İng. Earthquakes

Depremler, levha tektoniği uyarınca sıkışan ya da genişleyen kabuğun katı olması nedeniyle (sürtünme kuvveti) enerjiyi biriktirmesi (levha hareketini engellemesi) ancak bu dayanımın sınırlı olması sonucu yenilmesi sonucu gerçekleşir. Uzun süreli gerilme birikimi gerçekleştiğinde biriken enerji sürtünme kuvvetini yenerek kayaçların kırılmasını ve biriken enerjinin boşalması ile sonuçlanır.¹ Bir başka deyişle çoğu deprem, büyük bölümünün levha hareketleriyle ilişkili olduğu kırıklar (faylar) boyunca hareket olduğunda gerçekleşir. Kırılma başladığında hareket, fay boyunca birkaç km/sn hız ile potansiyel gerilmenin sonlandığı koşullara erişene kadar ilerler. Hareketin geliştiği kırılma ne kadar uzun olursa, kayaçlarda biriken enerjinin boşalması da o kadar uzun süreye yayılır ve dolayısıyla yerin sarsılması da o denli uzun sürecektir.

Bir levha sınırı içerisinde zaman içerisinde biriken gerilme birikimi kırıklar boyunca açığa çıkarak depremleri oluşturur. Deprem, genelde kırıklar boyunca hareketi sağlayan faylanma sonucunda ani enerji boşalmasının neden olduğu sarsıntı olarak tanımlanır ve esnek serbestlenme kuramı ile açıklanır. Esnek Serbestlenme Kuramı Henry Fielding Reid tarafından 1908 Kaliforniya depreminden sonra ortaya konulmuştur. Bu kurama göre kayaçlar gerilim altında deforme olduğu zaman, sürtünme kuvveti nedeniyle enerjiyi potansiyel olarak depolar ve bükülür. Kayaçların iç dayanımları aşıldığında fay adı verilen süreksizlik düzlemleri boyunca kırılır, önceki deforme olmamış durumlarına sıçramaya çalıştıkça enerjiyi dışa doğru deprem dalgaları şeklinde, her yönde boşaltır. Bu ani enerji boşalımı depreme yol açar.²

Hiposantır, yerin içinde kırılmanın başladığı, yani enerjinin ilk boşaldığı, nokta depremin odak noktasıdır. Episantır ise odak noktasının yeryüzündeki izdüşümüdür. Sismologlar depremleri odak derinliklerine göre üç gruba ayırırlar. Sığ odaklı depremlerin odak derinlikleri yüzeyden itibaren 70 km’den daha az olurken, orta odaklı depremlerin odak derinlikleri 70 ile 300 km arasında ve derin odaklı depremlerin ise odak derinlikleri ise 300 km’den daha derin olan depremleri kapsar. Depremler eşit biçimde bu gruplar arasında dağılmaz. Bütün deprem odaklarının yaklaşık % 90’ının odak derinliği 100 km’nin altındadır sadece % 3 kadarı derin odaklıdır. Birkaç istisnayla birlikte sığ odaklı depremler en yıkıcı olanlarıdır. Uzaklaşan ve transform levha sınırları boyunca oluşan depremler hep sığ odaklıdır, oysa tüm orta ve derin odaklı depremler yaklaşan kenarlar boyunca gerçekleşir. Ada yayları, yakınlaşan kıta kenarları ve bunlara komşu okyanus çukurları yakınlarındaki depremler yaklaşık 45°lik açıyla diğer levhanın altına doğru dalan dar, çok belirgin sismik kuşaklar oluşturur. Bu kuşaklar Benioff kuşağı olarak adlandırılmıştır.

Depremi oluşturan faylanma ile odaktan çevreye doğru çeşitli türde sismik dalgalar yayılır. Bunlar cisim dalgaları ve yüzey dalgaları olmak üzere ikiye ayrılmaktadır. Cisim dalgaları kendi içlerinde boyuna dalgalar (P dalgası) ve enine dalgalar (S dalgası) olarak sınıflandırılır. Yapılarda en fazla hasara S dalgaları neden olur. S dalgalarının hızı P dalgalarından 1.7 kez daha yavaştır. Yüzey dalgaları, yeryüzünde en büyük genlikle oluşur ve derinlikle azalır. S dalgalarından sonra gelen bu dalgalar, depremler odağına yakın kesimlerde S dalgaları gibi yıkıcı özelliktedir.

Sismoloji (deprembilim), 1880’li yıllarda depremin ürettiği titreşimleri saptayan, kaydeden ve ölçen aletler olan sismografların geliştirilmesiyle gerçek bir bilim dalı olarak ortaya çıkmıştır. M.S. 132 yılında Çinli filozof Chang Heng tarafından yapılan ilk sismometrenin çalışma ilkesi, hâlen günümüzde de kullanılmaktadır. Sismografın yaptığı kayda sismogram denir.

Bir deprem olduğunda enerji, sismik dalgalar hâlinde bırakıldığı noktadan dışarıya doğru dağılır. Bu dalgalar durgun bir su birikintisine atılmış taşın etkisiyle oluşan dalgalara benzer. Buradaki dalgalardan farklı olarak deprem dalgaları kaynağından itibaren dışarıya doğru tüm yönlerde iler. Sismograflar prensip olarak X ve Y eksenlerindeki hareketi ölçer.

Günümüzde sismograflar üç eksende (kuzey-güney; doğu-batı; yukarı aşağı yönlerde) hassas ölçüm yapan elektronik sensörlerle çalışmakta ve verileri tambur yerine sayısal olarak kaydetmektedir. Bu sayede yeryüzünün belirli bir bölgesinde gerçekleşen bir depreme yönelik veriler, tüm Dünya’ya yayılmış sismogram ağları tarafından kaydedilmekte ve ulaşılabilmektedir. Böylelikle konum, odak mekanizması ve büyüklük gibi hesaplamalar neredeyse gerçek zamanlı olarak yapılabilmektedir.

Bir depremin gücü iki değişik şekilde ölçülür: Şiddet ve Büyüklük

Şiddet, depremin yaptığı hasar türü ve dağılımının nesnel bir ölçüsüdür. 19. yüzyılın ortalarından bu yana şiddet, depremin büyüklüğü ve gücünü kabaca kestirmek amacıyla kullanmıştır. En yaygın kullanılan şiddet ölçeği, I den XII ye kadar değişen değerlere sahip olan Mercalli Şiddet Ölçeğidir.

Magnitüd, (büyüklük) ölçeği 1935 yılında Kaliforniya Teknoloji Enstitüsü’nden sismolog Charles F. Richter tarafından geliştirilmiştir. Richter Büyüklük Ölçeği depremin kaynağında boşalan toplam enerji miktarı olan büyüklüğünü ölçer. Bu ölçek 1 ile başlayan açık uçlu bir derecelendirmedir. Bugüne kadar kaydedilen en büyük deprem 9.5 büyüklüğündedir.

Logaritmik bir ifade olan Magnitüd ölçeğindeki bir kademe artış, açığa çıkan enerjide 32 kat artışa karşılık gelmektedir. Örneğin 9.2 büyüklüğündeki Alaska depremi, 5 büyüklüğündeki herhangi bir depremden 15849 kat daha büyüktür.

Arktik Denizi ve çevresi hem aktif yaklaşan levha sınırları (Pasifik-Kuzey Amerika, Pasifik-Avrasya) ile çevrilidir, hem de Kuzey Atlantik-Gekkel sırtını oluşturan (Kuzey-Amerika-Avrasya) uzaklaşan levha sınırı ile ikiye ayrılmaktadır. Bu levha sınırları boyunca deprem aktivitesi oldukça belirgindir. Bölgede aletsel dönemde ölçülmüş en büyük deprem 27 Mart 1964 Alaska (M:9.2) depremidir.

Antarktika tamamen aktif levha sınırları ile çevrilen bir tektonik levhadır. Bölgedeki deprem aktivitesi büyük oranda bu levha sınırlarında özellikle de Antarktika Yarımadası’nın kuzey kesiminde Scotia ve Güney Amerika levhaları arasındaki sınırda gerçekleşmektedir. 1998 yılında Antarktika ve Yeni Zelanda arasındaki Balleny Adalarında büyüklüğü 8.2 olan bir deprem gerçekleşmiştir. Toplam 14 milyon km² alana sahip kıta genelinde ise sismik aktivite oldukça düşüktür. Antarktika yarımadasının uç kesimlerinde sismik aktivite bulunmakla birlikte kıta içinde kayda değer deprem bulgulanamamıştır. Bu duruma bir istisna olarak Transantarktik dağlarının doğu kesiminde kaydedilen depremlerdir. Bu depremlerin bir kısmı da aktif Erebus Volkanı’nın faaliyeti ile ilişkilendirilmiştir. Büyük bir kısmı (%99) ortalama 1.9 km kalınlığa sahip bir buz tabakası ile kaplı olan kıtada gözlemlenen depremlerin tektonik ya da buz örtüsünün ağırlığından kaynaklanan kırıklarla ilişkili olduğu hâlen tartışılan bir konudur. Buz-deprem olarak adlandırılan bu olayların konum ve mekanizmalarını çözebilmek mümkün olamamaktadır. Benzer şekilde buz örtüsünün ağırlığı tektonik blokların hareketini de engelleyebileceği öngörülmektedir.³ Antarktika kıtası içerisinde aktif fayların varlığı bu nedenlerden ötürü henüz bilinmemektedir.