deprem kaynaklar; steven l. kramer, geotechnical...

BAÜ Müh-Mim Fak. Geoteknik Deprem Mühendisliği Dersi, B. Yağcı Bölüm-1 1

GEOTEKNĠK DEPREM MÜHENDĠSLĠĞĠ

KAYNAKLAR;

•Steven L. Kramer, Geotechnical Earthquake Engineering (Çeviri; Doç. Dr. Kamil Kayabalı)

Geoteknik Deprem Mühendisliği, inĢaat mühendisliğindeki diğer disiplinlerle karĢılaĢtırıldığında oldukça

yeni bir daldır. Depremlerin hasar verici etkisi yüzyıllardır bilinmesine rağmen, deprem hasarına ve

büyüklüğüne zeminlerin katkısı çok yakın bir zamana kadar kanıtlanmıĢ değildi. 1964 deki Niigata,

Japonya ve Alaska’ daki depremlerin ardından ve 1960 lı ve 1970 li yıllardaki nükleer güç endüstrisindeki

geliĢmelerin desteği ile geoteknik deprem mühendisliği alanı hızlı bir Ģekilde geliĢmiĢtir.

Goeteknik deprem mühendisliği, sismoloji, jeoloji, yapı mühendisliği, risk analizi ve diğer teknik

disiplinleri de içeren çok disiplinli geniĢ bir alandır.

Dersin amacı, geoteknik deprem mühendisliği konseptinin, teorilerinin ve prosedürlerinin tanıtılmasıdır.

Konuların iki ana kategoride derlendiği söylenebilir; ilk bölüm, sismoloji, yer hareketi, dinamik ve zemin

davranıĢına ait temel prensipleri içermektedir. Ġkinci bölüm ise, bu prensiplerin geoteknik deprem

mühendisliği pratiğinde karĢılaĢılan problemlere uygulanmasını kapsamaktadır.

Tarihteki en eski depremin 3000 yıl önce Çin de olduğu yazılıdır. Japonya ve Akdeniz bölgelerindeki ilk

kayıtlar ise 1600 yıl öncesindedir. Amerika’ nın deprem tarihi ise çok kısa, 350 yıl kadardır. Amerika’nın

sismik olarak aktif olan batı kıyılarının dahi deprem kayıtları yalnızca 200 yıl öncesine dayanmaktadır.

Bugün dünyadaki yüz milyonlarca insan depremler nedeniyle can ve mal riski taĢımaktadır. Milyarlarca

dolarlık kamu alt yapısı, deprem hasarına karĢı sürekli olarak risk altındadır. Yerel, bölgesel ve hatta ulusal

ekonomilerin sağlığı depremlere bağlı olarak risk altındadır. Ve bu riskler Amerika, Japonya yada diğer

herhangi bir ülke için farklıdır.

2

Bazı depremler, hasarın belki ihmal edilebileceği geliĢmemiĢ ufak bölgelerde olurken, bazıları da nüfus ve

altyapı olarak yoğun bölgelerde olabilmektedir. Depremlerin olmasını engellemek mümkün değil ancak,

güçlü depremlerin etkisinin yani insan hayatı kaybının, yaralanmaların ve hasarın azaltılması mümkün.

Depremler, Kasırgalar ve sel baskınları doğal afetler, doğal tehlikelerdir. Deprem nedenli tehlikeler genel

olarak “SĠSMĠK TEHLĠKE” adıyla tanımlanır. Deprem mühendisliği pratiği sismik tehlikenin tanımlanmasını

ve azaltılmasını kapsar. En önemli sismik tehlikeler; kuvvetli yer hareketi, yapısal hasar, sıvılaĢma,

heyelanlar, dayanma yapılarında göçme, altyapı tehlikesi, tsunami.

YER HAREKETĠ;

Depremler olduğunda, ana kaynaktan yayılan sismik dalgalar yerkabuğu boyunca hareket ederler ve bu

dalgalar yüzeye ulaĢtıklarında birkaç saniye ile birkaç dakika arasında değiĢebilecek sürelerde yer

sarsıntısı üretirler. Belirli bir bölgedeki yer hareketinin Ģiddeti ve süresi, depremin yerine, büyüklüğüne ve

o bölgedeki yerel zemin Ģartlarının özelliklerine bağlıdır. Aslında yer hareketi en öenmli sismik tehlike

olarak düĢünülebilir çünkü diğer tüm tehlikelerin sebebi de yer hareketidir.

Sismik dalgalar deprem kaynağından yüzeye kadar yolculuklarının büyük bir kısmını kayada geçiriyor,

ancak yolculuğun son kısmında zeminle karĢılaĢtığında; zeminlerin karakteristikleri, yüzeydeki yer

hareketini önemli oranda etkileyebiliyor.

Zemin tabakaları, sismik dalgalar için bir filtre durumundadır; bazı frekanslardaki hareket büyürken diğer

frekanslardaki hareket azalabilmektedir.

Geoteknik deprem mühendisliği pratiğinin en önemli bölümlerinden biri, yer hareketleri üzerinde yerel

zemin Ģartlarının etkisinin değerlendirilmesini kapsamaktadır.

BAÜ Müh-Mim Fak. Geoteknik Deprem Mühendisliği Dersi, B. Yağcı Bölüm-1

3

Önemli Tarihsel Depremler


4BAÜ Müh-Mim Fak. Geoteknik Deprem Mühendisliği Dersi, B. Yağcı Bölüm-1

SĠSMOLOJĠ VE DEPREMLER

Dünyanın iç yapısı; Büyük bir deprem olduğunda, dünyanın çevresindeki her noktada yer hareketinin

ölçülebilmesi mümkün, çünkü oluĢan sismik dalgalar dünyanın iç yapısı boyunca seyahat edip, farklı

tabakalarda kırılıp yada yansıyarak farklı yollardan yüzeye ulaĢıyorlar.

Sismik dalgalar; Deprem olduğunda farklı tipte dalgalar üretilir; Cisim dalgaları, Yüzey dalgaları

Cisim dalgaları;

P dalgası; primer dalga; boyuna dalga; basınç dalgası;

geçtiği tabakada sıkıĢma ve geniĢleme

deformasyonuna neden olur, malzemedeki

partikül hareketi ile dalganın doğrultusu

paralel, ses dalgası gibi katıda ve sıvı da ilerleyebilir.

S dalgası; sekonder dalga; ikincil dalga;kayma dalgası;

Geçtiği tabakada kayma deformasyonuna

neden oluyor. Partikül hareketinin doğrultusu

S dalgasını iki bileĢene (SH, SV) ayırmak için kullanılabilir

Cisim dalgalarının hızları geçtikleri malzemenin rijitliğine dayalı olarak değiĢir. Jeolojik malzemeler

sıkıĢmaya karĢı rijit olduklarından P dalgası en hızlı hareket eden dalgadır. Bu yüzden belirli bir yüzeye

önce P dalgası ulaĢır. Sıvıların kayma rijitliği olmadığından S dalgalarını iletemezler.


10

Yüzey dalgaları; Cisim dalgaları ile yüzey ve yüzey tabakalarının etkileĢimi ile ortaya çıkan dalgalardır.

Yüzey boyunca hareket ederler, derinlikle büyüklükleri azalır. Bu etkileĢime dayalı olarak yüzey dalgaları

deprem kaynağından oldukça uzak noktalarda daha etkindirler. Mühendislik açısından en önemli yüzey

dalgaları; Rayleigh ve Love dalgalarıdır.

Rayleigh dalgası; P dalgası, SV dalgası ve

yüzey tabakalarının etkileĢimi ile oluĢan dalgalardır.

oluĢan deformasyonlar yatay ve düĢey

doğrultuda partikül hareketi kapsar.

Göle atılan taĢın ürettiği dalgaya benzer.

Love Dalgası; SH dalgası ve yumuĢak yüzey

tabakalarının etkileĢimi ile oluĢan dalgalardır.

DüĢey bileĢenli bir partikül hareketine sahip

Değildir.


11

Yerin iç yapısı; Kabuk, manto ve çekirdek olmak üzere 3 tabakadır. Kabuk kalınlığı yaklaĢık olarak,

kıtaların altında 25-40 km (bazı yüksek dağların altında 60-70 km), okyanusların altında ise 5 km dir.

Okyanus altındaki kabuk daha ince olmasının yanında, kıtasal kabuktan farklı olarak üniform ve daha

yoğundur. Kabuk tabakası soğuk ve katıdır. Manto tabakası ise yarı erimiĢ haldedir. Dalga yayılım

hızlarında, kabuk ve manto tabakaları arasında önemli bir fark olduğundan, bu sınıra MOHO

SÜREKSĠZLĠĞĠ adı verilmiĢtir. Burası sismik dalgaların kırıldığı yada yansıtıldığı sınırdır. Çekirdek

tabakası likit kıvamdadır, S dalgalarını iletmez. S dalga hızının sıfırlandığı bu sınıra ise GUTENBERG

SÜREKSĠZLĠĞĠ denir. Moho süreksizliği Gutenberg süreksizliği


12

Depremin odak noktası

Sadece P

dalgalarını

görülebileceği alan

Sadece iç çekirdekten

yansıyarak yüzeye ulaĢan

dalgaların görüldüğü bölgeHem P hemde S dalgalarının

ulaĢabildiği bölge

Depremin kaynağından yayılan sismik dalgaların yerin değişik katmanlarınca yansıtılmasını ve

kırılmasını gösteren sismik dalga izleri. P ve S dalgalarının 0° ile 103° arasında yerin yüzeyine

eriştiğine, fakat dış çekirdeğin sıvı karakterinden dolayı 143° ile 180° arasında sadece P dalgalarının

yerin yüzeyine eriştiğine dikkat ediniz. 103° ile 143° arasındaki gölge zonunda sadece iç

çekirdekten yansıyan izler yerin yüzeyine erişebilir.


13

Kıtasal sürüklenme; 17. yüzyıldan beri bilimadamlarının farketmiĢ olduğu, örneğin Güney Amerika’ nın

doğusu ile Afrika’ nın batısı arasındaki kıyı çizgisi ve jeolojideki benzerliğe rağmen “kıtasal sürüklenme”

olarak bilinen teori 20 yüzyılın baĢlarına kadar onaylanmıĢ değildi.

Bu teori Ģöyle; Wegener’ e göre, 200 milyon yıl önce yeryüzünde PANGAEA olarak adlandırılan çok büyük

tek bir kıta varmıĢ. Ve bu büyük kıta yavaĢ bir Ģekilde zamanla kırılarak ve sürüklenerek bugünkü kıtasal

düzeni almıĢ.

Bu teori, 1960 a kadar da çok ilgi görmemiĢ. Ancak daha sonra

dünya çapındaki sismograf ağları ile depremlerin yerleri doğru olarak

tanımlanmaya baĢlayınca ve diğer teknolojik geliĢmelerle birlikte

kıtasal sürüklenme olarak adlandırılan kıtaların tarihsel hareketi

kanıtlanmıĢ.


14

Levha Tektoniği; Yer kabuğu çok sayıda büyük (6) ve küçük (14) levhalardan oluĢuyor ve bunlar

birbirlerine göre hareket ediyor. Bu relatif hareket bazen yavaĢ ve sürekli bir Ģekilde oluyor (asismik

deformasyon) bazense aniden (sismik deformasyon-depremler) oluyor. Dünya çapındaki depremlerin

episentır uzaklıklarını gösterir harita da bu teoriyi onaylıyor.


15

Dünya çapındaki sismik aktivite haritası.

Noktalar önemli depremlerin episentırlarını gösteriyor. Depremlerin çok büyük bir kısmının levhalar arası

sınırlarda meydana gelmiĢ olduğu görülmektedir.


16

Levhaların Hareketi; Çekirdek tabakanın sıcak, kabuk tabakasının ise soğuk olması sonucu, manto

tabakasında oluĢan ısı yayılımı akımı levhalar altında kayma gerilmeleri oluĢturur. Bu akım levhaların

birbirlerine doğru yada birbirlerinden uzaklaĢacak Ģekilde hareket etmelerine neden olur. Dolayısıyla bu

hareketin Ģekline göre levhalar arası sınırlar faklılık gösterir.

3 farklı tip levha sınırı (uzaklaĢan sınır, yaklaĢan sınır, transform sınır) tanımlanmaktadır ve bu levha

sınırlarının karakteristikleri depremin özelliklerini doğrudan etkilemektedir.

UzaklaĢan sınır

YaklaĢan sınır, dalma-batma zonu;


17

UzaklaĢan sınır;

UzaklaĢan levha sınırında, magma

tabakası yüzeye çıkarak tepe Ģeklinde

yeni levha malzemesi oluĢur.

YaklaĢan sınır, dalma-batma zonu;

yer kabuğu boyutunun sabit kaldığını

düĢündüğümüzde, uzaklaĢan sınırda yeni

bir levha malzemesinin oluĢmasıyla diğer

bir bölgede bu durumun dengelenmesi

gerekecektir. Bu durumda iki levhanın

birbirine doğru hareketi ile dalma batma

zonu sınırları oluĢur.

Bu zonlar çoğunlıkla kıtaların sınırında

bulunur. Çünkü okyanusal levha

genellikle daha soğuk ve yoğundur ve

daha az yoğun olan kıtasal levhanın

altına batar.


18

Transform fay sınırı;

Dalma-batma zon sınırı

uzaklaĢan sınır

Transform fay sınırı


19

Fayların Geometrisi;

Normal Fay Ters fay

(eğim açısı 450 den küçükse bindirme fayı adını alır)

Doğrultu atımlı faylarEğim atımlı faylar


20

Depremler için Elastik Rebound Teori;

Levhaların relatif hareketi sınırdaki malzemede elastik deformasyon enerjisinin depolanmasına neden olur ve fay

düzlemlerinde kayma gerilmeleri artar. Bu gerilmeler fay boyunca kayanın kayma dayanımını aĢtığında fay kırılır

ve biriken deformasyon enerjisi boĢalır. Faylar geometrik olarak üniform olmadıkları gibi malzeme özellikleri

açısından da farklılık göstermektedirler. Kırılmanın etkisi fay boyunca kayanın özelliklerine bağlıdır. Eğer kaya

zayıf ve sünek ise daha az bir deformasyon enerjisi depolanmıĢtır ve bu enerji relatif olarak yavaĢ bir Ģekilde

boĢalır ve hareket asismik bir Ģekilde oluĢur. Diğere yandan kaya güçlü ve kırılgan ise kırılma ani olur. Elastik

rebound teori fay yakınındaki kayada deformasyon enerjisinin birikimi ve boĢalması sürecini tanımlar.

(a) ġeklinde levha sınırındaki bölgedeki kayada çeĢitli yollardan birikmiĢ olan deformasyon enerjisi sünek bir

deformasyon Ģekli gösteriyor, (b) Ģeklinde ise kırılgan bir kaya için ani bir kırılma Ģeklinde geliĢen deformasyon

var.


21

Depremlerin yinelenme iliĢkisi;

Olasılıksal anlamda, bir fay segmentindeki tekil bir depremin, diğer sismik olaylardan bağımsız ve rastgele olduğu

düĢünülemez.

San Francisco ile Parkfield arasındaki San Andreas fayının kesiti;

(a) 1989 Loma Prieta depreminden 20 yıl önceki sismik aktiviteleri gösteriyor ve Loma Prieta bölgesinde bir boĢluk

var (sismik boĢluk)

(b) Loma Prieta depremine ait ana Ģok (içi boĢ daire) ve artçı Ģoklar


22

Depremlerin geometrik olarak tanımlanması


23

Depremlerin yerinin belirlenmesi ;

Episentral bölgenin ön tahmini, en az 3 sismograftaki P ve S dalgalarının varıĢ zamanlarının relatif farkına dayalı

olarak yapılır. Ana kayada P dalga hızları genel olarak 3-8 km/sn arasında, S dalga hızları ise 2-5 km/sn arasındadır.

Tek bir sismograf ile episentral mesafe belirlenir ancak doğrultusu belirlenemez.

Episentral uzaklığın daha doğru tahmini, çoklu sismograf, yerin üç boyutlu sismik hız modeli ve nümerik

optimizasyon tekniklerine dayalı olarak belirlenir.


24

Depremlerin Büyüklüğü;

Depremlerin büyüklüğü çok önemli bir parametre ve farklı yöntemlerle tanımlanabilir. Sismolojide ve deprem

mühendisliğinde yaygın olarak kullanılan farklı büyüklük ölçekleri olduğundan, bunların her birinin özellikleri arasındaki

farkların anlaĢılması gerekmektedir. Modern aletsel ölçümlerden önce deprem etkisinin tanımlanması için kullanılan

büyüklük ölçeği Ģiddet idi. Çoğunlukla aletsel ölçümlere dayanan diğer bir büyüklük ölçeği ise magnitüd dür.

Deprem ġiddeti; Belirli bir bölgede depremin etkisini, gözlenen hasar ve insanların reaksiyonları doğrultusunda

tanımlayan en eski deprem büyüklük ölçeğidir.

Farklı Ģiddet ölçeklerinin karĢılaĢtırılması

Modifiye Mercalli ġiddeti;

Ġngilizce konuĢulan ülkelerde

Kullanılmaktadır.

Rossi-Forel ġiddeti:

Japon Meteoroloji Birimi ġiddeti:

Medvedev-Spoonheuer-Karnik ġiddeti:

Orta ve Doğu Avrupa’ da kullanılmaktadır


27

Magnitüd; Deprem magnitüd ölçümlerinin çoğu aletseldir yani ölçülen yer hareketi karakteristiklerine dayanmaktadır.

ML Richter Yerel Magnitüdü; 1935 te Wood-Anderson sismometresi kullanılarak, sığ ve yerel (episentır uzaklığı 600 km

den az) Güney Kaliforniya depremleri için tanımlanmıĢ olan magnitüd ölçeğidir. En fazla bilinen ölçektir ancak deprem

büyüklüğünün tanımlanması için daima en uygun ölçek olmamaktadır.

MS Yüzey Dalgası Magnitüdü; Richter yerel magnitüdü, dalga tiplerini ayırmaz. Büyük episentır uzaklıklarında cisim

dalgaları azalıp saçılarak sonuçta harekette yüzey dalgaları daha baskın olur. Yüzey dalgası magnitüdü, 20 saniye

periyotlu Rayleigh dalgalarının genliğine dayalı evrensel bir ölçektir. ġu Ģekilde elde edilir;

MS =logA + 1.66 log ∆ + 2.0

A= mikrometredeki maksimum deplasman

∆= sismometrenin derece cinsinden episentır uzaklığı

Bu ölçek genellikle, sığ (derinliği 70 km den az) ve uzak (1000 km den fazla) orta dereceli ve büyük depremleri

tanımlamak için kullanılır.

mb Cisim Dalgası magnitüdü; Derin odaklı depremler için, yüzey dalgaları genellikle çok küçüktür ve yüzey dalgaları

magnitüdü değerlendirmelerine güvenilemez. Bu durumda, P dalgalarının ilk birkaç çevrimine ait genliklere dayalı olarak

belirlenen cisim dalgaları magnitüd ölçeği kullanılabilir.

mb =logA – logT + 0.01∆ +5.9

A= mikrometredeki P dalgası amplitüdü

T= P dalgasının periyodu (genel olarak 1 sn civarında)

Diğer aletsel magnitüd ölçekleri;

MD = süre magnitüdü

MJMA = büyük periyotlu dalgalar kullanılarak tanımlanan Japonya’ ya ait yerel ölçek


28

MW Moment Magnitüd; Önceki magnitüd ölçeklerinin, değiĢik yer hareketi karakteristiklerinin aletsel ölçümlerine dayalı

olarak tanımlandığının farkında olmak önemlidir.

Ancak deprem boyunca ortaya çıkan toplam enerji miktarı artarken, yer hareketi karakteristikleri aynı oranda

artmamaktadır. Kuvvetli depremlerde ölçülen yer hareketi karakteristikleri, küçük depremlerdekine nazaran deprem

büyüklüğüne daha az duyarlıdır. Bu olay doygunluk olarak tanımlanmaktadır. Cisim dalgası ve Richter yerel ölçekleri 6-7

magnitüd değerlerinde; yüzey dalgası ölçekleri ise yaklaĢık 8 magnitüd değerinde doygunluk göstermektedir. Çok

büyük depremlerin büyüklüklerini tanımlamada, doygunluğun olmaması için magnitüd ölçeği yer hareketi seviyesine

bağlı olmamalıdır. Doygunluk göstermeyen tek magnitüd ölçeği moment magnitüd ölçeğidir. Bu ölçek sismik momente

dayanmaktadır.

Sismik moment Mo = μ A D

μ = faydaki malzemenin kırılma dayanımı

A = kırılma alanı

D = ortalama kayma miktarı

Farklı magnitüd ölçeklerindeki doygunluk;

aletsel ölçeklerin doygunluğu, yüksek magnitüd

değerlerindeki düzleĢme ile görülebiliyor.

7.105.1

MlogM o

W


ġekilde 1906 San Francisco ve 1960 ġili depremleri magnitüd ölçekleri cinsinden karĢılaĢtırılmaktadır;

Yüzey dalgaları magnitüdü cinsinden her iki depremde aynı büyüklükte olmasına karĢılık, moment magnitüd ölçeği ile

yansıtılabilen, ortaya çıkan enerji miktarı çok farklıdır

Bolt’ un önerisine göre;

ML veya mb ; sığ depremlerde 3-7 magnitüd aralığı için

MS ; magnitüd aralığı 5-7,5 olan depremler için

MW ; 7,5 dan büyük magnitüdlü depremler için kullanılabilir.


deprem kaynaklar; steven l. kramer, geotechnical...

Documents