Dönüşmüş fazlarla yerkabuğu yapısı modellemesi

Abstract

V ÖZET Yer içerisinde yayılan elastik dalgalar karşılaştıkları arayüzeyi geçerken yansıma ve kırılmalarının yanısıra mod dönüşümlerine de uğrarlar. Uygun bir yöntemle incelenebildik- lerinde yeriçinin yapısı hakkında önemli bilgiler elde edi lebilir. Bu çalışmada elastik cisim dalgalarının kabuksal mod dönüşümleri diğer kabuksal fazlarla birlikte incelenerek İstanbul ve civarında yerkabuğu yapısı model lenmiştir. Bu amaçla Uluslararası Sismograf Ağma (WWSSN) dahil istanbul (1ST) sismoloji istasyonunda kaydedilen depremlerin uzun peryod P ve S dalgası verileri kullanılmıştır. Veriler, hesaplanan yapay sismogramlarla karşılaştırılarak incelenmiş tir. Yapay dalga şekillerinin hesaplanması bir inversiyon problemidir. Genel olarak yer tepkisi, kaynak fonksiyonu ve alıcı tepkisinin konvolüsyonundan elde edilir. Yer tepkisi frekansın fonksiyonu olduğundan toplam tepki frekans orta mında hesaplandıktan sonra ters Fourier dönüşümü ile zaman ortamına aktarılarak yapay sismogramlar elde edilir. Bu yön tem sonuçların gözlemsel verilerle doğrudan zaman ortamında karşılaştırılması olanağını sağlar. Bu çalışmada on iki adet derin uzak-alan depremin P- dalga şekilleri ve bunlardan altı tanesinin S-dalga şekilleri incelenmiştir. Yapay dalga şekilleri ve S-Sp zaman farkları nın birlikte kullanılması ile daha duyarlı sonuçlar elde edilmeğe çalışılmıştır. Gözlemsel dalga şekilleri İstanbul ve civarında yerkabu ğu yapısının azimutla değiştiğini göstermektedir. Bu değişi min etkileri enine P-dalga şekillerinde önemli bozulmalara neden olmaktadır. Bu azimutal anomaliler daha çok yerkabuğu nun kalınlığının değişiminden ileri gelmektedir. Verilerimiz azimutal olarak birinci kadranda yer almakta ve aralarındaki en büyük azimut farkı =50 kadardır. Yerkabuğu kalınlığındaki değişimin belirlenebilmesi için tüm kadranlara dağılmış veri grupları gerekmektedir. Diğer kadranlarda uygun veriler sağ lanamadığından daha ayrıntılı yapı modelleri inceleneme- miştir. Bu nedenle değişim miktarı belirlenememiştir. Toplam yerkabuğu kalınlığı 30 km olarak hesaplanmıştır. Yerkabuğu tortul, granitik ve bazaltik olarak düşünülen üç tabakalı olarak modellenmiştir. Tortul tabakanın kalınlığı 4.0 km, P ve S dalga hızları 4.0 km/sn ve 2.3 km/sn dir. Granit tabakasının kalınlığı 14.0 km, P ve S dalga hızları 5.6 km/sn ve 3.25 km/sn dir. Bazalt tabakasının kalınlığı 12.0 km, P ve S dalga hızları 6.8 km/sn ve 3.9 km/sn olarak elde edilmiştir.

VI SUMMARY Elastic body waves during their propagation within the earth at interfaces not only reflections and refractions, but also conversions of S to P and P to S occur. Such phenomena may occur both near the hypocenter and near the station. Due to the relatively proximity of the Moho to the earth's surface, waves deriving from Moho arrive only within a few seconds after direct wave arrivals. So that, it is often difficult to identify such waves. To identify S phases within the P wave train is possible by comparing records of the radial component of teleseisraic P waves to records of the vertical component. On the other hand, the S-P converted waves arrive before the direct S waves and may therefore be easier to identify. The convenient observations of these phases are obtained from clear records of deep teleseisraic events. It is advantageous for discovery that the direction to the epicenter coincides with one of the cardinal directions. Because, direct arrivals will be dominant on the vertical component, while the P to SV conversions generated at Moho will be predominant on the radial component. This is because angles of incidence of teleseismic P arrivals are steep when impinging underneath the Moho. This case is same for SV to P conversions, too. Because, unless the polarization is good, the energy will be partitioned between the two horizontal components. All of these converted phases together with the other crustal phases are convenient for modeling crustal structure. Models for the crustal structure can be tested by generating synthetic seismograms for radial and vertical components of motions of both the P and S waves and comparing with the data. The trace amplitude A as a function of time can be obtained by convolving the instrument response, attenuation, source function and the earth response. The requisite constraints to the well observations of these phases are convenient for calculating of the synthetic seismograms. Thus, deep teleseismic earthquakes with relatively simple source time functions are used. Deep earhquakes are useful because they do not tend to show reflections and reverberations from neşr 0 source discontinuities. However, teleseismic rangeso(30 -80 ) are desirable because at ranges less than 30 upper mantle triplications usually complicate wave forms, and for ranges greater than 90, P waves are affected by the core shadow. The other advantage of the teleseismic data is that the earth response at these ranges for a deep earthquake essentially only the response of the structure under the reciever sinceVII the near source and earth structure at the turning point have very little effect. Thus, earth response may be computed by Haskell propagator matrix technique. In this study, the crustal structure under the WWSSN station 1ST (Istanbul, Turkey) is studied. For this purpose, P and S wave forms of twelve deep teleseismic events are analyzed. In our calculations, the earth response is calculated using the Haskell propagator matrix technique. This technique becomes convenient since it can solve the entire problem without recourse to complicated and lengthy ray descriptions. Source time functions have been constructed by deconvolving the instrument response from the observed vertical motion. Because a common observation made from teleseismic data of simple deep events is that the vertical component of ground motion behaves as a pulselike time function convolved with the instrument response with only minor later arrivals. The pulses of the first arrivals have been windowed out of the deconvolution results using a square window. After that, the windowed deconvolution results have been smoothed to remove the high frequency noise due to the deconvolution process. The Futterman Q operator evaluated at T/Q=0.75 for incident P waves and T/Q=3.0 for incident S waves. Observational P wave forms exhibit some variations in crustal structure due to azimuth. In particular, this azimuthal effect is observed on the tangential component after vector rotation of horizontal P waves into ray direction. This azimutal effect is shown as complications in tangential P wave train. Tangential P wave forms exhibit large amplitudes and are consistent at most ; backazimuths. However, these wave forms could not be explained with models containing simple planar dipping interfaces.! Models with three dimensional curved interfaces are required for that case. We must have data distributed at all quadrants in order to evaluate the crustal models with dipping interfaces, unfortunately, azimuthal range of our data is not sufficient to study the detailed dipping structure. However, azimuthal anomalies less than 15 can not be determined. Therefore, crustal structure have been modeled as horizontal layers. Total crustal thickness estimated by using the S-Sp time difference together with the synthetic P and S wave forms is approximately 30 km. The parameters of the final model with three horizontal layers are as follows; - The sedimentery layer is 4.0 km thick, and the velocities of P and S waves are 4.0 km/sn and 2.3 km/sn, respectively. Granitic layer is 14.0 km thick, and the velocities of P and S waves are 5.6 km/sn and 3.25 km/sn, respectively. - The basaltic layer is 12.0 km thick, and the velocities of P and S waves are 6.8 km/sn and 3.9 km/sn, respectively.