Kaynak-alıcı geometrisine göre tomografi sınıflandırması

Daha çok deprem tomografisi için geçerli olan bu sınıflamada iki çeşit yöntem kullanılmaktadır.

1.2.2.1. Yerel deprem tomografisi

Kaynak (deprem) ile alıcı arasındaki uzaklığın, sismik dalganın istasyona ilk varış zamanlarının doğrudan gelen fazlardan (Pg ve Sg) elde edilmesine olanak verecek kadar yakın olduğu ya da başka bir deyimle kaynak ve alıcının aynı model uzayı içerisinde bulunan lokasyonlar için uygulanan bir tomografi türüdür. Aynı model

uzayının içinde aktif bir sismik ağ tarafından kayıt edilen yerel depremlere ait sismik dalga geliş zamanları belirlenerek o bölgenin üç boyutlu hız yapısı ortaya konur. Bu yöntem sismolojide lokal deprem tomografisi olarak (LET) olarak bilinir. Güvenilir sonuçlar elde edebilmek için kullanılan veri setinin kaliteli olmasına, bölgenin kabuk yapısına en uygun bir boyutlu hız modeline ve depremlerin odak koordinatlarının doğru bir şekilde elde edilmesine ihtiyaç duyulmaktadır (Teoman ve ark., 2005).

Genelde istasyonların tüm deprem yoğunluğunu kaplayacak şekilde bir ağ oluşturması ve yeterli sayıda olması (en az 10 istasyon), güvenilir sonuçların elde edilmesini sağlayacaktır. Yerel deprem tomografisi ile daha çok küçük ölçekte üst kabuk ve Moho geometrisine ait problemler çözülmektedir. Sismojenik bölgelerde jeolojik yapı ve aktif tektonik oluşumların anlaşılması açısından 3-Boyutlu hız modeli önem taşımaktadır. Sadece bir boyutlu (1-B) başlangıç modeli ve lokal seyahat süreleri ile yeraltındaki yapı hakkında herhangi bir kabul olmadan, ters çözüm yöntemi ile elde edilen sonuçlar birbirinden bağımsız olarak jeolojik ve jeofiziksel verilerle uyum sağlamaktadır (Şekil 1.1)..

Yerel depremlerle yapılan tomografi çalışmalarının telesismik yöntemlere göre daha fazla avantaj ve kolaylıkları vardır. Belli bir ağ içerisindeki depremlerin hiposantır bilgileri doğru elde edildiği sürece yerel depremler yüksek frekans içeriğinden ötürü daha yüksek çözünürlükte ve doğrulukta sonuçlar vermektedir. Belli bir sismik ağ içerisinde depremlerin azimutal dağılımlarını, istasyon sıklığını ve konumunu problemimizin çözümüne göre belirlemek daha kolay olmaktadır. Ancak telesismik depremler için bu durum söz konusu değildir. Gelişigüzel deprem dağılımları ve istasyon dizilimleri veri analizlerinde sorun çıkarmaktadır. Telesismik depremlerle gelen dalga boyları büyük ve sığ kabuk oldukça heterojen bir yapıya sahip olduğundan sığ kabukta bu yöntem verimli sonuçlar vermemektedir. Lokal deprem tomografisinde elde edilen modelin derinlik değeri sınırlıdır ancak telesismik tomografide daha derindeki hız anomalileri saptanabilir.

Dünyanın pek çok volkanik ve jeotermal bölgesinde, farklı araştırmacılar, deprem dalgalarını kullanarak yer içi yapısını belirlemeye çalışmışlardır (Ellsworth 1977;

Ellsworth ve Koyanagi 1977; Zandt 1978; Iyer 1979; Sharp ve ark., 1980; Robinson ve Iyer 1981; Thurber 1984; Benz ve Smith 1984). Gökalp (2000) tarafından, Alban tepeleri volkanik bölgesinin tomografik hız yapısı ayrıntılı ayrımlılık analizleri yöntemiyle incelenmiş olup bu çalışmada, P dalgaları kullanılarak yerel deprem tomografisi yöntemi kullanılarak ardışık ters çözüm işlemi yapılmıştır (Tunç, 2008).

Son yıllarda, yerel deprem tomografisi (Local Earthquake Tomography-LET) için çeşitli algoritmalar geliştirilmiştir. Bunlardan en çok bilineni SIMULPS algoritmasıdır. Bu algoritma, ilk kez Thurber, (1983) tarafından ortaya koyulmuş daha sonra Eberhart-Phillips, (1986) ve Thurber, (1993) tarafından geliştirilmiştir (Tunç, 2008). SIMULPS algoritması, günümüzde de çok sayıda araştırmacı tarafından geliştirilerek kullanılmaktadır ve geliştirilen tomografik algoritmaların bir çoğu SIMULPS algoritmasına dayanmaktadır (Eberhart-Phillips ve Bannister, 2002; Dorbath ve Masson, 2000; Paul ve ark. 2001; Husen ve ark. 2002, 2003, 2004; Tunç, 2008). Lokal deprem tomografisi için bir başka algoritma, Benz ve ark. (1996) ve Hole ve ark., (2000) tarafından geliştirilmiş, Ramachandran ve ark., (2005) ve Yang ve Shen (2005) tarafından kullanılmıştır.

Tomografi algoritmalarına önemli bir katkı da, Zhao ve ark., (1992, 1995) tarafından yapılmıştır. Bu algoritma, yalancı eğimli ışın izleme yöntemini ve en küçük kareler yöntemini kullanarak ters çözüm yapmaktadır. Ters çözüm sırasında tekrarlanan iterasyonda sismik hız değişimleri ve deprem parametreleri eş zamanlı olarak belirlenmektedir. Zhang (2003) tarafından, kesin varış zamanlarını ve yayılım zamanları farkını kullanan bir algoritma geliştirilmiştir. ‘’Double-difference’ algoritması (DD) olarak bilinen bu algoritma, katalog verilerinin ve dalga şekillerinin çapraz ilişkisi sonucu elde edilen verileri kullanabilmekte ve yerel ölçekte yapılan çalışmalara uygulanabilmektedir (Tunç, 2008). Yerel deprem tomografisi için 2006 yılında geliştirilen bir başka algoritma da, LOTOS-07 algoritmasıdır (Koulakov ve Sabolev, 2006a). LOTOS-07, yerel depremlerin yayılma zamanlarını kullanarak, P ve S dalgaları ile kaynak lokasyonları için eşzamanlı ters çözüm yapmak üzere geliştirilmiş bir algoritmadır. Bu algoritmanın önceki versiyonu (LOTOS-06), farklı araştırmacılar tarafından dünyanın çeşitli bölgelerinde kullanılmıştır. Koulakov ve

Sobolev (2006b) tarafından LOTOS-06 algoritması, Pamir-Hindikush çarpışma bölgesine uygulanmış ve buradaki yitim bölgesinin sınırları ortaya konulmuştur. Koulakov ve Sobolev tarafından (2006a) yapılan bir başka çalışmada, Doğu Akdeniz ve Orta Doğu’daki kabuk ve üst mantodaki P ve S hızları ve Moho derinliği belirlenmiştir (Tunç, 2008).

Şekil 1.1. Bölgesel deprem tomografisinin veri toplama aşamasından yorumlamaya kadar olan işlem adımları (www.landtech.org, 2001; Kaypak, 2002).

1.2.2.2. Küresel deprem tomografisi

Uzak-alan depremlerin oluşturduğu, uzun peryotlu (T > 30 sn) sismik dalgaların kullanılmasıyla uygulanan bir tomografi türüdür. Yerel deprem tomografisinin tersine, yer altının görüntülenmesi amacı ile uygulanmaktadır ve büyük ölçekte bir ayırımlılığa sahip değildir. Dünyada meydana gelen küresel ölçekteki büyük

depremlerin seyahat zamanlarına ait ters çözümleri sonucu yer altının iç yapısı görüntülenebilinmektedir. Bu tür deprem verisi genellikle uluslararası sismolojik gözlem evlerinden sağlanır.

1.2.2.3. Telesismik deprem tomografisi

Telesismik tomografi çalışmalarında uzun periyotlu deprem dalgaları kullanılmakta ve yer içi yapısı küresel ölçekte incelenebilmektedir. İstasyonlar modelin içinde, depremler ise dışında konumlandırılarak sismik ağın altındaki üst manto ve kabuğun 3-boyutlu hız yapısı belirlenir (Şekil 1.2).

Kabuk ve manto sınırı altında kalan yapının yüksek çözünürlükte hız yapısının belirlenebilmesi için belirlenen derinlik boyunca seyahat etmiş çok sayıda telesismik deprem veri setine ihtiyaç vardır. Deprem kayıt istasyonu ile deprem hiposantrı arasındaki uzaklığın yaklaşık 1000 km den büyük olması durumunda bu deprem telesismik kabul edilir. 1 derece yaklaşık olarak 111.195 km ye karşılık gelir, dolayısı ile telesismik uzaklığın 9^o den itibaren başladığı söylenebilir (Koca, 2005).

Sismik grid üzerinde, değişken aralıklı düğüm noktalarında, sismik hızlar tanımlanır. Sismik gridde, grid aralıkları, önceden bilinen yapılara (Sediman havzaları ve Moho vb. gibi) ve verilerin en yüksek çözünürlülük kapasitesine (dalga boyu gibi) bağlıdır. Modelin düzenli ve güvenilir çözünürlülüğünü garanti etmek için, heterojen ışın dağılımı ve veri kalitesi, ters çözüm gridinin kullanılmasını gerektirir. Sayısal grid, düz problemin sayısal olarak kararlı bir çözümünü sağlamak için kurulmaktadır. Grid aralıkları eşit olmalıdır. Veri çeşidine göre tomografi türleri seyahat zamanı tomografisi ve dalga şekli tomografisi olarak sınıflandırılabilir.

Şekil 1.2. Telesismik tomografide, kaydedilen deprem dalgalarının seyahat süreleri kullanılarak, kaynak-alıcı arasındaki ışın yolu boyunca sismik yavaşlık (1/v) hesaplanmakta ve ters çözüm yöntemi ile ortamın hız anomalileri belirlenmektedir.