Pazartesi, Haziran 17, 2024

Bunlara da göz atın

İlgili içerikler

Deprem Nedir?

Deprem, sismik dalgaların Dünya’nın kayalıklarından geçmesiyle meydana gelen ani yer sarsıntısıdır. Sismik dalgalar, Dünya’nın kabuğunda depolanan bir tür enerji aniden serbest bırakıldığında, genellikle birbirine karşı gerilen kaya kütleleri aniden kırılıp “kaydığında” üretilir. Depremler çoğunlukla jeolojik faylar boyunca, kaya kütlelerinin birbirine göre hareket ettiği dar zonlarda meydana gelir. Dünyanın ana fay hatları, yer kabuğunu oluşturan devasa tektonik plakaların saçaklarında yer almaktadır. 20. yüzyılın başında sismolojinin ortaya çıkmasına kadar depremler hakkında çok az şey anlaşıldı. Depremlerin tüm yönleriyle bilimsel olarak incelenmesini içeren sismoloji, depremlerin neden ve nasıl meydana geldiği gibi uzun süredir cevaplanmayan sorulara cevap vermiştir. Aletlerin yardımı olmadan fark edilebilecek kadar büyük yaklaşık 50.000 deprem her yıl tüm Dünya’da meydana gelir. Bunlardan yaklaşık 100’ü, merkezleri yerleşim yerlerine yakınsa, ciddi hasar oluşturacak büyüklüktedir. Çok büyük depremler yılda ortalama bir kez meydana gelir. Yüzyıllar boyunca milyonlarca ölümden ve hesaplanamaz miktarda mülk hasarından sorumlu oldular.

Depremlerin Nedenleri Nelerdir?

Dünyanın büyük depremleri, esas olarak tektonik plakaların kenarlarıyla çakışan kuşaklarda meydana gelir. Bu, hissedilen depremlerin ilk kataloglarından uzun süredir açıkça görülmektedir ve araçsal olarak belirlenmiş merkez üslerini gösteren modern sismisite haritalarında daha da kolayca fark edilebilir. En önemli deprem kuşağı Pasifik Çevresi Kuşağı’dır ve Pasifik Okyanusu çevresindeki birçok nüfuslu kıyı bölgesini etkiler; örneğin Yeni Zelanda, Yeni Gine, Japonya, Aleut Adaları, Alaska ve Kuzey ile Güney’in batı kıyıları. Amerika. Şu anda depremlerde salınan enerjinin yüzde 80’inin merkez üsleri bu kuşakta olanlardan geldiği tahmin ediliyor. Sismik aktivite, kuşak boyunca hiçbir şekilde tekdüze değildir ve çeşitli noktalarda bir dizi kol vardır. Pasifik Çevresi Kuşağı birçok yerde volkanik aktivite ile ilişkilendirildiği için, halk arasında “Pasifik Ateş Çemberi” olarak anılır.

Alpide Kuşağı olarak bilinen ikinci bir kuşak, Akdeniz bölgesinden doğuya doğru Asya üzerinden geçer ve Doğu Hint Adaları’ndaki Çevre-Pasifik Kuşağı ile birleşir. Bu kuşaktan depremlerde açığa çıkan enerji dünya toplamının yaklaşık yüzde 15’i kadardır. Ayrıca, Arktik Okyanusu, Atlantik Okyanusu ve Batı Hint Okyanusu’ndakiler de dahil olmak üzere, esas olarak okyanus sırtları boyunca ve Doğu Afrika’nın yarık vadileri boyunca birbirine bağlı çarpıcı sismik aktivite kuşakları vardır. Bu küresel sismisite dağılımı, en iyi levha tektoniği ayarı açısından anlaşılır.

Doğal Güçler

Depremler, Dünya’nın kayalarının bazı sınırlı bölgelerinde ani enerji salınımından kaynaklanır. Enerji, elastik gerilme, yerçekimi, kimyasal reaksiyonlar ve hatta büyük cisimlerin hareketi ile serbest bırakılabilir. Tüm bunların arasında elastik gerinimin salınması en önemli nedendir, çünkü bu tür enerji, Dünya’da büyük bozulmalara yol açacak kadar yeterli miktarda depolanabilen tek türdür. Bu tür enerji salınımıyla ilişkili depremlere tektonik depremler denir.

1- Tektonik

Tektonik depremler, Amerikalı jeolog Harry Fielding Reid tarafından 1906’da San Andreas Fayı’nın patlayarak büyük San Francisco depremini oluşturmasından sonra formüle edilen sözde elastik geri tepme teorisi ile açıklanmaktadır. Teoriye göre, tektonik bir deprem, kaya kütlelerindeki gerilmelerin, ortaya çıkan gerilmelerin kayaların mukavemetini aştığı bir noktaya kadar biriktiği ve ani kırılmalara neden olduğu zaman meydana gelir. Çatlaklar kaya boyunca hızla yayılır, genellikle aynı yönde ilerler ve bazen yerel bir zayıflık bölgesi boyunca kilometrelerce uzanır.

Bir fay kırılması fay boyunca veya yukarı doğru ilerledikçe, kaya kütleleri zıt yönlerde savrulur ve böylece daha az gerilmenin olduğu bir konuma geri döner. Herhangi bir noktada bu hareket bir anda değil düzensiz adımlarla gerçekleşebilir; bu ani yavaşlamalar ve yeniden başlamalar, sismik dalgalar olarak yayılan titreşimlere yol açar. Fay kırılmasının bu tür düzensiz özellikleri artık hem fiziksel hem de matematiksel olarak deprem kaynaklarının modellenmesine dahil edilmektedir. Fay boyunca olan pürüzlülüklere pürüzler denir ve kırılmanın yavaşladığı veya durduğu yerlere fay bariyerleri denir. Fay kırılması, çoğu durumda yüzeyin 5-15 km altında olan bir nokta olan deprem odağında başlar. Kırılma, bir engelde durana veya yavaşlayana kadar fay düzlemi üzerinde bir veya her iki yönde ilerler. Bazen fay kırılması bariyerde durdurulmak yerine uzak tarafta yeniden başlar; diğer zamanlarda kayalardaki gerilmeler bariyeri aşar ve kırılma devam eder.

Depremler, onlara neden olan fay kaymasının türüne göre (şekilde gösterildiği gibi) farklı özellikler gösterir. Olağan fay modelinde bir “doğrultu” (yani, fay düzleminde yatay bir çizginin kuzeyden aldığı yön) ve bir “eğim” (faydaki en dik eğim tarafından gösterilen yataydan açı) vardır. Eğik bir fayın alt duvarı taban duvarı olarak adlandırılır. Ayak duvarının üzerinde uzanan asma duvardır. Kaya kütleleri doğrultuya paralel olarak birbirinin yanından geçtiğinde, hareket doğrultu atımlı faylanma olarak bilinir. Eğime paralel hareket, eğim atımlı faylanma olarak adlandırılır. Doğrultu atımlı faylar, bir gözlemcinin fayın karşı tarafındaki bloğun sağa veya sola hareket etmesine bağlı olarak sağ yanal veya sol yanaldır. Eğim atımlı faylarda, tavan bloğu taban bloğuna göre aşağı doğru hareket ediyorsa buna “normal” fay denir; ters hareket, asma duvarın taban duvarına göre yukarı doğru hareket etmesi, ters veya bindirme fayları üretir.

Bilinen tüm fayların geçmişte bir veya daha fazla depremin merkezi olduğu varsayılır, ancak faylar boyunca tektonik hareketler genellikle yavaştır ve jeolojik olarak eski fayların çoğu artık sismiktir (yani artık depremlere neden olmazlar). Bir depremle ilişkili gerçek faylanma karmaşık olabilir ve belirli bir depremde toplam enerjinin tek bir fay düzleminden çıkıp çıkmadığı genellikle açık değildir. Gözlenen jeolojik faylar bazen jeolojik zaman içinde yüzlerce kilometre mertebesinde nispi yer değiştirmeler gösterirken, sismik dalgalar üreten ani kayma ofsetleri yalnızca birkaç santimetre ila on metre arasında değişebilir.

2- Volkanizma

Ayrı bir deprem türü volkanik aktivite ile ilişkilidir ve volkanik deprem olarak adlandırılır. Yine de, bu tür durumlarda bile, rahatsızlığın volkanın bitişiğindeki kaya kütlelerinin ani kaymasının ve bunun sonucunda elastik gerinim enerjisinin salınmasının sonucu olması muhtemeldir. Bununla birlikte, depolanan enerji, volkanın altındaki rezervuarlarda hareket eden magmanın sağladığı ısı veya basınç altında gazın salınması nedeniyle kısmen hidrodinamik kaynaklı olabilir. Volkanların coğrafi dağılımı ile büyük depremler arasında, özellikle Çevre-Pasifik Kuşağında ve okyanus sırtları boyunca açık bir uygunluk vardır. Bununla birlikte, volkanik menfezler, çoğu büyük sığ depremin merkez üslerinden genellikle birkaç yüz kilometre uzaktadır ve birçok deprem kaynağı, aktif volkanların yakınında hiçbir yerde meydana gelmez. Bir depremin odak noktasının doğrudan volkanik menfezlerle işaretlenmiş yapıların altında meydana geldiği durumlarda bile, muhtemelen iki faaliyet arasında doğrudan bir nedensel bağlantı yoktur; büyük olasılıkla her ikisi de aynı tektonik süreçlerin sonucudur.

Yapay İndüksiyon

Depremler bazen derin kuyulara sıvı enjeksiyonu, büyük yer altı nükleer patlamalarının patlaması, maden kazıları ve büyük rezervuarların doldurulması gibi insan faaliyetlerinden kaynaklanır. Derin madencilik durumunda, kayanın çıkarılması tünellerin etrafındaki gerilmede değişiklikler üretir. Bitişik, önceden var olan faylarda kayma veya kayanın yeni boşluklara doğru dışa doğru parçalanması meydana gelebilir. Akışkan enjeksiyonunda, kaymanın, tektonik depremlerde olduğu gibi, fay yüzeylerinin sıvı tarafından yağlanmasından sonra elastik gerinimin erken salınmasıyla indüklendiği düşünülmektedir. Büyük yer altı nükleer patlamalarının, test cihazlarının yakınında zaten gerilen faylarda kayma ürettiği bilinmektedir.

1- Rezervuar İndüksiyonu

Yukarıda bahsedilen çeşitli depreme neden olan faaliyetler arasında, büyük rezervuarların doldurulması en önemlileri arasındadır. Yüksek barajların arkasında su tutulmasının ardından yerel depremselliğin arttığı 20’den fazla önemli vaka belgelenmiştir. Rezervuar doldurulmadan önce ve sonra meydana gelen depremlerin karşılaştırılmasına izin verecek hiçbir veri bulunmadığından, genellikle nedensellik kanıtlanamaz. Rezervuar indüksiyon etkileri, derinliği 100 metreyi (330 fit) ve hacmi 1 km3’ü (0,24 kübik mil) aşan rezervuarlar için en belirgindir. Bu tür bağlantıların gerçekleşmiş olma ihtimali yüksek olan üç bölge, Amerika Birleşik Devletleri’ndeki Hoover Barajı, Mısır’daki Aswan High Barajı ve Zimbabwe ile Zambiya arasındaki sınırdaki Kariba Barajı’dır. Bu tür durumlarda meydana gelen depremler için en genel kabul gören açıklama, rezervuar yakınındaki kayaların bölgesel tektonik kuvvetler tarafından, yakındaki fayların neredeyse kaymaya hazır olduğu bir noktaya kadar gerildiğini varsayar. Rezervuardaki su, fay kırılmasını tetikleyen bir basınç pertürbasyonu ekler. Basınç etkisi belki de fay boyunca kayaların artan su-gözenek basıncı nedeniyle daha düşük mukavemete sahip olması gerçeğiyle artar. Bu faktörlere rağmen, çoğu büyük rezervuarın doldurulması, tehlike oluşturacak kadar büyük depremler üretmemiştir.

Rezervuar indüksiyonu ile ilişkili spesifik sismik kaynak mekanizmaları birkaç durumda oluşturulmuştur. Hindistan’daki Koyna Barajı ve Rezervuarı’ndaki (1967) ana şok için, kanıtlar doğrultu atımlı faylanma hareketini desteklemektedir. Hem Yunanistan’daki Kremasta Barajında (1965) hem de Zimbabve-Zambiya’daki Kariba Barajında (1961), üretim mekanizması normal faylar üzerinde eğim-atımlıydı. Buna karşılık, Tacikistan’daki Nurek Barajı’nın arkasındaki gölde deprem kaynakları için itme mekanizmaları belirlenmiştir. 1972’de 317 metre derinliğindeki bu baraj gölünde su tutulmasından sonraki ilk dokuz yıl içinde 1.800’den fazla deprem meydana gelmiştir.

2- Sismoloji ve Nükleer Patlamalar

1958’de Amerika Birleşik Devletleri ve Sovyetler Birliği de dahil olmak üzere birçok ülkeden temsilciler, bir nükleer test yasağı anlaşmasının teknik temelini tartışmak için bir araya geldi. Ele alınan konular arasında yer altı nükleer patlamalarını tespit etmek ve bunları sismik olarak depremlerden ayırt etmek için etkili araçlar geliştirmenin fizibilitesi de vardı. Bu konferanstan sonra, sismolojiye yönelik birçok özel araştırma sismik sinyal tespiti ve analizinde büyük ilerlemelere yol açtı.

Anlaşma doğrulamasına ilişkin son sismolojik çalışma, dünya çapında bir ağda yüksek çözünürlüklü sismografların kullanılmasını, patlamaların veriminin tahmin edilmesini, Dünya’daki dalga zayıflamasının incelenmesini, dalga genliği ve frekans spektrum ayrımcılarının belirlenmesini ve sismik dizilerin uygulanmasını içermektedir. Bu tür araştırmaların bulguları, doğal depremlerle karşılaştırıldığında, yer altı nükleer patlamalarının genellikle Dünya’nın gövdesi boyunca yüzey dalgalarından çok daha büyük genliğe sahip sismik dalgalar ürettiğini göstermiştir. Diğer sismik kanıt türleri ile birlikte bu belirgin fark, 270 sismografik istasyondan oluşan uluslararası bir izleme ağının, dünya üzerindeki büyüklüğü 4 ve üzerindeki tüm sismik olayları (yaklaşık 100 ton TNT’lik bir patlama verimine karşılık gelir) tespit edip yerleştirebileceğini göstermektedir.

Depremlerin Etkileri Nelerdir?

Depremlerin jeolojik özelliklerdeki değişiklikler, insan yapımı yapılara zarar verme ve insan ve hayvan yaşamı üzerindeki etkileri dahil olmak üzere çeşitli etkileri vardır. Bu etkilerin çoğu katı zeminde meydana gelir, ancak deprem odaklarının çoğu aslında okyanus tabanının altında bulunduğundan, ciddi etkiler genellikle okyanusların kenarlarında görülür.

1- Yüzey Olayları

Depremler genellikle jeolojik fay izleri boyunca dikey veya yatay yer hareketleri dahil olmak üzere dramatik jeomorfolojik değişikliklere neden olur; zemin yüzeyinin yükselmesi, alçalması ve eğilmesi; yeraltı suyu akışındaki değişiklikler; kumlu zeminin sıvılaşması; heyelanlar; ve çamur akışları. Topografik değişikliklerin araştırılmasına, depremlerden ciddi şekilde etkilenen bazı ülkelerde sistematik olarak yapılan jeodezik ölçümler yardımcı olmaktadır.

Depremler binalara, köprülere, boru hatlarına, demiryollarına, bentlere ve diğer yapılara önemli zararlar verebilir. Meydana gelen hasarın türü ve kapsamı, yer hareketlerinin gücü ve temel zeminlerinin davranışı ile ilgilidir. Meizosismal bölge olarak adlandırılan en yoğun hasarlı bölgede, şiddetli bir depremin etkileri genellikle karmaşıktır ve topografyaya ve yüzey malzemelerinin doğasına bağlıdır. Genellikle yumuşak alüvyon ve konsolide olmayan çökeltilerde sert kayaya göre daha şiddetlidir. Kaynaktan 100 km’den (60 mil) daha uzak mesafelerde, ana hasar yüzey boyunca hareket eden sismik dalgalardan kaynaklanır. Madenlerde, hemen üstündeki zemin yüzeyi önemli ölçüde etkilense de, birkaç yüz metrenin altındaki derinliklerde genellikle çok az hasar olur.

Depremler sıklıkla ayırt edici ses ve ışık raporlarıyla ilişkilendirilir. Sesler genellikle alçaktır ve bir istasyondan geçen bir yeraltı treninin gürültüsüne benzetilmiştir. Bu tür seslerin oluşumu, yüksek frekanslı sismik dalgaların yerden geçişi ile tutarlıdır. Zaman zaman, depremler sırasında gece gökyüzünde parlak flaşlar, flamalar ve parlak toplar rapor edilmiştir. Bu ışıklar, deprem kaynağı boyunca havadaki elektrik indüksiyonuna atfedilmiştir.

2- Tsunamiler

Bazı depremlerin ardından, okyanuslarda veya denizlerde çok uzun dalga boylu su dalgaları kıyıya vurur. Daha doğru bir şekilde sismik deniz dalgaları veya tsunamiler (tsunami, Japonca “liman dalgası” anlamına gelir) olarak adlandırılır, genellikle gelgit dalgaları olarak adlandırılırlar, ancak Ay ve Güneş’in çekimleri oluşumlarında hiçbir rol oynamaz. Bazen karaya çok yükseklerde gelirler – ortalama gelgit seviyesinin onlarca metre üzerinde – ve son derece yıkıcı olabilirler.

Bir tsunaminin olağan acil nedeni, büyük bir su kütlesinin aniden yükselmesine veya alçalmasına neden olacak kadar deniz tabanındaki ani yer değiştirmedir. Bu deformasyon, bir depremin fay kaynağı olabileceği gibi, bir depremden kaynaklanan bir denizaltı heyelanı da olabilir. Thera (yaklaşık MÖ 1580) ve Krakatoa (MS 1883) gibi kıyı şeritlerindeki büyük volkanik patlamalar da önemli tsunamiler üretti. Şimdiye kadar kaydedilen en yıkıcı tsunami, 26 Aralık 2004’te Endonezya’nın Sumatra kıyılarında deniz tabanını değiştiren bir depremin ardından meydana geldi. Endonezya’dan Sri Lanka’ya kadar kıyıları sular altında bırakan ve hatta Afrika Boynuzu’nda karaya vuran bir dizi dalga 200.000’den fazla insanı öldürdü.

Deniz yüzeyindeki ilk rahatsızlığın ardından, su dalgaları her yöne yayıldı. Derin suda hareket hızları, h deniz derinliği ve g yerçekimi ivmesi olmak üzere formül (√gh’nin karekökü) ile verilir. Bu hız önemli olabilir—h 1.000 metre (3.300 fit) olduğunda saniyede 100 metre (saatte 225 mil). Bununla birlikte, su yüzeyindeki genlik (yani, bozulmanın yüksekliği) derin suda birkaç metreyi geçmez ve ana dalga boyu yüzlerce kilometre mertebesinde olabilir; buna bağlı olarak, ana dalga periyodu – yani birbirini izleyen tepelerin gelişi arasındaki zaman aralığı – on dakika mertebesinde olabilir. Bu özelliklerinden dolayı tsunami dalgaları denizin çok açıklarındaki gemiler tarafından fark edilmez.

Ancak tsunamiler sığ suya yaklaştığında dalga genliği artar. U ve V şeklindeki liman ve koylarda dalgalar bazen ortalama deniz seviyesinden 20 ila 30 metre yüksekliğe ulaşabilir. Karakteristik olarak, bu tür koyların etrafındaki alçak zeminde büyük hasar verirler. Sıklıkla, girişteki dalga cephesi, bir gelgit kuyusunda olduğu gibi neredeyse dikeydir ve hücum hızı saniyede 10 metre mertebesinde olabilir. Bazı durumlarda, birkaç dakikalık veya daha uzun aralıklarla ayrılmış birkaç büyük dalga vardır. Bu dalgalardan ilki genellikle kıyıdan birkaç dakika hatta yarım saat önce başlayabilen olağanüstü bir su çekilmesinden önce gelir. Özellikle Japonya, Sibirya, Alaska ve Hawaii’deki kuruluşlar tsunami uyarıları sağlamak için kuruldu. Önemli bir gelişme, Pasifik Okyanusu’ndaki can kaybını azaltmak için tasarlanmış uluslararası destekli bir sistem olan Sismik Deniz Dalgası Uyarı Sistemidir. Merkezi Honolulu’da olup, Pasifik çevresi sismografi istasyonlarından gelen deprem raporlarına dayalı olarak uyarılar yayınlar.

3- Seichler

Seichler, bazen depremler ve tsunamilerin neden olduğu, neredeyse karayla çevrili koylarda veya göllerde suyun ritmik hareketleridir. Bu tür salınımlar saatlerce, hatta bir veya iki gün sürebilir. 1755 yılındaki büyük Lizbon depremi, İskoçya ve İsveç gibi uzak bölgelerdeki kanal ve göl sularının gözlemlenebilir salınımlara girmesine neden olmuştur. Amerika Birleşik Devletleri’nin güneybatısındaki Teksas’taki göllerdeki Seiche dalgalanmaları, bölgeden geçen sismik yüzey dalgalarının ürettiği 1964 Alaska depreminden 30 ila 40 dakika sonra başladı. İlgili bir etki, deniz tabanından kırılmalarının ardından deniz suyundan geçen bir depremden gelen sismik dalgaların sonucudur. Bu dalgaların hızı, sudaki sesin hızı olan saniyede yaklaşık 1,5 km’dir (0,9 mil). Bu tür dalgalar bir gemiyle yeterli yoğunlukta karşılaşırsa, geminin batık bir cisme çarptığı izlenimini verir. Bu fenomene deniz depremi denir.

Depremlerin Şiddeti ve Büyüklüğü

Sismik sarsıntının şiddeti, etkilenen tek bir alan üzerinde önemli ölçüde değişir. Gözlemlenen etkilerin tamamı basit bir nicel tanımlamaya uygun olmadığından, sallamanın gücü genellikle etkileri niteliksel terimlerle tanımlayan yoğunluk ölçeklerine atıfta bulunularak tahmin edilir. Şiddet ölçekleri, yer hareketini doğru bir şekilde ölçebilen sismograflar geliştirilmeden önce, 19. yüzyılın sonları ve 20. yüzyılın başlarından kalmadır. O zamandan beri, bu ölçeklerdeki bölümler, yerel yer sarsıntısının ölçülebilir ivmeleriyle ilişkilendirilmiştir. Ancak yoğunluk karmaşık bir şekilde sadece yer ivmelerine değil, aynı zamanda sismik dalgaların periyotlarına ve diğer özelliklerine, ölçüm noktasının kaynaktan uzaklığına ve yerel jeolojik yapıya da bağlıdır. Ayrıca, deprem şiddeti veya kuvveti, bir sismograf okumasıyla belirtildiği gibi sismik dalgaların genliğinin veya boyutunun bir ölçüsü olan deprem büyüklüğünden farklıdır.

Geçen yüzyılda bir dizi farklı yoğunluk ölçeği oluşturulmuş ve hem mevcut hem de eski yıkıcı depremlere uygulanmıştır. Uzun yıllar boyunca en yaygın olarak kullanılan, 1878’de Michele Stefano de Rossi ve Franƈois-Alphonse Forel tarafından geliştirilen 10 puanlık bir ölçekti. Şu anda Kuzey Amerika’da genel olarak kullanılan ölçek, 1931’de Harry O. Wood ve Frank Neumann tarafından değiştirildiği şekliyle Mercalli ölçeğidir ve yoğunluğun daha uygun bir şekilde derecelendirildiği kabul edilir.  Bir yoğunluk ölçeğinin kullanılmasıyla, eşit yoğunluktaki noktaları birleştiren çizgiler olan izosismal eğriler oluşturarak bir deprem için bu tür verileri özetlemek mümkündür. Depremin odağı boyunca düşeyde tam bir simetri olsaydı, izosismaller merkez üssü (depremin başladığı yerin hemen üzerindeki Dünya yüzeyindeki nokta) olan daireler olurdu. Bununla birlikte, yoğunluğu etkileyen birçok simetrik olmayan jeolojik faktör nedeniyle, eğriler genellikle dairesel olmaktan uzaktır. Merkez üssünün en olası konumunun, genellikle en yüksek yoğunluğun olduğu alan içindeki bir nokta olduğu varsayılır. Bazı durumlarda, enstrümantal veriler bu hesaplamayı doğrular, ancak nadiren gerçek merkez üssü en yüksek yoğunluk alanının dışındadır.

Deprem büyüklüğü, bir deprem kaynağı tarafından üretilen ve sismograflar tarafından kaydedilen sismik dalgaların “boyutunun” veya genliğinin bir ölçüsüdür. Depremlerin boyutları çok büyük farklılıklar gösterdiğinden, karşılaştırma amacıyla matematiksel bir cihaz aracılığıyla sismogramlarda ölçülen dalga genliklerinin aralığını sıkıştırmak gerekir. 1935’te Amerikalı sismolog Charles F. Richter, standart bir sismografta (Wood-Anderson burulma sarkaç sismografı) kaydedilen maksimum sismik dalga genliğinin (milimetrenin binde biri cinsinden) 10 tabanına göre logaritması olarak bir deprem büyüklük ölçeği kurdu. Çeşitli mesafelerde gözlemlenen genliklerin, standart 100 km mesafede beklenen genliklere indirgenmesi, ampirik tablolar temelinde yapılır. Richter büyüklükleri ML, verilen iki mesafedeki maksimum dalga genliklerinin oranının tüm depremler için aynı olduğu ve azimuttan bağımsız olduğu varsayımıyla hesaplanır.

Richter, büyüklük ölçeğini ilk olarak güney Kaliforniya bölgesindeki merkez üssünün 600 km yakınında kaydedilen sığ odaklı depremlere uyguladı. Daha sonra, standart tip dışındaki uzak istasyonlarda ve sismograflarda yapılan gözlemlerin kullanılabileceği ek ampirik tablolar oluşturuldu. Ampirik tablolar, tüm önemli odak derinliklerindeki depremleri kapsayacak ve cisim ve yüzey dalgası gözlemlerinden bağımsız büyüklük tahminlerinin yapılmasını sağlayacak şekilde genişletildi. Tabloda Richter ölçeğinin geçerli bir şekli gösterilmektedir.

Deprem Büyüklüğü için Richter Ölçeği

Büyüklük SeviyesiKategoriEtkileriDeprem Sayısı (Yıllık)
1,0-2,9mikroYerel cihazlarda kaydedilmiş olsa da genellikle insanlar tarafından hissedilmez100.000’den fazla
3,0–3,9minörBirçok kişi tarafından hissedilir; hasar yok12.000–100.000
4,0–4,9hafifHerkes tarafından hafif hissedilir; küçük nesnelerin kırılması2.000–12.000
5,0–5,9ortaYapılara verilen bir miktar hasar200–2.000
6,0–6,9güçlüNüfuslu alanlarda güçlü hasar20–200
7,0–7,9majörGeniş alanlarda ciddi hasar3–20
8.0 ve üzeribüyükgeniş alanlarda büyük şiddetli tahribat ve can kaybı3’ten az

Şu anda, bilim adamları ve mühendisler tarafından bir depremin göreli boyutunun bir ölçüsü olarak bir dizi farklı büyüklük ölçeği kullanılmaktadır. Birincisi, P dalgası büyüklüğü (Mb), standart bir sismografta kaydedilen P dalgasının genliği cinsinden tanımlanır. Benzer şekilde, yüzey dalgası büyüklüğü (Ms), 20 saniyelik bir dalga periyoduna sahip yüzey dalgaları için yer hareketinin maksimum genliğinin logaritması cinsinden tanımlanır. Tanımlandığı gibi, bir deprem büyüklük ölçeğinin alt veya üst sınırı yoktur. Hassas sismograflar, büyüklükleri negatif olan depremleri kaydedebilir ve büyüklükleri yaklaşık 9.0’a kadar kaydedebilir.

Bilimsel bir zayıflık, yukarıda tanımlandığı gibi büyüklük için doğrudan mekanik bir temel olmamasıdır. Aksine, gökbilimciler tarafından değerlendirilen yıldız büyüklüğüne benzer ampirik bir parametredir. Modern uygulamada, deprem boyutunun daha sağlam temelli mekanik bir ölçüsü, yani sismik moment (M0) kullanılmaktadır. Böyle bir parametre, nedensel hata üzerinde kaymayı oluşturan kuvvetlerin açısal kaldıracı ile ilgilidir. Hem kaydedilen sismik dalgalardan hem de fay kırılmasının boyutunun saha ölçümlerinden hesaplanabilir. Sonuç olarak, sismik moment, klasik mekaniğe dayalı olarak daha düzgün bir deprem boyutu ölçeği sağlar. Bu ölçü, moment büyüklüğü (Mw) olarak adlandırılan daha bilimsel bir büyüklüğün kullanılmasına izin verir. Sismik momentin logaritması ile orantılıdır; değerler, orta dereceli depremler için Ms değerlerinden çok farklı değildir.

Belirli bir yüzey bölgesinden geçen bir depremdeki enerji, örneğin yer hızı olarak verilen sismik yer hareketi kayıtlarından doğrudan hesaplanabilir. Bu tür kayıtlar, orta büyüklükte bir deprem kaynağının yakınında metrekare başına 105 watt (ayak kare başına 9.300 watt) enerji oranını göstermektedir. Sığ bir depremde parçalanan bir fayın toplam güç çıkışı, roket motorlarında üretilen 105 watt’a kıyasla 1014 watt mertebesindedir.

Tüm depremlerde salınan toplam yıllık enerji yaklaşık 1025 erg olup, bu da 10 milyon ile 100 milyon kilovat arasındaki bir çalışma hızına karşılık gelir. Bu, Dünya’nın içinden kaçan yıllık ısı miktarının yaklaşık binde biridir. Toplam sismik enerjinin yüzde doksanı, büyüklüğü 7.0 ve daha yüksek olan, yani enerjisi 1023 erg veya daha fazla olan depremlerden gelir.

Depremlerin Oluşumu

1960’ların sonlarında levha tektoniği adı verilen dinamik model geliştirilene kadar, küresel depremsellik modellerinin güçlü bir teorik açıklaması yoktu. Bu teori, Dünya’nın üst kabuğunun veya litosferin, plaka adı verilen yaklaşık bir düzine büyük, yarı kararlı levhadan oluştuğunu savunur. Bu levhaların her birinin kalınlığı kabaca 80 km’dir (50 mil). Plakalar, astenosfer adı verilen daha az dayanıklı bir kabuk üzerinde komşu plakalara göre yılda 1 ila 10 cm (0,4 ila 4 inç) oranında yatay olarak hareket eder. Bitişik levhaların temas ettiği levha kenarlarında, sınır tektonik kuvvetleri kayalara etki ederek onlarda fiziksel ve kimyasal değişikliklere neden olur. Yeni litosfer, magmanın Dünya’nın mantosundan yükselmesi ve soğumasıyla okyanus sırtlarında yaratılır. Yatay olarak hareket eden plakaların, bir yitim sürecinin litosferi aşağı doğru Dünya’nın iç kısmına taşıdığı okyanus çukurlarında emildiğine inanılıyor. Bu dalma zonlarında yok edilen toplam litosferik malzeme miktarı, sırtlarda üretilene eşittir.

Sismolojik kanıtlar (büyük deprem kuşaklarının konumu gibi) her yerde bu tektonik modelle uyum içindedir. Deprem kaynakları, farklı levha sınırlarına karşılık gelen okyanus sırtları boyunca yoğunlaşmıştır. Yakınsak levha sınırları ile ilişkilendirilen dalma zonlarında, orta ve derin odaklı depremler, eğimli bir litosfer levhasının üst kısmının konumunu işaretler. Odak mekanizmaları, gerilmelerin bitişik kıta veya ada yayının altındaki litosferin eğimi ile hizalandığını gösterir.

Okyanus sırtları ile ilişkili bazı depremler, sırt tepelerini dengeleyen, dönüşüm fayları adı verilen doğrultu atımlı faylarla sınırlıdır. Bu tür yatay kayma fayları boyunca meydana gelen depremlerin çoğu kayma hareketleri ile karakterize edilir. Levha tektoniği teorisiyle de uyumlu olarak, levhaların birbirinin yanından kayarak geçtiği kenarlarda karşılaşılan yüksek depremselliktir. Bazen kırılma zonları olarak adlandırılan bu tür levha sınırları, Kaliforniya’daki San Andreas Fayı’nı ve Türkiye’deki Kuzey Anadolu fay sistemini içerir. Bu tür plaka sınırları, sığ odaklı plakalar arası depremlerin alanıdır. Plakalar içindeki düşük depremsellik, plaka tektoniği tanımıyla tutarlıdır. Küçükten büyüğe depremler, levhaların sınırları içindeki sınırlı bölgelerde meydana gelir; bununla birlikte, bu tür levha içi sismik olaylar, levha sınır hareketleri ve bunlarla ilişkili olaylar dışındaki tektonik mekanizmalarla açıklanabilir.

Dünyanın çoğu yerinde, en azından ara sıra, Dünya’nın dış yüzeyinin 60 km (40 mil) yakınından kaynaklanan sığ depremler yaşanıyor. Aslında, deprem odaklarının büyük çoğunluğu sığdır. Bununla birlikte, kısmen ilgili verilerin mevcudiyetinin gözlemevlerinin dağılımına bağlı olması nedeniyle, daha küçük depremlerin coğrafi dağılımının daha şiddetli depremlere göre daha az tam olarak belirlendiği belirtilmelidir. Depremlerde salınan toplam enerjinin yüzde 12’si ara depremlerden, yani odak derinliği yaklaşık 60 ila 300 km arasında değişen depremlerden gelir. Toplam enerjinin yaklaşık yüzde 3’ü daha derin depremlerden gelir. Oluşma sıklığı, orta aralıkta artan odak derinliği ile hızla düşer. Orta derinliğin altında dağılım, yaklaşık 700 km’lik (430 mil) en büyük odak derinliklerine yaklaşılana kadar oldukça eşittir.

Daha derin odaklı depremler, genellikle Benioff bölgeleri adı verilen ve Dünya’ya dalan, dalan bir levhanın varlığını gösteren modellerde meydana gelir. Bu levhaların eğim açıları, bazıları daha sığ ve diğerleri neredeyse dikey olmak üzere ortalama 45° civarındadır. Benioff bölgeleri, Japonya, Vanuatu, Tonga ve Aleutlar gibi tektonik olarak aktif ada yaylarıyla çakışır ve bunlar, her zaman olmamakla birlikte, Güney Amerika And Dağları boyunca olanlar gibi derin okyanus hendekleriyle ilişkilendirilir. Bu kuralın istisnaları arasında Romanya ve Hindu Kush dağ sistemi bulunmaktadır. Benioff bölgelerinin çoğunda, orta ve derin deprem odakları dar bir katmanda yer alır, ancak Japonya’daki ve başka yerlerdeki son zamanlarda kesin ikiyüzlü konumlar, 20 km arayla iki ayrı paralel odak bandı gösterir.

Artçı Sarsıntılar, Ön Sarsıntılar ve Sürüler

Genellikle, sığ odaklı büyük ve hatta orta dereceli bir depremi, orijinal kaynak bölgeye yakın birçok küçük boyutlu deprem takip eder. Büyük bir deprem oluşturan fay kırılması, birikmiş tüm gerinim enerjisini bir kerede tahliye etmezse, bu beklenebilir. Aslında, bu dislokasyon, odak bölgesinin çevresindeki bazı yerlerde stres ve gerinimde bir artışa neden olarak, kabuk kayalarını belirli noktalarda kırılmanın meydana geldiği strese yaklaştırabilir. Bazı durumlarda bir depremi günde 1.000 veya daha fazla artçı sarsıntı takip edebilir. Bazen büyük bir depremi, aynı fay kaynağı boyunca bir saat veya belki de bir gün içinde benzer bir deprem izler. Bunun aşırı bir örneği çoklu depremlerdir. Bununla birlikte, çoğu durumda, bir serinin ilk ana depremi, artçı şoklardan çok daha şiddetlidir. Genel olarak, günlük artçı sayısı zamanla azalır. Artçı şok frekansı, serinin en büyük depreminin meydana gelmesinden bu yana geçen süre ile kabaca ters orantılıdır.

Büyük depremlerin çoğu algılanabilir bir uyarı olmadan meydana gelir, ancak bazı temel depremlerden önce ön şoklar gelir. Başka bir yaygın modelde, bir bölgede büyük bir deprem olmadan aylarca çok sayıda küçük deprem meydana gelebilir. Örneğin, Japonya’nın Matsushiro bölgesinde, Ağustos 1965 ile Ağustos 1967 arasında, bazıları maddi hasara neden olacak kadar can kaybına neden olacak kadar güçlü (Richter büyüklüğü 5’e kadar) olan bir dizi yüzbinlerce deprem meydana geldi. 17 Nisan 1966’da meydana gelen maksimum sıklık 6.780 küçük depremdi. Bu tür deprem serilerine deprem sürüleri denir. Volkanik aktivite ile ilişkili depremler genellikle sürüler halinde meydana gelir, ancak birçok volkanik olmayan bölgede de sürüler gözlemlenmiştir.

Deprem Tehlikelerini Azaltma Yöntemleri Nelerdir?

Depremlerde kaydedilen yer hareketlerinin özelliklerini açıklamak için sismolojide önemli çalışmalar yapılmıştır. Bu tür bilgiler, depreme dayanıklı yapıların tasarlanabilmesi için gelecekteki depremlerdeki yer hareketlerini tahmin etmek için gereklidir. Depremler heyelan, tsunami, yangın, fay kırılması gibi ikincil etkilerle ölüm ve yıkıma yol açsa da, can ve mal kayıplarının en büyük nedeni insan yapımı yapıların şiddetli yer sarsıntısı sırasında çökmesidir. Buna göre, mühendislik açısından depremlerin zararlarını azaltmanın en etkili yolu, kuvvetli yer hareketlerine dayanabilecek yapıların tasarlanması ve inşa edilmesidir.

1- Kayıtlı yer hareketlerinin yorumlanması

Genişletilmiş bir fay kaynağının yakınında kaydedilen çoğu elastik dalga karmaşıktır ve benzersiz bir şekilde yorumlanması zordur. Bu tür yakın kaynak hareketini anlamak, üç bölümlü bir problem olarak görülebilir. Birinci kısım, hareketli kırılma belirli bir süre içinde fay düzlemi boyunca bir kayma alanını süpürürken, kayma fayı tarafından elastik dalgaların üretilmesinden kaynaklanmaktadır. Üretilen dalgaların paterni, arıza boyutu ve kırılma hızı gibi birkaç parametreye bağlıdır. Çeşitli türlerdeki elastik dalgalar, hareketli kırılma çevresinden her yöne doğru yayılır. Arızanın geometrisi ve sürtünme özellikleri, ondan gelen radyasyon modelini kritik olarak etkiler. Problemin ikinci kısmı, dalgaların araya giren kayalardan sahaya geçişi ve jeolojik koşulların etkisi ile ilgilidir. Üçüncü kısım, topografya ve yüksek derecede zayıflayan topraklar gibi kayıt alanındaki koşulları içerir. Tüm bu sorular, önerilen herhangi bir yapının bir yerinde olası deprem etkilerini tahmin ederken dikkate alınmalıdır.

Deneyimler, yer kuvvetli yer hareketi kayıtlarının ayrıntılı olarak değişken bir modele sahip olduğunu ancak genel olarak öngörülebilir düzenli şekillere sahip olduğunu göstermiştir. Bir deprem sırasında kaydedilen zeminin gerçek sallanmasına (ivme, hız ve yer değiştirme) bir örnek verilmiştir. Fay kaynağının yakınında zeminin güçlü bir yatay sallanmasında, çoğunlukla kendilerini dikey harekette güçlü bir şekilde gösteren P dalgalarından oluşan bir ilk hareket bölümü vardır. Bunu, genellikle daha uzun süreli bir yer hızı darbesi ve sahaya yakın fay kayması veya savrulması ile ilgili yer değiştirme ile ilişkili S dalgalarının başlangıcı izler. Bu darbe genellikle fay kırılması yönünde ve ona normal yönde artar. S başlangıcından sonra, S ve P dalgalarının karışımından oluşan bir sarsıntı olur, ancak süre arttıkça S hareketleri baskın hale gelir. Daha sonra, yatay bileşende, bazı S cisim dalgalarıyla karışan yüzey dalgaları hakimdir. Sahanın faydan uzaklığına ve araya giren kaya ve toprakların yapısına bağlı olarak, yüzey dalgaları uzun diziler halinde yayılır.

2- Sismik tehlike haritalarının oluşturulması

Birçok bölgede, sismik beklenti haritaları veya tehlike haritaları artık planlama amaçlı olarak mevcuttur. Yer sarsıntısının beklenen yoğunluğu, en yüksek ivme veya en yüksek hız olarak adlandırılan bir sayı ile temsil edilir. Daha önceki deprem tehlike haritalarında bulunan zayıflıklardan kaçınmak için, bugün genellikle aşağıdaki genel ilkeler benimsenmektedir:

  • Harita, depremlerin sadece büyüklüğünü değil, aynı zamanda sıklığını da dikkate almalıdır.
  • Geniş bölgeselleştirme modeli, aşağıdaki faktörleri içeren tarihsel depremselliği bir veri tabanı olarak kullanmalıdır: ana tektonik eğilimler, ivme zayıflama eğrileri ve yoğunluk raporları.
  • Bölgeselleştirme, komşu kontur çizgileri üzerindeki sıralı sayılara atıfta bulunulan tasarım parametreleri ile kontur çizgileri aracılığıyla tanımlanmalıdır.
  • Harita basit olmalı ve bölgeyi mikrobölgelemeye çalışmamalıdır.
  • Haritalanan konturlu yüzey süreksizlikler içermemelidir, böylece tehlike seviyesi harita üzerinde çizilen herhangi bir profil boyunca kademeli olarak ve sırayla ilerler.

3- Dirençli yapıların geliştirilmesi

Sismik dalgaların ürettiği kuvvetlere dayanabilecek şekilde tasarlanmış yapısal tasarımlar geliştirmek, ya tehlike haritalarına dayalı bina kodlarını takip ederek ya da uygun analiz yöntemleriyle elde edilebilir. Çoğu ülke teorik yapısal analizleri, sismik olarak en aktif bölgelerde inşa edilecek daha büyük, daha maliyetli veya kritik binalar için saklı tutarken, sadece sıradan yapıların yerel bina yönetmeliklerine uymasını şart koşuyor. Ekonomik gerçekler genellikle hedefi belirler, tüm depremlerde tüm hasarı önlemek değil, orta, daha yaygın depremlerde hasarı en aza indirmek ve en şiddetli şiddetlerde büyük bir çökme olmamasını sağlamak. Bu nedenle, tasarımla ilgili mühendislik kararlarına ve depreme dayanıklı tasarım kurallarının geliştirilmesine ve revizyonuna giden işin önemli bir kısmı, güçlü sismik dalgaların ölçülmesini, yoğunluk ve hasarın saha çalışmalarını ve deprem olma olasılığını içeren sismolojiktir.

Deprem riski, deprem sonrası hızlı müdahale ile de azaltılabilir. Güçlü hareket ivmeölçerleri, Los Angeles, Tokyo ve Mexico City gibi bazı kentsel alanlarda etkileşimli bilgisayarlara bağlandı. Kaydedilen dalgalar, sismik yoğunluk ölçekleriyle ilişkilendirilir ve World Wide Web aracılığıyla bölgesel haritalarda grafiksel olarak hızla görüntülenir.

Kaynak

Britannica, Earthquake, 2023

Popüler Gönderiler