Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji Ders Sempozyumu

Sunumu Yapan ÖZCAN, E

Kursu VerenProf. Dr. Ali Osman Oncel

Case Work 1 Kuvvetli Deprem Kayıtlarında Konumsal Çözünürlük, Genlik, İvme Ölçer Dizileri, Veri İşlem ve İvme Kayıtçılarının Gelişimi

M.D. Trifunac, M.I. Todorovska / Southern California UniversirtySoil Dynamics and Earthquake Engineering Vol 21 (2001)

Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji Son Gelişmeler

Strong Motion Arrays

Strong Motion ArraysBu makalede, 1930’ların başından beri ivme ölçer kayıtlarındaki en çok ABD deki ilerlemeler baz alınarak yeniden incelenip sunulmuştur.İlk yer ivme ölçer kayıtları MIT ve Virginia Üniversitesi tarafından geliştirilen aletler tarafından 10 Mart 1933 de meydana gelen Long Beach, Kaliforniya depreminde kayıt edilmiştir.İvme ölçer kayıtçılarının kesin tetikleme zamanına ve iyi açısal alanına, ivme ölçer cihazı ile esasen çevreleyen kaynağa ihtiyaç olduğunu göstermiştir. İvme ölçer kayıtçılarının ilk doğru dizilimi merkez Kaliforniya da Bear Vadisinde 1972 de bu tarz yayılımı tasarlanmıştır.


Courtesy of Google Earth

Bear Vadisi

San Jacinto


Bear Vadisi

San Jacinto

(Trifunac and Todorovska, 2001)


Binaların deprem cevabını kaydetmek , zemin yapı sisteminin tanımlaması için kullanılan verileri ve hasar belirlemesi için binalarda ivme ölçer kayıtları alınması önem kazanmıştır. Yıllardan beri, tipik bina enstrümantasyonu iki (bodrum ve çatı) veya üç (bodrum, çatı ve arakat) seviyeden oluşmakta idi. 1970 lerin sonunda yeni enstrümantasyon teşkili tek bileşenli dönüştürücülerle, bireysel ve merkezi kayıt sistemini başlattı. (Genelde kuvvet – denge ivme ölçerleri)

Binalarda ivme ölçer kayıtları


(Trifunac and Todorovska, 2001)

Strong Motion ArraysYapılan çalışmalar merkez laboratuara gerçek zamanlı veri iletimini olabildiğince mümkün kılmaktadır.

Mühendisler kayıt enstrümantasyonlarının daha yoğununa ihtiyaç duymaktadırlar.

Binalardaki ivme ölçer gözlemleri deprem mühendisinin yönlendirmesi ile uzun gözlem ve süreklilik gerektirir.

Geniş ölçekli yapıların cevabının analizi için ilave veri üretebilmesi gerekebilir.

Bir binada veya sahada çoklu kayıtların analizi yeni metotların analizi ve tasarımını geliştirmek için kıymetlidir.


Microearthquake Networks


Kursu VerenProf. Dr. Ali Osman Oncel

Case Work 2 Mikro depremler için otomatikleşmiş bir sismik işlemci

(Automated Seismic Processor)Thomas McEvilly , Ernest L.Majer / Berkeley Sismoloji Laboratuarı,

Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 72, 1982

Microearthquake NetworksBu makalenin saha araştırmaları The Geysers, Nevada (1979) ve CerroPrieto, Meksika (1980) da alınan verilerden yararlanılmıştır. Depremsellik ile jeotermal reservuar arasındaki ilişkinin etkin çalışmaları klasik veri dönüştürme tekniğinden daha fazla dinamikleri ortaya çıkarmıştır. Makalede konu edilen ASP(Otomatikleşmiş Sismik İşlemciler) mikro deprem gözlemi, rezervuar dağılımı, jeotermal araştırmaların uygulamasının analizi için gereken hız ve uygun maliyeti sağlamaktadır.


Courtesy of Google Earth

The Geysers, California

Cerro Prieto, Mexico

Microearthquake NetworksYazarların mikrodeprem çalışmalarındaki tecrübeleri veri işlem ve veri dönüştürmelerin rutin zaman kaybı otomatikleştirme gerekliliğini ortaya çıkarmıştır.

İdeal olarak ASP’ler Düşük güçle çalışmalı, Bandgenişliği 0-100 Hz, Dinamik alanı 16 bit olmalı. Ayrıca çok kanallı olmalı (128 e kadar)


(McEvilly and Majer, 1982)

The Geysers, California

Cerro Prieto, Mexico

Microearthquake NetworksMikrodeprem veri işlemi için geliştirilen ASP nispeten basit olup, etkili kullanım için doğru veri gereklidir.

Zaman, genlik ve spektral algoritmadaki doğruluk ASP uygulamasının başarısı için kesin bir şekilde gerekmektedir.

1982 yılı teknolojik koşullarında veri işlemi bir deprem için 1 dakikadan daha az bir zamana indirmiştir.

Uygun maliyet hedefi ve gerçek zamanlı sonuçlara kaliteyi riske atmadan ulaşılmıştır.


Kursu Veren Prof. Dr. Ali Osman Oncel

Case Work 3 Büyük Depremlerin Ölçümü

Hiroo Kanomori / Sismoloji Laboratuarı, Kaliforniya Teknoloji Enstitüsü Tectonophysics, Vol 49 1978


Quantification of Earthquake Size


Yüzey dalgası magnitüdü, Ms, depremin büyüklüğünü vermede yaygın bir şekilde kullanılır.

Sismik Moment, M0, en güvenilir kaynak parametrelerinden biridir. Deprem kaynağındaki tüm kabuk deformasyonlarının büyüklüğünü temsil eder.

1904-1976 yılları arası Sismik Moment, M0, Ms ’i 8 den büyük 44 deprem için ya direk ya da dolaylı olarak belirlenmiştir.


Kanomori, 1978


Bir depremin gerilme gevşeme modeli kullanılarak M0 sismik moment depremlerden ortaya çıkan enerji cinsinden yorumlanabilir.

W: Deformasyon enerji farkı(depremden önce ve sonra) : Deprem öncesi ve sonrası fay düzlemindeki gerilmelerD: Faydaki ortalama deplasmanS: Fay düzleminin alanı

Quantification of Earthquake SizeYeni bir Mw ölçeği W0 cinsinden Gutenberg –Richter bağıntısı kullanılarak,

Mw de M0 cinsinden ifade edilirek;

bulunmuştur.


Yapılan çalışmada elde edilen eşitlikte deprem faylanmasının karmaşası yüzünden bazı belirsizlikler içerse de Ms (yüzey magnitüdü) den hesaplanana göre depremde boşalan toplam dalga enerjisinin en güvenilir bulma yolu olduğu kabul edilmiştir.

Mw depremde açığa çıkan toplam dalga enerjisini temsil eder. Büyük depremlerde Mw değerleri Ms den farklı olduğu tespit edilirken, küçük depremlerde ise Mw ve Ms birbiriyle uyumludur.

Aletsel ve Gözlemsel SismolojiNOİSE TO SİGNAL :A MICROTREMOR STUDY AT

LIQUEFACTION SITES IN THE NEW MADRID SEISMIC ZONEBy:Kelli HARDESTY,Lorraine W.WOLF,and Paul BODİN

ÖDEVİ HAZIRLAYAN:2601120221 SEDA TEMEL

Mühendislik Bilimleri BölümüMühendislik Fakültesiİstanbul Üniversitesi

Gözlemsel Sismoloji – JKMU7054

YAZARLAR

Gözlemsel Sismoloji – JKMU7054

KELLİ HARDESTY:Staff Geologist - ERM: Environmental Resources Management Eğitim:Auburn University, Missouri State University

Lorraine W.WolfProfessor,GeophysicsLorraine W. Wolf teaches undergraduate courses in Physical Geology, Engineering Geology, and Applied Geophysics. On the graduate level, she teaches courses in Geophysics and Tectonics. The Applied Geophysics course places special emphasis on practical approaches to environmental and geotechnical problems. The laboratory component of the course offers geology and engineering students hands-on experience with modern

geophysical equipment.

Paul BODİNResearch Associate Professor

Areas of Interest:Seismology; Earthquake sources; Earthquake effects; Hazard mitigation.Education:Ph.D. : University of Colorado, Boulder; 1992 M.S. : Humboldt State University; 1981 B.A. : University of California San Diego; 1975

http://www.linkedin.com/company/erm?trk=ppro_cprof





GİRİŞ

Bu makalede mikrotremör yöntemini yada ortama ait gürültüleri kullanarak güçlü yerin hareketine karşı zeminin vereceği tepki araştırılmaktadır.

Çalışma alanı New Madrid Sismik zonunda bulunan Misisipi Körfezidir.

Bu bölgede 1811-1812 depremi sırasında yüksek oranda sıvılaşma meydana gelmiştir.

Bölgedeki mikrotremör verileri spektral olarak analiz edildiğinde çalışılan alanda farklı depolanma şekillerinin olduğu ,körfez kalınlığının değiştiğini,sıvılaşma olayına karşı duyarlılığın bazı nicelikler arasında karşılaştırma yapmamıza olanak verdiği görülmüştür.

Bu nicelikler:1)Hassasiyet indisinin hesaplanması ve sıvılaşma emareleri aranması 2)Sediman kalınlığı ve ana frekansın bulunması 3)Yeraltının stratigrafik bakımdan sınırlarının belirlenmesi ve yatay-düşey spektral oranlardaki piklerin gözlemlenmesidir.

Bu çalışmanın sonuçları plaka içindeki sedimanter basenlerde nadirde olsa oluşan büyüklüğü fazla olan depremlerin yardımı ile yerin büyütmesi ve hassasiyetini bulmada yardımcı olmaktadır.

Yapılan son çalışmalar derin sediman basenlerinin büyük depremlerde açığa çıkan enerjiye nasıl cevap verdiği üzerinde durulmaktadır. Yerin cevabı bazı faktörler ile kontrol edilebilmektedir.

Bu faktörler:Kaynağa yakınlık,kırılmanın özellikleri ve doğrusallık,akustik empedans farkı,yakın yüzey toprak özellikleri ve basen yapısı dizilimidir.

deprem araştırma

deprem araştırma

Makalede yazarlar özellikle tarihsel yada tarih öncesi devirlerde meydana gelen depremlerin neden olduğu sıvılaşmanın oluştuğu alanlarda çalışmalar yapmışlardır.

Yapılan çalışmada hakim frekans,yerin göreli büyütmesi atanarak mikrotremör ölçümlerinden hesaplanan yerin hassaslık katsayısı hesaplanmış ayrıca bu çalışmalar bölgede yapılan geoteknik çalışmalar ile,jeolojik haritalar ve sıvılaşma araştırmalarıda yorumda kullanılmıştır.

ÇALIŞILAN BÖLGE HAKKINDA BİLGİLER

Mississipi körfezi güneybatı eğimli bir senklinal yapısıdır ve gevşek halde konsolide olmamış Kreatese,tersiyer ve Kuarterner yaşlı alüvyal ve deniz sedimanları içermektedir.Kum serme alanları yaklaşık 10000km2’lik geniş bir bölümde bulunmaktadır.New Madris sismik zonunun her iki tarafıdada yer alır(NMSZ).

Bu zonda bulunan depozitlerin yaşları incelendiğinde büyüklüğü 7’den fazla en üç depremin olduğu ve bu depremlerden ötürü zeminin sıvılaşmasının giderek arttığı görülmüştür.

Körfezdeki sedimanlar ve altında bulunan Paleozoik basamak kayaç türleri yüksek akustik empedans özelliğine sahiptir buda basende sismik enerjinin sıkışmasına ve dalga büyütmesine neden olmaktadır.

Körfezdeki tabakalanmada görülen Senklinal yapısı sismik enerjinin yoğunlaşmasını ve yer hareketlerinin büyümesine olanak vermektedir.

Çalışılan alan Misisipi Körfezi

Körfez sedimanlarında sismik yer hareketlerinin etkisini görmek için makalede yazarlar sıvılaşma yada toprak kaymasının olduğu belirlenen 15 yerde aldıkları mikrotremör ölçümleri ile HVSR çalışmışlardır.

HVSR metodunun standart spektral oran metodundan farkı transfer fonksiyonu yalnızca tek tabakalı sediman bölgesinde kaydedilen yer hareketlerinden bulunur.

Bu yüzden bu etkiyi ihmal etmek için seçilen referans bölgesine ve methodu etkili kılan temel kayanın olmadığı durumlara dikkat çekmektir.

HVRS METODU

Formülde HE ve HN

yer hareketinin doğu ve kuzeyde kayıt edilen güç spektrumudur ve VZ

düşey bileşendir

HVSR metodu düşey bileşenin düşük hızlı sedimanlardan etkilenmediğini ve Rayleigh dalgası etkisinin yatay ve düşey koordinatlarda eşit olduğunu varsayar.

Sonuçlardan elde edilen spektrum kaynaktan bağımsızdır ve ışın yolu kaynağa ait gürültünün azimuthal şekilde dağılmasını sağlar.

( ) / 2HE HNHVSR

VZ

HVRS YÖNTEMİ

Mikrotremör çalışmaları ;bölgenin analizinin yapılmasında,dalga büyütmesi,kesme dalgası hızları sediman kalınlığı ve sıvılaşmaya karşı hassasiyetin ölçülmesinde kullanılmaktadır.

HVSR de gözlemlenen rezonans frekansı genliklerin büyüklüklerinden elde edilir ve sediman kalınlığı ve kesme dalgası hızı ile ilişki kurulur.HVSR yönteminde farklı zamanlarda 10Hz’den düşük tekrarlanan frekanslarda gösterilir.Yinede farklı zamanlarda genlik ölçümü değişiklik gösterebilir.

Veri toplama ve Analizi

Mikrotremör verilerinin toplanacağı alan 1811 ve 1812 depremlerinin episentır bölgesidir ki bu bölge sıvılaşma depozitleri ile doludur.

Alan seçimi yapılırken 1)Sıvılaşmanın gözlendiği alan yada onun yakınları 2)Geoteknik verilerin bulunduğu örneğin sismik konik penetrasyon testi 3)5 km’ye kadar yakın yerlerdeki kuyu bilgileri.Sedimanter çökel kısımları özel olarak gruplandırılmak istenirse :ova,yayvan akarsu,kıvrımlı akarsu ve yayvan ile kıvrımlı arasındaki geçiş bölgesi olmak üzere 4 bölüme ayrılır.En az üç bölgede herbir depozit türü seçilmiştir.

Mikrotremör verileri Guralp CMG-4T 3 bileşenli geniş bantlı sismometre ile ölçülmüştür.Bu sismometreler düz arazide 0.03 ile 100 Hz arasında cihaz tepkisine sahiptir.

Her bölümde dakikada 200 örnek toplanmıştır ve cihaz kurulduktan sonra 25-30 dak.ölçüm alınmıştır.

Alana ait her bir bileşendeki güç spektrumu HVSR ile hesaplanmıştır.Veriler süzgeçlenmiştir.Süzgeçleme işlemi için 16.348 örnekli Hanning penceresi kullanılmıştır.HVSR metodunda ana periyot T sediman kalınlığı ve kesme dalgası hızı ile ilişkilendirilmiştir.

T=4H/Vs

Körfez kalınlığının periyot ile değişimi

Bu çalışmada kullanılan stratigrafik birimlere ait parametreler:

HVSR metodunda gözlenen periyotlar ve onların karşılık geldikleri tabaka sınırları

SONUÇLAR

Bütün bölgede gözlenen ana periyota karşı sediman kalınlıkları Şekil 3 ve Tablo 2 ‘de gösterilmektedir. Körfezin kenarlarında 0.5 sn. basenlerin ince bölümlerinde 4.5 sn gözlemlenmektedir.

Şekil 4 körfez tabakası kalınlığının artması ile uzun periyotlarda ana rezonans periyot kaymasını göstermektedir ki bu kısım basamak sedimanının ara yüzeyinde akustik empedans farklılığının olduğu kısma denk gelmektedir.

Seçilen alanlarda mikrotremör ölçümlerinin sonuçları

Gözlemlenen ile hesaplanan periyot değerlerinin karşılaştırılması

Şekil 5’de her bir alana ait gözlemlenen spektral pik değerleri ile yayınlanan stratigrafik tabaka sınırlarının derinlik değerleri ve sınırlardaki ortalama kesme dalgası hızı karşılaştırılmaktadır. Arada bulunan sınırlar düz çözümde kullanılmak için stratigrafik birim tabandan tavana doğru belirlenmiş ve Paleosen,Eosen ve Kuaterner olarak sınırlandırılmıştır.

Ölçülen ve gözlemlenen değerler arasındaki uyuşma ara derinliklerde görülmüştür. Bu ara derinliklerin Paleosen ve Eosen yaşlı litolojik sınırlar ile ilişkili olduğu düşünülmektedir.Kuaterner yaşlı birim için diğer üçündeki kadar görüş birliğine varılamamıştır.

Yandaki şekilde çalışma alanından bulunan ana periyotlar görülmektedir.Doğuya doğru gidildikçe kalınlık artmaktadır.Depolanma türlerinin işaretler ile gösterimi ise;dörtgen şeklinde olanlar ovaları,yaygın akarsu alanları kare ile,kıvrımlı akarsular üçgenler ile gösterilmektedir.

b)H/V güç spektrumu oranlarından elde edilmiş pikler

c)Çalışılan alanlar için hesap edilmiş hassasiyet değeri.Bazı hassasiyet değerlerinde kıvrımlı akarsuda hesaplanan kısım daha yüksek çıkmıştır buda diğer üç bölgeye göre daha hassas olduğunu göstermektedir.

Nakamura(1997,2000),Konno ve Ohmachi(1998) ve Huang ve Tseng(2002) hassasiyet indisinden yararlanarak büyüklüğü fazla olan yer sarsıntılarının tanımlanmasını amaçlamışlardır.K g periyota ait piklerden türemiştir ve Ap genliği ile ilişkilidir.

K g =T*AP2

Nakamura (2000) Kg indisi için yaptığı varsayımda basamakkayasına ait ivme değerinden yararlanmış verilen bölgede dikkat çekici bir değişimin olmadığı ve bu yüzden yeryüzünde kayıt edilen kesme gerilmesinin göreli olarak çalışılan alandaki hassasiyet ölçüsünün hesaplanmasında kullanılmıştır.

SONUÇ

En büyük hassasiyet değerine sahip kısım kıvrımlı akarsuların çökellerinin bulunduğu körfezin doğusunda bulunan Misisipi nehridir.

Makalede kullanılan verilerin sınırlı olmasından ötürü hassasiyet indislerinin tam anlamıyla doğru olduğu bilinemiyor yine de çalışılan alanda kum dağıtma çökellerinin sayısının hayli fazla olduğu bilinmelidir. K g değerinin yüksek çıkması sıvılaşma ihtimalinin fazla olması söz konusu demektir.

Yakın yüzeyde oluşan sıvılaşma derin basen tabakalanmasından sismik dalga yayılımının etkisi ile güçlü yer sarsıntısına meyil olduğu görülmektedir.

Yüksek Kg değerleri toprakta duyarlılığın olduğunu bu duyarlılığın güçlü yer sarsıntısına meyilli yerlerin tanımlanmasında etkili olduğu söylenmektedir.

Sunumu Yapan İLKAY, S.

Kursu VerenDr.Ali Osman Oncel

SUNUM 1 SİSMİK SİNYALLERE ATMOSFERİK BASINÇ DEĞİŞİMİNİN ETKİLERİ YA

DA İSTASYON KALİTESİ NASIL GELİŞTİRİLİR R. Beauduin, P. Lognonnr, J. P. Montagner, S. Cacho, J. F. Karczewski, and M. Morand

Aletsel ve Gözlemsel SismolojiBackground noise surveys and selection of sites

Background noise surveys and selection of sites

Arka plan sismik gürültüleri sismik sinyalleri nasıl etkiler?İstasyonların kurulum yeri gürültüyü yok etmede etkili midir?Sismik veri ile atmosferik basınç arasındaki uyum transfer fonksiyonlarla indirgenebilir mi? Atmosferik basınç alanı sismik verilerden kaldırılabilir mi?

BEKLENEN ÇIKARIMLAR:

Arka plan sismik gürültüleri sismik sinyalleri nasıl etkiler?

Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji – JKMU7032

Arkaplan sismik gürültüleri özellikle düşük frekans oranındaki sismik sinyalleri engelleyebildiğinden beri bir sınırlama faktörüdür. Gürültü özellikle alt katmanlardaki sıcaklık dalgalanmalarından ve atmosferik basınç dalgalanmalarından ve rüzgarlardan oluşur. Bu tür gürültüler sismometreleri bozar.

İstasyonların kurulum yeri gürültüyü yok etmede etkili midir?


Figure 1. 19 Eylül 1989 Aralık-1988 16 den SSB sitenin sismik tonozun Haritası. 1990 yılının Mayıs ayında, SSB sismometreler tonozun kuzey dalına doğu şube taşındı.


Figure 2. Herhangi bir düzeltme öncesi Montajlı farklı tür için 1 MHz ve 10 MHz de ortalama sismik gürültü seviyesi ve ortalama atmosferik gürültü seviyesi. (Microbarometer Kasım 1991 Şubat-1990 faaliyet değil.) (SSB-I: 1988/12/16 dan 1989/05/15 için; SSB2-1: 1988/12/16 dan 1989/09/19 için; SSB -2: 1990/05/15 tarihinden 03/18/1991; SSB-3: 1991/03/18 dan 1992/12/31 için).

Sismik veri ile atmosferik basınç arasındaki uyum transfer fonksiyonlarla indirgenebilir mi?


Bendat and Piersol (1986) tarafından tanımlanan tutarlılık fonksiyonu kullanılır

S(co) ve P(co) sırayla sismik sinyallerin Fourier transformu s(t) ve atmosferik basınç alanı p(t); S* (co) ,S(co) kompleks eşleniği;ve E[IS(co)l] ise ortalama topluluğu veya beklenen değeri işlevi S(co) (E[IS(co)l] = (l/N) EN=a ISk(co)l, S(co) N aralıklarla bölünmüştür.)

Figure 3. Basınç ve üç bileşenden (16 Ağustos (228) 1989) ve sismik gürültü güç spektral yoğunluğu istasyonları için SSB ve SSB2 kaydedilen sismik veriler arasındaki uyum [dB (10 logw (m2/sec4/Hz)) 1 atıfta m2 / sec4/I-Iz], biz SSB N ve SSB2 N ve E. Şaşırtıcı için iyi bir tutarlılık gözlemlemek, SSB E SSB iki cihazın yakınlığı rağmen iyi atmosfer basıncı ile korele değildir ve daha bir sismik gürültü seviyesi düşük görüntüler SSB N veya SSB2 E ve N. SSB ve SSB2 ve dikey bileşenleri yanı pressu e varyasyonları ile ilişkili ve yatay bileşenleri çok daha düşük bir gürültü düzeyi göstermek değildir


Atmosferik basınç alanı sismik verilerden kaldırılabilir mi?


SUNUM 2 YENİ BİR BÖLGENİN HİPOSENTR YERİ METODU

Zhi Xie, Terry W. Spencer, Philip D. Rabinowitz, and Davis A. Fahlquist

Aletsel ve Gözlemsel SismolojiHİPOSENTR YERİNİN TAYİNİ

Geiger yöntemi ile hipocenter hesaplaması nasıldır?

Yeni yontemdeki hız evrişimleri nasıl elde edliyor?

Hız bilgisi eksikliği ile hiposentr yerinitayın edebiliyor muyuz? Nasıl?

Yeni yöntem gerçek deprem verilerinde uygulandığında orijin zaman ve derinlik farklılıkları nasıl bir değişim gösterir?

Peki yenı yontem nıye uygulanmıyor?


Geiger yöntemi ile hipocenter hesaplaması nasıldır?


Bugün en yaygın olarak kullanılan bilgisayar tabanlı konum tekniği Geiger yöntemi (Geiger, 1910) 'dir.

Bu yöntem, giriş hiposentr koordinatları ilk tahmini ve başlangıç zamanını (x0, Yo, Zo için) ve yüzey ile Deprem odağı arasındaki hız yapısını belirler. doğru hız yapısıyla bile bu olayda yetersiz olan datalara mecbur olunduğunda, hesaplanan hiposentr yeri ve orijin zamanı ilk tahminlere dayanır.

Yeni yontemdeki hız evrişimleri nasıl elde edliyor


U—slowness structure

2 parçaya ayırıyoruz.

- Eşit türdeşlerin ortalama yavaşlaması

- DU slowness sapması

Seyahat zamanı bilindiğinde, gerçekte eşit türdeşlerin ortalama slowness modeli, sadece hiposantr koordinatlarının fonksiyonu gibi ifade edilebilir.


i’ inci istasyona güncel ışın yolunun uzunlığu

kaynaktan i’ inci istasyona bir düz çizgi uzunluğu

N istasyonundan i istasyonuna kadar kaynak ışın yollarının toplamı

N ist. İ ist. Kadar düz çizgi uzunluğu toplamı

i’inci ışın yolu için ağırlıklı ort. Yavaşlama

tüm ışın yolları için ağırlıklı ort. slowness


Bir deprem kaynağından i’ inci istasyonuna teorik . seyahat zamanı ifade edilebilir.

Kaynaktan gelen tüm istasyonlar için her seyahat süreleri toplamıŞimdi i'nci ışın yolunun uzunluğu iki parça, kaynak i'nci istasyonuna düz çizgi uzunluğu ve ilave bir artış dlg olarak ayrılabilir


Gerçek dli bilinmediğinden beri, tüm dli lerin ortlama yaklaşımı alınır.

İhtiyaç olan L >= L d yani U =< Uavg; sonuç olarakDU <= O. Seyahat süreleri ve Deprem odağı yeri biliniyorsa, o zaman U avg hesaplanabilir.


hesaplamalarda adımlar aşağıdaki gibidir:1. Xo, Yo, Zo, To ve DU biri dizi varsayalım, To orjin

zamanındayken2. Hesaplana l (i = 1 ..... N), düz uzunlukları Her istasyon

için kaynak (Xo, Yo, Zo) dan toplam ~ l (i = 1 ..... N) Ld elde edilmiştir.

3. Tden hesaplanan toplam T ile gözlenen varış zamanları bulunur.

4. Yukarıdaki formullerden U avg hesaplanır.5.DL .hesaplanır.


6. ui lerhesaplanarak, dui bulunur.

7. İlk formülü kullanarak buluruz.

Tüm bulduğumuz bu parametreleri F fonksiyonu ile minimalize etmiş oluruz.

Hız bilgisi eksikliği ile hiposentr yerini tayin edebiliyor muyuz? Nasıl?


Figure 2. Sismik ağ ve sentetik depremler sentetik veri testi kullanılmıştır. Üçgenler istasyonları temsil eder; çevreler sentetik merkez üsleri temsil eder; artı işaretini bir amaç fonksiyonunun çalışması için kullanılan olayı temsil eder.

GİRİŞ


Figure 3. Hız yapısının iki düşük hız bölgeleri içeren sentetik veri testi kullanılmıştır.

Figure 4. Etkinliğin amacı şekil 2 deki parametrelerle gösterilecektir. (a) Zo, To, and DU ile amaç fonksiyon çevrelenir(gerçek değerleriyle) Xo ve Yo -200 ve 200 km arasında sabitlenir (b) Yo = 40.0 km konturları kesiti. Bu sonuçlar, biz (14) tarafından tanımlanan amaç fonksiyonu muhtemelen multi-modal olduğunun göstergesidir.


Figure 5. Gerçek merkez üsleri ile yeni bir yöntem kullanılarak belirlenen deprem odağının karşılaştırılması. Üçgenler istasyonları temsil eder; daireler ve kareler sırasıyla gerçek episentr ve yeni yöntem ile tespit edilen dışmerkezi temsil eder.

Yeni yöntem gerçek deprem verilerinde uygulandığında orijin zaman ve derinlik farklılıkları nasıl bir değişim gösterir?


Figure 12. Loma Prieta depremin merkez üsleri ve yeni yöntemi (yıldız ve katı daireler) kullanarak ve Kuzey Kaliforniya Deprem Veri Merkezi (NCEDC) katalog (çapraz ve elmas) elde büyüklüğü 4.0 veya daha büyük olan 26 artçı karşılaştırılması. Etiketler SAF ve SF sırasıyla San Andreas ve argent fayların izlerini göstermektedir. Oklar NCEDC tarafından bildirilen olanlara nispeten yeni yerlerde kayma yönünü gösterir.Yeni bir yöntem kullanarak ana deprem alanında öncü şoklar ve artçı şokların yeri NCEDC tarafından yayınlanır, yayınlana yerin güneybatısında ortalama 2.29 km gösterir.


Figure 1 3. Yeni yöntem ve Kuzey Kaliforniya Deprem Veri Merkezi (NCEDC) katalogda verilen kullanılarak elde edilen sonuçlar arasında kökeni zaman ve derinlik farklılıkları. Orijin zamanı ve derinliğindeki farklılıklar birbirleri ile birleştiğinde aynı şekilde değişimler gösterir.

Peki yenı yontem nıye uygulanmıyor?


Bu yeni yöntem, derinlik belirlenmesinde büyük hataları oluşturur.Yeni yöntem, bir formülasyon içinde yaklaşık yavaşlama modelinden türetilir. Dolayısıyla, bu hesaplama içinde seyahat zamanında hatalarının kaçınılmaz olduğunu gösterdi. Bir genetik algoritma optimal çözümler aramak için kullanıldığından bu yana, yeni yöntem, Geiger'ın yöntemine göre daha verimsiz-gerektiren çok daha uzun bilgisayar ortamaında zaman geçirilmesini sağladı.


SUNUM 3 25 OCAK 2005 HAKKARİ-SÜTLÜCE DEPREMİ

FAY MEKANİZMASI ÇÖZÜMLERİ VEYER-YAPI İLİŞKİSİ ÖZELLİKLERİ

M. Alper ŞENGÜL, Selda ALTUNCU POYRAZ, Ali ÖZVAN,Mucip TAPAN, Doğan KALAFAT

Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji

Deprem parmetreleri hesaplanırken hangi kodlar kullanılabilir?

Ana şok ile artçı şokun sentetik ve gözlemsel uyumda neden farklılıklar vardır?

Gözlemlediğimiz dağınık depremselliğin nedeni ne olabilir?

Böyle bir depremde niçin çatlak oluştu?

Fay mekanizmasının sonuçları neden net olarak belirlenemedi?


Deprem prarmetreleri hesaplanırken hangi kodlar kullanılabilir?


Kandilli Rasathanesi ve Deprem Araştırma Enstitüsü Ulusal Deprem İzleme Merkezi (UDİM)’nde uygulanan ZSACWin programı kullanılmıştır. Programda temel olarak deprem parametrelerinin hesaplanmasında ;

HYPO71 (Lee and Lahr, 1972) CMT (Centroid Moment Tensor) TDMTINV (Time Domain Moment Tensor Inversion) kodları esas alınarak çözümlemeler yapılmıştır.

Ana şok ile artçı şokun sentetik ve gözlemsel uyumda neden farklılıklar vardır?


Ana depreme ait moment tensör ters çözümlemesinde de fayın etkin ters bileşenli sol yönlü doğrultu atımlı olduğu belirlenmiştir.

Şekil4: Hakkari 2005 deprem etkinliği için Mw ≥3.6’den büyük 13 adet depremin CMT çözümleri ve M ≥3.6 ‘dan büyük depremlerin episantır haritası. 2 nolu çözüm Mw:5.4 olan ana depremdir.

Ana şokun moment büyüklüğü USGS tarafından 5.8 olarak verilmiştir. Bu çalışma Moment Tensor Ters Çözümyöntemi ile Mw=5.4 olarak bulunmuştur. Şekil 3’de gösterilen 2 nolu anaşokun ve 7 nolu artçı şokun sentetik ve gözlemsel sismogram uyumu ise Şekil 5’de gösterilmiştir.

Şekil 5: Anaşokun ve 7 nolu artçı şokun sentetik ve gözlemsel sismogram uyumu.

Gözlemlediğimiz dağınık depremselliğin nedeni ne olabilir?

Şekil4: Hakkari 2005 deprem etkinliği için Mw ≥3.6’den büyük 13 adet depremin CMT çözümleri ve M ≥3.6 ‘dan büyük depremlerin episantır haritası. 2 nolu çözüm Mw:5.4 olan ana depremdir.


Yaygın ve dağınık depremselliğin nedeni bölgedeki mevcut istasyon dağılımının yetersiz olması, yapısal unsurlar ve farklı tektonik unsurlar olarak düşünülmektedir. Deprem oluş düzeninin farklı olması ardarda meydana gelen orta büyüklükteki depremlerin birbirini tetiklemesi olarak düşünülmektedir. Bununla beraber ana şok sonrası oluşan depremlerin düzlemlerinin farklı mekanizmaları sergilemesi bölgedeki gerilme sisteminin ana hatlar boyunca değil birçok küçük fay zonu boyunca çalıştığını ve stresi geniş bir alan içerisinde düşürdüğü düşüncesini doğurmaktadır. Genel olarak mekanizma çözümlerinde ters bileşenli doğrultu atımlı fayların daha etkin olduğu ve yönelim olarak da Doğu Anadolunun genelinde gözlenen KB-GD veya KD-GB uzanımlı faylarla benzerlikler gösterdiği saptanmıştır.

Böyle bir depremde niçin çatlak oluştu?

Saha verileri incelendiğinde bölgede hasarıngerçekleşme nedeni sismolojik olarak depremin odaknoktasına yakınlık ve fayın etki alanı ya da enerji boşalma alanı üzerinde olmasının yanısıra, yapı-zemin ilişkisinden de kaynaklanmaktadır. Hasarın sadece deprem tarafından tetiklenen bu heyelan kütleleri üzerindeki yerleşimlerde olması zemindeki olası ivme büyütme potansiyelinin etkisini ortaya koymaktadır.

Kaldı ki bu birim gerek jeoteknik gerekse sismolojik açıdan mühendislik parametrelerinin oldukça düşük çıkacağı bir litolojiye sahiptir.


Şekil 6: Sütlüce mezrasında depreme bağlı gelişen heyelan çatlağı, bakış yönü K.

Fay mekanizmasının sonuçları neden net olarak belirlenemedi?


•Yapılan çalışmalar sonucunda 25 Ocak 2005 Hakkari depremlerinin kaynağının tek bir fay sistemine bağlı olmadığı saptanmıştır.•Bölge genelinde etkin olan K-G yönlü sıkışma birçok fay üzerinde etkisini göstererek yırtılmanın dağınık bir şekilde gelişmesine neden olmuştur. Bu sonuç fay mekanizması çözümlerinde net olarak görülmektedir. Çok yakın mesafelerdeki odak noktalarına sahip depremlerin gerilme düzlemleri farklılık gösterebilmektedir.•Aynı zamanda ana şoktan sonraki iki gün içerisinde gerçekleşen artçı depremlerin de bir yönelim göstermeden saçılımlı olması bu sonucu desteklemektedir.

1 Mayıs 2003 Bingöl depremi (MW=6.4) kuvvetli hareket

kayıtlarınınincelenmesi

Doç. Dr. Eşref YALÇINKAYA


B U R Ç İ N D İ D E M TA M TA Ş2 6 0 1 1 2 0 1 5 5


1 Mayıs 2003 Bingöl depremi (MW=6.4) kuvvetli hareket kayıtlarınınincelenmesi

Sığ bir deprem olmasına rağmen (10 km) yüzey kırığı oluşmamasının nedeni nedir?

Uzak istasyonlarda ölçülen ivme değerlerinin ampirik değerlerin altında kalmasının nedeni ne olabilir?

İvme ölçer istasyonlardan BNG istasyonunda diğer istasyonlara göre oldukça yüksek ivme değeri ölçülmesinin nedeni nedir?

1 Mayıs 2003 Bingöl depremi

1 Mayıs 2003’te yerel saatle 03:27’de meydana gelen Bingöl depremi (MW=6.4),

Depremin büyüklüğü, Kandilli Rasathanesi ve Deprem Araştırma Enstitüsü (KRDAE) tarafından 6.4 (MW) olarak belirlenmiştir.

Depremin odak derinliği 10 km’dir. 77 kişinin yaşamını yitirmesine, 530 kişinin yaralanmasına,

308 binanın çökmesine ve 2000’nin üzerinde binanın ise ağır �hasar görmesine neden olmuştur.

Fay, Doğu Anadolu Fay Zonu’na yaklaşık dik, sağ yönlü doğrultu atım karakterine sahip ikincil bir faydır.

Bölgede yer alan 4 ivmeölçer istasyonunda kaydedilmiştir.�Bu çalışma, depremden hemen sonra yapıldığından, bir ilk inceleme olarak değerlendirilebilir.



Deprem, açık bir yüzey kırığı �oluşturmadığı için başlangıçta faylanma doğrultusu hakkında farklı görüşler ortaya çıkmıştır.

Depreme neden olan fay, sağ yönlü doğrultu atımlı olup, eğimi düşeye çok yakındır.�


Bölgenin aşırı heterojen ve kırıklı yapısı, faylanma ile ilgili açık gözlemlerin elde edilmesini engellemektedir.

6.4 büyüklüğündeki sığ odaklı bir deprem için belirgin bir yüzey kırığının oluşmaması dikkat çekicidir.

Bölge, kırığı örtebilecek yumuşak alüvyon bir dolguya sahip değildir.

İvme Kayıtları

Bir depremde hasarı kontrol eden en önemli faktörlerden birisi en büyük ivme değeridir.

İvme Kayıtları


• Bingöl (BNG) istasyonunda kaydedilen en büyük ivme, ampirik eğrilerin biraz üstünde iken, uzak istasyonlardaki ivmeler tahmin edilen değerlerin altındadır.

• Uzak istasyonlardaki ivmelerin düşük kalmasının nedeni:

• bölgedeki aşırı kırıklı kabuk yapısından dolayı dalgaların tahmin edilenin üzerinde soğurulması olabilir.

• BNG istasyonundaki ivmenin yüksek olmasının nedeni:

• bir ileri yönelme etkisi veya kötü zemin koşulları, ya da topoğrafya etkisi nedeniyle oluşan büyütmeler olabilir.

Sonuçlar

1 Mayıs 2003 Bingöl depremi, ülkemizde yaklaşık 1.5 yılda bir yaşanan ve ne yazık ki ağır sonuçlarıyla karşılaşılan �depremlerden biridir.

Oluştuğu jeolojik ortam ve büyüklük açısından yüzey kırığı �üretmemesi dikkat çekicidir.�

Uzak istasyonlarda ölçülen ivme değerlerinin ampirik değerlerin altında kalması, bölgedeki kırıklı kabuk yapısı nedeniyle soğurmanın yüksek olduğunu göstermektedir.

BNG istasyonunun fayın güneydoğu ucuna yakın olması ve KG bileşeninde görülen yüksek ivmeler, bu istasyon kayıtlarının ileri yönlenme etkisi taşıdığını gösteriyor olabilir.

Sonuçların daha iyi değerlendirilmesi açısından yumuşak � �zemin ve topoğrafya etkileri konusunda araştırma �yapılmasına ihtiyaç vardır.�

MARMARA BÖLGESİ’NİN MİKRODEPREM ETKİNLİĞİ’NİN YEREL AĞLAR İLE TAKİBİ

VEBÖLGENİN SİSMİK ETKİNLİĞİNE BİR

BAKIŞF.K. BEKLER1, Y. GÜNEŞ1, A. BERBEROĞLU1, P. GARİP1, N. KAFADAR1, A.

KÖSEOĞLU1,K.KEKOVALI1, D. KALAFAT1, A. ITO2, Ş. BARIŞ3, M. YILMAZER1, S.B. ÜÇER1,

Y.HONKURA 4




MARMARA BÖLGESİ’NİN MİKRODEPREM ETKİNLİĞİ’NİN YEREL AĞLAR İLE TAKİBİ VE

BÖLGENİN SİSMİK ETKİNLİĞİNE BİR BAKIŞ

Kandilli’deki Ulusal Deprem İzleme Merkezi’yle veri iletişimi nasıl sağlanmaktadır?

Verilerin sağlandığı deprem istasyonlarının özellikleri nelerdir?

Deprem çözümlemeleri hangi program kullanılarak yapılmıştır?

Bölgede yoğun depremsellik gösteren yerler nereleridir?

Bölgede etkin olan faylanma türleri nelerdir?

Sonuçlar

Yaklaşık 2 senelik veri birikimi, bölgede özellikle Marmara Denizi’nin Batı Marmara ve Doğu Marmara-Çınarcık açıkları bölümünün yoğun depremsellik gösterdiğini ortaya koymuştur. Özellikle KAF ’nın Marmara Denizi içinde devam eden ANA FAY üzerinde çok belirgin olarak D-B uzanımlı depremsellik görülmüştür.

Marmara Adası’nın KAF ’nın devamı arasında, Yalova - Çınarcık’ta ve Bursa’nın güneydoğusunda yoğun deprem etkinliği gözlenmiştir.

Sonuçlar, bölgede yoğun deformasyon sürecinin ve yaygın depremselliğinin sürdüğünü ortaya koymaktadır.

Özellikle ters ve normal bileşen ağırlıklı faylar bölgede etkin olmaktadır

BÜYÜK DEPREMLERİN TSUNAMİ UYARISI İÇİN HIZLI KAYNAK PARAMETRESİ

TAHMİNİAkio KATSUMATA1, Shigeki AOKI2, Yasuhiro YOSHIDA3, Hiroshi UENO4

and Takashi YOKOTA5




BÜYÜK DEPREMLERİN TSUNAMİ UYARISI İÇİN HIZLI KAYNAK PARAMETRESİ TAHMİNİ

Tohoku depremi tsunami uyarısında yaşanan sorun neydi?

Kuvvetli hareket alanından magnitüd tayini nasıl yapılır?

Kuvvetli hareketin süresinden magnitüd tayini nasıl yapılır?

P dalgasından magnitüd saptama metodları nelerdir?

Uzun peryod sismik dalgadan magnitüd tayini nasıl yapılır?


Kuvvetli Hareket Alanından Magnitüd Tayini


Fig. 1. Distributions of seismic intensity of the 2011 off the Pacific coast of Tohoku Earthquake andthe 2003 Off-Tokachi Earthquake. The contours in maps denote slip distributions estimated byYoshida (2005) and Yoshida et al. (2011a).

BÜYÜK DEPREMLERİN TSUNAMİ UYARISI İÇİN HIZLI KAYNAK PARAMETRESİ TAHMİNİKuvvetli Hareketin Süresi

Fig. 3. Distribution of strong-motion duration of the 2003 Off-Tokachi Earthquake [Aoki et al., 2011].

Japonya ve çevresindeki depremlerin kuvvetli hareket süreleri araştırılmıştır.

BÜYÜK DEPREMLERİN TSUNAMİ UYARISI İÇİN HIZLI KAYNAK PARAMETRESİ TAHMİNİKuvvetli Hareketin Süresi

Fig. 5. Relationship between moment magnitude (after the Global CMT Project) and strong-motionduration Dobs of earthquakes which occurred in and around Japan [Aoki, et al., 2011]. The redcircle denotes that of the 2011 off the Pacific coast of Tohoku Earthquake.


P Dalgasından Magnitüd Hesaplanması

Fig. 6. Mp of the 2011 off the Pacific coast of Tohoku Earthquake (Mw 9.0) [Yoshida et al., 2011b].

Yoshida (1995) P dalgası genlik değişiminden magnitüd tayini metodunu önermiştir. (Mp)



Fig. 7. Mwp [Tsuboi et al., 1995] of the 2011 off the Pacific coast of Tohoku Earthquake [Yoshida etal., 2011b]



Fig. 8. Mwliss [Ogawara et al., 2004] of the 2011 off the Pacific coast of Tohoku Earthquake[Yoshida et al., 2011b]

Ogawara 2004 yılında geniş band sismik dalgaların genliklerinin karesine dayanan Mwliss magnitüd saptama metodunu geliştirmiştir.


Uzun Peryod Sismik Dalgadan Magnitüd Tayini

Fig. 10. Assumed time to estimate earthquake magnitude from P-wave (the green broken curve) andS-wave (the red solid curve) [Katsumata et al., 2011]


SONUÇ

Tsunami uyarısında,büyük deprem oluştuktan hemen sonra magnitüd hesaplamak için bir çok metod geliştirilmiştir.

Kuvvetli hareket alanından, kuvvetli hareketin süresinden, p ve s dalgalarının genliğinden magnitüd hesaplama metodları incelenmiştir.

Bu metodların kombinasyonunun, bir sonraki depremin tsunami uyarısında doğru çıkarımlar yapmakta yardımcı olması beklenmektedir.

Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji Ders Sempozyumu

Education

Transcript of Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji Ders Sempozyumu