Etiket arşivi: Esen Arpat

Tetiklenmiş Depremler

trading opzioni binarie cos///\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\'è .. domino taşları gibi dökülmeye başladığın anlar… bir anın diğer anı takip ettiği… كتب ورقة بحثية 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

(Genel Bilgilendirme)

Esen Arpat

Şubat, 2003
Son güncelleştirme: Nisan, 2006

opções binárias é fraude 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.

http://accomacevents.com/?aladin=binären-kombi-optionen binären kombi optionen 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.

quotazioni iq option Deprem Fırtınaları

Esen Arpat

Şubat, 2003

opzioni binarie forum finanza 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 الخيارات الثنائية تجريبي مسابقة 2014 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  www optionyard com 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  http://sensuousmuse.com/?tormozok=grafica-60-minuti-opzioni-binarie&30b=18 grafica 60 minuti opzioni binarie 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

http://www.otherworlds.net/?portret=opzioni-binarie-versione-demo opzioni binarie versione demo 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.

iq option numero telefonico 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.

Güneş Tutulması ile Depremlerin Meydana Geliş Zamanları Arasında Bir İlişki Var Mı?

Ay ve Güneş’in birlikte, iki haftada bir, yeniay ve dolunay evrelerinde, neden oldukları güçlü gel-gitlerin Yeryuvarı’ndaki bazı tür depremleri tetikleyebildikleri anlaşılmaktadır. Yeryuvarı, Ay ve Güneş’in bir doğru üzerine gelmeleri sonucunda oluşan güneş tutulmaları da yeniay evresinde gerçekleşmektedir. Bu nedenle Güneş tutulmaları da, deprem tetikleme bakımından, olağan güçlü gel-gitlerin sahip oldukları özellikleri taşımaktadır. Ancak, güneş tutulmalarının, depremleri tetikleme bakımından, söz konusu olağan güçlü gel-gitlerinkine ek, farklı bir etkiye sahip olmaları için bir neden görülmemektedir.


Büyütmek için tıklayın! 2001-2025 yılları boyunca gerçekleşecek tam güneş tutulmalarının izleyeceği yollar.

Bu sorunun ya da, bu anlama gelen benzer soruların güncelliklerini koruyor olmaları onlara verilecek yanıtın günlük yaşamımızdaki öneminden kaynaklanmaktadır. Bu sorular felsefi bir yanıtın değer kazanacağı bir ortamda sorulmamaktadır. Yoksa, “bir kelebeğin kanat çırpmalarının atmosfer koşullarını etkileyebileceği”ne benzer bir yanıt, güneş tutulmasının depremlere etkisi için de geçerli olabilirdi. Bu yaklaşıma göre: madem ki, güneş tutulması yerkabuğunda, çok ufak da olsa, elastik gerinim değişmesine neden olmaktadır, tutulmanın, yerkabuğundaki elastik gerinimlerin sonucunda oluşan depremleri etkilemesi de kaçınılmazdır. Ancak bu türden bir yanıtın, sorunun soruluş amacı göz önüne alındığında, bu amaca bir katkı oluşturmayacağı da açıktır.

opzioni binarie 60 secondi robot Depremleri tetiklemede bardağı taşıran damla kavramı
İnsanları ciddi biçimde etkileyen boyutlardaki depremlerin tümüne yakını yerkabuğundaki bazı faylar boyunca sürtünme direncinin yenilmesi sonucunda oluşmaktadır. Bu direncin yenilmesindeki en önemli etken, en üst kesimlerinde yerkabuğunu da içeren hareketli levhaların, bu hareketleri nedeniyle kazandıkları ve kimi yerde de birbirlerine yükledikleri gerilimdir. Birbirlerine göre farklı hareketlere sahip blokları ayıran faylar, genelde, fay düzlemindeki sürtünme direnci nedeniyle bu hareketlere bir süre direnirler; ama, blokların hareketleri arasındaki fark giderek artacağı için, belirli bir eşik gerilim değerinden sonra birdenbire yenilerek, direnmeleri sürecinde birikmiş olan elastik gerinimin bir bölümünün, yeri kuvvetli bir şekilde sarsmayı da içerecek şekilde, boşanmasına yol açarlar. Buradaki ‘birdenbire’ nitelemesi, fay boyunca hareketin engellenmiş olduğu uzun süreç ile görecelidir. Aslında, yenilme, sözcüğün gerçek anlamında, ‘birdenbire’ olmamaktadır. Sürtünme direncinin yenilebilmesi için yüksek durağan sürtünme direncinden, hareket durumuna uygun göreceli düşük sürtünme direncine geçiş gerekmektedir. Bu geçiş için gerekli olan işlem bir sürece ve dolayısıyla bir süreye yayılmaktadır. Taşmak üzere olup, taşmak için son katkıyı bekleyen ortama eklenen ek gerinim, bardağı taşıran bir özellik taşıyabilmek için, ya bardağı önemli ölçüde taşıracak kadar büyük olmak, ya da yukarıda sözü edilen süreci gerçekleştirmeye yetecek kadar uzun süreli olmak durumundadır.

كتابة مراجعة الأدب لأطروحة Güçlü gel-gitler bazı tür depremleri tetikleyebilir
Tüm kütleler gibi, Ay ve Güneş de çevrelerindeki diğer kütlelere, bu arada Yeryuvarı’na da, çekim kuvveti uygulamaktadır. Güneş’in kütlesi Ay’ınkinden milyonlarca kez büyük olmasına karşın, yakınlığı nedeniyle Ay Yeryuvarı üzerinde Güneş’inkinin kabaca iki katı bir çekim etkisine sahiptir. Ay ve Güneş bu çekimleri ile Yeryuvarı üzerinde gel-gitlerin oluşmasına neden olmaktadır. Ay ve Güneş dışındaki diğer gökcisimlerinin Yeryuvarı üzerindeki çekim etkisi ise son derece düşüktür. Öte yandan, yeniay ve dolunay evrelerinde Güneş, Ay ve Yeryuvarı aynı doğrultuda dizilmiş olduklarından Ay ve Güneş’in Yeryuvarı üzerindeki çekim etkisi önemsenecek bir düzeye çıkmakta, ve eğer bu dizilme, Ay’ın elips şeklindeki yörüngesinde Yeryuvarı’na en yakın olduğu döneme rastlarsa, söz konusu çekim etkisi en yüksek değere ulaşmaktadır. Ancak, bu yüksek değer bile, faylar boyunca sürtünmeyi yenebilmek, dolayısıyla deprem oluşturabilmek için, genelde, ufak ve kısa süreli kalmaktadır.

Öte yandan, Ay’da, gel-git kuvvetlerinin daha küçük olmasına karşın, meteorit çarpmalarından kaynaklanmakta olanların dışındaki Ay depremlerinin gel-git evreleri ile sıkı bir bağlantı göstermeleri dikkati çekmektedir (Lammlein vd., 1974). Ay, Yeryuvarı’na sürekli olarak aynı yüzünü gösteren bir devinim düzenine sahip olduğu için, Yeryuvarı’nın Ay üzerindeki güçlü çekimi durağan bir nitelik taşımakta, bu nedenle, Ay üzerindeki gel-gitler Güneş’in düşük çekim gücü ile gerçekleşmektedir. Bu düşük gel-git kuvvetlerinin neden olduğu sınırlı gerinimin Ay’da depremleri tetiklemekte olması, Yeryuvarı üzerindeki daha güçlü gel-gitlerin de depremleri tetikleme konusunda bazı etkilerinin olabileceği kuşkusunu güçlendirmiştir. Buna karşın, uzun bir süre, bir bölümü bilimsel nitelikte olan, çok sayıdaki istatistiksel araştırmada, göreceli olarak yüksek çekim kuvvetlerinden etkilenen Yeryuvarı’nda, depremlerin oluş zamanları ile güçlü gel-git evreleri arasında genel bir ilişkinin varlığı belirlenememiştir. Kaliforniya’da, özellikleri iyi bilinen faylarda meydana gelmiş olan 13.000 dolayında depremin verileri kullanılarak, özenli ve ayrıntılı istatistiksel yaklaşımlarla yapılan bir değerlendirme de benzer bir sonuca ulaşmıştır (Vidal vd., 1998). Ancak bu araştırmalar okyanuslardan uzak konumlardaki fayları ele almış oldukları için, varılan bu sonuçlar da o özelliklerdeki bölgeler ile sınırlı kalmıştır. Yerkabuğu, elastik davranabilme özelliği nedeniyle, gel-git düzenine bağlı olarak yükselip, alçalmaktadır. Bu yükselip alçalma genelde birkaç santimetre ile sınırlı kalmakta, ender durumlarda birkaç on santimetreye ulaşmaktadır. Oysa, güçlü gel-gitlerin etkisi okyanuslarda çok belirgin olmakta, bu ortamda dolaylı olarak meydana gelen ek su kütlesi yükü de dolaysız gel-git kuvvetine eklenmektedir. Nitekim, okyanuslarda yer alan fayların ürettiği depremlerin gel-gitlerle ilişkilerini konu alan, ve sayıları giderek artan yeni araştırmalar, o ortamda, gel-gitlerin en büyük değerlere ulaştığı dönemler ile deprem oluş zamanları arasında belirgin bir ilişkinin varlığını ortaya koymaktadır (Tanaka vd., 2002; Cochran vd., 2004).

Yukarıda değinilen araştırmaların sonuçlarına göre, güçlü gel-git dönemleri ile deprem oluş zamanları arasında belirgin bir ilişkinin varlığı bazı fay türleri ile sınırlı görülmektedir. Düzlemleri yeryüzü ile kabaca 50°’den küçük açılar yapan, ters-fay ve normal-fay olarak adlandırdığımız türden fayların gel-git yüklemelerine özellikle duyarlı oldukları anlaşılmaktadır. Fay düzlemlerinde sürtünmeyi artıran ana kuvvetin bu düzlemlere dik bileşen olduğu göz önüne alınırsa, bu beklenen bir sonuçtur.

Öte yandan, düzlemi düşeye yakın diklikte olan faylarda, yani diğer adı ile doğrultu-atımlı faylarda gel-git dönemleri ile depremler arasında belirgin bir ilişki görülememiştir. Zaten bazı hesaplamalar da yer gel-gitlerinden kaynaklanan gelip-geçici etkinin deprem oluşumu üzerinde belirleyici olabilmesi için, süregelen olağan süreçte etkili olan kalıcı makaslama gerilimi artış hızının yüzlerce katı büyüklüğünde olması gerektiğini ortaya koymaktadır (Gomberg vd, 1998). Bazı laboratuvar deneyleri de (Lockner ve Beeler, 1999) bu değerleri doğrulayan sonuçlar vermiştir. Ancak, yine bazı yeni araştırmalar, bazı özelliklere sahip fay düzlemlerinde sürtünmenin daha önceden düşünülenlerden çok daha ufak gerilimler ile yenilebileceği yönünde veriler sağlamıştır (Johnson ve Xiaoping, 2005).

Çok düşük gerilim yüklemelerinin de depremleri tetikleyebileceği yönündeki gelişmelere karşın, gerek okyanuslardan uzak ortamlardaki faylarda, gerekse doğrultu-atımlı faylarda meydana gelen depremlerin gel-git dönemleri ile ilişkilendirilmeleri çabaları olumsuz sonuçlar vermiştir. Yukarıda değinmiş olduğumuz, yaklaşık 13.000 depremi ele almış olan Vidal vd. (1998)’nin çalışmalarına ek olarak, Cochran vd. (2004)’nin çalışmaları da benzer sonuca ulaşmıştır. Cochran vd. nin çalışmasında Kaliforniya’daki, doğrultu-atım özellikli, ünlü San Andreas Fayı sisteminde 27.464 deprem ele alınmış ve depremlerin oluş zamanları ile gel-git dönemleri arasında istatistiksel anlamı olan bir ilişki saptanamamıştır. Bu arada, bizim Kuzey Anadolu Fayı sistemimiz ile Doğu Anadolu Fayı sistemimizin de, başlıca, doğrultu atımlı faylardan oluştuklarını, ve aynı zamanda, güçlü, dolaylı gel-git yüklemelerinin meydana gelmekte olduğu okyanuslardan uzak bulunduklarını da anımsamakta yarar vardır.

Deprem tetikleme bakımından, güneş tutulmalarının, eşlik ettikleri olağan güçlü gel-gitlerinkinden farklı bir özellikleri saptanmamıştır.

Bu yazının ana konusu olan güneş tutulması ile depremlerin ilişkisini yukarıdaki kısa açıklamaların ışığında irdelemek gerekir. Çünkü, bilindiği üzere güneş tutulması ancak yeniay evresinde meydana gelebilir. Bu özel durumun, olağan yeniay gel-gitinden, yerçekimi etkisi bakımından belirgin bir farkı yoktur. Güneş tutulmaları sırasında gözlenen, Allais etkisi olarak adlandırılan etkinin yerçekimi değişimine işaret etmediği, güneş tutulması sırasında meydana gelmesi beklenen yerçekimi engellemesinin (gravitational shielding) ise son derece küçük (3×10−¹º cm/s²) olduğu anlaşılmıştır (Van Flandern ve Yang, 2003). Bu durumda, deprem mekanizması açısından önem taşıyan özellikler bakımından, güneş tutulmasının olağan yeniay gel-git döneminden farklı bir etkiye sahip olmadığı sonucuna ulaşılmaktadır.

http://clarionmusic.com/?kyzja=dealbook-binary-option-type&98e=9c dealbook binary option type Sonuç olarak denilebilir ki: bu yazının başında sorulmuş olan sorunun, bilimsel çerçeve içindeki yanıtı, ‘güneş tutulması ile depremlerin oluş zamanları arasında etkin, özel bir ilişkinin var olmadığı’ şeklindedir. Bu durumda, yeni bilimsel bulgular, yeni bilimsel değerlendirmeler ortaya koymadan böyle bir ilişkinin varlığını öne süren bir görüş belirtmeye “bana öyle geliyor ki” diye başlamak gerekecektir.

Esen Arpat
Jeolog

no prescription generic fincar Değinilen belgeler
Cochran, E. S., Vidale, J. E. ve Tanaka, S., 2004. Earth tides can trigger shallow thrust fault earthquakes. Science, 306, 1164-1166.
Gomberg, J., Beeler, N. M., Blanpied, M. L. and Bodin, P., 1998. Earthquake triggering by transient and static deformations. J. Geophys. Res. –Solid Earth 103, 24411-24426.
Johnson, P. A. ve Xiaoping, J., 2005. Nonlinear dynamics, granular media and dynamic earthquake triggering. Nature, 437, 871-874.
Lammlein, D. R., Latham, G. V., Dorman, J., Nakamura, Y. ve Ewing, M., 1974. Lunar seismicity, structure, and tectonics. Rev. Geophys., 12, 1-21.
Lockner, D. A. ve Beeler, N. M., 1999. Premonitary slip and tidal triggering of earthquakes. J. Geophys. Res. –Solid Earth 104, 20133-20151.
Tanaka, S., Ohtake, M. ve Sato, H., 2002, Spatio-temporal variation of the tidal triggering effect on earthquake occurrence associated with the 1982 South Tonga earthquake of Mw 7.5, Geophys. Res. Lett., 29, 16, 10.1029
Van Flandern, T. ve Yang, X. S., 2003. Allais gravity and pendulum effect during solar eclipses explained. Phys. Rev. D 62, 02202.
Vidale, J. E., Agnew, D., Johnston, M. ve Oppenheimer, D., 1998. Absence of earthquake correlation with earth tides: an indication of high preseismic fault stress rate. J. Geophys. Res. –Solid Earth 103, 24567-24572.

Bu metnin, bütün hakları Esen Arpat’a aittir.Yazı JMO’nun makale sayfasından alınmıştır. Ayrıca aynı yazı burada da mevcut..