Büyütmek için tıklayın! 2009’da Sarıtaş Millî Parkı’nda yaşanan deprem fırtınası. Kaynak: NASA.
Deprem Fırtınaları
Esen Arpat
Şubat, 2003
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 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 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 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
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.
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.