REPUBLIKA E SHQIPËRISË FAKULTETI I GJEOLOGJISË DHE MINIERAVE Doktorata “Gjeoshkencat, Burimet Natyrore dhe Mjedisi” Rruga e Elbasanit, Tiranë, Shqipëri Tel/Fax: ++355 4 375 246/5 E-mail: [email protected]DISERTACION Tema: MIKROZONIMI SIZMIK I QENDRËS SË TIRANËS (Për marrjen e gradës Doktor i Shkencave) Disertanti: Udhëheqësi Shkencor: Altin KARRIQI Prof. Dr. Llambro DUNI Tiranë 2016
159
Embed
Tema: MIKROZONIMI SIZMIK I QENDRËS SË TIRANËSPunimi i Doktoraturës me temë: “Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës” është ndarë në pesë Kapituj kryesorë. Punimi
This document is posted to help you gain knowledge. Please leave a comment to let me know what you think about it! Share it to your friends and learn new things together.
Transcript
REPUBLIKA E SHQIPËRISË FAKULTETI I GJEOLOGJISË DHE MINIERAVE
Doktorata “Gjeoshkencat, Burimet Natyrore dhe Mjedisi” Rruga e Elbasanit, Tiranë, Shqipëri
Disertacion i pregatitur nga: MSc. Inxh. Altin KARRIQI
Për marrjen e gradës: DOKTOR
Tema: MIKROZONIMI SIZMIK I QENDRËS SË TIRANËS
Mbrojtur para jurisë në dt. 14. 09. 2016
JURIA:
1. Prof. Dr. Përparim ALIKAJ Kryetar (Oponent) 2. Prof. Asoc. Dr. Fisnik KADIU Anëtar (Oponent) 3. Prof. Dr. Përparim HOXHA Anëtar 4. Prof. Asoc. Dr. Rexhep KOCI Anëtar 5. Prof. Dr. Shaqir NAZAJ Anëtar
Tiranë 2016
Dedikuar familjes time që më mbështeti pa kursim gjatë gjithë pregatitjes së këtij diseracioni
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
1
PËRMBLEDHJE E PUNIMIT
Punimi i Doktoraturës me temë: “Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës” është ndarë në
pesë Kapituj kryesorë. Punimi fillon me një Hyrje ku përshkruhet efekti i tërmeteve mbi
strukturat dhe truallin dhe rëndësia që merr studimi i tyre. Gjithashtu në këtë pjesë përshkruhet
shkurtimisht rëndësia dhe nivelet e mikrozonimit sizmik të një rajoni dhe në veçanti të qendrës
të qytetit të Tiranës.
Në Kapitullin I të titulluar “Mikrozonimi sizmik dhe efekti i trojeve” jepen metodat për
vlerësimin e efekteve të truallit për qëllimet e mikrozonimit sizmik duke filluar me metodat
analitike si: Analiza 1D e reagimit të truallit, analiza e reagimit dinamik 2D dhe analiza e
reagimit dinamik tre – dimensional. Më pas bëhet një përshkrim i metodave eksperimentale si:
Metoda e Raportit Standard Spektral (Standard Spectral Ratio, SSR), Raporti H/V i spektrave të
zhurmave të mjedisit (ose teknika e "Nogoshi – Nakamura"), Raporti H/V i spektrave të
vibrimeve tërmetore, efektet topografike. Në pjesën e fundit të këtij kapitulli përshkruhen
metodat empirike, që bazohen në përpunimin statistikor të disa karakteristikave të lëkundjeve
sizmike të marra nga rregjistrimet instrumentale duke patur si referencë kushte të ndryshme të
nëntokës. Ndër këto mund të përmendim modelet e shuarjes të lëkundjeve të forta sizmike dhe
metoda e funksioneve të Green-it.
Në Kapitullin II me titull ”Metoda e raportit H/V të spektrave të zhurmave të mjedisit” jepet një
përshkrim i tablojsë valore në studimet e sizmikës së cekët ku trajtohen valët vëllimore dhe
veçoritë e tyre në mjedisin pranë sipërfaqësor dhe valët sipërfaqësore dhe metodat e studimit të
tyre. Më pas flitet për mikrozhurmat e mjedisit dhe origjinën e tyre si dhe metodën me një
stacion të raportit spektral H/V dhe natyrën e fushës valore të zhurmave të mjedisit. Përparësia
kryesore e metodës është vlerësimi i frekuencës rezonuese të sedimenteve pa patur më parë
informacion për gjeologjinë apo për strukturën e shpërndarjes së shpejtësisë së valëve tërthore S
në thellësi.
Kapitulli III trajton teknikat për regjistrimin e zhurmave të mjedisit dhe veçoritë e tyre duke
filluar me konditat eksperimentale, largësinë midis pikave të matjes, parametrat që duhet të
përdoren në regjistrim. Gjithashtu përshkruhet edhe ndikimi i strukturave në regjistrim si dhe
ndikimi i motit në cilësinë e matjeve të rregjistruara. Në pjesën e fundit të kapitullit jepen edhe
kriteret për matje me cilësi të lartë, kritere të cilat kanë dalë pas një sërë eksperimentesh dhe
modelimesh nga projekti SESAME (SESAME, 2004).
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
2
Në Kapitullin IV flitet për aparaturat dhe programet kompjuterike për analizën e raportit H/V.
përshkruhet qartë aparatura e përdorur për matje tip Tromino dhe karakteristikat teknike të tij.
Gjithashtu përshkruhet procedura e teknikës së vënies në punë të Tromino. Më pas përshkruhet
programi kompiuterik Grilla. Grilla është një paketë programesh e zhvilluar në mënyrë specifike
për përpunimin dhe analizën e të dhënave të rregjistruara me sizmografin Tromino. Grilla është
ndarë në tre module kryesore: analiza e vibrimeve, përcaktimi dhe modelimi i kurbave të H/V
për përcaktimin e stratigrafisë dhe llogaritja e modave kryesore të vibrimit të ndërtesave
(http://www.tromino.eu/soft-grilla.html).
Kapitulli V trajton mikrozonimin e qendrës së Tiranës me metodën e mikrozhurmave. Fillimisht
bëhet një përmbledhje e studimeve të mikrozonimit sizmik të realizuara në Shqipëri dhe
veçanërisht në qytetin e Tiranës duke e shfrytëzuar këtë informacion si një bazë të fortë për
studimin tonë. Më pas jepet një përshkrim i ndërtimit gjeologjik dhe i kushteve gjeologo –
inxhinierike dhe gjeoteknike të qendrës së Tiranës, duke u përqëndruar kryesisht tek zonat
gjeologo – inxhinierike që janë pjesë të rajonit që mbulon studimi ynë. U shfrytëzuan edhe
modelet gjeoteknikë të qendrës së Qytetit të Tiranës që janë përpiluar në kuadrin e studimit të
mikrozonimit sizmik të Qytetit të Tiranës (Konomi et al., 1988; Koçiaj et al., 1988).
Shkurtimisht përshkruhet edhe rreziku sizmik në rajonin e Tiranës.
Më pas në kapitull përshkruhen skema e matjeve të mikrozhurmave dhe metodika e tyre. Në
paragrafin 5.6.1 flitet për mbledhjen dhe përpunimin e të dhënave ku rëndësi e veçantë i është
dhënë ndikimit të strukturave në matje si ndikimit të kohës së matjes në intervalin ditë/natë. Për
të studiuar këto ndikime u bënë matje konkrete të cilat janë paraqitur në këtë kapitull bashkë me
interpretimin dhe përfundimet e arritura nga këto vrojtime. Për të patur rezultate të besueshme në
vlerësimin e frekuencave rezonuese mbizotëruese të truallit është me rëndësi që të realizohet
kontrolli invers, d.m.th., të gjenerohen kurbat teorike të frekuencës rezonuese të truallit duke
përdorur modelin e truallit në atë pikë. Për këtë qëllim shërbejnë të dhënat gjeoteknike nga
projekti për zonimin gjeologo – inxhinierik të qytetit të Tiranës, pjesë e studimit të mikrozonimit
sizmik të qytetit të Tiranës (Konomi, et al., 1988; Koçiu et al., 1988), si dhe matjet e shpejtësisë
të valës S me metodën e MASW dhe MAM (Duni, 2000 – 2009) si dhe nga përcaktimi i Vs me
anë të inversionit të të dhënave të mikrozhurmave. Kemi marrë në konsideratë disa pika matje të
shpërndara në zonën tonë të interesit për të bërë këtë krahasim. Në fund jepen edhe rezultatet e
analizës së të dhënave për vlerësimin e frekuencës themelore, të cilat paraqiten të konkretizuara
në disa harta të frekuencës mbizotëruese (fo) sipas raportit të komponentëve të ndryshëm
spektralë.
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
3
Në përfundim të këtij studimi jepen edhe përfundimet dhe rekomandimet.
Literatura vendase dhe e huaj që është shfrytëzuar për të arritur qëllimet kryesore të këtij
studimi është e paraqitur në një paragraf më vete në fund.
Shtojca A është paraqitja në formë tabele e të gjitha pikave të matura dhe rezultateve të
frekuencës themelore (f0) sipas raporteve H/V, NS/V dhe EW/V.
Shtojca B jep një paraqitje të raportit të dalë nga përpunimi i matjeve të mikrozhurmave me
programin Grilla. Janë prezantuar raportet vetëm për 5 pika matje përfaqësuese, për të ilustruar
edhe informacionin që është marrë nga këto raporte për çdo pikë të matur.
Autori shpreh falenderime dhe mirënjohje për Prof. Dr. Zoran Milutinovic nga Instituti i
Inxhinierisë të tërmeteve dhe Sizmikës Inxhinierike (IZIIS) në Shkup, që bëri të mundur kryerjen
e matjeve të mikrozhurmave duke huazuar për një periudhë tre mujore dy aparatura Tromino dhe
programin e përpunimit Grilla. Një falenderim i veçantë shkon për Udhëheqësin Shkencor, Prof. Dr. Llambro DUNI për të
gjithë ndihmën e pa kursyer që ka dhënë në pregatitjen e këtij disertacioni si në aspektin teorik
ashtu edhe në fazën eksperimentale, në përpunimin dhe interpretimin e të dhënave, duke e
prezantuar këtë disertacion si një punim të mirfilltë shkencor.
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
4
TABELA E PËRMBAJTJES
Hyrje ................................................................................................................................................................... 10 KAPITULLI I MIKROZONIMI SIZMIK DHE EFEKTI I TROJEVE .................................................................................... 15
1. Metodat për vlerësimin e efekteve të truallit për qëllimet e mikrozonimit sizmik....................................... 151.1 Metodat analitike ...................................................................................................................................... 16
1.1.1 Analiza 1D e reagimit të truallit ........................................................................................................ 16 1.1.1.1 Përafrimi linear i reagimit të trojeve nëpërmjet Funksioneve të Transferimit ........................ 17
1.1.1.1.1 Shtresë uniforme elastike e vendosur mbi shkëmb rigid ............................................... 18 1.1.1.1.2 Shtresë uniforme me shuarje mbi një shkëmb rigid ...................................................... 20
1.1.1.2 Përafrimi ekuivalent linear i reagimit jo linear të trojeve ....................................................... 22 1.1.1.3 Përafrimi jo linear i reagimit të trojeve ................................................................................. 25
1.1.2 Analiza e reagimit dinamik 2D.......................................................................................................... 25 1.1.3 Analiza e reagimit dinamik 3D.......................................................................................................... 26
1.2 Metodat eksperimentale ............................................................................................................................ 27 1.2.1 Metoda e Raportit Standard Spektral (Standard Spectral Ratio, SSR) ................................................. 27 1.2.2 Raporti H/V i spektrave të zhurmave të mjedisit (ose teknika e "Nogoshi – Nakamura"). ................... 28 1.2.3 Raporti H/V i spektrave të vibrimeve tërmetore ................................................................................. 29 1.2.4 Efektet topografike ........................................................................................................................... 29
1.3 Metodat empirike ..................................................................................................................................... 30 1.3.1 Modelet e shuarjes të lëkundjeve të forta sizmike .............................................................................. 31 1.3.2 Metoda e funksioneve të Green-it ..................................................................................................... 32
KAPITULLI II METODA E RAPORTIT H/V TË SPEKTRAVE TË ZHURMAVE TË MJEDISIT ....................................... 34
2. Tabloja valore në studimet e sizmikës së cekët ............................................................................................. 342.1 Valët vëllimore dhe veçoritë e tyre në mjedisin pranë sipërfaqësor ............................................................ 35
2.2 Valët sipërfaqësore dhe veçoritë e tyre në mjedisin pranë sipërfaqësor ....................................................... 41 2.2.1 Valët e Reilit ..................................................................................................................................... 41
2.2.1.1 Vetitë e valëve të Rejlit në një mjedis elastik homogjen të pafundëm ...................................... 42 2.2.1.2 Vetitë e valëve të Rejlit në një mjedis të shtresëzuar .............................................................. 44
2.2.1.2.1 Shpejtësia e grupit dhe shpejtësia e fazës ...................................................................... 45 2.2.1.2.2 Vetitë e Valës së Rejlit në mjedise me variacion anësor ............................................... 45
2.2.2 Valët e Lavit ..................................................................................................................................... 48 2.3 Mikrozhurmat e mjedisit dhe origjina e tyre ................................................................................................ 51
2.3.1 Historiku i studimit të mikrozhurmave ................................................................................................ 51 2.3.2 Origjina e mikrozhurmave ................................................................................................................ 52 2.3.3 Metoda me një stacion e raportit spektral H/V dhe natyra e fushës valore të zhurmave të mjedisit ...... 54
KAPITULLI III TEKNIKAT PËR REGJISTRIMIN E ZHURMAVE TË MJEDISIT DHE VEÇORITË E TYRE ................. 57
3.1 Kushtet eksperimentale ............................................................................................................................. 57 3.2 Largësia midis pikave të matjes ................................................................................................................ 57 3.3 Parametrat e regjistrimit ........................................................................................................................... 58 3.4 Ndikimi i strukturave në regjistrim ............................................................................................................ 58 3.5 Kushtet e motit ......................................................................................................................................... 58 3.6 Kriteret për matje me cilësi të lartë ........................................................................................................... 59
3.6.1 Kriteret për kurbë H/V të besueshme ................................................................................................. 59 3.6.2 Kriteret për maksimum të qartë të kurbës H/V ................................................................................... 60
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
5
KAPITULLI IV APARATURA DHE PROGRAMET KOMPJUTERIKE PËR ANALIZËN E RAPORTIT H/V .................... 62
4.1 Aparatura e përdorur për matje ................................................................................................................. 62 4.1.1 Vënia në punë e Tromino, komandat kryesore ................................................................................... 64 4.1.2 Pozicionimi i instrumentit ................................................................................................................. 64
4.2 Paketa e programeve Grilla ....................................................................................................................... 65 4.2.1 Analiza H/V për efektet e truallit ...................................................................................................... 65
KAPITULLI V MIKROZONIMI I QENDRËS SË TIRANËS ME METODËN E MIKROZHURMAVE ............................... 71
5.1 Përmbledhje e studimeve të mikrozonimit sizmik të realizuara në Shqipëri ................................................ 71 5.2 Përmbledhje e studimeve për mikrozonimin sizmik të qytetit të Tiranës .................................................... 72 5.3 Ndërtimi gjeologjik dhe tektonika e Tiranës .............................................................................................. 76 5.4 Kushtet gjeologo – inxhinierike dhe gjeoteknike të Qendrës së Tiranës ..................................................... 78
5.4.1 Kushtet gjeologo – inxhinierike të Qendrës së Tiranës ....................................................................... 79 5.4.2 Modelet gjeoteknike të Qendrës së Tiranës ....................................................................................... 80
5.5 Rreziku sizmik në rajonin e Tiranës .......................................................................................................... 84 5.6 Skema e matjeve të mikrozhurmave dhe metodika e tyre ........................................................................... 85
5.6.1 Mbledhja dhe përpunimi i të dhënave ................................................................................................ 85 5.6.1.1 Influenca e largësisë së strukturave të Qëndrës së Tiranës në matje ....................................... 88 5.6.1.2 Ndikimi i kohës së matjes në intervalin ditë/natë .................................................................. 94
5.7 Veçimi i modelit që kontribuon në formën e kurbave të rezonancës ........................................................... 96 5.8 Rezultatet e analizës së të dhënave për vlerësimin e frekuencës mbizotëruese të vibrimit të truallit në qendër të Tiranës ....................................................................................................................................................... 119
PËRFUNDIME DHE REKOMANDIME ........................................................................................................ 124 REFERENCAT ................................................................................................................................................. 127 SHTOJCA A Database i frekuencave predominuese të vibrimit të truallit ........................................................................... 137 SHTOJCA B Shembuj të raportit të interpretimit me programin Grilla të disa prej pikave të matura .............................. 141
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
6
LISTA E TABELAVE
Tabela 1 Parametrat e disa prej modeleve të shuarjes të përdorura gjerësisht ............................................. 31 Tabela 2 Klasifikimi i trojeve sipas disa modeleve të shuarjes.................................................................. 32 Tabela 2. 1 Klasifikimi i mikrozhurmave sipas Gutenberg dhe Asten..................................................... 53 Tabela 3. 1 Kohëzgjatja e rekomanduar e rregjistrimit (SESAME, 2004)................................................ 57 Tabela 3. 2 Vlerat e pragut për kushte e qëndrueshmërisë. (SESAME, 2004).......................................... 61 Tabela 5. 1 Modeli gjeoteknik II2b............................................................................................................ 82 Tabela 5. 2 Modeli gjeoteknik III3b.......................................................................................................... 82 Tabela 5. 3 Modeli gjeoteknik IV2b.......................................................................................................... 83 Tabela 5. 4 Modeli gjeoteknik IV3b.......................................................................................................... 83 Tabela 5. 5 Modeli gjeoteknik V3b........................................................................................................... 83 Tabela 5. 6 Modeli gjeoteknik V4b........................................................................................................... 84 Tabela 5. 7 Modeli gjeoteknik VI3b.......................................................................................................... 84 Tabela 5. 8 Modeli gjeoteknik i zonës IV3b............................................................................................ 98 Tabela 5. 9 Modeli gjeoteknik i zonës V4b............................................................................................. 102 Tabela 5. 10 Modeli gjeoteknik i zonës IV2b.......................................................................................... 105 Tabela 5. 11 Modeli gjeoteknik i zones IV2b.......................................................................................... 109 Tabela 5. 12 Modeli gjeoteknik i zonës V3b........................................................................................... 114
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
7
LISTA E FIGURAVE
Figura 1 Ilustrim i përhapjes të valëve tërthore SH që çlirohen nga vatrat e tërmeteve dhe mbërritjes të tyre në sheshet e ndërtimit me një kënd pak a shumë vertikal (Kramer, 1996). .................................. 13
Figura 1. 1 Lëkundja në sipërfaqe të një pakoje depozitimesh të pakonsoliduara (Kramer, 1996) ........... 17 Figura 1. 2 Depozitë trualli lineare elastike me trashësi H e vendosur mbi një shkëmb rigid. (Kramer
1996) ................................................................................................................................................ 18 Figura 1. 3 Ndikimi i frekuencës në reagimin e shtresës lineare elastike (Kramer, 1996) ........................ 19 Figura 1. 4 Ndikimi i frekuencës në reagimin e një shtrese trualli me shuarje (Kramer, 96). ................... 21 Figura 1. 5 Shembuj të zhvendosjeve të valëve të qëndrueshme për 3 frekuencat natyrale (n = 0, n = 1
dhe n = 2) për një shtresë me shuarje 5%. Zhvendosjet janë normalizuar me zhvendosjen maksimale në frekuencën themelore. (Kramer, 1996) ......................................................................................... 23
Figura 1. 6 Dy histori kohore me vlerë të njëjtë të deformimit maksimal tërthor. Për lëkundjen kalimtare të një tërmeti të zakonshëm deformimi tërthor efektiv merret sa 65% të deformimit maksimal. (Kramer, 1996) ................................................................................................................................. 24
Figura 1. 7 Proçesi iterativ i pajtueshmërisë së deformimeve me modulin tërthor dhe shuarjen në analizën ekuivalente lineare. Duke përdorur vlerat fillestare G (1) dhe ξ (1), analiza ekuivalente lineare parashikon një deformim tërthor efektiv γ ef(1) . Duke qënë se ky deformim është më i madh se ato që u korrespondojnë G (1) dhe ξ (1), kërkohet një iteracion. Iteracioni tjetër përdor parametrat G (2) dhe ξ (2) që janë kompatible me γ ef(1) . Analiza ekuivalente lineare përsëritet dhe parametrat kontrollohen deri sa merren vlera të G dhe ξ kompatible me deformimet.(Kramer, 1996) .................. 25
Figura 1. 8 Shembuj të problemeve të analizuara nëpërmjet analizës dy – dimensionale: a) mur mbajtës; b) digë dheu; c) tunel. (Kramer, 1996) .............................................................................................. 26
Figura 1. 9 Tre raste që kërkojnë analizën dinamike tre-dimensionale a) shesh ku konditat e truallit ndryshojnë dukshëm në 3 drejtimet;b) digë dheu e vendosur në një grykë të ngushtë; c) shesh ku reagimi i truallit ndikohet nga reagimi i strukturës, ose kur reagimi reagimi i një strukture mund të ndikojë në reagimin e tjetrës.(Kramer, 1996) .................................................................................... 26
Figura 1. 10 Krahasimi midis frekuencës themelore (rezonuese) sipas valëve S (të llogaritur për valët SH) dhe frekuencës pik të vrojtuar në raportet H/V (sipas Lacavel et al, 2000) .................................. 28
Figura 1. 11 Krahasimi i kurbave të shuarjes sipas disa modeleve për nivelin 50% (median) (Ms=7.0). (Kuka & Duni, 2007) ........................................................................................................................ 32
Figura 2. 1 Përhapja e një ngacmimi sizmik nga një burim pikësor P pranë sipërfaqes së një mjedisi homogjen; ngacmimi përhapet si një valë vëllimore nëpër mjedis dhe si valë sipërfaqësore përgjatë sipërfaqes së lirë (Lowrie, 2006). ...................................................................................................... 34
Figura 2. 2 Paraqitja e vibrimit si tërësi komponentesh që janë paralele me tre boshtet kordinative. Lëkundja e grimcave në drejtimin e është para dhe mbrapa, paralel me drejtimin e përhapjes dhe që i korespondon valës P. Vibrimet gjatë boshtit dhe ndodhin në planin e frontit valor dhe perpendikular me drejtimin e përhapjes së valës. Vibrimi gjatë boshtit z në një plan vertikal korespondon me valën SV; vibrimi gjatë boshtit y është horizontal dhe i korespondon valës SH (Lowrie, 2006). ................................................................................................................................ 35
Figura 2. 3 (a) Lëkundja e grimcave në një valë P një përmasore transmeton energji si një tërësi rrallimesh (R) dhe ngjeshjesh (C) paralele me boshtin . (b) Brenda frontit valor, komponentja e forcës në drejtimin e boshtit vepron mbi një element sipërfaqësor Ax perpendikular me boshtin x. (c) Një grimcë në pozicionin x pëson një zhvendosje gjatësore u në drejtimin e x, kurse në pozicionin pranë saj x+dx, zhvendosja korresponduese është u+du (Lowrie, 2006). ........................................... 36
Figura 2. 4 (a) Deformim tërthor i shkaktuar nga kalimi i një vale S nje përmasore. (b) Zhvendosjet dhe forcat në drejtimin në pozicionet dhe që kufizojnë një element të deformuar (Lowrie, 2006). ...... 39
Figura 2. 5 Lëvizja e thërmijave në sipërfaqe gjatë kalimit të valëve të Rejlit në një gjysëmhapësirë elastike homogjene (Telford, 1990)................................................................................................... 41
Figura 2. 6 Raporti i shpejtësisë së valës P dhe valës së Rejlit me raportin e Puasonit. (Kramer, 1996).. 43 Figura 2. 7 Lëvizja e thërmijave dhe sjellja e amplitudës në lidhje me thellësinë për valët e Rejlit.
(Cuellar, V. 1997)............................................................................................................................. 43 Figura 2. 8 Modeli i një mjedisi me shtresëzim horizontal. ................................................................... 44 Figura 2. 9 Shembuj të profileve jo dispersivë, dispersivë normal dhe dispersivë të përmbysur (Rix,
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
8
Figura 2. 10 Shpejtësia e grupit dhe shpejtësia e fazës: (a) përcaktimi i shpejtësisë së grupit U, (b) Krahasimi i shpejtësisë së grupit dhe fazës (Telford et al., 1990) ....................................................... 46
Figura 2. 11 Përhapja e valës së Rejlit në kufirin me kontrast të impendancës akustike (V2 > V1) ......... 47 Figura 2. 12 Ilustrim skematik i shtresës së butë sipërfaqësore (G_1/ρ_1<G_2/ρ_2) mbi një
gjysëmhapësirë elastike, si kushtet më të thjeshta për të bërë të mundur lindjen e valëve të Lavit (Kramer, 1996) ............................................................................................................................... 48
Figura 2. 13 Ndryshimet e amplitudës të zhvendosjes së thërmijave në lidhje me shpejtësinë në valët e Lavit (Kramer, 1996) ........................................................................................................................ 50
Figura 2. 14 Paraqitje skematike e deformimit që pëson trualli nga kalimi i valëve të Lavit. (Towhata, 2008; Shearer, 2009 ) ....................................................................................................................... 50
Figura 2. 15 Ndryshimi i shpejtësisë të valëve të Lavit në lidhje me frekuencën (Kramer, 1996) ............ 51 Figura 4. 1 Sizmografi dixhital Tromino............................................................................................... 62 Figura 4. 2 a) Këmbët e shkurtra që shërbejnë për matje në truall të fortë; b) këmbët e gjata që shërbejnë
për matje në truall të butë. ................................................................................................................ 65 Figura 4. 3 Paraqitja e kurbës të aporti spektral H/V përfundimtar dhe intervali i besueshmërisë me 95%
i kësaj kurbe ..................................................................................................................................... 66 Figura 4. 4 Përzgjedhja e trasesë për analizim në bazën e të dhënave të programit Grilla ....................... 67 Figura 4. 5 Analizimi i trasesë. a) Paraqitja e traseve për komponentet e orientuara sipas veriut lindjes
dhe komponentes vertikale, b) futja e parametrave për analizën spektrale dhe raportin H/V............... 68 Figura 4. 6 a) Kurba e H/V e llogaritur në mënyrë automatike në intervalin 0 – 256 Hz (vijat e zeza
përfaqësojnë gabimin në 95%); b) spektrograma ku shkalla e ngjyrave jepet në dB c) dritaret e kohës të përzgjedhura për ri analizimin e të dhënave dhe përjashtimin e epokave anormale ......................... 69
Figura 4. 7 Analiza H/V e të dhënave të filtruara (vijat e zeza përfaqësojnë gabimin në 95%) ................ 70 Figura 5. 1 Harta geologo-inxhinierike e qytetit të Tiranë (Konomi et al., 1988; Koçiaj et al., 1988) ...... 73 Figura 5. 2 Harta e mikrozonimit sizmik e qytetit të Tiranë (Koçiaj et al., 1988) .................................... 75 Figura 5. 3 Profili gjeologjik Shijak – Mali i Dajtit (Aliaj, 2000) ............................................................ 77 Figura 5. 4 Thyerjet tektonike që përcaktojnë skenarin e rrezikut sizmik për Rajonin Tiranë-Durrës
(Aliaj, 2000) ..................................................................................................................................... 78 Figura 5. 5 Profil gjeologjik i Qendrës së Tiranës, drejtimi J-V (Eftimi & Taushani, 1996) ................... 79 Figura 5. 6 Zona e Qendrës së Tiranës e marrë në studim me matje të mikrozhurmave të mjedisit
sëbashku me modelet gjeoteknike. Vijat e kuqe tregojnë kufijtë e modeleve gjeoteknike në këtë pjesë të qytetit. .......................................................................................................................................... 81
Figura 5. 7 Varësia e frekuencës themelore të vibrimit nga lartësia e ndërtesës. (Micromed, 2011) ........ 86 Figura 5. 8 Harta e shpërndarjes së pikave të matjes të mikrozhurmave në qendrën e qytetit të Tiranës. . 87 Figura 5. 9 Paraqitja e sheshit të studimit për monitorimin e efektit të strukturave në matjet e
mikrozhurmave të mjedisit. Me vijë të kuqe tregohet profili përgjatë të cilit ka lëvizur aparati matës 88 Figura 5. 10 Pamje nga matjet pranë pallatit shumëkatësh ..................................................................... 89 Figura 5. 11 Procedura e vendosjes së aparatit dhe futja e parametrave të matjes ................................... 89 Figura 5. 12 Paraqitja e raportit spektral H/V dhe e spektrave për çdo përbërës për matjen në pikën 1 që
ndodhet 20 m larg strukturës ............................................................................................................. 90 Figura 5. 13 Paraqitja e raportit spektral H/V dhe e spektrave për çdo përbërës për matjen në pikën 2 që
ndodhet 40 m larg strukturës ............................................................................................................. 91 Figura 5. 14 Paraqitja e raportit spektral H/V dhe e spektrave për çdo përbërës për matjen në pikën 3 që
ndodhet 60 m larg strukturës ............................................................................................................. 92 Figura 5. 15 Paraqitja e raportit spektral H/V dhe e spektrave për çdo përbërës për matjen në pikën 4 që
ndodhet 80 m larg strukturës. ............................................................................................................ 93 Figura 5. 16 Paraqitja e raportit spektral H/V dhe e spektrave për çdo përbërës për matjen në pikën 4 që
ndodhet 100m larg strukturës ............................................................................................................ 94 Figura 5. 17 Paraqitja e raportit spektral H/V dhe komponenteve përkatës për matjet në të njëjtën pikë
përgjatë tre orareve të ndryshme të ditës. .......................................................................................... 96 Figura 5. 18 Pozicioni i pikave të matjeve të mikrozhurmave dhe vlerësimeve të Vs me metodën MASW
dhe MAM për kontrollin e rezultateve të frekuencës mbizotëruese të truallit. .................................... 97 Figura 5. 19 Kurba e rezonancës e marrë nga interpretimi i matjeve të mikrozhurmave në Pikën 1 ....... 98 Figura 5. 20 Modeli gjeoteknik i zonës IV3
b që do të përdoret për të gjeneruar kurbën teorike. ............... 99 Figura 5. 21 Krahasimi i kurbës faktike dhe asaj teorike nga modeli gjeoteknik IV3
b në Pikën 1. ............ 99 Figura 5. 22 Modeli shpejtësior 2 shtresor i marrë nga matjet me metodën MASW në Pikën 1.............. 100
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
9
Figura 5. 23 Krahasimi i kurbës faktike me kurbën teorike të marrë nga modeli 2 shtresor sipas matjeve me metodës sizmike MASW në Pikën 1 ......................................................................................... 101
Figura 5. 24 Përputhja e kurbës faktike me kurbën teorike për shtresën e thellë (Modelimi i Pikës 1 në rrugën D. Hima). ............................................................................................................................ 101
Figura 5. 25 Modeli shpejtësior i Vs i përftuar nga modelimi i kurbës rezonuese teorike për një model 3 shtresor në Pikën 1 ......................................................................................................................... 102
Figura 5. 26 Kurba e rezonancës e marrë nga interpretimi i matjeve të mikrozhurmave në Pikën 2 ..... 103 Figura 5. 27 Krahasimi i kurbës faktike dhe asaj teorike nga modeli gjeoteknik V4
b për Pikën 2 (sipër) dhe modeli gjeoteknik i zonës V4
b (poshtë). .................................................................................... 103 Figura 5. 28 Modeli shpejtësior i valës S në Pikën 2 me metodën MAM. .............................................. 104 Figura 5. 29 Përputhja e kurbës faktike me kurbën teorike për shtresën e thellë (Modelimi i Pikës 2 në
oborin e Akademisë së Shkencave). ................................................................................................ 105 Figura 5. 30 Kurba e rezonancës e marrë nga interpretimi i matjeve të mikrozhurmave në Pikën 3 ....... 106 Figura 5. 31 Krahasimi i kurbës faktike dhe asaj teorike nga modeli gjeoteknik IV2
b për Pikën 3 (sipër) dhe modeli gjeoteknik i zonës IV2
b (poshtë). ................................................................................... 106 Figura 5. 32 Modeli shpejtësior i ndërtuar nga të dhënat e MASW në Pikën 3 ...................................... 107 Figura 5. 33 Kurba rezonuese faktike dhe kurba teorike e gjeneruar nga modeli 2-shtresor i MASW në
Pikën 3 (pranë rrugës Elbasanit) ..................................................................................................... 108 Figura 5. 34 Kurba rezonuese faktike dhe kurba teorike e gjeneruar nga modeli 3-shtresor i MASW në
Pikën 3 (pranë rrugës Elbasanit) ..................................................................................................... 108 Figura 5. 35 Modeli shpejtësior 3-shtresor për Pikën 3 (pranë rrugës Elbasanit) .................................... 109 Figura 5. 36 Kurba e rezonancës e marrë nga interpretimi i matjeve të mikrozhurmave në Pikën 4...... 110 Figura 5. 37 Krahasimi i kurbës faktike dhe asaj teorike nga modeli gjeoteknik VI3
b për Pikën 4 (sipër) dhe modeli gjeoteknik i zonës VI3
b (poshtë). .................................................................................. 110 Figura 5. 38 Modeli shpejtësior i Vs i përfituar nga të dhënat e MASW për Pikën 4. ............................ 111 Figura 5. 39 Kurba rezonuese faktike dhe kurba teorike e gjeneruar nga modeli 3-shtresor i MASW në
Pikën 4 (prapa korpusit PT-së) ........................................................................................................ 112 Figura 5. 40 Modeli gjeoteknik i 3-shtresor i përfituar nga të dhënat e MASW për Pikën 4 ................... 112 Figura 5. 41 Kurba rezonuese faktike dhe kurba teorike e gjeneruar nga modeli 4-shtresor i MASW në
Pikën 4 (prapa korpusit PT-së). ....................................................................................................... 113 Figura 5. 42 Modeli gjeoteknik i 4-shtresor i gjeneruar nga të dhënat e mikrozhurmave për Pikën 4 ..... 113 Figura 5. 43 Kurba faktike e përftuar nga të dhënat e mikrozhurmave në Pikën 5 (Pallatet 9-katëshe). .. 114 Figura 5. 44 Krahasimi i kurbës faktike dhe asaj teorike nga modeli gjeoteknik V3b për Pikën 5 (sipër)
dhe modeli gjeoteknik i zonës V3b (poshtë), tek Pallatet 9-katëshe. ................................................ 115 Figura 5. 45 Modeli shpejtësior i Vs i marrë nga të dhënat e MASW në Pikën 5. .................................. 116 Figura 5. 46 Kurba rezonuese faktike dhe kurba teorike e gjeneruar nga modeli 2-shtresor i MASW në
Pikën 5 (tek pallatet 9 katëshe) ....................................................................................................... 116 Figura 5. 47 Modeli gjeoteknik 2-shtresor sipas të dhënave të MASW në Pikën 5 ................................ 117 Figura 5. 48 Kurba rezonuese faktike dhe kurba teorike e gjeneruar nga modeli 3-shtresor i MASW në
Pikën 5 (tek pallatet 9 katëshe) ....................................................................................................... 117 Figura 5. 49 Modeli gjeoteknik 3-shtresor sipas të dhënave të MASW në Pikën 5(tek pallatet 9 katëshe)118 Figura 5. 50 Harta e frekuencës mbizotëruese (fo) sipas raportit të komponentes horizontale EW me atë
vertikale V, EW/V .......................................................................................................................... 121 Figura 5. 51 Harta e frekuencës mbizotëruese (fo) sipas raportit të komponentes horizontale NS me ate
vertikale V, NS/V. .......................................................................................................................... 122 Figura 5. 52 Harta e frekuencës mbizotëruese (fo) sipas raportit të mesatares së dy komponenteve
horizontale me atë vertikale H/V..................................................................................................... 123
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
10
HYRJE
Ky punim i kushtohet mikrozonimit sizmik të qendrës së Tiranës të realizuar nëpërmjet analizës
së mikrozhurmave të mjedisit në këtë rajon. Me termin “mikrozonim sizmik” kuptojmë llogaritjen
e ndikimit të shtresave pranë sipërfaqësore, në rastin më të përgjithshëm të të gjithë pakos së
depozitimeve të pakonsoliduara që vendosen mbi bazamentin shkëmbor, në amplifikimin
(deamplifikimin) e valëve sizmike që mbërrijnë në sipërfaqe të mjedisit si rezultat i aktivitetit
tërmetor. Po ashtu, pjesë e rëndësishme e mikrozonimit sizmik janë edhe ndikimi në mjedisin
urban i shfaqjes sipërfaqësore të thyerjeve tektonike, dukuritë e fokusimit të energjisë sizmike,
ndikimi i formës së basenit, etj. Pra, mikrozonimi sizmik bën të mundur llogaritjen e efektit të
trojeve në lëkundjet tërmetore dhe vlerësimin e rrezikut sizmik në nivel lokal.
Përpara se sa të bëjmë një paraqitje të metodave që përdoren sot për kryerjen e një detyre të tillë
dhe në veçanti të metodës që ne do të përdorim për studimin e mikrozonimit sizmik të qendrës të
qytetit të Tiranës, atë të “analizës së zhurmave të mjedisit”, ose të ashtuquajturave
“mikrozhurma”, do të paraqesim shkurtimisht disa koncepte të përgjithshme mbi reagimin e
trojeve të pakonsoliduara ndaj kalimit të valëve sizmike. Në mënyrë të veçantë do të
përqëndrohemi në analizën e periodës së vibrimit të lirë të trojeve.
Aktiviteti tërmetor në kohë dhe në hapësirë për një rajon të dhënë sot për sot nuk është i njohur
në detaje. Periudhat me stabilitet (pa ngjarje sizmike) mund të ndërpriten nga periudha me
aktivitet të theksuar tërmetor. Tërmetet në Kobe dhe Athinë, respektivisht në vitet 1995
(Somerville 1995 dhe 1999, Elenas 2003), janë ngjarje sizmike të ndodhura në rajone që më parë
ishin vlerësuar si rajone me sizmicitet të ulët. Ndërkohë, tërmetet e fuqishëm që kanë ndodhur
vitet e fundit në botë kanë shërbyer si leksione domethënës për të çuar përpara masat dhe
politikat për zvogëlimin e dëmtimeve që mund shkaktojnë në të ardhmen këto katastrofa
natyrore.
Në shumë raste sasia dhe natyra e dëmtimeve të shkaktuara nga tërmetet varen në një masë të
konsiderueshme nga niveli i zhvillimit social të rajonit të goditur. Faktorë të tjerë, si kushtet
topografike, ato të ujrave nëntokësorë si dhe konditat e truallit, ushtrojnë po ashtu një ndikim të
konsiderueshëm në shkallën e dëmtimeve të shkaktuara nga tërmetet. Sigurisht, madhësia e
lëkundjeve sizmike në momentin e tërmetit ushtron rolin më të madh në madhësinë dhe natyrën e
këtyre dëmtimeve. Si përfundim mund të themi se ka shumë faktorë të cilët duhen marrë në
konsideratë për të mundësuar parashikimin e madhësisë së lëkundjes sizmike dhe shkallën e
dëmtimeve që rezulton nga një tërmet në një rajon të dhënë.
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
11
Është e njohur tashmë, dhe gjerësisht e pranuar në komunitetin e inxhinierisë të tërmeteve, që
egzistojnë efektet e ndërtimit gjeologjik pranë sipërfaqësor në lëkundjet sizmike dhe ata mund të
jenë të shumtë. Dy shembuj “të famshëm” të efekteve të tillë janë San Francisko dhe Meksiko
Siti (Kawase, 2002). Në San Francisko, amplifikimet lokale mbi sedimente të pa konsoliduar, u
pa të ishin përgjegjësit për variacione të intensitetit deri në dy shkallë (shkalla MM) si gjatë
tërmetit të madh të 1909 ashtu edhe më vonë në tërmetin e Loma Prietas në 1989.
Në Meksiko Siti egziston një depozitim kënetor i argjilave shumë të buta nën sipërfaqen ku është
shtrirë qendra e qytetit. Kjo çoi në amplifikime shumë të mëdha, të cilët shkaktuan një numër të
madh të viktimash dhe dëme të mëdha ekonomike gjatë tërmetit të largët të Guerrero Michoacan
në 1985 (Lacavel et al, 2000; Kramer, 1996).
Pothuajse të gjithë tërmetet shkatërrues të kohëve të fundit si p.sh., ato të Spitakut në Armeni në
vitin 1988 (Cisternas et al, 1989), të Iranit në vitin 1990 (Gao & Wallace, 1995), Filipine 1990
Kolumbi 1999 (Utsu, 2002) dhe Izmir, Turqi 1999 (Ergin et al, 2004) kanë sjellë prova shtesë
mbi rëndësinë dramatike të efekteve të truallit. Duke patur parasysh efekte të tilla të truallit në
rregulloret sizmike, planifikimi i përdorimit të trojeve u bë qëllim i programeve të reduktimit të
rrezikut tërmetor. Dukuria kryesore që shkakton amplifikimin e lëkundjes mbi sedimentet e butë
është kapja në kurth e valëve sizmike për shkak të kontrastit të impendancës akustike midis
sedimenteve dhe shkëmbit rrënjësor poshtë tyre (Kawase, 2002; Kramer, 1996). Kur struktura
është e shtresëzuar horizontalisht (strukturë të cilës do ti referohemi si strukturë 1D), kjo kapje
prek vetëm valët vëllimore që udhëtojnë lart e poshtë në shtresat pranë sipërfaqësore. Kur
sedimentet pranë sipërfaqësore formojnë një strukturë 2D dhe 3D, psh. kur janë të pranishëm
heterogjenitete anësore (si variacione trashësie, litologjie etj.), kjo kapje ndikon gjithashtu edhe
valët sipërfaqësore që zhvillohen në këto heterogjenitete, kështu që ato vibrojnë para – mbrapa.
Interferenca ndërmjet këtyre valëve të kapura na çon në rezonancë, forma dhe frekuenca e të
cilës është e lidhur me karakteristikat gjeometrike dhe mekanike të strukturës. Por, ndërsa këto
forma rezonance janë shumë të thjeshta në rastin e mjedisit 1D (rezonanca vertikale e valëve
vëllimore), ato bëhen më komplekse në rastin e strukturave 2D dhe akoma më shumë komplekse
në rastin e strukturave 3D.
Efekti i tërmeteve në sipërfaqe të trojeve varet jo vetëm nga karakteristikat rajonale por edhe nga
karakteristikat lokale të shtresave që shtrihen nga sipërfaqja deri në thellësinë e shkëmbinjve
rrënjësorë. Në varësi të karakteristikave të tyre gjeometrike, fiziko – mekanike dhe dinamike,
shtresat sipërfaqësore modifikojnë amplitudën dhe frekuencën e valëve sizmike duke ndikuar në
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
12
këtë mënyrë në intensitetin e efektit shkatërrues në struktura. Në mënyrë të veçantë, metodat
sizmike japin ndihmesën kryesore për sqarimin e ndërtimit të trojeve që vendosen mbi
shkëmbinjtë rrënjësorë. Në kuadër më të përgjithshëm, analizat e reagimit të trojeve përdoren për
të parashikuar lëkundjet sipërfaqësore që nevojiten për të përcaktuar spektrat e projektimit, për të
përcaktuar sforcimet dhe deformimet dinamike që nevojiten për të vlerësuar dukurinë e
lëngëzimit të trojeve të pakonsoliduar si dhe për të përcaktuar forcat që induktohen nga tërmetet
dhe që mund të çojnë në mungesën e stabilitetit të tokës dhe strukturave mbajtëse të dherave
(Duni, 2003).
Në kushte ideale, një analizë e plotë e reagimit të truallit do të kërkonte modelimin e mekanizmit
të thyerjes në vatrën e tërmetit, valëve që përhapen në mjedisin deri në shkëmbinjtë rrënjësorë
poshtë sheshit që na intereson, dhe më tej, duhet përcaktuar se si lëkundja sipërfaqësore ndikohet
nga shtresat e tokës që vendosen mbi shkëmbinjtë rrënjësorë. Në realitet, mekanizmi i thyerjes
është shumë i komplikuar. Po natyra e transmetimit të energjisë nga vatra deri në sheshin e
ndërtimit është kaq e paqartë sa që ky përafrim është jo praktik për aplikimet inxhinierike. Në
praktikë përdoren metoda empirike të bazuara në karakteristikat e tërmeteve të regjistruar
nëpërmjet të cilave krijohen modele parashikues të lëkundjeve të forta tërmetore. Këto relacione
(modele shuarje) përdoren shpesh në kuadrin e analizës së rrezikut sizmik për të parashikuar
lëkundjen sizmike në bazamentin e sheshit të ndërtimit.
Në këtë mënyrë, problemi i analizës së reagimit të truallit reduktohet në llogaritjen e reagimit të
shtresave të tokës ndaj lëkundjes së bazamentit që vendoset nën to.
Ndonëse valët sizmike përshkojnë në shumë raste largësi prej dhjetra – qindra km në shkëmbinj
të fortë dhe po ashtu trashësi trualli prej qindra metrash, është e përcaktuar qartë tashmë se
shtresat më të sipërme të pakonsoliduara të truallit luajnë një rol përcaktues në karakteristikat
sipërfaqësore të lëkundjes. Siç do ta shohim edhe më poshtë, një nga parametrat më të
rëndësishëm që ndikon dukshëm në natyrën e reagimit të truallit ndaj veprimit tërmetor është
shpejtësia e përhapjes së valëve tërthore SH që çlirohen nga vatrat e tërmeteve dhe që mbërrijnë
në sheshet e ndërtimit me një kënd pak a shumë vertikal (Figura 1).
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
13
Figura 1. Ilustrim i përhapjes të valëve tërthore SH që çlirohen nga vatrat e tërmeteve dhe mbërritjes të tyre në sheshet e ndërtimit me një kënd pak a shumë vertikal (Kramer, 1996).
Po ashtu, së bashku me shpejtёsinë e valëve tërthore, është e rëndësishme të vlerësohet edhe
trashësia e shtresave të ndryshme që janë pjesë përbërëse e modelit gjeoteknik.
Bazuar në vlerësimet e këtyre dy parametrave, (si edhe të parametrave të tjerë fiziko – mekanikë
si dendësia e depozitimeve të pakonsoliduara dhe plasticiteti i shtresave argjilore) bëhet i mundur
parametrizimi i modeleve gjeoteknikë përfaqësues të shesheve të studiuar të cilët janë të
domosdoshëm për analizën e efektit që këto modele ushtrojnë në lëkundjet tërmetore.
Mikrozonimi sizmik i një territori të caktuar përdoret për shumë qëllime, ndër të cilët tre janë ato
më kryesoret (Kumuar Nath, 2011; SAARC 2011; Ministry of Public Works of Turkey, 2004;
Gruppo di lavoro, 2008): (i) ai mund të shërbejë për përcaktimin e parametrave (input) të
rrezikut sizmik që do të përdoret në kodin e ndërtimit për llogaritjen e strukturave në një rajon të
caktuar urban, (ii) ai siguron bazën e nevojshme për autoritetet lokale për planifikimin dhe
menaxhimin më të mirë të territorit, dhe (iii) planifikimin e emergjencave në rastin e krizave të
shkaktuara nga lëkundjet sizmike.
Është e qartë se për të krijuar një model sa më të saktë dhe të bazuar të shtresave sipërfaqësore
duhen aplikuar një sërë metodash dhe studimesh që në përgjithësi përfshijnë të dhënat e
disiplinave të gjeologjisë, gjeomorfologjisë, gjeologjisë inxhinierike, gjeoteknikës, gjeofizikës,
sizmologjisë, inxhinierisë së strukturave, etj. Në funksion të qëllimit dhe të objektivave të
kërkuara, studimet e mikrozonimit në funksion të kompleksitetit të tyre mund të realizohen në
përgjithësi në tre nivele (SAARC, 2011; Gruppo di lavoro, 2008):
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
14
1. Niveli, ose grada e parë (General Zonation), që konsiston në mbledhjen e të dhënave
ekzistuese që shërbejnë për ndarjen e territorit në mikrozona homogjene nga pikëpamja
cilësore,
2. Niveli ose grada e dytë (Detailed Zonation), që ka të bëjë me vlerësimet sasiore që
shoqërojnë zonat homogjene në saje të të dhënave që grumbullohen gjatë realizimit të
studimit dhe që përfundojnë me prezantimin e një harte mikrozonimi të një parametri të
rrezikut sizmik,
3. Niveli ose grada e tretë (Rigorous Zonation), që rezulton me një vlerësim të detajuar të të
gjitha aspekteve tematike ose të zonave të ndryshme të zones urbane në studim.
Niveli i paraqitur në këtë studim për mikrozonimin sizmik të qendrës së Tiranës përfshihet në
nivelin e dytë sipas klasifikimit të dhënë më sipër. Në këtë punim ne kemi paraqitur hartat e
frekuencave mbizotëruese të vibrimit të truallit në këtë pjesë të qytetit. Qëllimi i këtyre hartave
është të ndihmojë projektuesit e strukturave të shmangin dukurinë e rezonancës së truallit me
strukturën në rastin e një vibrimi të fortë tërmetor. Kjo do të ndihmojë në shmangien e
dëmtimeve dhe do ti bëjë objektet e banimit dhe ato social – ekonomike më të forta ndaj kësaj
dukurie, duke ndihmuar njëkohësisht në zvogëlimin e riskut sizmik.
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
15
KAPITULLI I
MIKROZONIMI SIZMIK DHE EFEKTI I TROJEVE
Shumë tërmete nga e kaluara na japin njohuri për efektet tërmetore, të cilat janë shumë të
rëndësishme kur bëhet fjalë për planifikimin e zhvillimit urban dhe infrastrukturës të nevojshme
si dhe zbutjen e efekteve të fatkeqësive të tilla në të ardhmen.
Rreziqet që vijnë nga tërmetet njihen si rreziqet sizmike. Mikrozonimi njihet si mjeti më efektiv
në vlerësimin e rrezikut sizmik. Mikrozonimi sizmik mund të konsiderohet si një metodologji
për të vlerësuar reagimin e shtresave të tokës nën goditjen e tërmetit dhe ndryshimit relativ të
karakteristikave të lëkundjes së tokës nga tërmeti në sipërfaqen e një terreni për një truall të
veçantë.
Dëmet nga tërmeti në thelb varen nga tre faktorë: burimi i tërmetit dhe karakteristikat e truallit
ku udhëton vala tërmetore, kushtet gjeologjike dhe gjeoteknike lokale të truallit dhe prej
projektimit të strukturave dhe karakteristikave të ndërtimit. Mikrozonimi sizmik është faza
fillestare e masave për zvogëlimin e pasojave të tërmetit dhe kërkon studime shumë disiplinore
nga fusha e gjeologjisë, sizmologjisë dhe gjeoteknikës. Qëllimi i mikrozonimit sizmik është që të
minimizojë dëmet në mjedis nga faktori njeri.
Kështu, ndarja e zonave në bazë të parametrave të truallit duhet të jetë në përputhje me këtë
objektiv.
1. Metodat për vlerësimin e efekteve të truallit për qëllimet e mikrozonimit sizmik
Në analizën e rrezikut sizmik në nivel lokal, dy janë efektet kryesore që ndikojnë në strukturat
dhe sistemet infrastrukturore: vibrimi dinamik i truallit dhe avaritë e truallit (lëngëzimi, çedimi,
etj.).
Vibrimi dinamik i truallit është shumë i rëndësishëm për ndërtesat dhe është i lidhur me tre
parametra kryesorë: amplituda, përbërja frekuenciale dhe zgjatshmëria e komponenteve
horizontale dhe vertikale të vibrimit të truallit të shkaktuara nga valët sizmike që mbërrijnë në
një zonë të caktuar të sipërfaqes. Këto efekte varen në një masë të konsiderueshme nga
parametrat e mjedisit gjeologjik. Nëse këto parametra janë të njohur, atëherë vlerësimi në shkallë
lokale i rrezikut sizmik mund të realizohet nëpërmjet metodave empirike ose simulimeve
numerike. Në këto kushte, studimi i kushteve lokale të trojeve është me shumë interes dhe
përbën pjesën e parë dhe më kryesore për çdo studim site – specifik të rrezikut dhe riskut sizmik.
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
16
Parametrat e trojeve dhe efektet që ato ushtrojnë në lëkundjet tërmetore mund të vlerësohen
nëpërmjet studimeve gjeoteknike dhe gjeofizike të mjedisit që studiohet. Në këto studime
përfshihen metodat direkte aktive, si metoda e valëve të thyera ose metoda e valëve të
reflektuara, metoda e valëve sipërfaqësore, metoda e matjeve sizmike në pus “down – hole” dhe
“cross – hole”, shpimin e puseve dhe matjeve laboratorike.
Me interes të veçantë janë metodat pasive të studimit të bazuara në zhurmat e mjedisit, ose të
ashtuquajturat “mikrozhurma” të cilat janë metoda efikase dhe me kosto të ulët. Këto metoda
mund të aplikohen lehtësisht në zonat urbane ku përgjithësisht nuk është e mundur të kryhen
matje me metodat aktive për shkak të hapësirave të pamjaftueshme për realizimin e matjeve dhe
pamundësisë të përdorimit të lëndës plasëse si burim energjie.
1.1 Metodat analitike
1.1.1 Analiza 1D e reagimit të truallit
Kur nën sipërfaqen e tokës ndodh ose riaktivizohet një thyerje tektonike, valët vëllimore
përhapen nga vatra në të gjitha drejtimet. Kur ato ndeshin kufijtë midis shtresave të ndryshme
gjeologjike, ndodh dukuria e reflektimit dhe thyerjes.
Duke qënë se shpejtësitë e përhapjes së valëve sizmike të shtresave më të sipërme janë në
përgjithësi më të vogla se sa shpejtësitë e shtresave të mëposhtme, valët sizmike që ndeshin
shtresat horizontale në përhapjen e tyre thyhen sipas një drejtimi vertikal. Në këtë mënyrë, ato
mbërrijnë në sipërfaqe të tokës me një kënd pak a shumë vertikal (Figura 1).
Analiza 1D e reagimit të truallit bazohet në supozimin se të gjithë kufijtë janë horizontalë dhe se
reagimi i shtresave të tokës shkaktohet kryesisht nga përhapja vertikale e valëve SH që vijnë nga
bazamenti. Për këtë analizë si bazamenti ashtu edhe shtresat e tokës mbi të supozohet se shtrihen
horizontalisht në infinit. Proçedurat e bazuara në këto supozime kanë treguar se përputhen
relativisht mirë me reagimin e matur të trojeve në mjaft raste.
Duke ju referuar Figurës 1.1, lëkundja në sipërfaqe të një pakoje depozitimesh të pakonsoliduara
quhet lëkundje e sipërfaqes së lirë. Lëkundja në bazën e depozitimeve të shkrifta (ose në
bazament) quhet lëkundje e bazamentit. Lëkundja në një pikë ku bazamenti është ekspozuar në
sipërfaqe të tokës quhet lëkundje e shfaqjes në sipërfaqe të shkëmbit (ang – rock outcroping
motion). Nëse nuk janë të pranishme shtresat e tokës (Figura 2b) lëkundja në bazament do të
ishte lëkundje e shfaqjes në sipërfaqe të bazamentit (ang – bedrock outcroping motion).
(Kramer, 1996).
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
17
Figura 1. 1 Lëkundja në sipërfaqe të një pakoje depozitimesh të pakonsoliduara (Kramer, 1996)
1.1.1.1 Përafrimi linear i reagimit të trojeve nëpërmjet Funksioneve të Transferimit
Një klasë e rëndësishme teknikash për realizimin e analizës së reagimit të truallit bazohet në
përdorimin e funksioneve të transferimit. Këta funksione mund të përdoren për të shprehur
parametra të ndryshëm të reagimit, të tillë si zhvendosja, shpejtësia, nxitimi, sforcimi tërthor dhe
deformimi tërthor ndaj një parametri hyrës të lëkundjes siç është nxitimi i bazamentit. Duke qenë
se bazohet në parimin e superpozimit, ky përafrim është i kufizuar në analizën e sistemeve
lineare. Sjellja jolineare mund të përafrohet duke përdorur një procedurë iteraktive ekuivalente
lineare të parametrave të truallit.
Ndërkohë që përafrimi linear përfshin manipulimin e numrave kompleksë, ai është relativisht i
thjeshtë. Një histori kohore e njohur e nxitimit në bazament (funksioni hyrës) prezantohet në
formën e serive Fourier, zakonisht nëpërmjet FFT. Çdonjëri nga termat e serisë Fourier të
lëkundjes në bazament shumëzohet me funksionin e transferimit duke prodhuar serinë Fourier të
lëkundjes në sipërfaqe.
Lëkundja e truallit në sipërfaqe mund të shprehet në fushën kohore nëpërmjet transformimit të
kundërt FFT. Në këtë mënyrë, funksioni i transferimit përcakton se si amplifikohet (ose
deamplifikohet) sejcila nga frekuencat e lëkundjes së bazamentit në truallin që vendoset mbi
shkëmbinjtë rrënjësorë.
Funksionet e transferimit përcaktohen për një sërë kushtesh gjeoteknike. Ne do të shqyrtojmë 2
të tillë.
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
18
1.1.1.1.1 Shtresë uniforme elastike e vendosur mbi shkëmb rigid
Në fillim marrim në konsideratë një shtresë izotropike që vendoset mbi një bazament të shtangët
(rigid), siç tregohet në Figurën 1.2. Lëkundjet harmonike horizontale në bazament do të
gjenerojnë në shtresën e sipërme valë tërthore që përhapen vertikalisht (Kramer, 1996).
Figura 1. 2 Depozitë trualli lineare elastike me trashësi H e vendosur mbi një shkëmb të shtangët. (Kramer 1996)
Zhvendosja horizontale që do të rezultojë mund të shprehet në formën:
ku k* është numri valor kompleks me pjesën reale k1 dhe pjesën imagjinare k2.
Duke bërë veprimet me numrat kompleksë, funksioni i transferimit për rastin e shtresës me
shuarje mbi një bazament të shtangët mund të shprehet në formën:
𝐹𝐹2(𝜔𝜔) =1
𝑐𝑐𝑐𝑐𝑐𝑐𝑘𝑘∗𝐻𝐻=
1cos(𝜔𝜔𝐻𝐻 𝑣𝑣𝑠𝑠∗)⁄
(1.8)
Meqënëse moduli tërthor kompleks jepet nga formula 𝐺𝐺∗ = 𝐺𝐺(1 + 𝑖𝑖 2𝜉𝜉), shpejtësia komplekse e
valëve tërthore mund të shprehet në formën:
𝑣𝑣𝑠𝑠∗ = �𝐺𝐺∗
𝜌𝜌= �
𝐺𝐺(1 + 𝑖𝑖2𝜉𝜉)𝜌𝜌
≈ �𝐺𝐺𝜌𝜌
(1 − 𝑖𝑖𝜉𝜉) = 𝑣𝑣𝑠𝑠(1 + 𝑖𝑖𝜉𝜉) (1.9)
për ξ të vogla.
Në këtë mënyrë numri kompleks valor mund të shkruhet në formën (përsëri për ξ të vogla):
𝑘𝑘∗ =𝜔𝜔𝑣𝑣𝑠𝑠∗
=𝜔𝜔
𝑣𝑣𝑠𝑠(1 + 𝑖𝑖𝜉𝜉)≈𝜔𝜔𝑣𝑣𝑠𝑠
(1 − 𝑖𝑖𝜉𝜉) = 𝑘𝑘(1 − 𝑖𝑖𝜉𝜉) (1.10)
dhe përfundimisht, funksioni i transferimit mund të jepet nga formula:
𝐹𝐹2(𝜔𝜔) =1
𝑐𝑐𝑐𝑐𝑐𝑐 𝑘𝑘(1 − 𝑖𝑖𝜉𝜉)𝐻𝐻=
1𝑐𝑐𝑐𝑐𝑐𝑐[𝜔𝜔𝐻𝐻 𝑣𝑣𝑠𝑠(1 + 𝑖𝑖𝜉𝜉)⁄ ]
(1.11)
Duke patur parasysh shprehjen |𝑐𝑐𝑐𝑐𝑐𝑐 (𝑥𝑥 + 𝑖𝑖𝑖𝑖)| = �𝑐𝑐𝑐𝑐𝑐𝑐2𝑥𝑥 + 𝑐𝑐𝑖𝑖𝑠𝑠 ℎ2 𝑖𝑖, funksioni i amplifikimit
mund të shkruhet në formën:
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
21
|𝐹𝐹2(𝜔𝜔)| =1
�𝑐𝑐𝑐𝑐𝑐𝑐2𝑘𝑘𝐻𝐻 + 𝑐𝑐𝑖𝑖𝑠𝑠ℎ2 𝜉𝜉𝑘𝑘𝐻𝐻(1.12)
Meqënëse 𝑐𝑐𝑖𝑖𝑠𝑠 ℎ2 𝑖𝑖 ≈ 𝑖𝑖2 për y të vogla, funksioni i amplifikimit mund të shkruhet më thjeshtë
në formën:
|𝐹𝐹2(𝜔𝜔)| ≈1
�𝑐𝑐𝑐𝑐𝑐𝑐2𝑘𝑘𝐻𝐻 + (𝜉𝜉𝑘𝑘𝐻𝐻)2 =
1
�𝑐𝑐𝑐𝑐𝑐𝑐2(𝜔𝜔𝐻𝐻 𝑣𝑣𝑠𝑠) + [𝜉𝜉(𝜔𝜔𝐻𝐻 𝑣𝑣𝑠𝑠⁄ ]2⁄(1.13)
Për shuarje të vogla ekuacioni i mësipërm (1.13) tregon se amplifikimi nga një shtresë me
shuarje po ashtu ndryshon me frekuencën. Ai do të arrijë një maksimum lokal në rastet kur kH =
π/2 + nπ por asnjëherë nuk do të arrijë vlerën infinit sepse kemi shuarje ( ξ > 0) dhe emëruesi do
të jetë gjithmonë më i madh se 0. Frekuencat në të cilat vihen re maksimume lokale janë
frekuencat natyrale të pakos së depozitimeve të shkrifta.
Ndryshimi i faktorit të amplifikimit me frekuencën është paraqitur në Figurën 1.4 për nivele të
ndryshme të shuarjes.
Figura 1. 4 Ndikimi i frekuencës në reagimin e një shtrese trualli me shuarje (Kramer, 96).
Ky faktor amplifikimi është po ashtu i barabartë me raportin e amplitudës së lëkundjes në
sipërfaqen e lirë me atë në bazament (ose me daljet në sipërfaqe të bazamentit).
Duke krahasuar Figurat 1.3 dhe 1.4 vemë re se shuarja ndikon më shumë reagimin në frekuencat
e larta se sa në ato të ulta.
Frekuenca e n-të natyrale e trashësisë të pakos së truallit jepet nga:
𝜔𝜔𝑛𝑛 ≈𝑣𝑣𝑠𝑠𝐻𝐻� 𝜋𝜋2
+ 𝑠𝑠𝜋𝜋� 𝑠𝑠 = 0, 1, 2, … . ,∞ (1.14)
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
22
Meqënëse faktori amplifikues maksimal zvogëlohet me rritjen e frekuencës, amplifikimi më i
madh do të ndodhë afërsisht në frekuencën natyrale më të vogël, e njohur ndryshe si frekuenca
themelore :
𝜔𝜔0 =𝜋𝜋𝑣𝑣𝑠𝑠2𝐻𝐻
(1.15)
Perioda e vibrimit që i korrespondon frekuencës themelore quhet perioda karakteristike e truallit:
𝑇𝑇𝑠𝑠 =2𝜋𝜋𝜔𝜔0
=4𝐻𝐻𝑣𝑣𝑠𝑠
(1.16)
Perioda karakteristike, e cila varet vetëm nga trashësia H dhe Vs siguron një informacion
shumë të vlefshëm mbi periodën e vibrimit në të cilën ndodh amplifikimi më i madh.
Për secilën nga frekuencat natyrale, do të kemi në pakon e truallit një valë të qëndrueshme
zhvendosëse. Në Figurën 1.5 kemi paraqitur format e deformimeve të normalizuara për 3
frekuencat e para natyrale. Vemë re se zhvendosjet e truallit janë në fazë në të gjitha thellësitë në
modën (tonin) themelore, por jo në modat e tjera më të larta.
Për frekuenca më të mëdha se ajo themelore, pjesë të truallit mund të lëvizin në një drejtim të
caktuar, ndërkohë që një pjesë tjetër është duke lëvizur në një drejtim të kundërt.
Në këto kushte, duket qartë se vlerësimi i saktë i periodës karakteristike të truallit, në të cilën
ndodh amplifikimi më i madh i vibrimit të truallit, merr një vlerë të veçantë në kuadër të
studimeve të mikrozonimit sizmik të një territori të caktuar pasi kjo periodë është e lidhur me
rezonancën e strukturave që vendosen në sipërfaqe. Në kushte të caktuara, kur perioda e vibrimit
të truallit përputhet me periodën e vibrimit të strukturave që vendosen në sipërfaqe të trojeve, do
të lindin dukuri të forta të rezonancës dhe këto struktura, nëse nuk janë marrë masat e duhura,
mund të dëmtohen seriozisht ose të shkatërrohen.
1.1.1.2 Përafrimi ekuivalent linear i reagimit jo linear të trojeve
Duke qënë se sjellja jolineare e trojeve është tashmë e njohur, përafrimi linear duhet modifikuar
për të bërë të mundur një vlerësim të arsyeshëm të reagimit të trojeve për qëllime praktike.
Tashmë njihet nga teoria e vetive dinamike të trojeve se sjellja aktuale jolineare sforcim-
deformim e trojeve që ngarkohen në mënyrë ciklike mund të përafrohet me veti ekuivalente
lineare të trojeve.
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
23
Figura 1. 5 Shembuj të zhvendosjeve të valëve të qëndrueshme për 3 frekuencat natyrale (n = 0, n = 1 dhe n = 2) për një shtresë me shuarje 5%. Zhvendosjet janë normalizuar me zhvendosjen maksimale në frekuencën themelore. (Kramer, 1996)
Duke qënë se përafrimi linear kërkon që G dhe ξ të jenë konstant për secilën nga shtresat e
truallit, problemi shndërrohet në përcaktimin e vlerave që janë konsistente me nivelin e
deformimeve që induktohet në sejcilën nga shtresat. Për këtë qëllim, është e nevojshme të kemi
një përcaktim objektiv të nivelit të deformimeve.
Në provat laboratorike nga ku janë nxjerrë kurbat e zvogëlimit të G dhe ξ janë përdorur ngarkesa
të thjeshta harmonike. Në këto prova niveli i deformimeve është përcaktuar nëpërmjet vlerës
maksimale të amplitudës së ngarkesës. Por, historitë kohore të deformimeve tërthore për një
tërmet tipik janë shumë të parregullta dhe amplituda maksimale vrojtohet vetëm në disa cikle të
regjistrimit (Kramer, 1996).
Në Figurën 1.6 janë paraqitur historitë kohore të një lëkundje harmonike (si në një provë
laboratorike) dhe të një lëkundje kalimtare (si në një tërmet tipik), të cilat zotërojnë të njëjtën
vlerë maksimale të deformimeve tërthore.
Është e qartë se lëkundja harmonike që stimulohet në laborator përfaqëson një rast
shumë ekstrem në krahasim me rastin e një lëkundje tërmetore, ndonëse vlerat e tyre maksimale
janë të njëjta.
Në këto kushte niveli i deformimeve gjatë një tërmeti real zakonisht shprehet nëpërmjet
deformimeve tërthore efektive të cilat ndryshojnë në nivelin 50 – 70 % të deformimeve tërthore
maksimale. Zakonisht deformimet tërthore efektive pranohen në nivelin 65% të nivelit
maksimal. Duke qënë se nivelet e llogaritura të deformimeve varen nga veçoritë ekuivalente
lineare, për të bërë të mundur që veçoritë që përdoren në analizë të jenë të pajtueshme me nivelet
e llogaritura në të gjitha shtresat, është e domosdoshme të përdoret një procedurë iteraktive.
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
24
Figura 1. 6 Dy histori kohore me vlerë të njëjtë të deformimit maksimal tërthor. Për lëkundjen kalimtare të një tërmeti të zakonshëm deformimi tërthor efektiv merret sa 65% të deformimit maksimal. (Kramer, 1996)
Duke ju referuar Figurës 1.7, proçedura iteraktive operon si më poshtë:
1. Llogariten vlerat fillestare të G dhe ξ për çdo shtresë. Këto vlera fillestare zakonisht i
përkasin të njëjtit nivel deformimesh; shpesh përdoren vlera të ulta të deformimeve për
vlerësimet fillestare.
2. Vlerat e llogaritura të G dhe ξ përdoren për llogaritjen reagimin e truallit duke përfshirë edhe
historitë kohore të deformimeve tërthore për sejcilën shtresë.
3. Deformimi tërthor efektiv në secilën shtresë përcaktohet prej deformimit tërthor maksimal në
historinë kohore të deformimit tërthor të llogaritur. Për shtresën j kemi:
𝐺𝐺 𝑒𝑒𝑒𝑒(1)𝑗𝑗 = 𝑅𝑅𝛾𝛾𝐺𝐺(𝑖𝑖) max 𝑗𝑗
ku simbolet e sipërm i referohen numrit të iteracionit, kurse Rγ është raporti deformimeve
tërthore efektive ndaj deformimeve tërthore maksimale. Rγ varet nga magnituda e tërmetit dhe
mund të vlerësohet nga relacioni:
𝑅𝑅𝐺𝐺 = (𝑀𝑀 – 1)/10
Prej këtij deformimi tërthor efektiv zgjidhen vlera ekuivalente lineare të reja G (i+1) dhe ξ(i+1)
për iteracionin tjetër.
4. Hapat 2 deri në 4 përsëriten deri sa diferencat e llogaritura midis moduleve tërthorë dhe
shuarjeve në dy iteracione të njëpasnjëshme të bien brenda disa vlerave të parapërcaktuara
qysh më parë në të gjitha shtresat.
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
25
Ndonëse konvergjenca nuk është e garantuar në mënyrë absolute, diferenca të rendit 5% deri në
10% arrihen brenda 3 iteracioneve të para.
Figura 1. 7 Proçesi iterativ i pajtueshmërisë së deformimeve me modulin tërthor dhe shuarjen në analizën ekuivalente lineare. Duke përdorur vlerat fillestare G (1) dhe ξ (1), analiza ekuivalente lineare parashikon një deformim tërthor efektiv γ ef(1) . Duke qënë se ky deformim është më i madh se ato që u takojnë G (1) dhe ξ (1), kërkohet një iteracion. Iteracioni tjetër përdor parametrat G (2) dhe ξ (2) që përshtaten me γ ef(1) . Analiza ekuivalente lineare përsëritet dhe parametrat kontrollohen deri sa merren vlera të G dhe ξ të përshtatshme me deformimet.(Kramer, 1996)
1.1.1.3 Përafrimi jo linear i reagimit të trojeve
Ndonëse metoda ekuivalente lineare është e përshtatshme nga pikpamja e llogaritjeve dhe
prodhon rezultate të arsyeshme për shumë probleme praktike, ajo mbetet një përafrim i procesit
aktual jolinear të reagimit sizmik të truallit. Një përafrim alternativ do të ishte analiza e reagimit
aktual jolinear të një depozite trualli nëpërmjet integrimin numerik direkt në fushë kohore.
Nëpërmjet integrimit të ekuacionit të lëkundjes në intervale të vogla kohore, mund të përdoret
çdo model linear ose jolinear i varësisë sforcim – deformim ose edhe çdo model më i avancuar.
Programet më të përdorshme kompiuterike 1D jolineare për analizën e reagimit të truallit e
përafrojnë sjelljen sforcim – deformim të truallit nëpërmjet modeleve sforcim – deformim
ciklikë, të tillë si modeli hiperbolik, modeli i modifikuar hiperbolik, etj. Për integrimin e
ekuacionit të lëkundjes përdoren një numër teknikash, ndër të cilat më e përdoruar është teknika
e elementëve të fundëm.
1.1.2 Analiza e reagimit dinamik 2D
Metodat 1D të analizës të reagimit të truallit të përshkruara më sipër janë të dobishme për shtresa
të truallit me kufij paralelë ose afërsisht të tilla. Kushte të tilla ndeshen shpesh në praktikë
ndërkohë që metoda 1D e analizës përdoret gjerësisht. Në shumë raste të tjera, supozimet për
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
26
përhapjen 1D të valëve janë të papranueshme. Sipërfaqet kufizuese të shtresave me kënde të
mëdhenj rënie ose me kufij të çrregullt si dhe rastet e sipërfaqes së lirë të çrregullt, prania e
strukturave të rënda të inkastruara thellë ose e mureve dhe tuneleve kërkojnë analiza një dhe dy –
dimensionale. Një numër i tillë rastesh që zgjidhen kryesisht nëpërmjet përdorimit të teknikës së
analizës me elemente të fundëm është paraqitur në Figurën 1.8.
Figura 1. 8 Shembuj të problemeve të analizuara nëpërmjet analizës dy – dimensionale: a) mur mbajtës; b) digë dheu; c) tunel. (Kramer, 1996)
1.1.3 Analiza e reagimit dinamik 3D
Në disa raste analizat 2D të përmendura në paragrafin e mësipërm mund të mos jenë të
përshtatshme duke bërë të mundur në këtë mënyrë që të kërkohet përdorimi i metodave të
analizës 3D. Siç tregohet në Figurën 1.9, metodat e analizës 3D përdoren kur kushtet e truallit
ndryshojnë në të tre drejtimet si edhe në rastet kur kufijtë ndryshojnë në të tre drejtimet. Në të
tilla raste, reagimi 3D i strukturës është me interes.
Figura 1. 9 Tre raste që kërkojnë analizën dinamike tre-dimensionale a) shesh ku konditat e truallit ndryshojnë dukshëm në 3 drejtimet;b) digë dheu e vendosur në një grykë të ngushtë; c) shesh ku reagimi i truallit ndikohet nga reagimi i strukturës, ose kur reagimi reagimi i një strukture mund të ndikojë në reagimin e tjetrës.(Kramer, 1996)
Zgjidhja në të tilla raste arrihet po nëpërmjet metodës dinamike të elementëve të fundëm, duke
përdorur si metodën ekuivalente lineare ashtu edhe përafrimin jo linear.
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
27
1.2 Metodat eksperimentale
1.2.1 Metoda e Raportit Standard Spektral (Standard Spectral Ratio, SSR)
Procedura e kësaj metode lidhet me krahasimin e regjistrimeve në pika të cilat ndodhen pranë
njëra – tjetrës nëpërmjet raportit spektral. Parimi bazë që qëndron në themel të metodës ka të
bëjë me supozimin se efektet e burimit të valëve dhe të rrugës që ato përshkojnë deri në pikën e
regjistrimit janë të njëjta për të gjitha rregjistrimet që krahasohen. Këto raporte spektrale
përbëjnë një vlerësim të besueshëm të reagimit të truallit nëse ”trualli referues” nuk ndikohet nga
efekte të ndryshëm, që do të thotë se ai duhet të plotësojë dy kushtet e mëposhtëm:
a) Duhet të ndodhet mjaft pranë pikës ku realizohen matjet, për të qënë të sigurtë që çdo
ndryshim i vrojtuar midis të dy pikave është pasojë vetëm e kushteve të truallit dhe jo
pasojë e ndryshimeve në rrezatimin e vatrës apo të rrugës nga ku kalojnë valët sizmike.
Ky kusht në përgjithësi plotësohet në rastet kur largësia hipoqëndrore është sa 10 – fishi i
largësisë midis pikave që krahasohen.
b) Ai duhet të mos ndikohet nga çfarëdo lloj efekti trualli, ashtu siç është rasti i ndikimit që
ushtron pjesa më e sipërme e eroduar e një shkëmbi rrënjësor që përdoret si pikë
reference.
Këto dy kushte është e vështirë që të plotësohen. Kjo teknikë, e përdorur së pari nga Borcherd
(Borcherd, 1970) ende përdoret në masë të gjerë. Kjo metodë mund të përshkruhet si më poshtë:
Për një rrjet prej I pikash që ka regjistruar J ngjarje, spektri i amplitudës të vibrimit të truallit
Rij(f) i regjistruar në pikën i për ngjarjen j mund të shkruhet në formën:
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
28
1.2.2 Raporti H/V i spektrave të zhurmave të mjedisit (ose teknika e "Nogoshi – Nakamura")
Raporti H/V, ose raporti midis spektrave Furie të komponentëve horizontalë dhe vertikalë të
vibrimeve të mjedisit, që shpesh quhen “mikrozhurma” ose “zhurma të mjedisit”, është
përmendur për herë të parë në fillimet e viteve 70 nga disa studiues japonezë (Nogoshi &
Igarashi, 1971; Kobayashi, 1980; Nakamura, 1989).
Ndonëse shpjegimi i dhënë nga Nakamura është i diskutueshëm, të dhënat e mëvonshme
eksperimentale kanë konfirmuar që këto raporte janë shumë të qëndrueshëm. Në trojet e dobëta
këto raporte shfaqin një maksimum të qartë i cili korrelohet mjaft mirë me frekuencën themelore
të tyre (Figura 1.10).
Këto vrojtime janë mbështetur deri tani nga disa studime teorike (Field & Jacob, 1993; Lachet &
Bard, 1994; Lermo & Chavez-Garcia, 1994; Cornou, 1998) të cilat kanë dëshmuar se modelimet
sintetike të ndërtuara me burime të rastit të shpërndara pranë sipërfaqes së mjedisit rezultojnë me
kulme të theksuara të raportit spektral të komponentëve horizontalë me ato vertikalë përreth
frekuencës themelore të valëve S për rastet kur shtresat sipërfaqësore shfaqin kontrast të
dukshëm me shtresën e mëposhtme të bazamentit.
Figura 1. 10 Krahasimi midis frekuencës themelore (rezonuese) sipas valëve S (të llogaritur për valët SH) dhe frekuencës pik të vrojtuar në raportet H/V ( Lacavel et al, 2000)
Sipas Lachet & Bard (1994), raporti H/V është shumë i ndjeshëm ndaj koefiçientit të Puasonit të
materialit pranë sipërfaqësor dhe ai është produkt i polarizimit horizontal/vertikal të valëve të
Rejlit. Sipas këtij interpretimi, nuk ekziston lidhje direkte midis maksimumit të raportit H/V dhe
amplifikimit që paraqet mjedisi. Sidoqoftë, kjo është një pikpamje që sot nuk pranohet nga
shumë studiues.
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
29
1.2.3 Raporti H/V i spektrave të vibrimeve tërmetore
Një teknikë tjetër e thjeshtë konsiston në marrjen e raportit spektral ndërmjet komponentëve
horizontalë dhe vertikalë të valës S, pjesë e regjistrimeve nga tërmetet e dobët. Kjo teknikë në
fakt është një kombinim i metodës të “funksionit të marrësit” për përcaktimin e strukturës të
shpejtësisë të kores nga raporti spektral i komponentëve horizontalë dhe vertikalë (HVSR) i
valëve P telesizmike, dhe propozimit të Nakamurës (1989) për ta përdorur këtë raport me
rregjistrimet e mikrozhurmave të mjedisit.
Kjo metodë është pa dyshim me shumë interes për shkak të thjeshtësisë dhe kostos të ulët
ekonomike. Fillimisht u përdor për valën S të marrë nga regjistrimet tërmetore në tre sheshe të
ndryshëm në Meksikë nga Lermo dhe Chavez–Garcia (1993). Këto regjistrime shfaqën
ngjashmëri shumë interesante ndërmjet raporteve spektralë klasikë dhe HSVR, me një përputhje
të mirë të frekuencave dhe amplitudave të kulmeve rezonues. E njëjta teknikë u përdor gjithashtu
në një grup të dhënash nga lëkundje të dobëta dhe të forta (Chavez – Garcia et al., 1996; Lachet
et al., 1996; Riepl et al., 1998; Theodulidis et al., 1996; Bonilla et al., 1997; Yamazaki &
Ansary, 1997; Zaré et al., 1999), nga të cilat u nxorrën disa përfundime shumë të qëndrueshëm
si:
a) Forma e HVSR shfaq një qëndrueshmëri shumë të mirë eksperimentale.
b) Ka një korrelim të mirë me gjeologjinë pranë sipërfaqësore, dhe është shumë më pak e
ndjeshme nga burimi dhe efektet e rrugës së përshkruar (megjithëse duhet bërë kujdes për
rregjistrimet e afërta të ngjarjeve të mëdha, për shkak të drejtueshmërisë të fortë të
“përplasjes” pranë burimit ose atij që quhet “pulsi vrasës”).
Megjithatë, krahasimi me raportet spektralë klasikë (përfshirë edhe rregjistrimet sipërfaqësore
dhe në pus) si dhe me llogaritjet teorike 1D (Lachet & Bard, 1994), mbështesin faktin se niveli
absolut i HVSR varet nga tipi i valës rënëse.
1.2.4 Efektet topografike
Topografia e terrenit luan një rol të rëndësishëm në modifikimin e lëkundjeve sipërfaqësore të
vrojtuara. Lëkundjet e forta të rregjistruara nga tërmetet e fuqishëm e rritën interesin e studiuesve
për efektin e topografisë. Në vitin 1970 Aki & Larner (1970) prezantuan një metodë studimi në
fushë frekuence për kufijtë me formë të çrregullt në një gjysëmhapësirë. Boore (1972) arriti në
përfundimin se në pjesët e ngritura nga ana topografike ndodh një amplifikim domethënës për
valë që kanë gjatësi vale të krahasueshme me gjerësinë e formës topografike. Nga ana tjetër, në
depresione ndodh një deamplifikim i valëve.
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
30
Po ashtu, strukturat gjeologjike si basenet dhe luginat e mbushura me sedimente kanë efekte
shumë të rëndësishëm në variacionet e lëkundjeve të truallit nga tërmetet. Efektet e truallit në
basene dhe lugina janë vrojtuar dhe studiuar nga shumë studiues (Bard & Bouchon, 1980, 2000;
Duke marrë në konsideratë mjedisin e përshtatshëm të baseneve dhe luginave për ndërtimin e
vendbanimeve, një numër i madh qytetesh janë vendosur pikërisht mbi këto mjedise. Për këtë
duhet fillimisht të kryhen vrojtime të veçanta për të përcaktuar profilet gjeologjikë dhe pastaj, në
vrojtimet për mikrozonim sizmik, duhen marrë parasysh efektet e baseneve dhe luginave për të
qënë sa më realiste dhe të besueshëm.
1.3 Metodat empirike Metodat empirike bazohen në përpunimin statistikor të disa karakteristikave të lëkundjeve
sizmike të marra nga rregjistrimet instrumentale duke patur si referencë kushte të ndryshme të
nëntokës. Këto metoda bëjnë përcaktimin e karakteristikave maksimale të ndikimit në sipërfaqe,
në fushë kohe (p.sh. nxitimi maksimal, shpejtësia maksimale) ose në fushë frekuence (spektri i
nxitimit). Vlerësimi i këtyre parametrave mund të kryhet nga ligjet e sjelljes ose nëpërmjet
përcaktimit të faktorëve të amplifikimit, shumatoreve të parametrave të lëkundjes sizmike të
përcaktuar në truall rigid referencë. Shkalla e saktësisë së përcaktimit të këtyre parametrave
lidhet ngushtë me cilësinë e informacionit që disponojmë (informacion gjeologjik dhe
gjeoteknik) për përcaktimin e kushteve të truallit. Mënyra e klasifikimit të truallit në sheshin e
interesit përbën një tjetër kriter për klasifikimin e metodave empirike.
Një tjetër alternativë është vlerësimi i karakteristikave të lëkundjeve duke përdorur marrëdhëniet
e sjelljes së truallit, gjë që përcakton lëkundjen në terma të pikut të nxitimit të truallit ose
nxitimit spektral në varësi të thyerjeve tektonike dhe klasifikimit të truallit (Ambraseys, 1995;
Ambraseys & Simpson, 1996; Ambraseys et al., 1996; Abrahamson & Silva, 1997; Boore et al.,
1997; Campbell & Bozorgnia, 1994; Campbell, 1997, 2000). Për shkak të rregjistrimeve të pakta
të lëkundjeve të forta që kemi në dispozicion, klasifikimet e trojeve të përdorur në këtë lloj
marrdhënie janë shumë të përciptë dhe në shumicën e rasteve mund të mos jenë mjaftueshëm të
saktë për tu përdorur në mikrozonimin sizmik. Një mënyrë për të tejkaluar këtë pengesë është
përcaktimi i karakteristikave të lëkundjeve të truallit nga tërmetet duke përdorur një marrëdhënie
të përshtatshme dhe pastaj duke modifikuar këto karakteristika të lëkundjes së truallit duke
përdorur klasifikimet e truallit të dhëna nga kodet e tërmeteve si dhe faktorët përkatës të
amplifikimit të trojeve (Borcherdt, 1992).
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
31
1.3.1 Modelet e shuarjes të lëkundjeve të forta sizmike
Modelet e shuarjes të lëkundjeve të forta paraqesin parametrat e lëkundjes së fortë të truallit si funksion të magnitudës, largësisë dhe në raste të veçanta edhe të variablave të tjerë, p. sh.,
Y = f (M, R, P) ku Y është parametri i lëkundjes së fortë të truallit me interes, M magnituda e tërmetit, R është
një vlerësim i largësisë nga pika e vrojtimit deri në vatrën e tërmetit, kurse P janë parametra të
tjerë që kanë të bëjnë, p. sh., me karakteristikat e vatrës, mjedisin vatër – pikë vrojtimi dhe
kushtet lokale të sheshit të ndërtimit. Këto modele rezultojnë nga analiza e regresionit e
regjistrimeve të grumbulluara në databazën e rajoneve të ndryshme të botës.
Një model shuarje i lëkundjeve të forta, në përgjithësi është i formës:
Tabela 1. Parametrat e disa prej modeleve të shuarjes të përdorura gjerësisht .
Referenca c1 c2 c3 c4 h0 σ Njësi Distanca
Ambraseys et al., 1996 -3.408 0.612 -0.922 0.269 3.5 0.576 g Thyerje
Sabetta&Pugliese, 1996
-3.597 0.705 -1.000 0.389 5.8 0.398 g Thyerje
Margaris et al., 2002 -3.369 0.700 -1.140 0.120 7.0 0.700 g Epiqëndror
Për të marrë në konsideratë ndikimin e kushteve lokale të truallit në lëkundjet e forta, sejcili nga
modelet e mësipërm përdor kategori të ndryshme të trojeve të cilat paraqiten me anë të vlerës së
shpejtësisë së valëve tërthore (VS) në pjesën më të sipërme me trashësi 30 m, meqënëse ky
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
32
parametër përfaqëson relativisht mirë fortësinë e trojeve. Në Tabelën e mëposhtme (Tabela 2)
është bërë një paraqitje e modeleve të përdorur nga ana jonë, duke i klasifikuar sipas vlerave të
shpejtësive që ato marrin në konsideratë.
Tabela 2 Klasifikimi i trojeve sipas disa modeleve të shuarjes
Në Figurën 1.11 janë krahasuar nxitimet maksimale të vlerësuara nga 3 modele shuarje (sipas
Sabetta & Pugliese 1996; Ambrasseys et al. 1996; Ambrasseys, 2005 dhe Boore et al, 1997) për
MS = 7.0.
Figura 1. 11 Krahasimi i kurbave të shuarjes sipas disa modeleve për nivelin 50% (median) (Ms=7.0). (Kuka & Duni, 2007)
1.3.2 Metoda e funksioneve të Green-it
Teknika empirike e funksioneve të Grinit (angl. – Green) është e njohur në komunitetin e
sizmologjisë si një mënyrë për studimin e tërmeteve të mëdhenj duke përdorur rregjistrimet për
Modeli Përbërja e truallit Vs (m/s)
Shkëmb > 750
Ambraseys et al. 1996 Truall i ngjeshur 360 - 750
Truall i dobët 180 - 360
Shkëmb 760 - 1500
Truall i fortë deri i ngjeshur 360 - 760
Margaris et al. 2002 Truall i ngjeshur 180 – 360
Truall i ngjeshur > 800
Aluvion (H < 20 m) 400 - 800
Sabetta et al. 1996 Aluvion (H > 20 m) 400 - 800
Peak
Hor
izont
al Ac
celer
ation
(m/s2
)
C f Epicentral Distance (km)
M=7, Ambrassey et al. 2005 M=7, Ambrassey et al. 1996 M=7, Sabeta & Pugliessse 1996 M=7, Boore et al. 1997
1 5 10 20 50 100
.01
.02
.05
.1
.2
.3
.5
1
2
57.510
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
33
goditjet kryesore dhe pasgoditjet (Courboulex et al., 1998). Një pikë kyçe e teknikës së
funksioneve të Grinit është aftësia e kësaj teknike për të sintetizuar fizikisht historitë e nxitimit të
truallit. Kjo është me interes të vecantë për analizën e mëtejshme sizmike. Përderisa kemi të
bëjmë me ngjarje kritike që përmbajnë tërmete të mëdhenj me perioda të gjata rikthimi, rreth
10000 vjet ose më shumë, është normale që të mos kemi rregjistrime të këtyre ngjarjeve për të na
lehtësuar studimin. Kjo mungesë në rregjistrimin e këtyre ngjarjeve mund të tejkalohet me
ndihmën e teknikës së funksioneve të Grinit. Ideja kryesore e teknikës është interpretimi i
rregjistrimeve nga ngjarje sizmike të vogla në sheshin e interesit si përafrime të arsyeshme të
funksioneve të Grinit dhe konvolucioni i tyre, duke përdorur ligjet e vlerësimit të tërmeteve, në
mënyrë që të stimulohen histori kohore që korrespondojnë me tërmetet e mëdhenj. Teknika e
funksioneve të Grinit u hodh fillimisht nga Hartzell (1978) dhe që atëherë është zhvilluar më tej
nga shumë shkencëtarë. Avantazhi kryesor i teknikës është marrja nën shqyrtim e efekteve reale
të truallit dhe përhapjen reale të lëkundjeve në këtë truall; disavantazhi kryesor i teknikën është
që nuk mund të llogaritë vetë sjelljen jolineare të truallit. Nëse sjellja jo lineare e truallit nuk
mund të neglizhohet atëherë teknika e funksioneve të Grinit duhet të kombinohet me metodat
gjeoteknike, sic theksohet nga Heuze et al., (1995).
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
34
KAPITULLI II
METODA E RAPORTIT H/V TË SPEKTRAVE TË ZHURMAVE TË
MJEDISIT
2. Tabloja valore në studimet e sizmikës së cekët
Përhapja e ngacmimit sizmik nëpër një mjedis heterogjen është një dukuri komplekse. Për të
mundësuar formulimin e ekuacioneve që paraqesin në mënyrë të përshtatshme këtë përhapje,
është e domosdoshme të bëjmë disa thjeshtëzime. Heterogjeniteti i mjedisit modelohet shpesh
herë duke e ndarë atë në shtresa paralele të cilat supozohen homogjene. Konditat reale mund të
përafrohen duke zgjedhur në mënyrë të përshtatshme trashësinë, dëndësinë dhe veçoritë elastike
të secilës shtresë. Supozimi më i rëndësishëm në lidhje me përhapjen e një ngacmimi sizmik ka
të bëjë me përhapjen e tij nëpërmjet zhvendosjeve elastike të mjedisit. Ky kusht nuk plotësohet
në zonën fare pranë burimit sizmik. Në ose pranë vatrës së tërmetit, ose pikës së plasjes së një
burimi të kontrolluar shpërthimi, mjedisi shkatërrohet. Grimcat e tij zhvendosen në mënyrë të
përhershme (të pakthyeshme) në raport me grimcat e tjera pranë tyre dhe deformimi është jo
elastik. Sidoqoftë, kur ngacmimi sizmik ka përshkuar një farë largësie nga burimi, amplituda e tij
zvogëlohet dhe mjedisi deformohet në mënyrë elastike duke mundësuar përhapjen e tij. Grimcat
e mjedisit kryejnë lëkundje të thjeshta harmonike dhe energjia sizmike transmetohet si një tërësi
komplekse lëkundjesh valore (Figura 2.1).
Figura 2. 1 Përhapja e një ngacmimi sizmik nga një burim pikësor P pranë sipërfaqes së një mjedisi homogjen; ngacmimi përhapet si një valë vëllimore nëpër mjedis dhe si valë sipërfaqësore përgjatë sipërfaqes së lirë (Lowrie, 2006).
Kur energjia sizmike çlirohet papritur në pikën P pranë sipërfaqes së një mjedisi homogjen një
pjesë e saj përhapet përmes mjedisit si valë sizmike vëllimore. Pjesa tjetër e energjisë sizmike
përhapet në sipërfaqe si valë sizmike sipërfaqësore.
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
35
2.1 Valët vëllimore dhe veçoritë e tyre në mjedisin pranë sipërfaqësor
Kur një valë vëllimore mbërrin në një largësi r nga burimi i saj në një mjedis homogjen, fronti
valor (i përcaktuar si sipërfaqja në të cilën të gjitha grimcat vibrojnë në të njëjtën fazë) ka formë
sferike dhe vala quhet valë sferike. Me rritjen e largësisë nga burimi, kurbatura e frontit valor
sferik zvogëlohet. Në largësi të mëdha nga burimi, fronti valor është kaq i sheshtë sa që ai mund
të konsiderohet si një plan dhe vala sizmike quhet valë plane. Drejtimi perpendikular me frontin
valor quhet drejtimi i rrezes sizmike. Përshkrimi i lëkundjes harmonike në valët plane është më i
thjeshtë se në valët sferike, sepse në rastin e valëve plane ne mund të përdorim
koordinatat karteziane (Lowrie, 2006).
2.1.1 Valët ngjeshëse
Supozojme se koordinatat karteziane janë orientuar në mënyrë të tillë që boshti x është paralel
me drejtimin e përhapjes së valës plane; në këtë mënyrë boshtet y dhe z ndodhen në planin e
frontit valor (Figura. 2.2).
Figura 2. 2 Paraqitja e vibrimit si tërësi komponentesh që janë paralele me tre boshtet kordinative. Lëkundja e grimcave në drejtimin e është para dhe mbrapa, paralel me drejtimin e përhapjes dhe që i korespondon valës P. Vibrimet gjatë boshtit dhe ndodhin në planin e frontit valor dhe perpendikular me drejtimin e përhapjes së valës. Vibrimi gjatë boshtit z në një plan vertikal korespondon me valën SV; vibrimi gjatë boshtit y është horizontal dhe i korespondon valës SH (Lowrie, 2006).
Në formën e përgjithshme, vibrimi i mjedisit mund të reduktohet në vibrime të komponenteve
paralel me boshtet kordinativë. Në drejtimin e boshtit x lëvizja e grimcave është para dhe
mbrapa, paralel me drejtimin e përhapjes. Kjo bën që mjedisi në mënyrë alternative të zgjerohet
dhe ngjeshet në këtë drejtim (Figura 2.3a). Kjo lëkundje harmonike gjeneron një valë vëllimore
që transmetohet si një tërësi rrallimesh dhe ngjeshjesh paralele me boshtin x .
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
36
Figura 2. 3 (a) Lëkundja e grimcave në një valë P një përmasore transmeton energji si një tërësi rrallimesh (R) dhe ngjeshjesh (C) paralele me boshtin.(b) Brenda frontit valor, komponentja e forcës në drejtimin e boshtit vepron mbi një element sipërfaqësor Ax perpendikular me boshtin x. (c) Një grimcë në pozicionin x pëson një zhvendosje gjatësore u në drejtimin e x, kurse në pozicionin pranë saj x+dx, zhvendosja korresponduese është u+du (Lowrie, 2006).
Marrim në shqyrtim ngacmimin e mjedisit të paraqitur në Figura 2.3b. Sipërfaqja e frontit valor
perpendikular me drejtimin e boshtit x është xA dhe përhapjen e valës e trajtojmë si përhapje
një përmasore. Kalimi i valës në një pozicion arbitrar x (Figura 2.3c) shkakton një zhvendosje
u dhe një forcë xF në drejtimin e x . Në pozicionin dxx + , zhvendosja është duu + dhe forca
xx dFF + . Këtu dx është gjatësia pambarimisht e vogël e një vëllimi elementar i cili ka masën
xdxAρ . Forca që vepron mbi këtë element në drejtimin e x jepet nga:
( ) dxxxF
xdFxFxdFxF∂
∂==−+ (2.1)
Forca xF shkaktohet nga sforcimi xxσ që vepron mbi sipërfaqen xA dhe është e barabartë me
.xxx Aσ Kjo na mundëson të shkruajmë ekuacionin e lëkundjes një përmasore në formën:
( )x
dxAtudxA xx
xx ∂∂
=∂∂ σ
ρ2
2
(2.2)
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
37
Përcaktimi i modulit të Jungut E në formën xxxx Eεσ = , yyyy Eεσ = , zzzz Eεσ = dhe
deformimit normal xxε i formës xu
xx ∂∂
=ε na jep për një deformim një përmasor:
xuEE xxxx ∂
∂== εσ (2.3)
Zëvendësimi i ekuacionit (2.3) në ekuacionin (2.2) na jep ekuacionin e lëkundjes në drejtimin e
boshtit x :
2
22
2
2
xuV
tu
∂∂
=∂∂
(2.4)
ku V është shpejtësia e valës, që jepet prej:
ρEV = (2.5)
Vala një përmasore është pak a shumë një koncept i kufizuar. Ajo përfaqëson zgjerime dhe
ngjeshje në drejtimin e x si efekte që ndodhin pavarësisht se çfarë ndodh në boshtet e y dhe z .
Në përputhje me përkufizimin e koefiçientit të Puasonit, deformimet elastike në çfarëdo drejtimi
në një mjedis të ngurtë elastik shoqërohen me deformime në drejtimin tërthor. Një analizë më
komplekse tre përmasore merr parasysh edhe ndryshimet e njëkohëshme perpendikulare me
drejtimin e përhapjes. Në këtë rast sipërfaqja xA nuk mund të konsiderohet konstante. Në vend
të zhvendosjeve në vetëm një drejtim, duhet të merren në konsideratë zhvendosjet sipas të tre
drejtimeve. Kjo mund të arrihet duke analizuar ndryshimet e vëllimit. Vala vëllimore gjatësore
kalon nëpër mjedis si një seri zgjerimesh dhe ngjeshjesh. Ekuacioni i valës ngjeshëse në
drejtimin e boshtit x është:
2
22
2
2
xt ∂∂
=∂∂ θαθ
( 2.6)
ku α është shpejtësia e valës, e cila, duke përdorur vartësinë midis modulit të pangjeshmërisë në
funksion të konstanteve të Lame:
µλ32
+=K
mund të paraqitet në formën:
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
38
ρ
µ
ρµλα 3
42 +
=+
=K
(2.7)
Vala gjatësore është vala më e shpejtë midis të gjitha valëve sizmike. Kur ndodh një tërmet, kjo
valë mbërrin e para në stacionin regjistrues. Për pasojë ajo quhet valë primare, ose valë P.
Ekuacioni (2.7) tregon se valët P mund të përshkojnë trupat e ngurtë, lëngjet dhe gazet ( )0≠K .
Lëngjet dhe gazet nuk lejojnë prerjen, për pasojë 0=µ dhe shpejtësia e valës gjatësore në lëngje
është:
ρα K
= ( 2.8)
2.1.2 Valët tërthore
Vibrimet përgjatë boshteve y dhe z (Figura 2.2) janë paralel me frontin valor dhe
perpendikular me drejtimin e përhapjes. Në se ne dëshirojmë, mund të kombinojmë komponentet
sipas y dhe z në një lëkundje të vetme tërthore. Por është më e përshtatëshme të analizojmë
lëkundjen në planet horizontale dhe vertikale veçmas nga njëri – tjetri. Do të diskutojmë
ngacmimin sizmik në planin vertikal të përcaktuar nga boshtet x dhe z ; një analizë e njëjtë vlen
edhe për planin horizontal x dhe y .
Lëkundja tërthore e valës është e ngjashme me atë që vrojtohet kur tundim një litar. Planet
vertikale lëvizin lart e poshtë dhe elementët e mjedisit pësojnë ndryshim të formës (Figura 2.4a),
duke kaluar nga një drejtkëndësh në një paralelogram dhe anasjelltas. Elementët e mjedisit
pësojnë prerje vertikale.
Marrim në konsideratë një element të deformuar të kufizuar nga plane vertikale të larguar me
madhësinë dx nga njëri tjetri (Figura 2.4b). Kalimi i valës në drejtimin x shkakton një
zhvendosje w dhe një forcë zF në drejtimin e z . Në pozicionin dxx + zhvendosja është
dww + dhe forca është zz dFF + . Masa e elementit vëllimor që kufizohet nga planet vertikale
është xdxAρ , ku xA është sipërfaqja e planit kufizues. Forca e plotë që vepron mbi këtë element
në drejtimin e z jepet nga:
( ) dxxFdFFdFF z
zzzz ∂∂
==−+ (2.9)
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
39
Figura 2. 4 (a) Deformim tërthor i shkaktuar nga kalimi i një vale S një përmasore. (b) Zhvendosjet dhe forcat në drejtimin dhe në pozicionet që kufizojnë një element të deformuar (Lowrie, 2006).
Forca zF shfaqet për shkak të sforcimit prerës xzσ në sipërfaqen xA dhe është e barabartë me
xxz Aσ . Ekuacioni i lëkundjes i elementit vertikal të prerë, është:
( )x
dxAtwdxA xz
xx ∂∂
=∂∂ σ
ρ2
2
(2.10)
Ne duhet të modifikojmë ligjin e Hukut të paraqitur nëpërmjet konstanteve të Lames si dhe
përkufizimin e deformimit prerës në mënyrë që ato të përdoren për të përshkruar kalimin e një
vale një përmasore në drejtimin e x . Në këtë rast, duke qënë se sipërfaqet e paralelogramëve
midis planeve vertikale janë të njëjta, atëherë është e qartë se nuk kemi ndryshim të vëllimit.
Dilatacioni θ është zero dhe ligji i Hukut bëhet:
xzxz µεσ 2= (2.11)
Duke patur parasysh përcaktimin për komponenten tërthore të deformimit në ekuacionin në
formën
∂∂
+∂∂
==xw
zu
xzzx 21εε , ne kemi:
12xz
w ux z
ε ∂ ∂ = + ∂ ∂
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
40
Në rastin e një vale tërthore një përmasore nuk kemi ndryshim të largësisë dx midis planeve
vertikale, kështu që du dhe zu ∂∂ janë zero dhe xzε është e barabartë me ( ) 2xw ∂∂ . Duke
zëvendësuar në ekuacionin (2.11), do të kemi:
xw
xz ∂∂
= µσ (2.12)
dhe më tej, duke zëvendësuar në ekuacionin (2.10) do të kemi:
2
22
2
2
xw
tw
∂∂
=∂∂ β (2.13)
ku β është shpejtësia e valës tërthore, që jepet nga:
ρµβ = (2.14)
Parametri i vetëm elastik që përcakton shpejtësinë e valës tërthore është moduli i ngurtësisë ose
moduli prerës, µ . Në lëngjet dhe gazet µ është zero dhe valët tërthore nuk mund të përhapen në
këto mjedise. Për trupat e ngurtë, një krahasim midis ekuacioneve (2.7) dhe (2.14) na jep:
𝛼𝛼2 −43𝛽𝛽2 =
𝐾𝐾𝜌𝜌
(2.15)
Duke qënë se K është gjithmonë pozitive, α është gjithmonë më e madhe se β . Valët tërthore
nga tërmetet udhëtojnë më ngadalë se sa valët P dhe regjistrohen në stacionet sizmikë si valë të
mëvonshme. Ato shpesh herë quhen valë sekondare ose valë S.
Lëkundja e përgjithëshme tërthore brenda planit të frontit valor mund të zbërthehet në dy
komponente perpendikulare, njëra horizontale dhe tjetra që ndodhet në planin vertikal që
përmban edhe rrezen sizmike (Figura 2.2). Ekuacioni (2.13) përshkruan një valë tërthore një
përmasore që përhapet sipas boshtit x , por që ka zhvendosje të grimcave të mjedisit ( w ) në
drejtimin e boshtit z . Kjo valë mund të konsiderohet e polarizuar në planin vertikal. Ajo quhet
valë SV. Një ekuacion i njëjtë përshkruan valën tërthore në drejtimin e boshtit x me zhvendosje
të grimcave të mjedisit ( v ) në drejtimin e boshtit y . Kjo valë tërthore konsiderohet e polarizuar
në planin horizontal dhe quhet valë SH.
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
41
2.2 Valët sipërfaqësore dhe veçoritë e tyre në mjedisin pranë sipërfaqësor
Dihet tashmë se prezenca e kufijve ndërmjet shtresave shkakton fenomene të tilla si reflektimi i
valës, thyerja e tyre dhe dukurinë e difraksionit. Prania e kufijve ndërmjet materialit me veti
mekanike të ndryshme na gjeneron edhe valë që përhapen përgjatë sipërfaqes. Valë të tilla quhen
valë sipërfaqësore dhe kanë karakteristikë përhapjen e tyre përgjatë sipërfaqes dhe shuarjen e
tyre në drejtim të thellësisë. Dy llojet kryesore të valëve sipërfaqësore që hasen më shpesh janë
valët e Reilit (Rayleigh – ang.) dhe të Lavit (Love – ang.).
2.2.1 Valët e Reilit
Valët e Rejlit janë rezultat i valëve plane rënëse P dhe SV që ndërveprojnë në sipërfaqen e lirë
dhe udhëtojnë paralel me këtë sipërfaqe. Dy komponentet ndërveprues përhapen përgjatë
sipërfaqes me të njëjtën shpejtësi por kanë ligje të ndryshme eksponenciale të sjelljes në lidhje
me thellësinë dhe eleminojnë sforcimet përgjatë sipërfaqes të lirë.
Komponentet horizontale dhe vertikale të lëvizjes në planin vertikal xz të treguara në Figurën 2.5
janë me ndryshim faze egzaktësisht 900, dhe komponenti vertikal ka amplitudë më të gjerë se ai
horizontal dhe, si rezultat, valët e Rejlit udhëtojnë përgjatë kufirit me lëvizje thërmijash në një
plan eliptik perpendikular me drejtimin e përhapjes së valës (Telford, 1990).
Figura 2. 5 Lëvizja e thërmijave në sipërfaqe gjatë kalimit të valëve të Rejlit në një gjysëmhapësirë elastike homogjene (Telford, 1990).
Thellësia e depërtimit në tokë është e rëndësishme në studimin e valëve të Rejlit. Amplituda e
valëve të Rejlit zvogëlohet në mënyrë eksponenciale me rritjen e thellësisë. Këto valë kanë një
përhapje dy dimensionale me gjeometri cilindrike që zvogëlohet me rreze r nga burimi në
mënyrë proporcionale me 1 √r⁄ (Lay & Wallace, 1995). Kjo do të thotë që valët e Rejlit janë
valët me amplitudë më të gjerë të rregjistruara në një sizmometër me bandë të gjerë.
Valët e Rejlit janë gjithashtu valë dispersive, d.m.th frekuenca të ndryshme përhapen me
shpejtësi të ndryshme në një mjedis jo homogjen. Kjo veçori lejon frekuencat e ulëta të
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
42
kampionojnë materialin më të thellë dhe frekuenca të ndryshme të arrijnë në kohë të ndryshme,
gjë që i bën një mjet me vlerë për përcaktimin e strukturës pranë sipërfaqësore në një rajon.
Në praktikën inxhinierike, është e lehtë të gjenerohen valët e Rejlit të cilat penetrojnë deri disa
dhjetra metra, për të marrë një profil thellësie në një mjedis.
2.2.1.1 Vetitë e valëve të Rejlit në një mjedis elastik homogjen të pafundëm
Rasti më i thjeshtë i përhapjes së valëve të Rejlit është ai i përhapjes në një mjedis elastik
homogjen gjysëm të fundëm. Ky rast mund të jepet si një kombinim i ekuacionit të përgjithshëm
valor dhe derivimit të ekuacionit të valëve të Rejlit (Foti, 2000):
(2 −𝑉𝑉𝑅𝑅2
𝑉𝑉𝑆𝑆2) = 4�1 −
𝑉𝑉𝑅𝑅2
𝑉𝑉𝑃𝑃2�12�
(1 −𝑉𝑉𝑅𝑅2
𝑉𝑉𝑆𝑆2)1 2� (2.16)
Raporti ndërmjet dy shpejtësive të valëve të trupit mund të shprehet si funksion i raportit të
Puasonit υ:
𝑉𝑉𝑆𝑆𝑉𝑉𝑃𝑃
= �𝜇𝜇
𝜆𝜆 + 2𝜇𝜇= �
1 − 2𝜐𝜐2(1 − 𝜐𝜐)
(2.17)
ku μ = moduli prerës.
Duke zëvendësuar ekuacionin (2.17) në terma të Vp tek ekuacioni (2.16) për VR merret një
zgjidhje e përafërt e dhënë nga relacioni:
𝑉𝑉𝑅𝑅 𝑉𝑉𝑆𝑆
=0.862 + 1.14𝜐𝜐
1 + 𝜐𝜐(2.18)
Figura 2.6 përmbledh marrdhënien ndërmjet shpejtësisë së valës P dhe valës S dhe atë ndërmjet
shpejtësisë të valës të Rejlit dhe shpejtësisë të valës S. Eshtë e dukshme që valët e Rejlit janë të
lidhura ngushtë me valët S dhe se shpejtësia e valëve të Rejlit është lehtësisht më e vogël se e
valëve S.
Në mjedis shkëmbor ose dhera, ka një shkallë të raportit të Puasonit ndërmjet 0 dhe 0.5, kështu që shkalla e variacionit 𝑉𝑉𝑅𝑅 /𝑉𝑉𝑆𝑆 është :
0.86 <𝑉𝑉𝑅𝑅𝑉𝑉𝑆𝑆
< 0.96 (2.19)
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
43
ose, e thënë ndryshe, valët e Rejlit përhapen me një shpejtësi teorike në shkallën e rreth 86%
deri 96% të Vs.
Figura 2. 6 Raporti i shpejtësisë së valës P dhe valës së Rejlit me raportin e Puasonit. (Kramer, 1996)
Valët e Rejlit janë të rangut të shpejtësive të ulëta, valë me frekuencë të ulët me një spektër që
nuk është i mprehtë dhe ndonjëherë përmban një rang të gjerë gjatësish vale me një variacion të
madh në penetrim. Penetrimi tregon një rënie eksponenciale sic ilustrohet në Figurën 2.7. Kjo
shpjegon pse shumica e energjisë kufizohet në një zonë me trashësi sa një gjatësi vale.
Figura 2. 7 Lëvizja e thërmijave dhe sjellja e amplitudës në lidhje me thellësinë për valët e Rejlit. (Cuellar, V. 1997)
Komponentet me frekuenca të larta të valëve të Rejlit, të cilat korrespondojnë me gjatësi vale që
janë të shkurtra në krahasim me trashësinë e shtresës sipërfaqësore, mbajnë informacion rreth
shtresave të sipërme, ndërsa gjatësitë më të mëdha të valëve shoqërohen me frekuenca të ulëta në
penetrime më të thella.
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
44
2.2.1.2 Vetitë e valëve të Rejlit në një mjedis të shtresëzuar
Është mëse e zakonshme që vetitë mekanike në shumicën e rasteve variojnë në mënyrë të
konsiderueshme me thellësinë pranë sipërfaqes. Le të supozojmë një mjedis të shtresëzuar me
shtresa lineare elastike homogjene, ku sejcila prej tyre karakterizohet nga trashësia, parametrat
elastikë dhe densiteti (Figura 2.8). Një paraqitje e tillë jep një pamje të qartë të ndryshimit të
fortësisë në lidhje me thellësinë.
Figura 2. 8 Modeli i një mjedisi me shtresëzim horizontal.
Në mjedisin real, alternimi i shtresave të forta dhe të buta mund të jetë shumë më kompleks se në
rastin e dhënë më sipër. Një realitet i tillë pasqyrohet në Figurën 2.9, ku jepet një ide për
marrëdhënien ndërmjet profilit të fortësisë dhe kurbës së dispersionit.
Figura 2. 9 Shembuj të profileve jo dispersivë, dispersivë normal dhe dispersivë të përmbysur (Rix, 1988).
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
45
2.2.1.2.1 Shpejtësia e grupit dhe shpejtësia e fazës
Një pasojë e rëndësishme e sjelljes dispersive të valëve sipërfaqësore në mjedise të shtresëzuara
është egzistenca e shpejtësisë të grupit (Telford et al., 1990). Për një mjedis dispersiv, shpejtësia
e fazës nuk është e njëjtë me shpejtësinë e një pulsi energjie. Kjo dukuri referohet si shpejtësi
grupi. Një puls mund të shpërbëhet në komponente frekuence nëpërmjet analizës Furie, çdo
komponent frekuence udhëton me shpejtësinë e vet.
Figura 2.10 përcakton shpejtësinë e grupit dhe jep krahasimin e të dy koncepteve. Vetëm në një
mjedis jo dispersiv, ose në një mjedis izotropik homogjen i pafundëm, shpejtësia e grupit
përputhet me shpejtësinë e fazës.
Matematikisht, shpejtësia e fazës dhe shpejtësia e grupit mund të përcaktohen si (Telford et al., 1990):
𝑉𝑉(𝜔𝜔) =𝜔𝜔
𝑘𝑘(𝜔𝜔) (2.20)
𝑈𝑈(𝜔𝜔) =𝑑𝑑𝜔𝜔𝑑𝑑𝑘𝑘
(2.21)
Ku U= shpejtësia e grupit, V= shpejtësia e fazës, k = numri valor
Relacioni midis tyre është :
𝑈𝑈 = 𝑉𝑉 − 𝜆𝜆𝑑𝑑𝑉𝑉𝑑𝑑𝑉𝑉
= 𝑉𝑉 + 𝜔𝜔𝑑𝑑𝑉𝑉𝑑𝑑𝜔𝜔
(2.22)
Vlerat 𝑑𝑑𝑑𝑑𝑑𝑑𝑑𝑑
𝑑𝑑ℎ𝑒𝑒 𝑑𝑑𝑑𝑑𝑑𝑑𝜔𝜔
janë mesatare për rendin e frekuencave që përbëjnë një pjesë të pulsit.
Kur V zvogëlohet me frekuencën, V është më e madhe se U. Ky quhet dispersion normal.
2.2.1.2.2 Vetitë e Valës së Rejlit në mjedise me variacion anësor
Në realitet, pjesa pranë sipërfaqësore në një mjedis nuk është gjithmonë e përbërë nga shtresa
horizontale. Janë të zakonshme shtresat e pjerrta me kënde të ndryshme rënie. Kur valët e Rejlit
përhapen në këto lloj mjedisesh, në kufij ndodhin reflektime. Sa më i madh kontrasti i
impendancës akustike (produkti i densitetit ρ me shpejtësinë V) ndërmjet shtresave, aq më e
madhe energjia e valëve të Rejlit që do të reflektohet. Reflektimet dhe depërtimet e valëve
sipërfaqësore kanë ngjashmëri me reflektimet dhe transmetimet e valëve të trupit (Manning &
Margrave, 2002).
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
46
Figura 2.11 tregon rrugët e rrezeve të përhapjes së valëve të Rejlit në një kufi me kontrast të
impendancës akustike.
Figura 2. 10 Shpejtësia e grupit dhe shpejtësia e fazës: (a) përcaktimi i shpejtësisë së grupit U, (b) Krahasimi i shpejtësisë së grupit dhe fazës (Telford et al., 1990)
Kur një valë Rejli bie në një kufi të pjerrët, gjenerohen valë Rejli të reflektuara dhe të
transmetuara. Sipas ligjit të Snell-it:
𝑐𝑐𝑖𝑖𝑠𝑠𝑠𝑠1𝑉𝑉1
=𝑐𝑐𝑖𝑖𝑠𝑠𝑠𝑠2𝑉𝑉2
(2.23)
Kur V1 > V2, vala Rejli kalon nëpër kufi në shtresën me shpejtësi më të ulët, kështu që vala Rejli
e thyer përkulet poshtë; ndërsa kur V1 < V2, vala Rejli kalon nëpër kufi në shtresën me shpejtësi
më të lartë, kështu që rrezja e valës Rejli të transmetuar kthehet lart kur 𝑠𝑠1 arrin këndin kritik.
Shpejtësia e grupit = Δ𝑚𝑚Δ𝜔𝜔𝑔𝑔
= 𝑈𝑈
Shpejtësia e fazës = Δ𝑚𝑚Δ𝜔𝜔𝑝𝑝
= 𝑉𝑉
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
47
Figura 2. 11 Përhapja e valës së Rejlit në kufirin me kontrast të impendancës akustike (V2 > V1)
Duke marrë në konsideratë këndin e rënies, kur kufiri tenton të jetë vertikal, ose këndi i rënies
𝑠𝑠1 i afrohet zeros, vala Rejli rënëse bëhet pingul me kufirin dhe vala e reflektuar njihet si vala
Rejli e rishpërndarë.
Gjithashtu është e rëndësishme se sa shumë energji reflektohet dhe transmetohet kur marrim në
konsideratë përdorimin e valëve të Rejlit. Për një rënie normale mund të shprehet nga
koefiçientët e reflektimit dhe transmetimit në terma të energjisë (Telford et al., 1990):
Ku R dhe T janë koefiçentët e reflektimit dhe transmetimit në terma të energjisë.
Nëse R= 0, e gjithë energjia rënëse transmetohet. Ky është rasti i veçantë kur nuk ka kontrast të
impendancës akustike në kufi, edhe pse vlerat e densitetit dhe shpejtësisë janë të ndryshme në të
dy shtresat. Rasti tjetër i vecantë është kur T= 0 dhe e gjithë energjia reflektohet. Kjo situatë
është në sipërfaqen e lirë në një kavitet të mbushur me ajër ose ujë.
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
48
2.2.2 Valët e Lavit
Në një gjysëmhapësirë elastike homogjene mund të egzistojnë vetëm valët P, S dhe valët e Rejlit.
Por, nëse gjysëm hapësira është mbuluar me një material me shpejtësi të ulët të valëve vëllimore,
mund të kemi krijimin e valëve të Lavit (Lowrie, 2006). Valët e Lavit nuk janë gjë tjetër vecse
valët SH të kapura në një proces reflektimi të shumfishtë në shtresën sipërfaqësore. Marrim në
konsideratë rastin e një shtrese sipërfaqësore homogjene me trashësi H që është mbivendosur
mbi një gjysëmhapësirë sic tregohet në Figurën 2.12. Vala e Lavit që udhëton në drejtimin + x
mund të induktojë lëvizje të thërmijave vetëm sipas drejtimit y (lëvizja e valës SH) dhe mund të
përshkruhet nga ekuacioni:
𝑣𝑣(𝑥𝑥, 𝑧𝑧, 𝑡𝑡) = 𝑉𝑉(𝑧𝑧)𝑒𝑒𝑖𝑖(𝑘𝑘𝐿𝐿𝑚𝑚−𝜔𝜔𝜔𝜔) (2.26)
ku v është zhvendosja e thërmijave sipas drejtimit y, V(z) përshkruan ndryshimin e v në lidhje
me thellësinë dhe kL është numri valor i valës së Lavit.
Figura 2. 12 Ilustrim skematik i shtresës të butë sipërfaqësore (G1/ρ1< G2/ρ2) mbi një gjysëmhapësirë elastike, si kushtet më të thjeshta për të bërë të mundur lindjen e valëve të Lavit (Kramer, 1996)
Vala e Lavit duhet të kënaqë ekuacionet e valës për valën S si në shtresën sipërfaqësore ashtu
edhe në gjysëmhapësirën nën të:
𝜕𝜕2𝑣𝑣𝜕𝜕𝑡𝑡2
=
⎩⎪⎨
⎪⎧𝐺𝐺1𝜌𝜌1�𝜕𝜕2𝑣𝑣𝜕𝜕𝑥𝑥2
+𝜕𝜕2𝑣𝑣𝜕𝜕𝑧𝑧2
� 𝑝𝑝ë𝑟𝑟 0 ≤ 𝑧𝑧 ≤ 𝐻𝐻
𝐺𝐺2𝜌𝜌2�𝜕𝜕2𝑣𝑣𝜕𝜕𝑥𝑥2
+𝜕𝜕2𝑣𝑣𝜕𝜕𝑧𝑧2
� 𝑝𝑝ë𝑟𝑟 𝑧𝑧 ≥ 𝐻𝐻
Mund të tregohet se amplituda ndryshon me thellësinë (Aki & Richards, 1980) sipas:
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
66
3. Për çdo dritare dhe për çdo kanal merret FFT dhe spektri i amplitudës.
4. Spektri i amplitudës, për çdo dritare dhe për çdo kanal, lëmohet sipas një funksioni
lëmimi që përcaktohet nga përdoruesi.
5. Për çdo dritare llogaritet raporti spektral H/V si funksion i frekuencës nëpërmjet:
● RMS mesatar i komponentëve horizontalë pjestuar me komponentin vertikal,
𝑅𝑅𝑀𝑀𝑆𝑆 = �𝐻𝐻1
2 + 𝐻𝐻222𝑉𝑉
ose
● Mesatarja gjeometrike e komponentëve horizontalë mbi atë vertikal,
�𝐻𝐻1 × 𝐻𝐻2𝑉𝑉
ku 𝐻𝐻1 dhe 𝐻𝐻2 janë spektrat e lëmuar, në terma të amplitudës, të komponentëve horizontalë (sipas
drejtimeve Veri – Jug dhe Lindje – Perëndim) dhe V është spektri i lëmuar i komponentes
vertikale.
6. Raporti spektral H/V përfundimtar si funksion i frekuencës jepet nga mesatarja e
raporteve spektralë H/V të llogaritura për çdo dritare, siç u përmend në pikën 5.
Gjithashtu jepet edhe intervali i besueshmërisë me 95% lidhur me amplitudën e raportit spektral
H/V (vijat e holla të zeza në Figurën 4.3).
Tipi i mesatarizimit (RMS ose gjeometrik) mund të vendoset duke ndryshuar opsionet në menu
Figura 4. 3 Paraqitja e kurbës të aporti spektral H/V përfundimtar dhe intervali i besueshmërisë me 95% i kësaj kurbe.
Gjithashtu mund të ndryshohen edhe parametrat e paraqitjes së raportit spektral H/V.
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
67
Në studimet e efektit të truallit, zakonisht frekuenca e kampionimit fs është 128 Hz me
kohëzgjatje në matje prej 15 – 20 min. Kohëzgjatja minimale e një matje varion nga matje të
lidhura me qëndrueshmërinë statistikore të të dhënave të marra dhe nga thellësia në të cilën
ndodhet shtresa që duam të rilevojmë.
Për shembull, në rastin e një shtrese me trashësi 300 m dhe me shpejtësi Vs= 200 m/s (shpejtësia
tipike) relacioni fr= Vs / 4H do të japë fr= 0.5 Hz, nga ku perioda T= 1/fr = 2. Për të patur një
rezolucion spektral të përshtatshëm, dritarja e matjes duhet të jetë të paktën 10 herë më shumë se
perioda T, pra në rastin specifik 20 sek në mënyrë që të kemi një përllogaritje të mirë statistikore,
mesatarisht duhen 30 – 40 dritare me kohëzgjatje jo më pak se 20 sek nga ku nxjerrim një
kohëzgjatje vrojtimi prej 600 – 900 sek pra 10 – 15 minuta. Në rast se shtresa ndodhet më cekët,
koha e vrojtimit mund të merret më e vogël. Për shembull, në rastin e një shtrese shumë pranë
sipërfaqes (në thellësi 5m) është e përshtatshme edhe një kohëzgjatje vrojtimi prej 5 minutash.
Figura 4. 4 Përzgjedhja e trasesë për analizim në bazën e të dhënave të programit Grilla
Në vazhdim do të japim një përshkrim i shkurtër i procedurës së kryerjes së analizës H/V me anë
të programit Grilla. Në fillim klikojmë mbi trasenë e interesit në databazën e programit (shiko
Figura 4.4) dhe pasi hapim sizmogramën, fillojmë analizën duke vepruar si në Figurën 4.5 a, b.
Në dritaret e hapura në program është e mundur që të përcaktojmë: trasenë ose pjesë të trasesë së
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
68
interesit, gjatësinë dhe tipin e dritares së lëvizshme, intervalin e frekuencave për analizim. Duke
shtypur butonin OK programi fillon analizën.
Figura 4.6a tregon rezultatin e analizës H/V e kryer mbi të gjithë trasenë e përzgjedhur. Është e
rëndësishme të theksojmë se megjithëse janë evidentuar dy maksimume frekuence me rreth 1.34
Hz dhe 50 Hz, kurba na jep një dispersion të madh nën 0.7 Hz (kuadrati i kuq në figurë). Bashkë
me vlerën mesatare të raportit H/V, për çdo frekuencë jepet gjithashtu edhe intervali i variacionit
(në 95%, për shkak të deviacionit standart).
(a)
(b)
Figura 4. 5 Analizimi i trasesë. a) Paraqitja e traseve për komponentet e orientuara sipas veriut lindjes dhe komponentes vertikale, b) futja e parametrave për analizën spektrale dhe raportin H/V
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
69
(a)
(b)
(C)
Figura 4. 6 a) Kurba e H/V e llogaritur në mënyrë automatike në intervalin 0 – 256 Hz (vijat e zeza përfaqësojnë gabimin në 95%); b) spektrograma ku shkalla e ngjyrave jepet në dB c) dritaret e kohës të përzgjedhura për ri analizimin e të dhënave dhe përjashtimin e epokave anormale.
Spektrograma, ose paraqitja e shpërndarjes spektrale të fuqisë në funksion të kohës, e treguar në
Figurën 4.6c, e cila llogaritet automatikisht duke përdorur filtrat Hanning tregon çrregullime të
ndryshme në frekuencat e ulëta, me shumë mundësi të shkaktuara nga trafiku i rënduar
automobilistik. Shkalla është shprehur në dB.
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
70
Grafiku i spektrogramës është i përpunueshëm, pra është e mundur që duke klikuar mbi të të
mund të përcaktojmë dritaret e kohës mbi të cilat do të kryejmë analizën H/V, duke përjashtuar
pjesë të trasesë të ndikuara nga anomali të dukshme, të karakterizuara nga vlera më të mëdha se
mesatarja (zonat me të kuqe Figurën 4.6b dhe c).
Rezultati i analizës së kryer pasi kemi përjashtuar pjesët e trasesë të ndikuar nga anomalitë,
tregohet në Figurën 4.7. H/V në frekuenca të ulëta (krahaso Figurat 4.6 dhe 4.7).
Figura 4. 7 Analiza H/V e të dhënave të filtruara (vijat e zeza përfaqësojnë gabimin në 95%)
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
71
KAPITULLI V
MIKROZONIMI I QENDRËS SË TIRANËS ME METODËN E
MIKROZHURMAVE
5.1 Përmbledhje e studimeve të mikrozonimit sizmik të realizuara në Shqipëri
Në periudhën 1980-1991 është kryer mikrozonimi sizmik ί shtatë qyteteve kryesore të vendit,
Vlorës, Durrësit, Shkodrës, Fierit, Korçës, Pogradecit dhe Tiranës (Koçiaj et al. 1984; 19851;
1986; 1988; 1989; 1990; 1991). Në kuadër të këtij programi është realizuar një volum mjaft i
madh i punimeve fushore, qëllimi kryesor i të cilit ka qenë vlerësimi i rrezikut sizmik në
hapsirën urbane dhe atë të perspektivës të këtyre qyteteve si dhe vlerësimi i trojeve që
karakterizojnë këto qendra të banuara nga pikpamja ndërtimore.
Deri vonë ka qenë intensiteti sizmik që është përdorur si parametër bazë për vlerësimin e rrezikut
sizmik në nivel lokal (Sulstarova et al., 1980; Koçiaj et al., 1984; Koçiaj et al., 19851; Koçiaj et
al., 19852; Koçiaj, 1986; Duni, 2003; Duni & Kuka, 2003; Duni & Kuka, 2004). Në fakt, harta e
rrezikut sizmik të Shqipërisë e publikuar në vitin 1980 (Sulstarova et al., 1980) si dhe hartat e
rrezikut sizmik të gjeneruara gjatë studimeve të mikrozonimit sizmik në periudhën 1984-1991
për shtatë nga qytetet kryesore të vendit janë përdorur si referenca për këto vlerësime (Koçiaj et
al. 1984; 19851; 1986; 1988; 1989; 1990; 1991). Metodologjia e përdorur ka qenë ajo e
Medvedievit (Medvediev, 1977) e cila bazohej në krahasimin e dëmeve të shkaktuara nga
tërmetet me shpejtësinë e valëve sizmike (metoda e rezistencës akustike) në pjesën më të
sipërme dhjetë metroshe të truallit (Medvediev, 1977, Koçiaj et al., 1984, Koçiaj et al., 19851,
Koçiaj et al., 1986). Këto studime sollën një përvojë mjaft të vyer në fushën e mikrozonimit
sizmik në Shqipëri, një nga të cilat ishte edhe aplikimi për herë të parë në vendin tonë i
përdorimit të mikrozhurmave të mjedisit për vlerësimin e periodës predominuese të trojeve, dhe
nëpërmjet saj parashikimin e rezonancës së strukturave që do të ndërtoheshin, si dhe të
amplifikimit të dherave të shkrifta të vendosura mbi bazamentin shëmbor të këtyre qendrave
urbane.
Studimi i mikrozhurmave u aplikua fillimisht në qytetin e Vlorës në periudhën 1982 – 1983. Për
këtë qëllim u aplikua metoda e regjistrimit të njëkohshëm në një pikë etalon dhe në një pikë
brenda mjedisit urban. Regjistrimet realizoheshin natën me qëllimin e shmangies së zhurmave
kulturore. Ato ishin regjistrime analoge, të cilat, mandej digjitalizoheshin për të mundësuar
aplikimin e procedurave të ndryshme analitike për krahasimin e tyre. E njëjta procedurë është
aplikuar edhe në studimet e mikrozonimit sizmik të qyteteve të tjerë.
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
72
Përfundimet e këtyre studimeve nxorën në pah kufizimet e metodës për periudhën që flasim, kur
ende nuk ishte përcaktuar qartë teoria e fushës valore të vibrimeve të lira të tokës për qëllime të
mirozonimit si dhe mangësitë e një regjistrimi korrekt të tyre, për shkak të problemeve që lindën
me digitalizimin e sinjalit sizmik të kurbëzuar, të kushtëzuar nga lëvizja e penës. Në këto kushte
ishte e pamundur të nxirrej një korelacion i qartë midis periodës predominuese të vibrimit të
truallit dhe tipit të truallit. Për më tepër, përdorimi i raportit të amplitudës së sinjalit në pikën e
matjes me amplitudën e pikës etalon si tregues i amplifikimit të truallit në terma të intensitetit
sizmik rezultoi me luhatje në një diapazon mjaft të gjërë, gjë që uli besueshmërinë e metodës për
vlerësimin e amplifikimit të trojeve urbane.
5.2 Përmbledhje e studimeve për mikrozonimin sizmik të qytetit të Tiranës
Në qytetin e Tiranës janë krye disa studime të mikrozonimit sizmik, përfshirë këtu edhe një
studim të posaçëm për qendrën e qytetit. Studimi i parë që përfshin të gjithë hapësirën e qytetit
dhe zonën e zhvillimit perspektiv të tij është përfunduar në vitin 1988 (Konomi et al., 1988;
Koçiaj et al, 1988). Ai u mbështet në përvojën e fituar në studimet e kësaj natyre të realizuara në
atë periudhë në disa prej qyteteve të vendit. Ai është realizuar në shkallën 1:10.000 dhe për
realizimin e tij është aplikuar një kompleks i gjerë metodash gjeologo – gjeofizike që përbëhej
nga punime rilevuese gjeologjike, studime gjeologo – inxhinierike dhe gjeomorfologjike,
studime hidrogjeologjike, punime gjeofizike të sondimeve elektrike vertikale si dhe shpime
hidrogjeologjike në të cilat u kryen edhe matje të shpejtësisë së valëve sizmike tërthore me
metodën “down hole”. Po ashtu, në këtë kuadër janë realizuar edhe matje sipërfaqësore për
vlerësimin e shpejtësisë së valëve sizmike gjatësore dhe tërthore me metodën e “refraksionit”.
Krahas punimeve fushore janë përdorur edhe të dhënat laboratorike për përcaktimin e vetive
fiziko-mekanike të dherave.
Si rezultat i rajonizimit gjeologo – inxhinierik është përftuar harta e modeleve gjeoteknike të
qytetit të Tiranës. Sipas saj territori i qytetit të Tiranës është ndarë në dy njësi të mëdha
gjeomorfologjike: njësia fushore dhe kodrinore, të cilat mandej janë ndarë në disa zona gjeologo
inxinierike sipas kritereve të njohura, si përbërja litologike, vetitë fiziko – mekanike, trashësisë
së depozitimeve të shkrifta kuaternare, thellësisë së vendosjes së ujrave nëntokësorë dhe llojit të
formacionit të shkëmbinjve rrënjësorë. Kështu, njësia gjeomorfologjike kodrinore ndahet në dy
zona (zona VI dhe VII), kurse ajo fushore në pesë zona (I, II, III, IV, V) (Konomi et al., 1988;
Koçiaj et al., 1988) (Figura 5.1)
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
73
Figura 5. 1 Harta geologo-inxhinierike e qytetit të Tiranë (Konomi et al., 1988; Koçiaj et al., 1988)
Për saktësimin e parametrave të lëkundjeve të forta të pritshme në qytetin e Tiranës, mbështetur
në rajonizimin gjeologo-inxhinierik (modeleve gjeoteknike) është përdorur kompleksi i
mëposhtëm i studimeve inxhiniero-sizmologjike, i cili përfshinte:
1. Studime komplekse sizmologjike dhe sizmotektonike për sizmicitetin e zonës rreth qytetit të
Tiranës për një zonë me rreze 50 km. Të tilla studime kanë përfshirë modelimet matematikore
për vlerësimin e magnitudës maksimale të pritshme, energjinë totale të çliruar dhe studime
mikrotektoniketë zonës së Tiranës. Sipas këtyre studimeve komplekse magnituda maksimale e
pritshme për qytetin e Tiranës ka rezultuar Mmax = 6.1 ± 0.3 sipas shkallës së Rihterit.
2. Studime komplekse gjeologo-inxhinierike dhe gjeofizike për saktësimin e ndërtimit të
depozitimeve të shkrifta kuaternare në sipërfaqe dhe thellësi, të domosdoshme për formulimin
dhe parametrizimin e modeleve gjeoteknike, të cilat përfshinin interpretimin e rezultateve të
punimeve elektrometrike, matjeve sipërfaqësore të shpejtësive të valëve P dhe S, matjet e
shpejtësive në puset hidrogjeologjike me metodën “down hole”
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
74
3. Studime instrumentale sizmologjike për vlerësimin e efektit sipërfaqësor të tërmeteve
nëpërmjet matjeve të rezistencës akustike të trojeve dhe me metodën e mikrozhurmave.
4. Modelime matematike për vlerësimin analitik të lëkundjeve të forta të shprehura nëpërmjet
paramerave të tillë fizikë, si nxitimi, shpejtësia, zhvendosjet dhe spektrat e reagimit të tyre.
Mikrozonimi sizmik i qytetit të Tiranës i realizuar në vitin 1988 është realizuar në tri variante,
duke patur parasysh: intensitetin sizmik në ballë të përcaktuar sipas të dhënave komplekse
(inxhiniero-gjeologjike, metodës së rezistencës akustike, metodës së mikrozhurmave, nxitimeve
analitike), tipin e trojeve (të përcaktuar sipas metodës së mikrozhurmave dhe reagimit maksimal
të spektrave të reagimit të nxitmit dhe shpejtësisë). Siç theksohet në studimin përkatës (Koçiaj et
al., 1988), perioda predominuese e tuallit nuk është marrë parasysh në mikrozonimin sizmik dhe
rezultatet janë bazuar kryesisht në të dhënat komplekse dhe tipin e truallit. Në Figurën 5.2 është
paraqitur harta e mikrozonimit sizmik të qytetit të Tiranës sipas të dhënave të mësipërme
(varianti i parë).
Në vitin 2003 ish Instituti Sizmologjisë të Akademisë së Shkencave realizoi një studim të
mikrozonimi sizmik për qendrën e Tiranës që në atë periudhë përfshinte hapsirës prej Godinës
Qëndrore të Universitetit Politeknik deri tek Stacioni i Trenit (Aliaj et al., 2003). Nevoja e
formulimit të një studimi të ri për këtë pjesë të qytetit u argumentua me faktin se konceptet mbi
rrezikun sizmik dhe mënyrat e paraqitjes së tij në atë periudhë kishin ndryshuar në raport me
vitin 1988 kur është realizuar studimi i mikrozonimit për Tiranën. Përherë e më tepër mjedisi
inxhinierik po ndeshej me nevojën e paraqitjes së rezultateve të studimeve të sizmologjisë
inxhinierike në formën e parametrave fizikë të lëkundjes së tokës, të tillë si nxitimi, shpejtësia,
zhvendosja dhe historive kohore të vibrimit të truallit gjatë lëkundjeve tërmetore, në vënd të
formës klasike të paraqitjes së rrezikut sizmik me anë të shkallës së ballëve. Nevoja e aplikimit
edhe në vëndin tonë e koncepteve të Eurokodeve dhe veçanërisht të Eurokodit 8 (Eurocode 8,
2004), si dhe nisur nga fakti që një pjesë e madhe, jo vetëm e studiove të huaja të projektimeve
por edhe e projektuesve shqiptarë, kishin nevojë të përdornin parametra të tillë për t’i përdorur
gjatë aplikimeve kompjuterike shtroi nevojën e rishikimit të studimit të vitit 1988 për aspektet
sizmike të tij. Dallimi kryesor në studimin e mikrozonimit sizmik në atë periudhë kishte të bënte
me vlerësimin probabilitar të rrezikut sizmik, dhe mbi të gjitha me nivelin e parametrave të
rrezikut që në këtë rast duheshin përputhur me kërkesat e Eurokodit 8 (10% tejkalim në 50 vjet
jetëgjatësi, pra periudë përsëritje 475 vjet). Në krahasim me nivelin (madhësinë) e mëparshëm të
këtyre parametrave, niveli i ri i rriti në vlera të konsiderueshme parametrat e rrezikut që duheshin
aplikuar në praktikën projektuese të strukturave. Për këtë qëllim në studimin e vitit 2003 është
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
75
përdorur i gjithë materiali i mikrozonimit sizmik të qytetit të Tiranës që ka të bëjë me aspektet
gjeoteknike dhe gjeologo – inxhinierike të shtresave të tokës në këtë pjesë të qytetit, përfshirë
këtu edhe karakteristikat fiziko – mekanike dhe shpejtësiore të modeleve gjeoteknike që jepen në
atë studim. Vlerësimi i rrezikut sizmik që mund të kërcënojë qendrën e Tiranës është kryer
nëpërmjet një metodologjie probabilitare që bazohet në konceptet e Cornell, (1968) dhe Frankel,
(1995). Sipas kësaj metodologjie, për këtë rajon është përcaktuar kurba e rrezikut sizmik që
kërcënon bazamentin e tij si dhe spektri i reagimit të truallit në vlera të shpejtësisë relative dhe të
nxitimit absolut. Bazuar në modelet gjeoteknike që jepen në studimin e mikrozonimit sizmik të
Tiranës për këtë pjesë të qytetit të vitit 1988 është llogaritur nxitimi maksimal i vibrimit të
truallit në nivele të ndryshme të thellësisë së tij.
Në studimin e tyre të vitit 2010, Duni et al., (2010) kanë përmirësuar studimin e vitit 2003 duke
përdorur akselerograma të gjeneruara sipas procedurës së njohur të deagregimit (shpërbërjes) të
rrezikut sizmik (Harmsen et al., 2003). Sipas kësaj procedure janë përcaktuar vlerat mesatare
dhe modale të distancës dhe magnitudës që duhen marrë si vlera përfaqësuese për vlerësime të
rrezikut sizmik. Duni et al., (2010) kanë krahasuar rezultatet e kësaj analize me pozicionin e
Figura 5. 2 Harta e mikrozonimit sizmik e qytetit të Tiranë (Koçiaj et al., 1988)
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
76
thyerjeve tektonike që qarkojnë qytetin e Tiranës dhe kanë venë re se rezultatet e deagregimit
reflektojnë thyerjet tektonike të Dajtit në Lindje dhe Prezës në Perëndim. Duke përdorur këto
vlera mesatare të distancës nga ku pritet të gjenerohen tërmetet që rrezikojnë Tiranës si dhe
vlerën mesatare të magnitudës që do të kenë këto ngjarje sizmike janë simuluar tërmetet që kanë
më shumë gjasa të gjenerohen në mjedisin sizmotektonik që rrethon qytetin. Akselerogramat e
gjeneruara sipas kësaj metodike janë aplikuar në bazamentin e pesë modeleve gjeoteknike që
mbulojnë qendrën e qytetit të Tiranës prej nga ku është llogaritur rreziku sizmik në sipërfaqe dhe
në nivele të ndryshme të thellësisë.
5.3 Ndërtimi gjeologjik dhe tektonika e Tiranës
Qyteti i Tiranës zë vend në Ultësirën Pranëadriatike, konkretisht në pjesën fushore më jugore të
sinklinalit molasik të Tiranës, që zhytet gradualisht drejt veriperëndimit, drejt detit Adriatik.
Sinklinali i Tiranës, rreth 80 km i gjatë dhe 10 – 12 km i gjërë, paraqitet në trajtën e një sinklinali
asimetrik me krahun perëndimor me rënie të thikët deri të përmbysur dhe me krahun lindor me
rënie të butë. Ndërtohet nga depozitimet molasike të Miocenit të mesëm – të sipërm dhe
pjesërisht edhe nga molasa Pliocenike në pjesën më veriore të tij (Aliaj, et al., 2003).
Molasa Miocenike vendoset transgresivisht e në mospajtim strukturor mbi strukturat karbonatiko
– flishore të zonave Jonike e Kruja (Figura 5.3). Vetëm në krahun lindor të sinklinalit të Tiranës
vihet re direkt në sipërfaqe vendosja transgresive e diskordante e depozitimeve Miocenike mbi
flishin Oligocenik të Zonës Kruja.
Molasa Miocenike këtu paraqitet nga depozitime të Serravalianit, Tortonianit dhe Mesinianit.
Depozitimet Serravaliane përfaqësohen nga gëlqerorë litotamnike dhe organogjenë në pjesën e
poshtme të prerjes, duke kaluar lart në argjila e ranorë. Kanë trashësi rreth 600 m.
Sedimentet Tortoniane karakterizohen kryesisht nga argjila që kalojnë lart në prerje në
ndërthurje argjilo – ranore, me trashësi 100 – 200 m.
Sedimentet Mesiniane përfaqësohen nga ranorë masivë me ndërshtresa argjilore e alevrolite.
Trashësia e tyre është mbi 1500 m.
Sinklinali i Tiranës është qymyrmbajtës. Këtu ndeshen disa fusha qymyrore si Krraba, Mushqeta,
Priska, Mëzezi e Valiasi, që u përkasin Miocenit të sipërm.
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
77
Figura 5. 3 Profili gjeologjik Shijak – Mali i Dajtit (Aliaj, 2000)
Molasa Pliocenike në Thumanë e Mamurras është vendosur transgresivisht e me mospajtim
këndor mbi depozitimet e zonës Kruja si dhe mbi ato të molasës Miocenike të krahut lindor të
sinklinalit të Tiranës. Depozitimet Pliocenike përfaqësohen me ranorë dhe mikrokonglomerate,
që kalojnë lart në prerje në ndërthurje të ranorëve me alevrolite e argjila dhe kanë trashësi rreth
500 m.
Nga qyteti i Tiranës drejt veriperëndimit, sinklinali i Tiranës zgjerohet dhe mbulohet nga
sedimente Kuaternare aluviale, që shtrihen horizontalisht mbi depozitimet molasike Miocen –
Pliocenike (Figura 5.3).
Sedimentet Kuaternare përfaqësohen nga zhavore kokërtrasha me ndërthurje argjilore e rërore.
Janë rreth 15 – 20 m të trasha në qytetin e Tiranës, dhe drejt veriut bëhen më të trasha, deri rreth
200 m tek lumi Mat.
Sinklinali i Tiranës nga perëndimi kufizon me monoklinalin e Prezës nëpërmjet një kundrahypje
aktive. Në lindje të tij zhvishen depozitime flishore Oligcenike dhe më tej ato karbonatiko-
flishore që ndërtojnë antiklinalin e Dajtit (Zona e Krujës).
Antiklinali i Dajtit paraqitet në trajtë të një antiklinali linear izoklinal, të komplikuar me
mbihypje aktive në krahun perëndimor të përmbysur të tij (Aliaj, 1996) (Figura 5.3; 5.4).
Qyteti i Tiranës ndodhet në pjesën më juglindore të zonës fushore, me një lartësi rreth 100 – 140
m mbi nivelin e detit. Nga lindja, jugu dhe perëndimi fusha e Tiranës rrethohet nga kodra të ulta,
të ndërtuara nga depozitime molasike Miocenike.
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
78
Kjo fushë, që i mbivendoset sinklinalit të Tiranës, paraqet një strukturë të ngjashme me grabene,
të kufizuar nga perëndimi me kundrahypjen e Prezës dhe nga lindja me mbihypjen e Dajtit, që
është kapur nga lëvizje zhytëse gjatë fazës Kuaternare (Aliaj et al., 2001).
Shkëputjet shtypëse janë aktive edhe në ditët tona, gjë që dëshmohet edhe nga tërmetet e
gjeneruar prej tyre. Nga kjo zonë shkëputjesh janë regjistruar tërmete me magnitudë deri 5.7
shkalla e Rihterit dhe intensitet epiqendror deri VIII ballë, shkalla MSK-64 (Aliaj, 1997).
Figura 5. 4 Thyerjet tektonike që përcaktojnë skenarin e rrezikut sizmik për Rajonin Tiranë-Durrës (Aliaj, 2000)
5.4 Kushtet gjeologo – inxhinierike dhe gjeoteknike të Qendrës së Tiranës
Qyteti i Tiranës dhe periferia e tij është ndarë në dy njësi të mëdha gjeomorfologjike (Shih 5.2):
1. Njësia fushore, e ndërtuar nga depozitime Kuaternare aluviale
2. Njësia kodrinore, e ndërtuar nga depozitime molasike Miocenike të mesme-të sipërme
(Konomi et al., 1988; Koçiaj et al., 1988).
Qyteti i Tiranës ndodhet në pjesën më juglindore të njësisë fushore, të mbushur nga depozitime
Kuaternare aluviale të lumenjve të Tiranës dhe të Lanës. Këta lumenj rrjedhin nga Lindja në
Perëndim; ndërsa lumi i Tiranës kalon në periferinë veriore të qytetit, lumi i Lanës përshkon
sektorin jugor të tij. Trashësia e depozitimeve aluviale është rreth 10-20 m në pjesën më të
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
79
madhe të qytetit dhe trashësia maksimale arrin 40 m në sektorin jugperëndimor të qytetit (Eftimi,
1996, Aliaj et al., 2003) (Figura 5.5).
Figura 5. 5 Profil gjeologjik i Qendrës së Tiranës, drejtimi J – V (Eftimi & Taushani, 1996).
Në qytetin e Tiranës janë të zhvilluara mirë tarracat lumore: lumi i Tiranës ka tri nivele tarracash,
ndërsa lumi i Lanës ka dy nivele tarracore. Në përgjithësi është vlerësuar se sedimentet e lumit të
Tiranës kanë veti gjeoteknike më të mira se ato të lumit të Lanës dhe tarracat më të vjetra kanë
veti më të mira gjeoteknike (Eftimi, 1996; Aliaj et al., 2003).
5.4.1 Kushtet gjeologo – inxhinierike të Qendrës së Tiranës
Qendra e qytetit të Tiranës nga pikëpamja gjeologo – inxhinierike karakterizohet nga 4 zona, nga
të cilat zonat III e V i përkasin tarracës së dytë të lumit të Tiranës, zona IV i përket tarracës së
parë të lumit të Lanës, ndërsa zona VI gjeologo – inxhinierike i përket shkëmbinjve rrënjësorë të
molasës Miocenike të sipërme, me ose pa mbulesë eluvialo – deluviale (Konomi et al., 1988;
Koçiaj et al., 1988).
Në zonën e III-të gjeologo – inxhinierike përfshihet një pjesë e tarracës së parë të lumit të Tiranës,
që shtrihet nga ish Uzina Dinamo deri tek stacioni i trenit dhe që ndiqet në trajtë të një brezi të
ngushtë 400 – 500 m deri tek ish Shkolla e Partisë. Brenda kësaj zone, sipas bazamentit mbi të
cilin vendosen sedimentet Kuaternare janë veçuar dy nënzona:
a. Nënzona IIIa me bazament ranor
b. Nënzona IIIb me bazament argjilo – alevrolitik.
Në pjesën më veriore të qendrës të Tiranës, tek stacioni i trenit zhvillohet modeli III3b. Në
hapësirën midis modelit III3b deri në shtratin e lumit Tiranës vendosen modelet II2
b dhe I2b
(Figura 5.6).
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
80
Në zonën gjeologo – inxhinierike V përfshihet tarraca e dytë e lumit të Tiranës, që ndiqet
përgjatë qendrës të Tiranës nga stacioni i trenit deri te lumi i Lanës. Edhe kjo zonë sipas llojit të
bazamentit mbi të cilin vendosen depozitimet Kuaternare ndahet në dy nënzona:
a. Nënzona Va me bazament ranor, dhe
b. Nënzona Vb me bazament argjilo-alevrolitik.
Në qendrën e Tiranës janë të zhvilluar dy modele gjeoteknike V3b dhe V4
b. (Figura 5.6).
Në zonën IV gjeologo – inxhinierike përfshihet tarraca e parë e lumit të Lanës me përhapje
kryesisht gjatë rrjedhjes të lumit të Lanës. Edhe kjo zonë, sipas karakterit të bazamentit mbi të
cilin vendosen depozitimet Kuaternare, ndahet në dy nënzona:
a. Nënzona IVa me bazament ranor, dhe
b. Nënzona IVb me bazament argjilo – alevrolitik.
Në qendrën e qytetit të Tiranës janë zhvilluar dy modele gjeoteknike dhe konkretisht modelet
IV2b dhe IV3
b (Figura 5.6).
Në zonën gjeologo-inxhinierike VI përfshihet njësia kodrinore, e cila, sipas llojit të bazamentit
mbi të cilin shtrihen sedimentet Kuaternare, ndahet në dy nënzona, si vijon:
a. Nënzona me bazament ranor, dhe
b. Nënzona me bazament argjilo – alevrolitik.
Në pjesën më jugore të qendrës të Tiranës zhvillohet vetëm modeli gjeoteknik VI3b (Figura 5.6).
5.4.2 Modelet gjeoteknike të Qendrës së Tiranës
Modelet gjeoteknike të qendrës të qytetit të Tiranës, që paraqiten në Figurën 5.6 janë ato që janë
përpiluar në kuadrin e studimit të mikrozonimit sizmik të Qytetit të Tiranës (Konomi et al., 1988;
Koçiaj et al., 1988). Këto janë: modeli I2b, modeli II2
b, modeli III3b, modeli IV2
b, modeli IV3b,
modeli V3b, modeli V4
b dhe modeli VI3b.
Modelet gjeoteknike të Qendrës të Tiranës janë përcaktuar si modele 4, 5 dhe 6 shtresore.
Mjedisi amplifikues i lëkundjeve sizmike janë shtresat sipërfaqësore kuaternare me trashësi të
përgjithëshme nga 6.5 – 25 m. Për modelin I2b nuk kemi një vlerësim të parametrave të tij.
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
81
Figura 5. 6 Zona e qendrës të Tiranës e marrë në studim me matje të mikrozhurmave të mjedisit së bashku me modelet gjeoteknike. Vijat e kuqe tregojnë kufijtë e modeleve gjeoteknike në këtë pjesë të qytetit.
Ashtu siç theksohet në studimin e mikrozonimit sizmik, ky model nuk u arrit të parametrizohej
për shkak se shtrihet kryesisht në shtratin e Lumit të Tiranës dhe është konsideruar si zonë e
përmbytshme (Koçiaj et al., 1988).
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
82
Për shkak të fortësisë të mjaftueshme, shtrirjes të gjerë dhe trashësisë të konsiderueshme të
supozuar për shtresat sedimentare argjilore të Neogjenit, këto të fundit janë pranuar si shkëmb
rrënjësor. Struktura e modelit bashkë me parametrat e domosdoshëm gjeometrikë dhe fizikë (H,
VS, γ) dhe përbërjen litologjike, janë paraqitur në Tabelat 5.1 – 5.7 . Në këto tabela janë paraqitur
gjithashtu edhe indekset e plasticitetit dhe numrat identifikues në bazën përkatëse të të dhënave
të 11 relacioneve për modulet e prerjes (normalized shear modulus) si dhe nivelet e shuarjes
(damping ratio) në funksion të nivelit të deformimeve, ashtu siç kërkohen në programin
kompjuterik WESHAKE 5 për analizën ekuivalente lineare të veprimit tërmetor, që është
përdorur në këtë studim për llogaritjen e reagimit të modeleve gjeoteknike.
Tabela 5. 1 Modeli gjeoteknik II2b (Konomi et al., 1988; Koçiaj et al., 1988)
Nr Përbërja e shtresës
Indeksi i shtresës Trashësia
e shtresës (m)
Plasticiteti
Vs (m/sek) Pesha
vëllimore (T/m3)
MP KSH 1 Mbushje 7 6 1.0 (15) 110 1.34
2 Suargjila të lehta, të mesmengjyrë kafe në të kuqërremtë 7 6 2.0 (15) 240 1.63
Edhe në rastin kur ndikimi i vibrimit të strukturës do të ishte i dukshëm në kurbën H/V, vrojtimi
i spektrave të komponentëve të veçantë të vibrimit do të bënin të mundur dallimin e
maksimumeve stratigrafikë të H/V nga ata të strukturave, të cilët janë të karakterizuar nga
maksimume spektrale shumë të ngushtë (delta) në përbërësit horizontalë ose vertikalë (në varësi
të mënyrës së vibrimit të strukturës) që janë vështirë të ngatërrueshëm me ato të truallit
(Castellaro & Mulargia, 2010).
Figura 5. 7 Varësia e frekuencës themelore të vibrimit nga lartësia e ndërtesës. (Micromed, 2011)
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
87
Figura 5. 8 Harta e shpërndarjes së pikave të matjes të mikrozhurmave në qendrën e qytetit të Tiranës.
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
88
5.6.1.1 Influenca e largësisë së strukturave të Qëndrës së Tiranës në matje
Për të studiuar ndikimin e strukturave në matje, kemi kryer vrojtimin e mikrozhurmave të
mjedisit pranë një strukture betoni, në pika të ndryshme përgjatë një profili, duke filluar nga 20
m pranë strukturës dhe duke lëvizur në profil me një hap prej 20 m. Matjet janë realizuar pranë
objektit shumëkatësh në Lindje të Stadiumit Kombëtar “Qemal Stafa” me lartësi rreth 90 m
(Figurat 5.9 – 5.11).
Figura 5. 9 Paraqitja e sheshit të studimit për monitorimin e efektit të strukturave në matjet e mikrozhurmave të mjedisit. Me vijë të kuqe tregohet profili përgjatë të cilit ka lëvizur aparati matës
Qëllimi i kryerjes së këtyre matjeve ishte studimi i efektit të strukturës në matjet e
mikrozhurmave dhe ndikimi i tij në tablonë valore të të tyre. Duke njohur ndikimin e strukturave,
mund të përcaktojmë edhe një distancë relative që duhet të kenë pikat e matjes nga strukturat në
mënyrë që rregjistrimet e mikrozhurmave të jenë të pa ndikuara.
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
89
Figura 5. 10 Pamje nga matjet pranë pallatit shumëkatësh
Figura 5. 11 Procedura e vendosjes së aparatit dhe futja e parametrave të matjes
Procedura e kryerjes së matjeve në këto 5 pika dhe rezultatet e përftuara nga interpretimi i këtyre
matjeve janë si më poshtë:
Pika 1 (20 m larg strukturës)
Aparati Tromino u vendos në një distancë prej 20 m larg strukturës. U bë kujdes që aparati të
orjentohej nga veriu dhe të ishte saktësisht i niveluar. Trualli ku u vendos aparati siguronte një
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
90
çiftim të mirë të tij. Kohëzgjatja e rregjistrimit ishte 30 minuta, kohë e mjaftueshme kjo për të
patur të dhënat e duhura për përpunim të mëtejshëm. Hapi i kampionimit u zgjodh 128 Hz. Për
këtë arsye tabloja valore u analizua në intervalin frekuencial 0 – 64 Hz. Në përpunim u filtrua
sinjali dhe traseja e rregjistruar u analizua në 73% të saj. Kjo u bë duke përzgjedhur manualisht
dritaret e përshtatshme për interpretim. Në ndërtimin e grafikëve u përdor lëmimi i tij me një
koeficient prej 10%. Rezultatet paraqiten në Figurën 5.12.
Siç duket edhe nga Figura 5.12, në grafikun e raportit spektral H/V ndërmjet komponentëve
horizontalë dhe komponentit vertikal përcaktojmë tre maksimume (pike) të grafikut që janë edhe
frekuencat kryesore të vibrimit të truallit. Këto maksimume merren përkatësisht në frekuencat
1.56 Hz, 3.74 Hz dhe 55.59 Hz.
Figura 5. 12 Paraqitja e raportit spektral H/V dhe e spektrave për çdo përbërës për matjen në pikën 1 që ndodhet 20 m larg strukturës
Nga analiza që ju bë trasesë së matur është vënë re se piku frekuencial 55. 59 Hz shkaktohet nga
një shtresë pranë sipërfaqësore, që nga verifikimet në terren përputhet me pjesën e sipërme të
truallit që është e përbërë nga një shtresë materiali pluhur qymyri, e hedhur për të niveluar
fushën e futbollit. Gjithashtu, siç vihet re edhe në grafikët e spektrave, spektri i përbërëses
vertikale (me ngjyrë vjollcë) krijon me spektrat e dy përbërësve të tjerë një “formë syri” pa patur
ndonjë maksimum spektral (delta). Ky është një tregues për një maksimum stratigrafik.
Për pikun frekuencial 3.74 Hz shohim gjithashtu që spektrat vertikal dhe horizontalë krijojnë
“formën e syrit” pa ndonjë maksimum spektral. Edhe ky maksimum është i shkaktuar nga
stratigrafia, pa ndonjë ndikim apo efekt të strukturës.
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
91
Nëse do të shohim pikun frekuencial 1.56 Hz do të vemë re se në grafikët e përbërësve spektralë
kemi një çrregullim të “formës së syrit”. Shohim që kemi maksimume spektrale për përbërësen
sipas drejtimit Lindje–Perëndim dhe vertikal. Kjo gjë na tregon se përveç efektit stratigrafik
kemi të mbivendosur edhe një efekt tjetër me origjinë jo stratigrafike. Ky efekt mund të
shkaktohet nga vibrimet e induktuara nga struktura e betonit. Duke pasur në konsideratë lartësinë
e strukturës (rreth 30 kate në momentin e matjeve pra rreth 90 m lartësi strukture) dhe duke e
përafruar këtë lartësi në grafikun e Figurës 5.7, mund të themi se frekuenca prej rreth 1.5 Hz
është një frekuencë vibrimi e pranueshme për këtë strukturë.
Pika 2 (40 m larg strukturës)
Edhe në këtë pikë janë ruajtur të njëjtët parametra rregjistrimi. Distanca nga struktura këtu ështe
40 m. Kohëzgjatja e rregjistrimit ështe 30 minuta, hapi i kampionimit u zgjodh 128 Hz, tabloja
valore u analizua në intervalin frekuencial 0 – 64 Hz. Në përpunim u filtrua sinjali dhe traseja e
rregjistruar u analizua në 77% të saj. Rezultatet paraqiten në Figurën 5.13.
Siç vihet re edhe nga grafiku i raportit spektral H/V në Figurën 5.13, edhe në këtë pikë marrim
tre maksimume përkatësisht në frekuencat 1.5 Hz, 3.78 Hz dhe 37 Hz. Nëse do ti vlerësojmë
këto maksimume edhe me formën e grafikëve të përbërësve spektralë do të vëmë re sërisht që në
maksimumin frekuencial 37 Hz dhe 3.78 Hz përbërësit spektralë na krijojnë “formën e syrit” që
do të thotë se këta maksimume janë stratigrafikë dhe të pa ndikuar nga struktura. Ndikimi i
strukturës vihet re sërisht në maksimumin frekuencial 1.5 Hz i shprehur në formën e ngritjeve në
grafikët e përbërësve spektralë. Kjo do të thotë që edhe në këtë pikë kemi efektin e strukturës të
mbivendosur në efektin stratigrafik.
Figura 5. 13 Paraqitja e raportit spektral H/V dhe e spektrave për çdo përbërës për matjen në pikën 2 që
ndodhet 40 m larg strukturës
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
92
Pika 3 (60 m larg strukturës)
Distanca nga struktura ështe 60 m. Kohëzgjatja e rregjistrimit është 30 minuta, hapi i
kampionimit u zgjodh 128 Hz, tabloja valore u analizua në intervalin frekuencial 0 – 40 Hz. Në
përpunim u filtrua sinjali dhe traseja e rregjistruar u analizua në 65% të saj. Rezultatet paraqiten
në Figurën 5.14.
Figura 5. 14 Paraqitja e raportit spektral H/V dhe e spektrave për çdo përbërës për matjen në pikën 3 që ndodhet 60 m larg strukturës
Edhe në këtë pikë janë qartësisht të dallueshëm tre maksimume në frekuencat 1.53 Hz, 3.71 Hz
dhe 39.5 Hz. Vihet re se për frekuencën 3.71 Hz dhe 39.5 Hz krijohet “forma e syrit” në grafikët
e përbërësve spektralë. Efekti i strukturës përsëri është i dallueshëm në frekuencën 1.53 Hz dhe
është shprehur me një ngritje në grafikët e përbërësve spektralë. Ky efekt i është mbivendosur
efektit stratigrafik në këtë frekuencë.
Pika 4 (80 m larg strukturës)
Distanca nga struktura është 40m. Kohëzgjatja e rregjistrimit është 30 minuta, hapi i
kampionimit u zgjodh 128 Hz, tabloja valore u analizua në intervalin frekuencial 0 – 40 Hz. Në
përpunim u filtrua sinjali dhe traseja e rregjistruar u analizua në të gjithë madhësinë e saj.
Rezultatet paraqiten në Figurën 5.15.
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
93
Figura 5. 15 Paraqitja e raportit spektral H/V dhe e spektrave për çdo përbërës për matjen në pikën 4 që ndodhet 80 m larg strukturës.
Nga interpretimi i kryer duken qartë tre maksimume frekuencialë në grafikun e raportit spektral
H/V, përkatësisht në frekuencat 1.53 Hz, 3.68 Hz dhe 41.9 Hz. Edhe këtu duke qartë që ndikimi i
strukturës është i mbivendosur në maksimumin frekuencial stratigrafik 1.53 Hz. Dy maksimumet
e tjera janë stratigrafikë dhe pa efekte të tjera (struktura, antropike etj.).
Pika 5 (100 m larg strukturës)
Distanca nga struktura është 100 m. Kohëzgjatja e rregjistrimit është 30 minuta, hapi i
kampionimit u zgjodh 128 Hz, tabloja valore u analizua në intervalin frekuencial 0 – 40 Hz. Në
përpunim u filtrua sinjali dhe traseja e rregjistruar u analizua në 60% të saj. Rezultatet paraqiten
në Figurën 5.16. Në këtë trase vëmë re dy maksimume frekuencialë në grafikun e raportit
spektral H/V dhe përkatësisht në frekuencat 1.53 Hz dhe 4.22 Hz. Maksimumi i tretë me
frekuencë të lartë që shkaktohej me një shtresë qymyri pranë sipërfaqësore këtu nuk egziston.
Kjo lidhet me faktin se kjo pikë është matur jashtë kontureve të fushës së futbollit dhe me shumë
mundësi në një zonë ku kjo shtresë qymyri nuk është hedhur. Nëse vemë re me kujdes grafikët e
përbërësve spektralë, do të shohim se për të dy maksimumet frekuenciale kemi një “formë syri”
të plotë, ku nuk duket të ketë ndonjë ndikim të mbivendosur përvec ndikimit të stratigrafisë.
Distanca e pikës së matjes nga struktura është 100 m dhe më shumë se 1 herë sa lartësia e
strukturës dhe disa herë më e madhe se gjatësia e themeleve.
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
94
Figura 5. 16 Paraqitja e raportit spektral H/V dhe e spektrave për çdo përbërës për matjen në pikën 4 që
ndodhet 100m larg strukturës
Pra në distancën 100 m nga struktura, shuhet efekti i saj në vibrimet e lira të truallit dhe mund të
themi se kemi matje vetëm të efektit stratigrafik të truallit.
Si përfundim, nisur nga ky eksperiment mund të themi se distanca minimale e pikës së matjes
nga struktura duhet të jetë sa 1 herë lartësia e strukturës për të patur matje pa efektin e strukturës.
Për shkak të specifikës së zonës ku janë projektuar pikat e matjes (me urbanizim të dendur në
pjesën më të madhe të saj, ku hapësirat ndërmjet strukturave janë shumë të vogla) është e
pamundur që ky rregull të zbatohet kudo. Prandaj në përpunimin e të dhënave të matura do të
tregohet kujdes për matje të kryera pranë strukturave në mënyrë që të vihet re efekti i strukturave
dhe të shmanget një interpretim i gabuar i matjeve.
5.6.1.2 Ndikimi i kohës së matjes në intervalin ditë/natë
Një nga vështirësitë në vrojtimin e mikrozhurmave në zonat urbane është edhe efekti i zhurmave
monokromatike të induktuara në truall nga burime të ndryshme si makineri, zonat industriale etj.
Tirana është një qytet ku aktiviteti njerëzor është shumë intensiv. Për këtë arsye, u kryen
monitorime gjatë ditës në një pikë në zonën e ish-stacionit të trenit, në orare të ndryshme, për të
parë se si ndikojnë këto zhurma të induktuara nga aktiviteti njerëzor në tablonë e përgjithshme
valore të mikrozhurmave.
Pika u zgjodh në mënyrë të tillë që të kishte një ndikim mesatar nga zhurma që vinin nga burime
të ndryshme (industria, trafiku, aktiviteti njerëzor etj.) duke qënë sa më përfaqësuese në matjet
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
95
në zonën urbane. Në këtë pikë u kryen gjithsej 5 matje duke filluar që nga orët e mëngjesit dhe
në vazhdim.
Matjet e kryera u përpunuan me programin Grilla. Të gjitha matjet u vrojtuan për një kohëzgjatje
prej 30 min, me një hap kampionimi prej 128 Hz. Gjatë analizës u përdorur një lëmim i tipit
trekëndor me madhësi 10%.
Rezultatet e përpunuara jepen më poshtë, në Figurën 5.17.
Siç vihet re, në kurbën e raportit spektral H/V, mund të dallojmë një ngritje të qartë në
frekuencën 1.66 Hz dhe një ngritje tjetër rreth frekuencës 1.25 Hz. Të dyja këto ngritje mund të
jenë të shkaktuara nga efekte të kufijve të thellë. Por nëse do të ndjekim dinamikën e matjeve në
orë të ndryshme të ditës, në grafikët e komponentëve spektralë do të vemë re një ngritje të
grafikut të përbërëses vertikale pothuaj në të gjitha matjet rreth frekuencës 1.45Hz
Mendojmë se këto janë ndikime antropike në kurbën spektrale të shkaktuara nga trafiku dhe
lëvizjet e ndryshme në oret e ditës. Një fakt interesant është edhe amplituda e ngritjes në
frekuencën 1.66 Hz. Në matjet e para të kryera paradite, kur edhe lëvizjet janë më të shumta,
amplituda e kësaj ngritje është më e madhe. Në matjet e pasdites, kur edhe ndikimi i zhurmave
antropike zvogëlohet, edhe aplituda e kësaj ngritje bie. Rritja dhe rënia e amplitudës të ngritjes
në frekuencën 1.66 Hz mund të shkaktohet si efekt i ndikimit të zhurmave antropike në kurbën
spektrale H/V.
MATJA 1 Fillimi i matjes: ora 08:19:13
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
96
MATJA 2 Fillimi i matjes: ora 12:02:21
MATJA 3 Fillimi i matjes: ora 22:12:21
Figura 5. 17 Paraqitja e raportit spektral H/V dhe komponenteve përkatës për matjet në të njëjtën pikë përgjatë tre orareve të ndryshme të ditës.
5.7 Veçimi i modelit që kontribuon në formën e kurbave të rezonancës
Për të patur rezultate të besueshme në vlerësimin e frekuencave rezonuese të truallit është me
rëndësi që të realizohet kontrolli invers, d.m.th., të gjenerohet kurbat teorike të frekuencës
rezonuese të truallit duke përdorur modelin e truallit në atë pikë.
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
97
Figura 5. 18 Pozicioni i pikave të matjeve të mikrozhurmave dhe vlerësimeve të Vs me metodën MASW dhe MAM për kontrollin e rezultateve të frekuencës mbizotëruese të truallit.
Për këtë qëllim shërbejnë të dhënat gjeoteknike nga projekti për zonimin gjeologo – inxhinierik
të qytetit të Tiranës, pjesë e studimit të mikrozonimit sizmik të qytetit të Tiranës (Konomi, et al.,
1988; Koçiaj et al., 1988), matjet e shpejtësisë të valës S me metodën e MASW dhe MAM
(Duni, 2000 – 2009) si dhe vlerësimi i Vs me anë të inversionit të të dhënave të Mikrozhurmave.
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
98
Kemi marrë në konsideratë disa pika matje të shpërndara në zonën tonë të interesit për të bërë
këtë krahasim.
Shpërndarja e këtyre pikave tregohet në Figurën 5.18.
Rezultatet e arritura nga ky krahasim janë si më poshtë:
PIKA 1 (Rr. Dervish Hima, pranë Stadiumit Qemal Stafa)
Duke u nisur nga të dhënat e mikrozonimit sizmik të qendrës së Tiranës, kjo pikë i përket zonës
gjeoteknike IV3b (Konomi, et al., 1988; Koçiaj et al., 1988) e cila ka modelin gjeoteknik si më
Nga përpunimi i matjeve të mikrozhurmave të mjedisit me programin Grilla u mor kurba e
rezonancës si në Figurën 5.30:
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
106
Figura 5. 30 Kurba e rezonancës e marrë nga interpretimi i matjeve të mikrozhurmave në Pikën 3
Në këtë kurbë shohim se kemi një ngritje me amplitudë të ulët rreth frekuencës 6.5 Hz që
sugjeron për një kufi të cekët që ndan dy shtresa pa ndonjë kontrast të madh shpejtësior. Ngritja
kryesore dhe me amplitudë të lartë në kurbën e rezonancës merret në frekuencën 1.38 Hz dhe
shkaktohet nga një kufi i thellë ndërmjet dy shtresave me kontrast të lartë shpejtësior. Pranë saj,
në frekuencën 1.73 Hz, merret një ngritje tjetër me amplitudë më të vogël. Pas analizimit të
spektrave të frekuencës arritëm në përfundimin se kjo ngritje mund të jetë e shkaktuar nga
zhurma kulturore dhe jo nga ndonjë kufi ndërmjet shtresave. Me ndihmën e parametrave të
modelit gjeoteknik për zonën IV2b kemi ndërtuar kurbën teorike të gjeneruar nga ky model dhe
kemi krahasuar këtë kurbë me kurbën faktike të rezonancës (Figura 5.31):
Figura 5. 31 Krahasimi i kurbës faktike dhe asaj teorike nga modeli gjeoteknik IV2b për Pikën 3 (sipër)
dhe modeli gjeoteknik i zonës IV2b (poshtë).
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
107
Nga ky krahasim duket qartë që kurba teorike e gjeneruar nga modeli gjeoteknik i zonës IV2b
përputhet përafërsisht me ngritjen faktike në frekuencën 6.5 Hz por nuk përputhet në amplitudë.
Kjo përputhje në këtë frekuencë është normale përderisa modeli gjeoteknik jep informacion për
parametrat e shtresave të cekta dhe pranë sipërfaqësore (deri rreth 10 m). Për sa i përket ngritjes
në frekuencën 1.38 Hz, modeli gjeoteknik nuk ka të dhëna përderisa kjo ngritje shkaktohet nga
një kufi i thellë. Mospërputhja në amplitudë e ngritjes teorike me atë faktike vjen edhe si rezultat
i mospërputhjes të shpejtësive Vs të përcaktuar nga modeli gjeoteknik me ato realet.
Për këtë arsye kemi përdorur në këtë analizë matjet me metodën sizmike MASW në këtë pikë.
Nga analizimi i këtyre matjeve u ndërtua ky model shpejtësior (Figura 5.32):
Figura 5. 32 Modeli shpejtësior i ndërtuar nga të dhënat e MASW në Pikën 3
Ky model shpejtësior i Vs na sugjeron një mjedis dy shtresor ku shtresa e parë ka një Vs= 240
m/sek dhe trashësi 11 m ndërsa shtresa e dytë ka një Vs= 450 m/sek dhe trashësi të papërcaktuar.
Modeli shpejtësior jep informacion të besueshëm deri në thellësinë 42 m.
Parametrat e modelit shpejtësior të fituar nga matjet me MASW i përdorim në programin Grilla
për të gjeneruar një kurbë teorike dhe krahasojmë pastaj këtë kurbë me kurbën faktike të marrë
nga matjet me metodën e mikrozhurmave. Kurbat faktike dhe teorike jepen në Figurën 5.33:
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
108
Figura 5. 33 Kurba rezonuese faktike dhe kurba teorike e gjeneruar nga modeli 2-shtresor i MASW në Pikën 3 (pranë rrugës Elbasanit)
Në frekuencën 6.5 Hz kemi një përputhje shumë të mirë të ngritjes në kurbën faktike me ngritjen
nga kurba teorike e përftuar nga modeli me MASW. Kjo na çon në përfundimin se modeli
shpejtësior i Vs i gjeneruar nga MASW është i saktë dhe se matjet dhe përpunimi i
mikrozhurmave të mjedisit na japin një rezultat të saktë të frekuencës rezonuese në 6.5 Hz.
Amplituda e vogël e ngritjes në kurbën rezonuese vjen si rezultat i një kontrasti të vogël
ndërmjet shpejtësisë Vs të dy shtresave (260 – 450 m/s). Në kurbën teorike nuk pasqyrohet
ngritja në frekuencën 1.38 Hz. Kjo për faktin se, siç e thamë më sipër, modeli i gjeneruar nga
MASW na jep informacion deri në 42 m kurse ngritja vjen si rezultat i një kufiri më të thellë se
aq. Për këtë arsye, duke ruajtur parametrat e modelit shpejtësior të MASW për pjesën
sipërfaqësore, modelojmë një shtresë të tretë të thellë, me parametra të caktuar, në mënyrë që në
kurbën teorike të marrim një ngritje që të përputhet me ngritjen e kurbës faktike në frekuencën
1.38 Hz. Rezultatet e këtij modelimi jepen në Figurën 5.34:
Figura 5. 34 Kurba rezonuese faktike dhe kurba teorike e gjeneruar nga modeli tre shtresor i MASW në Pikën 3 (pranë rrugës Elbasanit)
Siç e shohim edhe nga modelimi në Figurën 5.34, kemi një përputhje shumë të mirë të kurbës
faktike me atë teorike edhe për ngritjen në frekuencën 1.38 Hz. Nga modeli gjeoteknik i përftuar
(Figura 5.35) kemi përcaktuar që kjo ngritje shkaktohet nga një kufi ndarës midis dy shtresave që
ndodhet në thellësinë 80 m.
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
109
Figura 5. 35 Modeli shpejtësior tre shtresor për Pikën 3 (pranë rrugës Elbasanit)
Amplituda e lartë e ngritjes në këtë frekuencë reflektohet edhe në modelin gjeoteknik me një kontrast të lartë shpejtësior ndërmjet dy shtresave (460 – 900 m/s). PIKA 4 (Oborri i pasëm i korpusit të UPT)
Pika 4 (Figura 5.18) ndodhet në zonën VI3b sipas mikrozonimit sizmik të qytetit të Tiranës
(Konomi, et al., 1988; Koçiaj et al., 1988). Zona VI3b ka parametrat e mëposhtëm gjeoteknikë
(Tabela 5.11):
Tabela 5. 11 Modeli gjeoteknik i zones IV2b
Trashësia (m)
Vs (m/sek)
Pesha vëllimore (T/m3)
2.5 130 1.40 1.5 220 1.57 2.5 340 1.74
550 2.05
Në këtë pikë u kryen matje me metodën e mikrozhurmave dhe me metodën MASW për të
përcaktuar shpejtësinë e valës S. Pas përpunimit të të dhënave të matura me metodën e
mikrozhurmave, gjeneruam kurbën rezonuese për këtë pikë si më poshtë (Figura 5.36):
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
110
Figura 5. 36 Kurba e rezonancës e marrë nga interpretimi i matjeve të mikrozhurmave në Pikën 4.
Kjo kurbë na tregon se kemi disa maksimume me amplituda të ndryshme që duhen vlerësuar.
Maksimumet më domethënës janë në frekuencat 13.2 Hz, 4.7 Hz, 4.1 Hz, 1.8 Hz dhe 1.1 Hz.
Nga analiza që ju bëmë spektrave të amplitudës të komponentëve të matur, duket se të gjithë këta
maksimume janë të shkaktuar nga kufij ndërmjet shtresave me kontrast shpejtësior në thellësi të
ndryshme. Duke përdorur parametrat gjeoteknikë të zones VI3b, ndërtojmë kurbën teorike që
gjeneron ky model dhe mandej bëjmë krahasimin me kurbën faktike.
Ky krahasim jepet në Figurën 5.37.
Figura 5. 37 Krahasimi i kurbës faktike dhe asaj teorike nga modeli gjeoteknik VI3b për Pikën 4 (sipër)
dhe modeli gjeoteknik i zonës VI3b (poshtë).
Duket se kurba teorike i përafrohet asaj faktike për sa i përket frekuencës të maksimumit në 13.2
Hz por ka një amplitudë shumë më të madhe (e cila del jashtë shkallës të grafikut). Për sa ju
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
111
përket maksimumeve të frekuencave të tjera, ky model gjeoteknik nuk na jep asnjë informacion
përderisa ai kufizohet deri në thellësinë 7 m. Pra maksimumet në frekuencat e tjera janë
shkaktuar nga shtresa më të thella se sa ato të modelit gjeoteknik. Nga matjet e kryera në këtë
pikë me metodën sizmike MASW dhe pas përpunimit të të dhënave u gjenerua modeli
shpejtësior i Vs si më poshtë (Figura 5.38):
Figura 5. 38 Modeli shpejtësior i Vs i përfituar nga të dhënat e MASW për Pikën 4.
Ky model është tre shtresor dhe ka parametrat si më poshtë: shtresa e parë ka shpejtësinë Vs=
180 m/s dhe trashësi prej 7 m, shtresa e dytë ka një shpejtësi Vs= 390 m/s dhe trashësi 15 m dhe
shtresa e tretë është me shpejtësi 580 m/s dhe trashësi të papërcaktuar. Thellësia e studimit për
këtë model është 38 m.
Duke u nisur nga parametrat e këtij modeli, ndërtojmë me programin Grilla kurbën teorike të
rezonancës që gjeneron ky model 3 – shtresor dhe e krahasojmë me kurbën faktike të gjeneruar
nga të dhënat e mikrozhurmave.
Krahasimi i këtyre kurbave dhe modeli gjeologjik sipas MASW jepen në Figurat 5.39 dhe 5.40.
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
112
Figura 5. 39 Kurba rezonuese faktike dhe kurba teorike e gjeneruar nga modeli tre shtresor i MASW në Pikën 4 (prapa korpusit të UPT-së)
Figura 5. 40 Modeli gjeoteknik i tre shtresor i përfituar nga të dhënat e MASW për Pikën 4
Pra duket qartë se modeli shpejtësior na gjeneron një kurbë rezonance e cila ka një maksimum që
përputhet me maksimumin e kurbës faktike në frekuencat 4.7 Hz dhe 4.1 Hz. Kurba faktike ka
dy maksimume në këto dy frekuenca, gjë që tregon praninë e dy shtresave njëra pas tjetrës me
një kontrast të ulët shpejtësior nga njëra – tjetra por që të dyja kanë një kontrast të lartë
shpejtësior me shtresat më sipër. Kurba teorike i mbështjell këto dy maksimume.
Në frekuencën 13.3 Hz dhe në frekuencat e ulta 1.8 Hz dhe 1.1 Hz kurba teorike nuk na jep
ndonjë informacion. Duke marrë të mirëqenë se modeli shpejtësior na gjeneron një kurbë teorike
që përputhet saktë me kurbën faktike, i mbajmë të pa lëvizur parametrat për pjesën e cekët të
prerjes dhe shtojmë në model një shtresë të katërt të thellë për të parë shkakun e krijimit të
maksimumeve në frekuencat 1.8 Hz dhe 1.1 Hz.
Rezultatet e këtyre përpjekjeve jepen në Figurën 5.41.
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
113
Figura 5. 41 Kurba rezonuese faktike dhe kurba teorike e gjeneruar nga modeli katër shtresor i MASW në Pikën 4 (prapa korpusit të UPT-së).
Siç duket edhe nga Figura 5.42, modeli shpejtësior i ndërtuar ka katër shtresa dhe përkatësisht
shtresa e parë ka shpejtësinë Vs= 180 m/s dhe trashësi prej 7 m, shtresa e dytë ka një shpejtësi
Vs= 390 m/s dhe trashësi 15 m dhe shtresa e tretë është me shpejtësi 580 m/s dhe trashësi deri 63
m dhe shtresa e katërt ka një shpejtësi prej 900 m/s dhe trashësi të pa përcaktuar.
Ky model shpejtësior na gjeneron një kurbë teorike që është shumë e përafërt me kurbën faktike,
prandaj mund të themi se ky model shpejtësior është i pranueshëm.
Figura 5. 42 Modeli gjeoteknik i katër shtresor i gjeneruar nga të dhënat e mikrozhurmave për Pikën 4
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
114
PIKA 5 (Tek Pallatet 9 Katëshe)
Pika 5 (Figura 5.18) i përket zonës V3b sipas sipas mikrozonimit sizmik të qytetit të Tiranës
(Konomi, et al., 1988; Koçiaj et al., 1988). Kjo zonë ka këto parametra (shiko Tabelën 5.12):
Tabela 5. 12 Modeli gjeoteknik i zonës V3b
Trashësia (M)
Vs (m/sek)
Pesha vëllimore
(T/m3) 1.0 190 1.47
3.0 300 1.48 6.0 490 1.90 2.0 500 2.03
700 2.10
Në këtë pikë u kryen matje me metodën e mikrozhurmave dhe u përftua kurba e rezonancës si në
Figurën 5.43. Siç mund të shohim edhe nga kurba e Figurës 5.43, kemi dy maksimume
domethënës. Maksimumi i parë është në frekuencën 6.38 Hz dhe ka një amplitudë të madhe.
Maksimumi i dytë, me amplitudë më të vogël ndodhet në frekuencën 1.4 Hz dhe shkaktohet nga
një kufi i thellë ndërmjet dy shtresave.
Figura 5. 43 Kurba faktike e përftuar nga të dhënat e mikrozhurmave në Pikën 5 (Pallatet 9 – katëshe).
Duke patur parasysh të dhënat e modelit gjeoteknik për këtë pikë, ndërtojmë me programin
Grilla kurbën teorike që gjeneron ky model. Kurbën teorike do ta krahasojmë me kurbën faktike
për të parë nëse ka përputhje. Ky krahasim jepet në Figurën 5.44:
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
115
Figura 5. 44 Krahasimi i kurbës faktike dhe asaj teorike nga modeli gjeoteknik V3b për Pikën 5 (sipër)
dhe modeli gjeoteknik i zonës V3b (poshtë), tek Pallatet 9 – katëshe.
Nga krahasimi ndërmjet kurbave dallojmë se kurba teorike dhe ajo faktike kanë një përputhje në
amplitudë por jo në frekuencë. Maksimumi i kurbës teorike jepet rreth frekuencës 14 Hz dhe,
sipas modelit gjeoteknik, shkaktohet nga një kufi ndërmjet shtresave që ndodhet 4 m thellë.
Duke u nisur nga kjo themi që kurba faktike tregon se kufiri që jep maksimumin në 6.38 Hz
është më i thellë se 4 m.
Në këtë pikë u kryen matje me metodën sizmike MASW dhe u ndërtua një model shpejtësior si
më poshtë Figura 5.45:
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
116
Figura 5. 45 Modeli shpejtësior i Vs i marrë nga të dhënat e MASW në Pikën 5.
Modeli shpejtësior i Vs na sugjeron një mjedis 2 shtresor ku shtresa e parë ka shpejtësi prej 320
m/s dhe trashësi prej 10.5 m dhe shtresa e dytë ka shpejtësi prej 480 m/s dhe trashësi të pa
përcaktuar. Thellësia e besueshme e modelit shkon deri në 29 m. Me të dhënat e modelit të dalë
nga MASW ndërtojmë me programin Grilla kurbën teorike që gjenerohet nga ky model dhe e
krahasojmë me kurbën faktike. Ky krahasim jepet në Figurën 5.46 dhe 5.47 për modelin sipas
MASW.
Figura 5. 46 Kurba rezonuese faktike dhe kurba teorike e gjeneruar nga modeli dy shtresor i MASW në Pikën 5 (tek pallatet 9 katëshe)
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
117
Figura 5. 47 Modeli gjeoteknik dy shtresor sipas të dhënave të MASW në Pikën 5
Shohim se ka një përputhje shumë të mirë të kurbës teorike të rezonancës të gjeneruar nga
modeli shpejtësior dy shtresor sipas MASW me kurbën faktike të rezonancës për frekuencën
6.38 Hz. Kjo do të thotë se ky maksimum frekuencial shkaktohet nga një kufi ndërmjet dy
shtresave i cili ndodhet në thellësinë 10.5 m. Kurba teorike nuk na jep ndonjë informacion mbi
maksimumin në frekuencën 1.4 Hz pasi vetë modeli shpejtësior na jep informacion deri në
thellësi të kufizuar. Maksimumi në frekuencën 1.4 Hz shkaktohet nga një kufi i thellë ndërmjet
dy shtresave. Duke patur parasysh përputhjen shumë të mirë të kurbës teorike të gjeneruar nga
modeli shpejtësior me kurbën faktike, modifikojmë modelin shpejtësior duke mbajtur të
palëvizshëm pjesën e modelit që na u përputh me kurbën faktike dhe duke shtuar edhe një
shtresë tjetër që ndodhet më thellë dhe ka parametra të caktuar. Pas disa tentativave, përputhja
më e mirë e kurbës teorike me atë faktike dhe modeli përkatës që na jep kurbën teorike jepet në
Figurat 5.48 dhe 5.49:
Figura 5. 48 Kurba rezonuese faktike dhe kurba teorike e gjeneruar nga modeli tre shtresor i MASW në Pikën 5 (tek pallatet 9 katëshe)
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
118
Figura 5. 49 Modeli gjeoteknik tre shtresor sipas të dhënave të MASW dhe modelimit të mikrozhurmave në Pikën 5 (tek pallatet 9 katëshe)
Siç duket edhe nga Figura 5.48, kemi një përputhje të mirë të kurbës teorike me kurbën faktike
në frekuencën 1.4 Hz nëse kurba teorike gjenerohet nga një kufi ndërmjet dy shtresave në
thellësinë 90 m dhe kur shtresa e tretë ka shpejtësinë 900 m/sek.
Një përfundim i rëndësishëm që arritëm nga modelimi i kurbave rezonuese teorike dhe krahasimi
i tyre me kurbat rezonuese faktike është edhe përcaktimi i thellësisë të kufirit që shkakton
ngritjen predominuese në kurbë.
Shpesh herë kufij pranë sipërfaqësorë të cilët nuk janë me rëndësi për mikrozonimin sepse janë
shumë cekët ( 0 – 5 m nga sipërfaqja e tokës) japin ngritje të forta në kurbën rezonuese dhe
automatikisht programi e përcakton frekuencën predominuese të truallit sa vlera e kësaj ngritje.
Por, duke patur parasysh që thellësi të tilla (0 – 5m) janë të pa rëndësishme kur ndërtohet
( themelet e ndërtesave të larta shkojnë përtej kësa thellësie), atëherë duhet të vlerësojmë një
ngritje tjetër në kurbën rezonuese, që vjen nga kufij më të thellë ndërmjet shtresave dhe që do të
përcaktojë një frekuencë predominuese vibrimi të truallit e cila do të na ndikojë objektet e
ndërtuara në atë truall.
Një analizë e tillë është bërë për çdo pikë matje dhe janë hequr nga ndërtimi i hartave
përfundimtare efektet e kufijve të cekët (në thellësi 0 – 5m).
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
119
5.8 Rezultatet e analizës së të dhënave për vlerësimin e frekuencës mbizotëruese të vibrimit të
truallit në qendër të Tiranës
Të gjitha pikat e matura, në total 136 të tilla të shpërndara sipas hartës të paraqitur në Figurën
5.8, u përpunuan me anë të programit GRILLA të Micromed spa. Në të gjitha rastet është marrë
si frekuencë mbizotëruese frekuenca me amplitudën më të madhe, por duke përjashtuar ngritjet
në kurbë që shkaktohen nga kufij të cekët, në rendin 0 – 5m, që siç thamë në paragrafin më lart,
nuk kanë vlerë në mikrozonim.
Në Figurat 5.50 – 5.52 kemi paraqitur raportin H/V për tre raste: në Figurën 5.50 është
paraqitur raporti i komponentes Lindje – Perëndim (EW) me komponenten Vertikale; në Figurën
5.51 është paraqitur raporti i komponentes Veri – Jug (NS) me komponenten vertikale, kurse në
Figurën 5.52 kemi paraqitur raportin e mesatares të të dy komponenteve horizontale me
komponenten vertikale të vibrimit. Harta e frekuencave predominuese e Figurës 5.52 është harta
përfaqësuese për këtë zonë të Tiranës.
Në hartën e Figurës 5.52 kemi paraqitur edhe diapazonin e frekuencave mbizotëruese në secilën
prej modeleve gjeoteknike.
Po ashtu në atë hartë kemi paraqitur edhe vlerën mesatare të kësaj frekuence për çdo model. Këto
vlera mesatare të frekuencës mbizotëruese i kemi krahasuar me vlerat e lartësisë së strukturave të
paraqitura në Figurën 5.7 në të cilën paraqitet frekuenca e vibrimit të strukturave prej betonit të
armuar në funksion të lartësisë së tyre (ose numrit të kateve duke pranuar një kat banimi të
barabartë me 3 m).
Kështu, diapazoni i vlerave të f0 për modelin I2b në zonën e Lumit të Tiranës është f0 = 2.4 -3.75
Hz me vlerë mesatare f0 = 3.1 Hz e cila sipas Figurës 5.7 është frekuenca e vibrimit e një
strukture me lartësi 7 – 8 kate.
Për modelin II2b dallojmë dy nënzona: nënzona e parë, në Lindje dallohet me vlera të fo në
diapazonin f0 = 3.0 – 8.0 Hz, me vlerë mesatare f0 = 5.5 Hz, tipike për strukturat me lartësi 2 – 3
kate (kjo hapësirë është e favorshme për struktura të larta), kurse nënzona e dytë në Perëndim me
vlera të f0 në diapazonin f0 = 1.3 – 1.5 Hz, me vlerë mesatare f0 = 1.4 Hz, tipike për strukturat me
lartësi 10 – 12 kate (sipas Figurës 5.7).
E njëjta gjë mund të thuhet edhe për hapësirën që mbulon modeli III3b: ajo ndahet në dy nënzona,
ajo në Lindje me vlera të f0 në diapazonin f0 = 1.4 – 1.8 Hz me vlerë mesatare f0 = 1.6 Hz, tipike
për strukturat me lartësi 10 – 12 kate, kurse ajo në Perëndim me vlera të f0 në diapazonin f0 = 1.5
– 5.0 Hz me vlerë mesatare f0 = 3.0 Hz, që siç e përmendëm më sipër është frekuenca e vibrimit
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
120
e një strukture me lartësi 7 – 8 kate. Po ashtu modeli V3b mund të ndahet në dy nënzona: nënzona
e parë në Veri përfaqëson pjesën më të madhe të këtij modeli që mbulon hapsirën nga sheshi
Skënderbej deri tek ish Stacioni i Trenit dhe që karakterizohet me vlera të f0 në diapazonin f0 =
1.3 – 1.7 Hz me vlerë përfaqësuese f0 = 1.5 Hz, tipike për strukturat me lartësi 10 – 12 kate.
Nënzona e dytë e këtij modeli që vendoset në sheshin Skënderbej karakterizohet me vlera të f0 në
diapazonin f0 = 4.0 – 8.0 Hz me vlerë përfaqësuese f0 = 6.0 Hz, tipike për strukturat me lartësi 2
– 3 kate. Kjo hapsirë është e favorshme për struktura të larta.
Më në Jug, në modelin gjeoteknik V4b që mbulon hapsirën nga sheshi Skënderbej deri në urën e
Lanës mbizotërojnë vlerat e f0 në diapazonin f0 = 1.2 – 1.5 Hz me vlerë mesatare f0 = 1.35 Hz,
tipike për strukturat me lartësi 10 – 12 kate.
Më në Jug në hapsirën e modeleve IV2b dhe IV3
b mbizotërojnë vlerat e f0 në intervalin f0 = 1.2 –
1.6 Hz me frekuencë mesatare f0 = 1.4 Hz, që, ashtu si më sipër është tipike për strukturat me
lartësi 10 – 12 kate.
Modeli i fundit, ai VI3b që fillon me kodrën pas Korpusit të Universitetit Politeknik, ashtu siç
edhe pritej, karakterizohet me vlera të larta të frekuencës mbizotëruese në intervalin f0 = 4.0 –
9.0 Hz me frekuencë mesatare f0 = 6.5 Hz, tipike për struktura të ulta 2 – 3 kate. Kjo frekuencë
rezonuese e truallit është shumë e favorshme për struktura të larta.
Siç shihet, nga rezultatet e mësipërme inxhinierët projektues mund të gjejnë informacion të
dobishëm për frekuencat vibruese të trojeve në këtë pjesë të Tiranës të cilat shërbejnë për
shmangien e dukurisë së rezonancës e në këtë mënyrë kontribojnë për stuktura më të sigurta.
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
121
Figura 5. 50 Harta e frekuencës mbizotëruese (f0) sipas raportit të komponentes horizontale EW me atë
vertikale V, EW/V
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
122
Figura 5. 51 Harta e frekuencës mbizotëruese (f0) sipas raportit të komponentes horizontale NS me atë vertikale V, NS/V.
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
123
Figura 5. 52 Harta e frekuencës mbizotëruese (f0) sipas raportit të mesatares së dy komponenteve
horizontale me atë vertikale H/V.
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
124
PËRFUNDIME DHE REKOMANDIME
1. Në këtë punim është trajtuar mikrozonimi sizmik i qendrës së qytetit të Tiranës nëpërmjet
metodës së mikrozhurmave të mjedisit. Për qendrën e Tiranës, që përfshin hapësirën nga
korpusi i Universitetit Politeknik në Jug deri në Lumin e Tiranës në Veri, në një brez me
rreth 300 m gjerësi, është arritur të vlerësohen frekuencat mbizotëruese të truallit. Nëpërmjet
njohjes së frekuencave mbizotëruese të vibrimit të truallit në rast tërmetesh të fortë, i jepet
mundësia inxhinierëve të shmangin dukurinë e rezonancës së strukturave me lëkundjet
tërmetore.
2. Në larminë e metodave të shumta që përfshin studimi i mikrozonimit të qendrave urbane,
metoda e mikrozhurmave po gjen përdorim përherë e më të gjerë në praktikën e sotme për
shkak të thjeshtësisë së saj dhe kostove të lira për aplikimet në terren.
3. Në këtë punim janë përcaktuar frekuencat predominuese të vibrimit të truallit duke përdorur
metodën me “një stacion”. Sipas kësaj metode, në rreth 136 pika të shpërndara uniformisht
në zonën e qendrës së Tiranës janë realizuar matje të njëkohëshme të komponenteve
horizontale (H) dhe vertikale (V) të mikrozhurmave të mjedisit me aparaturë të specializuar
të tipit TROMINO. Nëpërmjet programit GRILLA është realizuar përpunimi dhe kontrolli i
cilësisë së matjeve sipas procedurave të caktuara të trajtuara me detaje në këtë punim.
Raporti spektral i komponentes horizontale ndaj asaj vertikale H/V ka gjeneruar një
maksimum që i korrespondon frekuencës themelore të site-it në pikën e matjes.
4. Në punimin e paraqitur raporti spektral është marrë për të dy komponentet horizontale ndaj
asaj vertikale veç e veç dhe mandej është marrë mesatarja e të dy komponenteve horizontale
ndaj asaj vertikale. Ky raport dhe shpërndarja e tij e paraqitur në Figurën 5.52 është pranuar
si rezultat përfundimtar dhe përfaqëson frekuencën mbizotëruese të vibrimit të truallit në
pikën e matjes.
5. Nga analizat e kryera është venë re se raporti spektral paraqet disa maksimume në të gjithë
brezin e frekuencave të marra në shqyrtim. Për të patur rezultate të besueshme në vlerësimin
e frekuencave rezonuese të truallit është realizuar kontrolli invers, d.m.th., janë gjeneruar
kurbat teorike të frekuencës rezonuese të truallit duke përdorur modelin e truallit në atë pikë.
Për këtë qëllim kanë shërbyer të dhënat gjeoteknike nga projekti për zonimin gjeologo –
inxhinierik të qytetit të Tiranës, pjesë e studimit të mikrozonimit sizmik të qytetit të Tiranës,
si dhe matjet e shpejtësisë të valës S me metodën e MASW dhe MAM të realizuara në pikat
që janë marrë si përfaqësuese për këtë kontroll. Duke përdorur shpejtësitë e valëve tërthore të
vlerësuara me metodat MASW dhe MAM është bërë e mundur të saktësohen modelet
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
125
gjeoteknike të qendrës së Tiranës duke ndryshuar përcaktimet e VS të dhëna në ato modele
me vlerësimet bashkëkohore sipas metodave “aktive” (MASW) dhe “pasive” (MAM) të
valëve sipërfaqësore.
6. Rezulton që kulmet me frekuencë rezonuese rreth 1.38 - 1.60 Hz shkaktohet nga një kufi
ndarës ndërmjet dy shtresave me shpejtësi Vs relativisht të lartë dhe me thellësi në intervalin
80-100 m. Frekuencat rezonuese në diapazonin 3.8 – 6.0 Hz shkaktohen nga shtresa në
nivelin e thellësisë 10-20 m, kurse frekuencat rezonuese më të larta se 30 – 40 Hz shkaktohen
nga shtresa shumë pranë sipërfaqes dhe, sigurisht nuk kanë asnjë ndikim në struktura. Në të
gjitha rastet, frekuencë rezonuese në sejcilën nga pikat ku janë kryer matje është marrë ajo që
ka amplitudë më të madhe.
7. Në Figurën 5.52 kemi paraqitur hartën e modeleve gjeoteknike të zonës së studiuar të
mbivendosur me hartën e frekuencave mbizotëruese të truallit. Vihet re se:
Modeli I2b në zonën e Lumit të Tiranës zotëron frekuencë rezonuese me vlerë mesatare f0
= 3.1 Hz e cila sipas Figurës 5.7 është frekuenca e vibrimit e një strukture me lartësi 7 – 8
kate.
Modeli II2b ndahet në dy nënzona: nënzona e parë, në Lindje dallohet me f0 me vlerë
mesatare f0 = 5.5 Hz, tipike për strukturat me lartësi 2 – 3 kate (kjo hapsirë është e
favorshme për struktura të larta), kurse nënzona e dytë në Perëndim me f0 me vlerë
mesatare f0 = 1.4 Hz, tipike për strukturat me lartësi 10 – 12 kate.
Modeli III3b ndahet në dy nënzona, ajo në Lindje me f0 me vlerë mesatare f0 = 1.6 Hz,
tipike për strukturat me lartësi 10 – 12 kate, kurse ajo në Perëndim me f0 me vlerë
mesatare f0 = 3.0 Hz, që siç e përmendëm më sipër është frekuenca e vibrimit e një
strukture me lartësi 7 – 8 kate.
Modeli V3b ndahet në dy nënzona: nënzona e parë në Veri përfaqëson pjesën më të
madhe të këtij modeli që mbulon hapsirën nga sheshi Skënderbej deri tek ish Stacioni i
Trenit dhe që karakterizohet me f0 me vlerë përfaqësuese f0 = 1.5 Hz, tipike për strukturat
me lartësi 10 – 12 kate. Nënzona e dytë e këtij modeli që vendoset në sheshin Skënderbej
karakterizohet me f0 me vlerë përfaqësuese f0 = 6.0 Hz, tipike për strukturat me lartësi 2 –
3 kate. Kjo hapsirë është e favorshme për struktura të larta.
Modeli gjeoteknik V4b që mbulon hapsirën nga sheshi Skënderbej deri në urën e Lanës
karakterizoet me vlerat të f0 në diapazonin f0 = 1.2 – 1.5 Hz me vlerë mesatare f0 = 1.35
Hz, tipike për strukturat me lartësi 10 – 12 kate.
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
126
Në hapsirën e modeleve gjeoteknike IV2b dhe IV3
b mbizotërojnë vlerat e f0 me frekuencë
mesatare f0 = 1.4 Hz, që, ashtu si më sipër është tipike për strukturat me lartësi 10 – 12
kate.
Modeli i fundit, ai VI3b që fillon me kodrën pas Korpusit të Universitetit Politeknik, ashtu
siç edhe pritej, karakterizohet me vlera të larta të frekuencës mbizotërruese me frekuencë
mesatare f0 = 6.5 Hz, tipike për struktura të ulta 2 – 3 kate. Kjo frekuencë rezonuese e
truallit është shumë e favorshme për struktura të larta.
Siç shihet, nga rezultatet e mësipërme inxhinierët projektues mund të gjejnë informacion
të dobishëm për frekuencat vibruese të trojeve në këtë pjesë të Tiranës të cilat shërbejnë
për shmangien e dukurisë së rezonancës e në këtë mënyrë kontribojnë për stuktura më të
sigurta.
8. Në punim kemi paraqitur edhe një analizë të pranisë së frekuencës së vibrimit të strukturave
në matjet e raportit spektral H/V të vibrimit të truallit. Është vënë re se strukturat e larta nuk
janë të pranishme në matje për largësi që e kalojnë lartësinë e strukturës. Sidoqoftë, nga
matjet tona nuk rezulton që frekuenca e vibrimit të strukturave të ndikojë në amplitudën e
raportit spektral H/V dhe në këtë mënyrë ato nuk ndikojnë në vlerësimin e frekuencës
rezonuese të truallit.
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
127
REFERENCAT
Abrahamson, N. A., Silva, W. J. (1997) “Empirical response spectral attenuation relations for shallow crustal earthquakes”, Seismological Research Letters, 68(1), pp. 94–127.
Aki, K. (1957) “Space and time spectra of stationary stochastic waves, with special reference to microtremors”, Tokyo University, Bull. Earthquake Res. Inst. 25, pp. 415–457.
Aki, K. (1964) “A note on the use of microseisms in detemining the shallow structures of the Earth’s crust”, Geophysics, 29, pp. 665−666.
Aki, K., Larner, K.L. (1970) “Surface motion of a layered medium having irregular interface due to incident plane SH waves”, J. Geophys. Res., 75, pp. 933-954.
Aki, K. & Richards, P. G. (1980) “Quantitative seismology”. Freeman Ed., 700 p.
Alfaro, A., Pujades, L., Goula, X., Susagna, T., Navarro, B.M., Sanchez, F.J., Canas, J.A. (2001) “Preliminary map of soil's predominant periods in Barcelona using microtremors”, Pure and Applied Geophysics 158 (12), pp. 2499–251.
Aliaj, Sh. (1988) “Neotektonika dhe Sizmotektonika e Shqipërisë”, Disertacion për gradën shkencore ”Doktor i Shkencave”, Arkivi i IGJEUM-it, Tiranë.
Aliaj, Sh. (1996) “Neotectonics of Tirana Region (Albania)”, Proc. of the First Working Group Meeting Int. Project on “Expert Assessment of Land Subsidence Related to Hydrogeological and Engineering Geological Conditions in the Regions of Sofia, Skopje and Tirana”, Sofia October 31-November 3, 1996, pp. 72-81.
Aliaj, Sh. (1997) “Active faults in Tirana Region” Proc. Of the Second Working Group Meeting, Inter. Project on “Expert Assessment of Land Subsidence Related to Hydrogeological and Engineering Geological Conditions in the Regions of Sofia, Skopje and Tirana”, Skopje, October 29 – 31.
Aliaj, Sh. et al. (2001) “Quaternary subsidence zones in Albania: some case studies”, Bull. Eng. Geol. Env. 59, pp. 313-318.
Aliaj, Sh., Duni, Ll., Kuka, N., Çollaku, A. (2003) “Studim Inxhiniero-Sizmologjik i Qendrës së Tiranës”, Raport teknik, Arkivi i IGJEUM-it, 22 f.
Aliaj, Sh. (2000) “Active Fault Zones in Albania. Abstrakt, Asamblea e Përgjithëshme e Komisionit Sizmologjik Europian, Lisbon, Portugali, Shtator 2000.
Ambraseys, N. N. (1995) “The prediction of earthquake peak ground acceleration in Europe”, Earthquake Engineering and Structural Dynamics, 24(4), pp. 467–490.
Ambraseys, N. N., Simpson, K. A. (1996) “Prediction of vertical response spectra in Europe”, Earthquake Engineering and Structural Dynamics, 25(4), pp. 401–412.
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
128
Ambraseys, N. N., Simpson, K. A., Bommer, J. J. (1996) “Prediction of Horizontal Response Spectra in Eurpope”, Earthquake Engineering and Structural Dynamics, Vol. 25, pp. 371-400.
Ambraseys, N. N., Douglas, J., Smit, P., Sarma, S. K. (2005) “Equations for the estimation of strong ground motions from shallow crustal earthquakes using data from Europe and the Middle East: Horizontal peak ground acceleration and spectral acceleration”, Bull. Earthq. Eng. 3, No. 1, pp. 1–53.
Amirbekian, R. V., Bolt, B. A. (1998), “Spectral comparison of vertical and horizontal seismic strong ground motions in alluvial basins”, Earthquake Spectra 14, pp. 573-595.
Ansal, A., Iyisan, R., Güllü, H. (2001) “Microtremor measurements for the microzonation of Dinar”, Pure and Applied Geophysics, 158 (12), pp. 2525–2541.
Arai, H., Tokimatsu K. (2004) “S--Wave Velocity Profiling by Inversion of Microtremor H/V Spectrum”, Bull. Seism. Soc. Am., Vol. 94, pp. 53–63.
Asten, M.W. (1978),” Geological control of the three-component spectra of Rayleigh-wave microseisms”, Bull. Seism. Soc. Am. 68 (6), pp. 1623–1636.
Asten, M.W., Henstridge, J.D. (1984), “Arrays estimators and the use of microseisms for reconnaissance of sedimentary basins”, Geophysics 49 (11), pp. 1828–1837.
Banerji S. K. (1924) “Microseisms associated with the incidence of the south-west monsoon”, Nature, 576, pp. 114-2868.
Banerji S. K. (1925) “Microseisms and the Indian monsoon”, Nature, 866, pp. 116-2928.
Bard P.Y. (1982). Diffracted waves and displacement fields over two-dimensional elevated topographies. Geophyisics Journal International 71,731–760
Bard, P. Y., Bouchon, M. (1980) "The seismic response of sediment-filled valleys. Part 2. The case of incident P and SV waves", Bull. Seism. Soc. Am., 70(5), pp. 1921-1941.
Bard P.Y. (1998) “Microtremor Measurements: A Tool For Site Effect Estimation?”, Manuscript for Proc. of 2nd International Symposium on the Effect of Surface Geology on Seismic Motion, Yokohama, Japan, 1-3 Dec, 1998, pp. 1251-1279.
Bard P. Y. (1999) “Microtremor measurements: a tool for site effect estimation? Proc. of 2nd International Symposium on the Effect of Surface Geology on Seismic Motion. Yocohama, Japan, 1251-1279.
Bard, P.-Y., Bouchon, M. (2000) "The two-dimensional resonance of sediment-filled valleys". Bull. Seism. Soc. Am., 75(2), pp. 519-541.
Ben-Menahem, A., Singh S.J. (1981) “Seismic waves and sources”, Springer-Verlag, New York, 1108 pp.
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
129
Bindi, D., Parolai, S., Enotarpi, M., Spallarossa, D., Augliera, P.,Cattaneo, M. (2001) “Microtremor H/V spectral ratio in two sediment-filled valleys in western Liguria (Italy)”, Bollettino Di Geofisica Teorica ed Applicata 42 (3-4), pp. 305–315.
Bonilla, L. F., Steidl, J. H., Lindley, G. T., Tumarkin, A.G., Archuleta, R.J. (1997) “Site amplification in the San Fernando valley, California: variability of site-effect estimation using the S-wave, coda, and H/V methods”, Bull. Seism. Soc. Am. 87-3, pp. 710-730.
Boore, D. M. (1972). “A note on the effect of simple topography on seismic SH waves”, Bull. Seism. Soc. Am. 62, pp. 275-284.
Boore, D. M., Joyner, W. B., Fumal., T. E. (1997) “Equations for Estimating Horizontal Response Spectra and Peak Acceleration from Western North American Earthquakes: A Summary of Recent Work.” Seismological Research Letters 68, pp. 128-153.
Borcherdt, R. D. (1992) “Simplified Site Classes and Empirical Amplification Factors for Site-Dependent Code Provisions”, in Proceedings NCEER, SEAOC, BSSC Workshop on Site Response During Earthquakes and Seismic Code Provisions, G. M. Martin, ed., University of Southern California, Los Angeles, November 18-20, 1992.
Campbell, K. W., Bozorgnia, Y. (1994) “Near-source attenuation of peak horizontal acceleration from worldwide accelerograms recorded from 1957 to 1993”, Pages 283–292 of: Proceedings of the Fifth U.S. National Conference on Earthquake Engineering, Vol. III.
Campbell, K. W. (1997) “Empirical near-source attenuation relationships for horizontal and vertical components of peak ground acceleration, peak ground velocity, and pseudo-absolute acceleration response spectra”, Seismological Research Letters,68(1), pp. 154–179.
Campbell, K. W. (2000) “Erratum: Empirical near-source attenuation relationships for horizontal and vertical components of peak ground acceleration, peak ground velocity, and pseudoabsolute acceleration response spectra”, Seismological Research Letters,71(3), pp. 352–354.
Capon, J., Greenfield, R. J., Koller, R. J., Lacoss, R. T. (1968) “Short period signal processing results for the large aperture seismic array”, Geophysics 33, pp. 452–472.
Cara, F., Di Giulio, G., Rovelli, A. (2003) “A study on seismic noise variations at Colfiorito, central Italy: implications for the use of H/V spectral ratios”, Geophys. Res. Lett., 30, No. 18.
Castellaro S., Mulargia F. (2009) “Vs30 estimates using constrained H/V measurements”, Bull. Seism. Soc. Am., 99, pp. 761-773.
Castellaro S., Mulargia F. (2010) “How Far from a Building Does the Ground-Motion Free-Field Start? The Cases of Three Famous Towers and a Modern Building”, Bull. Seismol. Soc. Am., 100, pp. 2080-2094.
Cisternas, A., Philip, H., Bousquet, J. C., Cara, M., Deschamps, A., Dorbath, L., Dorbath, C., Haessler, H., Jimenez, E., Nercessian, A., Rivera, L., Romanowicz, B., Gvishiani, A., Shebalin, N. V., Aptekman, I., Arefiev, S., Borisov, B. A., Gorshkov, A., Graizer, V., Lander, A., Pletnev, K., Rogozhin, A. I., Tatevossian, R. (1989) "The Spitak (Armenia) earthquake of 7 December
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
130
1988: field observations, seismology and tectonics", Nature (Nature Publishing Group) 339, pp. 675–679.
Claudet, S., B. (2004) “Nature du bruit de fond sismique: implications pour les études des effets de site”, Teze Dokt., l’université Joseph Fourier – Grenoble I, Spécialité: Science de la Terre et de l’Univers, 241 p.
Claudet, S., B., Cotton, F., Bard P. Y. (2006) “The nature of noise wavefield and its applications for site effects studies. A literature review”, Earth-Science Reviews, Volume 79, Issues 3–4, December 2006, pp. 205–227.
Cornell, C. A. (1968) “Engineering Seismic Risk Analysis” Bull. Seismol. Soc. Am, Vol. 58, No. 5, pp. 1583 – 1606
Cornou, C. (1998) “Etudes théoriques et numériques sur la méthode de Nakamura-Nogoshi”. Mémoire de Diplôme d'Ingénieur, EOST Strasbourg-LGIT Grenoble, 132 pp. (in French).
Courboulex, F., Deschamps, A., Cattaneo, M., Cosli, F., Deverchere, J., Virieux, J., Augliera, P., Lanza, V., Spallorossa, D. (1998) “Source study and tectonic implications of the 1995 Ventimiglia (border of Italy and France) earthquake (Ml = 4.7)”, Tectonophysics, 290, pp. 245-257.
Cuellar, V. (1997) “Geotechnical applications of the spectral analysis of surface waves”, in Modern Geophysics in engineering geology, Eds. D. M. McCann, M. Eddleston, P. J. Fenning, & G. M. Reeves, pp. 53–62 (Geological Society Engineering Geology Special Publication No.12, 1997).
Delgado, J., López Casado, C., Giner, J., Estévez, A., Cuenca, A., Molina, S. (2000) “Microtremors as a geophysical exploration tool: Applications and limitations”, Pure and Applied Geophysics, v. 157, p. 1445-1462.
Duni, Ll. (2000-2009) “Raporte teknike të studimeve inxhiniero sizmologike të realizuara në qytetin eTiranës”, Arkivi i IGJEUM, Tiranë.
Duni, Ll. (2003) “Përdorimi i modeleve të shuarjes në vlerësimin e rrezikut sizmik të shesheve të ndërtimit nëpërmjet parametrave të lëkundjeve të forta të truallit”, Studim, Arkivi i IGJEUM-it, Tiranë, 22 p.
Duni Ll., Kuka N. (2003) “Diskutim mbi koeficientët e sizmicitetit dhe spektrat e reagimit të kodit aktual KTP-N.2-89 në vëndin tonë”, Revista “Ndërtuesi”, No. 9, Dhjetor 2003, pp. 16–20.
Duni Ll., Kuka N. (2004) “Seismic hazard assessment and site-dependent response spectra parameters of the current seismic design code in Albania”, Acta Geod. Geoph. Hung., Vol. 39 (2 – 3), pp. 161–176.
Duni, Ll., Bozo, L., Kuka, N., Begu, E. (2010) “An upgrade of the microzonation study of the Centre of Tirana City”, Fifth International Conference on Recent Advances in Geotechnical Engineering and Soil Dynamics, May 24-29, 2010, San Diego, California, Paper No. 6.05b,10 p.
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
131
Duval, A. M., Bard, P. Y., Lebrun, B., Lacave-Lachet, C., Riepl, J., Hatzfeld, D. (2001) “H/V technique for site response analysis. Synthesis of data from various surveys”, Bollettino Di Geofisica Teorica ed Applicata 42 (3–4), pp. 267–280.
Eftimi, R. (1996) “Some engineering-geological data of the Tirana City area”. Proceedings of the First Working Group Meeting, Intern. Project “Expert Assessment of Land Subsidence related to hydrogeological and engineering geological conditions in the Regions of Sofia, Skopje and Tirana”, Sofia, Bulgaria, pp. 100-104.
Eftimi, R., Taushani, E. (1996) “Hydrogeology of Tirana Region” Proceedings of the First Working Group Meeting, Intern. Project “Expert Assessment of Land Subsidence related to hydrogeological and engineering geological conditions in the Regions of Sofia, Skopje and Tirana”, Sofia, Bulgaria, pp. 89-99.
Elenas, A. (2003) “Athens earthquake of 7 september 1999: intensity measures and observed damages”, ISET Journal of Earthquake Technology, Technical Note, Vol. 40, No.1, March 2003, pp. 77-97.
Ergin, M., Özalaybey S., Aktar A., Yalçin M. N. (2004) "Site amplification at Avcılar, Istanbul" Tectonophysics (Elsevier) 391. doi:10.1016/j.tecto.2004.07.021.12 p.
Eurocode 8: Design of structures for earthquake resistance – Part 1: General Rules, seismic actions and rules for buildings [Authority: The European Union Per Regulation 305/2011, Directive 98/34/EC, Directive 2004/18/EC] Sabetta, F., Pugliese, A. (1996) “Estimation of Response Spectra and Simulation of Nonstationary Earthquake Ground Motions”, Bull. Seism. Soc. Am., Vol. 86, No. 2, pp. 337-352.
Fah, D. (1997) “Microzonation of the city of Basel”, Journal of Seismology 1 (1), pp. 87–102.
Fah, D., Kind F., Giardini D. (2001) “A theoretical investigation on H/V ratios”, Geophys. J. Int., 145, pp. 535-549.
Fah, D., Kind, F., Giardini, D. (2003) “Inversion of local S-wave velocity structures from average H/V ratios, and their use for the estimation of site-effects”, Journal of Seismology 7: pp. 449–467.
Field, E.H., Jacob, K. (1993) “The theoretical response of sedimentary layers to ambient seismic noise”, Geophysical Res. Lett. 20-24, pp. 2925-2928.
Foti, S. (2000) “Multistation Methods for Geotechnical Characterization using Surface Waves”. PhD thesis
Frankel, A. D. (1995) “Mapping seismic hazard in the Central and Eastern United States”, Seism. Res. Lett., Vol. 66, No.4, pp.8 – 21.
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
132
Gao, L., Wallace, T. C. (1995) “The 1990 Rudbar-Tarom Iranian earthquake sequence: Evidence for slip partitioning” Journal of Geophysical Research, Volume 100, Issue B8, 10 August 1995 ,pp. 15317–15332.
Giampiccolo E., Gresta S., Mucciarelli M., De Guidi G., Gallipoli M.R. (2001) “Information about subsoil geological structure in the city of Catania (Eastern Sicily) from microtremor measurements”, Annali di Geofisica, 44, pp. 1-12.
Gruppo di lavoro (2008) “Indirizzi e criteri per la microzonacione sismica. Raporto Finale” Commissione Protezione Civile, Sottocommissione 8: Attuazione della normative sismica, pp.451.
Gutenberg, B. (1958) “Microseisms”, Advan. Geophys., 5, pp. 53-92.
Harmsen, S. C., Frankel, A. D., Petersen, M. D. (2003) “Deaggregation of U.S. Seismic Hazard Sources: The 2002 Update”, U.S. Geological Survey Open-File Report 03-440.
Hartzell, S.H. (1978) “Earthquake aftershocks as Green’s functions”, Geophys. Res. Letters, 5, pp. 104-107.
Heuze, F.E., Ueng, T.S., Hutchings, L.J., Jarpe, S.P., Kasemeyer, P.W. (1995) “A New Seismic- Geotechnical Strong Motion Approach”, Proc. 3rd Int. Conf. on Recent Advantages in Geotechnical Earthquake Engineering and Soil Dynamics, Vol. III, Paper No 8.11, St. Louis, Missouri, pp. 1311-1318
Huang, H., Yang, C., Chiu, H.-C. (2002) “Site response evaluation using the H/V ratio at the Yan–Liau station in Hualien, Taiwan”, Pure and Applied Geophysics 159 (11–
Kawase, H. (2002) ”International Handbook of Earthquake and Engineering Seismology”, Part B, published by Academic Press of IASPEI, 2002, pp. 1013-1030.
Kobayashi, K. (1980) “A method for presuming deep ground soil structures by means of longer period microtremors”, Proc. of the 7th WCEE, Sept. 8-13, Istanbul, Turkey, 1, pp. 237-240.
Koçiaj S., Sulstarova E., Aliaj Sh., Duni Ll., Peçi V., Hida N., Shuteriqi P., Konomi N., Dakoli H., Kero J., Myrto R., Çollaku A., Goga K., Kapllani L., Kozmaj S. 1984 “Mikrozonimi sizmik i qytetit të Vlorës”, Raport teknik, Arkivi i IGJEUM-it, Tiranë, 385 p.
Koçiaj, S., Sulstarova, E., Aliaj, Sh., Duni, Ll., Peçi, V., Konomi, N., Dakoli, H., Fuga, I., Gogo, K., Zeqo, A., Kapllani, L., Kozmaj, S., Lika, M. (19851) “Mikrozonimi sizmik i qytetit të Durrësit”, Raport teknik, Arkivi i IGJEUM-it, Tiranë, 224 p.
Koçiaj S, Duni, Ll, Pitarka, A (19852) “Mbi mikrozonimin sizmik të hotelit të ri në qytetin e Vlorës, në zonën e Skelës dhe vlerësimi i potencialit të lëngëzimit” Raport teknik, Arkivi i IGJEUM-it, Tiranë, Albania.
Koçiaj, S., Sulstarova, E., Aliaj, Sh., Konomi, N., Duni, Ll., Pitarka, A., Peçi, V. (1986), “Mikrozonimi sizmik i qytetit të Shkodrës”, Raport teknik, Arkivi i IGJEUM-it, Tiranë, 274 p.
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
133
Koçiaj, S. (1986) “Rreziku sizmik i kores së Tokës në Shqipëri dhe saktësimi i tij për zonat e ndërtimit”, Disertacion për gradën shkencore “Doktor i Shkencave”, Arkivi i IGJEUM-it, Tiranë.
Koçiaj, S., Aliaj, Sh., Pitarka, A., Peçi, V., Konomi, N., Dakoli, H., Prifti, K., Koçiu, A., Kero, J., Shehu, V., Goga, K., Goro, N., Kume, L., Kapllani, L., Papadhopulli, P., Eftimi, R., Kondo, M., Puka, N. (1988) “Mikrozonimi sizmik i qytetit të Tiranës”, Raport teknik, Arkivi i IGJEUM-it, Tiranë, 317 f.
Koçiaj, S., Aliaj, Sh., Pitarka, A., Peçi, V. (1989) “Mikrozonimi sizmik i qytetit të Korçës”, Raport teknik, Arkivi i IGJEUM-it, Tiranë.
Koçiaj, S., Duni, Ll., Aliaj, Sh., Pitarka, A., Shuteriqi, P., Peçi, V. (1990) “Mikrozonimi sizmik i qytetit të Fierit”, Raport teknik, Arkivi i IGJEUM-it, Tiranë, 129 p.
Koçiaj, S., Pitarka, S. (1990) “A Check-up on seismic hazard assessment: Tirana case study”. Natural Hazard, Kluwer Academic Publishers, Vol. 3, No. 3, pp. 293 - 305.
Koçiaj, S., Pitarka, A., Aliaj, Sh., Peçi, V. (1991) “Mikrozonimi sizmik i qytetit të Pogradecit”, Raport teknik, Arkivi i IGJEUM-it, Tiranë,
Konno, K., Ohmachi, T. (1998) “Gound-motion characteristics estimated from spectral ratio between horizontal and vertical components of microtremor”. Bull. Seism. Soc. Am. 88, pp. 228–241.
Konomi, N., Dakoli, H., Prifti, K., Koçiu, A., Kero, J., Shehu, V., Goga, K., Goro, N., Kume, L., Kapllani, L., Papadhopulli, P., Eftimi, R., Kondo, M., Puka, N. (1988) “Zonimi gjeologo-inxhinierik i qytetit të Tiranës”, Raport teknik, Arkivi i Fakultetit Gjeologji-Miniera.
Kramer, S. L. (1996) “Geotechnical Earthquake Engineering”, Prentice–Hall ISBN 0-13-374943-6.
Kuka, N., Duni, Ll. (2007) “Vlerësimi probabilitar i rrezikut sizmik të Shqipërisë”, Raport teknik, Arkivi i IGJEUM-it, 41 p.
Lacavel, C., Bard, P. Y., G. Koller, G. (2000) “Microzonation: techniques and examples”, Publikim në kuadër të projektit SESAME, 23 p.
Lachet, C., Bard, P. Y. (1994) "Numerical and Theoretical Investigations on the Possibilities and Limitations of Nakamura's Technique", J. Phys. Earth, 42, pp. 377-397.
Lachet, C., Hatzfeld, D., Bard, P. Y., Theodulidis, N., Papaloannou, C., Savvaidis, A. (1996) “Site effects and microzonation in the city of Thessaloniki (Greece). Comparison of different approaches”, Bull. Seism. Soc. Am. 86, pp. 1692-1703.
Lacoss, R. T., Kelly, E. J., Toksoz, M. N. (1969) “Estimation of seismic noise structure using arrays”, Geophysics 34, pp. 21–38.
Lay, T., Wallace, T. C. (1995) “Modern Global Seismology”, Academic Press, San Diego, 521 p.
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
134
Lebrun, B., Hatzfeld, D., Bard P. Y. (2001) “Site effect study in urban area: experimental results in Grenoble (France)”, Pure Appl. Geophys. (PAGEOPH), 158, pp. 2543-2557.
Lee, S.-J., D. Komatitsch, B.S. Huang, and J. Tromp (2009a). Effects of topography on seismic wave propagation: An example from northern Taiwan, Bull. Seism. Soc. Am. 99, 314-325.
Lee, S.-J., Y.-C. Chan, D. Komatitsch, B.-S. Huang, and J. Tromp (2009b). Effects of realistic surface topography on seismic ground motion in the Yangminshan region of Taiwan based upon the spectral-element method and LiDAR DTM, Bull. Seims. Soc. Am. 99, 681-693.
Lermo, J., Chavez-Garcia, F. J. (1993) “Site effect evaluation using spectral ratios with only one station”, Bull. Seism. Soc. Am, 83, pp. 1574−1594.
Lermo, J., Chavez-Garcia, F. J. (1994) “Are microtremors useful in site response evaluation?” Bull. Seism. Soc. Am. 84, pp. 1350-1364.
Lombardo, G., Coco, G., Corrao, M., Imposa, S., Azzara, R., Cara, F.,Rovelli, A. (2001) “Results of microtremor measurements in the urban area of Catania, Italy”, Bollettino Di Geofisica Teorica ed Applicata 42 (3–4), pp. 317–334.
Lowrie, W. (2006) “Fundamentals of Geophysics”, Cambridge University Press, 354 p.
Ma, S., R. J. Archuleta, and M. T. Page (2007). Effects of large-scale surface topography on ground motions, as demonstrated by a study of the San Gabriel Mountains, Los Angeles, California, Bull. Seism. Soc. Am. 97, 2066-2079.
Manning, P. M., Margrave, G. F. (2002) “Finite difference modelling of near surface effects”. CSEG Geophysics 2002 – Taking exploration to the edge, p.4.
Maresca, R., Castellano, M., De Matteis, R., Saccorotti, G.,Vaccariello, P. (2003) “Local site effects in the town of Benevento (Italy) from noise measurements”, Pure and Applied Geophysics 160 (9), pp. 1745–1764.
Margaris, B., Papazachos, C., Papaioannou, C., Theodulidis, N., Kalogeras, I., Skarlatoudis, A. (2002) “Ground motion attenuation relations for shallow earthquakes in Greece”, In Proceedings of the XXVIII General Assembly of the European Seismological Commission (ESC).
Micromed (2011) “The short Tromino how to”, User manual of Tromino http://www.tromino.it.
Ministry of Public Works of Turkey (2004) “Seismic microzonation of Municipalities, Executive Summary”, Report of the General Directorate of Disaster Affairs, 20 p.
Mucciarelli, M. (1998) “Reliability and applicability of Nakamura’s technique using microtremors on the ground surface: an experimental approach”, J. Earthquake Eng. 2, pp. 625–638.
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
135
Nakamura, Y. (1989) “A method for dynamic characteristics estimation of subsurface using microtremor on the ground surface”, Quarterly Report Railway Tech. Res. Inst., Vol. 30, No.1, pp. 25-30.
Nakamura, Y. (2000) “Clear identification of fundamental idea of Nakamura’s techniques and its applications”, 12 WCEE, paper No. 2656, 8 p.
Nogoshi, M., Igarashi, T. (1971) “On the amplitude characteristics of microtremors”. J. Seism. Soc. Japan. 24, pp. 24-40
Paolucci, R., Faccioli, E. (2003) "Comment on ’3D Site Effects: A thorough analysis of a high-quality dataset” Bull. Seism. Soc. Am., 93 (5), pp. 2301-2305.
Parolai, S., Richwalski, S. M., Milkereit, C., Bormann, P. (2004) “Assessment of the stability of H/V spectral ratios from ambient noise and comparison with earthquake data in the Cologne area (Germany)”, Tectonophysics 390, pp. 57–73.
Riepl, J., Bard, P. Y., Hatzfeld, D., Papaioannou, C., Nechtschein, S. (1998) “Detailed evaluation of site response estimation methods across and along the sedimentary valley of Volvi (EURO-SEISTEST)”, Bull. Seism. Soc. Am. 88-2, pp. 488-502.
Rix, G.J. (1988) “Experimental study of factors affetting the Spectral-Analysis-of- Surface-Waves method”, Ph.D Diss., Un. of Texas at Austin.
Seo, K. (1997) “Comparison of measured microtremors with damage distribution”, In JICA
SESAME, European research project (2004) “Site effects assessment using ambient excitations”, Project No. EVG1-CT-2000-00026 SESAME, Final Report, http://sesame-fp5.obs.ujf-grenoble.fr.
Somerville, P. (1995) "Kobe Earthquake: An Urban Disaster", Vol. 76, No. 6. American Geophysical Union, pp. 49-51.
SAARC (2011) “Seismic microzonation: Methodology for vulnerable Cities of South Asian Countries”, New Delhi, India, p. 138.
Sabetta Sulstarova, E., Koçiaj, S. (1975) “Katalogu i tërmeteve të Shqipërisë”, Botim i Akademisë së Shkencave, Arkivi i IGJEUM-it, Tiranë.
Sulstarova, E., Koçiaj, S., Aliaj, Sh. (1980) “Rajonizimi sizmik i Shqipërisë”, Shtypshkronja “Mihal Duri” Tiranë, Monografi, Arkivi i IGJEUM-it, Tiranë.
Shearer, P. (2009) “Introduction to Seismology”, Cambridge University Press, ISBN-13 978-0-511-58010-9, 396 p.
Telford, W.M. (1990) “ Applied Geophysics”, Second Edition. Cambridge University Press.
Towhata, I. (2008) “Geotechnical Earthquake Engineering”, Springer Series in Geomechanics and Geoengineering, Published by Springer, 684 p.
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
136
Theodulidis, N., Bard, P.Y., Archuleta, R., Bouchon, M. (1996) “Horizontal-to-vertical spectral ratio and geological conditions: the case of Garner Valley downhole array in Southern California”, Bull. Seism. Soc. Am., 86, pp. 306-319.
Uebayashi, H. (2003) “Extrapolation of irregular subsurface structures using the horizontal-to-vertical spectral ratio of long-period microtremors”, Bull. Seism. Soc. Am, 93 (2), pp. 570–582.
Utsu, T. R. (2002) "A List of Deadly Earthquakes in the World: 1500-2000", International Handbook of Earthquake & Engineering Seismology, Part A, Volume 81A (First ed.), Academic Press, p. 710
Yamazaki, F., Ansary, M. A. (1997) “Horizontal-to-vertical spectrum ratio of earthquake ground motion for site characterization”, Earthq. Eng. and Struct. Dyn., 26, pp. 671-689.
Yegian, M.K., Ghahraman, Gazetas, G., Dakoulas, P., Makris, N. (1995) "The Northridge Earthquake of 1994: Ground Motions and Geotechnical Aspects", Third International Conference on Recent Advances in Geotechnical Earthquake Engineering and Soil Dynamics. Northeastern University College of Engineering. p. 1384.
Yoshida, Y., Abe, K. (1992) “Source mechanism of the Luzon, Philippines Earthquake of July 16, 1990”, Geophysical research Letters, Volume 19, Issue 6, 20 March 1992, pp. 545–548.
Zaré, M., Bard, P. Y., Ghafory-Ashtiany, M. (1999) “Site categorization for the Iranian strong motion network”, Soil Dyn. and Earthq. Engin, 18, pp.101-123.
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
141
SHTOJCA B
Shembuj të raportit të interpretimit me programin Grilla të disa prej pikave
të matura
PIKA 55 Instrument: TR-0010/01-05 Start recording: 08/01/13 08:24:45 End recording: 08/01/13 08:54:46 Channel labels: NORTH SOUTH; EAST WEST ; UP DOWN GPS data not available Trace length: 0h30'00''. Analyzed 63% trace (manual window selection) Sampling rate: 128 Hz Window size: 30 s Smoothing type: Triangular window Smoothing: 10%
HORIZONTAL TO VERTICAL SPECTRAL RATIO
H/V TIME HISTORY
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
142
SINGLE COMPONENT SPECTRA
EXPERIMENTAL vs. SYNTHETIC H/V
Depth at the bottom of the layer [m]
Thickness [m] Vs [m/s] Poisson ratio
5.00 5.00 130 0.35 47.00 42.00 240 0.35
inf. inf. 450 0.35
Vs(0.0-30.0)=210m/s
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
143
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
144
[According to the SESAME, 2005 guidelines. Please read carefully the Grilla manual before interpreting the following tables.]
Max. H/V at 1.34 ± 0.08 Hz (in the range 0.0 - 40.0 Hz).
Criteria for a reliable H/V curve
[All 3 should be fulfilled]
f0 > 10 / Lw 1.34 > 0.33 OK nc(f0) > 200 1531.9 > 200 OK
σA(f) < 2 for 0.5f0 < f < 2f0 if f0 > 0.5Hz σA(f) < 3 for 0.5f0 < f < 2f0 if f0 < 0.5Hz
Exceeded 0 out of 66 times OK
Criteria for a clear H/V peak [At least 5 out of 6 should be fulfilled]
Exists f - in [f0/4, f0] | AH/V(f -) < A0 / 2 NO Exists f + in [f0, 4f0] | AH/V(f +) < A0 / 2 2.531 Hz OK
A0 > 2 2.09 > 2 OK fpeak[AH/V(f) ± σA(f)] = f0 ± 5% |0.02969| < 0.05 OK
σf < ε(f0) 0.0399 < 0.13438 OK σA(f0) < θ(f0) 0.3229 < 1.78 OK
Lw nw
nc = Lw nw f0 f
f0 σf
ε(f0) A0
AH/V(f) f –
f +
σA(f)
σlogH/V(f) θ(f0)
window length number of windows used in the analysis number of significant cycles current frequency H/V peak frequency standard deviation of H/V peak frequency threshold value for the stability condition σf < ε(f0) H/V peak amplitude at frequency f0 H/V curve amplitude at frequency f frequency between f0/4 and f0 for which AH/V(f -) < A0/2 frequency between f0 and 4f0 for which AH/V(f +) < A0/2 standard deviation of AH/V(f), σA(f) is the factor by which the mean AH/V(f) curve should be multiplied or divided standard deviation of log AH/V(f) curve threshold value for the stability condition σA(f) < θ(f0)
θ(f0) for σA(f0) 3.0 2.5 2.0 1.78 1.58 log θ(f0) for σlogH/V(f0) 0.48 0.40 0.30 0.25 0.20
PIKA 9 Instrument: TR-0010/01-05 Start recording: 23/11/12 09:20:58 End recording: 23/11/12 09:50:59 Channel labels: NORTH SOUTH; EAST WEST ; UP DOWN GPS data not available
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
147
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
148
[According to the SESAME, 2005 guidelines. Please read carefully the Grilla manual before interpreting the following tables.]
Max. H/V at 8.13 ± 0.01 Hz (in the range 0.0 - 40.0 Hz).
Criteria for a reliable H/V curve
[All 3 should be fulfilled]
f0 > 10 / Lw 8.13 > 0.33 OK nc(f0) > 200 10968.8 > 200 OK
σA(f) < 2 for 0.5f0 < f < 2f0 if f0 > 0.5Hz σA(f) < 3 for 0.5f0 < f < 2f0 if f0 < 0.5Hz
Exceeded 0 out of 391 times OK
Criteria for a clear H/V peak [At least 5 out of 6 should be fulfilled]
Exists f - in [f0/4, f0] | AH/V(f -) < A0 / 2 4.656 Hz OK Exists f + in [f0, 4f0] | AH/V(f +) < A0 / 2 11.0 Hz OK
A0 > 2 3.58 > 2 OK fpeak[AH/V(f) ± σA(f)] = f0 ± 5% |0.00087| < 0.05 OK
σf < ε(f0) 0.00708 < 0.40625 OK σA(f0) < θ(f0) 0.3397 < 1.58 OK
Lw nw
nc = Lw nw f0 f
f0 σf
ε(f0) A0
AH/V(f) f –
f +
σA(f)
σlogH/V(f) θ(f0)
window length number of windows used in the analysis number of significant cycles current frequency H/V peak frequency standard deviation of H/V peak frequency threshold value for the stability condition σf < ε(f0) H/V peak amplitude at frequency f0 H/V curve amplitude at frequency f frequency between f0/4 and f0 for which AH/V(f -) < A0/2 frequency between f0 and 4f0 for which AH/V(f +) < A0/2 standard deviation of AH/V(f), σA(f) is the factor by which the mean AH/V(f) curve should be multiplied or divided standard deviation of log AH/V(f) curve threshold value for the stability condition σA(f) < θ(f0)
θ(f0) for σA(f0) 3.0 2.5 2.0 1.78 1.58 log θ(f0) for σlogH/V(f0) 0.48 0.40 0.30 0.25 0.20
PIKA 31 Instrument: TR-0010/01-05 Start recording: 06/01/13 10:47:28 End recording: 06/01/13 11:17:29 Channel labels: NORTH SOUTH; EAST WEST ; UP DOWN GPS data not available
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
151
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
152
[According to the SESAME, 2005 guidelines. Please read carefully the Grilla manual before interpreting the following tables.]
Max. H/V at 1.38 ± 0.26 Hz (in the range 0.0 - 50.0 Hz).
Criteria for a reliable H/V curve
[All 3 should be fulfilled]
f0 > 10 / Lw 1.38 > 0.33 OK nc(f0) > 200 1485.0 > 200 OK
σA(f) < 2 for 0.5f0 < f < 2f0 if f0 > 0.5Hz σA(f) < 3 for 0.5f0 < f < 2f0 if f0 < 0.5Hz
Exceeded 0 out of 67 times OK
Criteria for a clear H/V peak [At least 5 out of 6 should be fulfilled]
Exists f - in [f0/4, f0] | AH/V(f -) < A0 / 2 0.813 Hz OK Exists f + in [f0, 4f0] | AH/V(f +) < A0 / 2 2.469 Hz OK
A0 > 2 2.87 > 2 OK fpeak[AH/V(f) ± σA(f)] = f0 ± 5% |0.09053| < 0.05 NO
σf < ε(f0) 0.12448 < 0.1375 OK σA(f0) < θ(f0) 0.5293 < 1.78 OK
Lw nw
nc = Lw nw f0 f
f0 σf
ε(f0) A0
AH/V(f) f –
f +
σA(f)
σlogH/V(f) θ(f0)
window length number of windows used in the analysis number of significant cycles current frequency H/V peak frequency standard deviation of H/V peak frequency threshold value for the stability condition σf < ε(f0) H/V peak amplitude at frequency f0 H/V curve amplitude at frequency f frequency between f0/4 and f0 for which AH/V(f -) < A0/2 frequency between f0 and 4f0 for which AH/V(f +) < A0/2 standard deviation of AH/V(f), σA(f) is the factor by which the mean AH/V(f) curve should be multiplied or divided standard deviation of log AH/V(f) curve threshold value for the stability condition σA(f) < θ(f0)
θ(f0) for σA(f0) 3.0 2.5 2.0 1.78 1.58 log θ(f0) for σlogH/V(f0) 0.48 0.40 0.30 0.25 0.20
PIKA 125 Instrument: TR-0010/01-05 Start recording: 13/01/13 11:09:00 End recording: 13/01/13 11:39:01 Channel labels: NORTH SOUTH; EAST WEST ; UP DOWN
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
153
GPS data not available Trace length: 0h30'00''. Analyzed 43% trace (manual window selection) Sampling rate: 128 Hz Window size: 30 s Smoothing type: Triangular window Smoothing: 10%
HORIZONTAL TO VERTICAL SPECTRAL RATIO
H/V TIME HISTORY
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
154
SINGLE COMPONENT SPECTRA
EXPERIMENTAL vs. SYNTHETIC H/V
Depth at the bottom of the layer [m]
Thickness [m] Vs [m/s] Poisson ratio
2.00 2.00 140 0.35 42.00 40.00 240 0.35
inf. inf. 570 0.35
Vs(0.0-30.0)=229m/s
Mikrozonimi sizmik i qendrës së Tiranës – Altin KARRIQI
155
SHKOLLA E DOKTORATURËS “GJEOSHKENCAT, BURIMET NATYRORE DHE MJEDISI”
156
[According to the SESAME, 2005 guidelines. Please read carefully the Grilla manual before interpreting the following tables.]
Max. H/V at 1.53 ± 0.0 Hz (in the range 0.0 - 40.0 Hz).
Criteria for a reliable H/V curve
[All 3 should be fulfilled]
f0 > 10 / Lw 1.53 > 0.33 OK nc(f0) > 200 1194.4 > 200 OK
σA(f) < 2 for 0.5f0 < f < 2f0 if f0 > 0.5Hz σA(f) < 3 for 0.5f0 < f < 2f0 if f0 < 0.5Hz
Exceeded 0 out of 74 times OK
Criteria for a clear H/V peak [At least 5 out of 6 should be fulfilled]
Exists f - in [f0/4, f0] | AH/V(f -) < A0 / 2 1.344 Hz OK Exists f + in [f0, 4f0] | AH/V(f +) < A0 / 2 1.75 Hz OK
A0 > 2 3.93 > 2 OK fpeak[AH/V(f) ± σA(f)] = f0 ± 5% |0.00078| < 0.05 OK
σf < ε(f0) 0.0012 < 0.15313 OK σA(f0) < θ(f0) 0.5562 < 1.78 OK
Lw nw
nc = Lw nw f0 f
f0 σf
ε(f0) A0
AH/V(f) f –
f +
σA(f)
σlogH/V(f) θ(f0)
window length number of windows used in the analysis number of significant cycles current frequency H/V peak frequency standard deviation of H/V peak frequency threshold value for the stability condition σf < ε(f0) H/V peak amplitude at frequency f0 H/V curve amplitude at frequency f frequency between f0/4 and f0 for which AH/V(f -) < A0/2 frequency between f0 and 4f0 for which AH/V(f +) < A0/2 standard deviation of AH/V(f), σA(f) is the factor by which the mean AH/V(f) curve should be multiplied or divided standard deviation of log AH/V(f) curve threshold value for the stability condition σA(f) < θ(f0)