] Bowman, D. D. ve King, C. P., (2001), Stress transfer and seismicity changes before large earthquakes, Earth and Planetary Sciences, 333, 591-599. [3] Ogata, Y., (2001), Increased probability of large earthquakes near aftershock regions with relative quiescence, J. Geophys. Res. 106, 8729-8744. [4] Ogata, Y., Jones, L. M., ve Toda, S., (2003), When and where the aftershock activity was depressed: contrasting decay patterns of the proximate large earthquakes in southern California, J. Geophys. Res. 108(B6), 2318. [5] Gutenberg, R. ve Richter, C.F., (1944), Frequency of earthquakes in California, Bull. Seismol. Soc. Am., 34, 185-188. [6] Utsu, T., (1971), Aftershock and earthquake statistic (III): Analyses of the distribution of earthquakes in magnitude, time ans space with special consideration to clustering characteristics of earthquake occurrence (1), J. Faculty Sci., Hokkaido University, Ser. VII (Geophys.), 3, 379-441. [7] Urbancic, T. I., Trifu, C. I., Long, J. M. ve Toung, R. P., (1992), Space-Time correlations of b-value with stress release, Pure Appl. Geophys., 139, 449-462. [8] Utsu, T., (1957), Magnitude of earthquakes and occurrence of their aftershocks, Zisin, Ser. 2,10, pp. 35-45. [9] Olsson, R., (1999), An estimation of the maximum b-value in the Gutenberg-Richter relation, Geodynamics, 27, 547-552. [10] Utsu, T., Ogata, Y. ve Matsu ura, R. S., (1995), The centenary of the Omori formula for a decay law of aftershock activity, J. Phys. Earth., 43, 1-33. [11] Kisslinger, C. and Jones, L.M., (1991), Properties of aftershock sequences in Southern California, J. Geophys. Res., 96(B7), 11,947-11,958. [12] Tajima, F. ve Kanamori, H., (1985), Global survey of aftershock area expansion patterns, Phys. Earth Planet. Inter., 40, 77-134. [13] Tsapanos, T., Papazachos, C., Moutafi, Z., Gabrielides, J., ve Syprou, T., (1994), Properties of the Globally Distributed Aftershock Sequences: Emphasis in the Circum-Pacific Belt, Bulletin of the Geological Society of Greece vol., XXX/5, 151-158. 480
[14] Doğan, A., Yıldırım, C., Nefeslioğlu, H. A., ve Emre, Ö., (2004), 25 Mart (M W 5.5) ve 28 Mart (M W 5.5) 2004 Aşkale (Erzurum) depremleri değerlendirme raporu, Jeoloji Etütleri Dairesi, MTA. Ankara. [15] 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, 409-421. [16] 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, 1151-1197. [17] Enescu, B. ve Ito, K., (2002), Spatial analysis of the frequency distribution and decay rate of aftershock activity of the 2000 Western Tottori earthquake, Earth Planets Space, 54, 847-859. [18] 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, 933-944. [19] Wiemer, S. ve Wyss, M., (1997), Mapping the frequency-magnitude distribution in asperities: An improved technique to calculate recurrence times, J. Geophys. Res.,102, 15,115-15,128. [20] Guo, Z. ve Y. Ogata, (1997), Statistical Relation between the Parameters of Aftershocks in Time, Space, and Magnitude, J. Geophys. Res., 102(B2), 2857-2873. [21] Öztürk, S., ve Bayrak, Y., (2005), 1 Mayıs 2003 Bingöl depremi artçı şok aktivitesinin deprem sayısımagnitüd dağılımının ve zamanla azalma oranının bölgesel değişimleri, Deprem Sempozyumu Kocaeli 2005, sayfa 254, 23-25 Mart, 2005, Kocaeli, Türkiye. [22] Bayrak, Y., ve Öztürk, S., (2005), 1999 İzmit ve düzce depremlerinin artçı şok dizilerinin zamanla azalma oranlarının bölgesel jeoloji ve topoğrafya ile ilişkisi, Deprem Sempozyumu Kocaeli 2005, sayfa 258, 23-25 Mart, 2005, Kocaeli, Türkiye. [23] Tarhan, N., (1998), Türkiye jeoloji haritaları, Erzurum-F31 paftası, Maden Tetkik ve Arama Genel Müdürlüğü, Jeoloji Etütleri Dairesi, Ankara. 481