بخشی از مقاله
پيشگفتار
علم مهندسي زلزله در ابتدا قرن بيستم زاده شد و در انتهاي آن به كمال رسيد. شرايط بارگذاري زلزله در سال 1908 در ايتاليا بر اساس قضاوت مهندسي شكل گرفت و خيلي زود در ساير كشورهاي لرزه‌خيز پذيرفته و اجرا شد. علم ديناميك سازه‌ها اگرچه در قرن نوزدهم شكل گرفت و در اوايل قرن بيستم به صورت جدي و كاربردي در طراحي ادوات و دستگاه‌هاي الكترومكانيكي
استفاده مي‌شد اما تا ابداع و نصب دستگاه‌هاي شتاب نگار نقش چندان جدي و مهمي در مهندسي زلزله نيافت. با انتشار شتاب‌نگاشت‌هاي ثبت شده در غرب آمريكا در دهه 60، طيفهاي پاسخ ابتدا به صورت دستي و سپس به كمك رايانه محاسبه گرديد و اين سرآغاز ورود ديناميك سازه‌ها به عرصه مهندسي زلزله بود. هر چند حدود چهل سال طول كشيد تا طراحي لرزشي به طور جدي بر تحليل ديناميكي سازه‌ها متكي گردد ولي اكثر آئين‌نامه‌هاي زلزله دنيا نيروهاي ناشي
از زلزله را به صورت تعدادي از نيروهاي استاتيكي در نظر مي‌گيرند اما مقررات آئين‌نامه‌اي بسيار كلي بوده و اتخاذ تصميم در مورد بسياري از نكات به عهده طراح گذاشته مي‌شود. ليكن در اين جزوه به بررسي مسائل لرزه‌شناسي و بعد مفاهيم علم ديناميك سازه‌ها براي سازه‌هاي ديناميك درجه آزاد و چند درجه آزاد و همچنين مفاهيمي از قبيل طيف‌ها و در نهايت شيوه تحليل‌هاي
ديناميكي سازه‌ها و ارتباط آنها با آئين‌نامه‌هاي ساختماني مورد بررسي قرار گرفته است. قابل ذكر است توجه به آنكه درس ديناميك سازه‌ها در مقطع ليسانس مطرح نمي‌باشد لذا براي فراگيري و بهتر درك كردن مفاهيم مهندسي زلزله بر روي ديناميك سازه‌ها تأمل بيشتري شده است تا دانشجويان با درك بالاتري به مباحث مهندسي زلزله بپردازند و با توجه به پيچيدگي و فراواني مطالب ديناميك سازه‌ها و لرزه‌شناسي و مهندسي زلزله سطحي بر آن بوده كه مطالب به اخت
صار، مفيد و كاربردي ارائه شود. در انتهاي مطالب مطلبي در مورد ملاحظات معماري، سازه‌هاي بتني، فلزي و آجري و ملاحظات تأسيسات مكانيكي برقي و چندين مسئله از طراحي سازه‌هاي مذكور آورده شده است كه اميدوارم مورد توجه قرار گيرد. لازم به ذكر است كه هيچ كار علمي خالي از اشكال و ايراد نمي‌باشد و كار بنده نيز از اين امر مستثني نخواهد بود، لذا از اساتيد گرانقدر و دانشجويان محترم انتظار مي‌رود در راستاي تعالي هر چه بيشتر مطالب اين جزوه اينجانب را از راهنمايي‌هاي خويش بهره‌مند سازند.
در انتها از همكاري جناب آقاي مهندس جابر كريمي كه از دانشجويان فعال مقطع كارشناسي اينجانب و همكار در شركت فر ايستا پي مي‌باشند به جهت تنظيم و ويراستاري جزوه صميمانه تشكر مي‌نمايم.
منابع و مراجع
1. كتاب ديناميك سازه‌ها آنيل چوپرا ، ترجمه پاشور طاحوني
2. كتاب ديناميك سازه‌ها ماريو پاز، ترجمه دكتر حسن مقدم
3. كتاب مهندسي زلزله تأليف دكتر حسن مقدم
4. كتاب مهندسي زلزله تأليف دكتر حجت‌اله عادلي
5. كتاب اصول مهندسي زلزله تأليف بهزاد شمالي
6. كتاب بم و زمين‌لرزه‌اش مي‌آموزد نوشته مركز تحقيقات ساختمان و مسكن
7. رفتار و طراح لرزه‌اي ساختمانهاي بتن مسلح تأليف دكتر عباسعلي تسليمي
8. طراحي كاربردي ساختمانهاي مقاوم در برابر
زمين‌لرزه تأليف ديويد كي
9. مبحث نهم آئين‌نامه بتن ايران
10. مبحث دهم آئين‌نامه فولاد ايران
11. آئين‌نامه 2800 ايران (ويرايش سوم)
12. مجموعه مقالات و كنفرانس‌هاي متعدد زلزله
13. كتاب طراحي لرزه‌اي تأليف دكتر فرزاد نعيم
ساختمان زمين
قبل از بررسي روي علل وقوع زمين‌لرزه و مواردي از آن ابتدا به ساكن مختصري در مورد ساختمان زمين به بحث و بررسي مي‌پردازيم.
زمين از جسم تقريباً كروي شكل و يا به بيان بهتر بيضوي شكل از سه قسمت تشكيل يافته است.
1. پوسته: كه ضخامت آن بين 6 تا 60 كيلومتر مي‌باشد و سطح رويه زمين را تشكيل مي‌دهد.
2. گوشته يا جبه: اين قسمت كه سنگين‌ترين و حجيم‌ترين قسمت از لحاظ تركيبات شيمايي
مي‌باشد حالتي بين جامد و مايع (خميري) دارد كه خودش هم از سه قسمت گوشته فوقاني، منطقه انتقالي و گوشته تحتاني تشكيل يافته است و ضخامت آن حدود 2900 كيلومتر مي‌باشد
3. هسته: هسته مركزي‌ترين قسمت زمين مي‌باشد كه حدود 3500 كيلومتر ضخامت داشته و خود شامل هسته داخلي كه ماهيت جامد دارد و هسته خارجي كه سيال است مي‌باشد.
ص 4
زمين‌لرزه چيست؟
زمين‌لرزه در واقع پديده‌اي است كه در اثر آزاد شدن ناگهاني انرژي ذخيره شده در سنگهاي پوسته جامد زمين رخ مي‌دهد. اين انرژي ذخيره شده ناشي از حركت و فشار تدريجي و بسيار كند بخشي از پوسته زمين نسبت به بخشي ديگر است كه در مجاورت يكديگر قرار دارند. ماهيت
خسارت‌بار اين پديده باعث شده است كه بشر از ديرباز زمين‌لرزه را جزء پديده‌هاي فراطبيعي محسوب نمايد و آنها را به خواست خدايان مرتبط سازد. بررسي ادبيات فني نشان مي‌دهد كه كشورهايي نظير ژاپن و چين مدل‌هاي جالبي براي توضيح اين پديده ارائه كرده‌اند و حتي چيني‌ها اولين لرزه‌نما را در سال 132 ميلادي اختراع نمودند.
بايد دانست اگرچه زمين‌لرزه در عرض چند ثانيه يا حداكثر چند دقيقه شهرها را ويران مي‌كند ولي اين رويداد نتيجه حركتي است كه طي ميليونها سال تداوم داشته است. در واقع زمين‌لرزه علامت آني يك پديده طويل‌المدت مي‌باشد.
عوامل به وجود آورنده زمين‌لرزه ناشي از تجمع تنش و در نهايت شكست مي‌باشد لذا رفتار تنش _ تغيير شكل سنگها، به خصوصيات مصالح بستگي دارد كه عبارتند:
1. مقاومت فشاري
2. مدول‌هاي سنگ
3. شيب پوآسيون
علل وقوع زمين‌لرزه‌ها
علل وقوع زمين‌لرزه‌ها طي بررسي‌هاي انجام شده توسط دانشمندان نشان مي‌دهد كه در حالت كلي شامل موارد زير مي‌باشد.
1. زمين‌لرزه‌هاي تكنوتيكي
2. زمين‌لرزه‌هاي آتشفشاني (بر اثر خروج (......ص6) و بخار فشار به پوسته وارد شده و شكست ايجاد مي‌شود كه نتيجتاً امواج زلزله را به وجود مي‌آورد)
3. زمين‌لرزه‌هاي القائي (مانند انفجار، فرو ريختن غارها و .. كه غالباً منشأ انساني داشته و نيز بزرگي زيادي ندارند)
زمين‌لرزه‌هاي تكنوتيكي
جدا شدن قاره‌ها و نظريه زمين ساخت صفحه‌اي به بررسي‌هاي انجام شده توسط دانشمندان نشان مي‌دهد كه موقعيت قاره‌ها در دوران مختلف زمين‌شناسي، با وضعيت فعلي آن بسيار متفاوت بوده و شكل كنوني آن نتيجه ميلويونها سال فرگشت و تكامل پوسته زمين است. براي اولين بار به طور جدي دانشمندي به نام آلفرد وگنر در سال 1912 با بررسي شواهدي نظير تشابه ساحل غربي آفريقا يا ساحل شرقي آمريكاي جنوبي و وجود فسيل‌هاي مشابه در قاره‌هاي
مختلف نظريه جدا شدن قاره‌ها را مطرح كرد. بر اساس نظريه وي قاره‌ها در ميلوينها سال پيش به صورت خشكي واحدي بودند كه وي آنرا پانگه‌آ ناميد. اين ابرقاره‌هاي بزرگ پس از مدتي به قاره‌هاي بزرگ اوراسيا در شمال و گندوانا در جنوب و اقيانوس بزرگي به نام (.......ص7) در ميان اين دو قاره تقسيم شدند. اين نظريه مثل ساير نظريه‌هاي جديد در ابتدا با مخالفت‌هاي فراواني روبرو شد وليكن با گذشت زمان و پيشرفت فناوري و به دست آوردن شواهد جديد نظريه وگنر مورد تائيد قرار گرفت. اما تا اواسط دهه 60 ميلادي سازو كارهاي صحيح براي اين جدا شدن قاره‌ها پيدا نشده بود و نظريه‌هاي مختلفي كه هر كدام داراي اشكالاتي بودند ارائه شد در اين سالها نظريه زمين‌ساخت ورقه‌اي در مجامع علمي مطرح گرديد ( شكل 1-2)
ص 8
شكل 1-2 نقشه صفحات زمين‌ساختي جهان
با نگاهي به نقشه‌هاي مباني لرزه‌خيزي اين سؤال پيش مي‌آيد كه چرا زمين‌لرزه‌ها به صورت يكنواخت در سراسر كره زمين پراكنده نبوده و معمولاً در ناحيه باريكي قرار دارند و چرا آتشفشانها و كوهستانها در اين ناحيه وجود دارند؟ ( شكل 1-3)
ص8
شكل 1-3 نقشه پراكندگي مراكز زمين‌لرزه‌ها در جهان
نظريه زمين‌ساخت صفحه‌اي براي پاسخ به اين قبيل سؤالات دلايل قانع‌كننده‌اي ارائه كرده است. بر اساس اين نظريه پوسته جامد كره زمين يكپارچه نبوده و از قطعات منفصلي تشكيل شده است كه نسبت به يكديگر در حال حركت هستند. اين قطعات به نام صفحه‌هاي زمين‌ساختي معروفند
. اين صفحه‌ها يا قطعات بر روي گوشته درون كره زمين كه حالت نيمه مذاب و پلاستيك داشته شناور هستند. بعضي از پژوهشگران تعداد صفحات اصلي پوسته زمين را به شرح زير ذكر كرده‌اند:
1. صفحه آفريقا
2. صفحه اروپا - آسيا
3. صفحه آمريكاي شمالي و جنوبي
4. صفحه اقيانوس آرام شمالي و جنوبي
5. صفحه هند و استراليا
6. صفحه اقيانوس منجمد جنوبي
صفحات پوسته كره زمين به سه حالت عمده نسبت به يكديگر در حركت هستند. اين صفحات يا از يكديگر دور مي‌شوند و يا به هم نزديك مي‌شوند، يا در مجاورت يكديگر حركت مي‌كنند. اين حركات صفحات باعث تجمع انرژي در مرز صفحات و نهايتاً آزاد شدن آن و به وجود آمدن زمين‌لرزه‌ها مي‌گردد. از لحاظ آماري بيشترين و بزرگترين زمين‌لرزه‌ها در مرز بين صفحات مرزي روي مي‌دهند.
موقعيت ايران در زمين‌ساخت صفحه‌اي
فلات ايران از ديدگاه زمين‌ساختي در ناحيه‌اي بسيار فعال قرار گرفته است. نگاهي به نقشه‌هاي زمين‌ساختي نشان مي‌دهد كه اين فلات بين صفحه غربي در جنوب و جنوب غربي و صفحه توران در شمال شرقي قرار دارد. نقشه‌هاي زمين‌ساختي نشان مي‌دهد كه بستر درياي سرخ بر اثر فعاليت‌هاي درون پوسته زمين در حال باز شدن است. اين بازشدگي در بستر درياي سرخ باعث حركت صفحه عربستان به سمت فلات ايران مي‌شود. باعث چين‌خوردگي فراوان، بالا آمدگي
پوسته، كوتاه‌شدگي پوسته و نهايتاً شكل كنوني فلات ايران شده است. اين باز شدگي همچنان ادامه داشته و لذا كشور ايران در معرض يك تنش دائمي قرار دارد كه عامل اصلي بيشتر زمين‌لره‌هاي ايران به حساب مي‌آيد. ( شكل 1-4)
ص10
شكل 1-4- نقشه صفحات زمين‌ساخت خاور ميانه و حركات نسبي آنها
به طور كلي با بررسي محل وقوع زلزله‌ها در ايران به دو منطقه اساسي مي‌رسيم. يكي هلالي كه از سمت آذربايجان شروع شده و در امتداد رشته كوه البرز به شمال خراسان مي‌رسد، آنگاه به سمت جنوب در حاشيه كوير تا شمال سيستان ادامه دارد و به كوههاي زاگرس تا لارستان مي‌باشد. بنابراين به طور خلاصه مناطق لرزه‌خيز ايران را با دقت بيشتر ميتوان چنين تقسيم‌بندي نمود.
1. مناطق شرقي شمال خراسان و شمال سيستان
2. منطقه شمال در امتداد البرز تا آذربايجان غربي
3. نواحي زاگرس از درياچه اروميه تا بندرعباس
4. كپه‌داغ در شمال خراسان در مرز تركمنستان
5. مكران بلوچستان در جنوب شرقي ايران
ص11
گسلهاي مهم ايران
براي زلزله‌هاي مناطق 1 و 2 علت مشخص يافت نشده است و منشأ زلزله‌هاي اين نواحي بيشتر گسلهاي جوان و نسبتاً كوچك مي‌باشد. در ناحيه 4 چين‌خوردگي زاگرس از تلاقي صفحات آسيا و عربستان پديد آمده است و لرزه‌خيزي ناحيه 4 كم و بيش مشابه ناحيه يك مي‌باشد. اما در آن سوي نواحي 1 و 4 يعني افغانستان و شمال ناحيه كپه‌داغ در كشور تركمنستان شدت لرزه‌خيزي نسبتاً كم مي‌باشد.
گسل
تعريف زمين‌شناسي گسل چندان ساده نيست، ليكن گسل عبارت است از: سطح ناپيوسته‌اي ( غالباً مسطح) كه دو مجموعه را از هم جدا مي‌كند.
گسل نتيجه گسيختگي و حركتي است كه در آن نخست دو مجموعه سنگي متصل به هم از يكديگر جدا شده و سپس باعث لرزش و دور شدن دو بخش از هم مي‌شود. (شكل 1-5)
ص13
جابه‌جايي حاصل از حركت گسل اختلاف سطح گسلي خوانده مي‌شود كه عبارت است از فاصله بين دو ساختمان زمين‌شناسي به هم پيوسته اوليه و ميتوان آن را به كمك جابجايي لايه‌هاي زمين‌شناسي رودخانه و يا قسمتي از جاده معين نمود. معمولاً اگر گسل كاملي به وجود آمده باشد شكاف مزبور جوش خورده و پر مي‌گردد.
در گسلهاي فعالي كه جابجايي آن زياد باشد (مثلاً بيش از يك ميليمتر در سال) سطح زمين مورفولوژي خالي همراه است و شامل جدا شدگي قائم از چند دسيمتر تاچند متر و بدون شكاف زياد مي‌باشد. در گسلهاي قديمي مشخصات ريخت‌شناسي فوق چندان قابل تشخيص نيست. غالباً اختلاف سطح گسيل زمينه‌ها و لايه‌هاي كاملاً متفاوتي را پهلوي هم قرار مي‌دهد مثلاً سنگهاي سخت و مقاوم در كنار سنگهاي سست و كم‌مقاومت قرار مي‌گيرند و با كمك فرسايش گسل منظره‌اي پله‌اي پيدا مي‌كند.
سطح گسل ممكن است جهت خاصي نداشته باشد، با اين وجود بسياري از گسلها داراي سطوح قائم يا موربي هستند كه در امتداد جابه‌جايي‌هاي قائم و افقي رخ داده است. بر همين اساس با توجه به شكل 1-6 گسل را به انواع زير تقسيم مي‌كنند.
1. گسلهايي كه جابجايي اصلي آنها در سطح افقي صورت مي‌گيرد و ناشي از لغزش افقي‌اند. گسلهاي جانبي ناميده مي‌شوند. در طول تاريخ اين نوع گسل جابجايي‌هاي مهم بخشهاي مختلف پوسته زمين انجام مي‌شود. اگر ابعاد گسل جانبي بزرگ باشد زلزله‌هاي بزرگ را ايجاد مي‌نمايد.
2. گسلهايي كه جابجايي آنها در سطح قائم انجام مي‌شود داراي لغزش عمدي‌اند و ممكن است در نتيجه حركات كششي ايجاد شوند. (گسل نرمال يا عادي) و يا در اثر حركات فشاري (گسل وارونه يا معكوس) پديد آيند. طول گسل بسيار متفاوت و از چند ميليمتر (ترك و شكستگي بلوكهاي سنگي) تا صدها كيلومتر (كه لايه‌هاي بزرگ قاره‌ها و اقيانوسها را بريده و از هم مجزا مي‌نمايد) مي‌باشد.
ص 15
شكل 1-6- انواع گسل: الف) گسل عادي، ب) گسل وارونه ج و د) گسلهاي جانبي (امتدادلغز)
ص 15
شكل1 -6-1- انواع گسل
يكي از گسلهاي مشهور جهان گسل جانبي سان اندرياس در كالفرنيا به طول 300 كيلومتر است كه در سال 1906 زلزله سانفرانسيسكو با بزرگي 3/8 ريشتر در سال 1940 زلزله ال‌سنترو با بزرگي 1/7 ريشتر به وجود آورد. در زلزله ال‌سنترو 1940 يك گسل 60 كيلومتري با لغزشي برابر 5 متر شناسايي شد و بايد دانست كه گسلها عامل و منشأ زلزله‌اند و نتيجه و حاصل آن چگونگي توليد زلزله توسط يك گسل به قرار زير است.
1. كرنش انباشته از گسل به حد نهايي مي‌رسد (شكل 1-7 الف)
2. لغزش در طول گسل اتفاق مي‌افتد ( شكل 1-7 ب)
3. يك جفت نيروي كششي و فشاري بر گسل اعمال شده است ( شكل 1-7 ج)
4. اين حالت همانند ناگهاني جفت نيروي شكل ( 1-7 د) است.
5. اين واكنش موجب رها شدن موج‌هاي كروي است.
لنگر جفت نيروي شكل ( 1-7 د) به لنگر زلزله موسوم است و برابر است با :
(1-1) M0=GLdu
u: جابجايي گسل
d: عمق گسل
L: طول گسل
G: مدول برشي
ص16
شكل 1-7- سازوكار زلزله
گسل فعال
گسلهايي كه طي چند هزار سال گذشته حركت نموده و در آينده هم حركت خواهند كرد فعال ناميده مي‌شوند. اين گسلها به وسيله كاوشهاي زمين‌شناسي و عكسهاي هوايي تعيين مي‌شوند و از آنجا كه زلزله معمولاً در مناطقي كه گسل فعال دارند اتفاق مي‌افتد به هنگام انجام پروژه‌هاي بزرگ نظير سد و نيروگاه اتمي فاصله و مشخصات گسلهاي فعال منطقه مشخص مي‌شود و در برآورد زلزله طرح مورد استفاده قرار مي‌گيرند. بنابراين كاوشهاي زمين‌شناسي در مرحله اول طراحي چنين پروژه‌هايي اهميت مي‌يابند.
قانون مقياس در گسل
به طور كلي يك گسل لرزه‌اي بزرگ (گسل مولد زلزله) مثلاً به طول 500 تا 1000 كيلومتر يك قطعه واحد نيست بلكه در آن ميتوان مجموعه كاملي از گسلهايي را با ابعاد كوچكتر پيدا كرد. هر گسل اصلي معمولاً داراي تعدادي گسل فرعي است. به اين ترتيب در سطح افقي و هم در موقعيت فضايي گسلهاي بزرگتر از اجتماع گسلهاي بسيار كوچكتر تشكيل مي‌شوند و اين تسلسل تا مقياس سنگ پيش مي‌رود كه در آن درزها و ترك‌هاي كوچك از الگوي گسيختگي اصلي مناسبت متابعت مي‌كنند. اين مشاهدات با آنچه كه از زلزله‌شناسي مي‌دانيم مطابقت مي‌كند زيرا يك زلزله بزرگ يك حادثه مستقل و منفرد نيست بلكه گروه زلزله‌هاي ديگري با بزرگي كمتر آن را همراهي مي‌كند كه بعضي قبل ولي بسياري ديگر بعد از زلزله ظاهر مي‌شوند و بزرگي آنها متفاوت است.
كانون و مركز زلزله
از اواخر قرن نوزدهم ثبت امواج حاصل از زلزله، در ژاپن و ساير نقاط جهان آغاز شده است. نحوه انتشار اين امواج به گونه‌اي است كه گويي از يك مركز واحد ساطع شده‌اند اين مركز كانون زلزله مي‌نامند. تصوير اين نقطه بر روي سطح كره زمين را مركز زلزله مي‌نامند و فاصله اين نقطه تا سطح زمين را عمق زلزله مي‌خوانند (شكل 1-8)
زلزله را بر حسب عمق به دو نوع سطحي و عميق تقسيم مي‌كنند. عمق زلزله سطحي كمتر از 70 كيلومتر است و زلزله‌هاي عميق از عمق 300 تا 600 كيلومتري منتشر مي‌شوند (شكل 1- 8)
حوزه اثر زلزله‌هاي سطحي نسبتاً كوچك است و در خارج از آن جز با وسايل لرزه‌نگاري نمي‌توان زلزله را حس نمود. در حالي كه زلزله‌هاي عميق در فواصل دور محسوس مي‌باشند. تفاوت اين دو نوع زلزله از نظر مهندسي در اين است كه زلزله‌هاي مخرب همواره از نوع سطحي هستند و زلزله عميق اثر تخريبي چنداني ندارند.
ص18
شكل 1-8 كانون و مركز زلزله
امواج زلزله
دو نوع موج از كانون زلزله منتشر مي‌شود.
1. حجمي
2. سطحي
امواج حجمي: خود به امواج طولي و عرضي ( S,P) تقسيم مي‌شوند. ارتعاش امواج طولي در امتداد انتشار و موج و امواج عرضي عمد بر اين امتداد صورت مي‌گيرد (شكل 1-9)
امواج سطحي: امواج سطحي كه بر يك سطح زمين نقش مي‌شوند و بيشتر در زلزله‌هاي سطحي قابل دريافت هستند به دو نوع لاو و ريلي تقسيم مي‌شوند. موج لاو در محيطهاي لايه‌لايه اتفاق مي‌افتد و ارتعاش در صفحه موازي سطح زمين و در جهت عمد بر امتداد انتشار موج صورت مي‌گيرد.
ارتعاش موج ريلي در صفحه عمد بر سطح زمين صورت گرفته و حركت بيضي‌گونه دارد و سرعت آن اندكي كمتر از امواج عرضي است. ( شكل 1-10)
ص 19
شكل 1- 9
سرعت امواج
سرعت امواج طولي و عرضي با يكديگر متفاوت است و در نتيجه در نقطه‌اي دور از كانون ابتدا امواج طولي و سپس عرضي دريافت مي‌گردند و از روي فاصله زمان دريافت اين دو موج و با داشتن سرعت انتشار هر كدام ميتوان فاصله كانون زلزله را تا نقطه مورد نظر محاسبه نمود.
ص20
شكل 1-8- كانون و مركز زلزله
سرعت امواج طولي (1-2)
سرعت امواج عرضي (1-3)
E: ضريب ارتجاعي
G: مدول برشي
P: جرم مخصوص
V : ضريب پوآسيون
با توجه به روابط فوق ميتوان نتيجه گرفت كه سرعت امواج طولي همواره بيش از امواج عرضي است اگر ضريب پوآسيون برابر 0.25 فرض شود با استفاده از روابط فوق داريم:
(1-4)
تعيين مركز زلزله به كمك سه ايستگاه لرزه‌نگاري
اگر فاصله مركز زلزله تا ايستگاه لرزه‌نگاري برابر d و زمان رسيدن موج p به ايستگاه مزبور tp و زمان رسيدن موج S به ايستگاه ts باشد مي‌توانيم بنويسيم:
(1- 5)
(1-6)
در اين رابطه Vp و Vsبه ترتيب امواج P و S مي‌باشند.
اختلاف زمان رسيدن موج S و موج P به ايستگاه مورد نظر برابر است با
(1 – 7)
كميت tS - tP را در روي لرزه‌نگاري كه مؤلفه افقي حركت زمين را ثبت مي‌كند ميتوان مستقيماً اندازه‌گيري كرد، سپس از رابطه فوق d مركز تا ايستگاه به دست مي‌آيد. بنابراين اگر در سه ايستگاه لرزه‌نگاري S3, S2, S1 فواصل d3, d2, d1 را از مركز زلزله تعيين كنيم و سپس دوايري به مركز S3, S2, S1 و شعاع d3, d2, d1 رسم كنيم محل برخورد دواير مركز زلزله را مشخص مي‌كند. البته در اين روش سرعت امواج P و S ( VS, VP) در منطقه بايد مطرح باشد.(شكل 1-12)
مقیاسهای اندازه زلزله
شدت زلزله :
تعيين اندازه زلزله توسط پارامترهای مختلفی انجام می شود لنگر زلزله قبلاَ بيان شد.
اين پارامتر بيشتر مورد استفاده لرزه شناسان است. شدت زلزله به مقياس مركالي مشهور است. در سال 1902 توسط مرکالی پشنهاد شد. در اين مقياس شدت زلزله به صورت تابعی از احساس و دريافت انسان و موجودات زنده از زلزله و نيز تأثير زلزله بر ساختمانها بيان می‌شود و لذا نوع اصلاح شده اين مقياس شامل دوازده درجه است که توسط نيومان درسال 1931 ابلاغ نمود که در جدول زير آمده است. اين مقياس به طور گسترده‌ای پذيرفته شده و استفاده می‌شود.
تذکر
اولين مقياس برای اندازه گيری شدت متغير زلزله در دهه 1880 به وسيله روسی- فورل در سوئيس پيشنهاد شد. مقياس روسی- فورل که دو درجه داشت. درحدود 20 سال به عنوان وسيله‌ای برای بررسی ومقايسه اثرات آنها در سراسر دنيا به کار می‌رفت. اشکال اساسی اين مقياس اين بود که خسارات اساسی خيلی زيادی در طبقه‌بندی 10 يکجا جمع شده بود. اين اشکال در مراحل اوليه پيشرفت تکنولوژی چندان مهم نبود ولی با پيشرفت علم زلزله‌شناسی نياز به مقياس دقيق‌تری بسيار افزايش يافت.
مقياس اصلاح شده مرکالی
شدت
توصيف زلزله
I
زلزله بقدری ضعيف است که کسی آن را حس نمی‌کند. ولی در عين حال ممکن است موجب نوسان درختها و سطح آب و پريدن ناگهانی پرندگان شود. تشخيص اين زلزله بسيار مشکل است .
II
ممکن است بوسيله اشخاصی که در حال استراحت هستند حس شود. بويژه در طبقات بالای ساختمان. پرندگان و حيوانات ممکن است مضطرب شوند و لامپهای آويزان به نوسان در آيند.
IV
ارتعاشاتی نظير عبور کاميون از نزديک منازل حس می‌شود .ظروف،پنجرها و درها می‌لرزند .اتومبيلهای ساکن بطور محسوسی تکان می‌خورند، ديوارهای چوبی احياناً شکاف مختصری بر می‌دارند .لامپهاي آويزان شروع به نوسان می‌کنند.
V
درها باز و بسته می‌شوند. حرکت آونگ ساعتهای ديواری نامنظم شده و گاهی می‌ايستند ودوباره بکار می‌افتند. در خارج از منزل هم احساس می‌شود. حتی جهت و امتداد زلزله را ممکن است بتوان حدس زد. مردم از خواب بيدار مي‌شوند. بعضی از گچکاريها ممکن است ترک بردارند.
VI همه احساس می‌کنند. راه رفتن مشکل می‌شود. پنجره‌ها و ظروف مي‌شکند. عده‌ای از ترس از ساختمانها بيرون می‌روند. مبل ها و صندليها جابجا می‌شود. بعضی از ساختمانهای سست ترک مختصری برمی‌دارند. مايعات شديدن به نوسان در می‌آيند. زنگها وناقوسهای کوچک به صدا در می‌آيد. دودکشها فرو می‌ريزد. کتابها و تصاويری که بر ديوار آويزانند واژگون مي‌شوند.
مقياس اصلاح شده مرکالی (ادامه)
شدت
تـــــــوصــــــــــــــيف زلـــــــــــــــــــــــزلـــــــــــــــــه
VII
ايستادن مشکل می‌شود. رانندگان آن را حس می‌کنند. گچ ديوارها می‌ريزد. مبل و صندليها می‌شکنند. ساختمانهای سست خسارت می‌بينند. سطح آب استخر موج می‌زند. آبهاگل‌آلود می‌شوند. دودکشها فرو می‌ريزند. قرنيزها و گچ بريهای برجسته تزئينی فرو می‌ريزند. خندق‌های آبياری بتنی صدمه قابل ملاحظه‌ای می‌يابد.
VIII ساختمانهای آجری و خشتی آسیب دیده و بعضاً بکلی خراب می‌شوند. دودکش کارخانه‌ها فرو می‌افتد. شاخه درختان کند می‌شود. دمای آب چشمه ها کمی تغییر می‌کند. زمینهای مرطوب و شیبدار می‌لغزند و شکاف برمی‌دارند.
IX هراس عمومی قالب می شود. ساختمانهای آجری سست منهدم می‌شوند و ساختمانهای آجری معمولی شدیداً آسیب می‌بینند. ساختمانهای محکم نیز خسارت می‌بینند. به لوله‌کشی آب صدماتی می‌رسد و گاهی اوقات شکسته می‌شود. شکافهای بزرگ و نمایانی در زمین بوجود می‌آیند.
X اغلب ساختمانهای آجری و ساختمانهای قاب بندی شده منهدم می‌شوند. خطوط آهن خمیده می‌شوند. سدها و خاکریزها صدمه می‌بینند. ساختمانهای چوبی و نیز پل ها صدمه زیاد می‌بینند. لغزش زمین های شیبدار چشمگیر است. آبها از داخل رودخانه ها و دریاچه‌ها به بیرون می‌ریزند.
XI لوله کشیهای زیرزمینی مانند لوله‌کشی آب بکلی می‌شکند و از کار می‌افتد. خطوط آهن در نقاط زیادی خم شده انحناء برمی‌دارد. آب با همراه ماسه و گل از زمین خارج می‌شود (روانگونگی). سدها و خاکریزها در فواصل دور از مرکز زلزله صدمه می‌بینند.
XII وسعت خرابی ها بی‌حد است. اشیاء به هوا پرتاب می‌شوند. تقریباً تمام ابنیه یا شدیداً صدمه دیده و یا منهدم می‌شوند. سنگهای بزرگ جابجا می‌شوند. مسیر رودخانه ها عوض می‌شود.
خطوط هملرز
بلافاصله پس از وقوع یک زلزله لرزه‌شناسان به محل اعزام شده و ضمن گفتگو با اهالی محل با پر کردن جدولهایی که از پیش آماده کرده‌اند به ارزیابی شدت زلزله در نقاط مختلف می‌پردازند. آنگاه با وصل کردن نقاط هم شدت خطوط هملرز بدست می‌آید که همانند شکل 1-13 خواهد بود. شدت زلزله که با استفاده از مقیاس مرکالي یا هر مقیاس دیگری تهیه شده باشد پیش از آنکه زلزله را به صورت کمی توصیف کند تصویری کیفی بدست می‌دهد که در تفسیر آن می‌باید نکاتی چند را در نظر گرفت.
الف) شدت بدست آمده برای هر نقطه بستگی زیادی به قضاوتهای شخصی دارد. نه تنها ممکن است تلقی یک پژوهشگر از کلماتی نظیر صدمه، خرابی، ویرانی، انهدام، پرت شدن و ...... با دیگران متفاوت باشد که تلقی مصاحبه شوندگان و اهالی محل نیز هم، به ویژه پس از هر زلزله ساکنین مناطق زلزله زده که احیاناً سابقه ای هم از زلزله‌هاي قبل نداشته‌اند بسيار هراسان شده و در بازگو كردن حوادث مبالغه فراوان مي‌كنند.
ب) درجه مرکالی به رفتار ابنیه بستگی دارد و البته مصالح و فرم های ساختمان در رفتار لرزه‌ای مؤثراند. از این رو در یک منطقه با ابنیه مرغوب آسیب کمتری می‌بینیم تا منطقه دیگری با ابنیه سست و نامرغوب که تحت همان زلزله قرار گرفته باشد و چنانچه شدت واقعی زلزله برای هر دو نقطه یکسان باشد، برای دومی شدت بیشتری ثبت مي‌شود.
ج) تعیین خطوط هملرز برای شدت‌های بالا نیازمند وجود ابنیه مهندسی است و در مواردی که جز ساختمانهای روستایی چیزی وجود ندارد به زحمت می‌توان خطوط بالا تر از VIIرا به دست آورد.
د) شدت زلزله ارتباط مستقیمی با شتابهای حاصل زلزله ندارد.
علیرغم این کاستی‌ها شدت زلزله به دلیل فوایدش توانسته است ارتباط خود را در میان لرزه‌شناسان و مهندسان حفظ کند.
تعیین شدت لرزه بسیار ساده است و نیازمند وسایل پیچیده نیست.
شدت مستقیماً توصیفی از عملکرد ساختمانها را در خود دارد و بنابراین کار مهم گزارشهای مهندسی را آسان می‌کند.
خطوط هملرز وسعت ناحیه زلزله را می‌دهد. از آنجا که مساحت ناحیه زلزله زده تابعی از شدت انرژی آزاد شده توسط زلزله است همانگونه که بعداً بیان خواهد شد رابطه‌ای میان شدت و انرژی زلزله وجود دارد و با توجه به ارتباط میان انرژی و پارامترهای دیگر چون شتاب و بزرگی روابطی بین شدت و این پارامترها ایجاد می‌شود.
مقیاس بزرگی ریشتر
بیان کردن اندازه زلزله به صورت کمی برای مهندسین اهمیت زیادی دارد. ریشتر در سال 1935بزرگی زلزله را برای زمین‌لرزه‌های سطحی (کم عمق) به صورت زیر تعریف کرد:
(1-8)
در این رابطه M بزرگی زلزله،A دامنه ماکزیممی است که به وسیله یک لرزه‌نگار استاندارد وود- اندرسون در فاصله 100کیلومتری از مرکز زلزله ثبت می‌شود وA0 دامنه مبنا برابر یک‌هزارم میلیمتر می‌باشد. اندازه‌گیری دامنه ماکزیمم در عمل باید در فواصلی صورت گیرد که در مقایسه با ابعاد منطقه گسل لغزيده زیاد باشد.
سپس مقادیر بدست آمده از روی منحنی های ثبت شده برای فاصله Km100 از مرکز زلزله برون‌یابی می‌شود. در عمل برای اینکه بهترین نتیجه حاصل شود با استفاده از منحنی‌های ثبت شده تعدادی از ایستگاه‌های زلزله‌شناسی مقدار متوسطی برای M تعیین می‌گردد.
زلزله‌ای با بزرگی 2 ریشتر معمولاً کوچکترین زلزله‌ای می‌باشد که به وسیله انسان حس می‌شود.
زلزله‌های با بزرگی 5 ریشتر یا بزرگتر تکانهای شدیدی ایجاد می‌کند که به ساختمانها صدمه وارد می‌کند.
زلزله‌هایی که بزرگی آنها تقریباً کمتر از 5 ریشتر باشد به علت مدت زمان کوتاه و شتاب ملایمشان به ندرت باعث صدمه دیدن ساختمانها می‌گردند. در ایران زلزله های به بزرگی 4 تا 5 ریشتر نیز بخصوص در دهات به خانه های خشت و گلی آسیب رسانده‌اند.
مقیاس بزرگی ریشتر معرف انرژی آزاد شده به وسیله زلزله می‌باشد. باید تشخیص داده شود که بزرگی ریشتر با دامنه موج زلزله ثبت شده به وسیله لرزه‌نگار به صورت لگاریتمی تغيیر می‌کند.
ازدیاد بزرگی ریشتر به اندازه یک واحد متناظر با 10 برابر شدن دامنه موج اندازه‌گیری شده و تقریباً 31 برابر شدن مقدار انرژی رها شده به وسیله زلزله می‌باشد. از این رو برای مثال دامنه ماکزیمم منبع زلزله‌ای به بزرگی 8 ریشتر دو برابر دامنه ماکزیمم زلزله‌ای به بزرگی 4 ریشتر نمیباشد بلکه100000 برابر از آن بزرگتر است. همینطور انرژی رها شده به وسیله زلزله‌ای به بزرگی 8 ریشتر تقریباً یک میلیون برابر انرژی زلزله‌ای به بزرگی 4 ریشتر است.
انرژی زلزله‌اي به بزرگی 5/8 ریشتر معادل 30 میلیون تن تی.ان.تی می‌باشد. بزرگی زلزله 1964 آلاسکا تقریباً 5/8 ریشتر بوده است که مساحتی به وسعت یک میلیون و هشتصد هزار کیلومتر مربع (بیشتر از تمام مسا حت ایران) احساس شد. استفاده از مقیاس بزرگی ریشتر روش آسانی برای طبقه‌بندی زلزله‌ها و اساس اندازه آنها می‌باشد. اما به دلایل زیر M وسيله سنجش دقیق اندازه یک زلزله نمیباشد.
الف) مرکز زلزله دقیقاً یک نقطه نیست.
ب) معمولاً لرزه‌نگاری در فاصله دقیقاً 100 کیلومتری وجود ندارد و باید از چند لرزه‌نگار در فواصل مختلف استفاده نمود و نتیجه حاصل را تصحیح کرد. بزرگی زلزله که به وسیله ایستگاه‌های مختلف گزارش می‌شود قالباً تا 5/0 ریشتر و به بعضی از مواقع حتی بیشتر از آن اختلاف دارد.
پ) بزرگی زلزله درباره اثرات زلزله در روی ساختمانها و غیره مستقیماً اطلاعاتی نمی‌دهد. واضح است که اگر زلزله‌ای به بزرگی معین در وسط اقیانوس و یا در یک منطقه دور افتاده اتفاق افتد اثر آن از لحاظ مهندسی در مقايسه با زلزله‌ای که مرکز آن در یک شهر پر جمعیت می‌باشد به مراتب کمتر است.
ت) به دلیل غیریکنواختی پوسته زمین و انواع مختلف گسلها (نحوه قرار گرفتن و جهت آنها ) M مقیاس دقیقی برای اندازه‌گیری زلزله نمیباشد.
د ستگاه های ثبت زلزله
1- لرزه‌نگار 2- شتابنگار
قدیمی‌ترین کوشش‌ها برای اندازه‌گیری زمین‌لرزه توسط چینی‌ها صورت گرفته است. در سال 132 میلادی فیلسوف چینی به نام چانگ هنگ اولین لرزه‌نمای شناخته شده را ساخت. تصویر این لرزه‌نما به اژدهایی شباهت دارد که گوی‌های فلزی در دهان داشته و در زمان رویداد زمین‌لرزه این گوی‌ها به دهان قورباقه سقوط می‌کنند. این تصویر در اکثر کتابهای زمین‌لرزه‌شناسی وجود دارد. (شکل 1-14)
ص 31
شکل 1-14 لرزه نمای ساخته شده توسط چینی ها
این لرزه نما برای مدت 400 سال بکار گرفته می‌شد.
لرزه‌نگار و شتابنگار
کار دستگاه‌های لرزه‌نگار که عموماً در لرزه‌شناسی مورد استفاده قرار می‌گیرند ثبت جابجایی زمین ناشی از ارتعاشات حاصل از زلزله می‌باشد. اصول کار این دستگاه‌ها بر اساس حرکت آزاد آونگ است. اگر آونگی با زمان تناوب زیاد تحت حرکتی با زمان تناوب نسبتاً کم قرار گیرد جابجایی افقی
آونگ نسبت به پایه u، با جابجایی افقی پایه آونگ (جابجایی نقطهA در شکل 1- 15) برابر خواهد بود. با وصل یک قلم رسام به نقطه B و چرخش منظم توپ کاغذ از زیر این قلم، همینکه دستگاه تحت حرکت قرار گیرد آنرا روی کاغذ ثابت کرده و پس از باز کردن توپ کاغذ از دستگاه این حرکت را (که در واقع همان ارتعاش زمین در محل نصب دستگاه است نسبت به زمان در دست خواهیم داشت) ساده ترین ساختمان یک لرزه‌نگار در شکل زیر نشان داده شده است .
شكل (1- 15) اصول كار لرزه‌نگار
جابجایی زمین در نقاط دور از مرکز زلزله بسیار کوچک و در حد میکرون است و برای آنکه قابل رویت شود باید تقویت گردد. برای این کار حرکت آونگ به طریق مکانیکی، نوری و الکترومغناطیسی تقویت می‌شود. با روشهای نوری می‌توان حرکت آونگ را چندین هزار برابر تقویت کرد و با روشهای الکترو مغناطیس این نسبت را می‌توان به چندین میلیون رساند. علاوه بر این باید از ارتعاش اضافی دستگاه به وسیله اعمال استهلاک جلوگیری کرد که این کار با استفاده از روغن، هوا یا وسایل الکترو مغناطیس انجام می‌شود.
از آنجا که زمان تناوب ارتعاشات زلزله با دور شدن از مرکز زیاد می‌شود برای ثبت زلزله های دور‌دست باید از لرزه‌نگارهایی با تناوب بالا مثلاً 20 ثانیه، استفاده کرد و علاوه بر این می‌باید از درجه تقویت بالاتری استفاده نمود. زیرا دامنه ارتعاشات بسیار کوچک است. بر عکس برای ثبت ارتعاشات محلی باید از لرزه‌نگارهایی با زمان تناوب کوچکتر استفاده نمود مانند آنچه ریشتر در تعریف بزرگی به کار گرفت (دستگاه وود- اندرسون با تناوب 8/0 ثانیه). اگر دستگاه لرزه‌نگار بیش از حد به مرکز زلزله نزدیک باشد و یا شدت زلزله خیلی زیاد باشد دستگاه اصطلاحاً اشباع می‌گردد زیرا عقربه ثبات به حد خود می‌رسد و نمی‌تواند بزرگی واقعی زلزله را برآورد کند. در شکل 1-16 یک نمونه از لرزه‌نگاشت ثابت شده توسط دستگاه لرزه‌نگار دیده می‌شود.
ص 33
شكل 1- 16- نمونه‌اي از لرزه‌نگاشت كه توسط لرزه‌نگار ثبت شده است.
اگر زمان تناوب دستگاه نسبت به تناوب زلزله خیلی کوچک باشد جابجایی آونگ با شتاب زمین متناسب خواهد بود. این چنین دستگاهی را شتاب نگار و نمودار حاصله را شتاب‌نگاشت می‌خوانند ساخت شتاب‌نگاشت به مراتب ساده تر از لرزه‌نگار بوده و نصب و نگهداری آن نیز آسانتر می‌باشد. امروزه شتابنگارهای الکترونیکی به بازار آمده‌اند که ارزانتر و سبکتر از انواع قدیمی‌اند و شتاب زلزله
را به صورت عددی ثبت می‌کنند که می‌تواند مستقیماً برای تحلیل رایانه‌ای مورد استفاده محققان قرار گیرد. اگر تناوب دستگاه به گونه‌ای تنظیم شود که به تناوب ارتعاش زمین نزدیک باشد آنگاه جابجایی آونگ با سرعت ارتعاش زمین متناسب خواهد بود به چنین دستگاهی سرعت‌نگار می‌گویند.
شتابنگارها انواع مختلف دارند. حدود مرکالی که این شتابنگارها می‌توانند ثبت کنند معمولاً بین 06/0 تا 25 هرتز است .
کاربرد لرزه‌نگاشت و شتاب‌نگاشت
از نظر ریاضی شتاب‌نگاشت مشتق دوم لرزه‌نگاشت است و ظاهراً اگر یکی از این دو موجود باشد می‌توان با مشتق‌گیری و یا گرفتن انتگرال دیگری را بدست آورد. با این وجود تا کنون در این مورد توفیقی حاصل نشده است و به هیچ وجه نمی توان با عملیات ریاضی یکی را به کمک دیگری بدست آورد. علیرغم نزدیکی ظاهری، لرزه‌نگاشت و شتاب‌نگاشت کاربردی کاملاً متفاوت داشته و موضوع علم جداگانه‌ای هستند.
لرزه‌نگاشت عمدتاً ابزار کار لرزه‌شناسان هستند و به کمک آن مرکز و بزرگی زلزله به دست می‌آید.
همچنین اطلاعات مفصلی از فیزیک امواج زلزله و بازتابها و انکسارهایی که این امواج در حین عبور از لایه های مختلف متحمل می‌شوند به دست می دهد و به کمک این اطلاعات می‌توان به جنس لایه ها و مشخصات هندسی آنها و سایر اطلاعات زمین‌شناسی دست یافت. اما هیچ کدام از این اطلاعات مستقیماً به کار تعیين واکنش سازها در برابر زلزله نمی‌آید. همانطور که بعداً خواهیم دید عنصر اساسی برای حل معادله حرکت یک سازه، شتابی است که به پی آن وارد می‌شود، بنابراین محور کار در اینجا شتاب‌نگاشت است.
از آنجا که نمی‌توان شتاب‌نگاشت را با عملیات ریاضی از لرزه‌نگاشت به دست آورد، شبکه مجزایی از شتابنگارها در مناطق مختلف نصب می‌شود و لازم است در کلیه نقاطی که احتمال لرزه‌خیزی دارند شتابنگار نصب شده باشد زیرا بر خلاف لرزه‌نگار که زلزله را از فواصل دور دریافت می‌کند شتابنگار فقط در فواصل نسبتاً نزدیک را ثبت می‌کند نگهداری شتابنگار ساده‌تر و کم‌خرج تر از لرزه‌نگار است، زیرا لرزه‌نگار مرتباً کار می‌کند و باید تكنسينهاي مربوطه رکورد ها را به طور دائمی بازرسی كنند تا زلزله‌هایی که در فواصل دور و نزدیک بدون خبر اتفاق می‌افتند مشخص شوند در
حالی که شتابنگار به تکنسین نیاز ندارد و چنانچه باطری آن درست باشد طوری تنظیم می‌شود که تا شتاب از حد تعیین شده‌ای (مثلاً شتاب ثقل) زیادتر شد به کار افتد و ارتعاش را ثبت کند و سپس با پایان یافتن ارتعاش از کار باز ایستد. در هر دوی این دستگاه‌ها ساعت تعبیه شده و در نوارهای کاغذی ساعت درج می‌شود. محتوای فرکانسی یک زلزله را نمی‌توان از لرزه‌نگاشت کسب کرد بلکه فقط از شتاب‌نگاشت بدست می‌آید. شتاب‌نگاشت ها به علل مختلف دارای خطا هستند و می‌باید اصلاح شوند. انواع قدیمی شتابنگار از انواع رسام بوده و نمودار شتاب را بر حسب زمان بدست می‌آورند که مستقیماً به کار نمی‌آید و باید عددی شود. این کار به کمک دستگاه‌های
.
باید توجه داشت که شتاب در سه جهت عمد بر هم ثبت می‌شود که یکی قائم و بقیه افقی هستند. منابع خطا‌زا در شتابنگار به قرار زیراند :
الف) خواص دینامیکی شتاب نگار _ اگر فرکانس و استهلاک شتاب نگار درست انتخاب نشده باشند تداخل دینامیکی بین ورودی که همان ارتعاش زلزله است و خواص دینامیکی شتابنگار صورت گرفته و خروجی (شتاب‌نگاشت) غیر از ورودی خواهد بود.
ب) کش آمدن کاغذی که نمودار بر آن ثبت شده است.
ج) لقی و کجی قلم ثبات و اصطکاک بین کاغذ و قلم ثبات.
د) خطاهای ناشی از خواندن نمودار و عددی کردن آن.
یکی از روش های ساده مقابله با این خطا ها عبور دادن شتاب از یک فیلتر فرکانسی است. بگونه‌ای که فرکانسهای خیلی بالا و یا خیلی پایین حذف شوند.
شبکه های لرزه‌نگاری و شتابنگاری ایران
به نظر می‌رسد قدیمی‌ترین شبکه لرزه‌نگاری متعلق به مؤسسه ژئوفیزیک دانشگاه تهران باشد که از سال 1338 تا کنون با همکاری چند دانشگاه دیگر نظیر مشهد و شیراز مسئولیت ثبت اطلاعات لرزه‌نگاری در سطح کشور را برعهده داشته است. این موسسه دارای 7 پایگاه موجود در تهران، کرمان، تبریز، شیراز، کرمانشاه، مشهد و سفیدرود است. پایگاه تهران دارای دستگاه‌های سه مؤلفه‌ای با تناوب کم از نوع اشتوتگارت هیلر است که روی کاغذ روده‌ای ثبت می‌کنند و دستگاه‌های سه مؤلفه‌ای با تناوب زیاد از نوع گالیتین می‌باشند که روی فیلم عکاسی ثبت نموده و برای ث
می‌باشند .علاوه بر این از سال 1353 در جنوب غربی تهران یک شبکه ویژه در امتداد قم، ساوه و کرج نصب شده که دارای هفت ایستگاه می‌باشد. آرایش این شبکه به این شکل است که ایستگاه یک در مرکز و بقیه ایستگاه‌ها در محیط دایره‌ای به شعاع تقریبی 30 کیلومتر مستقر شده‌اند.
موسسه ژئوفیزیک کار ساخت شش پایگاه جدید را نیز در قصر کاشان، مسجدسلیمان، بندرعباس، دامغان و بروجرد تمام کرده و در حال راه اندازی می باشد ضمناً دو پایگاه لرزه‌نگاری در کرمان و بیرجند توست دانشگاه کرمان و مجتمع آموزش عالی بیرجند زیر نظر ژئوفیزیک تهران اداره می‌شود.
پژوهشگاه بین المللی زلزله شناسی و مهندسی زلزله که در اواخر دهه شصت خورشیدی توسط وزارت فرهنگ وآموزش عالی ایران با همکاری یونسکو تأسیس شده است در حال تأسیس یک شبکه لرزه‌نگاری و شتابنگاری در سطح کشور می‌باشد.
همچنین مرکز تحقیقات ساختمان و مسکن و سازمان انرژی اتمی نیزهر یک شبکه‌های شتابنگاری جداگانه‌ای را در سطح کشور اداره می‌کنند. قدیمی‌ترین شبکه شتابنگارمتعلق به مرکز تحقیقات ساختمان و مسکن است که کار خود را از سال 1352 آغاز نموده است. این شتابنگاشتها از نوع اس ام آ می‌باشند. آستانه فعال شدن این دستگاه‌ها برابر 1% شتاب ثقل است. توسعه این شتابنگارجزو برنامه های جاری مرکز تحقیقات ساختمان و مسکن می‌باشد.
تغییر گرافیکی شتابنگاشتها
همانطور که در اشکال قبل مشاهده شد اثر زلزله بر روی ساختمانها را می‌توان از بررسی بر روی شتاب‌نگاشت تعیین کرد در هر زلزله سه فاکتور اساسی نقش دارد:
1. محتوای فركانسي
2. بیشینه شتاب زمین PGA
3. مدت زمان
که هر کدام از این علل بر روی خسارت وارده بر سازه‌ها اثر قابل ملاحظه‌ای دارد و به عنوان مثال می‌توان گفت یک زلزله 5 ریشتر بر روی یک سازه به مدت 2 ثانیه شاید خسارات کمتری از یک زلزله 4 ریشتری به مدت 15 ثانیه داشته باشد یا حتی برای سازه‌های مختلف متفاوت باشد.
پیشگویی زلزله
درگذشته پیشگویی زلزله یکی از آرزوهای بزرگ بشربوده است. توانایی حیوانات در درک امواج صوتی و سایر علایم زلزله که برای انسان نامحسوس است و واکنش به موقع آنها در برابر زلزله فکر امکان پیشگویی زلزله را تقویت می‌کند. تحقیقات نشان می‌دهد که وقوع زلزله همراه با تغییراتی درپوسته زمین نقشهای داخلی آن و بعضی از ویژگی‌های فیزیکی همچون خواص مغناطيسي و
مقاومت الکتریکی و نیز به هم خوردن روند (ریتم) فعالیتهای لرزه‌ای منطقه می‌باشد. در نتیجه این امید وجود دارد که به کمک تبیین ارتباط دقیق زلزله با این تغییرات بتوان وقوع آنرا پیش‌بینی کرد. پس از زلزله نیگاتا 1964 در ژاپن برنامه تحقیقاتی برای پیشگویی زلزله سرعت گرفت و بعداً فعالیتهای مشترک ژاپنی‌ها و آمریکایی‌ها دامنه تحقیقات را وسیعتر نمود. چین، شوروی و هند از کشورهایی هستند در این جهت گامهایی برداشته‌اند. مطالعات نقشه‌برداری در طول ساحل نزدیک به مرکز
زلزله نیگاتای ژاپن نشان داد که زمین در طول زمان زیادی به کندی بر آمده است و قبل از وقوع زلزله این بر آمدگی تسریع شده و پس از وقوع زلزله فرو نشسته است. در آمریکا خزشهای غیر عادی قبل و بعد از زلزله استون کانیون1972 با بزرگی 7/4 ثبت شده است همچنین تغییراتی در حوزه مغناطیسی زمین در حین زلزله (برای زلزله‌های متوسط حدود 10 گاما) ثبت شده است. کلاً پارامترهایی که می‌توانند در پیشگویی زلزله مفید باشند به قرار زیر است.
1. برسی تاریخچه زلزله‌های محل مورد نظر و کشف تأخیر اجتماعی.
2. وقوع زلزله‌های ضعیف (که ممکن است پیشلرزه باشند) و بطور کلی بروز تغییراتی در الگوی زلزله های کوچک محلی
3. تغییرات و برآمدگی‌های پوسته زمین
4. وجود گاز رادون در آبهای زیر زمینی
5. وجود گاز هلیم در گازهای خروجی از گسل
6. تغییرات در خواص مغناطیسی و الکتریکی زمین
7. تغییر تنش داخلی زمین
8. افزایش سرعت امواج در خاک قبل از وقوع زلزله به علت افزایش تنش پوسته زمین
9. بالا آمدن سطح آب چاه‌ها
10. رفتار غیر منتظره حیوانات
نه تنها ثبت دائمی این تغییرات در سطح گسترده در مناطق مختلف یک کشور بسیار مشکل است (چه غالباً تغییرات بسیار جزئی و خارج از حدود دقت ابزار داخلی است) بلکه هنوز رابطه مشخص و قطعی میان این تغییرات و وقوع زلزله بدست نیامده است. چه بسا مواردی که گمان می‌رود
زلزله‌ای قریب‌الوقوع باشد ولی به وقوع نمی‌پیوندد و زلزله‌هایی که بدون همراهی با نشانه‌های فوق رخ می‌دهند. تنها یک مورد موفق در تاریخ پیشگویی زلزله وجود دارد. چینی‌ها در سال 1975 با زحمات مداوم و چندین ساله توانستند زلزله هایشانگ را پیشگویی کرده و مردم را به خارج شهر هدایت کنند.
پس از آن زلزله‌های مخرب فراوانی در چین، آمریکا و سایر نقاط جهان واقع شده است که علیرغم زحمات مستمر لرزه‌شناسان، متأسفانه امکان یک پیشگویی دقیق فراهم نگردیده است. البته منظور از پیشگویی تعیین زمان نسبتاً دقیق وقوع و حدود بزرگی زلزله است. وگرنه با توجه به سوابق تاریخی و نیز وجود گسلها وسایر منابع لرزه‌زا، محاسبه احتمال وقوع زلزله‌ای با بزرگی معین امکان‌پذیر است و بعداً مورد بحث قرار خواهد گرفت.
دقیقاً به همین دلیل است که در نقاطی که یک تأخیر تاریخی در وقوع زلزله داریم می‌توان انتظار داشت که یک زلزله شدید رخ دهد. آنچنان که در خطه شمال برای مدت زیادی زلزله بزرگی اتفاق نمی‌افتاد تا آنکه در سال 1369 زلزله منجیل رخ داد ویا تهران که سوابق زلزله‌های تاریخی که ری را ویران ساخته است پشت سر دارد وقوع یک زلزله مخرب در آینده از احتمال بالایی برخوردار است. از سوی دیگر بر خلاف هیاهو و جنجال تبلیغاتی با پیشگویی زلزله سود چندانی هم ندارد. مثلاً اگر بدانیم ظرف 6ماه آینده یک زلزله با بزرگی 7 ریشتر در تهران می‌آید چه می‌کنیم؟ آیا همه می‌توانند خانه و کاشانه خویش را ترک کنند؟ درعوض به راحتی می‌توان با رعایت اصول ایمنی زلزله
ساختمانها را به گونه‌ای ساخت که چنین زلزله محکمی را بدون خطر انهدام از سر بگذرانند. درمورد این اصول در فصل بعدی سخن خواهد رفت.
مبانی علم ارتعاشات
مقدمه
علم ارتعاشات سازه‌ها شاخه‌ای از علم مکانیک است که در آن نیروهای دینامیکی بر رفتار سازه‌های مورد مطالعه قرار می‌گیرد اگر چه دانش مکانیک از عمر قابل توجهی برخوردار است. اما هنوز از عمر علم ارتعاشات سازه‌ها (یا دینامیک سازه‌ها) چندی بیش نمی‌گذرد. با توسعه علم و پیشرفت که لزوم احداث سازه‌های خاص و سازه‌های بیشتر را ایجاب می‌نمود توجه بشر به طور جدی معطوف به بررسی اثر نیروهای حاصل از ارتعاشات در رفتار سازه‌ها گردید. امروزه بشر قادر است مکانیزم بارهای دینامیک و نیز رفتار سازه‌ها را در مقابل این بارها به نحوشایسته‌ای ارزیابی نماید فلذا علم ارتعاشات سازه‌ها سهم قابل ملاحظه‌ای در پیشرفت صنعت داشته است. بارهای دینامیکی دارای منابعی مختلف با طبیعت گوناگون می‌باشند. بارهای دینامیکی می‌توانند ناشی از تأثیر جرم نامتوازن در ماشین‌ها باشند در این حالت سازه‌ای که برای نگهداری این نوع دستگاه ساخته می‌شود. در بسیاری از موارد تحت تأثیر نیروهای دینامیکی به مراقبت بیش از نیروهای استاتیکی قرار گیرد. بارهای دینامیکی همچنین می‌تواند ناشی از اثر باد یا زلزله بر روی سازه‌ها باشند بدیهی است که در مورد این بارها 8 هر قدر ارتفاع سازه‌ها بیشتر باشد تأثیر آن بر سازه‌ها بحرانی تر و تعیین کننده تر می‌باشد از دیگر عوامل ایجاد ارتعاش در یک سازه می‌توان امواج ناشی از انفجار را نام برد.
همچنین در پل‌ها می توان از حرکت وسایل نقلیه به عنوان عامل ارتعاش یاد کرد.
امواج دریاها که باعث ارتعاش سازه سکوهای استخراج نفت در این مناطق می باشند. نیز یکی دیگر از عوامل ایجاد بارهای دینامیکی محسوب می‌شوند با این مقدمه کاملاً روشن می‌شود که بررسی ارتعاشات سازه ها از جایگاه بسیار مهمی در طراحی سازه ها بخصوص در برابر بارهای زلزله برخوردار می‌باشد و این اهمیت در غالب موارد هم از نقطه نظر مسائل سینماتیکی و دینامیکی منظور از اثرات دینامیکی همان افزایش نیروهای داخلی در سازه می‌باشد (مانند افزایش نقش در اعضای یک سازه که تحت اثر زلزله قرار می‌گیرد و باید به هنگام طراحی سازه مورد توجه
قرار گیرد) و منظور از سینماتیکی مسائل مربوط به تغییر شکلها و تغییر مکانهای ناشی از ارتعاشات هستند (مثلاً ارتعاشات قسمت های داخلی یک نیروگاه هسته‌ای در برخی موارد باید از نظر تغییر مکان ها مورد توجه قرار گیرد) لذا در ادامه این فصل ابتدا به معرفی برخی مفاهیم که در علم ارتعاشات و مهندسی زلزله کاربرد اصولی و اساسی دارند پرداخته خواهد شد. سپس مبانی واصول عمومی این عمل تعیین خواهد گردید.
عناصر علم ارتعاشات
1. بار ديناميكي، 2. جرم، 3. درجات آزادي، 4. سختي، 5. استهلاك
بار ديناميكي
بار ديناميكي به باري اطلاق مي‌شود كه مقدار وجهت و محل اثر آن با زمان تغيير مي‌كند. به طور كلي بارهاي ديناميكي بر دو نوع هستند. 1. بارهاي تناوبي، 2. بارهاي غيرتناوبي.
ساده‌ترين نوع بارهاي تناوبي بارهاي هارمونيك (با تغييران سينوسي) مي‌باشند به عنوان مثال بارهاي ناشي از اثر دوران جرم نامتوازن در ماشين دوران از اين نوع هستند. اما بارهاي تناوبي ديگري نيز وجود دارند كه از نوع هارمونيك پيچيده‌تر مي‌باشند. اينگونه بارها، با استفاده از سري
فوريه قابل تعريف به وسيله مجموعه‌اي از اجزاء هارمونيك مي‌باشند و لذا تحليل ديناميكي سازه‌ها با رفتار خطي در مقابل بارهاي تناوبي عموماً منجر به تحليل آنها در مقابل بارهاي هارمونيك مي‌شود. بارهاي غيرتناوبي نيز داراي منابع مختلف هستند. به عنوان مثال بارهاي ناشي از انفجار، باد و زلزله بارهاي غيرتناوبي هستند كه براي آناليز ديناميكي سازه‌ها در مقابل آنها از روشهاي عددي استفاده مي‌شود.
جرم
نيروهاي اينرسي كه در واقع نيروهاي مقاوم در مقابل شتاب سازه‌ها مي‌باشند مهمترين مشخصه مسائل ارتعاشات مي‌باشد در اكثر مسائل ديناميك سازه‌ها، جرم داراي توزيع گسترده مي‌باشد مانند تير نشان داده شده در تصوير (2-1) كه تحت اثر بار متمركز F(t) قرار دارد در اين نوع مسائل براي اينكه در هر نقطه نيروهاي اينرسي كاملاً مشخص شوند لازم است كه تغيير مكان و شتاب تمام نقاط در مدل رياضي مورد كاربرد وارد شود.
ص 46
شكل (2-1)
اين امر منجر به تشكيل معادلات مشتقات جزئي براي تحليل ديناميكي سازه‌ها مي‌شود گاهي اين نحوه مدل كردن جرم (يعني به صورت واقعي آن) با مشكلات محاسباتي همراه مي‌باشد و از اين حيث است كه براي مدل كردن اثرات جرم روش ديگري كه با تقريباتي همراه است به كار برده مي‌شود. اين روش متمركز كردن جرم گسترده در نقاطي از سازه مي‌باشد. به عنوان مثال (2-2- الف) جرم تير نشان داده شده است. تصوير بالا به صورت سه جرم يا تعداد بيشتر جرم متمركز
مطابق تصوير (2-2- ب) نشان داده كه بدين ترتيب تحليل ارتعاشات سازه بسيار ساده‌تر مي‌شود چون نيروهاي اينرسي تنها در محل جرم‌هاي متمركز به وجود مي‌آيند.
ص 47
دقت بيشتر (2-2- ب) دقت كمتر (2-2- الف)
« سازه با جرم گسترده »
بدين ترتيب در مسائل ارتعاشات سازه‌ها از دو نوع نحوه مدل كردن جرم استفاده مي‌شود. روش جرم گسترده و روش جرم متمركز.
هر يك از اين دو روش براي منظور كردن و مسئله بخصوصي داراي مزيت‌هايي مي‌باشند كه در فصل‌هاي آينده به تفصيل درباره آنها بحث خواهد شد.
درجات آزادي
تعداد تغيير مكانهاي مستقل (انتقال يا دوران) كه براي ارائه تأثيرات تمام نيروهاي اينرسي غيرقابل اغماض در يك سازه بايد در نظر گرفته شود تعداد درجات آزادي ديناميكي ناميده مي‌شود. به عنوان مثال در سازه نشان داده شده در كل (2-3- الف) كه تحت تأثير ارتعاشات جانبي در يك جهت قرار
دارد اگر جرم m تنها به صورت يك نقطه در نظر گرفته شود ميتوان آنرا با يك درجه آزادي در نظر گرفت ولي اگر اين جرم به صورت يك جسم با ابعاد هندسي تصوير شود (كه در نتيجه داراي اينرسي دوران مي‌باشد) در اين صورت بايد تغيير مكانهاي دوراني جرم نيز در ارتعاشات سازه منظور شود و بدين ترتيب سازه مورد نظر داراي دو درجه آزادي خواهد بود.
ص 48
(2-3- ب) (2-3- الف)
اگر علاوه بر اين فرض شود كه ميله قابليت تغيير طول محوري دارد بايد علاوه بر ارتعاشات سازه را با سه درجه آزادي بررسي نمود. يعني (u2y). بدين ترتيب ديده مي‌شود كه تعداد درجات آزادي ديناميكي يك سازه بستگي به نحوه مدل كردن جرم آن و به فرضياتي كه درباره رفتار اجزاء آن مي‌شود متغير است.
تصوير (2-3- ب) نيز يك سازه دو درجه آزادي را نشان مي‌دهد كه درجات آزادي آن تغيير مكانهاي طبقات مي‌باشد (از تغيير طول اعضاء صرف نظر شده است).
تذكر
« دال صلب يا سقف صلب، به سقفي اطلاق مي‌شود كه تغيير مكان تمام عناصر آن، در انتقال و دوران برابر باشند يا به عبارت ديگر عناصر تشكيل دهنده آن نسبت به هم هيچ‌گونه تغيير مكان نسبي نداشته باشند.»
