Kategori arşivi: Jeofizik

Aktif Tektoniğin İkramı Sıfır Zararlı Jeotermal Enerji

Jeotermal enerji yerin derinliklerindeki sıcak bölgeden yeryüzüne doğru yayılan yerküre iç ısısı olarak tariflenir. Jeotermal model üç önemli unsur ile açıklanır. Birincisi ısı kaynağı; ikincisi ısıyı yeraltından yüzeye taşıyan akışkan; üçüncüsü ise bu akışkanın dolaşımını sağlayacak ölçüde geçirimli kayaçlardır. Toplam 6370 kilometre yarıçapında olan yerkürede kalın mantoya göre oldukça ince gelişmiş katı kabuk vardır (Şekil 1). Kabuğun hemen altında gelişen mağma sokulum alanları potansiyel jeotermal bölgeleri oluşturabilir. Yerkürenin içine doğru ilerledikçe sıcaklığın zaten arttığı biliniyor. Ancak jeotermal alanlarda sıcak kayaç ve yüksek sıcaklıktaki yeraltısuyu diğer yerlere göre daha sığ kesimlerde bulunursa bu bölge jeotermal alan olarak adlandırılır. Yerkabuğunun inceldiği bölgelerde sıcaklık taşıyan mağmanın kabuğa sokulması jeotermal alanların oluşumunu sağlar (Şekil 2). Meteorik kökenli yeraltısuyunun birkaç kilometre derine inip ısındıktan sonra yüzeye doğru yükselmesi ise bu sahanın jeotermal saha olarak nitelendirilmesine olanak verir.


Şekil 1. Yerkürenin iç yapısı ve kabuk. Görüntü: IGA


Şekil 2. Tipik bir jeotermal sistem ve unsurları. Görüntü: IGA

Jeotermal saha aslında bu özellikteki yeri tanımlayan coğrafik bir kavramdır. Bu sahada meteorik yağmurun oluşturduğu beslenme alanı, yerin içine giren soğuk suların ısınarak bunların yeryüzünde çıkış yaptıkları yerler (yani hidrolik düzen) ise jeotermal sistem olarak adlandırılır. Isınan suların yer içinde barındıkları geçirimli kayaç kesimi ise jeotermal rezervuar olarak tanımlanır. Jeotermal rezervuarda 1 kilometre derinlikteki sıcaklığa bağlı olarak sistemleri iki gruba ayırmak olasıdır. a) Rezervuar sıcaklığının 150 °C’den düşük olduğu, düşük sıcaklıklı sistemler: Bu tür sistemler genelde yeryüzüne ulaşmış doğal sıcak su veya kaynar su çıkışları gösterirler. b) Rezervuar sıcaklığının 200 °C’den yüksek olduğu yüksek sıcaklıklı sistemler: Bu tür sistemler ise doğal buhar çıkışları (fumeroller), kaynayan çamur göletleri ile kendini gösterir.

Jeotermal sistemlerin fiziksel durumlarına bağlı olarak sınıflandırılmaları durumunda, üç farklı rezervuar durumu tanımlanabilir. 1) Sıvının etken olduğu jeotermal rezervuarlar: Rezervuardaki basınç koşullarında su sıcaklığının buharlaşma sıcaklığından daha düşük olduğu rezervuarları tanımlamakta kullanılır. Rezervuar basıncını sıvı su fazı kontrol etmektedir. 2) İki fazlı jeotermal rezervuarlar: Rezervuarda sıvı su ve su buharı birlikte bulunmaktadır ve rezervuar basıncı ve sıcaklığı suyun buhar basıncı eğrisini izler. 3) Buharın etken olduğu jeotermal rezervuarlar: Rezervuar basıncındaki akışkan sıcaklığının suyun buhar basıncı eğrisi sıcaklığından daha yüksek olması durumunda bu tür rezervuarlar oluşurlar. Rezervuardaki basıncı su buharı fazı kontrol etmektedir. Bir jeotermal sistemde volkanik kökenli jeolojik birimler en iyi ısıtıcı kayaç olarak gözlenirken, rezervuar kayaç olarak da çatlak, kırık, boşluk gibi petrofizik özelliklerin egemen olduğu yüksek geçirimli jeolojik birimler varolur (Şekil 3). Yüzeyden yer içine giren soğuk sular derinlerde aynı bir ısınmış tencere dibi gibi işlev gören sıcak volkanik-mağmatik kayaçları yalayarak ısınırlar ve yeryüzüne doğru hareket edip yerlerini daha soğuk sulara bırakırlar. Süregelen bu döngü içerisinde yüzeye yaklaşan sıcak suların fay, çatlak gibi zayıf yerlerden yeryüzüne yaptıkları su-buhar çıkışları ise kaplıca olarak tanımlanır.


Şekil 3. Jeotermal model ve geçirimli katmanlar.

binäre optionen lastschrift Jeotermal Alanların Araştırılması
Jeotermal enerjinin doğası ve dağılımı ile ilgili üç temel terim vardır; jeotermal gradyan, ısı akışı ve jeotermal anomali. Jeotermal gradyan dünya yüzeyinden derinlere doğru inildikçe sıcaklığın artmasından kaynaklanır. Normal olarak yerin altına doğru inildiğinde her 33 metrede sıcaklık 1 °C yükselir. Fakat jeotermal sahalarda, jeolojik yapının ve kayaç tiplerinin farklı olmalarından dolayı sıcaklık artışı çok daha fazla, örneğin 33 metrede 5°C olabilir. Isı enerjisi dünya yüzeyine, kayalardan iletim yoluyla geçerek, mağmanın hareketi ile veya jeotermal suyun hareketi ile ulaşır. Isı enerjisinin iletim yoluyla düşey olarak hareket etmesine ısı akısı denir.

Bazı jeotermal alanlarda, bazı derinliklerde sıcaklıklar, komşu alandaki sıcaklıklardan farklılıklar gösterirler. Bu düzensizliğe jeotermal anomali denir. Jeotermal anomali küçük bir alan ile sınırlı olabilir ve sadece küçük bir sıcak su kaynağı anomaliyi gösterebilir. Öte yandan anomali binlerce kilometrakarelik bir alanda da oluşabilir. Jeotermal kuyuların sondajı, geliştirilmesi ve işletmesi çok pahalı işlemler oldukları için jeotermal aramalarda pozitif jeotermal anomalilerin (yüzeye yakın ve yüksek sıcaklıklı) yerleri tespit edilmeye çalışılır. Farklı jeolojik yapılarda, jeotermal anomalilere sebep olan başlıca ana etken jeotermal alanların aranmasını yönlendirir. Tabakalar arasına giren genç mağmatik kayaçların (Genç mağmatik sokulumlar) varlığı jeotermal aramada öne çıkan bir özelliktir.

Levha tektoniği teorisi (yerkabuğunun, geniş düz parçalarının hareketi) genç mağma aktivitelerinin oluşumunu açıklamaktadır. Mağma, levhaların ayrılma zonları boyunca ve levhalar arasına girerek, sırtlar oluşturur. Kabuğa doğru sokulan mağma yerkabuğuna ısı transfer eder ve bu da yüksek jeotermal gradyanlar yaratabilir. Sonuç olarak ortaya çıkan jeotermal anomaliler değerli jeotermal kaynaklar yaratabilirler. Böyle yer içi yapılarının araştırılması için günümüzde Jeofizik (özellikle elektrik-elektromanyetik) yöntemler tüm dünyada başarıyla uygulanmaktadır. Yer içinde sıcak suyun Hidrotermal sirkülasyonu jeolojik kayaçların yapısını önemli şekilde bozarak hidrotermal alterasyonlar oluşturur. Geçirgen kayaçlardan, kırık veya çatlak sistemlerinden geçen sular, ısıyı kayaçlardan daha hızlı taşırlar. Genç magmatik sokulum tarafından ısıtılan sular konveksiyon akımları sonucu jeotermal sistemde dolaşır veya dolaşımdaki soğuk su mağmatik bir sokulama yaklaşarak ısınır ve hareketine devam eder.

İki durumda da jeotermal enerji kabuktaki sığ derinliklere transfer edilir ve belirgin jeotermal anomalilere neden olabilir. Termal suların yeryüzüne çıktığı noktalarda doğal sıcak su kaynakları oluşur. Bu gibi yerler ilk insanlardan günümüze değin sağlık ve diğer amaçlar için kullanılmaktadır. Bu su çıkışlarının olmadığı başka yerlerde termal sulara ulaşmak için kuyu sondajları yapmak gerekir. Bu pahalı bir işlem olduğundan sondaj yerinin mutlaka çok iyi belirlenmesi gerekir. İşte gerek sıcaklık ve gerekse sıcak su dolaşımının kayaçların elektriksel özelliğini değiştirmesi nedeniyle jeotermal aramalarda ve sondaj yerlerinin belirlenmesinde Jeofiziğin elektrik-elektromanyetik yöntemleri başarılı ve isabetli sonuçları ortaya koyar.

Bilecik civarındaki Göynük bölgesinde yapılan bir Manyetotellürik araştırmada yer içinde sıcak suyun dolaşım gösterdiği ortam ve jeotermal model elde edildi (Şekil 4). Yer içi kesidinde mavi olan kısımlardaki kayaçların elektriksel özdirenci sıcak suların dolaşımı nedeniyle düşük olarak elde edilmiştir.


Şekil 4. Jeofizik yöntemler kullanılarak elde edilen jeotermal yapı.

binäre optionen copy trading Sıfır Zararlı Jeotermal Enerji Kaynağı
Jeotermal enerji çevre dostu ve sıfır zararlı olup tüm dünyada artarak çok amaçlı olarak kullanılıyor. Hazne sıcaklığı (yer içindeki rezervuar sıcaklığı) 150 °C’den fazla olan jeotermal sahalarda konvansiyonel elektrik üretimi gerçekleştirilmektedir. Son yıllarda geliştirilen ve ikili (binary) çevrim olarak adlandırılan bir sistemle, buharlaşma noktaları düşük gazlar (freon, izobütan vb.) kullanılarak 70 °C < T < 80 °C’ye kadar sıcaklıktaki sulardan elektrik üretilebilmektedir. Ülkemizde Denizli Kızıldere jeotermal elektrik santralı (20,4 MWe kapasiteli) halen üretim faaliyetini sürdürüyor. Jeotermal kaynakların doğrudan kullanılması ise daha yaygındır. Orta ve düşük sıcaklıklı jeotermal kaynaklar (T < 150 °C), konutlara ve endüstriye doğrudan ısı enerjisi sağlamada kullanılabilir. Bölgesel ısıtma projeleri ile evleri ve işyerlerini ısıtmada, ticari seracılıkta, balık çiftliklerinde ve endüstriyel proseslerde kullanılabilirler. Jeotermal enerjiden sağlanan ısı enerjisi, fosil yakıtlardan sağlanan ısı enerjisine göre çok daha ucuzdur. Jeotermal enerji kullanımı sayesinde ısı enerjisi kullanımının %80 daha ekonomik hale getirilmesi mümkündür. Jeotermal enerji kullanımı sayesinde fosil yakıtlara (petrol, kömür gibi) daha az gereksinim duyularak bunların çevreye yayılan zararlı atık miktarı büyük ölçüde ya da tamamen azaltılabilir. Jeotermal bölgesel ısıtma sistemleri, doğal gaz sistemleri ile karşılaştırıldıklarında %30-50 civarında ekonomi sağlarlar.

Köpa Atarax Tarihte Jeotermal Enerji
Milattan önce 1500 yıllarında Romalılar ve Çinlilerin doğal jeotermal kaynaklarını banyo, ısınma ve pişirme amaçlı olarak kullandıkları bilinir. 630 yıllarında ise Japon İmparatorluğu’nda kaplıca geleneği yaygınlaştı. 1200 yıllarında da Jeotermal enerji ile mekân ve su ısıtması yapılabileceği Avrupalılar tarafından keşfedildi. 1818 yılında başka bir keşif yapılarak F. Larderel ilk defa jeotermal buhar kullanarak Borik Asit elde etti. 1943’te İtalya (Larderello) jeotermal sahasından elektrik üretimi 132 MWe kapasiteye erişti ve 1945’te ise süt pastörizasyonunda ilk kez jeotermal akışkandan yararlanıldı. 1968 yılında bu kez Türkiye’de elektrik üretimi amaçlı ilk jeotermal kuyu Denizli (Kızıldere)’de açılarak, Denizli (Kızıldere) jeotermal alanı keşfedildi. Antik çağdan günümüze değin jeotermal enerjinin insanoğlu tarafından kullanılması yollarının araştırılması onun zararsız ve yenilenebilir olmasından kaynaklanır. Tüm Dünya’da bu çevre dostu enerjiden yararlanma çalışmaları halen giderek artmaktadır. Konum olarak Türkiye dünyanın genç tektonik kuşağı içinde yer aldığından doğal olarak daha çok miktarda jeotermal enerji kaynaklarına sahiptir.

lavorare von forex on line Türkiye Jeotermal Potansiyeli
Konum olarak Türkiye dünyanın genç tektonik kuşağı içinde yer aldığından doğal olarak daha çok miktarda jeotermal enerji kaynaklarını bulunduruyor. Ülkemizde bilinen 1500 adet kuyu ve doğal su (sıcaksu ve mineralli su) çıkışları var. Türkiye’nin sahip olduğu aktif tektonik özelliğinin ürünü olarak bu enerji kaynağı olarak çoğunlukla Ege bölgesinde kümelenmiş görünüyor (Şekil 5).


Şekil 5. Türkiye’nin batısındaki deprem odakları ve sıcak su dağılımları.

Depremlerin yoğunlaştığı alanların aynı zamanda jeotermal kaynak bakımından zengin oluşu doğanın bir ikramı diye tanımlanabilir. Günümüzde Maden Tetkik Arama Genel Müdürlüğü* (MTA) Türkiye’deki sıcak suların kimyasal analizlerini tamamlayarak sonuçları “Türkiye Jeotermal Envanteri” isimli bir kitapta (1996 yılı**) topladı. Jeotermal sahalarımız büyük bir çoğunlukla orta ve düşük sıcaklıklı sahalar olup bilinen jeotermal sahaların %95’i hacim (konut-sera) ısıtma uygulamalarına uygun görünüyor. Jeotermal enerji ile günün 24 saati kesintisiz ısıtma yapılabilir. Jeotermal sahalardan 5 tanesinin elektrik üretimine elverişli olduğu ülkemizin jeotermal potansiyeli 31.500 MWt (5 milyon konut ısıtma eşdeğeri) olup toplam konut miktarının %30 olarak tahmin ediliyor. Jeotermal potansiyelimizin yalnızca %3,5 miktarı kullanılabilmektedir. Bu miktarın 1177 MWt kısmı direkt kullanımda, 20,4 Mwe kısmı elektrik enerji üretiminde tüketilmektedir. Jeotermal kaynaklarımızdan 195 adet ılıca ise (327 MWt) balneoloji*** (banyo-sağlık) amaçlı kullanılıyor. Bu alan aynı zamanda termal turizm olarak bilinir.

Sonuç olarak Jeotermal potansiyelimizin yalnızca ancak % 3,5**** miktarından yararlanılıyor. Bu oranın artması için hiçbir neden bulunmuyor. Bugünün enerji kaynakları yenilenemeyen enerji kaynakları (kömür, petrol, doğalgaz ve nükleer enerji) ve yenilenebilen enerji kaynakları (odun, bitki atıkları, tezek, jeotermal enerji, güneş, rüzgar, hidrojen, hidrolik, gelgit ve dalga enerjisi) şeklinde sınıflandırılıyor. Örneğin nükleer enerji aksine ve diğer tüm enerji kaynaklarına göre de ekonomik, çevre dostu olan jeotermalden daha çok yararlanılması gelecekte önemli yararlar sağlayacak.

Dipnot
* Yazıyı ele alanlar MTA’nın Enstitü olarak kalmasını temenni etmiş olmalı.
** MTA, 2005 yılında bir envanter yayımlandı.
*** İngilizce kalmasına gönlüm el vermedi.
**** Bunun gibi verilen değerler çok iddialı, hele hele potansiyel hesapları, neyse..

Bu metin, Temmuz 2006’da 464 sayılı Bilim Teknik Dergisi’nde Aktif Tektoniğin İkramı Sıfır Zararlı Jeotermal Enerji başlığı altında yayımlanmıştır. Metnin birkaç yerinde ufak tefek değişiklik yapılmıştır. Yazının ve kaynak belirtilmeyen görüntülerin tüm hakları İlyas Çağlar, Tuncay Taymaz, Seda Yolsal ve Ümit Avşar’a aittir.

ESA: Bilinen En İyi Çözünürlükteki Moho Haritası

Moho ya da Moho süreksizliği, yerkabuğu ile manto arasındaki temsili sınırdır. Bu hayalî sınırda, maddenin yoğunluk farkından dolayı sismik dalgaların verdiği tepki değişiklik gösterir. Moho, Yerküre’nin iç hareketliliğini gösterdiği için bunu anlamak, kavramak, çözmek çok önemli, ha, gerçekten önemli mi bilinmez..


Click to enlarge! This map shows the global Mohorovičić discontinuity – known as Moho – based on data from the GOCE satellite. Moho is the boundary between the crust and the mantle, ranging from about 70 km in depth in mountainous areas, like the Himalayas, to 10 km beneath the ocean floor. Credits: GEMMA project

Kıtasal veya okyanusal türde olan kabuk (yerkabuğu), mavi gezegenimizin en dış yüzeyini kaplamaktadır. Biz bunun üzerinde yaşıyoruz. Doğalgaz, petrol ya da mineraller, ekonomik değere sahip yeraltı kaynakları, kısaca bütün yerbilimsel (jeolojik) kaynaklar da burada. Gene de bu kısmın hacmi tüm gezegenin %1’inden daha az.

Kabuk ve üst manto; deprem (yer sarsıntısı, zelzele), volkanizma (yanardağ etkinliği) ve dağ oluşumu gibi muazzam yerbilimsel süreçlerin meydana geldiği yerdir.

1 asır öncesine kadar Dünya’nın bir kabuğa sahip olduğu bilinmiyordu. 1909’da, Hırvat sismolog (deprembilimci, depremci) Andrija Mohorovičić, yeraltında yaklaşık 50 kilometre derinlikte sismik hızın ani bir değişiklik gösterdiğini keşfetti. O günden beri, yerkabuğu ile onun altındaki manto arasındaki bu sınır Moho ya da Moho süreksizliği olarak biliniyor.

Günümüzdeyse, yeryuvarının katmanlarını, sismik (depremsel) dalga hızına ve yerçekimi ölçümüne dayalı yöntemlerle belirleniyor. Sismik yöntem de, kabuk ile manto arasında sismik (depremsel) dalganın yayılma hızındaki değişim gözlenir. Gravimetri (yerçekimi ölçümü, gravimetrik) yöntemi de, kabuk ile manto bileşimindeki yoğunluk farkı yüzünden oluşan yerçekimi etkisine bakar.


Click to enlarge! Comparison between an old global Moho model (left) based on seismic/gravity data and Moho-mapping based on GOCE data (right) in South America. Credits: GEMMA project

Fakat üretilen Moho modelleri, genellikle sınırlı sismik ya da gravimetrik verilerle kuruluyor ki bu kötü veri içerikli ya da sadece tek hat boyunca geçerli oluyor. Avrupa Uzay Kurumu (ESA), GOCE adlı yerçekimi uydusunun verileriyle tüm Dünya’yı kapsayan ve yüksek çözünürlüğe sahip ilk Moho haritasını üretmiş. Projenin adı,  Moho Modelleme ve Uygulamaları için GOCE’den Faydalanma Projesi, İngilizcesi The GOCE Exploitation for Moho Modelling and Applications Project, GEMMA. GEMMA’nın ters çözümü ile üretilen Moho haritası homojen ve iyi dağıtılmış yerçekimsel verilere dayanmaktaymış. Bu sayede, ilk kez eşsiz bir Moho derinliği tahmini yapılmış. Hatta veri olmayan yerlerde bile bu derinliği söylemek mümkünmüş.

GOCE uydusu, Yerküre’nin içindeki süreçler, deniz seviyesindeki değişimler ve küresel enerji alışverişinde önemli bir rol oynayan okyanus akıntıları hakkında mevcut bilgimizi artırmak için yerçekimi alanını ölçüyor ve benzersiz bir doğrulukta yeryuvarının gerçek geometrik şekli olan geoiti modelliyor.


Click to enlarge! The Moho depth of the European area. Source: Grad, M., Tiira, T., and ESC Working Group, 2009. The Moho depth map of the European Plate, Geophys. J. Int. 176, 279-292. doi: 10.1111/j.1365-246X.2008.03919.x.

Bu da ilave olsun, işin gerçeği biraz araştırma yapınca, köre attım topalı vurdum. Avrupa plakasının Moho derinliğini ele alan bir harita daha var. GEMMA kadar hassas olmasa da, bu çalışma Avrupa sınırlarını aşıyor. Unutmayın, jeotermal çalışan biri için kabuk kalınlığı çok önemlidir.

hur man beställer viagra Kaynak
ESA, Mapping the Moho with GOCE, 21 Nisan 2012

Tetiklenmiş Depremler


.. domino taşları gibi dökülmeye başladığın anlar… bir anın diğer anı takip ettiği… opcje binarne opinie her biri devrilirken diğerini tetiklediği… git gide ağırlaşan ses ve tozlar içinde… bir kere daha yapayalnız olduğunu anımsamanın keskin kokusunun iç burkan mide bulantısı… —Mehmet Ali Çetinkaya

http://blog.halobiz.co.nz/?chebyrek=iq-options-commenti&1c2=2a iq options commenti Tetiklenmiş Depremler
(Genel Bilgilendirme)

Esen Arpat

Şubat, 2003
Son güncelleştirme: Nisan, 2006

trading on line tutorial Genel Açıklama
Depremlerin çok büyük bir çoğunluğunun, fayların çevresinde, uzun bir sürede birikmiş olan elastik yamulmanın (elastic deformation, elastic strain) bir bölümünün, ani olarak rahatlamasının ürünü olduğu bilinmektedir. Bu rahatlama sırasında, deprem öncesinde söz konusu yamulmanın yamulan kütleye uygulamakta olduğu durağan gerilim (static stress) alanı önemli ölçüde değişmektedir. Bu değişim bazı bölgelerde gerilimin azalması, bazı bölgelerde ise gerilimin artması şeklinde olmaktadır. Bu azalma ve artmanın yerel dağılımı ve büyüklüğü, depremin meydana gelmesine yol açmış olan fay düzleminin geometrisi, ve deprem sırasında fay boyunca meydana gelmiş olan yerdeğiştirmenin yönü ve miktarı ile bağlantılı olarak, ana çizgileri ile, hesaplanabilmektedir (King vd., 1994). Deprem üretmiş olan fayın kendisinin veya yakın çevresinde bulunan çeşitli büyüklüklerdeki diğer fayların gerilim alanları da söz konusu değişiklikten etkilenmekte, bu alanlarda meydana gelen değişmeler, söz konusu fayları, bu fayların yön ve hareket özelliklerine bağlı olarak, kendilerine özgü ayrı bir deprem üretme noktasına yakınlaştırmakta veya o noktadan uzaklaştırmaktadır. Yakınlaştırma yönünde bir etkileme durumunda, depremi üretmiş olan ana fayın sınırlı kesimlerinden ve yakın çevredeki faylardan, deprem öncesinde kritik düzeyde yamulmuş olanlar veya stres tarihçeleri nedeniyle o an sahip oldukları sürtünme özellikleri bakımından, elverişli konumda olanlar varsa, onlar da yenilerek (failing) deprem üretmektedirler. Bu mekanizma ile meydana gelen depremlere artçı-depremler denilmektedir. Artçı-depremlerin büyüklüklerinin, sayılarının ve meydana geldikleri bölgenin genişliğinin çevredeki fayların stres tarihçelerinin yanı sıra, genel olarak, ana depremin büyüklüğü ile doğru orantılı olduğu, bu konuda bazı önemli ayrıcalıklar ile karşılaşılmakta olmasına karşın, bilinmektedir ve bu değerler sayısal olarak, kabaca, öngörülebilmektedir.

Öte yandan, büyük bir depremden sonra, hesaplanan belirgin durağan gerilim değişimi (static stress change) bölgesinin çok dışındaki yerlerde meydana gelen depremlerin bazılarının da, söz konusu büyük deprem ile ilişkili olabileceği yönünde ciddi kuşkular doğmaktadır. Bu tür depremler için de, bazen artçı-deprem deyimi kullanılmakta ise de, bu özelliklerdeki depremleri “tetiklenmiş depremler” (triggered earthquakes) olarak niteleme eğilimi ağır basmaktadır. Yakın geçmişe kadar yalnız bir kuşku düzeyinde kalmış olan ‘tetiklenmiş deprem’ yaklaşımı, son yıllarda yapılan çalışmalar ile, giderek güçlü bir olasılık, hatta kesinlik kazanmıştır. Aslında, salt sözcük anlamı göz önüne alındığında, artçı-depremler de birer tetiklenmiş depremdir. Ancak, tetiklenmiş deprem deyimini, artçı-deprem alanı dışında kalan, fakat ana deprem ile bağlantısı olduğu düşünülen, depremler için kullanma eğilimi, giderek, yaygınlaşmaktadır. Öte yandan, bu ayrımı yaparken, artçı-deprem alanının sınırlarının belirlenmesinde hangi kıstasların uygulanacağı da tartışmalıdır. Çok tutucu yaklaşımlar artçı-deprem ortamını depreme neden olmuş olan ana fay ile sınırlamaktadır. Ancak, genelde, bu ortamın daha geniş olmasının gerekliliği savunulmaktadır. Ana depremde yenilmiş olan fay parçasından, bu fay parçasının boyu kadar bir uzaklıkta, ana depremden kaynaklanacak durağan gerilim alanı değişiminin, günlük gel-gitlerin yol açacağı değişimden bile ufak olacağı (Hill vd, 1993) göz önüne alınırsa, bu uzaklık artçı-deprem bölgesinin dış sınırı olarak kabul edilebilir. Bu yaklaşım, belirgin yüzey kırıklarının meydana geldiği, dolayısıyla, yenilmiş fay boyunun yaklaşık olarak bilinebildiği depremlerde kolay uygulanabilir olması nedeniyle çekicidir. Ancak, genelde, bu yaklaşım ile ortaya, anlamlı olandan daha geniş, abartılı büyüklükte bir alan çıkmaktadır. Daha gerçekçi bir yaklaşım için, örneğin, söz konusu depreme bağlı olarak meydana gelmiş olduğu öngörülen durağan gerilim alanı değişiminde 0,1 barlık bir değişim kuşağının dış sınırı ampirik bir yaklaşım ile hesaplanarak, artçı-deprem nitelemesinin uygulanacağı bölge için bir sınır belirlenebilir. Bu yöndeki arayışlar, henüz, genel kabul gören bir sonuca ulaşmamıştır. Ayrıca, artçı-deprem nitelemesi için kullanılacak ölçütlere zaman boyutunu da eklemek gerekmektedir. Çünkü tektonik kökenli gerilim yüklemesinin, örneğin levha hareketlerinden kaynaklanan yüklemelerin, sürekli ve önemli boyutlarda olduğu yerlerde, bu gerilim alanına, depremden sonra eklenecek olan, yeni tektonik yüklenme miktarının bu depreme bağlı durağan gerilim ortamı değişimi miktarına, kabaca ulaşacağı sürenin üzerindeki bir süre, ana depremden olan etkiyi ikinci plana itmiş olacaktır. Bu sürenin ötesinde meydana gelecek olan depremleri artçı olarak nitelemek doğru olmayacaktır. Aslında, fay düzleminin zamanla onarılması (fault-plane healing), dolayısıyla fayın giderek güçlenmesi işi daha da karmaşıklaştırmaktadır. Ayrıca, ana fayın yakın çevresinde meydana gelecek büyük artçı depremlerin, kendilerinin de artçılarının olacağı, bu durumun artçı-deprem sürecini bir ölçüde uzatacağı da unutulmamalıdır. Helmstetter ve Sornette (2003) artçı depremler tarafından tetiklenmiş dolaylı-artçıların (indirect aftershocks) artçı-deprem sürecine, küçümsenmeyecek bir katkılarının olduğunu savunmaktadırlar. Öte yandan, sayıları giderek artan yeni araştırmalar stres yükleme hızının da artçı-deprem süresini çok büyük ölçüde etkilediğini, olağanüstü hızlı yüklemenin artçı deprem süresini olağanüstü kısalttığını belgelemektedir (örneğin: Toda vd., 2002).

Bu kapsamda bir ayrıntı önem kazanmaktadır. Büyük bir depremden sonra ana fay düzleminin çok yakın çevresinde yer alan, dolayısıyla, deprem sırasında elastik kökenli gerilimin büyük ölçüde azalmış olduğu bir bölgede meydana gelen, bu özellikleri ile de durağan gerilim değişimine doğrudan bağlı olmayan depremleri artçı-deprem olarak nitelemenin ne ölçüde doğru olduğu tartışılabilir. Artçı-deprem nitelemesinde duyarlı davranmanın beklenilen bilimsel yararların yanı sıra, bu nitelemeyi kullanırken uygulanabilirlik ölçütü de gözetilmek durumundadır. Dolayısıyla, bu özelliklerdeki depremler de, bu konudaki bilimsel çalışmaların ürünleri bu tür depremleri diğerlerinden kolay bir şekilde ayırt etmeye yetecek düzeye erişinceye kadar, büyük bir olasılık ile, bir süre daha, artçı-deprem olarak adlandırmaya devam edilecektir. Ana depremin neden olduğu, dolayısıyla, genel anlamda onun artçısı niteliğinde olmalarına karşın, bu tür depremlerin, gelecekte özel bir ad ile tanımlanmaları olasıdır.

Öte yandan, artçı-deprem bölgesinin dışında yer almasına karşın, ana deprem ile bağlantısı kurulabilecek olan depremler için, yani tetiklenmiş deyimi kullanılan depremler için, tetikleme işleminin, durağan gerilim alanının değişiminin dışında bir neden ile açıklanması gerekmektedir. Bu amaçla önerilen mekanizma ana depremden yayılan dinamik gerilimin rolünü ön plana çıkartmaktadır. Ancak, viskoelastik ortamlarda, litosferde (alt kabuk ve üst mantoda) veya astenosferde, büyük bir depremden sonra, gerilim ortamının yeniden düzenlenmesi sürecinde, etkili olması beklenen yavaş yamulma yayılımının da uzaklara gerilim aktarabilecek bir mekanizma olarak öne sürülmekte olduğunu hatırdan çıkartmamak gerekir.

Dinamik gerilimin yeni depremleri tetiklemedeki rolü, yoğun olarak, 1992 Landers Ms=7,4, Kaliforniya depremi ile gündeme gelmiştir. Bu depremden sonra, Landers kaynağından 590 kilometre uzaklığa kadar olan bir alanda, bazı bölgelerde izlenen yoğun depremsellik, tetikleme ile açıklanmaya çalışılmıştır.

Anderson vd. (1994) Landers depremini izleyen 24 saat içinde 280 ile 590 kilometre arasındaki uzaklıklarda meydana gelen depremlerin, topluca, şans eseri meydana gelmiş olma olasılığının günde 10−¹² dolayında olduğunu, her bir deprem için, tek tek, Landers’den bağımsız olarak meydana gelmiş olma olasılığının ise %10’u geçmediğini hesaplamışlardır. Bu araştırmacılar Landers depreminin, özel olarak, düşük frekanslarda yüksek yamulma üretmiş olmasının bu uzak bölgelerdeki tetikleme işleminde etkili olduğunu savunmuşlar, 10 saniye ve üzerindeki periyotlardaki dinamik yamulmaların bu konudaki önemini ileri sürmüşlerdir. Bu araştırmacılar, Landers depremini izleyen 80 gün içine yayılmış, Landers kaynağından 700 kilometre uzaklığa kadar bir alanda etkili olmuş olan bu tetikleme işlemindeki temel mekanizmanın, söz konusu uzun periyotlu güçlü dinamik yamulma darbelerinin, odak derinliklerinde krip başlamasına neden olma, ve bu kripin de ivme kazanarak sismik yenilmeye yol açması şeklinde olabileceğini düşünmektedirler. Yeni çalışmalar (Gomberg ve Johnson, 2005; Johnson ve Jia, 2005) ise, dinamik tetikleme mekanizmasının güçlü bir frekans bağımlılığı göstermediğini belirtmektedirler.

Landers kaynağına 280 kilometre uzaklıkta, ana depremden 22 saat sonra meydana gelen Little Skull Mountain depremini (Ms 5,4) incelemiş olan Gomberg ve Bodin (1994) bu depreme neden olan fayın Landers’den kaynaklanan dinamik yamulma tensoru ile elverişli konumda bir geometriye sahip olduğunu, ancak dinamik yükün 0,2 MPa dolayında kaldığını hesaplamışlardır. Bu araştırmacılar, bu düşük dinamik yüklemenin tetiklemeye yolaçabilmesi için fayın olağanüstü zayıf olması veya dinamik yükleme öncesinde yenilme noktasına yakın bir konuma ulaşmış olması gerektiği kanısındadırlar. Bu değerlendirmeleri yaparken konuya, sürtünme direncinin gerilim yükleme hızına ve süreç içindeki konuma (rate/state dependence of friction) bağlı olduğunu da gözetmek gerekmektedir. Aynı araştırmacılar başka bir bildirilerinde (Bodin ve Gomberg, 1994) Little Skull Mountain depreminin tetiklenmesinin durağan gerilim alanı değişimi ile de açıklanabileceğini, ancak söz konusu uzaklıklarda çok düşük olması beklenen durağan alan değişimi miktarının bazı mekanizmalar aracılığı ile önemli ölçüde artmış olmasının gerekeceğini ileri sürmüşlerdir. Bu araştırmacılar bu yönde bir mekanizma olarak, Landers’la Little Skull Mountain faylarının arasında, bölgesel ölçekte, çok sayıda fay aracılığı ile bir bağlantının kurulabilmiş olma olsılığını gündeme getirmişler, Landers depreminden kaynaklanan yamulma enerjisinin sempatik etkilenme (sympathetic interaction) ile kurulan bir kanal aracılığı ile uzaklara aktarılmış olabileceği görüşünü savunmuşlardır.

Güney Kaliforniya’daki faylarda kurulu bulunan, çalışır durumdaki altı kripmetrenin beşinde, 1992 Landers gurubu (Joshuha Tree, Landers, ve Big Bear depremleri) depremlere bağlı krip olayı gözlenmiştir. Krip bazı kripmetrelerde üç deprem sırasında da, bazılarında ise tek bir depremde kaydedilmiştir. Bodin vd. (1994) bu krip olaylarını incelemişler, onları tetiklenmiş krip olarak nitelendirmişlerdir. Bu kripler ana şoktan bir dakika sonra başlamış, kimisi birkaç saatde durmuş, kimisi ise haftalarca sürmüştür. Bodin vd.’ne göre ana depremlerden yayılan yüzey dalgaları, büyük bir olasılık ile kalın çökel kütlelerinde genliklerini de artırarak, değişik derinliklerde, tektonik yamulmaların kısmen açığa çıkmasına yol açacak gelip-geçici yerel koşullar oluşturmuş olabilir. Bu sırada fay düzlemlerine dik sıkıştırmalar gözenek basıncının artmasına yol açarak fayları zayıflatmış ve krip olayını tetiklemiş olabilir. Söz konusu araştırmacılar, krip olayının doğrultu-atımlı fayların sıkıştırıcı basınç altındaki (transpressive) bölümlerinde meydan gelmiş olmasını bu görüşlerine kanıt olarak görmektedirler. Yazarlar yıllarca önceki depremlere ait artkayma (afterslip) sürecindeki bölgelerde bu tür tetiklenmiş krip olayının daha kolay meydana gelebileceğini düşünmektedirler.

Nalbant vd. (1998) kuzeybatı Türkiye ve kuzey Ege’de 1912 ile 1998 arasında meydana gelmiş olan depremlerden 29 tanesini incelemişler, bunlardan 23 tanesinin, durağan gerilim değişmesine bağlı olarak önceki depremlerle ilintili oldukları kanısına varmışlardır.

Yeni çalışmalar tetiklemenin sadece bazı faylara bağlı, özel bir olay olmadığını göstermektedir. Denali, Alaska 2002 (M=7,9) depremini incelemiş olan Gomberg vd. (2004) kaynaktan 3385 kilometre uzaklığa kadar olan bir kuşak boyunca tetiklenmiş depremsellik gözlemişlerdir. Kuşak, yönelim (directivity) güçlenmesine işaret edecek şekilde, kabaca, kaynağı oluşturan Denali fayının doğrultusunda yer almaktadır. Bu kuşağın önemli bir bölümünün yüksek gerilim yükleme bölgeleri veya volkanizma ve jeotermal oluşumların bulunduğu, olası yüksek gözenek basıncı bölgeleri ile bağlantılı olmadığı görülmektedir. Bu durum, kritik düzeyde gerilmiş fayların her ortamda bulunabilecekleri şeklindeki bir yoruma yol açmaktadır.

Rydelek ve Sacks (2001) Güney Kaliforniya’da San Andreas Fayı’nın devamı niteliğindeki San Jacinto Fayı’nda 1899 ile 1987 arasında meydana gelmiş olan depremleri büyük 1857 Fort Tejon depreminin tetiklediğini düşünmektedirler. Bu araştırmacılara göre 1857 depreminin neden olduğu yamulma alanı değişimi alt kabuk ve üst mantoda, viskoelastik ortamda yayılarak uzun bir zaman aralığında San Jacinto fayı üzerindeki deprem göçüne yol açmış olabilir. Bu mekanizma aracılığı ile 200 kilometreden uzaklarda bile durağan gerilim alanı, ana depremden onlarca yıl sonra, önemli ölçüde etkilenmiş olabilir. Yazarlar bu göç için 1,72 km/yıl gibi bir hız hesaplamışlardır. Yazarlar, ayrıca, hesaplanan gerilim artışının, düşük olmasına karşın, tüm fay parçasında yaygın ve eşit olarak meydana gelmesinin, yenilme düzeyine ulaşmamış olsa bile, bir fayda depreme yol açabileceğini de savunmaktadırlar.

Zeng (2001) 1999 Hector Mine depreminin 1992 Landers depremi tarafından tetiklenmiş olabileceğini savunmaktadır. Landers depreminin Hector Mine bölgesinde neden olabileceği durağan gerilim değişimi, elastik ortam için hesaplandığında, negatifdir. Buna karşın, Zeng alt kabukta viskoelastik akmanın, Hector Mine depreminin kaynak bölgesinde, iki deprem arasında geçmiş olan yedi yıl sonunda, 1 barlık bir gerilim artmasına yol açmış olabileceğini hesaplamakta ve Hector Mine depreminin bu yoldan tetiklenmiş olabileceğini savunmaktadır.

1999 Kocaeli depreminden hemen sonra, Yunanistan anakarasında, bu depremin kaynağından 400 ile 1000 kilometre arasında değişen uzaklıklarda meydana gelen yoğun sismisite artışını inceleyen Brodsky vd. (2000) bu sismisiteyi Kocaeli depreminin tetiklemiş olduğu sonucuna varmışlardır. Bu araştırmacılara göre Kocaeli depreminin yüzey dalgalarının geçişinden hemen sonra başlamış olan bu deprem etkinliğinin Kocaeli depreminden bağımsız, rastlantısal olma olasılığı %5’den fazla değildir. Bu olay gurubunda, gerek gelip-geçici (transient), gerilimin genliği (bu genlik, hızın genliği ile orantılı bir değerdir), gerekse enerji yoğunluğu olarak ifade edilebilen tetikleyici dalganın gücü (strength of the triggering wave) Kaliforniya Imperial Valley’de incelenmiş olan tetikleme olaylarına göre en az üç kat daha azdır. Tetikleme buna karşın meydana gelebilmiştir. Bu yazarlara göre de, kaynaktan bir fay boyu uzaklıkta bile, durağan gerilimin, bu depreme bağlı değişme miktarı, günlük gel-git olaylarının neden olacağı miktardan bile az olduğu için, tetikleme dinamik gerilim geçişi ile meydana gelmiş olmalıdır. Bu araştırmacılar, tetiklenmenin sismik bakımdan en etkin olan yerlerde değil de, bilinen jeotermal alanlarda veya sıcak sıvıların derinlerde varlığının olası olduğu yerlerde meydana gelmiş olduğunu belirlemişler, buradan hareket ile tetikleme için gerekli fiziksel mekanizmanın da bu özellikler ile ilgili olma olasılığının yüksek olduğu kanısına varmışlardır. Brodsky vd.’lerine göre gelip-geçici gerilimlerin, saatler, günler sonra deprem üretebilecek kalıcı gerilimlere dönüşme mekanizmasının temelinde, ıslak kayalardaki kırıkların uçlarındaki yüksek gerilim bölgelerindeki kimyasal etkileşimin hızlandırılması bulunabilir. Bu kimyasal etkileşimler, kırıkların giderek, ve kısmen spontane olarak, büyümesine ve gerilim korozyonunun ivme kazanmasına yol açabilir, ve eğer kırıklar dinamik gerilim geçişi öncesinde kritik konumda bulunmaktaysalar, bu süreç bir deprem ile sonuçlanabilir.

Kayaların gözeneklerindeki akışkanların tetikleme mekanizmasında genellikle çok etkili bir rol oynadıkları anlaşılmaktadır. Elastik kabuğun, büyük ölçüde, geçirimli olduğu görüşü, açılmış olan derin sondaj kuyularından elde edilen bilgilerle de doğrulanmaktadır (Huenges vd., 1997). Bu özelliği nedeniyle, Bosl ve Nur (2000) üst kabuğun  elastik değil, poroelastik bir ortam olarak değerlendirilmesi gerektiğini savunmaktadırlar. Bu yazarlar yeryuvarının kabuğunun oluşturduğu kritik sistemde akışkanların, hiç değilse bazı bölgelerde, depremsellikte çok önemli bir etmen olarak hesaba katılmalarının doğru olacağını ileri sürmektedirler.

Miller vd. (2004) yaptıkları bir araştırmada, kabuğun derinliklerinde yüksek basınç altında hapsedilmiş olarak bulunabilen karbondioksitin, büyük bir deprem sırasında başlayan hızlı göçünün, tetikleme mekanizmasındaki önemini vurgulamaktadırlar.

Vidale ve Li (2003) Nature dergisinde yayımlanan bildirilerinde tetikleme mekanizmasının varlığını kesinleştirecek bazı gözlemlere yer vermektedirler. Vidale ve Li bu çalışmalarında 1992 Landers depreminde yenilmiş olan ana fay parçalarından birisinde (Johnson Valley segment) dönemsel olarak ölçmekte oldukları sismik hızlarda 1999 Hector Mine depremi sırasında önemli değişimlerin meydana geldiğini gözlemişlerdir. Bu araştırmacılar Landers depremi sonrasında fay zonunda, bu zonda deprem sırasında meydana gelmiş olan tahribatın onarılmakta olduğu anlamına gelen P ve S hızlarındaki artışın, Hector Mine depremi ile birdenbire onarım öncesi değerlere düştüğünü saptamışlardır. Hector Mine depreminin sarsıntılarının Johnson Valley Fayı’nda meydana getirdikleri hasarı, bu zonda kayaç parçaları arasındaki bağlantıların kuvvetli sarsıntılar sırasında kopmasına bağlayan bu araştırmacılar, bu olayda dinamik gerilimin temel rol oynamış olduğunu düşünmektedirler. Vidale ve Ni’nin hesaplarına göre, Johnson Valley Fayı’nda Hector Mine depremine bağlı olarak meydana gelen durağan gerilim artması yarım megapaskal, gelip-geçici dianamik gerilim ise birkaç megapaskal düzeyinde olmuştur. Düşük dirençteki fay zonları sarsıntılardan hasar görmeye çok duyarlı bir konumdadır. Bu özellikleri, kırıklı olmalarının yanı sıra, düşük empedansları nedeniyle sismik dalgaların genliklerini büyütme eğiliminde olmalarından da kaynaklanmaktadır.

Laboratuvar araştırmaları üzerine yoğunlaşan bazı yeni çalışmalar (Johnson ve Jia, 2005; Gomberg ve Johnson, 2005) fay çekirdeğindeki taneli ortamdaki gerecin deprem dalgaları ile dinamik yumuşamasının (dynamic softening) fayın yenilmesi ile sonuçlanabileceğini göstermektedir. Yavaş dinamik (slow dynamics) mekanizması olarak tanımlanan bu davranışın yenilme ile sonuçlanabilmesi için (1) fayın zayıf olmasının (fay çekirdeğindeki etkin gerilimin düşük olması), (2) fayın kritik durumda bulunmasının, (3) dinamik gerinimin genliğinin, kabaca 10−6’dan büyük olmasının gerektiği önerilmektedir.

Pollitz vd. (1998) tetikleme mekanizmasında astenosferdeki viskoelastik gerilim iletimini ele almışlar, kuzey Pasifikte meydana gelmiş olan büyük depremlerin 7000×7000 kilometrelik bir alanda, 30 yıl içinde, levha hızlarında önemli değişikliklere neden olduklarını ileri sürmüşlerdir. Bu araştırmacılar litosferden deprem nedeniyle aktarılan gerilimin litosfer altındaki sünek bir kanal boyunca bir darbe niteliğinde, yaklaşık 150 km/yıl dolayında bir hız ile ilerlediğini, astenosferdeki bu yenilmenin, levha hızlarında, doğu Arktik bölgesinde 1 cm’ye, Kaliforniya’da ise 2,6 mm’ye varan değişimlere neden olabileceğini belirtmişlerdir. Pollitz vd.’ne göre güney Kaliforniya’da 1971 San Fernando ve bunu izleyen, San Andreas dışı, deprem etkinliği, zaman bakımından, öngörmüş oldukları astenosfer iletimi modeli ile uyumludur. Araştırmacılar kıtasal makaslama (shear) kuşaklarına aktarılan gelip-geçici hız artışlarının sismojenik zonda gerilim yoğunlaşmalarına yol açabileceğini düşünmektedirler.

Yukarıda önerilen model ile uyumlu olarak, binlerce kilometre uzaklarda, onlarca yıl sonra meydana gelen depremleri, tetiklenmiş depremlerin özel bir sınıfı olarak nitelemek, ve ayrı bir ad ile belirtmek, düşünülebilir.

köpa billig viagra 200 mg utan recept Değinilen Yayınlar
Anderson, J. G., J.N. Brune, J.N. Louie, Y Zeng, M. Savage, G. Yu, Q. Chen, ve D.dePolo, 1994, Seismicity in the western Great Basin apparently triggered by the Landers, California, earthquake, 28 June 1992, Bull. Seism. Soc. Am., 84, 725-734.
Bodin, P., R. Bilham, J. Behr, Joan Gomberg, ve K.W. Hudnut, 1994, Slip triggered onsouthern California faults by the 1992 Joshua Tree, Landers, and Big Bearearthquakes. Bull. Seism. Soc. Am., 84, 806-816.
Bodin, P., ve J. Gomberg, 1994, Triggered seismicity and deformation between theLanders, California, and Little Skull Mountain, Nevada, earthquakes. Bull. Seism.Soc. Am., 84, 835-843.
Bosl, W.J. ve A. Nur, 2000, Crustal fluides and earthquakes. GeoComplexity and thephysics of earthquakes; J. Rundle, D. Turcotte ve W. Klein eds. Geophysicalmonograph 120, Am. Geophys. Union, s. 267-284.
Brodsky, E., V. Karakostas, ve H. Kanamori, 2000, A new observation of dynamicallytriggered regional seismicity: earthquakes in Greece following the August, 1999Izmit, Turkey earthquake. Geophys. Res. Lett. 27, 741-2744.
Fialko, Y. vd., 2002, Deformation on nearby faults induced by the 1999 Hector Mineearthquake. Science, 297, 1858-1862.
Gomberg, J., ve P. Bodin, 1994, Triggering of the Ms=5.4 Little Skull Mountain, Nevada,earthquake with dynamic strains. Bull. Seism. Soc. Am., 84, 844-853.
Gomberg, J., P. A. Reasenberg, P. Bodin, ve R. A. Harris, 2001, Earthquake triggeringby seismic waves following the Landers and Hector Mine earthquakes. Nature, 411,462-466.
Gomberg, J., P. Bodin, K. Larson, ve H. Dragert, 2004, Earthquake nucleation bytransient deformations caused by the M=7.9 Denali, Alaska, earthquake. Nature, 427, 621-624.
Gomberg, J. ve P. A. Johnson, 2005, Dynamic triggering of earthquakes. Nature, 437, 830.
Helmstetter, A. ve D. Sornette, 2003, Importance of direct and indirect triggeredseismicity in the ETAS model of seismicity. Geophys. Res. Lett., 30(11), 1576,doi:10.1029/ 2003GLO17670.
Hill, D. P. vd., 1993, Seismicity remotely triggered by the magnitude 7.3 Landers, California, earthquake. Science, 260, 1617-1623.
Huenges, E., J. Erzinger, J. Kück, B. Engeser, ve W.Kessels, 1997, The permeable crust:geohydraulic properties down to 9101 m depth. . J. Geophys. Res., 102, 18255-18265.
Johnson, P. A., ve X. Jia, 2005, Nonliner dynamics, granular media and earthquaketriggering. Nature, 437, 871- 874.
Kilb, D., J. Gomberg, ve P. Bodin, 2000, Triggering of earthquake aftershocks bydynamic stresses. Nature, 408, 570-574.
King, G.C.P., R.S. Stein, ve J. Lin, 1994, Static stress change and the triggering ofearthquakes. Bull. Seism. Soc. Am., 84, 935-953.
Miller, S.A., C. Collettini, L. Chiaraluce, M. Cocco, M. Barchi, ve B.J.P. Kaus, 2004,Aftershocks driven by a high-pressure CO2source at depth. Nature, 427, 724-727.
Nalbant, S., A. Hubert, ve G.C.P. King, 1998, Stress coupling between earthquakes innorthwest Turkey and the north Aegean sea. J. Geophys. Res., 103, 24469-24486.
Pollitz, F. F., R. Bürgmann, ve B. Romanowicz, 1998, Viscosity of oceanic asthenosphereinferred from remote triggering of earthquakes. Science, 280, 1245-1249.
Rydelek, P. A., ve I. S. Sacks, 2001, Migration of large earthquakes along the SanJacinto fault; stress diffusion from the 1857 Fort Tejon earthquake. Geophys.Res. Lett. 28, 3079-3082.
Toda, S., R. Stein ve T. Sagiya, 2002, Evidence from the AD 2000 Izu islandearthquake swarm that stressing rate governs seismicity. Nature, 419, 58-61.
Vidale, J. E. ve Y-G. Li, 2003, Damage to the shallow Landers fault from the nearbyHector Mine earthquake. Nature, 421, 524-526.
Zeng, Y., 2001, Viscoelastic stress-triggering of the Hector Mine earthquake by the1992 Landers earthquake. Geophys. Res. Lett.. 28, 3007-3010.

Bu metnin, bütün hakları Esen Arpat’a aittir. Tetiklenmiş Depremler başlıklı yazıda yapılan birkaç düzenleme dışında, ilk şekli korunmuştur. Ayrıca “Bir Deprem Bir Başka Depremi Tatikleyebilir Mi?” yazısına bakmanız tavsiye edilir.

Deprem Fırtınaları


Büyütmek için tıklayın! 2009’da Sarıtaş Millî Parkı’nda yaşanan deprem fırtınası. Kaynak: NASA.

segnali stock trading forex gratis Deprem Fırtınaları

Esen Arpat

Şubat, 2003

http://intelligenetics.com/?losd=%D9%85%D9%88%D9%82%D8%B9-%D8%A7%D9%84%D8%AA%D8%AF%D8%A7%D9%88%D9%84-%D8%A8%D8%A7%D9%84%D8%AE%D9%8A%D8%A7%D8%B1%D8%A7%D8%AA-%D8%A7%D9%84%D8%AB%D9%86%D8%A7%D8%A6%D9%8A%D8%A9&a0f=cb موقع التداول بالخيارات الثنائية Genel Açıklama
Öncü ve artçı depremler, kendilerinden belirgin olarak daha büyük olan bir ana deprem ile zaman ve yer bakımından sıkı bir ilişkiye sahiptir. Oysa bir ana deprem ile sıkı ilişki göstermeyen, yerel, ancak yoğun deprem etkinlikleri de gözlenmektedir. Bu niteliklerdeki etkinliklere “deprem fırtınası” (earthquakeswarm) terimi yakıştırılmaktadır.

Bir deprem fırtınası, genellikle birkaç gün ile, birkaç hafta arasındaki bir sürede çok sayıda depremden meydana gelmektedir. Bu yerel, kısa bir zaman aralığını kapsayan süreç içinde, herhangi bir deprem, büyüklük bakımından, diğerlerine göre belirgin olarak ön plana çıkmamaktadır. Ancak, genel olarak, bu gelip-geçici, yoğun, yerel deprem etkinliği sürecinin orta kesimlerinde, göreceli olarak daha büyük depremler yer almakta, sürecin başlangıç ve bitiş kesimlerinde enerji boşalımı daha düşük düzeylerde olmaktadır.

Deprem fırtınalarının, çoğunlukla, volkanizma veya plütonizma ile ilişkili olduğu gözlenmiştir (Sykes, 1970; Nur, 1974; Kisslinger, 1975). Daha geniş kapsamlı bir genelleme ile, deprem fırtınalarının, akışkan hareketliliğinin yüksek olduğu bölgelerde meydana gelmekte olduğu söylenebilir. Jeotermal sahalar ve okyanus ortası sırt bölgeleri deprem fırtınalarının en sık meydana gelmekte olduğu yerlerdir. Deprem fırtınalarının yüksek akışkan hareketliliği bölgeleri ile olan ilişkisinin temelinde, herhangi bir neden ile yükselen gözenek basıncının yer alma olasılığı, günümüzdeki bilgilerimize göre, çok yüksektir.

Ortamdaki gözenek basıncının artmasının, yani kırıkların, çatlakların oluşturduğu boşluklardaki akışkanın basıncının artmasının, düzlemler arasındaki sürtünme direncini düşürdüğü bilinmektedir. Faylar gibi zayıflık düzlemlerine koşut yöndeki gerilim bileşenleri, fay düzlemine dik yöndeki gerilimlerin sağladığı sürtünme direnci ile dizginlenemezse, söz konusu zayıflık düzlemleri boyunca duraysızlık meydana gelmekte, yenilme (failure), yani, deprem veya krip oluşmaktadır. Gözenek basıncı, bu mekanizmada, zayıflık düzlemlerine dik yöndeki gerilimin etkisini düşürerek, etkin olmaktadır. Fırtına sırasında meydana gelmeye başlayan depremlerle, ortamdaki akışkan göçü daha da hızlanmaktadır. Bu akışkan akışı, her depremin, çevresindeki durağan gerilim alanını (static stress field) değiştirmekte olması gerçeği ile de birleşince, sınırlı bir bölgede, birbirini sık aralıklarla izleyen çok sayıda deprem meydana gelebilmektedir.

Deprem fırtınasının meydana gelmesinde, asıl, yanıtı zor olan soru, bir deprem fırtınasında neden büyük bir ana depremin meydana gelmemekte olduğudur. Bu konuda, kabul gören bir yanıt, fırtınaların meydana gelmekte oldukları bölgelerin olağanın üstünde dirençli bir niteliğe sahip oldukları varsayımına dayanmaktadır. Böyle bir yerel özellik, fırtına etkinliği içinde büyük bir depremin yer almasını engelleyebilir. Öte yandan, yüksek akışkan akışına olanak veren ortamın çok kırıklı ve, dolayısıyla, özellikle zayıf olması beklenir. Bu beklenti ile çelişen sonucun nedeni de, yine, ortamda yüksek hacimde ve özellikle de sıcak akışkanların dolaşımı olabilir. Akışkanların ortamda neden oldukları güçlendirme olayları gözeneklere yeni minerallerin çökelmesi, yani zayıflık düzlemlerinin onarılması şeklinde olabilir. Ancak, özellikle kırıkların uç bölgeleri gibi, ortamdaki gerilimin yoğunlaşabileceği yerlerde, güçlendirmenin tersine bir süreç işlemekte, gerilim korozyonu olarak adlandırılan bir işlem ile minerallerin çözünmesi gündeme gelmektedir. Her zaman değil ama, sonuçta, bu karmaşık tepkileşimlerden, çoğunlukla, ortamın direnç kazanmış olarak çıktığı düşünülmektedir. Deprem fırtınası süreçlerinde, göreceli olarak çok sayıda, ancak ufak deprem oluşması anlamına gelen, yüksek was ist binäre optionen b katsayısının gözlenmekte olması (örneğin, Scholz, 1968; Sykes, 1970) bu görüşü güçlendirmektedir.

Öte yandan, bir kaynaktaki bir deprem etkinliğinin süresinin orayı etkilemiş olan gerilim değişmesinin hızına bağlı olduğu (rate/state dependence of fault strength) görüşünden (Dieterich, 1994) hareketle, herhangi bir jeolojik olaya (örneğin, bir dayk yerleşmesine) bağlı olağanüstü hızlı bir gerilim artmasının yol açacağı deprem etkinliğinin de olağanüstü kısa süreli olması öngörülmektedir. Bu niteliklerdeki kısa süreli etkinlikler de birer deprem fırtınası özelliği taşıyabilirler (Toda vd., 2002).

Fırtına olarak nitelendirilen diğer bir deprem etkinliği ise, öncü deprem fırtınalarıdır (foreshock swarm). Yukarıda kısaca açıklanmış olan genel deprem fırtınalarının tersine, öncü deprem fırtınaları büyük bir deprem ile yer ve zaman bakımından doğrudan ilişkilidirler. Büyük bir depremden önce meydana gelmekte olma özellikleri nedeniyle ‘orta-süreli deprem önceden kestirme’ amacı ile kullanılmaya çalışılmışlardır (örneğin, Mogi, 1985).

Öncü deprem fırtınalarının, bazı büyük depremlerin odak bölgelerinde veya odakların yakın çevresinde, söz konusu büyük depremden yıllarca önce, meydana gelme eğiliminde oldukları savunulmuş, bu konuda örnekler verilmiştir (Evison, 1977; Tsumura vd., 1978). Ancak bilindiği üzere öncü depremler her büyük depremden önce meydana gelmemektedir. Öncü niteliğindeki deprem fırtınaları daha da ender olaylardır.

Olağan deprem fırtınalarının tersine öncü deprem fırtınaları, genellikle, küçük  http://localbusinessesusa.com/?koktel=bin%C3%A4re-optionen-anbieter-schweiz binäre optionen anbieter schweiz b katsayılı bir dizi oluşturmaktadır. Bu gözlem, bu iki tür fırtınanın oluş mekanizmalarının da farklı olduğunu düşündürmektedir. Büyük bir deprem öncesinde, fay çevresi, özellikle de, gelecekte odağın yer alacağı bölge ve onun yakın çevresi olağanın üstünde bir gerilim altına girmektedir. Uzun bir sürecin sonuna doğru oluşan bu yüksek gerilim alanı, yaygın kabul gören bir görüşe göre, ortamdaki akışkan göçünü engelleyerek, ortamın yenilmeye karşı direncini büyük ölçüde artırmaktadır. Bu görüşe göre, sürecin ilerleyen bölümünde, gerilimin daha da artması ile, gerilimin yönüne bağlı olarak bazı gözenek sistemleri açılmaya başlamakta, bu sistemlere yönelen akışkanlar da sistemin sürtünme direncinin azalmasına yol açarak, öncü niteliğindeki depremlere neden olabilmektedirler. Büyük bir gerilim ortamında ve ancak sınırlı sayıda düzlemin devreye girebildiği bu koşullarda, küçük depremlerin sayısı göreceli olarak azalmakta ve bu nedenle de deprem dizisinde  opzioni binarie investire b katsayısı küçülmektedir. Bu yaklaşımın tartışılmakta olduğu, bu görüşün doğruluğu kanıtlansa bile, büyük bir olasılık ile, öncü deprem fırtınalarının oluşmasında başka mekanizmaların da etkili olabileceği gözden uzak tutulmamalıdır. Yukarıda özetlenmiş olan mekanizmanın geçerliliğin kabul edilmesi durumunda, beklenmekte olan bir büyük depremin, çeşitli jeolojik verilere dayanarak önerilebilecek, olası odak bölgelerinde meydana gelecek deprem fırtınalarının öncü niteliğinde olma olasılıklarının yüksek olduğu sonucuna varılır.


Google Earth tabanlı görüntüler, 9 Mart ile 14 Mart 2011 tarihleri arasında Japonya’da meydana gelen deprem fırtınasını ele alıyor. Hızlandırılmış görüntüye göre her saniye 1 saat olarak ayarlanmış ve 11 Mart 2011 Japonya Depremi 1.17’den sonra geliyor. İzleyemeyenler için http://www.youtube.com/watch?v=xylDxj6-9dY

binära optioner verktyg Öz Açıklama
Birbirlerinden, oluşum mekanizmaları ve yol açacakları deprem tehlikesi yorumları bakımından farklı, en az iki tür deprem fırtınası tanımlamak gerekmektedir. Olağan, sıkça rastlanan deprem fırtınaları yüksek gözenek basıncının kolaylıkla oluşabileceği jeotermal bölgelerde ve volkanizmanın veya plütonizmanınetkin olmasının beklendiği yerlerde meydana gelmektedir. Bu tür fırtınalar için düşünülen oluşum mekanizması, yüksek gözenek basıncının, ortamdaki fay düzlemlerinde sürtünme direncinin azalmasına yol açarak bu düzlemler boyunca duraysızlık oluşturmasını temel neden olarak kabul etmektedir. Bu ortamda oluşan depremler küçük ve orta boylarda yoğunlaşmakta, belirgin, büyük bir depremin bu fırtına ile doğrudan bağlantısı kurulmamaktadır. Bu nitelikteki fırtınalar birkaç gün ile birkaç hafta arasında değişen bir zaman aralığında meydana gelen, göreceli egemen bir deprem içermeyen, yerel deprem etkinlikleridir. Deprem fırtınalarının diğer bir türü, öncü niteliğindeki deprem fırtınalarıdır. Bu fırtınalar bazı büyük depremlerden önce meydana gelmektedir. Oluşumları için düşünülen mekanizma yukarıda, olağan fırtınalar için önerilmiş olandan farklıdır. Bu fırtınalar, büyük bir deprem öncesinde elastik gerilmenin çok yükseldiği bölgelerde, genellikle, beklenen büyük depremin gelecekteki odak bölgesi dolayında, meydana gelmektedir. Bu olası odak bölgelerinin, çeşitli jeolojik veriler değerlendirilerek, önceden belirlenmiş olması durumunda, bir fırtınanın öncü niteliğinde olup olmadığı konusunda bir öngörüde bulunma şansı artmaktadır. Söz konusu iki tür deprem fırtınası arasında gözlenebilecek diğer bir ayırım ise, belirli bir zaman süresi içinde meydana gelen depremlerin toplam sayıları içinde çeşitli büyüklüklerdeki depremlerin göreceli sayısal dağılımıdır. Çok ufak depremleri de izleyebilecek ve onların yer ve büyüklüklerini çok kısa bir sürede belirleyebilecek nitelikteki bir düzenle, söz konusu bu göreceli sayısal dağılım saptanabilir ve elde edilmiş olan bu veriler bir deprem tehlikesi açısından değerlendirilebilir. Ancak, hemen belirtmek gerekir ki, bu amaçla kullanılabilecek bir düzeni oluşturmak parasal yükü ağır bir işlemdir. Örneğin, Marmara bölgesinde bu amaçlı bir sistemin oluşturulması, bu denizin dibine, her biri, kaydettiği bir depremle ilgili veriyi bir kara istasyonuna anında aktaracak düzeneğe sahip, çok sayıda deprem algılayıcısının yerleştirmesini gerektirir.

binaire opties ig markets Değinilen Yayınlar
Evison, F., 1977, Fluctuations of seismicity before major earthquakes. Nature, 266, 710-712.
Dieterich, J, 1994, A constitutive law for rate of earthquake production and its application to earthquakeclustering. J. Geophys. Res., 99, 2601-2618.
Kisslinger, C., 1975, Processes during the Matsushiro swarm as revealed by leveling, gravity, andspring-flow observations. Geology, 3, 57-62.
Mogi, K., 1985, Earthquake prediction. Tokyo, Academic Press.
Nur, A., 1974, Matsushiro, Japan earthquake swarm: confirmation of the dilatancy-fluid diffusionmodel.Geology, 2, 217-221.
Scholz, C. H., 1968, The frequency-magnitude relation of microfracturing in rocks and its relation to earthquakes. Bull. Seismol. Soc. Am., 58, 399-415.
Sykes, L. R., 1970, Earthquake swarms and sea floor spreading. J. Geophys. Res., 75, 6598-6611.
Toda, S., R.S. Stein, ve T. Sagiya, 2002, Evidence from the AD 2000 Izu islands earthquake swarm thatstressing rate governs seismicity. Nature, 419, 58-61.
Tsumura, K., Karakama, I., Ogino, I., and Takahashi, M., 1978, Seismic activities before and after theIzu-Oshima-Kinkai earthquake of 1978. Bull. Earthquake Res. Inst., Univ. Tokyo, 53, 309-315.

Bu metnin, bütün hakları Esen Arpat’a aittir. Deprem Fırtınaları başlıklı yazıda yapılan birkaç düzenleme dışında, ilk şekli korunmuştur. Ayrıca “Bir Yörede Deprem Aktivitesinin Artması Ne İfade Eder?; Deprem Fırtınaları, Öncü ve Artçı Depremler” yazısına bakmanız tavsiye edilir.

Depremin Büyüklüğü: ML, mb, Ms, MD ve Mw

Bir depremin boyutu nedir ve nasıl ölçülür sorularına yanıt bulabilmek için sismologlar (deprembilimciler) değişik yöntemler geliştirmişlerdir. Depremin şiddeti ve yaptığı zararlar depremin merkezinden uzaklaştıkça azalmakla beraber büyüklüğünde (magnitünde) bir değişme söz konusu değildir. Bir depremin şiddeti depremin çevreye verdiği zarara göre belirlenmektedir. Depremin yaptığı zarar binaların yapılış şekli, depremin merkez üstünden dış merkezinden uzaklık, binaların üstüne oturduğu yerin zemin yapısına ve sismik dalgaların yayınım yolundaki jeolojik (yerbilimsel) yapıya bağlıdır. Bir binanın sağlam kaya veya zayıf zemin üzerinde olması ortaya çıkacak zararda önemli bir rol oynar. Sağlam kaya zayıf zemine göre daha az sallanacağı için sağlam kaya üzerindeki binada meydana gelecek zarar daha azdır.

Büyüklük aletsel bir değerdir ve zemine, uzaklığa ve binanın yapılış şekli ile ilişkili olmayıp tamamen depremden açığa çıkan enerjiye bağlıdır. Büyüklük logaritmik olarak hesaplandığından büyüklükdekibir birimlik artış 10 misli büyük bir depreme karşılık gelir. Açığa çıkan enerji açısından bakıldığında ise 32 misli bir artış söz konusudur.


28 Aralık 1908 Messina Depremi’ne ait bir sismogram.
Kaynak: Amadeus W. Grabau A Textbook of Geology (Boston: D.C. Heath & Co., 1920) 661

Büyüklük ilk olarak 1935 yılında Amerikada Kaliforniya bölgesindeki sığ depremler için Richter tarafından belirlenmiştir. Dünya üzerindeki kayıtçıların artması ve kayıtçıların daha modern hale getirilmesi sonucu yeni büyüklük tayin yöntemlerinin geliştirilmesini beraberinde getirmiştir. Bu bağlamda cisim dalgası (mb), yüzey dalgası (Ms), süreye dayalı (MD) ve moment (Mw) büyüklük ve daha başka büyüklük tanımlamaları geliştirilmiştir. Her bir büyüklük tayin yönteminin kuvvetli ve zayıf tarafları vardır. Yerel, cisim, süreye dayalı ve yüzey dalgası büyüklüklerinin tayinlerindeki sınırlamalar nedeniyle moment büyüklük tayin yöntemi geliştirilmiştir. Bu yöntem diğer yöntemlerin büyük depremlerdeki hatalı belirlemelere neden olmasından dolayı büyük depremler için en iyi çözümü üretmektedir.

Ençok kullanılan büyüklük yöntemleri:

Yerel Büyüklük:
ML = logA – logA0

Burada A sismogramlar üzerinde ölçülen mm cinsinden maksimum genlik ve A0 ise genliğin uzaklıkla soğurulması etkisini giderici parametredir. Bu büyüklük 1935 yılında Richter tarafından WoodAnderson kayıtçı sistemi ve episentır (merkez üssü ya da merkez üstü) uzaklığı 10 ile 600 km arasında ve odak derinliği sığ olan depremler için tanımlanmış ve tanımlanan bu büyüklüğe yerel büyüklük adı verilmiştir. Günümüzde yerel büyüklük bağıntısı farklı kayıtçı sistemleri ve farklı derinlikteki depremleri içerecek şekilde geliştirilmiştir. Richter tarafından önerilen büyüklük tayini belirli frekans aralığı ve uzaklık için geçerli olduğundan başka yöntemlerin kullanılması gereksinimi duyulmuştur.

Cisim Dalgası Büyüklüğü:
mb = log10(A/T) + Q(D,h)

Burada A genlik (mikron cinsinden), T periyot (saniye), Q ise uzaklık ve derinlikten dolayı gelen düzeltme terimidir. Düzeltme terimi bağıntının kullanıldığı bölgenin jeolojik ve tektonik yapısına göre değişiklik gösterir. Çok büyük depremlerde cisim dalgası büyüklük değerleri gerçek değerinden küçüktür. Hesaplanabilen maksimum cisim dalgası büyüklükleri 6,5 ile 6,8 arasındadır.

Yüzey Dalgası Büyüklüğü:
Ms = log10(A/T) + 1,66log10(D) + 3,30

A maksimum genlik (mikron) ve T bu genliğe karşılık gelen periyot (saniye), D uzaklık (derece cinsinden). Yüzey dalgalarının maksimum genliği genel olarak 18 ile 22 saniye periyot aralığında olmaktadır. Derin depremlerde yüzey dalgalarının iyi gelişmemesi nedeniyle bu bağıntı derin depremler için geçerli değildir. Yukarıdaki bağıntıda kullanılan katsayılar 20° ile 160° uzaklılar için alınan ortalama değerlerdir. Merkez üstü uzaklığına göre bu katsayılar farklı değerler almaktadır.

Süreye Bağlı Büyüklük:
MD = a + blogT +cD

Burada T ilk gelen P dalgası ile sismogramdaki genlik seviyesinin belirli bir seviyeye inene kadar olan zamanı; D merkez üssü uzaklığı ve a, b ve c ise deprem istasyonu ve bölgelerin jeolojik yapılarına göre değişen katsayıları ifade etmektedir. Bu yöntemin kuramsal bir tabanı yoktur. Kullanım kolaylığından dolayı sismologlar tarafından tercih edilmektedir.

Moment Büyüklük:
Mw = 2/3logM0 – 10,7

M0 sismik momenti göstermektedir. Sismik moment deprem dalgalarının genliğinden hesalanabilir. Sismik moment fayın oluşumu ile ilgili temel parametreler olan kırılmış kayanın kayma kuvveti, faylanma alanı ve fay üzerindeki ortalama yerdeğiştirmeyle ilişkilidir. Sismik momentin belirlenmesinde bir üst sınırın olmaması, kullanılan alet türünden tümüyle bağımsız olması ve depremin büyüklüğünün ölçümünde istikrarlı sonuçlar vermesi nedeniyle en güvenilir deprem büyüklüğü tayin yöntemidir. Geniş bandlı sismik kayıtçıların kullanılmaya başlamasından sonra dahada çok önem kazanmıştır.

Genel Büyüklük Değerlendirmesi
Büyüklük belirlemelerinde dalgaların frekansları önemlidir. Çünkü depremden açığa çıkan enerjinin frekans içeriği depremin büyüklüğüne göre değişmekte ve yaptığı hasarlarda farklı olmaktadır. Depremin boyutu büyüdükçe genlik spektrumunun düşük frekaslara doğru kaymaktadır. Bu nedenle tek bir büyüklük ölçeği belirlemek mümkün olmamıştır. Cisim dalgalarından hesaplanan büyüklük değeri büyük depremlerde (6,0 veya 6,5 değerinden sonra) gerçek değerinden uzaklaşmakta ve olduğundan daha küçük bir değer vermektedir. Benzer şekilde yüzey dalgalarından üretilen büyüklük değeri (yaklaşık 8,0 değerinden sonra) gerçeğinde küçük değerler verir. Ayrıca yüzey dalgası büyüklükleri depremin kaynak özelliği ve derinliğinden etkilenirler. Cisim dalgası ölçümleri ise bu parametrelere daha duyarsızdır.

Geniş bandlı sismik kayıtçı sistemlerinin kullanılmaya başlamasıyla büyüklük tayinlerindeki tutarsızlık ve kargaşa bir ölçüde azaltılmıştır. Bu kayıtçıların geniş bandlı (düşük ve yüksek frekansları birlikte içermesi) olması nedeniyle büyüklük tayinini frekansa bağımlı olmaktan kurtarmıştır. Bu yöntemin özelliği frekansdan bağımsız olarak sismik moment değerinden hesaplanmasıdır. Sismik moment geniş bandlı kayıtlardan hesaplandığı gibi arazi gözlemleri sonucu elde edilen fay boyu, fay atımı ve depremin derinliği gibi parametrelerin belirlenmesiyle de hesaplanabilir. Diğer yöntemlerde belirli büyüklükteki depremlerden sonra doygunluk gelişir ve ölçülen değer gerçek değerinden sapar. Sismik momentin ise bir üst sınırı yoktur ve bu nedenle her büyüklükteki bir depremin büyüklüğünün tayini yapılabilir.

Sismograf sistemlerinin gelişimine bağlı olarak çeşitli büyüklük belirleme bağıntıları geliştirilmiştir. Bu bağıntılar farklı dalga türlerine göre yapılmıştır. Yeraltının yapısının heterojen olması nedeniyle büyüklük tayini için üretilen bağıntılarda kullanıllan parametrelerde farklılıklar gözlenmektedir. Bu kayıtçının bulunduğu yerin jeolojisine, depremin oluş mekanizmasına, sismik dalgaların yayınım yoluna ve kullanılan sismik kayıtçıların özelliklerine bağlı olarak değişik kurumlar tarafından farklı büyüklükler verilmiştir. Değişik büyüklük yöntemleri 0,2 dolayında farklı değerler verebilir. Doygunluk sonrası bu farklılık 0,5’e kadar varabilir. Sismik momentide etkileyen faktörler vardır. Özellikle kaynaktaki yapı sismik momentin değerini değiştirebilir. Bu nedenle sismik momenti kullanarak elde edilen büyüklük değerlerinde de 0,2 büyüklüğünde bir farklılık olabilir. Dünyanın neresinde kayıt edilmek istenirse istensin bir depremin büyüklüğü değişmez. Farklı deprem büyüklük değerlerinin verilmesini kullanılan yönteme ve kayıtçıların bulunduğu yerin jeolojisini yeterince hesaba katılmamış olmasına bağlamak gerekir.

Yukardaki “Deprem Büyüklüğü (Magnitude)” adı altında yayımlanan metnin bütün hakları Cemil Gürbüz’e aittir. Unutmadan, küçük değişiklikler dışında yazının ilk hâli korunmuştur. Ayrıca “Depremin Büyüklüğü (Md,Ml,Ms,Mw)” ve “Magnitudes” yazılarına bakmanız tavsiye edilir.

Yer Çekirdeğinin Manyetik Gizemi

Depremler, volkanik püskürmeler ve Dünya’nın sürekli değişen manyetik alanları üzerinde yapılan gözlemler, uzmanların gezegenimizin merkezine yeni bir kapı açabilmesini sağladı. Jules Verne yüz yılı aşkın süre önce Arzın Merkezine Seyahat (Fr. Voyage au centre de la Terre) romanını yazdığında, ışıldayan kristaller ve çalkantılı bir deniz, tarih öncesinden kalma hayvanlar ve dev mantarlar bulunacağını tasavvur etmişti.

Yerkabuğunun altı, aslında tam anlamıyla bir sır küpü. Günümüzde bile Satürn’ün halkaları konusunda yerkürenin çekirdeği hakkındakinden daha çok şey biliniyor. Ancak artık bu durum değişmeye başladı. Sismolog (deprembilimci) profesör Rick Aster “Dünyanın derinliklerini gerçek anlamda keşfetmek konusunda altın çağa girdik.” diyor.

Biliminsanları için Dünya’nın merkezini keşfetmek Ay’ı incelemekten bile zor. Bu merakı kamçılayan unsurların başında, çekirdeğin canlılar için hayati nitelikte olan manyetik alanları yaratıyor olması geliyor. Manyetik alanlar arıların kovanlarını bulmasını, deniz kaplumbağalarının, kuşların ve kelebeklerin göç edebilmesini sağlıyor. Aynı zamanda uzayın tehlikeleri ile bizler arasında koruyucu bir kalkan yaratıyor; güneş rüzgârlarının taşıdığı radyasyonun (ışınımın) dünyaya ulaşmasını önlüyor.

Metal kristallerinden bir orman
Uzmanlara göre Verne’nin muhayyelesinde (zihninde tasarlayıp) yarattıkları da gerçekten bütünüyle uzak değil. Dünyanın merkezine seyahat etme düşüncesi ise hayata geçirilebilecek gibi görünmüyor, çünkü derinlere inildikçe ısı ve basınç hızla yükseliyor. Uzaktan kumandayla yapılan sondajlarda bile insanın inebildiği en derin nokta 12 kilometrede. Rekoru elinde tutan Rusya’daki Kola Süperderin Sondaj Kuyusu, dünyanın merkezine olan uzaklığın sadece binde ikisine dek inebiliyor.

Ancak sismoloji (deprembilimi) uzmanların çekirdek konusunda fikir sahibi olmasını sağlıyor. Büyük depremlerin yarattığı sismik dalgalar Dünya’nın bir ucundan öbür ucuna iletildiği için uzmanların içeridekilere ilişkin bir tablo oluşturmasını sağlıyor. Sismolojiyi “kilidi kıran uygulama” olarak niteleyen Aster, çekirdeğin dışında eriyik bir tabaka olduğunu gösteriyor; “bu neredeyse su kadar akıcı, akkor halinde metallerden oluşan muazzam bir okyanus” diyor. Bu dış çekirdek, Mars büyüklüğünde. Ancak Rus matruşkaları gibi bunun altında bir çekirdek daha var. Katı metal bir top şeklindeki iç çekirdeğin büyüklüğü Ay’a yakın. Uzmanlar bunun demir-nikel alaşımından oluştuğunu düşünüyor.

Profesör Kei Hirose, Japonya’nın Osaka kenti yakınlarındaki laboratuvarında çekirdeğin koşullarını yaratmaya karar vermiş. 10 yıllık çalışmalarının sonunda da başarıya ulaşmış. Önce iki elmasın uçlarından bir kıskaç yapan Hirose, bunlar arasında bir parça demir-nikeli atmosfer basıncının 3 milyon katı basınca tabi tutup 4500 dereceye ısıtmış. Bu olağanüstü koşullar altında alaşımın kristal yapısı değişip kristaller hızla büyümüş. Hirose, “Dünyanın merkezinde de çok büyük kristaller bulunabilir. Bunlar 10 km bile olabilir.” diyor. Hirose bu kristallerin kutuplara doğru bir orman gibi şekilleneceğini düşünüyor.


Kaynak: NASA

Manyetik güç zayıflıyor
Dünyanın manyetik alanını yaratan ise iç çekirdek değil, dış çekirdeğin eriyik metalleri. Dünya’nın dönmesi ve milyonlarca yıldır yavaş yavaş soğumasıyla bu tabaka elektromanyetik bir dinamo etkisi yapıyor. Temel ilke bu olsa da, eriyik metalin nasıl hareket ettiği bir sır. Dünya dönerken merkezinden ısı kaybediyor; bu da derinlerdeki kızgın okyanusta karmaşık akış modelleri oluşturuyor.

Jeofizik profesörü Dan Lathrop, “Çekirdeği Dünya’nın atmosferi gibi düşünebilirsiniz; burada da fırtınalar, cepheler ve kötü koşullarla sürekli değişken bir ortam var” diye anlatıyor. Lathrop oluşturduğu büyük model üzerinden manyetik sahanın asla sabit olmadığını, sürekli dalgalandığını gösteriyor.

Dünya’nın manyetik alanı son 180 yıldır sürekli olarak zayıflayageldi. Ancak bir alan var ki her yerden daha büyük hızla zayıflıyor. Atlas Okyanusu’nun güneyi ve Güney Amerika’nın orta kesimlerine denk düşen bu alana ‘Güney Atlantik Anomalisi’ deniyor. Uzay araçları için bu alan yaygın bilinen bir tehlike, çünkü burada oluşan manyetik çukur uyduların yörüngesine yüklü parçacıklar girmesine ve elektronik cihazlarının aksamasına yol açıyor. Uzmanlar, uydu işletmecilerinin başını ağrıtan bu sorunun Dünya’nın manyetik alanında büyük bir değişimin habercisi olabileceği kanısında. Biliminsanları manyetik sahanın dış çekirdek düzeyindeki haritasını oluşturduklarında, Güney Atlantik Anomalisi’nin altında, bildik kuzey-güney yarıküre ayrımının geçerli olmadığını farketti. Burada bazı noktalarda yer yer manyetik saha tersine dönmüştü ve yön güney yerine kuzey olarak görünüyordu.

Yeraltında olup bitenleri hava olaylarına benzeterek açıklayan Lathrop, eriyik metal tabakasında “sıradışı derecede şiddetli bir cephe oluşmasıyla” sahanın tersine döndüğünü düşünüyor. Lathrop’a göre, bu gibi küçük alanlar derinleşir ve yayılırsa Dünya’nın manyetik sahası alabora olma noktasına gelip tamamen değişebilir. Ancak bu bir gecede olabilecek bir değişim değil. Süreç binlerce yıl alabilir, bu süre içinde de saha hayli karışık bir dağılıma sahip olur. Örneğin manyetik kutuplar ekvatora kayabilir. Bu durumda beraberlerinde harikulade Kuzey Işıkları’nı da götürür.

Çekirdekteki akışta meydana gelen değişiklikler Dünya’nın manyetik sahalarını daha önce de yüzlerce kez tersine döndürdüğünden, bu çok da şaşırtıcı bir sonuç olmaz. Lathrop “Mesele Dünya’nın manyetik alanını tersine çevirip çevirmeyeceği değil; bunu ne zaman yapacağı” diyor. Bu değişimin vakti, çekirdeğin sırlarından sadece biri. Yine de yüzyıllarca burada ne olabileceğini kurgulamakla yetinen insanlık, 6000 kilometre altımızdaki bu büyük mucizeyi nihayet kavramaya başlıyor.


Burada görüntü var izleyemeyenler için http://www.youtube.com/watch?v=O-V3yR2RZUE

Bu konuda daha geniş bilgiye ve Horizon ekibinin hazırladığı programın görüntülerine ulaşmak için program sayfasını ziyaret edebilirsiniz. Bu metnin tamamı BBCTürkçe’nin Arzın Merkezinin Manyetik Sırları başlıklı tanıtıcı haberinden değiştirilmeden aktarılmıştır. İlk ağızdan haber için Magnetic mysteries of Earth’s Core..

Yeryuvarı Sahip Olduğu İlk Isısından Daha Fazlasını Şimdiye Kadar Muhafaza Etmiş

Yerküre 4,5 milyar yıldan fazla bir süredir şekilleniyor; ama bir yandan da soğuyor. Yeni bir çalışma, mavi gezegenimizin doğal radyoaktiviteden (ışınetkinlikten) kaynaklanan iç ısısının ancak yarısını açıklıyor. Bu artık ısı, Dünya’nın sıcak bir gaz yumağı, toz ve diğer malzemelerin tümünün birleşmesiyle oluştuğu zamandan beri yani başlangıçta sahip olduğu ısıdan arta kalanıdır.

Bu yeni bulgu, bir Japon dağının derinliklerinde uygulanan deneylerden sonra keşfedilmiş. Bir parçacık fizikçisi (doğabilimcisi) olan Itaru Şimizu (Tohoku Üni., Japonya) ve iş arkadaşları, yerkürenin içinde oluşan radyojenik kökenli ısının —parçacıkların farklı yollarla ürettiği, özellikle de belirli ışınetkin bozunma türleri sırasında- miktarını doğrudan doğruya tahmin etmek için jeonötrinolarını kullanıyor. Bu ısının sebebi, Dünya’nın oluşumdan arta kalan ısıdan ziyade, uranyum ve toryum gibi ışınetkin elementlerin bozunmasından kaynaklanmaktadır. Japonya’daki Kamioka şehrinin yakınlarında bulunan Ikenoyama Dağı’nın derinliklerinde bulunan algılayıcılar (duyargalar) 2002 Mart’ı ile 2009 Kasım’ı arasında 841 nötrino saptamış. Çalışama ekibi, bunlardan 485 nötrinonun nükleer enerji santralleri ile diğer reaktörler ve nükleer atıkların ürünü olduğu düşünüyor. Diğer 245 nötrinonun muhtemel kaynağı olarak, kozmik ışıkların atmosferdeki gaz moleküllerine çarpması sonucu oluştuğu tahmin ediliyor. Araştırmacılar, geriye kalan 111 nötrinonun yeryuvarının içindeki doğal ışınetkinlikle ilgili olduğunu bildiriyor. Farklı bir analitik teknik kullanılarak yapılan hesaplamayla bu sayı 106’ya iniyor.

Sayının az olmasına rağmen, ekibin tahminine göre 4,3 milyon parçacığın ürettiği ışınetkin bozunma sonucu her saniyede yeryüzeyinin her santimetrekaresine uranyum-238 ve toryum-232 nüfuz ediyor. Şimizu, bütün ışınetkinliğin ara vermeden yaklaşık 20 teravatlık bir ısı ürettiğini söylüyor. Önceki araştırmalar, bir 4 teravat ısının daha varolduğunu ileri sürüyor; fakat bu incelemede kullanılan duyargalar potasyum-40’ın ışınetkin bozunmasını tespit edemiyor. Çalışmayı yürüten takım, yerkabuğuna doğru yükselen bu ısının yapılan hesaba göre yaklaşık %54’ünün tamamen radyojenik kökenli olduğunu tahmin ediyor.

Radyojenik ısı ile ilgili önceki tahminler kabaca yeni elde edilen sayıya eşit. Ama araştırmacılar, Güneş sisteminin tümüyle toz ve gaz birleşimiyle varolduğu topağın, o dönem içinde barındırdığı elementlerin genel oranlarını temsil ettiği düşünülen meteorit çözümlemelerine dayanarak, Dünya’nın kimyasal bileşimi hakkında çıkarımda bulunuyorlar. Bir gezegen fizikçisi (doğabilimcisi) olan David Stevenson (Kaliforniya Tek. Ens., ABD) budurumu, “ Bu yüzden, araştırmacıların yerkürenin radyojenik ısısı üzerine yaptıkları yeni öngörü kayda değer bir sonuç içeriyor” şeklinde açıklıyor ve “Bu öngörünün (tahminin, kestirimin, çıkarımın vs.), gerçekçi bir ölçümle ortaya çıktığını görmek çok güzel” diye ekliyor.

Stevenson, “Çünkü ışınetkin bozunma sonucu elde edilen enerji miktarını adım adım biliyoruz. Yeni bulgular sayesinde, yeryuvarının geçmişte ve günümüzde ne kadar ve ne süratle ısı kaybettiğini bulabiliyoruz” diyor. O, özellikle bu bilgilerin, gezegenin ısısıyla kımıldayan tektonik plakların sahip olduğu hareket hızı ile zaman içindeki değişiminin mahiyetini anlamamıza (içyüzünü kavramamıza) yarar sağlayacağını işaret ediyor ve “Yerküredeki ısı üretimi plaka tektoniğini nasıl idare ediyor” diye de ekliyor. Bir de bu ısı üretiminin, dünyanın bir ucundan öbür ucuna dağılım sergileyen yanardağ etkinlikleri gibi jeofiziksel (yerdoğabilimsel) süreçlere de ortalama bir etkisi olmaktadır.

Stevenson, “Hem Dünya’nın içindeki ışınetkinliğin ve hem de başlangıçta varolan ısının gelecekte azalacağını” söylüyor. Mavi gezegenimiz, her 1 milyar yılda bir kabaca 100 °C soğuyor. Bundan dolayı er ya da geç, ölmekte olan solgun Güneş’in giderek azalan ışınları, kim bilir günümüzden birkaç milyar yıl sonra, kıtaları buz tutmuş ve tektonik açıdan ölmüş bir gezegenin üzerine düşecek.

Çalışamnın özü aşaığda ek bilgiler içinse tıklayın!.. (.pdf, 178 kb)

Partial radiogenic heat model for Earth revealed by geoneutrino measurements
The Earth has cooled since its formation, yet the decay of radiogenic isotopes, and in particular uranium, thorium and potassium, in the planet’s interior provides a continuing heat source. The current total heat flux from the Earth to space is 44.2±1.0 TW, but the relative contributions from residual primordial heat and radiogenic decay remain uncertain. However, radiogenic decay can be estimated from the flux of geoneutrinos, electrically neutral particles that are emitted during radioactive decay and can pass through the Earth virtually unaffected. Here we combine precise measurements of the geoneutrino flux from the Kamioka Liquid-Scintillator Antineutrino Detector, Japan, with existing measurements from the Borexino detector, Italy. We find that decay of uranium-238 and thorium-232 together contribute 20.0 (+8.8, -8.6) TW to Earth’s heat flux. The neutrinos emitted from the decay of potassium-40 are below the limits of detection in our experiments, but are known to contribute 4 TW. Taken together, our observations indicate that heat from radioactive decay contributes about half of Earth’s total heat flux. We therefore conclude that Earth’s primordial heat supply has not yet been exhausted.


The left half shows the simulated production distribution for the geoneutrinos detectable with KamLAND, and the right half shows the Earth structure. —Geoneutrino Investigation with KamLAND

Earth Still Retains Much of Its Original Heat
Earth may have formed more than 4.5 billion years ago, but it’s still cooling. A new study reveals that only about half of our planet’s internal heat stems from natural radioactivity. The rest is primordial heat left over from when Earth first coalesced from a hot ball of gas, dust, and other material.

The new finding comes from experiments carried out deep inside a Japanese mountain. Itaru Shimizu, a particle physicist at Tohoku University in Sendai, Japan, and his colleagues used geoneutrinos—particles produced in a variety of ways, particularly during certain types of radioactive decay—to more directly estimate the amount of radiogenic heat produced inside Earth. That’s the heat that comes from the decay of radioactive elements, such as uranium and thorium, rather than the leftover heat from Earth’s formation. Between March 2002 and November 2009, sensors deep inside Mount Ikenoyama, near the town of Kamioka, Japan, detected 841 neutrinos. About 485 of those neutrinos were produced by nuclear power plants and other reactors and by nuclear waste, the team estimates. Another 245 were probably generated by sources such as cosmic rays striking gas molecules in the atmosphere. So only 111 of the neutrinos were associated with natural radioactivity within Earth, the researchers report online today in Nature Geoscience. Using a different analytical technique, they trimmed that tally to 106.

Despite the small number, the team estimates that about 4.3 million of the particles generated by the radioactive decay of uranium-238 and thorium-232 pass through each square centimeter of Earth’s surface each second. The heat continuously generated by all that radioactivity is about 20 terawatts, Shimizu says. Previous studies suggest that the radioactive decay of potassium-40, which can’t be measured by the Japanese sensors, provides another 4 terawatts. Altogether, the team estimates, this radiogenic heat accounts for about 54% of the heat flowing up through Earth’s surface.

Previous estimates of radiogenic heat are roughly the same as the new figure. But they were based on inferences of Earth’s chemical composition derived from analyses of meteorites, which presumably represent the overall proportions of elements in the cloud of dust and gas from which the solar system coalesced. So the team’s new estimate of Earth’s radiogenic heat is a significant result, says David Stevenson, a planetary physicist at the California Institute of Technology in Pasadena. “It’s nice to see this [estimate] emerging from an actual measurement.”

Because radioactive decay proceeds at a known pace, the findings reveal how much heat Earth is losing now and the rate at which it lost heat in the past, Stevenson says. In particular, the data may provide insights into how the speeds at which Earth’s tectonic plates have moved—movements powered by the planet’s heat—may have changed through time, he notes. “Plate tectonics is how Earth controls its heat output,” he adds. And, on average, that heat output also influences geophysical processes such as the overall rate of volcanic activity.

Earth’s internal radioactivity and its primordial heat will both diminish in future years, Stevenson says. The planet is now cooling about 100°C every 1 billion years, so eventually, maybe several billions of years from now, the waning rays of a dying sun will shine down on a tectonically dead planet whose continents are frozen in place.

Kaynakça
Perkins, S., Earth Still Retains Much of Its Original Heat, 14 Ağustos 2011 tarihinde ulaşıldı.

Yazar adı ve yayın adı kaynak belirtilerek özgürce kullanılabilir.
Perkins, S., 2011. Yeryuvarı Sahip Olduğu İlk Isısından Daha Fazlasını Şimdiye Kadar Muhafaza Etmiş, çev. Güler, B., www.yerbilimleri.com