مقاله در مورد مقاله جامع زمین لرزه

توجه : به همراه فایل word این محصول فایل پاورپوینت (PowerPoint) و اسلاید های آن به صورت هدیه ارائه خواهد شد

 مقاله در مورد مقاله جامع زمین لرزه دارای ۲۶۴ صفحه می باشد و دارای تنظیمات در microsoft word می باشد و آماده پرینت یا چاپ است

فایل ورد مقاله در مورد مقاله جامع زمین لرزه  کاملا فرمت بندی و تنظیم شده در استاندارد دانشگاه  و مراکز دولتی می باشد.

توجه : در صورت  مشاهده  بهم ریختگی احتمالی در متون زیر ،دلیل ان کپی کردن این مطالب از داخل فایل ورد می باشد و در فایل اصلی مقاله در مورد مقاله جامع زمین لرزه،به هیچ وجه بهم ریختگی وجود ندارد

---

بخشی از متن مقاله در مورد مقاله جامع زمین لرزه :

پیشگفتار
علم مهندسی زلزله در ابتدا قرن بیستم زاده شد و در انتهای آن به کمال رسید. شرایط بارگذاری زلزله در سال ۱۹۰۸ در ایتالیا بر اساس قضاوت مهندسی شکل گرفت و خیلی زود در سایر کشورهای لرزه‌خیز پذیرفته و اجرا شد. علم دینامیک سازه‌ها اگرچه در قرن نوزدهم شکل گرفت و در اوایل قرن بیستم به صورت جدی و کاربردی در طراحی ادوات و دستگاه‌های الکترومکانیکی

استفاده می‌شد اما تا ابداع و نصب دستگاه‌های شتاب نگار نقش چندان جدی و مهمی در مهندسی زلزله نیافت. با انتشار شتاب‌نگاشت‌های ثبت شده در غرب آمریکا در دهه ۶۰، طیفهای پاسخ ابتدا به صورت دستی و سپس به کمک رایانه محاسبه گردید و این سرآغاز ورود دینامیک سازه‌ها به عرصه مهندسی زلزله بود. هر چند حدود چهل سال طول کشید تا طراحی لرزشی به طور جدی بر تحلیل دینامیکی سازه‌ها متکی گردد ولی اکثر آئین‌نامه‌های زلزله دنیا نیروهای ناشی

از زلزله را به صورت تعدادی از نیروهای استاتیکی در نظر می‌گیرند اما مقررات آئین‌نامه‌ای بسیار کلی بوده و اتخاذ تصمیم در مورد بسیاری از نکات به عهده طراح گذاشته می‌شود. لیکن در این جزوه به بررسی مسائل لرزه‌شناسی و بعد مفاهیم علم دینامیک سازه‌ها برای سازه‌های دینامیک درجه آزاد و چند درجه آزاد و همچنین مفاهیمی از قبیل طیف‌ها و در نهایت شیوه تحلیل‌های

دینامیکی سازه‌ها و ارتباط آنها با آئین‌نامه‌های ساختمانی مورد بررسی قرار گرفته است. قابل ذکر است توجه به آنکه درس دینامیک سازه‌ها در مقطع لیسانس مطرح نمی‌باشد لذا برای فراگیری و بهتر درک کردن مفاهیم مهندسی زلزله بر روی دینامیک سازه‌ها تأمل بیشتری شده است تا دانشجویان با درک بالاتری به مباحث مهندسی زلزله بپردازند و با توجه به پیچیدگی و فراوانی مطالب دینامیک سازه‌ها و لرزه‌شناسی و مهندسی زلزله سطحی بر آن بوده که مطالب به اخت

صار، مفید و کاربردی ارائه شود. در انتهای مطالب مطلبی در مورد ملاحظات معماری، سازه‌های بتنی، فلزی و آجری و ملاحظات تأسیسات مکانیکی برقی و چندین مسئله از طراحی سازه‌های مذکور آورده شده است که امیدوارم مورد توجه قرار گیرد. لازم به ذکر است که هیچ‌ کار علمی خالی از اشکال و ایراد نمی‌باشد و کار بنده نیز از این امر مستثنی نخواهد بود، لذا از اساتید گرانقدر و دانشجویان محترم انتظار می‌رود در راستای تعالی هر چه بیشتر مطالب این جزوه اینجانب را از راهنمایی‌های خویش بهره‌مند سازند.

در انتها از همکاری جناب آقای مهندس جابر کریمی که از دانشجویان فعال مقطع کارشناسی اینجانب و همکار در شرکت فر ایستا پی می‌باشند به جهت تنظیم و ویراستاری جزوه صمیمانه تشکر می‌نمایم.

منابع و مراجع
۱ کتاب دینامیک سازه‌ها آنیل چوپرا ، ترجمه پاشور طاحونی
۲ کتاب دینامیک سازه‌ها ماریو پاز، ترجمه دکتر حسن مقدم
۳ کتاب مهندسی زلزله تألیف دکتر حسن مقدم
۴ کتاب مهندسی زلزله تألیف دکتر حجت‌اله عادلی

۵ کتاب اصول مهندسی زلزله تألیف بهزاد شمالی
۶ کتاب بم و زمین‌لرزه‌اش می‌آموزد نوشته مرکز تحقیقات ساختمان و مسکن
۷ رفتار و طراح لرزه‌ای ساختمانهای بتن مسلح تألیف دکتر عباسعلی تسلیمی
۸ طراحی کاربردی ساختمانهای مقاوم در برابر
زمین‌لرزه تألیف دیوید کی
۹ مبحث نهم آئین‌نامه بتن ایران
۱۰ مبحث دهم آئین‌نامه فولاد ایران
۱۱ آئین‌نامه ۲۸۰۰ ایران (ویرایش سوم)
۱۲ مجموعه مقالات و کنفرانس‌های متعدد زلزله
۱۳ کتاب طراحی لرزه‌ای تألیف دکتر فرزاد نعیم

ساختمان زمین
قبل از بررسی روی علل وقوع زمین‌لرزه و مواردی از آن ابتدا به ساکن مختصری در مورد ساختمان زمین به بحث و بررسی می‌پردازیم.
زمین از جسم تقریباً کروی شکل و یا به بیان بهتر بیضوی شکل از سه قسمت تشکیل یافته است.
۱ پوسته: که ضخامت آن بین ۶ تا ۶۰ کیلومتر می‌باشد و سطح رویه زمین را تشکیل می‌دهد.
۲ گوشته یا جبه: این قسمت که سنگین‌ترین و حجیم‌ترین قسمت از لحاظ ترکیبات شیمایی

می‌باشد حالتی بین جامد و مایع (خمیری) دارد که خودش هم از سه قسمت گوشته فوقانی، منطقه انتقالی و گوشته تحتانی تشکیل یافته است و ضخامت آن حدود ۲۹۰۰ کیلومتر می‌باشد
۳ هسته: هسته مرکزی‌ترین قسمت زمین می‌باشد که حدود ۳۵۰۰ کیلومتر ضخامت داشته و خود شامل هسته داخلی که ماهیت جامد دارد و هسته خارجی که سیال است می‌باشد.

ص ۴

زمین‌لرزه چیست؟
زمین‌لرزه در واقع پدیده‌ای است که در اثر آزاد شدن ناگهانی انرژی ذخیره شده در سنگهای پوسته جامد زمین رخ می‌دهد. این انرژی ذخیره شده ناشی از حرکت و فشار تدریجی و بسیار کند بخشی از پوسته زمین نسبت به بخشی دیگر است که در مجاورت یکدیگر قرار دارند. ماهیت

خسارت‌بار این پدیده باعث شده است که بشر از دیرباز زمین‌لرزه را جزء پدیده‌های فراطبیعی محسوب نماید و آنها را به خواست خدایان مرتبط سازد. بررسی ادبیات فنی نشان می‌دهد که کشورهایی نظیر ژاپن و چین مدل‌های جالبی برای توضیح این پدیده ارائه کرده‌اند و حتی چینی‌ها اولین لرزه‌نما را در سال ۱۳۲ میلادی اختراع نمودند.
باید دانست اگرچه زمین‌لرزه در عرض چند ثانیه یا حداکثر چند دقیقه شهرها را ویران می‌کند ولی این رویداد نتیجه حرکتی است که طی میلیونها سال تداوم داشته است. در واقع زمین‌لرزه علامت آنی یک پدیده طویل‌المدت می‌باشد.

عوامل به وجود آورنده زمین‌لرزه ناشی از تجمع تنش و در نهایت شکست می‌باشد لذا رفتار تنش _ تغییر شکل سنگها، به خصوصیات مصالح بستگی دارد که عبارتند:
۱ مقاومت فشاری
۲ مدول‌های سنگ

۳ شیب پوآسیون

علل وقوع زمین‌لرزه‌ها
علل وقوع زمین‌لرزه‌ها طی بررسی‌های انجام شده توسط دانشمندان نشان می‌دهد که در حالت کلی شامل موارد زیر می‌باشد.
۱ زمین‌لرزه‌های تکنوتیکی
۲ زمین‌لرزه‌های آتشفشانی (بر اثر خروج (;;ص۶) و بخار فشار به پوسته وارد شده و شکست ایجاد می‌شود که نتیجتاً امواج زلزله را به وجود می‌آورد)
۳ زمین‌لرزه‌های القائی (مانند انفجار، فرو ریختن غارها و .. که غالباً منشأ انسانی داشته و نیز بزرگی زیادی ندارند)

زمین‌لرزه‌های تکنوتیکی
جدا شدن قاره‌ها و نظریه زمین ساخت صفحه‌ای به بررسی‌های انجام شده توسط دانشمندان نشان می‌دهد که موقعیت قاره‌ها در دوران مختلف زمین‌شناسی، با وضعیت فعلی آن بسیار متفاوت بوده و شکل کنونی آن نتیجه میلویونها سال فرگشت و تکامل پوسته زمین است. برای اولین بار به طور جدی دانشمندی به نام آلفرد وگنر در سال ۱۹۱۲ با بررسی شواهدی نظیر تشابه ساحل غربی آفریقا یا ساحل شرقی آمریکای جنوبی و وجود فسیل‌های مشابه در قاره‌های

مختلف نظریه جدا شدن قاره‌ها را مطرح کرد. بر اساس نظریه وی قاره‌ها در میلوینها سال پیش به صورت خشکی واحدی بودند که وی آنرا پانگه‌آ نامید. این ابرقاره‌های بزرگ پس از مدتی به قاره‌های بزرگ اوراسیا در شمال و گندوانا در جنوب و اقیانوس بزرگی به نام (;;.ص۷) در میان این دو قاره تقسیم شدند. این نظریه مثل سایر نظریه‌های جدید در ابتدا با مخالفت‌های فراوانی روبرو شد ولیکن با گذشت زمان و پیشرفت فناوری و به دست آوردن شواهد جدید نظریه وگنر مورد تائید قرار گرفت. اما تا اواسط دهه ۶۰ میلادی سازو کارهای صحیح برای این جدا شدن قاره‌ها پیدا نشده بود و نظریه‌های مختلفی که هر کدام دارای اشکالاتی بودند ارائه شد در این سالها نظریه زمین‌ساخت ورقه‌ای در مجامع علمی مطرح گردید ( شکل ۱-۲)

ص ۸
شکل ۱-۲ نقشه صفحات زمین‌ساختی جهان

با نگاهی به نقشه‌های مبانی لرزه‌خیزی این سؤال پیش می‌آید که چرا زمین‌لرزه‌ها به صورت یکنواخت در سراسر کره زمین پراکنده نبوده و معمولاً در ناحیه باریکی قرار دارند و چرا آتشفشانها و کوهستانها در این ناحیه وجود دارند؟ ( شکل ۱-۳)

ص۸
شکل ۱-۳ نقشه پراکندگی مراکز زمین‌لرزه‌ها در جهان

نظریه زمین‌ساخت صفحه‌ای برای پاسخ به این قبیل سؤالات دلایل قانع‌کننده‌ای ارائه کرده است. بر اساس این نظریه پوسته جامد کره زمین یکپارچه نبوده و از قطعات منفصلی تشکیل شده است که نسبت به یکدیگر در حال حرکت هستند. این قطعات به نام صفحه‌های زمین‌ساختی معروفند

. این صفحه‌ها یا قطعات بر روی گوشته درون کره زمین که حالت نیمه مذاب و پلاستیک داشته شناور هستند. بعضی از پژوهشگران تعداد صفحات اصلی پوسته زمین را به شرح زیر ذکر کرده‌اند:
۱ صفحه آفریقا
۲ صفحه اروپا – آسیا
۳ صفحه آمریکای شمالی و جنوبی
۴ صفحه اقیانوس آرام شمالی و جنوبی
۵ صفحه هند و استرالیا
۶ صفحه اقیانوس منجمد جنوبی
صفحات پوسته کره زمین به سه حالت عمده نسبت به یکدیگر در حرکت هستند. این صفحات یا از یکدیگر دور می‌شوند و یا به هم نزدیک می‌شوند، یا در مجاورت یکدیگر حرکت می‌کنند. این حرکات صفحات باعث تجمع انرژی در مرز صفحات و نهایتاً آزاد شدن آن و به وجود آمدن زمین‌لرزه‌ها می‌گردد. از لحاظ آماری بیشترین و بزرگترین زمین‌لرزه‌ها در مرز بین صفحات مرزی روی می‌دهند.

موقعیت ایران در زمین‌ساخت صفحه‌ای
فلات ایران از دیدگاه زمین‌ساختی در ناحیه‌ای بسیار فعال قرار گرفته است. نگاهی به نقشه‌های زمین‌ساختی نشان می‌دهد که این فلات بین صفحه غربی در جنوب و جنوب غربی و صفحه توران در شمال شرقی قرار دارد. نقشه‌های زمین‌ساختی نشان می‌دهد که بستر دریای سرخ بر اثر فعالیت‌های درون پوسته زمین در حال باز شدن است. این بازشدگی در بستر دریای سرخ باعث حرکت صفحه عربستان به سمت فلات ایران می‌شود. باعث چین‌خوردگی فراوان، بالا آمدگی

پوسته، کوتاه‌شدگی پوسته و نهایتاً شکل کنونی فلات ایران شده است. این باز شدگی همچنان ادامه داشته و لذا کشور ایران در معرض یک تنش دائمی قرار دارد که عامل اصلی بیشتر زمین‌لره‌های ایران به حساب می‌آید. ( شکل ۱-۴)

ص۱۰
شکل ۱-۴- نقشه صفحات زمین‌ساخت خاور میانه و حرکات نسبی آنها

به طور کلی با بررسی محل وقوع زلزله‌ها در ایران به دو منطقه اساسی می‌رسیم. یکی هلالی که از سمت آذربایجان شروع شده و در امتداد رشته کوه البرز به شمال خراسان می‌رسد، آنگاه به سمت جنوب در حاشیه کویر تا شمال سیستان ادامه دارد و به کوههای زاگرس تا لارستان می‌باشد. بنابراین به طور خلاصه مناطق لرزه‌خیز ایران را با دقت بیشتر می‌توان چنین تقسیم‌بندی نمود.
۱ مناطق شرقی شمال خراسان و شمال سیستان
۲ منطقه شمال در امتداد البرز تا آذربایجان غربی
۳ نواحی زاگرس از دریاچه ارومیه تا بندرعباس
۴ کپه‌داغ در شمال خراسان در مرز ترکمنستان
۵ مکران بلوچستان در جنوب شرقی ایران

ص۱۱
گسل‌های مهم ایران

برای زلزله‌های مناطق ۱ و ۲ علت مشخص یافت نشده است و منشأ زلزله‌های این نواحی بیشتر گسلهای جوان و نسبتاً کوچک می‌باشد. در ناحیه ۴ چین‌خوردگی زاگرس از تلاقی صفحات آسیا و عربستان پدید آمده است و لرزه‌خیزی ناحیه ۴ کم و بیش مشابه ناحیه یک می‌باشد. اما در آن سوی نواحی ۱ و ۴ یعنی افغانستان و شمال ناحیه کپه‌داغ در کشور ترکمنستان شدت لرزه‌خیزی نسبتاً کم می‌باشد.

گسل
تعریف زمین‌شناسی گسل چندان ساده نیست، لیکن گسل عبارت است از: سطح ناپیوسته‌ای ( غالباً مسطح) که دو مجموعه را از هم جدا می‌کند.
گسل نتیجه گسیختگی و حرکتی است که در آن نخست دو مجموعه سنگی متصل به هم از یکدیگر جدا شده و سپس باعث لرزش و دور شدن دو بخش از هم می‌شود. (شکل ۱-۵)

ص۱۳

جابه‌جایی حاصل از حرکت گسل اختلاف سطح گسلی خوانده می‌شود که عبارت است از فاصله بین دو ساختمان زمین‌شناسی به هم پیوسته اولیه و می‌توان آن را به کمک جابجایی لایه‌های زمین‌شناسی رودخانه و یا قسمتی از جاده معین نمود. معمولاً اگر گسل کاملی به وجود آمده باشد شکاف مزبور جوش خورده و پر می‌گردد.
در گسلهای فعالی که جابجایی آن زیاد باشد (مثلاً بیش از یک میلیمتر در سال) سطح زمین مورفولوژی خالی همراه است و شامل جدا شدگی قائم از چند دسیمتر تاچند متر و بدون شکاف زیاد می‌باشد. در گسلهای قدیمی مشخصات ریخت‌شناسی فوق چندان قابل تشخیص نیست. غالباً اختلاف سطح گسیل زمینه‌ها و لایه‌های کاملاً متفاوتی را پهلوی هم قرار می‌دهد مثلاً سنگهای سخت و مقاوم در کنار سنگهای سست و کم‌مقاومت قرار می‌گیرند و با کمک فرسایش گسل منظره‌ای پله‌ای پیدا می‌کند.
سطح گسل ممکن است جهت خاصی نداشته باشد، با این وجود بسیاری از گسلها دارای سطوح قائم یا موربی هستند که در امتداد جابه‌جایی‌های قائم و افقی رخ داده است. بر همین اساس با توجه به شکل ۱-۶ گسل را به انواع زیر تقسیم می‌کنند.
۱ گسل‌هایی که جابجایی اصلی آنها در سطح افقی صورت می‌گیرد و ناشی از لغزش افقی‌اند. گسلهای جانبی نامیده می‌شوند. در طول تاریخ این نوع گسل جابجایی‌های مهم بخشهای مختلف پوسته زمین انجام می‌شود. اگر ابعاد گسل جانبی بزرگ باشد زلزله‌های بزرگ را ایجاد می‌نماید.

۲ گسلهایی که جابجایی آنها در سطح قائم انجام می‌شود دارای لغزش عمدی‌اند و ممکن است در نتیجه حرکات کششی ایجاد شوند. (گسل نرمال یا عادی) و یا در اثر حرکات فشاری (گسل وارونه یا معکوس) پدید آیند. طول گسل بسیار متفاوت و از چند میلیمتر (ترک و شکستگی بلوکهای سنگی) تا صدها کیلومتر (که لایه‌های بزرگ قاره‌ها و اقیانوسها را بریده و از هم مجزا می‌نماید) می‌باشد.

ص ۱۵
شکل ۱-۶- انواع گسل: الف) گسل عادی، ب) گسل وارونه ج و د) گسل‌های جانبی (امتدادلغز)

ص ۱۵
شکل۱ -۶-۱- انواع گسل

یکی از گسلهای مشهور جهان گسل جانبی سان اندریاس در کالفرنیا به طول ۳۰۰ کیلومتر است که در سال ۱۹۰۶ زلزله سانفرانسیسکو با بزرگی ۳/۸ ریشتر در سال ۱۹۴۰ زلزله ال‌سنترو با بزرگی ۱/۷ ریشتر به وجود آورد. در زلزله ال‌سنترو ۱۹۴۰ یک گسل ۶۰ کیلومتری با لغزشی برابر ۵ متر شناسایی شد و باید دانست که گسلها عامل و منشأ زلزله‌اند و نتیجه و حاصل آن چگونگی تولید زلزله توسط یک گسل به قرار زیر است.
۱ کرنش انباشته از گسل به حد نهایی می‌رسد (شکل ۱-۷ الف)
۲ لغزش در طول گسل اتفاق می‌افتد ( شکل ۱-۷ ب)
۳ یک جفت نیروی کششی و فشاری بر گسل اعمال شده است ( شکل ۱-۷ ج)
۴ این حالت همانند ناگهانی جفت نیروی شکل ( ۱-۷ د) است.
۵ این واکنش موجب رها شدن موج‌های کروی است.
لنگر جفت نیروی شکل ( ۱-۷ د) به لنگر زلزله موسوم است و برابر است با :
(۱-۱) M0=GLdu
u: جابجایی گسل
d: عمق گسل
L: طول گسل
G: مدول برشی

ص۱۶
شکل ۱-۷- سازوکار زلزله

گسل فعال
گسلهایی که طی چند هزار سال گذشته حرکت نموده و در آینده هم حرکت خواهند کرد فعال نامیده می‌شوند. این گسلها به وسیله کاوشهای زمین‌شناسی و عکسهای هوایی تعیین می‌شوند و از آنجا که زلزله معمولاً در مناطقی که گسل فعال دارند اتفاق می‌افتد به هنگام انجام پروژه‌های بزرگ نظیر سد و نیروگاه اتمی فاصله و مشخصات گسل‌های فعال منطقه مشخص می‌شود و در برآورد زلزله طرح مورد استفاده قرار می‌گیرند. بنابراین کاوشهای زمین‌شناسی در مرحله اول طراحی چنین پروژه‌هایی اهمیت می‌یابند.

قانون مقیاس در گسل
به طور کلی یک گسل لرزه‌ای بزرگ (گسل مولد زلزله) مثلاً به طول ۵۰۰ تا ۱۰۰۰ کیلومتر یک قطعه واحد نیست بلکه در آن میتوان مجموعه کاملی از گسلهایی را با ابعاد کوچکتر پیدا کرد. هر گسل اصلی معمولاً دارای تعدادی گسل فرعی است. به این ترتیب در سطح افقی و هم در موقعیت فضایی گسلهای بزرگتر از اجتماع گسلهای بسیار کوچکتر تشکیل می‌شوند و این تسلسل تا مقیاس سنگ پیش می‌رود که در آن درزها و ترک‌های کوچک از الگوی گسیختگی اصلی مناسبت متابعت می‌کنند. این مشاهدات با آنچه که از زلزله‌شناسی می‌دانیم مطابقت می‌کند زیرا یک زلزله بزرگ یک حادثه مستقل و منفرد نیست بلکه گروه زلزله‌های دیگری با بزرگی کمتر آن را همراهی می‌کند که بعضی قبل ولی بسیاری دیگر بعد از زلزله ظاهر می‌شوند و بزرگی آنها متفاوت است.

کانون و مرکز زلزله
از اواخر قرن نوزدهم ثبت امواج حاصل از زلزله، در ژاپن و سایر نقاط جهان آغاز شده است. نحوه انتشار این امواج به گونه‌ای است که گویی از یک مرکز واحد ساطع شده‌اند این مرکز کانون زلزله می‌نامند. تصویر این نقطه بر روی سطح کره زمین را مرکز زلزله می‌نامند و فاصله این نقطه تا سطح زمین را عمق زلزله می‌خوانند (شکل ۱-۸)
زلزله را بر حسب عمق به دو نوع سطحی و عمیق تقسیم می‌کنند. عمق زلزله سطحی کمتر از ۷۰ کیلومتر است و زلزله‌های عمیق از عمق ۳۰۰ تا ۶۰۰ کیلومتری منتشر می‌شوند (شکل ۱- ۸)

حوزه اثر زلزله‌های سطحی نسبتاً کوچک است و در خارج از آن جز با وسایل لرزه‌نگاری نمی‌توان زلزله را حس نمود. در حالی که زلزله‌های عمیق در فواصل دور محسوس می‌باشند. تفاوت این دو نوع زلزله از نظر مهندسی در این است که زلزله‌های مخرب همواره از نوع سطحی هستند و زلزله عمیق اثر تخریبی چندانی ندارند.

ص۱۸
شکل ۱-۸ کانون و مرکز زلزله

امواج زلزله
دو نوع موج از کانون زلزله منتشر می‌شود.
۱ حجمی
۲ سطحی

امواج حجمی: خود به امواج طولی و عرضی ( S,P) تقسیم می‌شوند. ارتعاش امواج طولی در امتداد انتشار و موج و امواج عرضی عمد بر این امتداد صورت می‌گیرد (شکل ۱-۹)

امواج سطحی: امواج سطحی که بر یک سطح زمین نقش می‌شوند و بیشتر در زلزله‌های سطحی قابل دریافت هستند به دو نوع لاو و ریلی تقسیم می‌شوند. موج لاو در محیطهای لایه‌لایه اتفاق می‌افتد و ارتعاش در صفحه موازی سطح زمین و در جهت عمد بر امتداد انتشار موج صورت می‌گیرد.
ارتعاش موج ریلی در صفحه عمد بر سطح زمین صورت گرفته و حرکت بیضی‌گونه دارد و سرعت آن اندکی کمتر از امواج عرضی است. ( شکل ۱-۱۰)

ص ۱۹
شکل ۱- ۹

سرعت امواج
سرعت امواج طولی و عرضی با یکدیگر متفاوت است و در نتیجه در نقطه‌ای دور از کانون ابتدا امواج طولی و سپس عرضی دریافت می‌گردند و از روی فاصله زمان دریافت این دو موج و با داشتن سرعت انتشار هر کدام می‌توان فاصله کانون زلزله را تا نقطه مورد نظر محاسبه نمود.

ص۲۰
شکل ۱-۸- کانون و مرکز زلزله

سرعت امواج طولی (۱-۲)

سرعت امواج عرضی (۱-۳)
E: ضریب ارتجاعی
G: مدول برشی
P: جرم مخصوص
V : ضریب پوآسیون
با توجه به روابط فوق می‌توان نتیجه گرفت که سرعت امواج طولی همواره بیش از امواج عرضی است اگر ضریب پوآسیون برابر ۰۲۵ فرض شود با استفاده از روابط فوق داریم:
(۱-۴)

تعیین مرکز زلزله به کمک سه ایستگاه لرزه‌نگاری
اگر فاصله مرکز زلزله تا ایستگاه لرزه‌نگاری برابر d و زمان رسیدن موج p به ایستگاه مزبور tp و زمان رسیدن موج S‌ به ایستگاه ts باشد می‌توانیم بنویسیم:
(۱- ۵)
(۱-۶)
در این رابطه Vp و Vs‌به ترتیب امواج P و S می‌باشند.
اختلاف زمان رسیدن موج S و موج P به ایستگاه مورد نظر برابر است با
(۱ – ۷)

کمیت tS – tP را در روی لرزه‌نگاری که مؤلفه افقی حرکت زمین را ثبت می‌کند می‌توان مستقیماً اندازه‌گیری کرد، سپس از رابطه فوق d مرکز تا ایستگاه به دست می‌آید. بنابراین اگر در سه ایستگاه لرزه‌نگاری S3, S2, S1 فواصل d3, d2, d1 را از مرکز زلزله تعیین کنیم و سپس دوایری به مرکز S3, S2, S1 و شعاع d3, d2, d1 رسم کنیم محل برخورد دوایر مرکز زلزله را مشخص می‌کند. البته در این روش سرعت امواج P و S ( VS, VP) در منطقه باید مطرح باشد.(شکل ۱-۱۲)
مقیاسهای اندازه زلزله
شدت زلزله :
تعیین اندازه زلزله توسط پارامترهای مختلفی انجام می شود لنگر زلزله قبلاَ بیان شد.
این پارامتر بیشتر مورد استفاده لرزه شناسان است. شدت زلزله به مقیاس مرکالی مشهور است. در سال ۱۹۰۲ توسط مرکالی پشنهاد شد. در این مقیاس شدت زلزله به صورت تابعی از احساس و دریافت انسان و موجودات زنده از زلزله و نیز تأثیر زلزله بر ساختمان‌ها بیان می‌شود و لذا نوع اصلاح شده این مقیاس شامل دوازده درجه است که توسط نیومان درسال ۱۹۳۱ ابلاغ نمود که در جدول زیر آمده است. این مقیاس به طور گسترده‌ای پذیرفته شده و استفاده می‌شود.

تذکر
اولین مقیاس برای اندازه گیری شدت متغیر زلزله در دهه ۱۸۸۰ به وسیله روسی- فورل در سوئیس پیشنهاد شد. مقیاس روسی- فورل که دو درجه داشت. درحدود ۲۰ سال به عنوان وسیله‌ای برای بررسی ومقایسه اثرات آنها در سراسر دنیا به کار می‌رفت. اشکال اساسی این مقیاس این بود که خسارات اساسی خیلی زیادی در طبقه‌بندی ۱۰ یکجا جمع شده بود. این اشکال در مراحل اولیه پیشرفت تکنولوژی چندان مهم نبود ولی با پیشرفت علم زلزله‌شناسی نیاز به مقیاس دقیق‌تری بسیار افزایش یافت.
مقیاس اصلاح شده مرکالی

شدت
توصیف زلزله

I

زلزله بقدری ضعیف است که کسی آن را حس نمی‌کند. ولی در عین حال ممکن است موجب نوسان درختها و سطح آب و پریدن ناگهانی پرندگان شود. تشخیص این زلزله بسیار مشکل است .

II

ممکن است بوسیله اشخاصی که در حال استراحت هستند حس شود. بویژه در طبقات بالای ساختمان. پرندگان و حیوانات ممکن است مضطرب شوند و لامپهای آویزان به نوسان در آیند.

IV

ارتعاشاتی نظیر عبور کامیون از نزدیک منازل حس می‌شود .ظروف،پنجرها و درها می‌لرزند .اتومبیلهای ساکن بطور محسوسی تکان می‌خورند، دیوارهای چوبی احیاناً شکاف مختصری بر می‌دارند .لامپهای آویزان شروع به نوسان می‌کنند.

V

درها باز و بسته می‌شوند. حرکت آونگ ساعتهای دیواری نامنظم شده و گاهی می‌ایستند ودوباره بکار می‌افتند. در خارج از منزل هم احساس می‌شود. حتی جهت و امتداد زلزله را ممکن است بتوان حدس زد. مردم از خواب بیدار می‌شوند. بعضی از گچکاریها ممکن است ترک بردارند.

VI همه احساس می‌کنند. راه رفتن مشکل می‌شود. پنجره‌ها و ظروف می‌شکند. عده‌ای از ترس از ساختمانها بیرون می‌روند. مبل ها و صندلیها جابجا می‌شود. بعضی از ساختمانهای سست ترک مختصری برمی‌دارند. مایعات شدیدن به نوسان در می‌آیند. زنگها وناقوسهای کوچک به صدا در می‌آید. دودکشها فرو می‌ریزد. کتابها و تصاویری که بر دیوار آویزانند واژگون می‌شوند.

مقیاس اصلاح شده مرکالی (ادامه)
شدت

تـــــــوصــــــــــــــیف زلـــــــــــــــــــــــزلـــــــــــــــــه

VII
ایستادن مشکل می‌شود. رانندگان آن را حس می‌کنند. گچ دیوارها می‌ریزد. مبل و صندلیها می‌شکنند. ساختمانهای سست خسارت می‌بینند. سطح آب استخر موج می‌زند. آبهاگل‌آلود می‌شوند. دودکشها فرو می‌ریزند. قرنیزها و گچ بریهای برجسته تزئینی فرو می‌ریزند. خندق‌های آبیاری بتنی صدمه قابل ملاحظه‌ای می‌یابد.

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 ۱-۱۳ خواهد بود. شدت زلزله که با استفاده از مقیاس مرکالی 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 زلزله‌های قبل نداشته‌اند بسیار هراسان شده و در بازگو کردن حوادث مبالغه فراوان می‌کنند.
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 می‌شود.

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 ۱۹۳۵بزرگی زلزله را برای زمین‌لرزه‌های سطحی (کم عمق) به صورت زیر تعریف کرد:

(۱-۸)
در این رابطه M بزرگی زلزله،A دامنه ماکزیممی است که به وسیله یک لرزه‌نگار استاندارد وود- اندرسون در فاصله ۱۰۰کیلومتری 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 لغزیده 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 ۲ ریشتر معمولاً کوچکترین زلزله‌ای می‌باشد که به وسیله انسان حس می‌شود.
زلزله‌های با بزرگی ۵ ریشتر یا بزرگتر تکانهای شدیدی ایجاد می‌کند که به ساختمانها صدمه وارد می‌کند.
زلزله‌هایی که بزرگی آنها تقریباً کمتر از ۵ ریشتر باشد به علت مدت زمان کوتاه و شتاب ملایمشان به ندرت باعث صدمه دیدن ساختمانها می‌گردند. در ایران زلزله های به بزرگی ۴ تا ۵ 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 تغییر می‌کند.
ازدیاد بزرگی ریشتر به اندازه یک واحد متناظر با ۱۰ برابر شدن دامنه موج اندازه‌گیری شده و تقریباً ۳۱ برابر شدن مقدار انرژی رها شده به وسیله زلزله می‌باشد. از این رو برای مثال دامنه ماکزیمم منبع زلزله‌ای به بزرگی ۸ ریشتر دو برابر دامنه ماکزیمم زلزله‌ای به بزرگی ۴ ریشتر نمی‌باشد بلکه۱۰۰۰۰۰ برابر از آن بزرگتر است. همینطور انرژی رها شده به وسیله زلزله‌ای به بزرگی ۸ ریشتر تقریباً یک میلیون برابر انرژی زلزله‌ای به بزرگی ۴ ریشتر است.

انرژی زلزله‌ای به بزرگی ۵/۸ ریشتر معادل ۳۰ میلیون تن تی.ان.تی می‌باشد. بزرگی زلزله ۱۹۶۴ آلاسکا تقریباً ۵/۸ 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 وسیله سنجش دقیق اندازه یک زلزله نمیباشد.
الف) مرکز زلزله دقیقاً یک نقطه نیست.

ب) معمولاً لرزه‌نگاری در فاصله دقیقاً ۱۰۰ 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 ۵/۰ 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 مقایسه 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
۱- لرزه‌نگار ۲- شتاب‌نگار
قدیمی‌ترین کوشش‌ها برای اندازه‌گیری زمین‌لرزه توسط چینی‌ها صورت گرفته است. در سال ۱۳۲ 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 ۱-۱۴)

ص ۳۱
شکل ۱-۱۴ لرزه نمای ساخته شده توسط چینی ها

این لرزه نما برای مدت ۴۰۰ 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 ۱- ۱۵) 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 .
شکل (۱- ۱۵) اصول کار 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 ۲۰ 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 ۸/۰ 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 ۱-۱۶ یک نمونه از لرزه‌نگاشت ثابت شده توسط دستگاه لرزه‌نگار دیده می‌شود.

ص ۳۳
شکل ۱- ۱۶- نمونه‌ای از لرزه‌نگاشت که 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 ۰۶/۰ تا ۲۵ 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 تعیین 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 تکنسینهای مربوطه رکورد ها را به طور دائمی بازرسی کنند 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 ۱۳۳۸ 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 ۷ 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 ۱۳۵۳ 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 ۳۰ 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 ۱۳۵۲ آغاز نموده است. این شتاب‌نگاشت‌ها از نوع اس ام آ می‌باشند. آستانه فعال شدن این دستگاه‌ها برابر ۱% 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:
۱ محتوای فرکانسی
۲ بیشینه شتاب زمین PGA
۳. 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 ۵ ریشتر بر روی یک سازه به مدت ۲ ثانیه شاید خسارات کمتری از یک زلزله ۴ ریشتری به مدت ۱۵ 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 مغناطیسی 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 ۱۹۶۴ 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 کانیون۱۹۷۲ با بزرگی ۷/۴ ثبت شده است همچنین تغییراتی در حوزه مغناطیسی زمین در حین زلزله (برای زلزله‌های متوسط حدود ۱۰ گاما) ثبت شده است. کلاً پارامترهایی که می‌توانند در پیشگویی زلزله مفید باشند به قرار زیر است.
۱ برسی تاریخچه زلزله‌های محل مورد نظر و کشف تأخیر اجتماعی.
۲ وقوع زلزله‌های ضعیف (که ممکن است پیشلرزه باشند) و بطور کلی بروز تغییراتی در الگوی زلزله های کوچک محلی
۳ تغییرات و برآمدگی‌های پوسته زمین
۴ وجود گاز رادون در آبهای زیر زمینی
۵ وجود گاز هلیم در گازهای خروجی از گسل
۶ تغییرات در خواص مغناطیسی و الکتریکی زمین
۷ تغییر تنش داخلی زمین
۸ افزایش سرعت امواج در خاک قبل از وقوع زلزله به علت افزایش تنش پوسته زمین
۹ بالا آمدن سطح آب چاه‌ها
۱۰ 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 ۱۹۷۵ 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 ۱۳۶۹ 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 ۶ماه آینده یک زلزله با بزرگی ۷ 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 ۸ 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
۱ بار دینامیکی، ۲ جرم، ۳ درجات آزادی، ۴ سختی، ۵ استهلاک

بار دینامیکی
بار دینامیکی به باری اطلاق می‌شود که مقدار وجهت و محل اثر آن با زمان تغییر می‌کند. به طور کلی بارهای دینامیکی بر دو نوع هستند. ۱ بارهای تناوبی، ۲ بارهای غیرتناوبی.
ساده‌ترین نوع بارهای تناوبی بارهای هارمونیک (با تغییران سینوسی) می‌باشند به عنوان مثال بارهای ناشی از اثر دوران جرم نامتوازن در ماشین دوران از این نوع هستند. اما بارهای تناوبی دیگری نیز وجود دارند که از نوع هارمونیک پیچیده‌تر می‌باشند. اینگونه بارها، با استفاده از سری

فوریه قابل تعریف به وسیله مجموعه‌ای از اجزاء هارمونیک می‌باشند و لذا تحلیل دینامیکی سازه‌ها با رفتار خطی در مقابل بارهای تناوبی عموماً منجر به تحلیل آنها در مقابل بارهای هارمونیک می‌شود. بارهای غیرتناوبی نیز دارای منابع مختلف هستند. به عنوان مثال بارهای ناشی از انفجار، باد و زلزله بارهای غیرتناوبی هستند که برای آنالیز دینامیکی سازه‌ها در مقابل آنها از روشهای عددی استفاده می‌شود.

جرم
نیروهای اینرسی که در واقع نیروهای مقاوم در مقابل شتاب سازه‌ها می‌باشند مهمترین مشخصه مسائل ارتعاشات می‌باشد در اکثر مسائل دینامیک سازه‌ها، جرم دارای توزیع گسترده می‌باشد مانند تیر نشان داده شده در تصویر (۲-۱) که تحت اثر بار متمرکز F(t) قرار دارد در این نوع مسائل برای اینکه در هر نقطه نیروهای اینرسی کاملاً مشخص شوند لازم است که تغییر مکان و شتاب تمام نقاط در مدل ریاضی مورد کاربرد وارد شود.
ص ۴۶
شکل (۲-۱)

این امر منجر به تشکیل معادلات مشتقات جزئی برای تحلیل دینامیکی سازه‌ها می‌شود گاهی این نحوه مدل کردن جرم (یعنی به صورت واقعی آن) با مشکلات محاسباتی همراه می‌باشد و از این حیث است که برای مدل کردن اثرات جرم روش دیگری که با تقریباتی همراه است به کار برده می‌شود. این روش متمرکز کردن جرم گسترده در نقاطی از سازه می‌باشد. به عنوان مثال (۲-۲- الف) جرم تیر نشان داده شده است. تصویر بالا به صورت سه جرم یا تعداد بیشتر جرم متمرکز

مطابق تصویر (۲-۲- ب) نشان داده که بدین ترتیب تحلیل ارتعاشات سازه بسیار ساده‌تر می‌شود چون نیروهای اینرسی تنها در محل جرم‌های متمرکز به وجود می‌آیند.

ص ۴۷
دقت بیشتر (۲-۲- ب) دقت کمتر (۲-۲- الف)
« سازه با جرم گسترده »
بدین ترتیب در مسائل ارتعاشات سازه‌ها از دو نوع نحوه مدل کردن جرم استفاده می‌شود. روش جرم گسترده و روش جرم متمرکز.
هر یک از این دو روش برای منظور کردن و مسئله بخصوصی دارای مزیت‌هایی می‌باشند که در فصل‌های آینده به تفصیل درباره آنها بحث خواهد شد.

درجات آزادی
تعداد تغییر مکانهای مستقل (انتقال یا دوران) که برای ارائه تأثیرات تمام نیروهای اینرسی غیرقابل اغماض در یک سازه باید در نظر گرفته شود تعداد درجات آزادی دینامیکی نامیده می‌شود. به عنوان مثال در سازه نشان داده شده در کل (۲-۳- الف) که تحت تأثیر ارتعاشات جانبی در یک جهت قرار

دارد اگر جرم m تنها به صورت یک نقطه در نظر گرفته شود می‌توان آنرا با یک درجه آزادی در نظر گرفت ولی اگر این جرم به صورت یک جسم با ابعاد هندسی تصویر شود (که در نتیجه دارای اینرسی دوران می‌باشد) در این صورت باید تغییر مکانهای دورانی جرم نیز در ارتعاشات سازه منظور شود و بدین ترتیب سازه مورد نظر دارای دو درجه آزادی خواهد بود.

ص ۴۸
(۲-۳- ب) (۲-۳- الف)

اگر علاوه بر این فرض شود که میله قابلیت تغییر طول محوری دارد باید علاوه بر ارتعاشات سازه را با سه درجه آزادی بررسی نمود. یعنی (u2y). بدین ترتیب دیده می‌شود که تعداد درجات آزادی دینامیکی یک سازه بستگی به نحوه مدل کردن جرم آن و به فرضیاتی که درباره رفتار اجزاء آن می‌شود متغیر است.
تصویر (۲-۳- ب) نیز یک سازه دو درجه آزادی را نشان می‌دهد که درجات آزادی آن تغییر مکانهای طبقات می‌باشد (از تغییر طول اعضاء صرف نظر شده است).

تذکر
« دال صلب یا سقف صلب، به سقفی اطلاق می‌شود که تغییر مکان تمام عناصر آن، در انتقال و دوران برابر باشند یا به عبارت دیگر عناصر تشکیل دهنده آن نسبت به هم هیچ‌گونه تغییر مکان نسبی نداشته باشند.»