книги из ГПНТБ / Карапетян Н.К. Спектры сейсмических колебаний на территории Армении

через каждые 0,0036 сек), получена большая точность резуль­ татов.

Значения спектральных плотностей амплитуды и энергии вычислены с учетом частотной характеристики аппаратуры для периодов Т от 0,1 до 1 сек через каждые 0,05 сек.

По полученным значениям спектральной плотности ампли.

(0 Тс

Рис. 1.96. Амплитудные спектры сейсмических колебаний последующих толчков: а) 15 нюня 1968 г.; б) 23 нюня 1968 г.; в) 26 нюня 1968 г.; г) 23 июля 1968 г.; д) 26 июля 1968 г.

ложены периоды, а по оси ординат—спектральная плотность амплитуды Ф ( ш ) . Характер амплитудных спектров в общем примерно одинаковый, возрастающий до максимального зна­ чения Ф т а х и затем убывающий. Это, по-видимому, вызвано

164

соответственно 5 и 5—6 баллов имеют большее число пиков,

пиком максимального значения спектральной плотности ам­ плитуды имеется пик несколько меньшей величины. Спектры

ского землетрясения. В таком случае можно считать, что для рассматриваемых землетрясений имели место три вида меха­ низма очага: первый—для землетрясений 15. V I и 26. V I . вто­ рой—для землетрясений 23. V I I и 26. V I I и третий—для земле­ трясения 23. V I .

В табл. 1.9 приведены максимальные значения спектраль­ ной плотности амплитуды Ф,Ш | Х и соответствующие им пре­

при котором приведенное сейсмическое ускорение имеет мак­ симальное значение [37]. Результаты сопоставления (табл. 1.9) показывают, что в четырех случаях Т JjPx имеет те же значе-

165

ному нарастанию сейсмических колебаний вследствие совпа­ дения преобладающего периода колебания грунта с периодом свободных колебаний сооружения.

максимального значения спектральной плотности амплитуды. На рис. 1.97 приведен в качестве примера график зависимости

Рис. 1.97. Зависимость спектральной плотности амплитуды от круговой ча­ стоты при землетрясении 23 июля 1968 г.

амплитудного спектра для рассмотренных случаев изменяется от 3,8 до 12,2 щ, но Определенной зависимости ее от силы зем­ летрясения здесь не' наблюдается.

166

Для характеристики амплитудных спектров введена вели­ чина S. которая численно равна площади, заключённой между кривой зависимости спектральной плотности амплитуды от круговой частоты, осью абсцисс' й 'ординатами, соответствую­ щими началу и концу амплитудного спектра (6,28 и 62,8гц), а также величина Sm a x , численно равная площади, заключен-

Рис. 1.98. Амплитудные спектры во времени сейсмических колебании при землетрясении 26 нюня 1968 г. для периодов: а) 0.10 сек; б) 0,20 сек.; в) 0,25 сек; г) 6,30 сек.

167

Рис. 1.99. Амплитудные спектры во времени сейсмических колебании при землетрясении 26 июня 1968 г. для периодов: а) 0,4 сек; б) 0.5 сек; в) 0,6 сек.

Рис. 1.100. Амплитудные спектры во времени сейсмических колебаний при землетрясении 26 июня 1968 г. для периодов: а) 0,7 сек; б) 0,8 сек; в) 0,9 сек; г) 1,0 сек.

168

кой между ординатами, соответствующими ширине спектра, осью абсцисс и кривой зависимости спектральной плотности амплитуды ' от « .

Как следует из табл. 1.9, для 5 баллов значение S пример­ но в 7 раз больше, чем для 4 баллов, a S„u x —-в 8 раз, вслед­

риодов Т=0,20; 0,25 и 0,30 сек резко отличаются от спектров для других значений периодов сейсмических колебаний. Для

два побочных пика несколько меньших величин при'{=1,1 сек и t=l,3 сек.

Вы в о д ы

1.На основании вычислений спектрального состава сей­ смических колебаний с учетом их непериодичности, проведен­ ных на ЭВЦМ и «Раздан-2», получены амплитудные и фазовые спектры сейсмовзрывных колебаний и соответствую­ щие спектры продольных, поперечных и поверхностных волн при землетрясениях.

2.Приближенное определение спектрального состава колебаний почвы при отсутствии ЭВЦМ может быть произве­

дено путем гармонического анализа.

взрывных колебаний в базальтах, туфах и супесях-суглинках,

163

щего периода для всех рассмотренных грунтов увеличивается. 6. С увеличением жесткости грунта уменьшается шири­ на основного, максимума—пика на амплитудном спектре сме­

отличаются.

10.Спектральный анализ сейсмических волн при земле­ трясениях необходимо проводить раздельно для продольных, поперечных и поверхностных волн,-гак как спектрц этих волн отличаются по характеру спектральных кривых, а также по величинам преобладающих периодов и максимальных' значе­ ний спектральной плотности амплитуды. В возможных случаях целесообразно выделение всех вступлений волн (прямых, дйффрагпррванных и' отраженных).

1Г. .^мплитудные спектры продольных, поперечных и поверхно,стны,х волн зависят от 'эпицентрального расстояния, глубины и силы очага, геологических условий расположения зппцентральной зоны и сейсмической станции, а также путей распространения сейсмических волн.

12.Спектры поверхностных волн для отдельных эпнцен-

тральных зон имеют свои отличительные особенности.

13.Затухание максимального значения спектральной плот­ ности амплитуды с уредичением эпицентрального расстояния для продольных, поперечных и поверхностных щщ р^злидчре.

14.{Зпектр сейсмических водн, полученный HRH cnei-cxpajrf>- ком анализе, охватывает больший диапазон, частрт, чем види­ мый по сейсмограмме спектр. При этом предблада1дц1,ий пе­ риод, соответствующий максимальному значению спектраль­ ной плотности амплитуды, мал,о отличается от п,ейИРда, соот­ ветствующего максимальной амплитуде на сейсмограмме.

15.Спектральный анализ сейсмических колебаний для, данного района целесообразно проводить одновременно по записям мнкросейсм, взрывов, и землетрясений (слабых и сильных).

16.Спектральной аналцз сейсмических колебании при последующих толчках Зангез'урскрго землетрясения Ц.У1 J968 г.

170

показал, что преобладающий период сейсмических колебаний

лебаний при последующих толчках Заигезурского землетрясе­ ния 1968 г. нами получены амплитудные спектры во времени

стание значения спектральной плотности амплитуды. Для пе­

т

Г Л А В А 1 I

ЭНЕРГЕТИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА СЕЙСМИЧ ЕСКИХ КОЛ ЕБАНИИ

Определение общей энергии землетрясения является од­ ной из сложнейших задач современной сейсмологии. Непо­ средственно определить общую энергию землетрясения невоз­ можно, так как большая часть этой энергии идет на разруше­ ние горных пород и на другие необратимые процессы в очаге. Наиболее достоверно можно вычислить ту незначительную часть энергии, выделившейся в очаге землетрясения, которая преобразуется в энергию упругих сейсмических волн.

Оценка энергии, излучаемой очагом, представляет интерес для выявления причин землетрясения и их взаимосвязи. Такая взаимосвязь может иметь значение для изыскания предвест­ ников сильных землетрясений в виде землетрясений слабых и позволит с большой надежностью следить за взаиморасполо­ жением очагов сильных землетрясений и особенностями текто нмческого строения. Это существенно для указания мест оча­ гов будущих сильных землетрясений. Наконец, в малодоступ­ ных и в настоящее время малонаселенных сейсмоактивных зонах, где не ведутся наблюдения, существенным является оценка силы сотрясения даже в пределах того грубого соот­ ветствия между энергией землетрясения и сплои сотрясения, на которую можно рассчитывать при обработке данных уда­ ленных сейсмических станций.

Энергия землетрясения может быть определена двумя различными методами. Первый метод основан на вычислении работы, затраченной на определение сил сцепления горных пород, т. е. на определении энергии деформации земной поверх­ ности при землетрясении. Этот метод является весьма прибли­ женным и при применении требует детального обследования эпицентральной области, а также не может быть использован

172