GEOTEKNĠK DEPREM MÜHENDĠSLĠĞĠ KAYNAKLAR; Steven L. Kramer, Geotechnical Earthquake Engineering (Çeviri; Doç. Dr. Kamil Kayabalı) Geoteknik Deprem Mühendisliği, inģaat mühendisliğindeki diğer disiplinlerle karģılaģtırıldığında oldukça yeni bir daldır. Depremlerin hasar verici etkisi yüzyıllardır bilinmesine rağmen, deprem hasarına ve büyüklüğüne zeminlerin katkısı çok yakın bir zamana kadar kanıtlanmıģ değildi. 1964 deki Niigata, Japonya ve Alaska daki depremlerin ardından ve 1960 lı ve 1970 li yıllardaki nükleer güç endüstrisindeki geliģmelerin desteği ile geoteknik deprem mühendisliği alanı hızlı bir Ģekilde geliģmiģtir. Goeteknik deprem mühendisliği, sismoloji, jeoloji, yapı mühendisliği, risk analizi ve diğer teknik disiplinleri de içeren çok disiplinli geniģ bir alandır. Dersin amacı, geoteknik deprem mühendisliği konseptinin, teorilerinin ve prosedürlerinin tanıtılmasıdır. Konuların iki ana kategoride derlendiği söylenebilir; ilk bölüm, sismoloji, yer hareketi, dinamik ve zemin davranıģına ait temel prensipleri içermektedir. Ġkinci bölüm ise, bu prensiplerin geoteknik deprem mühendisliği pratiğinde karģılaģılan problemlere uygulanmasını kapsamaktadır. Tarihteki en eski depremin 3000 yıl önce Çin de olduğu yazılıdır. Japonya ve Akdeniz bölgelerindeki ilk kayıtlar ise 1600 yıl öncesindedir. Amerika nın deprem tarihi ise çok kısa, 350 yıl kadardır. Amerika nın sismik olarak aktif olan batı kıyılarının dahi deprem kayıtları yalnızca 200 yıl öncesine dayanmaktadır. Bugün dünyadaki yüz milyonlarca insan depremler nedeniyle can ve mal riski taģımaktadır. Milyarlarca dolarlık kamu alt yapısı, deprem hasarına karģı sürekli olarak risk altındadır. Yerel, bölgesel ve hatta ulusal ekonomilerin sağlığı depremlere bağlı olarak risk altındadır. Ve bu riskler Amerika, Japonya yada diğer herhangi bir ülke için farklıdır. 1
Bazı depremler, hasarın belki ihmal edilebileceği geliģmemiģ ufak bölgelerde olurken, bazıları da nüfus ve altyapı olarak yoğun bölgelerde olabilmektedir. Depremlerin olmasını engellemek mümkün değil ancak, güçlü depremlerin etkisinin yani insan hayatı kaybının, yaralanmaların ve hasarın azaltılması mümkün. Depremler, Kasırgalar ve sel baskınları doğal afetler, doğal tehlikelerdir. Deprem nedenli tehlikeler genel olarak SĠSMĠK TEHLĠKE adıyla tanımlanır. Deprem mühendisliği pratiği sismik tehlikenin tanımlanmasını ve azaltılmasını kapsar. En önemli sismik tehlikeler; kuvvetli yer hareketi, yapısal hasar, sıvılaģma, heyelanlar, dayanma yapılarında göçme, altyapı tehlikesi, tsunami. YER HAREKETĠ; Depremler olduğunda, ana kaynaktan yayılan sismik dalgalar yerkabuğu boyunca hareket ederler ve bu dalgalar yüzeye ulaģtıklarında birkaç saniye ile birkaç dakika arasında değiģebilecek sürelerde yer sarsıntısı üretirler. Belirli bir bölgedeki yer hareketinin Ģiddeti ve süresi, depremin yerine, büyüklüğüne ve o bölgedeki yerel zemin Ģartlarının özelliklerine bağlıdır. Aslında yer hareketi en öenmli sismik tehlike olarak düģünülebilir çünkü diğer tüm tehlikelerin sebebi de yer hareketidir. Sismik dalgalar deprem kaynağından yüzeye kadar yolculuklarının büyük bir kısmını kayada geçiriyor, ancak yolculuğun son kısmında zeminle karģılaģtığında; zeminlerin karakteristikleri, yüzeydeki yer hareketini önemli oranda etkileyebiliyor. Zemin tabakaları, sismik dalgalar için bir filtre durumundadır; bazı frekanslardaki hareket büyürken diğer frekanslardaki hareket azalabilmektedir. Geoteknik deprem mühendisliği pratiğinin en önemli bölümlerinden biri, yer hareketleri üzerinde yerel zemin Ģartlarının etkisinin değerlendirilmesini kapsamaktadır. 2
Önemli Tarihsel Depremler 3
4
5
6
7
8
SĠSMOLOJĠ VE DEPREMLER Dünyanın iç yapısı; Büyük bir deprem olduğunda, dünyanın çevresindeki her noktada yer hareketinin ölçülebilmesi mümkün, çünkü oluģan sismik dalgalar dünyanın iç yapısı boyunca seyahat edip, farklı tabakalarda kırılıp yada yansıyarak farklı yollardan yüzeye ulaģıyorlar. Sismik dalgalar; Deprem olduğunda farklı tipte dalgalar üretilir; Cisim dalgaları, Yüzey dalgaları Cisim dalgaları; P dalgası; primer dalga; boyuna dalga; basınç dalgası; geçtiği tabakada sıkıģma ve geniģleme deformasyonuna neden olur, malzemedeki partikül hareketi ile dalganın doğrultusu paralel, ses dalgası gibi katıda ve sıvı da ilerleyebilir. S dalgası; sekonder dalga; ikincil dalga;kayma dalgası; Geçtiği tabakada kayma deformasyonuna neden oluyor. Partikül hareketinin doğrultusu S dalgasını iki bileģene (SH, SV) ayırmak için kullanılabilir Cisim dalgalarının hızları geçtikleri malzemenin rijitliğine dayalı olarak değiģir. Jeolojik malzemeler sıkıģmaya karģı rijit olduklarından P dalgası en hızlı hareket eden dalgadır. Bu yüzden belirli bir yüzeye önce P dalgası ulaģır. Sıvıların kayma rijitliği olmadığından S dalgalarını iletemezler. 9
Yüzey dalgaları; Cisim dalgaları ile yüzey ve yüzey tabakalarının etkileģimi ile ortaya çıkan dalgalardır. Yüzey boyunca hareket ederler, derinlikle büyüklükleri azalır. Bu etkileģime dayalı olarak yüzey dalgaları deprem kaynağından oldukça uzak noktalarda daha etkindirler. Mühendislik açısından en önemli yüzey dalgaları; Rayleigh ve Love dalgalarıdır. Rayleigh dalgası; P dalgası, SV dalgası ve yüzey tabakalarının etkileģimi ile oluģan dalgalardır. oluģan deformasyonlar yatay ve düģey doğrultuda partikül hareketi kapsar. Göle atılan taģın ürettiği dalgaya benzer. Love Dalgası; SH dalgası ve yumuģak yüzey tabakalarının etkileģimi ile oluģan dalgalardır. DüĢey bileģenli bir partikül hareketine sahip Değildir. 10
Yerin iç yapısı; Kabuk, manto ve çekirdek olmak üzere 3 tabakadır. Kabuk kalınlığı yaklaģık olarak, kıtaların altında 25-40 km (bazı yüksek dağların altında 60-70 km), okyanusların altında ise 5 km dir. Okyanus altındaki kabuk daha ince olmasının yanında, kıtasal kabuktan farklı olarak üniform ve daha yoğundur. Kabuk tabakası soğuk ve katıdır. Manto tabakası ise yarı erimiģ haldedir. Dalga yayılım hızlarında, kabuk ve manto tabakaları arasında önemli bir fark olduğundan, bu sınıra MOHO SÜREKSĠZLĠĞĠ adı verilmiģtir. Burası sismik dalgaların kırıldığı yada yansıtıldığı sınırdır. Çekirdek tabakası likit kıvamdadır, S dalgalarını iletmez. S dalga hızının sıfırlandığı bu sınıra ise GUTENBERG SÜREKSĠZLĠĞĠ denir. Moho süreksizliği Gutenberg süreksizliği 11
Hem P hemde S dalgalarının ulaģabildiği bölge Sadece iç çekirdekten yansıyarak yüzeye ulaģan dalgaların görüldüğü bölge Sadece P dalgalarını görülebileceği alan Depremin odak noktası Depremin kaynağından yayılan sismik dalgaların yerin değişik katmanlarınca yansıtılmasını ve kırılmasını gösteren sismik dalga izleri. P ve S dalgalarının 0 ile 103 arasında yerin yüzeyine eriştiğine, fakat dış çekirdeğin sıvı karakterinden dolayı 143 ile 180 arasında sadece P dalgalarının yerin yüzeyine eriştiğine dikkat ediniz. 103 ile 143 arasındaki gölge zonunda sadece iç çekirdekten yansıyan izler yerin yüzeyine erişebilir. 12
Kıtasal sürüklenme; 17. yüzyıldan beri bilimadamlarının farketmiģ olduğu, örneğin Güney Amerika nın doğusu ile Afrika nın batısı arasındaki kıyı çizgisi ve jeolojideki benzerliğe rağmen kıtasal sürüklenme olarak bilinen teori 20 yüzyılın baģlarına kadar onaylanmıģ değildi. Bu teori Ģöyle; Wegener e göre, 200 milyon yıl önce yeryüzünde PANGAEA olarak adlandırılan çok büyük tek bir kıta varmıģ. Ve bu büyük kıta yavaģ bir Ģekilde zamanla kırılarak ve sürüklenerek bugünkü kıtasal düzeni almıģ. Bu teori, 1960 a kadar da çok ilgi görmemiģ. Ancak daha sonra dünya çapındaki sismograf ağları ile depremlerin yerleri doğru olarak tanımlanmaya baģlayınca ve diğer teknolojik geliģmelerle birlikte kıtasal sürüklenme olarak adlandırılan kıtaların tarihsel hareketi kanıtlanmıģ. 13
Levha Tektoniği; Yer kabuğu çok sayıda büyük (6) ve küçük (14) levhalardan oluģuyor ve bunlar birbirlerine göre hareket ediyor. Bu relatif hareket bazen yavaģ ve sürekli bir Ģekilde oluyor (asismik deformasyon) bazense aniden (sismik deformasyon-depremler) oluyor. Dünya çapındaki depremlerin episentır uzaklıklarını gösterir harita da bu teoriyi onaylıyor. 14
Dünya çapındaki sismik aktivite haritası. Noktalar önemli depremlerin episentırlarını gösteriyor. Depremlerin çok büyük bir kısmının levhalar arası sınırlarda meydana gelmiģ olduğu görülmektedir. 15
Levhaların Hareketi; Çekirdek tabakanın sıcak, kabuk tabakasının ise soğuk olması sonucu, manto tabakasında oluģan ısı yayılımı akımı levhalar altında kayma gerilmeleri oluģturur. Bu akım levhaların birbirlerine doğru yada birbirlerinden uzaklaģacak Ģekilde hareket etmelerine neden olur. Dolayısıyla bu hareketin Ģekline göre levhalar arası sınırlar faklılık gösterir. 3 farklı tip levha sınırı (uzaklaģan sınır, yaklaģan sınır, transform sınır) tanımlanmaktadır ve bu levha sınırlarının karakteristikleri depremin özelliklerini doğrudan etkilemektedir. UzaklaĢan sınır YaklaĢan sınır, dalma-batma zonu; 16
UzaklaĢan sınır; UzaklaĢan levha sınırında, magma tabakası yüzeye çıkarak tepe Ģeklinde yeni levha malzemesi oluģur. YaklaĢan sınır, dalma-batma zonu; yer kabuğu boyutunun sabit kaldığını düģündüğümüzde, uzaklaģan sınırda yeni bir levha malzemesinin oluģmasıyla diğer bir bölgede bu durumun dengelenmesi gerekecektir. Bu durumda iki levhanın birbirine doğru hareketi ile dalma batma zonu sınırları oluģur. Bu zonlar çoğunlıkla kıtaların sınırında bulunur. Çünkü okyanusal levha genellikle daha soğuk ve yoğundur ve daha az yoğun olan kıtasal levhanın altına batar. 17
Transform fay sınırı; Transform fay sınırı Dalma-batma zon sınırı uzaklaģan sınır 18
Fayların Geometrisi; Eğim atımlı faylar Doğrultu atımlı faylar Normal Fay Ters fay (eğim açısı 45 0 den küçükse bindirme fayı adını alır) 19
Depremler için Elastik Rebound Teori; Levhaların relatif hareketi sınırdaki malzemede elastik deformasyon enerjisinin depolanmasına neden olur ve fay düzlemlerinde kayma gerilmeleri artar. Bu gerilmeler fay boyunca kayanın kayma dayanımını aģtığında fay kırılır ve biriken deformasyon enerjisi boģalır. Faylar geometrik olarak üniform olmadıkları gibi malzeme özellikleri açısından da farklılık göstermektedirler. Kırılmanın etkisi fay boyunca kayanın özelliklerine bağlıdır. Eğer kaya zayıf ve sünek ise daha az bir deformasyon enerjisi depolanmıģtır ve bu enerji relatif olarak yavaģ bir Ģekilde boģalır ve hareket asismik bir Ģekilde oluģur. Diğere yandan kaya güçlü ve kırılgan ise kırılma ani olur. Elastik rebound teori fay yakınındaki kayada deformasyon enerjisinin birikimi ve boģalması sürecini tanımlar. (a) ġeklinde levha sınırındaki bölgedeki kayada çeģitli yollardan birikmiģ olan deformasyon enerjisi sünek bir deformasyon Ģekli gösteriyor, (b) Ģeklinde ise kırılgan bir kaya için ani bir kırılma Ģeklinde geliģen deformasyon var. 20
Depremlerin yinelenme iliģkisi; Olasılıksal anlamda, bir fay segmentindeki tekil bir depremin, diğer sismik olaylardan bağımsız ve rastgele olduğu düģünülemez. San Francisco ile Parkfield arasındaki San Andreas fayının kesiti; (a) 1989 Loma Prieta depreminden 20 yıl önceki sismik aktiviteleri gösteriyor ve Loma Prieta bölgesinde bir boģluk var (sismik boģluk) (b) Loma Prieta depremine ait ana Ģok (içi boģ daire) ve artçı Ģoklar 21
Depremlerin geometrik olarak tanımlanması 22
Depremlerin yerinin belirlenmesi ; Episentral bölgenin ön tahmini, en az 3 sismograftaki P ve S dalgalarının varıģ zamanlarının relatif farkına dayalı olarak yapılır. Ana kayada P dalga hızları genel olarak 3-8 km/sn arasında, S dalga hızları ise 2-5 km/sn arasındadır. Tek bir sismograf ile episentral mesafe belirlenir ancak doğrultusu belirlenemez. Episentral uzaklığın daha doğru tahmini, çoklu sismograf, yerin üç boyutlu sismik hız modeli ve nümerik optimizasyon tekniklerine dayalı olarak belirlenir. 23
Depremlerin Büyüklüğü; Depremlerin büyüklüğü çok önemli bir parametre ve farklı yöntemlerle tanımlanabilir. Sismolojide ve deprem mühendisliğinde yaygın olarak kullanılan farklı büyüklük ölçekleri olduğundan, bunların her birinin özellikleri arasındaki farkların anlaģılması gerekmektedir. Modern aletsel ölçümlerden önce deprem etkisinin tanımlanması için kullanılan büyüklük ölçeği Ģiddet idi. Çoğunlukla aletsel ölçümlere dayanan diğer bir büyüklük ölçeği ise magnitüd dür. Deprem ġiddeti; Belirli bir bölgede depremin etkisini, gözlenen hasar ve insanların reaksiyonları doğrultusunda tanımlayan en eski deprem büyüklük ölçeğidir. Modifiye Mercalli ġiddeti; Ġngilizce konuģulan ülkelerde Kullanılmaktadır. Farklı Ģiddet ölçeklerinin karģılaģtırılması Rossi-Forel ġiddeti: Japon Meteoroloji Birimi ġiddeti: Medvedev-Spoonheuer-Karnik ġiddeti: Orta ve Doğu Avrupa da kullanılmaktadır 24
25
26
Magnitüd; Deprem magnitüd ölçümlerinin çoğu aletseldir yani ölçülen yer hareketi karakteristiklerine dayanmaktadır. M L Richter Yerel Magnitüdü; 1935 te Wood-Anderson sismometresi kullanılarak, sığ ve yerel (episentır uzaklığı 600 km den az) Güney Kaliforniya depremleri için tanımlanmıģ olan magnitüd ölçeğidir. En fazla bilinen ölçektir ancak deprem büyüklüğünün tanımlanması için daima en uygun ölçek olmamaktadır. M S Yüzey Dalgası Magnitüdü; Richter yerel magnitüdü, dalga tiplerini ayırmaz. Büyük episentır uzaklıklarında cisim dalgaları azalıp saçılarak sonuçta harekette yüzey dalgaları daha baskın olur. Yüzey dalgası magnitüdü, 20 saniye periyotlu Rayleigh dalgalarının genliğine dayalı evrensel bir ölçektir. ġu Ģekilde elde edilir; M S =loga + 1.66 log + 2.0 A= mikrometredeki maksimum deplasman = sismometrenin derece cinsinden episentır uzaklığı Bu ölçek genellikle, sığ (derinliği 70 km den az) ve uzak (1000 km den fazla) orta dereceli ve büyük depremleri tanımlamak için kullanılır. m b Cisim Dalgası magnitüdü; Derin odaklı depremler için, yüzey dalgaları genellikle çok küçüktür ve yüzey dalgaları magnitüdü değerlendirmelerine güvenilemez. Bu durumda, P dalgalarının ilk birkaç çevrimine ait genliklere dayalı olarak belirlenen cisim dalgaları magnitüd ölçeği kullanılabilir. m b =loga logt + 0.01 +5.9 A= mikrometredeki P dalgası amplitüdü T= P dalgasının periyodu (genel olarak 1 sn civarında) Diğer aletsel magnitüd ölçekleri; M D = süre magnitüdü M JMA = büyük periyotlu dalgalar kullanılarak tanımlanan Japonya ya ait yerel ölçek 27
M W Moment Magnitüd; Önceki magnitüd ölçeklerinin, değiģik yer hareketi karakteristiklerinin aletsel ölçümlerine dayalı olarak tanımlandığının farkında olmak önemlidir. Ancak deprem boyunca ortaya çıkan toplam enerji miktarı artarken, yer hareketi karakteristikleri aynı oranda artmamaktadır. Kuvvetli depremlerde ölçülen yer hareketi karakteristikleri, küçük depremlerdekine nazaran deprem büyüklüğüne daha az duyarlıdır. Bu olay doygunluk olarak tanımlanmaktadır. Cisim dalgası ve Richter yerel ölçekleri 6-7 magnitüd değerlerinde; yüzey dalgası ölçekleri ise yaklaģık 8 magnitüd değerinde doygunluk göstermektedir. Çok büyük depremlerin büyüklüklerini tanımlamada, doygunluğun olmaması için magnitüd ölçeği yer hareketi seviyesine bağlı olmamalıdır. Doygunluk göstermeyen tek magnitüd ölçeği moment magnitüd ölçeğidir. Bu ölçek sismik momente dayanmaktadır. Sismik moment M o = μ A D μ = faydaki malzemenin kırılma dayanımı A = kırılma alanı D = ortalama kayma miktarı M W log M 1.5 o 10.7 Farklı magnitüd ölçeklerindeki doygunluk; aletsel ölçeklerin doygunluğu, yüksek magnitüd değerlerindeki düzleģme ile görülebiliyor. 28
ġekilde 1906 San Francisco ve 1960 ġili depremleri magnitüd ölçekleri cinsinden karģılaģtırılmaktadır; Yüzey dalgaları magnitüdü cinsinden her iki depremde aynı büyüklükte olmasına karģılık, moment magnitüd ölçeği ile yansıtılabilen, ortaya çıkan enerji miktarı çok farklıdır Bolt un önerisine göre; M L veya m b ; sığ depremlerde 3-7 magnitüd aralığı için M S ; magnitüd aralığı 5-7,5 olan depremler için M W ; 7,5 dan büyük magnitüdlü depremler için kullanılabilir. 29