منبع پایان نامه ارشد درباره بزرگا، {11}، مقادير، f_R

دانلود پایان نامه ارشد

ورت رياضي مدل و ساده سازي مي شود .اعتبار مدل رياضي محدود به نوع گسل، فاصله تا سایت، محل مطالعه و فرضيات آنها مي شود. هر قدر اين فرضيات دقيق تر و به واقعيت نزديك تر باشد به همان اندازه مدل رياضي بهتر و دقيقتر خواهد بود. پس در نتيجه بكاربردن روش هاي مهندسي بدون توجه به فرضيات كار، ممكن است ما را به سمت نتايج غلط رهنمون سازد؛ تحليل خطر لرزه اي با روش PSHA نيز از اين قاعده مستثني نمي باشد.
پديده زلزله هم از نظر بزرگي و هم از نظر زمان وقوع آن فرآيندی تصادفي است، لذا جهت تجزيه و تحلیل داده های بانک اطلاعاتي و پیش بیني وضعیت آينده لازم است پس از دسته بندی و مرتب نمودن داده ها، برای بزرگای زلزله و همچنین برای زمان وقوع آن توابع توزيع مناسب انتخاب گردد.
براي بررسي لرزه خيزي در محدوده مطالعاتي انتخاب شده، تمام زلزله هاي بوقوع پيوسته از بانك داده هاي لرزه اي استخراج مي شوند. مشخصات و ويژگي هاي زمين لرزه هاي تاريخي با استفاده از كاتالوگ زمين لرزه هاي تاريخي و يا با استفاده از علم ديرينه لرزه شناسي بدست مي آيند.

شکل 15: مراحل اساسی برآورد خطر زمینلرزه به روش احتمالاتی مرسوم، ارائه شده توسط کرنل (1968) {11}

نقشه هاي خطر زلزله
نتايج تحليل خطر لرزه اي به روش احتمالاتي ميتواند به روشهاي مختلفي بيان گردد. يك روش معمول ارئه منحني هاي خطر لرزه اي ميباشد، كه احتمال رخداد ساليانه مقادير مختلفي از پارامترهاي جنبش زمين را بيان ميكند)به عنوان مثال حد اكثر شتاب افقي زمين(. از روي منحني هاي خطر لرزه اي، ميتوان احتمال وقوع يك رخداد زلزله را در دوره هاي زماني معين تعيين نمود. هرچه دوره زماني در نظر گرفته شده براي يك رخداد )زلزله( طولاني تر باشد، احتمال وقوع مقادير بزرگتر از پارامتر فرض شده براي جنبش زمين نيز افزايش مييابد. اين به اين معني است كه، مقدار شتاب حد اكثر زمين (PGA) با 10 % احتمال وقوع مقادير بزرگتر در سال، كوچكتر از شتاب حد اكثر زمين با 10 % احتمال وقوع مقادير بزرگتر در 50 سال است. نقشه هاي خطر لرزه اي )لرزه خيزي( بر اساس توزيع حداكثر شتاب زمين با مقدار معيني از احتمال وقوع مقادير بزرگتر براي بيان خطر نسبي زلزله مناطق مختلف در آئين نامه هاي لرزه اي كاربرد دارند.

برآورد خطر زمینلرزه به روش احتمالاتی تصحیح شده
روش به کار رفته در اکثر تحلیل های خطر زمینلرزه به روش احتمالاتی اولین بار توسط شی و همکاران 1992معرفی شد. روش احتمالاتی مرسوم برای تحلیل خطر زمینلرزه، در عمل با مشکلاتی مواجه می شود که عمدتا به دلیل کمبود داده ها ی زمینلرزه ای در دسترس برای انجام مطالعات لرزه خیزی در چشمه های بالقوه زمینلره می باشد. برای غلبه بر چنین کاستی هایی وبه منظور ایجاد بازتاب واقعی ناهماهنگی لرزه خیزی در زمان و مکان، محققان چینی اصلاحاتی در این روش صورت داده اند.
روش احتمالاتی اصلاح شده دارای سه مرحله اساسی زیر است:
تعیین ایالت لرزه زمینساختی و پارامترهای لرزه خیزی شامل، نرخ بازگشت میانگین سالانه μ و بیشینه بزرگی M_max در هر یک از ایالت ها
تعیین چشمه های بالقوه زمینلرزه در ایالت های لرزه زمینساختی، برآورد M_max در هر چشمه و تعیین تابع توزیع فضایی برای هر بازه بزرگای M در هر یک از چشمه ها
تقسیم ناحیه مورد نظر به شبکه ای از نقاط و برآورد خطر زمینلرزه برای هر نقطه شبکه با استفاده از مشخصات فعالیت لرزه ای در ایالت های لرزه زمینساختی و چشمه بالقوه زمینلرزه، و نیز استفاده از رابطه تضعیف جنبش زمین، خطر زمینلرزه در هر نقطه شبکه برآورد می شود. سپس ناحیه مورد نظر بر حسب نوع بیشینه زمین مورد نظر، پهنه بندی می شود.

شکل 16: مراحل اساسی برآورد خطر زمینلرزه به روش احتمالاتی اصلاح شده(شی و همکاران 1992)

تعیین سرچشمه های لرزه زا
تعیین سرچشمه های لرزه زا نیازمند بررسی ویژگیهای فضایی چشمه و توزیع زمین لرزه در درون چشمه، به توزیع اندازه زمین لرزه ها برای هر چشمه و توزیع زمین لرزه ها با زمان می باشد. هر یک از ویژگیهای یاد شده، حاوی میزان مشخصی از عدم قطعیت است. {11}
عدم قطعیت فاصله ای
هندسه منابع زلزله به فرایند های تکتونیک در شکل گیری آنها بستگی دارد. بعنوان مثال زلزله هایی که به فعالیتهای آتشفشانی مربوط می شوند، در زونهایی نزدیک آتشفشانها شکل گرفته و باندازه کافی کوچک هستند که می توان آنها را بعنوان منابع نقطه ای مشخص نمود. صفحات گسلی که بخوبی قابل تعریف بوده و بر روی آنها زلزله هایی در موقعیت های متعدد قابل وقوع باشند، بعنوان منابع دو بعدی در نظر گرفته می شوند. مناطقی که در آنها مکانیزم زلزله به سختی قابل تعریف بوده یا اینکه گسلش آنقدر وسیع باشد که امکان تمیز دادن بین گسلها میسر نباشد، بعنوان منابع سه بعدی طبقه بندی می شوند.
برای مقاصد تحلیل خطر زلزله، زونها ی منبع ممکنست مشابه و یا تا حدی متفاوت با یک منبع واقعی باشد. این امر به هندسه نسبی منبع، محل مورد مطالعه و کیفیت اطلاعات پیرامون منابع بستگی خواهد داست. بعنوان مثال گسل نسبتا کوتاه در شکل ( a17) بدلیل ثابت بودن تقریبی فاصله میان هر نقطه در طول آن و محل مربوطه، می تواند بعنوان یک منیع نقطه ای مدل شود. بطور مشابه عمق گسل صفحه ای نمایش داده شده در شکل ( b17) باندازه ای کم می باشد که می توان تغییرات عمق کانونی را بر آن فاصله کم اثر دانست. در چنین مواردی جایگزینی منیع صفحه ای با یک زون منبع خطی در تحلیل خطر زلزله، موجب کاهش قابل اغماضی در دقت کار خواهد شد. در شکل ( c17) اطلاعات موجود حهت تعیین هندسه واقعی دقیق منبع ناکافی می باشد در نتیجه آنرا یک منبع حجمی تعریف می کنیم. {11}
از آنجا که روابط تخمین زننده، پارامترهای حرکت زمین را تا اندازه ی برحسب فاصله منبع تا محل بیان می کنند، عدم قطعیت فاصله بایستی با توجه به پارامتر مناسب فاصله تعریف گردد. عدم قطعیت در فاصله منبع تا محل بوسیله یک تابع تراکم احتمالات قابل بیان می باشد.

شکل 17: شکل بالا مثالهایی از هندسه های زون منابع مختلف الف) کسل کوتاه که بعنوان منبع نقطهای قابل مدل می باشد ب) گسل کم عمق که بعنوان منبع خطی می توان مدل کرد ج) زون منبع سه بعدی (میرحسینی و عارف پور، 1378) {11}

برای منبع شکل ( a18) فاصله R برابر مقدار معلوم r_s می باشد در نتیجه احتمال اینکه R=r_s باشد برابر 1 و احتمال اینکه برابر نباشند صفر خواهد بود. برای منبع خطی شکل(b 18) احتمال اینکه زلزله ای در روی قطعه کوچکی از گسل بین L=l و L=l+dl اتفاق افتد مساوی احتمال اینست که بن R=r و R=r+dr رخ دهد یعنی : {11}

f_L (l)dl=f_R (r)dr (24-3)

که در آنجا f_L (l) و f_R (r) توابع تراکم احتمالات بترتیب برای متغیرهای L و R می باشد .در نتیجه:

f_R (r)= f_L (l)dl/dr (25-3)

اگر فرض شود که زلزله ها در طول گسل یکنواخت توزیع شوند 1/L_f f_L (l)= از آنجایی که L^2=r^2-r_min^2 تابع تراکم احتمالات چنین خواهد بود :

f_R (r)=r/(L_f √(r^2-r_min^2 )) (26-3)

برای زونهای منبع با هندسه پیچیده تر ارزیابی f_R (r) از روش عددی بجای روش تحلیلی آسانتر می باشد
یه عنوان مثال تقسیم زون منبع نامنظم شکل ( c18) به تعداد زیادی المانهای مجزا با سطح یکسان، بوسیله جدول بندی مقادیر R متناظر با مرکز هر المان هیستوگرمی که با f_R (r) سازگار باشد قابل تهیه می باشد.

شکل 18: مثالهایی از تغییرات فاصله منبع تا محل برای هندسه های مختلف زون منبع.شکل توزیع احتمالات با در نظر گرفتن بخشهای نسبی زون منبع که بین هر سری از دایره ها (یا کره هایی بری حالت سه بعدی )قرار می گیرد قابل رویتاست با اختلاف مساوی در ارتفاع (میرحسینی و عارف پور، 1378) {11}

در بحث سابق فرض براین است که تمامی انرژی در کانون زلزله آزاد می شود با این وجود انرژی در روی سطح پاری گسل که بخشی از آن ممکنست بسیار نزدیکتر به محل تا به کانون باشد آزاد می گردد.Ang و Der-kiureghian عنوان نموده اند که سطح پارگی یک زلزله بزرگ با کانون دوره می تواند بسیار نزدیکتر به محل مربوطه انرژی آزاد سازد. آنها روشهایی را ارائه داده اند که بوسیله آنها ابعاد پارگی در PSHA می تواند محاسبه شود.
عدم قطعیت در اندازه
پس از آنکه منبع زلزله شناسایی و زون منبع مربوطه آن مشخص گردید، توجه تحلیل گران خطر زلزله به ارزیابی اندازه زلزله ای که انتظار می رود آن زون منیع تولید کند، معطوف خواهد شد. تمامی زونهای منبع دارای حداکثر اندازه زلزله ای هستند که از آن تجاوز نخواهد شد. این اندازه ممکنست برای بعضی زونها بزرگ و برای بقیه کوچک باشد. بطور کلی هر زون منبع، زلزله های باندازه های مختلف تا حداکثر اندازه مذکور تولید می نماید که فرکانس وقوع زلزله های کوچکتر بیشتر از زلزله های بزرگتر می باشد.انرژی کرنشی ممکنست بصورت غیر لرزه ای و یا به شکل زلزله ها آزاد می شود. اگر فرض شود که تمامی انرژی کرنشی بوسیله زلزله هایی با بزرگی بین 5/5 تا 9 آزاد شده و میانگین جابجایی گسل نصف حداکثر جابجایی سطحی باشد اسلمونز(1982) نشان داده است که سرعت جابجایی با اندازه زلزله و فاصله تکرار آنها چگونه مربوط می باشد (شکل 19) یک فرض اساسی در تحلیل احتمالی خطر زمین لرزه این است که قانون بازگشت حاصل از لرزه خیزی گذشته قابل کاربرد در محاسبه روند لرزه خیزی آینده می باشد. {11}

شکل 19: اثر سرعت لغزش گسل و اندازه زلزله بر پریود تکرار(میرحسینی و عارف پور، 1378) {11}
تعیین پارامترهای لرزهخیزی
در کاتالوگهای مختلف، معمولا زمینلرزهها با بزرگيهاي (که بر اساس امواج مختلف رسیده به هر ایستگاه محاسبه شده اند) متفاوتی ارائه شده اند. به طوري كه بزرگي برخي با بزرگاي مربوط به امواج سطحي(M_s) و برخي ديگر با بزرگاي امواج حجمي(M_b) و گاهي با هر دو مقياس اعلام شدهاند. ازاینرو باید رويداد زمینلرزهها را در گاتالوگ گردآوری شده از نظر بزرگا يكسان سازی نمود.
انواع مختلف بزرگاهای زلزله
بزرگای محلی ریشتر (M_L)
اين بزرگا توسط Richter در سال 1935 معرفي گرديد. در اين روش دامنه حركت زمین در فاصله 100 كیلو متری محل وقوع زلزله توسط دستگاه لرزه نگار Wood- Anderson ثبت مي شود. پس بزرگای محلي ريشتر به صورت لگاريتم مبنای 10 دامنه لرزه نگار فوق در فاصله 100 كیلومتری تعريف مي گردد. اين بزرگا براساس مشاهدات انجام شده در كالیفرنیا ابداع شده است. با توجه به اينکه بزرگای محلي محدود به زلزله های نسبتاً كوچک، سطحي و لرزه نگارهای كالیفرنیا يا اطراف آن است، نیاز به تعريف بزرگاهای ديگر برای ساير نقاط جهان كه دربرگیرنده زلزله های بزرگتر و با عمق كانوني بیشتر و مبتني بر ساير انواع لرزه نگارها باشد، احساس مي شد.
بزرگای سطحی (M_s)
اين بزرگا جهاني بوده و مبتني بر دامنه اندازه گیری شده موج رايلي با پريود حدود 20 ثانیه است. اين بزرگا عمدتاً برای زلزله های مخرب به كار مي رود. با اين وجود با توجه به اينکه امواج رايلي در عمق های كانوني كمتر از 70 كیلومتر و در فواصل بیش تر 1000 كیلومتر به خوبي ايجاد مي شوند، اين بزرگا را نمي توان برای زلزله های كوچک محلي استفاده نمود).كازاهارا، 1985).
بزرگای موج حجمی (M_b)
اين بزرگا نیز جهاني بوده و براساس دامنه اندازه گیری شده چند سیکل اول موج P بر روی مولفه قائم لرزه نگاشت مي باشد. اين امواج دارای پريودی در حد 1 ثانیه مي باشند. اين بزرگا بهترين بزرگا برای ثبت زلزله های عمیق است چراكه در زلزله های عمیق امواج P به خوبي ثبت مي شوند. با اين وصف كاربرد اين بزرگا محدود است، زيرا آن دسته از امواج P كه در زير پوسته گسترش مي يابند، در فواصل بیش از 1000

پایان نامه
Previous Entries منبع پایان نامه ارشد درباره زمينلرزه، رويداد، نيرومند، پارامترهاي Next Entries منبع پایان نامه ارشد درباره بزرگا، بزرگي، mb، Ms