1. Sunumu Yapan
ÖZCAN, E
Kursu Veren
Prof. Dr. Ali Osman Oncel
Case Work 1
Kuvvetli Deprem Kayıtlarında Konumsal Çözünürlük, Genlik,
İvme Ölçer Dizileri, Veri İşlem ve İvme Kayıtçılarının Gelişimi
M.D. Trifunac, M.I. Todorovska / Southern California Universirty
Soil Dynamics and Earthquake Engineering Vol 21 (2001)
Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji Son Gelişmeler
Strong Motion Arrays

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

3. Strong Motion Arrays
Courtesy of Google Earth
Bear Vadisi
San Jacinto

4. Strong Motion Arrays
Bear Vadisi
San Jacinto
(Trifunac and Todorovska, 2001)

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

6. Strong Motion Arrays
(Trifunac and Todorovska, 2001)

7. Strong Motion Arrays
Yapılan çalışmalar merkez laboratuara gerçek zamanlı
veri iletimini olabildiğince mümkün kılmaktadır.
Mühendisler kayıt enstrümantasyonlarının daha
yoğununa ihtiyaç duymaktadırlar.
Binalardaki ivme ölçer gözlemleri deprem mühendisinin
yönlendirmesi ile uzun gözlem ve süreklilik gerektirir.
Geniş ölçekli yapıların cevabının analizi için ilave veri
üretebilmesi gerekebilir.
Bir binada veya sahada çoklu kayıtların analizi yeni
metotların analizi ve tasarımını geliştirmek için
kıymetlidir.

8. Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji Son Gelişmeler
Microearthquake Networks
Sunumu Yapan
ÖZCAN, E
Kursu Veren
Prof. Dr. Ali Osman Oncel
Case Work 2
Mikro depremler için otomatikleşmiş bir sismik işlemci
(Automated Seismic Processor)
Thomas McEvilly , Ernest L.Majer / Berkeley Sismoloji Laboratuarı,
Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 72, 1982

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

10. Microearthquake Networks
Courtesy of Google Earth
The Geysers, California
Cerro Prieto, Mexico

11. Microearthquake Networks
Yazarların mikrodeprem çalışmalarındaki tecrübeleri veri
işlem ve veri dönüştürmelerin rutin zaman kaybı
otomatikleştirme gerekliliğini ortaya çıkarmıştır.
İdeal olarak ASP’ler
 Düşük güçle çalışmalı,
 Bandgenişliği 0-100 Hz,
 Dinamik alanı 16 bit olmalı.
 Ayrıca çok kanallı olmalı (128 e kadar)

12. Microearthquake Networks
(McEvilly and Majer, 1982)
The Geysers, California
Cerro Prieto, Mexico

13. Microearthquake Networks
Mikrodeprem veri işlemi için geliştirilen ASP nispeten basit
olup, etkili kullanım için doğru veri gereklidir.
Zaman, genlik ve spektral algoritmadaki doğruluk ASP
uygulamasının başarısı için kesin bir şekilde gerekmektedir.
1982 yılı teknolojik koşullarında veri işlemi bir deprem için
1 dakikadan daha az bir zamana indirmiştir.
Uygun maliyet hedefi ve gerçek zamanlı sonuçlara kaliteyi
riske atmadan ulaşılmıştır.

14. Sunumu Yapan
ÖZCAN, E
Kursu Veren
Prof. Dr. Ali Osman Oncel
Case Work 3
Büyük Depremlerin Ölçümü
Hiroo Kanomori / Sismoloji Laboratuarı, Kaliforniya Teknoloji Enstitüsü
Tectonophysics, Vol 49 1978
Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji Son Gelişmeler
Quantification of Earthquake Size

15. Quantification of Earthquake Size
Yüzey dalgası magnitüdü, Ms, depremin büyüklüğünü
vermede yaygın bir şekilde kullanılır.
Sismik Moment, M0, en güvenilir kaynak
parametrelerinden biridir. Deprem kaynağındaki tüm
kabuk deformasyonlarının büyüklüğünü temsil eder.
1904-1976 yılları arası Sismik Moment, M0, Ms ’i 8 den
büyük 44 deprem için ya direk ya da dolaylı olarak
belirlenmiştir.

16. Quantification of Earthquake Size

17. Quantification of Earthquake Size
Kanomori, 1978

18. Quantification of Earthquake Size
Kanomori, 1978

19. Quantification of Earthquake Size
Bir depremin gerilme gevşeme modeli kullanılarak M0
sismik moment depremlerden ortaya çıkan enerji
cinsinden yorumlanabilir.
W: Deformasyon enerji farkı(depremden önce ve sonra)
: Deprem öncesi ve sonrası fay düzlemindeki gerilmeler
D: Faydaki ortalama deplasman
S: Fay düzleminin alanı

20. Quantification of Earthquake Size
Yeni bir Mw ölçeği W0 cinsinden Gutenberg –Richter
bağıntısı kullanılarak,
Mw de M0 cinsinden ifade edilirek;
bulunmuştur.

21. Quantification of Earthquake Size
Yapılan çalışmada elde edilen eşitlikte deprem
faylanmasının karmaşası yüzünden bazı belirsizlikler içerse
de Ms (yüzey magnitüdü) den hesaplanana göre depremde
boşalan toplam dalga enerjisinin en güvenilir bulma yolu
olduğu kabul edilmiştir.
Mw depremde açığa çıkan toplam dalga enerjisini temsil
eder. Büyük depremlerde Mw değerleri Ms den farklı
olduğu tespit edilirken, küçük depremlerde ise Mw ve Ms
birbiriyle uyumludur.

22. Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji
NOİSE TO SİGNAL :A MICROTREMOR STUDY AT LIQUEFACTION
SITES IN THE NEW MADRID SEISMIC ZONE
By:Kelli HARDESTY,Lorraine W.WOLF,and Paul BODİN
ÖDEVİ HAZIRLAYAN:2601120221
SEDA TEMEL
Mühendislik Bilimleri Bölümü
Mühendislik Fakültesi
İstanbul Üniversitesi
Gözlemsel Sismoloji – JKMU7054

23. YAZARLAR
Gözlemsel Sismoloji – JKMU7054
KELLİ HARDESTY:
Staff Geologist - ERM: Environmental Resources Management
Eğitim:
Auburn University, Missouri State University
Lorraine W.Wolf
Professor,Geophysics
Lorraine W. Wolf teaches undergraduate courses in Physical
Geology, Engineering Geology, and Applied Geophysics. On the
graduate level, she teaches courses in Geophysics and Tectonics.
The Applied Geophysics course places special emphasis on
practical approaches to environmental and geotechnical
problems. The laboratory component of the course offers
geology and engineering students hands-on experience with
modern geophysical equipment.
Paul BODİN
Research Associate Professor
Areas of Interest:
Seismology; Earthquake sources;
Earthquake effects; Hazard mitigation.
Education:
Ph.D. : University of Colorado, Boulder;
1992
M.S. : Humboldt State University; 1981
B.A. : University of California San Diego;
1975

24. GİRİŞ
 Bu makalede mikrotremör yöntemini yada ortama ait
gürültüleri kullanarak güçlü yerin hareketine karşı
zeminin vereceği tepki araştırılmaktadır.
 Çalışma alanı New Madrid Sismik zonunda bulunan
Misisipi Körfezidir.
 Bu bölgede 1811-1812 depremi sırasında yüksek oranda
sıvılaşma meydana gelmiştir.
 Bölgedeki mikrotremör verileri spektral olarak analiz
edildiğinde çalışılan alanda farklı depolanma şekillerinin
olduğu ,körfez kalınlığının değiştiğini,sıvılaşma olayına
karşı duyarlılığın bazı nicelikler arasında karşılaştırma
yapmamıza olanak verdiği görülmüştür.

25.  Bu nicelikler:1)Hassasiyet indisinin hesaplanması ve
sıvılaşma emareleri aranması 2)Sediman kalınlığı ve
ana frekansın bulunması 3)Yeraltının stratigrafik
bakımdan sınırlarının belirlenmesi ve yatay-düşey
spektral oranlardaki piklerin gözlemlenmesidir.
 Bu çalışmanın sonuçları plaka içindeki sedimanter
basenlerde nadirde olsa oluşan büyüklüğü fazla olan
depremlerin yardımı ile yerin büyütmesi ve
hassasiyetini bulmada yardımcı olmaktadır.

26.  Yapılan son çalışmalar derin sediman basenlerinin
büyük depremlerde açığa çıkan enerjiye nasıl cevap
verdiği üzerinde durulmaktadır. Yerin cevabı bazı
faktörler ile kontrol edilebilmektedir.
 Bu faktörler:Kaynağa yakınlık,kırılmanın özellikleri
ve doğrusallık,akustik empedans farkı,yakın yüzey
toprak özellikleri ve basen yapısı dizilimidir.

27.  Makalede yazarlar özellikle tarihsel yada tarih öncesi
devirlerde meydana gelen depremlerin neden olduğu
sıvılaşmanın oluştuğu alanlarda çalışmalar yapmışlardır.
 Yapılan çalışmada hakim frekans,yerin göreli büyütmesi
atanarak mikrotremör ölçümlerinden hesaplanan yerin
hassaslık katsayısı hesaplanmış ayrıca bu çalışmalar
bölgede yapılan geoteknik çalışmalar ile,jeolojik haritalar
ve sıvılaşma araştırmalarıda yorumda kullanılmıştır.

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

29.  Bu zonda bulunan depozitlerin yaşları
incelendiğinde büyüklüğü 7’den fazla en üç depremin
olduğu ve bu depremlerden ötürü zeminin
sıvılaşmasının giderek arttığı görülmüştür.
 Körfezdeki sedimanlar ve altında bulunan Paleozoik
basamak kayaç türleri yüksek akustik empedans
özelliğine sahiptir buda basende sismik enerjinin
sıkışmasına ve dalga büyütmesine neden olmaktadır.
 Körfezdeki tabakalanmada görülen Senklinal yapısı
sismik enerjinin yoğunlaşmasını ve yer
hareketlerinin büyümesine olanak vermektedir.

30. Çalışılan alan Misisipi Körfezi

31.  Körfez sedimanlarında sismik yer hareketlerinin etkisini
görmek için makalede yazarlar sıvılaşma yada toprak
kaymasının olduğu belirlenen 15 yerde aldıkları
mikrotremör ölçümleri ile HVSR çalışmışlardır.
 HVSR metodunun standart spektral oran metodundan
farkı transfer fonksiyonu yalnızca tek tabakalı sediman
bölgesinde kaydedilen yer hareketlerinden bulunur.
 Bu yüzden bu etkiyi ihmal etmek için seçilen referans
bölgesine ve methodu etkili kılan temel kayanın olmadığı
durumlara dikkat çekmektir.

32. HVRS METODU
 Formülde HE ve HN yer
hareketinin doğu ve
kuzeyde kayıt edilen güç
spektrumudur ve VZ düşey
bileşendir
 HVSR metodu düşey
bileşenin düşük hızlı
sedimanlardan
etkilenmediğini ve
Rayleigh dalgası etkisinin
yatay ve düşey
koordinatlarda eşit
olduğunu varsayar.
 Sonuçlardan elde edilen
spektrum kaynaktan
bağımsızdır ve ışın yolu
kaynağa ait gürültünün
azimuthal şekilde
dağılmasını sağlar.
( )/2HE HN
HVSR
VZ

33. HVRS YÖNTEMİ
 Mikrotremör çalışmaları ;bölgenin analizinin
yapılmasında,dalga büyütmesi,kesme dalgası hızları
sediman kalınlığı ve sıvılaşmaya karşı hassasiyetin
ölçülmesinde kullanılmaktadır.
 HVSR de gözlemlenen rezonans frekansı genliklerin
büyüklüklerinden elde edilir ve sediman kalınlığı ve
kesme dalgası hızı ile ilişki kurulur.HVSR
yönteminde farklı zamanlarda 10Hz’den düşük
tekrarlanan frekanslarda gösterilir.Yinede farklı
zamanlarda genlik ölçümü değişiklik gösterebilir.

34. Veri toplama ve Analizi
 Mikrotremör verilerinin toplanacağı alan 1811 ve 1812
depremlerinin episentır bölgesidir ki bu bölge sıvılaşma
depozitleri ile doludur.
 Alan seçimi yapılırken 1)Sıvılaşmanın gözlendiği alan
yada onun yakınları 2)Geoteknik verilerin bulunduğu
örneğin sismik konik penetrasyon testi 3)5 km’ye kadar
yakın yerlerdeki kuyu bilgileri.Sedimanter çökel kısımları
özel olarak gruplandırılmak istenirse :ova,yayvan
akarsu,kıvrımlı akarsu ve yayvan ile kıvrımlı arasındaki
geçiş bölgesi olmak üzere 4 bölüme ayrılır.En az üç
bölgede herbir depozit türü seçilmiştir.

35.  Mikrotremör verileri Guralp CMG-4T 3 bileşenli geniş
bantlı sismometre ile ölçülmüştür.Bu sismometreler düz
arazide 0.03 ile 100 Hz arasında cihaz tepkisine sahiptir.
 Her bölümde dakikada 200 örnek toplanmıştır ve cihaz
kurulduktan sonra 25-30 dak.ölçüm alınmıştır.
 Alana ait her bir bileşendeki güç spektrumu HVSR ile
hesaplanmıştır.Veriler süzgeçlenmiştir.Süzgeçleme
işlemi için 16.348 örnekli Hanning penceresi
kullanılmıştır.HVSR metodunda ana periyot T sediman
kalınlığı ve kesme dalgası hızı ile ilişkilendirilmiştir.
 T=4H/Vs

37. Körfez kalınlığının periyot ile değişimi

38. Bu çalışmada kullanılan stratigrafik birimlere ait
parametreler:

39. HVSR metodunda gözlenen periyotlar ve onların
karşılık geldikleri tabaka sınırları

40. SONUÇLAR
 Bütün bölgede gözlenen ana periyota karşı sediman
kalınlıkları Şekil 3 ve Tablo 2 ‘de gösterilmektedir.
Körfezin kenarlarında 0.5 sn. basenlerin ince
bölümlerinde 4.5 sn gözlemlenmektedir.
 Şekil 4 körfez tabakası kalınlığının artması ile uzun
periyotlarda ana rezonans periyot kaymasını
göstermektedir ki bu kısım basamak sedimanının ara
yüzeyinde akustik empedans farklılığının olduğu
kısma denk gelmektedir.

41. Seçilen alanlarda mikrotremör ölçümlerinin
sonuçları

42. Gözlemlenen ile hesaplanan periyot değerlerinin
karşılaştırılması

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

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

45. Yandaki şekilde çalışma
alanından bulunan ana
periyotlar
görülmektedir.Doğuya doğru
gidildikçe kalınlık
artmaktadır.Depolanma
türlerinin işaretler ile gösterimi
ise;dörtgen şeklinde olanlar
ovaları,yaygın akarsu alanları
kare ile,kıvrımlı akarsular
üçgenler ile gösterilmektedir.
b)H/V güç spektrumu
oranlarından elde edilmiş pikler
c)Çalışılan alanlar için hesap
edilmiş hassasiyet değeri.Bazı
hassasiyet değerlerinde kıvrımlı
akarsuda hesaplanan kısım
daha yüksek çıkmıştır buda
diğer üç bölgeye göre daha
hassas olduğunu
göstermektedir.

46.  Nakamura(1997,2000),Konno ve Ohmachi(1998) ve
Huang ve Tseng(2002) hassasiyet indisinden
yararlanarak büyüklüğü fazla olan yer sarsıntılarının
tanımlanmasını amaçlamışlardır.K g periyota ait
piklerden türemiştir ve Ap genliği ile ilişkilidir.
K g =T*AP
2
 Nakamura (2000) Kg indisi için yaptığı varsayımda
basamakkayasına ait ivme değerinden yararlanmış
verilen bölgede dikkat çekici bir değişimin olmadığı ve bu
yüzden yeryüzünde kayıt edilen kesme gerilmesinin
göreli olarak çalışılan alandaki hassasiyet ölçüsünün
hesaplanmasında kullanılmıştır.

47. SONUÇ
 En büyük hassasiyet değerine sahip kısım kıvrımlı akarsuların
çökellerinin bulunduğu körfezin doğusunda bulunan Misisipi
nehridir.
 Makalede kullanılan verilerin sınırlı olmasından ötürü
hassasiyet indislerinin tam anlamıyla doğru olduğu
bilinemiyor yine de çalışılan alanda kum dağıtma çökellerinin
sayısının hayli fazla olduğu bilinmelidir. K g değerinin yüksek
çıkması sıvılaşma ihtimalinin fazla olması söz konusu
demektir.
 Yakın yüzeyde oluşan sıvılaşma derin basen
tabakalanmasından sismik dalga yayılımının etkisi ile güçlü
yer sarsıntısına meyil olduğu görülmektedir.
 Yüksek Kg değerleri toprakta duyarlılığın olduğunu bu
duyarlılığın güçlü yer sarsıntısına meyilli yerlerin
tanımlanmasında etkili olduğu söylenmektedir.

48. Sunumu Yapan
İLKAY, S.
Kursu Veren
Dr.Ali Osman Oncel
SUNUM 1
SİSMİK SİNYALLERE ATMOSFERİK BASINÇ DEĞİŞİMİNİN ETKİLERİ YA
DA İSTASYON KALİTESİ NASIL GELİŞTİRİLİR
R. Beauduin, P. Lognonnr, J. P. Montagner, S. Cacho, J. F. Karczewski, and M. Morand
Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji
Background noise surveys and selection of sites

49. Background noise surveys and selection of sites
Arka plan sismik gürültüleri sismik sinyalleri nasıl etkiler?
İstasyonların kurulum yeri gürültüyü yok etmede etkili
midir?
Sismik veri ile atmosferik basınç arasındaki uyum transfer
fonksiyonlarla indirgenebilir mi?
Atmosferik basınç alanı sismik verilerden kaldırılabilir mi?
BEKLENEN ÇIKARIMLAR:

50. Arka plan sismik gürültüleri sismik sinyalleri
nasıl etkiler?
Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji – JKMU7032
Arkaplan sismik gürültüleri özellikle düşük
frekans oranındaki sismik sinyalleri
engelleyebildiğinden beri bir sınırlama
faktörüdür. Gürültü özellikle alt
katmanlardaki sıcaklık dalgalanmalarından ve
atmosferik basınç dalgalanmalarından ve
rüzgarlardan oluşur. Bu tür gürültüler
sismometreleri bozar.

51. İstasyonların kurulum yeri gürültüyü yok etmede
etkili midir?
Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji – JKMU7032
Figure 1. 19 Eylül 1989 Aralık-1988 16 den SSB sitenin sismik tonozun
Haritası. 1990 yılının Mayıs ayında, SSB sismometreler tonozun kuzey
dalına doğu şube taşındı.

52. Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji – JKMU7032
Figure 2. Herhangi bir düzeltme öncesi Montajlı farklı tür için 1 MHz ve 10 MHz de
ortalama sismik gürültü seviyesi ve ortalama atmosferik gürültü seviyesi.
(Microbarometer Kasım 1991 Şubat-1990 faaliyet değil.) (SSB-I: 1988/12/16 dan
1989/05/15 için; SSB2-1: 1988/12/16 dan 1989/09/19 için; SSB -2: 1990/05/15
tarihinden 03/18/1991; SSB-3: 1991/03/18 dan 1992/12/31 için).

53. Sismik veri ile atmosferik basınç arasındaki
uyum transfer fonksiyonlarla indirgenebilir mi?
Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji – JKMU7032
Bendat and Piersol (1986) tarafından tanımlanan tutarlılık fonksiyonu
kullanılır
S(co) ve P(co) sırayla sismik sinyallerin Fourier transformu
s(t) ve atmosferik basınç alanı p(t); S* (co) ,S(co) kompleks eşleniği;
ve E[IS(co)l] ise ortalama topluluğu veya beklenen değeri işlevi
S(co) (E[IS(co)l] = (l/N) EN=a ISk(co)l,
S(co) N aralıklarla bölünmüştür.)

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

55. Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji – JKMU7032

56. Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji – JKMU7032
Atmosferik basınç alanı sismik verilerden
kaldırılabilir mi?

57. Sunumu Yapan
İLKAY, S.
SUNUM 2
YENİ BİR BÖLGENİN HİPOSENTR YERİ METODU
Zhi Xie, Terry W. Spencer, Philip D. Rabinowitz, and Davis A.
Fahlquist
Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji
HİPOSENTR YERİNİN TAYİNİ

58. Geiger yöntemi ile hipocenter hesaplaması nasıldır?
Yeni yontemdeki hız evrişimleri nasıl elde edliyor?
Hız bilgisi eksikliği ile hiposentr yerinitayın edebiliyor
muyuz? Nasıl?
Yeni yöntem gerçek deprem verilerinde
uygulandığında orijin zaman ve derinlik farklılıkları
nasıl bir değişim gösterir?
Peki yenı yontem nıye uygulanmıyor?
BEKLENEN ÇIKARIMLAR:

59. Geiger yöntemi ile hipocenter hesaplaması
nasıldır?
Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji – JKMU7032
Bugün en yaygın olarak kullanılan bilgisayar tabanlı konum
tekniği Geiger yöntemi (Geiger, 1910) 'dir.
Bu yöntem, giriş hiposentr koordinatları ilk tahmini ve
başlangıç zamanını (x0, Yo, Zo için) ve yüzey ile Deprem odağı
arasındaki hız yapısını belirler. doğru hız yapısıyla bile bu olayda
yetersiz olan datalara mecbur olunduğunda, hesaplanan hiposentr
yeri ve orijin zamanı ilk tahminlere dayanır.

60. Yeni yontemdeki hız evrişimleri nasıl elde edliyor
Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji – JKMU7032
U—slowness structure
2parçayaayırıyoruz.
- Eşittürdeşlerinortalama yavaşlaması
- DU slowness sapması
Seyahatzamanı bilindiğinde,gerçekteeşittürdeşlerin
ortalamaslowness modeli,sadecehiposantr
koordinatlarınınfonksiyonugibiifadeedilebilir.

61. Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji – JKMU7032
i’ inci istasyona güncel ışın yolunun uzunlığu
kaynaktan i’ inci istasyona bir düz çizgi uzunluğu
N istasyonundan i istasyonuna kadar kaynak ışın
yollarının toplamı
N ist. İ ist. Kadar düz çizgi uzunluğu toplamı
i’inci ışın yolu için ağırlıklı ort. Yavaşlama
tüm ışın yolları için ağırlıklı ort. slowness

62. Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji – JKMU7032
Bir deprem kaynağından i’ inci istasyonuna teorik
. seyahat zamanı ifade edilebilir.
Kaynaktan gelen tüm istasyonlar için her seyahat
süreleri toplamı
Şimdi i'nci ışın yolunun uzunluğu iki parça, kaynak i'nci istasyonuna
düz çizgi uzunluğu ve ilave bir artış dlg olarak ayrılabilir

63. Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji – JKMU7032
Gerçek dli bilinmediğinden beri, tüm dli lerin ortlama yaklaşımı
alınır.
İhtiyaç olan L >= L d yani U =< Uavg; sonuç olarak
DU <= O. Seyahat süreleri ve Deprem odağı yeri biliniyorsa, o
zaman U avg hesaplanabilir.

64. Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji – JKMU7032
hesaplamalarda adımlar aşağıdaki gibidir:
1. Xo, Yo, Zo, To ve DU biri dizi varsayalım, To orjin
zamanındayken
2. Hesaplana l (i = 1 ..... N), düz uzunlukları Her istasyon için
kaynak (Xo, Yo, Zo) dan toplam ~ l (i = 1 ..... N) Ld elde edilmiştir.
3. Tden hesaplanan toplam T ile gözlenen varış zamanları bulunur.
4. Yukarıdaki formullerden U avg hesaplanır.
5.DL .hesaplanır.

65. Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji – JKMU7032
6. ui lerhesaplanarak, dui bulunur.
7. İlk formülü kullanarak buluruz.
Tüm bulduğumuz bu parametreleri F fonksiyonu ile minimalize
etmiş oluruz.

66. Hız bilgisi eksikliği ile hiposentr yerini tayin
edebiliyor muyuz? Nasıl?
Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji – JKMU7032
Figure 2. Sismik ağ ve
sentetik depremler sentetik
veri testi kullanılmıştır.
Üçgenler istasyonları temsil
eder; çevreler sentetik
merkez üsleri temsil eder;
artı işaretini bir amaç
fonksiyonunun çalışması için
kullanılan olayı temsil eder.

67. GİRİŞ
Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji – JKMU7032
Figure 3. Hız
yapısının iki
düşük hız
bölgeleri
içeren
sentetik veri
testi
kullanılmıştır
.

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

69. Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji – JKMU7032
Figure 5. Gerçek merkez
üsleri ile yeni bir yöntem
kullanılarak belirlenen
deprem odağının
karşılaştırılması.
Üçgenler istasyonları
temsil eder; daireler ve
kareler sırasıyla gerçek
episentr ve yeni yöntem
ile tespit edilen
dışmerkezi temsil eder.

70. Yeni yöntem gerçek deprem verilerinde uygulandığında orijin zaman ve
derinlik farklılıkları nasıl bir değişim gösterir?
Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji – JKMU7032
Figure 12. Loma Prieta depremin
merkez üsleri ve yeni yöntemi (yıldız ve
katı daireler) kullanarak ve Kuzey
Kaliforniya Deprem Veri Merkezi
(NCEDC) katalog (çapraz ve elmas)
elde büyüklüğü 4.0 veya daha büyük
olan 26 artçı karşılaştırılması. Etiketler
SAF ve SF sırasıyla San Andreas ve
argent fayların izlerini göstermektedir.
Oklar NCEDC tarafından bildirilen
olanlara nispeten yeni yerlerde kayma
yönünü gösterir.Yeni bir yöntem
kullanarak ana deprem alanında öncü
şoklar ve artçı şokların yeri NCEDC
tarafından yayınlanır, yayınlana yerin
güneybatısında ortalama 2.29 km
gösterir.

71. Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji – JKMU7032
Figure 1 3. Yeni yöntem ve Kuzey Kaliforniya Deprem Veri Merkezi
(NCEDC) katalogda verilen kullanılarak elde edilen sonuçlar arasında
kökeni zaman ve derinlik farklılıkları. Orijin zamanı ve derinliğindeki
farklılıklar birbirleri ile birleştiğinde aynı şekilde değişimler gösterir.

72. Peki yenı yontem nıye uygulanmıyor?
Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji – JKMU7032
Bu yeni yöntem, derinlik belirlenmesinde büyük hataları oluşturur.Yeni yöntem, bir
formülasyon içinde yaklaşık yavaşlama modelinden türetilir. Dolayısıyla, bu
hesaplama içinde seyahat zamanında hatalarının kaçınılmaz olduğunu gösterdi.
Bir genetik algoritma optimal çözümler aramak için kullanıldığından bu
yana, yeni yöntem, Geiger'ın yöntemine göre daha verimsiz-gerektiren çok daha
uzun bilgisayar ortamaında zaman geçirilmesini sağladı.

73. Sunumu Yapan
İLKAY, S.
SUNUM 3
25 OCAK 2005 HAKKARĠ-SÜTLÜCE DEPREMĠ
FAY MEKANĠZMASI ÇÖZÜMLERĠ VE
YER-YAPI ĠLĠġKĠSĠ ÖZELLĠKLERĠ
M. Alper ġENGÜL, Selda ALTUNCU POYRAZ, Ali ÖZVAN,
Mucip TAPAN, Doğan KALAFAT
Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji

74. Deprem parmetreleri hesaplanırken hangi kodlar
kullanılabilir?
Ana şok ile artçı şokun sentetik ve gözlemsel uyumda
neden farklılıklar vardır?
Gözlemlediğimiz dağınık depremselliğin nedeni ne
olabilir?
Böyle bir depremde niçin çatlak oluştu?
Fay mekanizmasının sonuçları neden net olarak
belirlenemedi?
BEKLENEN ÇIKARIMLAR:

75. Deprem prarmetreleri hesaplanırken hangi
kodlar kullanılabilir?
Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji – JKMU7032
Kandilli Rasathanesi ve Deprem Araştırma Enstitüsü Ulusal
Deprem İzleme Merkezi (UDİM)’nde uygulanan ZSACWin programı
kullanılmıştır.
Programda temel olarak deprem parametrelerinin
hesaplanmasında ;
HYPO71 (Lee and Lahr, 1972)
 CMT (Centroid Moment Tensor)
TDMTINV (Time Domain Moment Tensor Inversion)
kodları esas alınarak çözümlemeler yapılmıştır.

76. Ana şok ile artçı şokun sentetik ve gözlemsel uyumda neden
farklılıklar vardır?
Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji – JKMU7032

77. Ana depreme ait moment tensör ters çözümlemesinde de
fayın etkin ters bileşenli sol yönlü doğrultu atımlı olduğu
belirlenmiştir.
Şekil4: Hakkari 2005 deprem etkinliği için Mw ≥3.6’den büyük 13 adet depremin CMT
çözümleri ve M ≥3.6 ‘dan büyük depremlerin episantır haritası. 2 nolu çözüm Mw:5.4
olan ana depremdir.

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

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

80. Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji – JKMU7032
Yaygın ve dağınık depremselliğin nedeni bölgedeki mevcut
istasyon dağılımının yetersiz olması, yapısal unsurlar ve farklı
tektonik unsurlar olarak düşünülmektedir. Deprem oluş
düzeninin farklı olması ardarda meydana gelen orta
büyüklükteki depremlerin birbirini tetiklemesi olarak
düşünülmektedir. Bununla beraber ana şok sonrası oluşan
depremlerin düzlemlerinin farklı mekanizmaları sergilemesi
bölgedeki gerilme sisteminin ana hatlar boyunca değil birçok
küçük fay zonu boyunca çalıştığını ve stresi geniş bir alan
içerisinde düşürdüğü düşüncesini doğurmaktadır. Genel
olarak mekanizma çözümlerinde ters bileşenli doğrultu atımlı
fayların daha etkin olduğu ve yönelim olarak da Doğu
Anadolunun genelinde gözlenen KB-GD veya KD-GB uzanımlı
faylarla benzerlikler gösterdiği saptanmıştır.

81. Böyle bir depremde niçin çatlak oluştu?
 Saha verileri incelendiğinde bölgede
hasarıngerçekleşme nedeni sismolojik olarak
depremin odaknoktasına yakınlık ve fayın etki alanı ya
da enerji boşalma alanı üzerinde olmasının yanısıra,
yapı-zemin ilişkisinden de kaynaklanmaktadır. Hasarın
sadece deprem tarafından tetiklenen bu heyelan
kütleleri üzerindeki yerleşimlerde olması zemindeki
olası ivme büyütme potansiyelinin etkisini ortaya
koymaktadır.
 Kaldı ki bu birim gerek jeoteknik gerekse sismolojik
açıdan mühendislik parametrelerinin oldukça düşük
çıkacağı bir litolojiye sahiptir.

82. Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji – JKMU7032
Şekil 6: Sütlüce mezrasında depreme bağlı gelişen heyelan çatlağı, bakış yönü K.

83. Fay mekanizmasının sonuçları neden net olarak
belirlenemedi?
Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji – JKMU7032
•Yapılan çalışmalar sonucunda 25 Ocak 2005 Hakkari depremlerinin
kaynağının tek bir fay sistemine bağlı olmadığı saptanmıştır.
•Bölge genelinde etkin olan K-G yönlü sıkışma birçok fay üzerinde
etkisini göstererek yırtılmanın dağınık bir şekilde gelişmesine neden
olmuştur. Bu sonuç fay mekanizması çözümlerinde net olarak
görülmektedir. Çok yakın mesafelerdeki odak noktalarına sahip
depremlerin gerilme düzlemleri farklılık gösterebilmektedir.
•Aynı zamanda ana şoktan sonraki iki gün içerisinde gerçekleşen artçı
depremlerin de bir yönelim göstermeden saçılımlı olması bu sonucu
desteklemektedir.

84. 1 Mayıs 2003 Bingöl depremi (MW=6.4)
kuvvetli hareket kayıtlarının
incelenmesi
Doç. Dr. EĢref YALÇINKAYA
Mühendislik Bilimleri Bölümü
Mühendislik Fakültesi
İstanbul Üniversitesi
B U RÇ İ N D İ D E M TA M TA Ş
2 6 0 1 1 2 0 1 5 5
Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji – JKMU7032

85. 1 Mayıs 2003 Bingöl depremi (MW=6.4) kuvvetli hareket kayıtlarının
incelenmesi
 Sığ bir deprem olmasına rağmen (10 km) yüzey kırığı
oluşmamasının nedeni nedir?
 Uzak istasyonlarda ölçülen ivme değerlerinin
ampirik değerlerin altında kalmasının nedeni ne
olabilir?
 İvme ölçer istasyonlardan BNG istasyonunda diğer
istasyonlara göre oldukça yüksek ivme değeri
ölçülmesinin nedeni nedir?

86. 1 Mayıs 2003 Bingöl depremi
1 Mayıs 2003’te yerel saatle 03:27’de meydana gelen Bingöl
depremi (MW=6.4),
 Depremin büyüklüğü, Kandilli Rasathanesi ve Deprem Araştırma
Enstitüsü (KRDAE) tarafından 6.4 (MW) olarak belirlenmiştir.
 Depremin odak derinliği 10 km’dir.
 77 kişinin yaşamını yitirmesine, 530 kişinin yaralanmasına, 308
binanın •çökmesine ve 2000’nin üzerinde binanın ise ağır hasar
görmesine neden olmuştur.
 Fay, Doğu Anadolu Fay Zonu’na yaklaşık dik, sağ yönlü doğrultu
atım karakterine sahip ikincil bir faydır.
 Bölgede yer alan 4 ivmeöl•çer istasyonunda kaydedilmiştir.
Bu çalışma, depremden hemen sonra yapıldığından, bir
ilk inceleme olarak değerlendirilebilir.

87. 1 Mayıs 2003 Bingöl depremi
Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji – JKMU7032
Deprem, açık bir yüzey kırığı
oluşturmadığı için başlangıçta
faylanma doğrultusu hakkında farklı
görüşler ortaya çıkmıştır.
Depreme neden olan fay, sağ yönlü
doğrultu atımlı olup, eğimi düşeye
çok yakındır.

88. 1 Mayıs 2003 Bingöl depremi
 Bölgenin aşırı heterojen ve kırıklı yapısı, faylanma ile
ilgili açık gözlemlerin elde edilmesini
engellemektedir.
 6.4 büyüklüğündeki sığ odaklı bir deprem için
belirgin bir yüzey kırığının oluşmaması dikkat
çekicidir.
 Bölge, kırığı örtebilecek yumuşak alüvyon bir
dolguya sahip değildir.

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

90. İvme Kayıtları
Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji – JKMU7032
• Bingöl (BNG) istasyonunda
kaydedilen en büyük ivme, ampirik
eğrilerin biraz üstünde iken, uzak
istasyonlardaki ivmeler tahmin
edilen değerlerin altındadır.
• Uzak istasyonlardaki ivmelerin
düşük kalmasının nedeni:
• bölgedeki aşırı kırıklı kabuk
yapısından dolayı dalgaların
tahmin edilenin üzerinde
soğurulması olabilir.
• BNG istasyonundaki ivmenin yüksek
olmasının nedeni:
• bir ileri yönelme etkisi veya kötü
zemin koşulları, ya da
topoğrafya etkisi nedeniyle
oluşan büyütmeler olabilir.

91. Sonuçlar
 1 Mayıs 2003 Bingöl depremi, ülkemizde yaklaşık 1.5 yılda bir
yaşanan ve ne yazık ki ağır sonuçlarıyla karşılaşılan
depremlerden biridir.
 Oluştuğu jeolojik ortam ve büyüklük açısından yüzey kırığı
üretmemesi dikkat ç•ekicidir.
 Uzak istasyonlarda ölçülen ivme değerlerinin ampirik
değerlerin altında kalması, bölgedeki kırıklı kabuk yapısı
nedeniyle soğurmanın yüksek olduğunu göstermektedir.
 BNG istasyonunun fayın güneydoğu ucuna yakın olması ve
KG bileşeninde görülen yüksek ivmeler, bu istasyon
kayıtlarının ileri yönlenme etkisi taşıdığını gösteriyor olabilir.
 Sonuç•ların daha iyi değerlendirilmesi açısından yumuşak
zemin ve topoğrafya etkileri konusunda araştırma
yapılmasına ihtiyaç vardır.

92. MARMARA BÖLGESĠ’NĠN MĠKRODEPREM
ETKĠNLĠĞĠ’NĠN YEREL AĞLAR ĠLE TAKĠBĠ VE
BÖLGENĠN SĠSMĠK ETKĠNLĠĞĠNE BĠR BAKIġ
F.K. BEKLER1, Y. GÜNEġ1, A. BERBEROĞLU1, P. GARĠP1, N. KAFADAR1, A. KÖSEOĞLU1,K.
KEKOVALI1, D. KALAFAT1, A. ITO2, ġ. BARIġ3, M. YILMAZER1, S.B. ÜÇER1, Y.HONKURA 4
Mühendislik Bilimleri Bölümü
Mühendislik Fakültesi
İstanbul Üniversitesi
B U RÇ İ N D İ D E M TA M TA Ş
2 6 0 1 1 2 0 1 5 5
Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji – JKMU7032

93. MARMARA BÖLGESĠ’NĠN MĠKRODEPREM ETKĠNLĠĞĠ’NĠN YEREL AĞLAR ĠLE
TAKĠBĠ VE
BÖLGENĠN SĠSMĠK ETKĠNLĠĞĠNE BĠR BAKIġ
 Kandilli’deki Ulusal Deprem İzleme Merkezi’yle
veri iletişimi nasıl sağlanmaktadır?
 Verilerin sağlandığı deprem istasyonlarının
özellikleri nelerdir?
 Deprem çözümlemeleri hangi program
kullanılarak yapılmıştır?
 Bölgede yoğun depremsellik gösteren yerler
nereleridir?
 Bölgede etkin olan faylanma türleri nelerdir?

94. MARMARA BÖLGESĠ’NĠN MĠKRODEPREM ETKĠNLĠĞĠ’NĠN YEREL AĞLAR ĠLE
TAKĠBĠ VE
BÖLGENĠN SĠSMĠK ETKĠNLĠĞĠNE BĠR BAKIġ

95. MARMARA BÖLGESĠ’NĠN MĠKRODEPREM ETKĠNLĠĞĠ’NĠN YEREL AĞLAR ĠLE
TAKĠBĠ VE
BÖLGENĠN SĠSMĠK ETKĠNLĠĞĠNE BĠR BAKIġ
Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji – JKMU7032

96. MARMARA BÖLGESĠ’NĠN MĠKRODEPREM ETKĠNLĠĞĠ’NĠN YEREL AĞLAR ĠLE
TAKĠBĠ VE
BÖLGENĠN SĠSMĠK ETKĠNLĠĞĠNE BĠR BAKIġ
Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji – JKMU7032

97. Sonuçlar
 Yaklaşık 2 senelik veri birikimi, bölgede özellikle Marmara Denizi’nin
Batı Marmara ve Doğu Marmara-Çınarcık açıkları bölümünün yoğun
depremsellik gösterdiğini ortaya koymuştur. Özellikle KAF ’nın
Marmara Denizi içinde devam eden ANA FAY üzerinde çok belirgin
olarak D-B uzanımlı depremsellik görülmüştür.
 Marmara Adası’nın KAF ’nın devamı arasında, Yalova - Çınarcık’ta ve
Bursa’nın güneydoğusunda yoğun deprem etkinliği gözlenmiştir.
 Sonuçlar, bölgede yoğun deformasyon sürecinin ve yaygın
depremselliğinin sürdüğünü ortaya koymaktadır.
 Özellikle ters ve normal bileşen ağırlıklı faylar bölgede etkin olmaktadır

98. BÜYÜK DEPREMLERĠN TSUNAMĠ UYARISI
ĠÇĠN HIZLI KAYNAK PARAMETRESĠ TAHMĠNĠ
Akio KATSUMATA1, Shigeki AOKI2, Yasuhiro YOSHIDA3, Hiroshi UENO4
and Takashi YOKOTA5
Mühendislik Bilimleri Bölümü
Mühendislik Fakültesi
İstanbul Üniversitesi
B U RÇ İ N D İ D E M TA M TA Ş
2 6 0 1 1 2 0 1 5 5
Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji – JKMU7032

99. BÜYÜK DEPREMLERĠN TSUNAMĠ UYARISI ĠÇĠN HIZLI KAYNAK
PARAMETRESĠ TAHMĠNĠ
 Tohoku depremi tsunami uyarısında yaşanan sorun
neydi?
 Kuvvetli hareket alanından magnitüd tayini nasıl
yapılır?
 Kuvvetli hareketin süresinden magnitüd tayini nasıl
yapılır?
 P dalgasından magnitüd saptama metodları
nelerdir?
 Uzun peryod sismik dalgadan magnitüd tayini nasıl
yapılır?

100. BÜYÜK DEPREMLERĠN TSUNAMĠ UYARISI ĠÇĠN HIZLI KAYNAK
PARAMETRESĠ TAHMĠNĠ
Kuvvetli Hareket Alanından Magnitüd Tayini
Aletsel ve Gözlemsel Sismoloji – JKMU7032
Fig. 1. Distributions of seismic intensity of the 2011 off the Pacific coast of Tohoku Earthquake and
the 2003 Off-Tokachi Earthquake. The contours in maps denote slip distributions estimated by
Yoshida (2005) and Yoshida et al. (2011a).

101. BÜYÜK DEPREMLERĠN TSUNAMĠ UYARISI ĠÇĠN HIZLI KAYNAK
PARAMETRESĠ TAHMĠNĠ
Kuvvetli Hareketin Süresi
Fig. 3. Distribution of strong-motion duration
of the 2003 Off-Tokachi Earthquake [Aoki et
al., 2011].
Japonya ve çevresindeki
depremlerin kuvvetli
hareket süreleri
araştırılmıştır.

102. BÜYÜK DEPREMLERĠN TSUNAMĠ UYARISI ĠÇĠN HIZLI KAYNAK
PARAMETRESĠ TAHMĠNĠ
Kuvvetli Hareketin Süresi
Fig. 5. Relationship between moment magnitude (after the Global CMT Project) and strong-motion
duration Dobs of earthquakes which occurred in and around Japan [Aoki, et al., 2011]. The red
circle denotes that of the 2011 off the Pacific coast of Tohoku Earthquake.

103. BÜYÜK DEPREMLERĠN TSUNAMĠ UYARISI ĠÇĠN HIZLI KAYNAK
PARAMETRESĠ TAHMĠNĠ
P Dalgasından Magnitüd Hesaplanması
Fig. 6. Mp of the 2011 off
the Pacific coast of
Tohoku Earthquake
(Mw 9.0) [Yoshida et
al., 2011b].
Yoshida (1995)
P dalgası genlik
değişiminden
magnitüd
tayini
metodunu
önermiştir.
(Mp)

104. BÜYÜK DEPREMLERĠN TSUNAMĠ UYARISI ĠÇĠN HIZLI KAYNAK
PARAMETRESĠ TAHMĠNĠ
P Dalgasından Magnitüd Hesaplanması
Fig. 7. Mwp [Tsuboi
et al., 1995] of the
2011 off the Pacific
coast of Tohoku
Earthquake [Yoshida
et
al., 2011b]

105. BÜYÜK DEPREMLERĠN TSUNAMĠ UYARISI ĠÇĠN HIZLI KAYNAK
PARAMETRESĠ TAHMĠNĠ
P Dalgasından Magnitüd Hesaplanması
Fig. 8. Mwliss
[Ogawara et al.,
2004] of the 2011
off the Pacific
coast of Tohoku
Earthquake
[Yoshida et al.,
2011b]
Ogawara 2004
yılında geniş band
sismik dalgaların
genliklerinin
karesine dayanan
Mwliss magnitüd
saptama metodunu
geliştirmiştir.

106. BÜYÜK DEPREMLERĠN TSUNAMĠ UYARISI ĠÇĠN HIZLI KAYNAK
PARAMETRESĠ TAHMĠNĠ
Uzun Peryod Sismik Dalgadan Magnitüd Tayini
Fig. 10. Assumed time to estimate earthquake magnitude from P-wave (the green broken curve) and
S-wave (the red solid curve) [Katsumata et al., 2011]

107. BÜYÜK DEPREMLERĠN TSUNAMĠ UYARISI ĠÇĠN HIZLI KAYNAK
PARAMETRESĠ TAHMĠNĠ
SONUÇ
 Tsunami uyarısında,büyük deprem oluştuktan
hemen sonra magnitüd hesaplamak için bir çok
metod geliştirilmiştir.
 Kuvvetli hareket alanından, kuvvetli hareketin
süresinden, p ve s dalgalarının genliğinden magnitüd
hesaplama metodları incelenmiştir.
 Bu metodların kombinasyonunun, bir sonraki
depremin tsunami uyarısında doğru çıkarımlar
yapmakta yardımcı olması beklenmektedir.