ANTALYA YÖRES Ç N DEPREM TEHL KES N N STOKAST K YÖNTEMLER LE TAHM N Aykut DEN Z* ve M. Semih YÜCEMEN** n aat Mühendisli i Bölümü ve Deprem Mühendisli i Ara tırma Merkezi, Orta Do u Teknik Üniversitesi, 06531, Ankara * e-posta: e115532@metu.edu.tr ** e-posta: yucemen@metu.edu.tr ÖZET Bildiride stokastik yöntemlerden yararlanılarak Antalya yöresinin deprem tehlikesi tahmin edilmi tir. Çalı mada yörenin 250 km yakınlı ında son yüzyıl içinde meydana gelen depremlerden olu an ve farklı magnitüd ölçeklerindeki depremlerin ortak bir ölçe e çevrildi i kapsamlı bir deprem katalo u derlenmi tir. Antalya’yı etkileyebilecek yakınlıkta ve daha önceki ara tırmalarda belirlenmi olan sismik bölgelerin sınırları revize edilmi ve yerel bir azalım ili kisi kullanılmı tır. De i ik varsayım ve sismisite parametrelerindeki belirsizliklerin sismik tehlike sonuçlarına yansıtılması mantık a acı yöntemi kullanılarak ve Bayesci bir yakla ımla sa lanmı tır. Anahtar kelimeler: Sismik tehlike; Ortogonal regresyon; Antalya. ASSESSMENT OF SEISMIC HAZARD FOR THE ANTALYA REGION USING STOCHASTIC METHODS ABSTRACT Stochastic methods are utilized for the assessment of seismic hazard for the Antalya region. A comprehensive earthquake catalogue, in which earthquakes in different scales are converted to a common scale, is compiled. The catalog contains the earthquakes that have occurred within 250 kms of the region in the last century. Seismic source zones near the region with revised boundaries and a local attenuation relationship are employed. Uncertainties related to the seismicity parameters and different assumptions are taken into consideration by using the logic tree procedure. Keywords: Seismic hazard; Orthogonal regression; Antalya. 1. G R Antalya mevcut Deprem Bölgeleri Haritası’na göre [1] Ka ve Kale ilçeleri tarafında I. dereceden, Alanya ve Gazipa a tarafında IV. dereceye kadar bütün deprem bölgelerini içermektedir. Antalya ülke turizmi açısından son derece önemli bir yere sahip oldu u gibi, Batı Akdeniz Havzası’nın su kaynaklarının kontrolü bakımından gerekli olan önemli barajlara da ev sahipli i yapmaktadır. Bu nedenle yörenin deprem tehlikesinin eldeki verilerin elverdi i ölçüde güvenilir bir biçimde tahmini gerekmektedir. Son yıllarda mevcut veri sayısının ve kalitesinin artmasına ek olarak stokastik tahmin metotlarındaki geli meler, ülkenin her bölgesi için oldu u gibi Antalya yöresi için de deprem tehlikesinin tahmininde daha güvenilir sonuçlar elde etme olana ını sa lamı tır. Deprem tehlikesinin tahmininde mevcut belirsizliklerin göz önünde bulundurulabilmesi için mutlaka stokastik yöntemlerin kullanılması gerekmektedir. Bu çalı mada da stokastik yöntemler kullanılarak Antalya yöresi için deprem tehlikesinin belirlenmesi amaçlanmı tır. 2. OLASILIKSAL S SM K TEHL KE ANAL Z Olasılıksal sismik tehlike analizlerinin (OSTA) amacı, belirlenen de i ik yer hareketi seviyelerinin bir veya birkaç yerde, belirli bir zaman içinde a ılma olasılı ının tahminidir. Olasılıksal sismik tehlike analizi çe itli a amalardan olu ur. Bunlardan ilki deprem tehlikesinin tespit edilece i bölge için geçmi deprem kayıtlarının derlenmesi yoluyla güvenilir bir deprem katalo unun elde edilmesidir. Derlenen deprem katalo unda bulunan kayıtların her biri, incelenen bölgedeki deprem kaynak bölgeleri ile ili kilendirilerek, kaynak bölgelerinin deprem yaratma kapasiteleri ve sismisite parametreleri hesaplanabilir. Di er önemli bir analiz girdisi de azalım ili kisidir. Analiz girdilerinde bulunan belirsizliklerin incelenmesi, hesaplanması ve farklı analiz kombinasyonları tasarlanarak bu belirsizliklerin analiz sonuçlarına olan etkilerinin bulunması da ikinci a amayı olu turur. Bu i lem, olasılı a dayalı deprem tehlike analizlerinin, analiz girdilerinin belirsizlik içermedi ini varsayan deterministik yöntemlere göre sa ladı ı en önemli avantajlardan biridir. 2.1. Deprem Katalo unun Olu turulması ve Katalog Üzerinde Yapılan Tadilatlar Sunulan çalı mada, Antalya yöresinin deprem tehlikesinin tahmini için, dört farklı kaynaktan toplanan deprem verilerinin kar ıla tırılması ile mümkün olabilecek en kapsamlı deprem katalo u elde edilmeye çalı ılmı tır. Ba vurulan kaynaklar Afet leri Genel Müdürlü ü – Deprem Ara tırma Dairesi [2], Bo aziçi Üniversitesi – Kandilli Rasathanesi ve Deprem Ara tırma Enstitüsü [3], Uluslararası Sismoloji Merkezi [4] ve Birle ik Devletler Jeolojik Ara tırmalar Kurumu [5] dur. Elde edilen birle ik katalog son yüzyıl içinde meydana gelen depremleri içermektedir. Deprem tehlikesinin sadece incelenen yerde olabilecek depremlere ba lı olmayaca ı, aynı zamanda yakın çevrede meydana gelebilecek depremlerden de etkilenece i açıktır. Bu nedenle co rafi koordinat olarak yakla ık 30.70° do u boylamı ile 36.85° kuzey enlemi kesi iminde bulunan Antalya il merkezinin 250 km yakınlı ında meydana gelen bütün depremlerin göz önünde bulundurulması kararla tırılmı tır. 27.90–33.50° do u boylamları ve 34.60–39.10° kuzey enlemleri tarafından sınırlanan dikdörtgen alandaki sismik aktivitenin yörenin deprem tehlikesini belirledi i varsayılmı tır. Bu alan içerisinde, bir sonraki bölümde bahsedilecek olan 13 sismik kaynak bölgesi tanımlanmı tır. Bu kaynak bölgelerinden bazılarının sadece bir bölümü sözü geçen dikdörtgen alanda kalmakla birlikte, analizlerde kayna ın tamamı modellenmi ve depremsellik parametreleri de yine kayna ın tamamı için tanımlanmı tır. Çalı mada moment magnitüdünün (Mw) kullanılmasına karar verilmi ve deprem tehlikesi yaratabilecek en küçük depremin büyüklü ü moment magnitüdüne göre 4.5 olarak belirlenmi tir. Farklı büyüklük ölçeklerine göre (cisim dalga magnitüdü – Mb, süre magnitüdü – Md, yerel magnitüd – ML ve yüzey magnitüdü – Ms) raporlanan deprem kayıtlarının Mw ölçe ine çevrilmesi oldukça önemli bir sorun te kil etmektedir. De i ik kurumların kullanmakta oldukları ölçüm cihazlarının farklılık göstermesi ve hesap yöntemlerindeki farklılıklar nedeniyle, her bir büyüklük ölçe inin tanımının net olmasına ra men, birbirlerine dönü türülmesi analitik yöntemlerle mümkün olamamaktadır. Bu nedenle ampirik ba ıntıların geli tirilmesi gerekmektedir. Bu i için çok yaygın olarak standart en küçük kareler regresyonu kullanılmaktadır. Ancak bu yöntem aralarında ba ıntı kurulacak de i kenlerden yalnızca ba ımlı de i kende hata (depremin rassal olu umundan ileri gelen) olması durumunu göz önüne alır. Hâlbuki deprem büyüklüklerinin çe itli nedenlerden kaynaklanan belirsizlikler yüzünden hatasız olarak belirlenmesi mümkün de ildir. Dolayısıyla aralarında ba ıntı kurulacak olan ba ımlı ve ba ımsız de i kenlerin her ikisinin de hata içermesi kaçınılmazdır. Böyle bir durumda regresyon analizi yapılabilmesi için ortogonal regresyon yönteminin kullanılması uygundur [6]. lgili yöntem, ülkemizde gerçekle tirilmi olan deprem tehlike analizlerinde ilk kez kullanılmaktadır. Çalı mamızda kullanılan ve ortogonal regresyon ile yine son yüzyıl içerisinde ülke çapında meydana gelmi bütün depremlerin analizi sonucu elde edilen çevirim ili kileri Denklem (1)’de gösterilmi tir. Bu ili kilerde “ave” alt simgesi her bir deprem için farklı veri kaynaklarında aynı ölçe e göre verilen deprem büyüklüklerinin ortalamasını temsil etmektedir. M w = 2.25 × M b −ave − 6.14 (1.a) M w = 1.27 × M d −ave − 1.12 (1.b) M w = 1.57 × M L −ave − 2.66 (1.c) M w = 0.54 × M s −ave + 2.81 (1.d) Ortogonal regresyon, çevirim ili kilerinin e imlerini standart en küçük kareler yöntemine göre her zaman daha büyük tahmin etmektedir. Bu nedenle büyük depremlerin magnitüdlerini geleneksel yönteme göre daha büyük vermektedir. Küçük depremler için bunun tersi geçerli olmakla birlikte bu depremlerin sismik tehlikeye katkısı zaten oldukça küçük seviyelerde kalmaktadır. Dolayısıyla deprem tehlikesinin tahmininde ortogonal regresyonun kullanılması durumunda geleneksel yöntemin sonuçlarına göre daha emniyetli tarafta de erler elde edilecektir. Depremlerin olu sürecinin tahmininde, depremlerin birbirlerinden ba ımsız ya da kendilerinden önceki depremlere ba ımlı olarak meydana geldiklerini varsayan çe itli stokastik modeller vardır. Ba ımsız deprem olu um modeli olarak yaygın bir ekilde kullanılan Poisson modeli depremlerin gerek yer, gerekse zaman açısından birbirlerinden ba ımsız bir ekilde meydana geldikleri varsayımına dayanır. Poisson modeline göre incelenen bir bölgede, t zaman aralı ında m0 alt magnitüd sınırından büyük n sayıda deprem olma olasılı ı: Pn (t ) = e − λt × (λt ) n / n! (2) eklinde ifade edilebilir. Denklem (2)’de ilgili bölgede birim zamanda (genellikle bir yıl) meydana gelen ortalama deprem sayısını temsil eder. Bir bölgede meydana gelen depremlerin sayısı ile deprem magnitüdleri arasında Gutenberg ve Richter [7] tarafından önerilen do rusal magnitüd-sıklık ili kisi kullanılarak magnitüd için olasılık yo unluk fonksiyonu u ekilde ifade edilmi tir: f M (m) = k × β × e − β ( m − m0 ) (3) Burada, büyük depremlerin küçük depremlere göre hangi sıklıkta meydana geldi ini gösteren sismotektonik parametre olarak tanımlanmaktadır. Büyüklük-sıklık ili kisi genellikle hem bir m1 üst sınırı, hem de bir m0 alt sınırı ile sınırlandırılır. Böylelikle, üst sınır ile fiziksel olarak her kayna ın üretebilece i depremlerin magnitüdleri belirlenirken, alt sınır ile de deprem tehlikesi yaratma açısından kritik görülen en küçük depremler belirlenmi olur. Denklem (3)’de k birikimli da ılım i levinin m1 üst magnitüd sınırında 1.0’a e it olmasını sa layan bir katsayıdır. Öncü ve artçı depremlerin (ikincil depremler) sismik tehlike analizinin dı ında tutulması Poisson modelinin gerektirdi i ba ımsızlık ko ulunu sa lama açısından gerekmektedir. Literatürde öncü ve artçı okların tayini için birçok yöntem bulunmaktadır [8, 9, 10, 11]. Öncü ve artçı depremler zamansal ve mekânsal olarak ana ok etrafında benzer da ılımlar göstermektedirler. Bu nedenle, ikincil depremlerin tayini öncü ve artçı depremler için farklılık göstermemektedir. Sözü geçen çalı malar mühendislik uygulamaları için belirli bir büyüklük seviyesindeki depremlerin, deprem bölgesi, sismik kaynak, ilgili fayın uzunlu u ve çe idi gibi ayrımlar gözetilmeksizin aynı ikincil deprem aktivitesine yol açtı ını kabul eden çalı malardır. Dolayısıyla bu çalı mada da her bir deprem büyüklü ü seviyesi için, bu seviyede bulunan bir ana oka belirli bir zaman ve uzaklık penceresi içinde kalan bütün depremlerin ilgili ana okun artçı depremleri oldu u kabul edilmi tir. Bir depremin öncü deprem sayılabilmesi için ise, kendi büyüklük seviyesi için belirlenmi olan zaman ve uzaklık pencerelerinin içerisinde, kendisinden daha büyük bir deprem bulunması gerekmektedir. Böyle durumlarda magnitüdü daha büyük olan ikinci depremin ana ok oldu u varsayılmı tır. Bu varsayımlara istisna olarak, yalnızca magnitüdü 6.0’dan büyük olan bütün depremlerin ana ok oldu u kabul edilmi tir. Çalı mamızda kullanılan zaman ve uzaklık pencereleri Tablo 1’de verilmi tir. Ara de erler zaman için do rusal, uzaklık için de log-do rusal interpolasyon ile bulunmu tur. Tablo 1’de verilen de erler ile yapılan analizler, deprem katalo unun tek bir sismik kaynak bölgesi olarak dü ünülmesi durumunda depremlerin % 46.07’sini ikincil deprem olarak tasnif etmi tir. Tablo 1. kincil depremlerin ayırt edilmesinde kullanılan uzaklık ve zaman pencereleri Magnitüd 4.5 5.0 5.5 6.0 6.5 7.0 7.5 8.0 Uzaklık (km) 35.5 44.5 52.5 63.0 79.4 100.0 125.9 151.4 Zaman (gün) 42 83 155 290 510 790 1326 2471 2.2. Sismik Kaynak Bölgelerinin Belirlenmesi ve Depremselliklerinin Tespiti Sismik kaynak bölgeleri jeolojik ve sismotektonik açıdan çizgi ya da alan kaynak olarak modellenebilen ve sismik kayna ın her yerinde deprem olasılı ının aynı oldu u varsayılan bölgelerdir. Mevcut Türkiye Deprem Bölgeleri Haritası hazırlanırken Gülkan ve di erleri [12] tarafından ülke genelinde 17 sismik kaynak bölgesi tanımlanmı ve hiçbir kaynak bölgesi ile ili kilendirilemeyen depremlerin sismik tehlikeye katkısı da yapay geri plan kaynak bölgeleri ile hesaba katılmı tır. Daha sonraki benzer bir çalı mada Erdik ve di erleri [13] toplam 37 sismik kaynak bölgesi ile Türkiye’nin özellikle do u ve batı sınırlarında detaylı sismik bölgelendirme çalı malarında bulunmu tur. Aynı kaynak bölgeleri bazı revizyonlarla geli tirilerek Bommer ve di erleri [14] tarafından Do al Afet Sigortalar sisteminin olu turulması sırasında kullanılmı tır. Çalı mamızda ise Antalya yöresi için Bommer ve di erleri [14] tarafından önerilen kaynak bölgeleri temel alınmak üzere, yerel modifikasyonlarla sismik kaynak bölge sınırları düzeltilmi tir. Kullanılan sismotektonik bölgeler ekil 1’de sunulmu tur. Gülkan ve di erleri [12] tarafından önerildi i gibi, ana sismik kaynak bölgelerinden herhangi biri ile ili kilendirilemeyen depremlerin sismik tehlikeye katkısını yansıtmak için yapay geri plan sismik kaynak bölgeleri tanımlanmı tır. ekil 1. Antalya yöresini etkileyebilecek deprem kaynak bölgeleri (Verilen numaralara göre kaynak bölgelerinin adları ve sismisite parametreleri Tablo 2 ve 3’te bulunmaktadır.) Bir önceki bölümde derlenen deprem katalo undaki deprem kayıtlarının ekil 1’de sunulan sismotektonik bölgelere, katalog bilgilerinde ikincil depremler ve eksik verilere ili kin herhangi bir tadilat yapılmadan da ıtılması halinde Tablo 2’de verilen sismisite parametreleri elde edilmi tir. Gutenberg-Richter büyüklük-sıklık ili kisinin her bir sismik kaynak bölgesi için hesaplanmasında hem do rusal regresyon hem de en büyük olabilirlik istatistiksel tahmin yöntemleri kullanılmı tır. kincil depremlerin ayıklanması ile depremsellik parametreleri Tablo 2’nin bir sonraki kolonunda verildi i gibi de i mi tir. Tablo 2. Sismik kaynak bölgeleri için katalog bilgilerinde eksik verilere ili kin herhangi bir tadilat yapılmaması durumunda depremsellik parametreleri Bütün depremler No. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 Sismik kaynak bölgesi Çameli-Burdur Fay Ku a ı nönü-Eski ehir Fay Ku a ı Simav-Ak ehir Fay Ku a ı Büyük Menderes Grabeni Ala ehir- zmir Grabeni Gökova Fay Ku a ı Güney Ege Fay Sistemi Finike Fay Ku a ı Kovada Fay Ku a ı Geri Plan Batı B Geri Plan Güney A Geri Plan ç 1 Geri Plan ç 5 Standart en küçük kareler regresyonu 1.950 1.658 1.964 1.545 2.204 2.123 2.604 1.865 1.753 2.128 1.415 1.328 2.464 (göz.) 0.943 0.343 2.257 0.467 1.657 3.095 6.276 0.781 0.133 4.143 0.257 0.962 1.590 En büyük olabilirlik yöntemi 1.837 1.161 1.939 2.855 1.462 1.633 1.527 1.494 1.688 1.768 1.580 1.328 2.464 (göz.) 0.943 0.343 2.257 0.467 1.657 3.095 6.276 0.781 0.133 4.143 0.257 0.962 1.590 Sadece ana oklar Standart en küçük kareler regresyonu 1.365 1.423 1.393 1.266 1.944 1.890 2.376 1.539 1.709 1.898 1.393 1.762 2.395 (göz.) 0.333 0.200 0.762 0.295 1.048 1.657 3.895 0.467 0.124 2.857 0.238 0.667 1.200 En büyük olabilirlik yöntemi 1.391 2.441 1.211 1.186 1.326 1.407 1.388 1.455 1.715 1.748 1.667 2.372 2.395 (göz.) 0.333 0.200 0.762 0.295 1.048 1.657 3.895 0.467 0.124 2.857 0.238 0.667 1.200 Her bir kaynak bölge için depremlerin geriye do ru Stepp [15] tarafından önerilen yöntemle 10 ve 10 yılın katları dönemlerde incelenmesi ile her bir büyüklük seviyesinin eksiksiz raporlanma yılları belirlenmi tir. Sadece eksiksiz raporlanma sürelerinde geçerli olan sismisite özelliklerinin kullanılması ile elde edilen sonuçlar Tablo 3’de gösterilmi tir. Tablo 3. Sismik kaynak bölgeleri için katalog bilgilerinde eksik verilere ili kin bir tadilat yapılması durumunda depremsellik parametreleri Bütün depremler No. Sismik kaynak bölgesi 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 Çameli-Burdur Fay Ku a ı nönü-Eski ehir Fay Ku a ı Simav-Ak ehir Fay Ku a ı Büyük Menderes Grabeni Ala ehir- zmir Grabeni Gökova Fay Ku a ı Güney Ege Fay Sistemi Finike Fay Ku a ı Kovada Fay Ku a ı Geri Plan Batı B Geri Plan Güney A Geri Plan ç 1 Geri Plan ç 5 Standart en küçük kareler regresyonu 2.053 1.669 2.083 1.516 2.326 2.236 2.758 2.114 2.190 2.145 1.660 2.025 2.464 (göz.) 1.013 0.343 2.762 0.430 2.188 5.001 9.905 1.299 0.245 5.345 0.372 1.204 2.710 En büyük olabilirlik yöntemi 2.125 1.669 2.809 3.454 2.395 3.247 2.786 2.855 3.132 2.145 2.671 2.025 2.464 (göz.) 1.013 0.343 2.762 0.430 2.188 5.001 9.905 1.299 0.245 5.345 0.372 1.204 2.710 Sadece ana oklar Standart en küçük kareler regresyonu 1.328 1.445 1.504 1.350 2.050 2.013 2.506 1.774 2.148 2.007 1.656 2.290 2.395 (göz.) 0.289 0.207 0.940 0.336 1.330 2.659 5.877 0.804 0.229 4.329 0.353 0.978 1.996 En büyük olabilirlik yöntemi 1.439 1.445 1.695 1.294 2.075 2.579 2.487 2.924 2.924 2.007 2.947 2.290 2.395 (göz.) 0.289 0.207 0.940 0.336 1.330 2.659 5.877 0.804 0.229 4.329 0.353 0.978 1.996 Tablo 2 ve 3’de de erlerinin mutlak de erleri verilmi tir. (göz.) de erleri ise, gözlenen (ya da eksik raporlanma analizi ile düzeltilen) deprem sayılarının gözlem süresine bölünmesi ile bulunmu tur. Her bir kaynak bölgesine dü en depremler ZMAP yazılımı kullanılarak elde edilmi tir [16]. Sismik tehlike analizlerinde her bir sismik kaynak bölgesinin yaratabilece i en büyük deprem magnitüdünün belirlenmesi de oldukça önemlidir. Çalı mamızda en büyük magnitüd de erleri, ilgili sismik kaynak bölgesinde gözlenen en büyük magnitüd de erine ve uzman görü üne ba lı olarak belirlenmi tir. Buna göre en büyük deprem magnitüdleri Çameli-Burdur Fay Ku a ı, nönü-Eski ehir Fay Ku a ı ve Büyük Menderes Grabeni için 7.1; Simav-Ak ehir Fay Ku a ı, Ala ehir- zmir Grabeni ve Finike Fay Ku a ı için 7.2; Gökova Fay Ku a ı için 7.8; Güney Ege Fay Sistemi için 7.3; Kovada Fay Ku a ı için ise 6.1 eklinde bulunmu tur. Batı B, Güney A, ç 1 ve ç 5 geri plan sismik kaynak bölgeleri için ise en büyük deprem magnitüdü olarak sırasıyla 6.9, 6.4, 5.4 ve 5.6 kullanılmı tır. 2.3. Azalım li kisi Azalım ili kisi olarak Gülkan ve Kalkan [17] tarafından önerilen ve yerel verilere dayanan azalım ili kisi kullanılacaktır. lave olarak önceki deprem tehlike analizlerinde yaygın olarak yer verilen ithal azalım ili kilerinden Boore ve di erleri [18] tarafından önerilen azalım ili kisi de alternatif olarak göz onünde bulundurulacaktır. Bu çalı malarda aynı azalım ili kisi içerisinde farklı zemin ko ulları için katsayıların de i tirilerek kullanılması önerilmektedir. Ancak Antalya yöresi için yerel zemin ko ullarının incelenmesi ba lı ba ına bir çalı ma te kil edece i için, çalı mamızda her iki azalım ili kisi de yer hareketinin sert zeminde (kaya) hissedilmesi beklenen ortalama de erlerini veren durumlarda kullanılacaktır. Gülkan ve Kalkan [17]: Bu çalı ma 1976 ve 1999 yılları arasında Türkiye’de meydana gelen moment magnitüd de eri 5.0 ya da daha büyük olan depremlere ait 47 kuvvetli yer hareketi ölçümüne dayanmaktadır. En büyük yer ivmesinin do al logaritması sert zemin için a a ıda verildi i gibi elde edilmi tir: ln Y = −0.682 + 0.253 × (M − 6 ) + 0.036 × (M − 6 ) − 0.562 × ln r + 0.202 2 (4) Bu denklemde Y, yerçekimi ivmesi (g) cinsinden en büyük yer ivmesinin yatay bile eni ve M moment magnitüdüdür. ln Y’nin standart sapması, ln Y = 0.562 olarak tespit edilmi tir. Burada r de i keni r = rcl2 + h 2 (5) eklindedir. Denklem (5)’te rcl yırtılma yüzeyinin yeryüzüne izdü ümü ile en büyük yer ivmesinin tahmin edilece i yer arasındaki en kısa mesafeyi temsil etmektedir; h ise yine regresyonla 4.48 km olarak bulunan sanal bir derinliktir. Gülkan ve Kalkan [17], yerel zemin ko ullarını Denklem (4)’ün en sonunda yer alan sabit de er ile yansıtmı lardır. lgili terim toprak için 0.368, yumu ak toprak için ise 0.574 olarak verilmi tir. Di er bir deyi le, zayıf zemin özellikleri, en büyük yer ivmesini depremin büyüklü ü ve ilgili yerin merkez üstüne uzaklı ına ba lı olmaksızın, toprak ve yumu ak toprak için sert zemine göre sırasıyla 1.18 ve 1.45 kat arttırmaktadır. Boore ve di erleri [18]: Bu çalı mada ise 1940–1992 yılları arasında Kuzey Amerika’da meydana gelen 20 sı odaklı depreme ait 271 kayda yer verilmi tir. Bu depremlerin büyüklükleri Mw’ye göre 5.5 ile 7.5 arasında de i mektedir. Ancak 6.0’dan küçük depremlerin sebep oldu u yer hareketi ölçümlerinin sayısı oldukça kısıtlıdır. Asıl çalı mada depremler fay mekanizmasına göre sınıflandırılarak alternatif analizler yapılmı tır. Ancak çalı mamızda veri tabanının tamamı kullanılarak elde edilen azalım ili kisine yer verilmi tir. Boore ve di erleri [18] tarafından 80 km’ye kadar sert zemin için önerilen azalım ili kisi: ln Y = −0.242 + 0.527 × (M − 6) − 0.778 × ln r + 0.301 (6) eklindedir. Denklem (6)’nin notasyonu Denklem (4) ile aynıdır. Ancak Boore ve di erleri [18] r de i keninin bir bile eni olan sanal derinlik için h = 5.57 km ve ln Y = 0.520 olarak hesaplamı lardır. Toprak zemin için elde ettikleri büyütme katsayısı ise 1.29’dur. 3. ANTALYA Ç N “EN Y TAHM N” S SM K TEHL KE DE ERLER Çalı mada yapılan de i ik varsayımlar ve bunların birbirlerine göre do ru olma olasılı ını yansıtan öznel olasılık de erleri Tablo 4’te verilmi tir. Mantık a acı yöntemine dayanarak ve Bayesci bir yakla ımla bu varsayımlardan elde edilen sonuçları birle tirerek “en iyi tahmin” sismik tehlike de erlerini elde etmek mümkündür [19]. Tablo 4. De i ik varsayımların geçerlili i için belirlenen öznel olasılık de erleri Alternatif varsayımlar Tüm katalog Sadece ana oklar Eksik raporlanma ile ilgili bir tadilat yapılmaması Eksik raporlanma ile ilgili bir tadilat yapılması Büyüklük-sıklık ili kisi hesabında standart en küçük kareler regresyonu Büyüklük-sıklık ili kisi hesabında en büyük olabilirlik yöntemi Gülkan ve Kalkan [17] tarafından önerilen azalım ili kisi Boore ve di erleri [18] tarafından önerilen azalım ili kisi Azalım ili kilerindeki ortalama de erlere 0.2' lik bir varyans eklenmesi ( ln Y = 0.447) Azalım ili kilerindeki ortalama de erlere önerilen varyansların eklenmesi Azalım ili kilerindeki ortalama de erlere 0.5' lik bir varyans eklenmesi ( ln Y = 0.707) Öznel olasılık 0.5 0.5 0.4 0.6 0.4 0.6 0.6 0.4 0.1 0.6 0.3 Tablo 4’te verilen tüm varsayımların göz önünde tutulması ile ortaya çıkan 48 kombinasyonun her biri için sismik tehlike analizi yapılmı tır. Bu analizlerin yapılmasında ve e -ivme haritasının hazırlanmasında CRISIS2003 programı kullanılmı tır [20]. Bir kombinasyonda yer alan varsayımlara göre hesaplanan sismik tehlike de erinin, o kombinasyon için bulunan birle ik olasılık de eri ile çarpılması ve 48 kombinasyonun herbiri için benzer ekilde bulunanan sismik tehlike de erlerinin toplanması ile elde edilen a ırlıklı ortalama sismik tehlike de eri “en iyi tahmin” olarak adlandırılmı tır. Antalya il merkezi için çe itli tekerrür sürelerine göre “en iyi tahmin” deprem tehlikesi yukarıda bahsedilen kombinasyonların birle tirilmesi ile elde edilmi tir. Bulunan de erler deprem tehlikesi e risi olarak ekil 2’de sunulmaktadır. lçelerden ise deprem aktivitesinin en yo un olarak gözlendi i güneybatı yönündeki Ka ilçesi için aynı analizler tekrar edilerek sonuçlar yine ekil 2’de gösterilmi tir. 475 yıllık tekerrür süresi için en büyük yer ivmesi Merkez ilçede 0.26g, Ka ilçesinde ise 0.30g civarındadır. Ka ilçesi Merkez ilçeye göre bütün a ılma oranları için daha büyük deprem tehlikesi altındadır. Merkez ilçe için en az ve en çok deprem tehlikesine yol açan kombinasyonların, 475 yıllık tekerrür süresi için, sırası ile 0.08g’lik ve 0.39g’lik en büyük yer ivmelerine yol açtı ı bulunmu tur. 1.0E+02 Antalya / Merkez A ılma oranı (1/yıl) 1.0E+01 Ka 1.0E+00 1.0E-01 1.0E-02 1.0E-03 1.0E-04 0.000 0.200 0.400 0.600 0.800 En büyük yer ivm esi (g ) ekil 2. Antalya / Merkez ve Ka ilçesi için “en iyi tahmin” deprem tehlikeleri Sunulan çalı mada, her bir kombinasyon için belirli tekerrür sürelerine kar ılık elde edilen e -ivme haritalarına örnek olması amacıyla, 0.0648 birle ik olasılı ı ile gerçekle mesi en olası kombinasyonun (tüm katalo un eksik raporlanma ile ilgili bir tadilat yapılarak kullanıldı ı, büyüklük-sıklık ili kisi için en büyük olabilirlik yönteminin uygulandı ı ve Gülkan ve Kalkan [17] tarafından önerilen azalım ili kisinin ln Y = 0.562 belirsizli i ile geçerli oldu u) 475 yıllık tekerrür süresine kar ılık gelen haritası ekil 3’te sunulmaktadır. Mevcut Türkiye Deprem Bölgeleri Haritası ile kar ıla tırılması durumunda en olası kombinasyon için elde edilen en büyük yer ivmesi de erlerinin batı kesimlerde daha küçük, do u kesimlerde ise daha büyük oldu u görülmektedir. ekil 3. En olası varsayımlar kombinasyonu için 475 yıllık tekerrür süresine kar ılık gelen e -ivme haritası. 4. SONUÇLAR, DE ERLEND RME VE ÖNER LER Sismik tehlike hesaplarında yapılan de i ik varsayımların sonuçlara etkisinin anla ılabilmesi için gerçekle mesi en olası kombinasyon referans alınarak duyarlılık analizleri yapılmı tır. Di er bir deyi le, bu kombinasyonun varsayımlarından her seferinde sadece biri alternatif bir analiz yöntemi ile de i tirilerek sonuçların nasıl etkilendi i incelenmi tir. Bu analizler neticesinde, bütün katalo un göz önünde bulundurulması ile öncü ve artçı okların ayıklanarak sadece ana okların göz önünde bulundurulmaları kıyaslandı ında, bütün depremlerin göz önünde bulundurulmasının bütün tekerrür süreleri için sadece 0.01g-0.02g mertebesinde daha büyük yer ivmelerine yol açtı ı görülmü tür. Di er taraftan sonuçların, eksik raporlanma ile ilgili bir tadilat yapılmaması ile yapılmasına ve büyüklük-sıklık ili kisinin elde edilmesinde standart en küçük kareler regresyonu ile en büyük olabilirlik yöntemlerinin kullanılmasına duyarsız oldu u bulunmu tur. Azalım ili kisi seçiminin ve azalım ili kilerindeki belirsizlik seviyelerinin sonuçlara etkisi ise ekil 4’te özetlenmektedir. 1.0E+02 A ılma oranı (1/yıl) 1.0E+01 Gülkan ve Kalkan (2002) Boore ve di erleri (1997) 1.0E+00 1.0E-01 1.0E-02 1.0E-03 1.0E-04 1.0E-05 0.000 0.200 0.400 0.600 0.800 En büyük yer ivmesi (g ) 1.000 (a) 1.0E+02 A ılma oranı (1/yıl) 1.0E+01 1.0E+00 Gülkan ve Kalkan (2002) s=0.562 Gülkan ve Kalkan (2002) s=0.447 Gülkan ve Kalkan (2002) s=0.707 1.0E-01 1.0E-02 1.0E-03 1.0E-04 1.0E-05 0.000 0.200 0.400 0.600 0.800 En büyük yer ivmesi (g ) 1.000 (b) ekil 4. Azalım ili kileri ile ilgili varsayımların (di er parametrelerin sabit tutulması durumunda) analiz sonuçlarına etkisi. (a) Azalım ili kisi seçimi, (b) Azalım ili kisindeki belirsizlik seviyesi (s=std. sapma) ekil 4.a’dan azalım ili kisinin seçiminin sonuçları önemli seviyede etkileyen bir faktör oldu u görülmektedir. Farklı azalım ili kilerinin yarattı ı fark özellikle büyük tekerrür sürelerinde daha önemli bir hale gelmektedir. Azalım ili kisindeki belirsizli in tahmininin önemi de ekil 4.b’de verilen e rilerden anla ılmaktadır. Daha büyük miktardaki bir belirsizlik, büyük tekerrür süreleri için giderek artan bir farklılıkla deprem tehlikesini arttırmaktadır. Dolayısıyla, sunulan çalı mada deprem tehlikesi sonuçlarının en çok azalım ili kisi seçimine ve azalım ili kisindeki belirsizliklere duyarlı oldu u sonucuna varılmı tır. Azalım ili kisi analizleri deprem dalgalarının fay yırtı ına paralel ve dik yönlerde farklı özellikler göstererek yayıldı ını ve izotropik olmadı ını göstermi tir. Merkez üstüne aynı uzaklıkta bulunan iki yerle im yerinden fay yırtı ı do rultusunda olanda beklenen yer ivmeleri daha büyüktür. Bu durum literatürde kaynak yönlülü ü (source directivity) olarak adlandırılmaktadır. Çalı mamızda kaynak yönlülü ünü göz önünde bulunduran bir azalım ili kisi kullanılamamı tır. Son yıllarda karakteristik deprem ve depremlerin zaman içindeki ba ımlılı ını göz önünde tutan yenilenme (renewal) modelleri sismik tehlike analizinde kullanılmaktadır. Ancak bu modeller diri faylar ile ilgili ayrıntılı bilgileri (karakteristik depremlerin büyüklükleri, tekerrür periyotları, en son karakteristik depremin olu zamanı ve deprem tahmininde kayma oranları gibi) gerektirmektedir. Ara tırmada kullanılan deprem katalogları ancak yüz yıllık deprem kaydına eri im sa ladı ından ve kayma oranları ile ilgili yeterli bilgi elde edilemedi inden bu modellere çalı mamızda yer verilememi tir. Bu iki konu ileride yapılacak olan yeni çalı malarda ele alınacaktır. Sunulan çalı ma O.D.T.Ü. n aat Mühendisli i Bölümü ve Deprem Mühendisli i Ara tırma Merkezi’nde halen devam etmekte olan, deprem sigorta primlerinin tahminine yönelik bir yüksek lisans tezinin sismik tehlike analizi ile ilgili ilk bulgularını kapsamaktadır. Çalı manın deprem tehlikesinin tahmini ile ilgili detaylı sonuçları ortaya çıktıkça özellikle deprem katalo unun olu turulması esnasında faydalanılan ortogonal regresyonun, büyüklük-sıklık ili kisi elde edilirken kullanılan en büyük olabilirlik yönteminin, ikincil depremlerin tespitinde kullanılan uzaklık-zaman pencerelerinin, sınırları revize edilmi sismik kaynak bölgelerinin ve yerli azalım ili kisinin analiz sonuçlarını geli tirmesi beklenmektedir. 5. TE EKKÜR Sismik kaynak bölgelerinin belirlenmesindeki katkıları için O.D.T.Ü. Jeoloji Mühendisli i Bölümü ö retim üyesi Prof. Dr. Ali KOÇY T’e; analizleri kolayla tırıcı bilgisayar programlarının hazırlanmasındaki yardımlarından dolayı da O.D.T.Ü. n aat Mühendisli i Bölümü ve Deprem Mühendisli i Ara tırma Merkezi’nden Ara .Gör. Nazan YILMAZ ÖZTÜRK’e ve O.D.T.Ü. Teknokent HAVELSAN-EHSIM A. .’den Kurtulu YILDIRIM’a te ekkür ederiz. 6. KAYNAKLAR [1]. Afet Bölgelerinde Yapılacak Yapılar Hakkında Yönetmelik, (1997). Bayındırlık ve skan Bakanlı ı, Ankara. [2]. Deprem Ara tırma Dairesi nternet Sayfası, (2004). TURKNET, leri Genel http://sismo.deprem.gov.tr/VERITABANI/turknetkatalog.php, Afet Müdürlü ü, Bayındırlık ve skan Bakanlı ı, Ankara. [3]. Kandilli Rasathanesi ve Deprem Ara tırma Enstitüsü nternet Sayfası, (2004). Catalog, http://www.koeri.boun.edu.tr/sismo/veri_bank/mainw.htm, Bo aziçi Üniversitesi, stanbul. [4]. Uluslararası Sismoloji Merkezi nternet Sayfası, (2004). On-line Bulletin, http://www.isc.ac.uk/Bull, Internatl. Seis. Cent., Thatcham, United Kingdom. [5]. Birle ik Devletler Jeolojik Ara tırmalar Kurumu nternet Sayfası, (2004). USGS/NEIC (PDE) 1973 – Present, http://neic.usgs.gov/neis/epic/epic_global.html, U.S. Geological Survey, U.S. Department of the Interior, Reston, VA, USA. [6]. Castellaro, S., Mulargia, F., Kagan, Y. Y., (2004). Regression Problems for Magnitudes: A Unified Italian Catalogue, (basılmamı makale), moho.ess.ucla.edu/~kagan/SFY1.pdf (adresinden temin edilmi tir), Department of Earth and Space Sciences, University of California, Los Angeles. [7]. Gutenberg, B., Richter, C., F., (1949). Seismicity of the Earth and Associated Phenomenon, Princeton University Press, Princeton, New York. [8]. Gardner, J. K., Knopoff, L., (1974). Is the Sequence of Earthquakes in Southern California, with Aftershocks Removed, Poissonian?, Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 64, 1363-1367. [9]. Kagan, Y. Y., (2002). Aftershock Zone Scaling, Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 92, No. 2, 641-655. [10]. Prozorov, A. G., Dziewonski, A. M., (1982). A Method of Studying Variations in the Clustering Property of Earthquakes: Application to the Analysis of Global Seismicity, Journal of Geophysical Research, Vol. 87, No. B4, 2829-2839. [11]. Savage, M. K., Rupp, S. H., (2000). Foreshock probabilities in New Zealand, New Zealand Journal of Geology & Geophysics, Vol. 43, 461-469. [12]. Gülkan, P., Koçyi it, A., Yücemen, M. S., Doyuran, V., Ba öz, N., (1993). En Son Verilere Göre Hazırlanan Türkiye Deprem Bölgeleri Haritası, Orta Do u Teknik Üniversitesi, Deprem Mühendisli i Ara tırma Merkezi, Rapor No. 93-01, Ankara. [13]. Erdik, M., Alpay Biro, Y., Onur, T., e etyan, K., Birgören, G., (1999). Assessment of Earthquake Hazard in Turkey and Neighboring Regions, Annali Di Geofisica, Vol. 42, No.6, 1125-1138. [14]. Bommer, J., Spence, R., Erdik, M., Tabuchi, S., Aydıno lu, N., Booth, E., del Re, D., Peterken, O., (2002). Development of an Earthquake Loss Model for Turkish Catastrophe Insurance, Journal of Seismology, Vol. 6, 431-446. [15]. Stepp, J. C., (1973). Analysis of Completeness of the Earthquake Sample in the Puget Sound Area, S.T. Handing (Editör), Contributions to Seismic Zoning. NOAA Tech. Rep. ERL 267-ESL 30, U.S. Dep. of Commerce. [16]. Wiemer, S., (2001). A software package to analyze seismicity: ZMAP, Seismological Research Letters, 72(2), 374-383. [17]. Gülkan, P., Kalkan, E., (2002). Attenuation Modeling of Recent Earthquakes in Turkey, Journal of Seismology, Vol. 6, 397-409. [18]. Boore, D. M., Joyner, W. B., Fumal, T. E., (1997). Equations for Estimating Horizontal Response Spectra and Peak Acceleration from Western North American Earthquakes: A Summary of Recent Work, Seismological Research Letters, Vol. 68(1), 128-153. [19]. Yücemen, M. S., (1982). Sismik Risk Analizi, Orta Do u Teknik Üniversitesi Yayınları, Ankara. [20]. Ordaz, M., Aguilar, A., Arboleda, J., (2003). CRISIS2003, Ver. 1.2.100, Program for Computing Seismic Hazard, Instituto de Ingeniería, UNAM, Mexico.