پیشینه تحقیق عوامل موثر در جنبش نیرومند زمین در اثر رویداد زمین لرزه و تحلیل خطر زلزله و پهنه بندی لرزه ای  دارای ۸۰ صفحه می باشد فایل پیشینه تحقیق به صورت ورد  word و قابل ویرایش می باشد. بلافاصله بعد از پرداخت و خرید لینک دنلود فایل نمایش داده می شود و قادر خواهید بود  آن را دانلود و دریافت نمایید . ضمناً لینک دانلود فایل همان لحظه به آدرس ایمیل ثبت شده شما ارسال می گردد.

فهرست مطالب

فصل۱: کلیات و ساختار زمین    ۶
۱-۱- عوامل موثر در جنبش نیرومند زمین :    ۶
۱-۱-۱- ویژگیهای چشمه های لرزه زا :    ۶
۱-۱-۲- ویژگیهای شرایط ژئوتکنیک لرزه ای ساختگاهی برجنبش نیرومند زمین :    ۸
۱-۲- ساختار تکتونیکی صفحات و لرزه خیزی منطقه    ۹
۱-۲-۱- تکتونیک صفحات    ۹
۱-۲-۲- ایالتهای لرزه زمینساختی ایران    ۹
۱-۲-۳- ایالت لرزه زمینساختی البرز- آذربایجان    ۱۱
۱-۲-۴- ایالت لرزه زمینساختی کپه داغ    ۱۳
۱-۲-۵- ایالت زمین لرزه ساختی زاگرس    ۱۴
۱-۲-۶- ایالت لرزه زمینساختی ایران مرکزی  شرق ایران    ۱۵
۱-۲-۷- ایالت لرزه زمین ساختی مکران    ۱۶
فصل۲: مبانی تحلیل خطر زلزله    ۱۸
۲-۱- مقدمه    ۱۸
۲-۲- زلزله    ۱۸
۲-۳- هدف گزارش    ۱۹
۲-۴- محاسبه قدرت زمین لرزه    ۱۹
۲-۵- تفاوت  Earthquake Risk و Earthquake Hazard    ۲۰
-واژه Earthquake Hazard    ۲۰
-واژه ریسک Earthquake Risk    ۲۰
۲-۶- مدل های چشمه های لرزه ای    ۲۰
۲-۶-۱- چشمه نقطه ای    ۲۱
۲-۶-۲- چشمه خطی    ۲۱
۲-۶-۳- چشمه پهنه ای یا سطحی    ۲۱
۲-۷- گسل ها    ۲۲
۲-۸- تحلیل خطر زمین لرزه( Earthquake Hazard Analysis )    ۲۳
۲-۸-۱- تعریف تحلیل خطر لرزه ای:    ۲۳
۲-۸-۲- سطوح خطر زلزله    ۲۴
۲-۸-۳- مطالعات لرزه زمین ساخت :    ۲۴
۲-۸-۴- برآورد پارامترهای لرزه خیزی :    ۲۵
۲-۸-۵- برآورد پارامترهای جنبش نیرومند زمین :    ۲۶
۲-۸-۶- خطرزائی    ۲۸
فصل۳: پهنه بندی لرزه ای    ۲۹
۳-۱- پهنه بندی لرزه ای :    ۲۹
۳-۲- بررسی عوامل موثر در وقوع زمین لغزش ها    ۳۰
۳-۳- اولویت بندی عوامل موثر    ۳۱
۳-۴- تهیه نقشه پراکنش زمین لغزش ها    ۳۱
۳-۵- تهیه نقشه های عوامل موثر    ۳۱
۳-۶- روش های پهنه بندی لرزه ای    ۳۲
۳-۷- پهنه بندی لرزه ای به روش تعیینی (Deterministic Approach):    ۳۲
۳-۷-۱- داده های قرن بیستم    ۳۳
۳-۷-۲- داده های تاریخی    ۳۳
۳-۷-۳- محاسبه بزرگای پتانسیل چشمه از طریق روابط ارائه شده که براساس طول موثر گسل می باشد.    ۳۴
۳-۷-۴- شناسائی چشمه های لرزه زا    ۳۵
۳-۷-۵- تعیین زمین لرزه کنترلی برای پارامترهای جنبش زمین    ۳۶
۳-۷-۶- انتخاب روابط کاهندگی برای پارامترهای جنبش زمین    ۳۹
۳-۷-۷- محاسبه پارامترهای طراحی جنبش زمین    ۵۱
۳-۸- پهنه بندی لرزه ای به روش احتمالاتی (Probabilistic Approach):    ۵۲
۳-۸-۱- شناسایی منابع لرزه ای و بررسی لرزه خیزی منطقه    ۵۲
۳-۸-۲- محاسبه رابطه بین فراوانی زلزله ها و بزرگای آنها ( توزیع بزرگا و محاسبه متوسط میزان رخ داد زمین لرزه ها)، محاسبه چگالی و توزیع احتمال    ۵۳
۳-۸-۳- انتخاب رابطه کاهندگی  (تخمین حرکت زمین )    ۵۳
۳-۸-۴- محاسبه و بدست آوردن منحنی خطر لرزه ای سایت مورد نظر    ۵۴
۳-۸-۵- فرضیات در روش PSHA    ۵۴
۳-۸-۶- نقشه های خطر زلزله    ۵۶
۳-۹- برآورد خطر زمینلرزه به روش احتمالاتی تصحیح شده    ۵۷
۳-۱۰- تعیین سرچشمه های لرزه زا    ۵۹
۳-۱۰-۱- عدم قطعیت فاصله ای    ۵۹
۳-۱۰-۲- عدم قطعیت در اندازه    ۶۱
۳-۱۱- تعیین پارامترهای لرزهخیزی    ۶۲
۳-۱۱-۱- انواع مختلف بزرگاهای زلزله    ۶۲
۲-بزرگای سطحی (Ms)    ۶۳
۳-بزرگای موج حجمی (Mb)    ۶۳
۴-بزرگای گشتاوری (Mw)    ۶۳
۳-۱۱-۲- یکنواخت سازی فهرست نامه زمین لرزه ها    ۶۴
۳-۱۲- ضریب لرزه خیزی    ۶۵
۳-۱۲-۱- خط برازش گوتنبرگ – ریشتر(آمار مناسب) :(Gutenberg – Richter b – line)    ۶۵
۳-۱۲-۲- روش تخمین بزرگترین احتمال (MLE) (آمار کم)( روش kijko sellevol,1992 )    ۶۵
۳-۱۲-۳- روش  Kijko  (آمار کم)    ۶۶
۳-۱۲-۴- تخمین β به روش کیجکو:( آهنگ لرزه خیزی)    ۶۷
۳-۱۲-۵- تخمین λ (آهنگ رویداد سالیانه برای بزرگای سطحی)    ۶۹
۳-۱۲-۶- تخمین MMAX )حداکثر بزرگای قابل انتظار از نظرآماری)    ۷۰
۳-۱۳- پارامتر های لرزه خیزی در چشمه های بالقوه زمینلرزه    ۷۱
۳-۱۳-۱- نرخ رویداد متوسط سالانه زمینلرزه ها در چشمه های بالقوه زمینلرزه    ۷۱
۳-۱۳-۲- تابع توزیع احتمال زمین لرزه ها:    ۷۲
۳-۱۳-۳- محاسبه پارامتر لرزه خیزی v یا میزان متوسط رخ داد زمین لرزه    ۷۳
۳-۱۳-۴- دوره بازگشت، احتمال سالیانه وقوع و عدم وقوع زلزله    ۷۳
۳-۱۳-۵- مفهوم ریسک وقوع زلزله    ۷۴
۳-۱۴- تابع توزیع فضایی    ۷۵
۳-۱۴-۱- عوامل کنترل کننده موثر    ۷۵
۳-۱۴-۲- میزان اطمینان از چشمه بالقوه زمینلرزه تعیین شده:    ۷۵
۳-۱۴-۳- جایگاه تکنونیکی چشمه بالقوه زمینلرزه:    ۷۶
۳-۱۴-۴- عناصر ساختاری:    ۷۶
۳-۱۴-۵- خصوصیات فعالیت لرزه ای:    ۷۶
۳-۱۵- منابع    ۷۸

منابع

۱۹-Mirzaei, N., Gao, M., Chen, Y. T., (1998).” Seismic source regionalization for seismic zoning of Iran: major seismotectonic provinces”. J. Earthquake prediction Research, 7, 465-495.

۱۲- Alavi, M., (1980). “Tectonostratigraphic evolution of the Zagrosides of Iran”. Geology, 8, 144-149.

۱۳-Alavi, M., (1994). “Tectonics of the Zagros orogenic belt of Iran”. new data and 14-interpretations, Tectono-physics, 229, 211-238.

۱۵-Ambraseys, N. N., and Melville, C. P.,( 1982). “A history of Persian earthquakes”. Cambridge University Press, Cambridgw, Britain.

۱۶-Berberian, M., (1995). ” Master blind thrust faults hidden under the Zagros folds:active basement tectonics and surface morphotectonics”. Tectonophysics, 241, 193-224.

۱۷-Kijko, A., and Sellevoll, M. A., (1992).”Estimation of earthquake hazard parameters from incomplete data files. Part ΙΙ, Incorporation of magnitude heterogeneity”. BSSA 82(1), 120-134.

۲۱-Priestley, K., Baker, C. and Jackson, J., (1994).” Implications of earthquake focal mechanism data for the active tectonics of the south Caspian basin and surrounding regions”. Geophys. J. Inter., 118, 111-141.

۲۲-Rezapour, M. (2005). “Magnitude scale in the Tabriz seismic network”.Earth & Space Physics, 31(1), 13-21.

۲۳-Snyder, D. B. and Barazangi, M., (1986).” Deep crustal structure and flexure of the Arabian plate beneath the Zagros collisional mountain belt as inferred from gravity observation”. Tectonics, 5, 361-373.

۲۴-Ye, H.,Chen, G. and Zhou, Q., (1995). Study on the intraplate potential seismic sources, in: Proc. Fifth International Conf. Seismic Zonation, Nice, France, 2, 1424-1430.

۱۸-Knopoff, L. and Gardner, J.K. (1969). “Homogeneous catalogs of earthquakes”. Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, 63(4), 1051-1054.

۲۰-Nanjo, K., and Nagahama, H., (2004).” Fractal properties of spatial distributions of aftershocks and active faults”. Chaos Soliton Fract., 19, 387-397.

 فصل۱: کلیات و ساختار زمین

۱-۱- عوامل موثر در جنبش نیرومند زمین :

بصورت کلی عوامل موثر در جنبش نیرومند زمین در اثر رویداد زمین لرزه را می توان در دو بخش مورد بررسی قرار داد، این دو بخش شامل ویژگی های چشمه لرزه زا، و شرایط ژئوتکنیک لرزه ای ساختگاه سازه ها می باشد. بنابراین هریک از بخش ها و نقش آنها در جنبش نیرومند زمین باید مورد بررسی قرار گیرد تا ویژگی های جنبش نیرومند زمین در شالوده سازه ها و بهینه کردن معیارهای طراحی سازه ها در برابر زمین لرزه تخمین و در محاسبات مورد استفاده قرار گیرد .{۱}

۱-۱-۱- ویژگیهای چشمه های لرزه زا :

رویداد زمین لرزه ها در بخش پوسته زمین ناشی از نیروهای زمین ساختی است که برپایه تئوری زمین ساخت ورقه ای از سال ١٩۶٠ مطرح گردید در این تئوری بیان می شود که سنگ کره از تعداد زیادی بلوکها بصورت ورقه تشکیل شده است که این ورقه ها نسبت به یکدیگر در حال حرکت می باشند.  مرز این بلوکها همواره با رویداد زمین لرزه های بزرگ روبرو است. معتبرترین تشریح برای علت ایجاد حرکت ورقه ها برپایه تعادل ترمودینامیک مواد تشکیل دهنده زمین استوار است. بخش فوقانی گوشته در تماس با پوسته سرد می باشد، درحالیکه بخش تحتانی در تماس با هسته داغ زمین است. بدیهی است که بایستی یک گرادیان دما در گوشته برقرار باشد.

تئوری زمین ساخت ورقه ای حرکت نسبی ورقه ها را با توجه به سه نوع مرز (ورق های فرورانشی، گسترش جانبی و گسترش انتقالی)، به سادگی توصیف و تعیین می نماید. در دیگر موارد نیز ممکن است در اثر گسترش، لبه ورقه ها شکسته و سبب تشکیل ورقه کوچک تر یا خرد ورقه محصور بین ورقه های بزرگتر شود. حرکت بین دو بخش از پوسته سبب انقطاع جدید یا پیشروی خطوط شکست موجود در ساختار زمین شناسی پوسته می شود که به آن گسل می گویند. گسل ها بسته به نوع حرکتشان به سه گروه اصلی دسته بندی می شوند که عبارتند از:  گسلهای شیب لغز، امتداد لغز و یا ترکیبی از آنها می باشد.

تئوری بازگشت الاستیک بیان می کند که وقوع زمین لرزه ها موجب آزادی تنش در امتداد بخشی از گسل می شود و تا زمانی که تنش ها فرصت کافی برای ذخیره شدن مجدد را داشته باشند گسیختگی بعدی و یا به عبارت دیگر زمین لرزه بعدی اتفاق خواهد افتاد. از آنجائیکه زمین لرزه ها موجب رهاسازی انرژی جمع شده برروی گسل می شوند، وقوع آنها در محدوده ای که فعالیت لرزه ای برای مدتی کم و یا اصلا اتفاق نیفتاده است محتمل تر است . با شناسایی حرکات گسل در طی لرز ه خیزی گذشته و در امتداد آن می توان به نبود فعالیت لرزه ای در پاره ای از مکانهای آن پی برد.

با مطالعات لرزه زمین ساخت می توان از شکستگی ساختارهای زمین شناسی و هندسه آنها پیرامون ساختگاه سازه ها مطلع شد و نهایتا می توان مدل لرزه زمین ساختی یا درعمق برش لرزه زمین ساختی از آنها تهیه نمود و مخاطرات احتمالی گسلش زمین و یا رویداد احتمالی زمین لرزه برروی آنها را برای تخمین رویداد زمین لرزه های آتی و چگونگی ویژگیهای آنها پیش بینی نمود.

هندسه گسلها، زون خرد شده، نوع و سازوکار آنها می تواند در برآورد پتانسیل حداکثر زمین لرزه محتمل برروی آنها ما را کمک نماید و این امر در مطالعات زمین ساخت و لرزه زمین ساخت صورت می پذیرد. سن گسلها از عوامل مهم در رویداد زمین لرزه برروی آنهاست بطوریکه گسل های جوان از اهمیت بیشتری برخوردار هستند و مطالعات نو زمین ساخت می تواند کمک زیادی در کلاس بندی گسل ها از دیدگاه فعالیت لرزه ای داشته باشند.

معمولا روابط تجربی در پیوند با هندسه گسل، حداکثر توان لرزه زایی و میزان بیشینه جابجایی برروی آن وجود دارد که تا حدودی در تخمین رویدادهای زمین لرزه ای آتی منطقه می تواند موثر واقع شود . بزرگای ز مینلرزه رابطه مستقیم با انرژی آزاد شده توسط زمین لرزه دارد.

یکی از ویژگیهای چشمه لرزه زا ژرفای کانونی زمین لرزه ها می باشد. تحقیقات و پژوهشهای زیادی برروی ژرفای کانونی زمین لرزه ها انجام شده است.  بصورت کلی ژرفای زمین لرزه ایی که در پیوند با حرکت فرورانش ایجاد می شود نسبتا عمیق و ژرف می باشد که تا عمق ٨٠٠ کیلومتری سطح زمین نیز گزارش شده است، ولی ژرفای کانونی زمین لرزه ایی که در پیوند با گسترش جانبی اقیانوسی مشاهده شده کم عمق بوده و ژرفای آنها کمتر از ٢٠ کیلومتر می باشد و ژرفای کانونی زمین لرزه هایی که با گسترش انتقالی در پوسته قاره ای مشاهده شده اند دارای ژرفای کمتر از پوسته زمین می باشند یعنی کمتر از ۶٠ کیلومتر . رویداد زمین لرزه های ایران بسیار سطحی بوده است و به جز منطقه مکران، تقریبا در تمام ایران کمتر از ٢٠ کیلومتر برآورد شده است و به همین دلیل لایه لرزه زا درفلات ایران را می توان بین ژرفای ١٠ تا ٢٠ کیلومتر درنظر گرفت.

۱-۱-۱- ویژگیهای شرایط ژئوتکنیک لرزه ای ساختگاهی برجنبش نیرومند زمین :

شرایط ژئوتکنیک لرزه ای ساختگاهی برکلیه پارامترهای مهم جنبش نیرومند زمین نظیر دامنه، محتوی فرکانسی و مدت دوام لرزش اثر قابل ملاحظه ای می گذارد. میزان تاثیر، تابع هندسه، خواص مصالح لایه های زیر سطحی، توپوگرافی ساختگاه و ویژگیهای امواج لرزه ای که از چشمه لرزه زا تولید و از لایه های سنگی مختلف عبور نموده تا به پی سنگ ساختگاه وارد شود، میباشد.

طبیعت اثرات ژئوتکنیک لرزه ای ساختگاهی بر تقویت جنبش نیرومند زمین را می توان با بهره گیری از روشهای مختلف مانند تحلیل ساده تئوری پاسخ زمین، اندازه گیریهای جنبش واقعی سطحی و زیرسطحی در همان ساختگاه و اندازه گیری جنبش نیرومند سطح زمین در ساختگاه هایی با شرایط متفاوت از ساختگاه موردنظر تشریح نمود.

اثرات هندسی سنگ بستر برروی جنبش نیرومند زمین تاثیر پذیر می باشد. گرچه بی قاعدگیهای توپوگرافی سنگ بستر موجب پراکنده ساختن امواج زمینلرزه شده و الگوهای پیچیده ای از تقویت یا کاهیدگی جنبش نیرومند زمین را ایجاد می کنند لیکن به هرحال جنبش نیرومند زمین در بالای ارتفاعات معمولا تقویت و تشدید می شوند.

۱-۲-  ساختار تکتونیکی صفحات و لرزه خیزی منطقه

۱-۲-۱- تکتونیک صفحات

اساس تئوری تکتونیک صفحات این است که تقریبا ۱۲ صفحه اصلی سازنده لایه ۷۰ تا ۱۵۰ کیلومتری خارجی زمین هستند که به عنوان پوسته یا لیتو سفر شناخته می شوند. علاوه بر این می دانیم که این صفحات حرکت آرامی دارند و نیروی محرک آنها به طور کامل شناخته نمی شود. فرض می شود که موادی که زیر پوسته واقع شده اند و به عنوان آستنوسفر شناخته شده اند بدلیل اختلاف دمایی که در عمقشان وجود دارد حرکت می کنند. حرکت نسبی لایه های مجاور منجر به تغییر شکل و کرنش سنگ ها می شود، سنگ تغییر شکل یافته در نهایت شکسته و جایجا می شود که منجر به ایجاد زمین لرزه می شود. این گونه لرزه ها، لرزه های تکنونیکی هستند که می تواند در مرز صفحات یا داخل صفحات اتفاق افتد. {۵}

۱-۲-۲- ایالتهای لرزه زمین ساختی ایران

ایالت لرزه زمینساختی، پهنه ای است که تحت رژیمهای ژئودینامیکی کن ونی، دارای جایگاه تکتونیکی همانند و الگوی لرز هخیزی یکسان باشد (یی ١و همکاران، ١٩٩۵ ). با توجه به این مفهوم، میرزایی و همکاران (١٩٩٨) ایران را به پنج ایالت لرزه زمینساختی عمده : ١- البرز – آذربایجان ٢- کپه داغ  ٣- زاگرس ۴- ایران مرکزی و شرق ایران و ۵- مکران، تقسیم کرده اند که خصوصیات عمده آنها به اختصار به صورت زیر است. {۵}

 ۱-۱-۱- ایالت لرزه زمین ساختی البرز- آذربایجان

این ایالت پهنه ای لرزه خیز است که بخشهای شمال و شمال غربی ایران را در بر میگیرد رشته کوه البرز از شمال به فرونشست دریای خزر و از جنوب به فلات ایران مرکزی منتهی می گردد. البرز، بخش مرکزی منطقه کوهزایی گسترده تری را تشکیل می دهد که حدود آن از نظر محققین مختلف، متفاوت است.

در تعیین ایالت لرزه زمین ساختی البرز  آذربایجان، حد شمالی البرز در امتداد بلوک جنوبی دریای خزر  قرار می گیرد. بلوک جنوبی دریای خزر در حال حاضر دارای نرخ کرنش پایین و نحوه رفتار آن در برابر عوامل تغییر شکل دهنده، با بقیه ایران متفاوت است (جکسون ۵ و همکاران، ١٩٩۵). بسیاری از محققین خصوصیات بلوک جنوبی دریای خزر را همانند ویژگیهای پوسته اقیانوسی می دانند. از دیدگاه زمین شناسی، حد جنوبی ایالت لرزه زمینساختی البرز-آذربایجان بخوبی مشخص نیست، اما بر اساس مطالعات نوزمینساخت(نئوتکتونیک) مرز جنوبی این ایالت لرزه زمینساختی بر روی گسل های فعال قرار می گیرد. مهمتر ین این گسل ها عبارتند از: گسل شمال تبریز، گسل ایپک و گسل ترود. مرز شرقی ایالت لرزه زمینساختی البرز-آذربایجان با ایالت لرزه زمینساختی کپه داغ واضح نیست و مرز بین این دو ایالت عمدا بر اساس اطلاعات مربوط به فعالیت لرزه ای و تغییر روند ساختاری ساختهای زمین شناسی تعیین شده است. کوتاه شدگی قاره ای ناشی از همگرایی صفحه های اوراسیا و عربستان که با نرخ همگرایی ٣٠ میلی متر در سال (جکسون، ١٩٩٢ ) صورت می گیرد. با ضخیم شدن پوسته قاره ای و رانده شدن جانبی پوسته در منطقه برخورد تکمیل و تعدیل می شود. سازوکار زمینلرزه ها در شرق ترکیه و ناحیه قفقاز نشان دهنده گسلش تراستی و امتدادلغز می باشند. {۵}

تمامی فایل های پیشینه تحقیق و پرسشنامه و مقالات مربوطه به صورت فایل دنلودی می باشند و شما به محض پرداخت آنلاین مبلغ همان لحظه قادر به دریافت فایل خواهید بود. این عملیات کاملاً خودکار بوده و توسط سیستم انجام می پذیرد. جهت پرداخت مبلغ شما به درگاه پرداخت یکی از بانک ها منتقل خواهید شد، برای پرداخت آنلاین از درگاه بانک این بانک ها، حتماً نیاز نیست که شما شماره کارت همان بانک را داشته باشید و بلکه شما میتوانید از طریق همه کارت های عضو شبکه بانکی، مبلغ  را پرداخت نمایید.