Deprem yırtılması
Sismolojide, bir deprem yırtılması, yer kabuğundaki bir deprem sırasında meydana gelen kayma derecesidir. Depremler, toprak kaymaları, bir volkandaki magmanın hareketi, yeni bir fayın oluşumu veya en yaygın olarak mevcut bir fayın kaymasını içeren birçok nedenden dolayı meydana gelir.[1]
Çekirdeklenme
Tektonik bir deprem, çekirdeklenme olarak bilinen bir süreç olan fay yüzeyindeki bir noktada ilk kırılma ile başlar. Çekirdeklenme bölgesinin ölçeği belirsizdir, en küçük depremlerin kırılma boyutları gibi bazı kanıtlar, bunun 100 m'den daha küçük olduğunu öne sürerken, bazı depremlerin düşük frekanslı spektrumları tarafından ortaya çıkan yavaş bir bileşen gibi diğer kanıtlar, daha büyük olduğunu öne sürer.[2] Çekirdeklenmenin bir çeşit hazırlık süreci içermesi olasılığı, depremlerin yaklaşık %40'ından önce ön sarsıntıların meydana geldiği gözlemiyle desteklenmektedir. Bununla birlikte, M8.6 1950 Hindistan - Çin depremi[3] gibi bazı büyük depremlerin ön sarsıntıları yoktur ve bunların sadece gerilim değişikliklerine mi yol açtığı yoksa sadece ana şok bölgesinde artan gerilimlerin bir sonucu mu olduğu belirsizliğini korumaktadır.[4]
Yırtılma başladıktan sonra fay yüzeyi boyunca ilerlemeye başlar. Kısmen bir laboratuvarda yüksek kayma hızlarını yeniden oluşturmak zor olduğundan, bu sürecin mekaniği tam olarak anlaşılamamıştır. Ayrıca güçlü yer hareketinin etkileri, bir çekirdeklenme bölgesine yakın bilgilerin kaydedilmesini çok zorlaştırır.[2]
Yayılma
Çekirdeklenmeyi takiben, kırılma, fay yüzeyi boyunca tüm yönlerde iç merkezden uzağa doğru yayılır. Yeni kırılma yüzeyi oluşturmak için yeterli depolanmış gerinim enerjisi olduğu sürece yayılma devam edecektir. Kopma her yöne yayılmaya başlasa da, yayılmanın çoğu esas olarak yatay yönde olmak üzere genellikle tek yönlü hale gelir. İçmerkezin derinliğine, depremin büyüklüğüne ve fayın o kadar uzağa uzanıp uzanmadığına bağlı olarak, kırılma zemin yüzeyine ulaşarak bir yüzey kırığı oluşturabilir. Kırılma aynı zamanda fay düzlemi boyunca ilerleyecek ve birçok durumda sismojenik tabakanın tabanına ulaşacak ve bunun altında deformasyon doğal olarak daha sünek hale gelmeye başlayacaktır.[2]
Yayılma tek bir fayda gerçekleşebilir, ancak çoğu durumda kırılma bir faydan diğerine atlamadan önce, bazen tekrar tekrar başlar. 2002 Denali depremi, bir bindirme fayı olan Sutsina Buzulu Bindirmesi üzerinde başladı ve yayılımının çoğu için Denali Fayı'na atlamadan önce, sonunda tekrar Totschunda Fayı'na sıçradı. 2016 Kaikoura depreminin yırtılması, en az 21 ayrı fayda gözlemlenen yüzey yırtılması özellikle karmaşıktı.[5]
Sonlanması
Bazı yırtıklar, yeterli depolanmış enerjiyi tüketerek daha fazla yayılmayı engeller.[2] Bu, fayın başka bir kısmındaki daha erken bir depremden dolayı gerilme gevşemesinin sonucu olabilir veya bir sonraki segment asismik sürünme ile hareket ettiğinden, yırtılma hiçbir zaman yırtılma ilerlemesini desteklemek için yeterince oluşmaz. Diğer durumlarda, deprem büyüklüğüne bir üst sınır veren, yayılmanın önündeki kalıcı engeller için güçlü kanıtlar vardır. Yırtılma uzunluğu, deprem büyüklüğü ile ilişkilidir ve 5-6 büyüklüğündeki büyüklük sırasına göre kilometre mertebesinden, daha güçlü depremler için (7-9 büyüklüğünde) yüzlerce kilometreye kadar değişir.[6]
Hız
Yırtılmaların çoğu, kesme dalgası hızının 0,5-0,7'si aralığındaki hızlarda yayılır, yalnızca küçük bir azınlık, bundan önemli ölçüde daha hızlı veya daha yavaş yayılır.
Normal yayılımın üst sınırı Rayleigh dalgalarının hızıdır, tipik olarak saniyede yaklaşık 3,5 km. olan kayma dalgası hızının 0,92'sidir. Bazı depremlerden elde edilen gözlemler, yırtılmaların S dalgası ve P dalgası hızları arasındaki hızlarda yayılabileceğini göstermektedir. Bu süper kayma depremlerinin tümü, doğrultu atımlı hareketle ilişkilidir. Yırtılma, Rayleigh dalga sınırı boyunca hızlanamaz, bu nedenle kabul edilen mekanizma, süper kayma kırılmasının, yayılan ana kırılmanın ucundaki yüksek gerilim bölgesinde ayrı bir "yavru" yırtılmada başlamasıdır..[7] Gözlenen tüm örnekler, kırılmanın bir fay segmentinden diğerine sıçradığı noktada süper kaymaya geçişin kanıtlarını göstermektedir.
Normalden daha yavaş yırtılma yayılımı, fay bölgesinde nispeten mekanik olarak zayıf malzemenin varlığı ile ilişkilidir. Bu özellikle, kırılma hızının yaklaşık saniyede 1.0 km olduğu bazı mega itmeli depremler için geçerlidir. Bu tsunami depremleri tehlikelidir, çünkü enerji salınımının çoğu normal depremlerden daha düşük frekanslarda gerçekleşir ve kıyı popülasyonlarını olası bir tsunami riskine karşı uyaracak sismik dalga aktivitesinin zirvelerinden yoksundurlar. Tipik olarak böyle bir olay için yüzey dalgası büyüklüğü, moment büyüklüğünden çok daha küçüktür, çünkü birincisi daha uzun dalga boyundaki enerji salınımını yakalamaz.[8] 1896 Sanriku depremi neredeyse fark edilmedi, ancak ilgili tsunami 22.000'den fazla insanı öldürdü.
Son derece yavaş yırtılmalar, saatler ile haftalar arasındaki bir zaman ölçeğinde meydana gelir ve yavaş depremlere yol açar. Bu çok yavaş yırtılmalar, aynı mega bindirmeler üzerinde normal deprem yırtılmalarının meydana geldiği kilitli bölgeden daha derinde meydana gelir.[9]
Kaynakça
- ^ Stephen Marshak, Earth: Portrait of a Planet (New York: W. W. Norton & Company, 2001): 305–6.
- ^ a b c d National Research Council (U.S.). Committee on the Science of Earthquakes (2003). "5. Earthquake Physics and Fault-System Science". Living on an Active Earth: Perspectives on Earthquake Science. Washington D.C.: National Academies Press. s. 418. ISBN 978-0-309-06562-7. Erişim tarihi: 8 Temmuz 2010.
- ^ Kayal, J.R. (2008). Microearthquake seismology and seismotectonics of South Asia. Springer. s. 15. ISBN 978-1-4020-8179-8. Erişim tarihi: 29 Kasım 2010.
- ^ Maeda, K. (1999). "Time distribution of immediate foreshocks obtained by a stacking method". Wyss M., Shimazaki K. & Ito A. (Ed.). Seismicity patterns, their statistical significance and physical meaning. Reprint from Pageoph Topical Volumes. Birkhäuser. ss. 381-394. ISBN 978-3-7643-6209-6. Erişim tarihi: 29 Kasım 2010.
- ^ Stirling MW, Litchfield NJ, Villamor P, Van Dissen RJ, Nicol A, Pettinga J, Barnes P, Langridge RM, Little T, Barrell DJA, Mountjoy J, Ries WF, Rowland J, Fenton C, Hamling I, Asher C, Barrier A, Benson A, Bischoff A, Borella, Carne R, Cochran UA, Cockroft M, Cox SC, Duke G, Fenton F, Gasston C, GrimshawC, Hale D, Hall B, Hao KX, Hatem A, Hemphill-Haley M, Heron DW, Howarth J, Juniper Z, Kane T, Kearse J, Khajavi N, Lamarche G, Lawson S, Lukovic B, Madugo C, Manousakis I, McColl S, Noble D, Pedley K, Sauer K, Stahl T, Strong DT, Townsend DB, Toy V, Villeneuve M, Wandres A, Williams J, Woelz S, and R. Zinke (2017). "The Mw 7.8 2016 Kaikōura earthquake" (PDF). Bulletin of the New Zealand Society for Earthquake Engineering. 50 (2): 73-84. doi:10.5459/bnzsee.50.2.73-84. 14 Ekim 2021 tarihinde kaynağından arşivlendi (PDF). Erişim tarihi: 8 Şubat 2023.
- ^ Mark, R.K.; Bonilla, Manuel G. "Regression analysis of earthquake magnitude and surface fault length using the 1970 data of Bonilla and Buchanan" (PDF). DEPARTMENT OF THE INTERIOR GEOLOGICAL SURVEY. 19 Mart 2020 tarihinde kaynağından (PDF) arşivlendi. Erişim tarihi: 3 Haziran 2022.
- ^ Rosakis, A.J.; Xia, K.; Lykotrafitis, G.; Kanamori, H. (2009). "Dynamic Shear Rupture in Frictional Interfaces: Speed, Directionality and Modes". Kanamori H. & Schubert G. (Ed.). Earthquake Seismology. Treatise on Geophysics. 4. Elsevier. ss. 11-20. doi:10.1016/B978-0-444-53802-4.00072-5. ISBN 9780444534637.
- ^ Bryant, E. (2008). "5. Earthquake-generated tsunami". Tsunami: the underrated hazard (2 bas.). Springer. ss. 129-138. ISBN 978-3-540-74273-9. Erişim tarihi: 19 Temmuz 2011.
- ^ Quezada-Reyes A. "Slow Earthquakes: An Overview" (PDF). 16 Eylül 2012 tarihinde kaynağından (PDF) arşivlendi. Erişim tarihi: 1 Kasım 2018.
