فصل دوم کتاب: بهینه کنترل فعال سازه با رویکرد کلاسیک و هوش مصنوعی

 بهینه کنترل فعال سازه با رویکرد کلاسیک و هوش مصنوعی

 
۱-۲- مبانی زمین لرزه شناسی

زمین لرزه، جابجایی ناگهانی و گذرای سطوح درونی زمین است. به باور زمین شناسان، زمین از صدها میلیون سال گذشته و پیش از پیدایش بشر، زمین لرزه‌ها را تجربه می‌کرده است. طبیعت تصادفی، علل ناشناخته، و قدرت تخریب زلزله‌ها، مردمان باستان را به این باور رسانیده بود که زمین لرزه‌ها، پدیده‌هایی فرا طبیعی و بلاهایی آسمانی‌اند. تنها در همین سالیان نزدیک (البته در مقایسه با دوره‌های زمین شناسی!)، یعنی حدود نیمه قرن هفدهم، بود که زمین لرزه پدیده‌ای طبیعی بر شمرده شد که به سبب رخداد فرآیندهایی درون زمین روی می‌دهد. تلاشهای پس از آن، به ویژه در قرن نوزدهم، به پیشرفتهای چشمگیری در زمینه ساخت و به کارگیری ابزارهایی برای اندازه گیری و ثبت داده‌های لرزه‌ای انجامید. به دنبال آن، انبوهی از داده‌های لرزه شناسی، به دست آمده از زمین لرزه‌های فراوان، گردآوری و پردازش گردید. از این داده‌ها برای ترسیم نقشه‌های زلزله و دریافت بهتر از پدیده زمین لرزه بهره گرفته شد. همچنین، داده‌های لرزه شناسی کمک شایانی به کشف و شناسایی ساختار درونی زمین کردند. در مقابل، این دریافت از ساختار زمین نیز نقش بسزایی در بهبود نظریه‌های گوناگون درباره پدیدار شناسی و علل رخداد زمین لرزه داشتند. دانش فراهم آمده از داده‌های لرزه شناسی، کمک فراوانی به طراحی سازه‌ها در برابر زمین لرزه کرد، و از سوی دیگر، طبیعت نا قطعی زلزله‌های آینده را نیز، که سازه‌ها می‌بایست برای ایستادگی در برابر آنها طراحی شوند، آشکار ساخت. بر همین پایه مفاهیم احتمالاتی آرام آرام در دانش زمین لرزه و طراحی سازه‌های مقاوم لرزه‌ای رخ نمودند.

 

۱-۱-۲- ساختار درونی زمین

به هنگام تشکیل زمین، همجوشی اجرام گرمای فراوانی را پدید می‌آورد. با سرد شدن زمین، این اجرام در هم می‌روند، به گونه‌ای که اجرام سنگین‌تر به سمت مرکز زمین و اجرام سبکتر به سمت سطح زمین جابجا می‌شوند. بدین ترتیب، زمین دارای چندین لایه جداگانه می‌گردد. بررسی‌های زمین شناسی بر روی داده‌های لرزه‌ای، آشکارا وجود چهار لایه گوناگون را برای زمین نشان می‌دهد: هسته درونی، هسته بیرونی، گوشته و پوسته (شکل ۲-۱)

ساختار درونی زمین

بیرونی‌ترین لایه، که پوسته نام دارد، دارای ضخامتی متغیر بین ۵ تا ۴۰ کیلومتر است. نخستین بار دانشمندی به نام موهوروویچ، نا پیوستگی میان دو لایه پوسته و گوشته را با مشاهده افزایش ناگهانی سرعت امواج لرزه‌ای گذرنده از گوشته به پوسته پیدا کرد. از همین رو، مرز میان این دو لایه، نا پیوستگی موهو نامیده می‌شود. میانگین سرعت موج لرزه‌ای (موج P) درون پوسته، ۴ تا kms-18 است. پوسته اقیانوسی نسبتاً نازک است (km 15 ـ ۵)، در حالی که لایه پوسته در زیر کوه‌ها نسبتاً ضخیم می‌باشد. این مشاهده، نشان دهنده اصل هم ایستایی است که می‌گوید پوسته بر روی گوشته شناور می‌باشد. بر پایه این اصل، گوشته دارای یک لایه بالایی نسبتاً سخت، مشابه پوسته، است. لایه بالایی گوشته به همراه پوسته، لایه سنگ کره را با ضخامتی در حدود km 120 می‌سازد. درست در زیر این بخش سخت، لایه‌ای به نام سست کره تا km 200 به پایین گسترده است. گمان می‌رود که این لایه، از سنگ‌های گداخته با رفتارهای بسیار مومسانی ساخته شده باشد. سست کرده تنها بخش کوچکی از ضخامت سراسری گوشته (km 2900 ~) را می‌سازد، و از آنجا که دارای ویژگی مومسانی است، سنگ کره بر آن شناور می‌باشد. تغییرات موج لرزه‌ای به سمت پایین گوشته (km 2900-1000) بسیار اندک است که نشان می‌دهد جرم زمین در این بخش، ساختاری همگن دارد. سنگ کره شناور، نه بسان یک لایه یکپارچه، که به صورت مجموعه‌ای از چند تکه صفحه با اندازه‌های گوناگون، پیوسته جابجا می‌شود. راستا و اندازه جابجایی این صفحه‌ها یکسان نیستند. همین جابجایی نا یکسان صفحات سنگ کره پایه نگره لرزه زمین ساخت به شمار می‌آید.

در زیر گوشته، هسته جای دارد. نخستین بار، ویچرت وجود یک هسته مرکزی را پیشنهاد کرد، که بعدها اولدهام با شواهد لرزه شناسی آن را تأیید نمود. بررسی‌ها نشان داده‌اند که تنها موج p توانایی گذر از درون هسته مرکزی را دارد، در حالی که هر دو موج p و S از درون گوشته می‌گذرند. هسته درونی بسیار چگال است و گمان می‌رود از فلزاتی چون نیکل و آهن ساخته شده باشد (ضخامت ~ km 1290). پیرامون آن را لایه‌ای با همان چگالی (به ضخامت ~ km 2200) در بر گرفته است که به سبب ناتوانی موج برشی S در گذر از آن، مایع پنداشتـه می‌شود. دما، فشار و چگالی در هسته، به ترتیب در حدود C° ۲۵۰۰، atm 106×۴، و ۳- g cm 14، و در نزدیکی سطح زمین در حدود C° ۲۵، atm 1، و۳- g cm 5/1 است.

 

۲-۱-۲- زمین ساخت صفحه‌ای

دانش زمین ساخت صفحه‌ای از نگره جدایش قاره‌ای آغاز و پایه گذاری شد. پشته‌های میان اقیانوسی، تپه‌های دریایی، پهنه‌های جزیره‌ای، گسل‌های ترادیسی، و مناطق کوهزایی، همگی گواه بر درستی نگره جدایش قاره‌ای هستند. در محل پشته‌های میان اقیانوسی، دو جرم بزرگ قاره‌ای که در آغاز به هم پیوسته بودند، به دنبال جریان همرفتی رو به بالای گوشته داغ، همانند شکل ۲-۲، از یکدیگر جدا و دور می‌شوند. انرژی جریان همرفتی از سازوکارهای رادیواکتیو درون زمین سرچشمه می‌گیرد. گدازه‌ها پس از رسیدن به سطح زمین سرد می‌شوند و پوسته‌ای جدید را بر روی سنگ کره شناور بر سست کره می‌سازند. پوسته تازه ساخته شده به سبب جریان پیوسته رو به بالای گدازه‌ها، به پیرامون رانده و دور می‌شوند، و در حین سرد شدن در آب دریا فرو رفته، آرام می‌گیرد و این جریان پیوسته ادامه دارد. این فرآیند همان است که از آن با نام پدیده گسترش بستر اقیانوس یاد می‌شود.

جریان همرفتی در گوشته

الگوهای جابجایی گوناگونی برای قاره‌ها پیشنهاد شده است. بر این پایه، جا بجایی قاره‌ها یکپارچه رخ نمی‌دهد، بلکه تکه‌های سنگ کره که به آنها صفحات زمین ساختی می‌گویند، در کنار هم می‌لغزند. همان طور که در شکل ۲-۳ نشان داده شده است، هفت صفحه زمین ساختی بزرگ به همراه چندین صفحه کوچک شناسایی شده‌اند.

صفحات زمین ساختی بزرگ بر روی سطح زمین

در حالت کلی، سه گونه اندر کنش میان صفحه‌ای را با سه گونه مرز به نامهای: همگرا، واگرا، و ترادیس می‌توان یافت. همان گونه که در شکل ۲-۴ نشان داده شده است، مرزهای همگرا در پهنه‌های کوهزایی و مرزهای واگرا در محل کافتهای بین صفحه‌ای دیده می‌شوند.

گونه‌های مرزهای بین صفحه‌ای

گسل‌های موجود در مرز صفحه‌ها، محتمل‌ترین مکانها برای رخداد زمین لرزه به شمار می‌آیند. به این زمین لرزه‌ها، زمین لرزه‌های بین صفحه‌ای گویند. شماری از زمین لرزه‌ها، درون صحفه و به دور از این مرزها رخ می‌دهند. چنین زمین لرزه‌هایی را با نام زمین لرزه‌های درون صحفه‌ای می‌شناسند که در آنها آزاد سازی انرژی به دنبال لغزش ناگهانی تخته‌های سنگی بر روی یکدیگر روی می‌دهد. این لغزش گسل‌هایی تازه و جوان را پدید می‌آورد. که گسل‌های زمین لرزه‌ای نام دارند. با این همه، گسل‌ها بیش از آن که پیامد زمین لرزه باشند، پدید آورنده آن به شمار می‌آیند. این گسل‌ها که تغییر شکل‌های هزاران سال گذشته را به خود دیده‌اند و همچنان در آینده نیز خواهند دید، گسل‌های فعال نامیده می‌شوند.

گسل‌ها (جوان یا پیر) بر پایه گونه لغزش در دو دسته جای می‌گیرند: شیب لغز و راستا لغز. همان طور که در شکل ۲-۵ نشان داده شده است. شیب لغزی در راستای قائم و راستالغزی در راستای افقی رخ می‌دهد. بر پایه شکل زیر گسل‌های شیب لغزی را که تخته سنگ رویی (فرادیواره) آنها به پایین می‌افتد، گسل‌های نرمال، و آنهایی را که فرادیواره شان به سمت بالا جابجا می‌شود، گسل‌های وارون می‌نامند. به همین گونه، گسل‌های راستالغز را بسته به راستای لغزش نسبی آنها، گسل‌های چپگرد و راستگرد نامگذاری می‌کنند. ترکیبی از این هر چهار گونه لغزش نیز می‌تواند در گسل‌ها رخ دهد. در زیر، نمونه‌هایی از چند لغزش رخ داده در گسل‌های زمین لرزه‌ای گزارش شده است:

۱٫ راستالغزی برابر m 4/6 و به درازای km 300 در گسل سان آندریاس.
۲٫ راستالغزی راستگرد با بیشینه لغزش m 5 و به درازای km 60 در دره امپریال.
۳٫ لغزش قائم m 6 و افقی m 4-2 به درازای km 80 پدید آمده در زمین لرزه نوبی ژاپن.
۴٫ گسل چپگرد به درازای km 200 پدید آمده در زمین لرزه کانسو در چین.

گونه‌های گسل

 

۳-۱-۲- عوامل پدید آورنده زمین لرزه‌ها

با جا به جایی صفحات زمین ساختی نسبت به یکدیگر در اندازه‌ها و راستاهای گوناگون، کرنش هم در مرزها و هم درون صفحه‌ها انباشته می‌شود. این انرژی کرنشی انباشته همان انرژی پدید آمده از تغییر شکل کشسان سنگها است. چنانچه کرنش در بخشی از یک ناحیه سست یا تخته گسلی و یا مرز صفحه‌ای، به یک آستانه بحرانی برسد، با یک جابجایی یا لغزش ناگهانی، انرژی کرنشی انباشه رها می‌گردد. به دنبال آن، امواج کشسانی، درون توده‌های سنگ پدیدار می‌شوند و در محیط کشسان پیرامونی تا رسیدن به سطح زمین انتشار می‌یابند. بیشتر زمین لرزه‌ها در پی لغزش در گسل‌ها یا مرزهای بین صفحه‌ای پدید می‌آیند. با این همه، نمونه‌های بسیاری را نیز می‌توان یافت که زمین لرزه‌ها، خود، گسل‌هایی تازه را پدیدار ساخته‌اند. بیشتر زمین لرزه‌هایی که در مرز صفحات زمین ساختی رخ می‌دهند (زمین لرزه‌های بین صفحه‌ای)، زمین لرزه‌هایی بزرگ هستند زمین لرزه‌های درون صفحه‌ای که به دور از مرزهای صفحه‌ای روی می‌دهند، گاه پدید آورنده گسل‌های تازه‌اند. لغزش گسل‌ها در هر دو راستای قائم و افقی، یعنی شیب لغز و راستا لغز، رخ می‌دهد. در ازای گسل‌هایی که لغزش در آنها روی می‌دهد، گاه تا چند صد کیلومتر می‌رسد. در زمین لرزه‌های بزرگ، زنجیره‌ای از رخدادهای لرزه‌ای در سرتاسر ناحیه لغزش روی می‌دهد در هر لحظه، چشمه زلزله عملاً یک نقطه است که در راستای گسل به پیش می‌رود. نگره بازگشت کشسانی سازوکار زمین لرزه‌های ناشی از لغزش گسل‌ها را توضیح می‌دهد. نخستین بار دانشمندی به نام رید با بررسی گسیختگی‌های روی داده بر گسل سان آندریاس در زمنیلرزه سانفرانسیسکو، این گره را پیشنهاد داد. جابجایی‌هایی بزرگ برشی در بخش گسترده‌ای از این گسل، وی را بر آن داشت تا آزاد شدن انرژی را به هنگام زمین لرزه، ناشی از گسیختگی‌های ناگهانی برشی بداند. زمین لرزه‌های پدید آمده از گسل‌ها طی فرآیند زیر روی می‌دهند:

۱٫ در اثر فرآیندهای گوناگون بسیار کند ناشی از فعالیتهای زمین شاختی درون زمین و پوسته، کرنش در یک دوره زمانی بسیار دراز در گسل انباشته می‌شود. میدان بزرگ کرنش انباشته شده، در یک لحظه زمانی مشخص به آستانه‌ای بحرانی می‌رسد.

۲٫  با خرد شدن توده سنگ، لغزش در گسل رخ می‌دهد. کرنش آزاد می‌شود و لایه‌های گسیخته شده سنگ، که پیشتر زیر کرنش بودند، آن گونه که در شکل ۲-۶ نشان داده شده است، به حالت رها از کرنش باز می‌جهند.

نگره بازگشت کشسانی

۳٫ لغزش می‌تواند شیب لغز یا راستالغز باشد. در بیشتر جاها، لغزش ترکیبی از هر دو است. این لغزش به پیدایش نیروهای کششی و فشارشی در گسل، همانند شکل ۲-۷ می‌انجامد. لغزش را می‌توان با پیدایش ناگهانی دو زوج نیرو نیز الگو سازی کرد.

سازوکار زمین لرزه

۴٫ بدین گونه، جابجایی توده سنگ سبب انتشار شعایی امواج در همه راستاها می‌شود.

۵٫ موج گسیل شده الگویی پیچیده دارد و دانه‌های سنگ و خاک زمین را جابجا کرده، شتاب می‌دهد. گشتاور زوج نیروها را با نام گشتاور لرزه‌ای می‌شناسند که برابر حاصلضرب سختی سنگ، مساحت سطح لغزنده گسل و اندازه لغزش می‌باشد، و سنجه‌ای برای اندازه زمین لرزه به شمار می‌رود. میانگین سرعت لغزش بر روی یک گسل فعال متفاوت و از مرتبه ۱۰ تا ۱۰۰ میلیمتر در سال می‌باشد .

الگوسازی زمین لرزه‌ها بر پایه نگره بازگشت کشسان، زمینه کاری پژوهشگران بسیاری بوده است. در این میان، دو الگو، با نامهای جنبشی (سیستماتیک) و دینامیک، به گستردگی کنکاش و بررسی شده‌اند. در الگوسازی جنبشی (سیستماتیک)، تاریخچه زمانی لغزش بر روی گسل پدید آورنده زمین لرزه معلوم است. پارامترها و شناسه‌هایی چون شکل، زمان تداوم (مدت) و دامنه چشمه، سرعت لغزش در سطح گسل، و … در ساخت این الگو به کار می‌روند. در الگو سازی دینامیک، الگوی پایه، یک ترک برشی است که در یک میدان تنش اولیه پدید آمده است. تمرکز تنش (های بعدی) سبب رشد و گسترش این ترک می‌شود .

نگره‌ای دیگر درباره زمین لرزه‌های زمین ساختی بر این باور است که زمین لرزه در پی تغییر فاز سنگ‌ها رخ می‌دهد. این تغییر فاز همراه با تغییر حجم در بخشهای نسبتاً کوچکی از پوسته است. طرفداران این نگره به وجود زمین لرزه‌هایی در عمق‌های زیاد استناد می‌کنند، که احتمال وجود گسل در آنها به دلیل دمای بالا و فشار جانبی نمی‌رود. این رو، این زمین لرزه‌ها را نمی‌توان ناشی از لغزش در راستای خطوط گسلی یا گسیختگی در مناطق سست و ضعیف دانست.

افزون بر نیروهای زمین ساختی، عوامل دیگری همچون: فعالیتهای آتشفشانی، سقوط ناگهانی سقف معادن یا غارها، آبگیری مخزن سدها، و … نیز می‌توانند در پیدایش زمین لرزه‌ها دخیل باشند.

 

۲-۲- امواج لرزه‌ای

انرژی انبوه کرنشی رها شده به هنگام زلزله سبب می‌شود امواج به صورت شعاعی و در همه راستاها، درون زمین (به عنوان جسمی کشسان) انتشار یابند. این امواج کشسانی که امواج لرزه‌ای نامیده می‌شوند، انرژی را از یک نقطه از زمین و با گذر از لایه‌های گوناگون، به نقطه‌ای دیگر جابجا می‌کنند، تا آن جا که انرژی به سطح زمین می‌رسد و آسیب‌ها و خرابی‌های زلزله را به بار می‌آورد.

درون زمین، امواج کشسانی در یک محیط همگن و همسانگرد، که می‌توان آن را (از دیدگاه فیزیکی) بیکران انگاشت، انتشار می‌یابند؛ بدین ترتیب، امواج حجمی پدیدار می‌شوند. این امواج در سطح زمین، به صورت امواج سطحی در می‌آیند. دو پدیده بازتاب و شکست امواج در نزدیکی سطح زمین و همچنین در مرز هر لایه درون زمین رخ می‌دهند.

امواج حجمی بر دو گونه امواج P و امواج S هستند. امواج P همان طور که در شکل ۲-۸ نشان داده شده است، امواجی طولی هستند که در آنها ذرات در همان راستای انتشار موج جابجا می‌شوند. امواج S نیز که در شکل ۲-۸ آمده‌اند، امواجی عرضی هستند که در آنها راستای جابجایی ذرات، عمود بر راستای انتشار موج می‌باشد. سرعت‌های انتشار امواج P و S برابر زیرند:فرمول 1-1

فرمول 1-2
که E، G، ρ و υ به ترتیب، ضریب کشسانی (مدول یانگ)، ضریب برشی (مدول برشی)، چگالی و نسبت پوآسون توده سنگ یا خاک می‌باشند. از آن جا که نسبت پوآسون همواره کوچکتر از ۵/۰ است، امواج P همیشه جلوتر از امواج S حرکت می‌کنند. در نزدیکی سطح زمین،می‌باشند. فاصله زمانی میان رسید امواج P و S به یک ایستگاه، به نام لرزش نخستین شناخته می‌شود، و برابر زیر به دست می‌آید.

فرمول 1-3

که Δ فاصله ایستگاه از کانون می‌باشند.

به هنگام گذر موج عرضی، چنانچه ذره ناگزیر از جا به جایی تنها در یک صفحه مشخص باشد، به آن موج عرضی قطبیده گویند. اگر قطبش در یک صفحه افقی یا قائم رخ دهد، موج‌های عرضی قطبیده را با نامهای SV یا SH می‌شناسند.

امواج سطحی در سطح زمین انتشار پیدا می‌کنند. شناسایی این امواج در زمین لرزه‌های کم عمق آسان‌تر است. امواج سطحی در دو دسته امواج L (امواج لاو) و امواج R (امواج ریلی) جای می‌گیرند. همان گونه که در شکل قبلی نشان داده شده است در امواج L، حرکت ذره تنها در صفحه افقی و عمود بر راستای انتشار موج رخ می‌دهد. سرعت این موج بستگی به طول موج، ضخامت لایه بالایی، و ویژگی‌های کشسانی دو لایه دارد. امواج L سریعتر از امواج R حرکت می‌کنند و پیش از دیگر امواج سطحی مشاهده و برداشت می‌شوند. در امواج R، ذره همواره در یک صفحه قائم جا به جا می‌شود و همان گونه که در شکل قبلی نمایش داده شده است، مسیری بیضوی را در جهت عکس راستای انتشار موج می‌پیماید. سرعت موج R حدوداً ۹/۰ سرعت موج عرضی است. امواج R، به مانند امواج L که امواجی پاشنده‌اند، در زمین‌های چند لایه دچار پاشیدگی (تغییر سرعت با بسامد) می‌شوند.

حرکت امواج حجمی و سطحی

امواج گسیل یافته از چشمه زمین لرزه در همه راستاها پراکنده می‌شوند تا آن جا که به سطح زمین برسند. انرژی زمین لرزه به صورت امواج و پس از بازتاب و شکست در مرز لایه‌های فراوان درون زمین به ایستگاه سطحی می‌رسد. امواج P و S که پس از بازتاب و شکست در این مرزها، و از جمله در مرز سطح زمین، به سطح زمین می‌رسند، با فازهای موجی گوناگونی چون PP و PPP، SS، PPS و …، همانند شکل ۲-۹ شناخته و نمایه گذاری می‌شوند. PP و PPP موج‌های طولی هستند که به ترتیب یک و دو بار بازتاب یافته‌اند. PS و PPS فازهایی هستند که در آنها، گونه موج پس از بازتاب تغییر کرده است.

بازتابهای در سطح زمین

موج‌های لرزه‌ای ثبت شده در سطح زمین طبیعتی نامنظم دارند. همان طور که در شکل ۲-۱۰ نشان داده شده است، در نگاشت یک زلزله نسبتاً نیرومند موج‌های گوناگون لرزه‌ای دیده می‌شوند. زمین لرزه‌های نیرومند را می‌توان در چهار گروه دسته بندی کرد.

نمونه نگاشت جنبش نیرومند

 

  1. موج تک نواخت: نگاشتهای شتاب، سرعت و جا به جایی چنین جنبشی در شکل ۲-۱۱ آمده است. جنبشی از این دست را تنها می‌توان در نزدیکی رومرکز برای زمین لرزه‌های کم عمق و در زمینهای سخت مشاهده کرد.
  2. ارزش بسیار نا منظم و نسبتا طولانی: مولفه NS نگاشت زمین لرزه ال سنترو، کالیفرنیا، ۱۹۴۰ (شکل ۲-۱۲)، نمونه ای از این گونه لرزش است، که در فاصله هایی نه بسیار نزدیک و نه چندان دور از کانون، وتنها در زمینهای سخت دیده میشود. در چنین زمینهایی، همه زلزله های بزرگ پدید آمده در راستای کمربند پیرامونی اقیانوس آرام چنین لرزشی را پدید می آورند.
  3. لرزش طولانی با دوره‌های تناوب غالب بزرگ: در (شکل ۲-۱۳) بخشی از شتاب نگاشت ثبت شده در زلزله ۱۹۸۹ لوماپریتا برای آشنایی با این گونه جنبش آمده است. چنین لرزش‌هایی پیامد گذر موج‌های لرزه‌ای دو گونه پیشین (آ) و (ب) از لایه‌های خاک نرم با رفتار خطی یا نزدیک خطی، و نیز بازتابهای پی در پی در مرز لایه‌ها می‌باشند.
  4. جنبش زمین با تغییر شکل‌های بزرگ برگشت ناپذیر: گاه در یک ساختگاه زمین لغزش یا روانگرایی رخ می‌دهد. نمونه‌هایی از این دست را می‌توان در والدیویا و پورتومونت به هنگام زمین لرزه‌هایی شیلی (۱۹۶۰) و نیز در آنکوراج در زمان رخداد زلزله آلاسکا در ۱۹۶۴ پیدا کرد.

شماری از جنبش¬های ثبت شده زمین، نه در دسته‌های بالا، که در دسته‌های میانی جای می‌گیرند. برای نمونه، گاه شمار دورهای تناوب غالب به سبب لایه بندی پیچیده زمین چنان فراوان است که لرزشی از گونه سوم (در بالا) به یک نوفه سفید شباهت می‌یابد. به سبب فراوانی این گونه زمین لرزه‌ها و شمار بسیار داده‌های در دسترس برای آنها، امکان انجام هر دو گونه پردازش قیاسی (آنالوگ) و رقومی بر روی آنها، و نیز امکان بررسی تحلیلی پاسخ سازه‌های ساده در برابر چنین زمین لرزه‌هایی، پژوهش فراوانی بر روی زمین لرزه‌های نزدیک به نوفه سفید انجام پذیرفته است.

موج تک نواخت

نگاشت های با بسامد چندگانه

نگاشت¬های با یک بسامد غالب

۳-۲- سنجه‌های زمین لرزه

سنجه‌ها یا شناسه‌های لرزه‌ای کمیت‌هایی هستند که اندازه زمین لرزه را نشان می‌دهند. برای نمایش اندازه و میزان تأثیر گذاری یک زمین لرزه، سنج‌های گوناگونی پیشنهاد شده‌اند. اندازه یک زمین لرزه را با استفاده از یکی از این سنجه‌ها و گاه همه آنها گزارش می‌کنند. شماری از این سنجه‌ها مستقیم اندازه گیری می‌شوند، و شماری از آنها نیز غیر مستقیم، بر پایه رابطه‌هایی تجربی و از روی دیگر سنجه‌های اندازه گیری شده به دست می‌آیند. از این رو، تا کنون، شمار فراوانی رابطه تجربی برای پیوند دادن سنجه‌های گوناگون زلزله به یکدیگر پیشنهاد شده‌اند. اینک، شماری از سنجه‌های زمین لرزه و برخی واژگان به کار آمده در دانش زمین لرزه شناسی معرفی می‌شوند.

کانون زمین لرزه نقطه‌ای بر روی گسل است که لغزش از آن آغاز می‌شود. تصویر قائم این نقطه بر روی سطح زمین، رومرکز خوانده می‌شود که در شکل ۲-۱۴ نشان داده شده است. عمق کانون از رومرکز، عمق کانونی نامیده می‌شود و شناسه مهمی در ارزیابی توان آسیب زایی زمین لرزه به شمار می‌آید. بیشتر زمین لرزه‌های آسیب زا، کانونی نزدیک سطح زمین با عمق کانونی کمتر از km 70 دارند عمق‌های کانونی بیش از km 70 در دو دسته متوسط و عمیق جای می‌گیرند. فاصله نقطه دریافت جنبش سطحی زمین از کانون و رومرکز به ترتیب فاصله‌های کانونی و رومرکزی خوانده می‌شوند. ناحیه محدودی از زمین که تحت تأثیر کانون زمین لرزه قرار می‌گیرد، ناحیه کانونی نام دارد. هر چه زمین لرزه بزرگتر باشد، ناحیه کانونی گسترده‌تر خواهد بود. به لرزش‌هایی که پیش از زمین لرزه (لرزش اصلی) رخ می‌دهند، پیش لرزه، و به آنهایی که پس از زمین لرزه پدید می‌آیند، پس لرزه می‌گویند.

شناسه‌های زمین لرزه

بزرگا و شدت دو سنجه بسیار آشنا برای نمایش اندازه زمین لرزه به شمار می‌روند. بزرگا برآوردی از توان زمین‌لرزه و یا اندازه کرنشی آزاد شده در زمین لرزه می‌باشد که از نگاشتهای لرزه نگاری به دست می‌آید. بزرگا تابعی از میزان انرژی آزاد شده در کانون است و به مکان دریافت و برداشت داده‌های زمین لرزه (محل ایستگاه) وابسته نیست. مفهوم بزرگا در سال ۱۹۳۵ از سوی واداتی و چارلز ریشتر پیشنهاد شد. ریشتر بزرگای زمین لرزه، M، را با رابطه صفحه بعد بیان کرد:

فرمول 2-4
(۴-۲)

که A بیشینه دامنه (به میکرومتر)، T دوره تناوب موج لرزه‌ای (به ثانیه)، f ضریب تصحیح فاصله رومرکزی (Δ) و عمق کانونی (h)، Cs ضریب تصحیح ایستگاه لرزه شناسی، و Cr ضریب تصحیح منطقه‌ای می‌باشند.

بزرگای به دست آمده از رابطه ۲-۴ برای یک رخداد مشخص، اندازه‌ای یکتا است. از دیدگاه ریاضی، اندازه بزرگا در رابطه ۲-۴ کراندار نیست؛ در صورتی که برای رویدادهای لرزه‌ای طبیعی، بیشینه این بزرگا، ۵/۸=M و یا اندکی بیشتر است. زمین لرزه‌های با بزرگای کوچکتر از ۵/۲، جز در شرایطی خاص، توسط انسان احساس نمی‌شوند. گاه نخستین گزارش‌ها از بزرگای یک زمین لرزه، که بی درنگ پس از رخداد برآورد می‌شوند، با گذشت زمان و با دریافت داده‌های بیشتر و بیشتر از ایستگاه‌های دیگر بهبود می‌یابند. از زمان معرفی و به کارگیری مقیاس بزرگای ریشتر در سال ۱۹۳۵، چندین مقیاس دیگر نیز پیشنهاد شده‌اند. این مقیاس‌های بزرگا، انواع مختلف موج‌های انتشار یافته از چشمه لرزه‌ای را در نظر می‌گیرند. در ادامه، به این مقیاس‌های بزرگا پرداخته می‌شود.

 

۱-۳-۲- بزرگای محلی (ML)

بزرگای محلی، ML، همان رابطه پیشنهادی ریشتر در سال ۱۹۳۵ برای رویدادهای محلی در کالیفرنیای جنوبی است. بزرگای محلی، لگاریتم دامنه بیشینه یک نگاشت لرزه‌ای است که با لرزه نگار پیچشی وودآندرسون در ۱۰۰ کیلومتری رومرکز زمین لرزه برداشت شده باشد. لرزه نگار می‌بایست دارای دوره تناوب طبیعی s 5/8، بزرگنمایی ۲۸۰۰، و ضریب میرایی برابر ۸۰% میرایی بحرانی باشد.

فرمول 2-5 (۵-۲)

بیشینه دامنه نگاشته شده بر یک لرزه نگار کوتاه دوره استاندارد است، و Ao یک اندازه مرجع به صورت تابعی از فاصله برای فاصله‌های کوچکتر از km 100 می‌باشد. بر این پایه، رابطه ۲-۵ را می‌توان چنین بازنویسی کرد:

فرمول 2-6
(۶-۲)

که Δ فاصله رومرکزی است.

امروزه ML در نمایش نخستین آن به ندرت به کار می رود، چرا که دیگر لرزه نگارهای پیچشی وودآندرسون به کار نمی‌روند. از همین رو، ML زمین لرزه‌های نزدیک ثبت شده یا لرزه نگارهای با بسامد بالا را بر پایه صول کودا (T) بر آورد می‌کنند. طول کودا برابر مدت زمان کل سیگنال (به ثانیه)، از زمان رسید تا هنگامی است که دامنه به کمتر از تراز نوفه زمینه کاهش یابد. رابطه پیشنهادی میان ML و T چنین است:

فرمول 2-7
(۷-۲)

که a و b دو ثابت می‌باشند.

 

۲-۳-۲- بزرگای موج حجمی (Mb)

هر چند بزرگای محلی سنجه‌ای سودمند به شمار می‌آید، دو محدودیت گونه دستگاه لرزه نگار و گستره محدود مکانی، کاربرد آن را برای برآورد اندازه زمین لرزه در مقیاس جهانی دشوار ساخته است. برای این منظور، گوتنبرگ و ریشتر بزرگای موج حجمی، Mb، را بر پایه دامنه موج حجمی فشاری، P، با دوره های تناوب در حد یک ثانیه، پیشنهاد کردند. این بزرگا از چند نوسان نخست رسید موج P با رابطه زیر به دست می‌آید:

فرمول 2-8 (۸-۲)

که A دامنه جنبش واقعی زمین (به میکرومتر)، T دوره تناوب نظیر (به ثانیه)، و Q تابعی از فاصله (Δ) و عمق (h) می‌باشد.

گاه از لرزه نگارهای بلند دوره برای یافتن بزرگای موج حجمی برای دوره‌های تناوب ۵ تا ۱۵ ثانیه بهره می‌جویند که بیشتر مربوط به امواج حجمی بلندی مانند LP، PP و … می‌شود.

 

۲-۳-۳- بزرگای موج سطحی (MS)

گوتنبرگ و ریشتر پس از انجام بررسی‌هایی گسترده و دقیق، سنجه بزرگای موج سطحی، MS، را معرفی کردند. امروزه این مقیاس بزرگا را بیشتر برای فاصله‌های رومرکزی بزرگ به کار می‌برند، اگر چه با هر فاصله رومرکزی و هر ابزار لرزه نگاری نیز همچنان معتبر است. این بزرگا نیازمند آگاهی دقیق از دامنه موج به صورت تابعی از فاصله می‌باشد. برای آن که بتوان از ابزارهای لرزه نگاری بهره گرفت، می‌بایست دامنه جنبش زمین، و نه دامنه ثبت شده در دستگاه لرزه نگار، به کار رود. MS را برای امواج سطحی با دوره‌های تناوب از مرتبه S 20 با استفاده از رابطه پراگا به دست می‌آورند:

فرمول 2-9
(۹-۲)

که A دامنه طیفی مؤلفه افقی موج ریلی با دوره تناوب S 20 اندازه گیری شده در سطح زمین (به میکرومتر)، T دوره تناوب موج لرزه‌ای (به ثانیه)، و Δ فاصله رومرکزی (به km) است.

 

۲-۳-۴- بزرگای گشتاور لرزه‌ای (MW)

گشتاور لرزه‌ای، Mo، سنجه‌ای بسیار خوب برای اندازه یک زمین لرزه بزرگ به شمار می‌آید. لغزش در طول گسل را می‌توان با دو نیروی برابر و خلاف جهت یکدیگر، یا یک گشتاور (کوپل)، الگوسازی کرد. گشتاور لرزه‌ای برابر است با:

  Mo=GUA
(۱۰-۲)

که A سطح گسل (طول × عمق) به (m2)، و  U جا به جایی گسل (به m)، و G مدول برشی حدوداً ۳ ×۱۰۱۰Nm -2 برای گوشته است.

گشتاور لرزه‌ای از لرزه نگاشت‌ها و بر پایه امواج با دوره تناوب بسیار بلند، که گسل‌های با سطوح گسیختگی بسیار بزرگ را نیز می‌توان برای آنها چشمه نقطه‌ای به شمار آورد، به دست می‌آید. از آن جا که گشتاور لرزه‌ای، سنجه‌ای برای انرژی کرنشی آزاد شده از همه سطح گسیختگی است، مقیاس بزرگا بر پایه گشتاور لرزه‌ای به خوبی اندازه یک زمین لرزه را نشان می‌دهد. نخستین بار کاناموری چنین مقیاسی را، با نام بزرگای گشتاوری، MW، پیشنهاد داد که با رابطه زیر به گشتاور لرزه‌ای پیوند می‌یابد:

فرمول 2-11
(۱۱-۲)

در این رابطه، M0 با یکای Nm است.

همان طور که در شکل ۲-۱۵ نشان داده شده است، تمامی مقیاس‌های بالا برای زمین لرزه‌های بزرگ اشباع می‌شوند. از شـکل بر می‌آیـد که آغاز اشباع Mb از ۵/۵=Mb است و در ۶/۰ کاملاً اشباع می‌شود. مقیاس MS تا حدود ۲۵/۷=MS اشباع نمی‌گردد و در ۸/۰ کاملاً اشباع خواهد شد. ML از حدود ۶/۵ شروع به اشباع می‌کند. وجود این پدیده اشباع، ارتباط دادن دو گونه بزرگا را برای بزرگاهای بیشتر از ۶ دشوار می‌کند. تا بزرگای ۶، می‌توان Ms, Mb, MW و ML را همگی برابر دانست. فراتر از ۶، بهتر آن است که گونه بزرگا را نیز گزارش کرد؛ البته، در مهندسی زلزله، بسیاری از رابطه‌های تجربی را بدون بر شمردن گونه بزرگا به کار می‌برند، و بزرگا به سادگی و تنها با نماد M (یا m) نمایش داده می شود که در چنین مواردی، نباید هیچ گونه خاصی را برای بزرگا برشمرد. پژوهشگران بر آنند تا سنجه ای را برای بزرگای زمین لرزه بیابند که دچار پدیده اشباع نگردد.

مقایسه مقیاس بزرگای گشتاوری با دیگر مقیاسهای بزرگا

در جدول ۲-۱، فراوانی رخداد زمین لرزه‌ها بر پایه برداشت‌های انجام گرفته از سال ۱۹۰۰ میلادی گزارش شده است.

فراوانی رخداد زمین لرزه ها (بر پایه برداشت‌های انجام گرفته از سال 1900

۵-۳-۲- آزاد سازی انرژی

انرژی E با یکای ژول (J) را که در یک زمین لرزه آزاد می‌شود، می تون از بزرگای MS برآورد کرد:

 E=104.8+1.5Ms
(۱۲-۲)

نیومارک و روزن بلوث انرژی آزاد شده در یک زمین لرزه و یک انفجار هسته‌ای را با یکدیگر مقایسه کرده‌اند. یک انفجار هسته‌ای ۱ مگا تنی، انرژیی برابر J 1015 ×۵ را آزاد می‌کند. در حالی که بر پایه رابطه ۲-۱۲، زمین لرزه‌ای با بزرگای ۳/۷=Ms انرژیی را معادل انفجار هسته‌ای ۵۰ مگا تنی آزاد خواهد کرد. با یک محاسبه ساده می‌توان دید که جا به جایی زمین در زمین لرزه‌ای با بزرگای ۷/۲، تنها ده برابر زمین لرزه‌ای با بزرگای ۲/۶ می‌باشد، اما انرژی آزاد شده آن ۳۲ برابر است. E زمین لرزه‌ای به بزرگای ۶ است. این واقعیت به روشنی آشکار می‌کند که زمین لرزه‌ای بزرگ بسیار ویرانگرتر از زمین لرزه‌های کوچک هستند. بررسی مقادیر دامنه‌ها به جای انرژی، آسان‌تر است و از این رو بیشتر به کار می‌آید، اما آن چه سبب ویرانی و خرابی می‌شود، انرژی است.

طول گسل زمین لرزه L (به کیلومتر) رابطه زیر را با بزرگا دارد:

M=(0.98log L)+5.65
(۱۳-۲)

لغزش گسل، U (به متر)، دارای رابطه زیر با بزرگا است:

 M=(1.32log U)+4.27
(۱۴-۲)

طول گسیختگی (L)، سطح گسیختگی (A)، و بیشینه جا به جایی (D) شناسه‌های سنجش پذیر مناسبی هستند که برای برآورد انرژی آزاد شده و به دنبال آن، بزرگای Mزمین لرزه به کار می‌روند. از همین رو، بررسی‌های گسترده‌ای برای پیوند دادن MW به L، A، و D انجام پذیرفته است. نمونه‌هایی از رابطه‌های پیشنهادی گزارش شده است. بر این پایه، رابطه‌های تجربی زیر به دست می‌آیند:

Log L = 0.69MW –۳٫۲               (σLog L=0.22)                             (۲-۱۴- ب)

Log A = 0.91MW –۳٫۴۹              (σLog A=0.24)                               (۲-۱۴- پ)

Log D = 0.82MW –۳٫۲              (σLog L=0.22)                              (۲-۱۴- ت)

که L به km، A به km2 و D به m است.

۲-۳-۶- شدت

شدت زمین لرزه، از آن رو که بر پایه برداشت و احساس انسان و تأثیر لرزش زمین بر سازه‌ها و موجودات زنده برآورد می‌شود، سنجه‌ای کیفی به شمار می‌آید، که بر پایه یک مقیاس (مقیاس شدت) ارزش گذاری عددی می‌شود. مقیاس‌های شدت گوناگونی پیشنهاد شده‌اند و هم اینک در مناطق گوناگون جهان به کار می‌روند. مقیاس گاستالدی (۱۵۶۴)، مقیاس پیگنافارو (۱۷۸۳)، و مقیاس روسی ـ فورل (۱۸۸۳) چند مقیاس قدیمی هستند. مقیاس روسی ـ فورل، که دارای ده درجه است، هنوز در بخش‌هایی از اروپا به کار می‌رود. مقیاس مرکالی ـ کانکانی ـ سیبرگ، که بر پایه مقیاسهای مرکالی (۱۹۰۲) و کانکانی (۱۹۰۴) سامان یافته است، همچنان کاربرد گسترده‌ای در اروپای غربی دارد.
هم اینک، مقیاس بهبود یافته مرکالی با ۱۲ درجه (که بهبودی بر مقیاس مرکالی کانکانی- سیبرگ، و پیشنهاد شده از سوی نیومان در سال ۱۹۳۱ میلادی است) در بیشتر مناطق جهان به گستردگی به کار می‌رود. مقیاس ۱۲ درجه‌ای مدود ـ اسپونخر ـ کارنیک (MSK) (1964) کوششی برای یکپارچه کردن مقیاس‌های شدت جهانی و مقیاس شدت ۸ درجه‌ای به کار رفته در ژاپن است. در جدول ۲-۲، شناسه‌های کیفی مقیاس مرکالی بهبود یافته نمایش داده شده‌اند.

مقیاس شدت مرکالی بهبود یافته (MMI)

هر چند سنجش کیفی زمین لرزه چندان گویا و رسا نیست. با این حال، مقیاس‌های کیفی شدن نقشی ارزنده در سنجش زمین لرزه‌های تاریخی و نیز در مناطق فاقد ابزارهای نگاشت جنبش‌های نیرومند زمین داشته و دارند. تلاشهایی برای پیوند دادن شدت زمین لرزه با سنجه‌های جنبش زمین، به دست آمده از داده‌های ثبت شده، به ویژه بزرگای زمین لرزه، انجام پذیرفته است. گوتنبرگ و ریشتر رابطه تجربی زیر را میان شدت و بزرگای یک زمین لرزه پیشنهاد کرده‌اند:

MS=1.3+0.6Imax
(۱۵-۲)

که Ms بزرگای موج سطحی، و Imax بیشینه شدت مشاهده شده است. رابطه‌های بسیاری نیز میان شدت، بزرگا و فاصله رومرکزی r پیشنهاد شده‌اند. در این میان، رابطه پیشنهادی استوا و روزن بلوث کاربرد گسترده‌ای دارد:

I=8.16+1.45M–۲٫۴۶Inr
(۱۶-۲)

که در آن، I در مقیاس MM و r به کیلومتر سنجیده می‌شود. رابطه دیگری که همبستگی خوبی را میان بزرگا و شدت فراهم می‌آورد، به صورت زیر است:

 I=1.44M+f(R)
(۱۷-۲)

(f(R تابعی کاهنده از R می‌باشد و به آرامی با M تغییر می‌کند.

از دیگر سنجه‌های مهم زمین لرزه، مقادیر اندازه گیری شده جنبش زمین در رخنمون سنگ‌هاست. این سنجه‌ها عبارتند از: بیشینه شتاب زمین (PGA)، بیشینه سرعت زمین، و بیشینه جا به جایی زمین. در این میان، PGA بیش از دیگران برای سنجش زمین لرزه به کار می‌رود و با چندین رابطه تجربی به بزرگا پیوند یافته است. PGA در یک ساختگاه، نه تنها به بزرگا و فاصله رومرکزی زمین لرزه، که به ویژگی‌های زمین شناسی منطقه نیز بستگی دارد. از این رو، ثابتهای این رابطه‌های تجربی می‌بایست از داده‌های زلزله‌هایی که در همان منطقه برداشت شده‌اند، به دست آیند. از آن جا که PGA با افزایش فاصله رومرکزی کاهش می‌یابد، از این رابطه‌های تجربی با نام رابطه‌های کاهیدگی نیز یاد می‌شود.

 ادامه دارد ….
 

آنچه مطالعه کردید، بخش هایی از «فصل دوم» کتاب «بهینه کنترل فعال سازه با رویکرد کلاسیک و هوش مصنوعی» تالیف «جواد پالیزوان (مدرس دانشگاه) و زند علی روشنی (مدرس دانشگاه)»، می باشد که در راستای معرفی و انتشار رایگان جهت استفاده مخاطبین متلب سایت در اختیار این مجموعه قرار داده شده است.

برای تهیه این کتاب می توانید به این لینک(+) مراجعه نمایید.

همچنین آموزش های زیر در فرادرس نیز مباحثی مرتبط با محتوای این کتاب را پوشش می دهند:


 

0 پاسخ

ارسال یک پاسخ

در گفتگو ها شرکت کنید.

پاسخ دهید

نشانی ایمیل شما منتشر نخواهد شد. بخش‌های موردنیاز علامت‌گذاری شده‌اند *