نظرت چیه ؟

مرکز هم فکری و انتقال تجربه

همین الان ثبت نام کن و از ما باش

ثبت نام

توجه : وارد کردن هر دو گزینه ایمیل و موبایل اجباری نیست فقط یک مورد کافی است.

پرسشنامه

کد امنیتی

تغییر

یاد آوری کردن کلمه عبور

چنانچه رمز عبور خود را فراموش کرده اید ایمیل خود را وارد کنید تا اطلاعات حساب کاربری برای شما ارسال شود.

یاد آوری کلمه عبور به وسیله موبایل

یاد آوری کلمه عبور به وسیله ایمیل

مدیریت زلزله

 

 

رابطه سرعت برشی,درجه حرارت ،روابط کاهندگی و ویسکوزیته در قسمت کم عمق از گوشته

چکیده:

توموگرافی امواج سطحی با استفاده از اساس سرعت امواج مابین 4-1 دوره بوده وبین 160-50 می باشد.. پروتکل ما 250 کیلومتر ورزولوشن عمودی از50 کیلومتر به عمق 300کیلومتر در گوشته است. مدل جدید ما    . PM-V2-2012 بوده  و مقدار 106 *3  لرزه ثبت شده است که موافق با پروتکل مدل قبلی است این است که با نخمین دما از مدل های ورقه اقیانوسی و با فشار و برآورد درجه حرارت از ترکیب مواد معدنی گارنت پریدوتیت مقدار SV(P,T) براساس مشاهدات ژئو فیزیکی محاسبه شد . اینها در مرحله بعد مورد استفاده به منظور برآورد مدل برشی و مشتقات آن با توجه به دماو فشار مورد استفاده قرار خواهد گرفت که باید با آزمایشهای آزمایشگاهی به یک توافق منطقی برسد. در درجه حرارت بالا یک آرامش رخ می دهد. که باعث موج برشی وبه فرکانس بستگی دارد. این رفتار  عامل یک ویسکوزیته برای بدست آوردن زمان آرامش ماکسول است که این رفتار آرام از یک بعد فرکانسی شرح داده شده است که بستگی به انرژی فعال سازیE و مقدار حجم V دارد و مقادیر آنها از مدل ها ژئوفیزیکی در آزمایشهای آزمایشگاهی در درجه خحرارت بالا توافق دارد. در نتیجه این مدل برای تعیی ضخامت لایه لیتوسفر در موج برشی ایجاد شده از تغییرات سرعتی استفاده می شود. این پروتکل دو عامل را با توجه به مدل های قبلی بهبود داده است وبه وضوح حل لیتوسفر ضخیم را در  زیر کمربند درونی فعال که در حال حاضر کوتاه است را نشان می دهد. همین عبارت اجازه می دهد که مقدار روابط کاهندگی موج برشی و ویسکوزیته آن برآورد شود.

کلیدواژه ها: توموگرافی امواج سطحی ،درجه حرارت گوشته،ضخامت لایه لیتوسفر،روابط کاهندگی موج برشی و ویسکوزیته گوشته.

1-مقدمه:

ارتباط سرعت موج برشی در مقابل افزایش کاهندگی کاهش کی یابد و کاهش ویسکوزیته در گوشته فوقانی زمین تقریبا در  90 سال گذشته شناخته شده است.(گوتنبرگ 1950.ص76) این اثرات در آستونسفر بیشتر آشکار می باشد که در  آن درجه حرارت گوشته به درجه حرارت ذوب می رسد. شکل 1-A یک حالت ثابت ژئوترم را نشان می دهد. لایه ی نزدیک به سطح که در آن گرما از طریق هدایت منتقل می شود به عنوان یک لایه مرزی مکانیکی شناخته شده است(MBL) این است که توسط یک فاصله در لایه مرزی حرارتی (TBL) بخشی از حرارت به صورت هم رفتی از گوشته فوقانی منتقل می شود. در اعماق بیشتر گرادیان دما در ایزونتروپیک همرفتی است. بدون ناپیوستگی در عردو درجه حرارت شیب می تواند در هر نقطه رخ دهد. راه مناسب برای توصیف یک ژئوترم از نظر لیتوسفر معادل ضخامت به عنوان عمق تعریفز شده که در آن برون یابی ژئترم از جریان هم رفتی می باشد. این توسط پریستلی و مکنزی در سال2006 استفاده شده است. بعداز آن PM6 نیز در اینجا استفاده می شود سپس ساختار حرارتی پارامتری صفحات اقیانوسی استفاده می شود(کرازبی وهمکاران 2006)همانطور که شکل A1 نشان می دهد لایه لیتوسفر در درون لایه مرزی نهفته شده استو به هیچ مرز فیزیکی مرتبط نیست. به علاوه درجه حرارت که بخشی از لایه مرزی حرارتی است در زیر پوسته زمین کمتر از داخل ایزنتروپ است شکل 1B و1E دو پروفیل دما را از غرب آفریقا با اتصالات ژئوترمی نشان می دهد که همراه با پروفیل SV است. هیچ نشانه ای در پروفیل سرعت متناظر بهوسته زمین دیده نمی شود. انواع تعاریف دیگر از ضخامت لایه لیتوسفریک ارائه شده است. تعریف اصلی مطابقت با ضخامت الاستیک شناخته شده دارد.(وات 2001) و در حال حاضر به ندرت استفاده می شود.ریچارد و شیرر در سال 2012 نقشه برداری SS را که توسط 10-5% در مرز با بیش از 20 کیلومتر ضخامت در عمق از 120-35 کیلومتر را ارزیابی کردند. این مرزها به دوئ صورت لیتوسفر و مرز آستونسفر تعریف می شود. علت کاهش سرعت خاص است . این می تواند ناشی از حضور مذاب ودر نتیجه تغییر در ترکیب و یا ناهمسانگردی باشد. اما از آن است که بیش از حد توسط تغییرات درجه حرارت درداخ پریدوتیت جامد تحرکاتی دیده می شود. شکل 1-الف طرح مدل مورد استفاده برای تعیین ضخامت لیتوسفریک را نشان می دهد. انتقال حرارت در لایه مرزی مکانیکی به طور کامل اناجم شده وحرارت تولید شده توسط تجزیه رادیو اکتیو در پوسته باعث می شود که گرادیان دمایی باکاهش عمق به وجود بیاید. انتقال حرارت در لایه مرزی حرارتی تغییرات قابلیت رسانایی را در 62 کیلومتر نشان می دهد. در اعماق بیشتر گرادیان دمای ایزنتروپیک به صورت بالقوه در حدود  1315 درجه سانتی گراد بوده که انتقال گرما به عنوان یک نشان در راستای نقش وجود آب است که یکی از مشخصات رسانا بودن است و به عنوان یک خط سنگین جامد در نزدیکی پایه لیتوسفر نشان داده شده است..قسمت ب و ج این شکل تخمین دمایی را دو محل در غرب آفریقا را براساس مدل PM-V2-2012  نشان می دهد. بنابراین هیچ ارتباط آشکاری میان ضخامت لیتوسفر در اینجا دیده نمی شود. لی و همکارانش در سال 2007 توابع گیرنده امواج را S بررای تعریف پایه لیتوسفر به کار گرفتند. از آنجا که تبدیل بین S,P نیاز به گرادیان سرعت بزرگی دارد هیچ ارتباط آشکاری وجود ندارد. یوآن و رومانوویچ در سال2010 تعریف دیگری را از ضخامت لیتوسفریک ارائه کردند که اساس آن برتوزیع عمودی ناهمسانگردی بود. اگرچه در اصل در مقابل توسط ترکیب کنترل ودرجه حرارت گوشته تعدادی از مطالعات انجام شدند اما می بایست در مقابل تغییرات ناشی از خروج مذاب از پرودوتیت تحقیقاتی شود . از آنجا که ضخامت لیتوسفر زیر کراتنز است اعتقاد براین است که مقدار جزئی از ذوب باقیمانده تغییراتی را در سرعت موج برشی در قسمت بالی گوشته که به احتمال زیاد ناشی از تغییرات درجه حرارت است نه از ترکیب به وجود می آورد. تعدادی از آزمایشهای آزمایشگاهی جکسون درسال 2000 و گریپ و کوپر در سال 1998 نشان داد که تغییرات درجه حرارت می تواند تغییرات سرعت برشی را با مقدار 10-20 % تولید کرده حتی در شرایطی که ذوب وجو داشته باشد. این نتایج نشان می دهد که تغییرات می تواند به عنوان نقشه تغییرات سه بعدی گوشته به عنوان تابعی از Vs(T,P)می تواند ارائه شود.

دو روش برای این مشکل ارائه شده است.

محققان ذکر شده نتایج حاصل از آزمایشهای آزمایشگاهی را در شرایط طبیعی با برآورد درجه حرارت از فشار برون یابی کردند. آنها تعدادی از مشکلات را با روش خود حل نمودند. وابستگی به در جه حرارت تابعی از اندازه دانه است و در آزمایشهای آزمایشگاهی حداقل دو برابر کمتر از گوشته است. این مشکل خواهد بود اگر به صورت نظری برون یابی کنیم متاسفان هاین مشکل همواره وجود دارد. مشکل دیگر این است که اندازه داته پریدوتیت گوشته به خوبی مشخص نیست.  این گوشته به راحتی قابل اندازه گیری است اما ممکن است در روش استخراج دچار تغییر شکل شود. این مشکلات باعث استفاده از روش های مختلف PM6 می شود. در این روش تعیین اخمواج ،و برآورد درجه حرارت از یک مدل حرارتی در مرکز اقیانوس انجام شده وفشار ودما از ماگمای گارنت پریدو تیت به دست آمده است.

 

 

که در آن SV=SV(P,T,a) محاسبه می شود. از آنجا که ضخامت لایه لیتوسفر زیر کراتن است اعتقاد براین است که با قیمانده ذوب تغییراتی را در سرعت موج برشی در قسمت بالای گوشته که به احتمال زیاد ناشی از تغییرات درجه حرارت است نه ترکیب به وجود می آورد. تعدادی از آزمایشهای آزمایشگاهی جکسون وکوپر نشان داه است که تغییرات درجه خرارت می تواند سرعت برشی را 10-20 % افزایش داده حتی در شرایطی که ذوب وجود داشته باشد. این نتایج نشان می دهد که تغییرات در مقابل را می توان جهت تغییرات در نقضشعه سه بعدی گوشته به وجود امد که برمبنای تابع (p,t) می باشد. در معادلات 1و2، E انرژی فعالسازی، V A  حجم فعالسازی ،T درجه حرارت مطلق است. که SV را می توان با استفاده از بست تیلور و با  مشتق جزئی انجام شده است. سپس آنها را برمبنای ثابت ژئوترم از تابعT(Z) حساب می کنیم این روش بدون استفاده از داده های آزمایشگاهی و در نتیجه جلوگیری از مشکلات در ارتباط با برون یابی آنها است. مک کارتی وهمکارانش در سال 2011 به تازگی یک رویکرد جدید را برای این مشکل در نظر گرفتند. آنها فرکانس امواج لرزه ای را F با استفاده از توابع ماکسول با توجه به معادله 1 محاسبه کردند. که در آن m =η/µτ  و =η(a)η و 1≤F/ ≤105  می باشد. همچنین این روش اجازه می دهد که روابط کاهندگی در  Qs-1   به دست بیاید. این رویکرد نیز برای برآورد η و از این رو تعیین اندازه دانه را فراهم می کند بنابراین این روش قوی تر از دو روش قبلی است. از آنجا که اثر یک مورد خاص را در روش PM6 را می بینیم آن را به راحتی می توان توسط انواع داده های ژئوفیزیکی از جمله برآورد رروابط کاهندگی و گرانروی را تعیین کرد. عبارات تحلیلی در بخش 2 برای داده های ژئوفیزیک وسنگ به منظور براورد پارامترها در بخش 3و4 به دست آمده است که از نتایج آزمایشگاهی می باشد .در بخش 5 نتایج مورد بحث با یک رویکرد جدید در مورد مدل توموگرافی انجام می شود.

2-آزمایشهای تحلیلی :

مک کارتی و همکارانش در سال2011 تعریف پیچیده ای از J(F) را با توجه به معادله زیر ارئه کردن که در آن J1 و J2  توابع حقیقی فرکانس بدون بعد می باشد

 

. سرعت برشی و روابط کاهندگی با روابط زیر محاسبه می شود

 

 

که در آنf فرکانس است وJ را می توان با معhدله زیر بیان کرد

 

که در آن تعیین فرکانس به طور معمول برمبنای مگاهرتز بدوئن آرامش محاسبه شده و η ویسکوزیته است که می تواند با فرمول زیر و رابطه زیر بیان شود.

 

که در آن a  یک پارامتر فعالسازی برای معادله 1 است و C یک عدد ثابت که وابسته به اندازه دانه می باشد که برمبنای رابطه زیر محاسبه می شود

 

که در آن 1 η و dr   و m مقادیر ثابت هستند.  و تغییر شکل توسط خزش نابارو انجام می شود که در آن m=2 است  در حالی که اگر مکانیزم خزش وجود داشته  باشد m=3 شده ومدول برشی با توجه به رابطه زیر محاسبه می شود

 

 

 

 

و تعیین هفت مقدار ثابت از A0 تا A6 به شکل زیر مح0اسبه می شود.

 

که با استفاده از روابط کامرز –کرونیگ مقدار J1 و J2  توسط معادله زیر محاسبه می شود..

 

 

هنگامی که با استفاده از این عبارت از این مشکلات به وجود آمده جلوگیری می کنیم..EXP[(E+PV0)/RT] رخ می دهد که توسط معادله های 15و16 و17 مححاسبه می شود.

 

 

 

 واضح است که مقدار ηتوسط مقادیر انتخاب شده تحت تاثیر قرار نمی گیرد. که در آن PR =1.5 Gpa می باشد. مقادیرdµ/dT) (0,0)µ   و  (dµ/dp)0 0 , E , V a توسط اتصالات ژئوفیزیک و سنگ ها مشاهده شده وبرای مدل های مختلف در جدول 1 ارائه شده است. ارتباط بین معادلات مک کارتی وهمکاران در pm6 به شرح زیر آورده شده است.

 

 

 

 

 

 

موضوع نهایی مربوط به اثر ذوب شدن است و. PM6 استدلال می کند که میزان ذوب در جبه بیش از 0.1% بعید است . اگر در حال حاضر این احتمال وجود دارد که کگانالی در امتداد لبه ها با زاویه 30-50 درجه به وجود بیاید آنها استدلال می کردند که چنین مقدار کمی از مذاب در کانال بعید است که برخواص مکانیکی تاثیر عمده ای بگذارد. با این حال مک کارتی وتاکی در سال 2011 مطالعه دقیقی برروی خواص الاستیک انجام داده اند و نشان داد که در این صورت گران روی ذوب کاهش می یابد. حتی زمانی که مقدار مذاب خیلی کوچک و در حد 0.25%باشد. جکسون و همکاران در سال 2007 رفتاری را پیدا کردن که در سنگ آلیوین خالص وجود دارد. اگرچه فرایند فیزیکی تولید چین هنوز نامشخص است، اثر غلظت های گوشته جامد بیش از حد می باشد که آن را به ts  نشان می دهیم که در جدول 1 ارائه شده است.

3-مدل سازی ومحدودیت ها:

مدل توموگرافی جدید برای SV توسط منحنی های ترسیم شده به وسیله زلزله نگار دیجیتالی ثبت شده که در مرکز تانسور بوده است. تعدادی از این نگاره های ضبط شده در فاصله 106 *3 در سال 2006بوده است که مقدار افزایش یافته ای بوده است. اینن افزایش به ما اجازه می دهد تا ما از یک طول همبستگی جانبی به مقدار 250 کیلومتر و نه400کیلومتر توسطPM6 را استفاده کنیم. از لرزه نگار عمودی نیز استفاده کرده ایم که اصولا به این دلیل است که نسبت سیگنال به نویز خوب است. سرعت موج برشی به صورت گسترده بوده و موج از پراکندگی بالایی با کنتر رزولشون عمودی است. سه مدل ابعادی از SV توسط معکوس سطح در شکل موج با دامنه 160-50 در مسیر متوسط با استفاده از نسخه های مدل خودکار ثبت شده است.(کارا در سال 1999 و لوگو در سال 1987). سرعت مسیر متوسط مدل ها در یک وارونگی توموگرافی برای بدست آوردن سرعت موج با استفاده از تکنیک SV سه بعدی انجام شده است.(دبای لی و سمبریچ در سال 2004). مدل پوسته ی ناتاف و ریچارد برای ساختارهای کم عمق استفاده می شود. این روش به طور کامل توسط پریستلی وهمکارانش در سال 2012 تشریح شد و با توجه به پراکندگی تولید شده توسط Qs-1  می باشد.(دبای لی 1999). ما برای معکوس سرعت SV و توزیع ناهمسانگردی به عنوان تابعی از عمق به یک مدل جدید اشاره می کنیم که توسط سینیز کی و همکارانش در سال 2004 ارائه شده است. این مدل PM-V2-2012 است. حل این مدل توموگرافی نشان می دهد که می توان طول موج امواج را با هم مقایسه کرد اگر تعداد زیادی از مسیرهای توزیع شده به خوبی استفاده شود. اینکه آیا حل روش را می توان با استفاده از فرکانس محدود به جای  بهبود طول ارتباط ربط داد نامشخص است. به عنوان مثال سمینسکی و همکارانش نشان می دهند که تفاوت اختلاف بین این دو رویکرد هنگامی که دانه با باندهای فرکانسی مختلفی ترکیب شده است،کاهش می یابد. علاوه براین تفاوت مهم بین دانه وفرکانس محدود وجود دارد که برای ساختار سرعتی جانبی ناهمگن است. سودمندی این مدل سرعت به دست آمد توسط معکوس سرعت امواج بوده و بستگی به مکان و دامنه و رزولیشن دارد.  آثار قدیمی اغلب برای شناسایی توسط آزمون های استاندارد بسیار دشوار است. ما ترجیح می دهیم برای تست آنها با تولید لرزه های مصنوعی یک مدل حاوی یکی از ویژگی های مورد علاقه را به وجود بیاوریم مدل PM-V2-2012 در این راه با معرفی تعدادی آزمایش در بین صفحات زمین های خاورمیانه به ضخامت100کیلومتر وقطر400کیلومتر و500کیلومتر به عنوان خطا می پردازیم که در آن  SV به مقدار 10%بیشتر از سرعت مرجع است. همانطور که در شکل 4 دیده می وشد. لرزه نگارهای مصنوعی این مدل سرعت را تولید می کنند . حدافقی وعمودی صفحات به خوبی دیده می شوند و مهم تر از آن آثار قدیمی ناچیز است. دامنه تفرق SV در بین صفحات از بین 50-150 کیلومتر افزایش یافته است. اما تنها در حدود 5%بیشتر از سرعت مرجع در عمق 150-250 کیلومتر است در قسمت فوقانی گوشته پریدوتیت وجود دارد که حاوی مواد معدنی با مدول الاستیک ناهمسان گرد است. محورهای تقارن این مواد معدنی توسط تاری تغییر شکل آنها کنترل می شود. اگرچه اطلاعات لرزه ای برخی از محدودیت ها را به وجود می آورد،می توان آن را برای تعیین 21 پارامتر مورد استفاده قرار داد. از آنجا که ما اساسا در استفاده از لرزه نگارها علاقهمند به تخمین دمای گوشته هستسم این مشکل می تواند اجتناب شود اگر اطلاعات لرزه ای را بتوان برای یک تابع اسکالر از پارامترهای الاستیک تعریف کرد که تحت چرخش ثابت در هر محور است. متاسفانه معلوم نیست که این مشکل چگونه حل می شود. اسمیت ودالن در سال 1973 نشان داد که بیان عمومی برای سرعت موج در جامد ناهمسانگرد در جهت زاویه θ است.

 

که در آن A,B,C ,φ1φ2  مقادیر ثابتی هستند. و B خیلی بزرگتر از C است. در بحث زیر مقادیر ثابت برای امواج Rبزرگ است. مدل PM-V2-2012 نشان می دهد که با استفاده از آنCR=0 می باشد. اگر φ به صورت عمودی اندازه گیری شود مقدار 0=φ1=φ2 خواهد بود. در مقابل PREM ،S362ANI و SAW642aNB و SEM یک مدل ایزوتوپیک است که از هر زاویه ای در Z بدون تغییر چرخش محور z ∞ بوده و توسط mz  در محور یک صفحه عمود می باشد. این تقارن به راحتی توسط هریک از نمونه ها به وجود نمی آید. به عنوان مثال نیروی برشی خالص حاصل از حرکت افقی صفحه در محور X یک گرادیان تانسور از سرعت به وجود می آورد و از این رو یک تانسور تغییر شکل تولید می شود(مالورن 1962). همچنین تقارنی که در آن 2y /my  در امتداد محور y به وجود می آید(1998 توماس)  این تقارن تا مقدار مدول  الاستیک افزایش می یابد. گرادیان سرعت تقارن متقاطع ایزوتروپیک دارد وقتی که تک محوره و یا کوتاه در جهت محور Z با شد. تنها بخشی از گوشته به احتمال زیاد چنین تقارنی را برروی محور دارد. مدل متقاطع ایزوتروپیک اغلب به طور متوسط Vs  و پارامتر ناهمسانگرد ε را با توجه به رابطه زیر محاسبه می کند.

 

که در آن SV سرعت به دست آمده از امواج وSH سرعت امواج به هم پیوسته است. در مقابل با توجه به چرخش دذر این مورد محور چرخش عمودی است. همان نیز برای مقدار SV به دست آمده از AR   درست است. با این حال معادله 25 و 24 در مورد مواد نرم ناهمسانگرد خوشایند نیست(اسمیت وداهلن 1973). علاوه براین مقدار SH از امواج به هم پیوسته نیز مشخص است. پراکندگی امواج به هم پیوسته کمتر از امواج ریلی است چراکه لرزه نگار افقی  از عمودی  بهتر این موضوع را مشخص می کند.  به این دلیل ما ترجیح می دهیم که از استفاده AR  برای مدل PM-V2-2012 و S40RTS تعیین پارامترهای مربوط به سرعت برشی ودما را انجام دهیم. پارامترهای به دست آمده  از   این مدل ها در جدول 1 آمده است.  هردوی S40RTS و SAW642NB در PREM به عنوان یک مدل مرجع استفاده شده است. هردو در نتیجه یک ناپیوستگی را در 220 کیلومتر که منجر به انقطاع درجه حرارت شده است را نشان می دهد. برای جلوگیری از این مشکل تنها در سرعت ها بالاتر از 220 کیلومتر از این دو مدل استفاده می شود که هردو برای پارامترسنجی وبرآورد ضخامت استفاده می شود. شکل 2 تصاویر لیتوسفریک مدل SV را برای اقیانوس آرام به استثنای بعضی مناطق را نشن می دهد.(کرازبی وهمکاران2006) شکل 2 طبقه بندی پوسته های غیرمعمول را نشان می دهد.. شکل 3-C و 3-D با استفادئه از لرزه نگار SV را به عنوان تابعی از عمق در مدل PM-V2-2012   و SEMUM و S362ANI را که باعث افزایش  مقدار سطح در عمق کمتر از 175 کیلومتر را نشان می دهد. و در عمق کمی بیشتر در S40RTS در حالی که ضخامت ورق خوب بوده ومتناسب با تغییرات عمق در اقیانوس آرام در 90 کیلومتری است.(کرازبی وهمکاران.2006) این اختلاف تا حدودی از نتایج رزولیشن عمودی محدود حاصل از مدلها ی PM-V2-2012 در 50 کیلومتر بهتر بوده وبخشی از آن حرارت لایه مرزی را در شکل 1-A نشان می دهد. با این حال ساختار حرارتی در لایه مرزی مکانیکی توسط کنترل به تنهایی و درجه حرارت در عمق 75-50 کیلومتر از مدل صفحه باید توسط انتقال گرما در داخل تحت تاثیر لایه مرزی طبیعی قرار گیرد. مدل حرارتی مشابه لیتوسفر به عنوان PM6 به منظور برآورد)  SV(T,Z در عمق 75-50 کیلومتر استفاده شده است. فشار ودما در پریدوتیت تخمین زده شده است که توسط ماگما به سطح آورده شده است. استفاده از چنین برآوردی تنها در صورتی معتبر است که اگر ساختار حرارتی پوسته زمین بدون تغییر باقی مانده باشد.  مدل های سرعت خطی در سه بعد درون یابی شده و مورد ارزیابی SV در محل و عمق هرگره استخراج شده قرار می گیرند. داده ها از 38 لوله استفاده شده که24 تای آن در آفریقای جنوبی بوده استخراج شده است. 511 نتیجه برای تجزیه وتحلیل ترکیبات معدنی در هر گره مورد تجزیه وتحلیل قرار گرفت نیمیس وگروتر در سال 2010 در مورد برآورد P,T از  کانی شناسی گره اقدام نموده و توصیه از دماسنج تیلور با دو ترمومتر پیروکسین  و فشار سنج استفاده شود. آنها استدلال می کنند که این ترکیب را در آزمایشها آزمایشگاهی که با دماسنج کهلر وفشارسنج انجام شده است توافق خوبی دارد. هردوی آنها برای تعیین مقدار P وT در پارامترهای لرزه به دست آمده است. جدول 1 و2 توافق بسیار خوبی را بین این دو پارامتر نشان می دهد. سه محدودیت موجود در PM6 استفاده نشده است. مقدار متوسط درجه حرارت بالقوه  به گوشته بستگی دارد . رفع فشار ذوب در گسترش پشته ها تنها می تواند در ضخامتهای ثابت رفع شود.( وایت وهمکاران 1992) اگرچه درجه حرارت بالقوه جبه ثابت است،ضخامت پوسته و در نتیجه وابسته به درجه حرارت بالقوه  وآنتروپی ذوب خواهد بود(کوجیتانی وآکااوگی 1997)

مقدار sΔ را j/k.kg 400 محاسبه کرد. زمانی که درجه حرارت بالقوه در حدود .c 1315در ضخامت پیوسته 7km بود. گرادیان دمایی ایزونتروپیک 0.6c./km = (ƠT/ƠZ)s می تواند برای محاسبه متوسط دمای واقعی از قسمت فوقانی گوشته در اعماق بین 225 و 300 کیلومتر را بدست آورد این عمل بیشتر از آنکه در گروه بود می باشد. تصاویر متناظر SV به طور متوسط در اقیانوسی آرام محاسبه شد. شکل مقادیر لیتونسفر را نشان داده و بنابراین نمی تواند تحت تاثیر صفحه خنک کننده قرار گیرد. دو محدودیت گذشته استفاده از رویکرد مک کارتر و همکاران را به وجود می آورد. که شامل روابط کاهندگی و غظلت می باشد. تولید دو مدل راوبط کاهندگی برای تغییرات عمومی QS-1 در زیر کف دریا بالاتر از 100Ma می باشد. مقادیر در عمق 300- 150 کیلومتر در مدل به عنوان یک محدودیت مورد استفاده قرار گرفت محدودیت نهایی که مورد استفاده قرار گرفته به صورت متوسط بر پایه Log10 برای ویسکوزیته در عمق 300-150 کیلومتر است ژائو و همکارانش در سال 2010 تعیین مقادیر از 102*2/4 برای میانگین جهانی ویسکوزیته در بین اعماق 100-670KM می باشد.

4- تناسب :

پارامتر H توسط معادله زیر محاسبه می شود.:

 

که در آن H1 انباشته سرعت اقیانوس ، VI (Obc) است که بر حسب معادله زیر می توان استاندارد SI را حساب کرد. همین بیان برای H2 در سرعت متوسط در اعماق 225-300K در یزر اقیانوسی آرام استفاده شد.

 

 برای مقدار H3 رابطه زیر برقرار است.

 

که در آن QI-1 ، (Abc) از معادله زیر محاسبه می شود.

 

که در آن Qmeun-1 با استفاده از پارامتر های مناسب برای مدل ارائه شده در جدول را است .

 

احتمالا مهم ترین نتیجه این است که ممکن است مطابقت با تمام محدودیت های بدست آمده از PM – 720 – 2012 به خوبی با استفاده از یک مقدار واحد از هریک از شش پارامتر به صورت مشخص در جدول 1 آمده است. شکل 3 این تناسب را نشان می دهد.

چهار مدل دیگر نیز که در جدول 1 دیده می شود. سرعت SV نا مناسب را از گسترش پشته ها به مقدار

 4*10 -2 Km/sرا نشان می دهد و تخمین سرعت توموگرافی بعید است که دقیق باش. توافق بین مقادیر محابه شده برای گروه و مدل SV نسبتا خوب است. این تفاوت ممکن است از محدود شدن پروتکل نسبت به مدل های جدید سرعت موج برش باشد همانطور که انتظار می رود. M2 با استفاده محاسبه های پارامتری در مدل PM- V2- 2012 به صورت غیر متجانس مناسب باشد که این تجانس در محیط M کمی بیشتر است که توسط شش پارامتر مجاز بدست آمده است. اگر پارامتر های SEM-Um-V از مطالعات حذف شوند انرژی فعالسازی بدست آمده از مدل SV در حدود 380-465kj/moL خواهد بود مدل PM-V2- 2012 بدون استفاده از روابط کاهندگی و محدودیت ویسکوزیته مناسب می باشد. در هر سه مورد غیر متجانس2µ≈ 1µاست. از این رو برآورد درجه حرارت سنگ ندول از مدل های مشخص امکان پذیر است علاوه براین روابط کاهندگی مشاهده و محاسبه شده پارامتر های سرعت به تنهایی در شکل 3-f  نشان داده می شوند. ممکن است. که

 ≤F/≤1011  108  باشد. مقادیر مختلف پارامتر های مورد نیاز برای مطابقت مدل های توموگرافیک را متفاوت می کند. بنابراین تابع T(SV,Z) در روش توموگرافی برای بدست آوردن SV استفاده می شودو نمی تواند در آزمایش های آزمایشگاهی به تنهایی تایید می شود. توافق بین تصاویر محاسبه شده و مشاهده شده روابط کاهندگی و ویسکو زیته بوده است که برای SV مناسب است اما روابط کاهندگی برای تعیین داده های لرزه نگاری سخت بوده و ارتباط ضعیف بین مدلهای مختلف وجود دارد. برای مدل کردن GPS عمودی و افقی فنونسکندیا یا رضایت نسبی را از غظلت ثابت بین عمق های 100-670km به وجود می آورد. برآورد غلظت گوشته از مدل های سرعت موج برشی مورد بحث در بخش بعدی به شدت متفاوت است.

درجه حرارت برای تعیین ضخامت لیتوسفر با معکوس کردن عبارت قسمت 2 به دست می آید چون SV(I) یک تابع غیر خطی از T است و دقت و صحت بالایی داشته و درجه حرارت با افزایش دما افزایش می یابد اگر خطای استاندارد در SV وجود داشته باشید %69 کیلومتر بر ثانیه در عمق 50km خطایی در حدود 360 درجه سانتی گراد را در زیر دما های 900c. دیده می شود. اما کاهش به 110c. نزدیک به دمای ذوب در 1300c. است. اصولا این به دلیل درجه حرارت تخمین زده شده پایین تر از 900c. در تعیین ضخامت لیتو سفریک است. جدول 1 مقادیر پارامتر های بدست آمده از مقایسه روند آزمایشهای آزمایشگاهی را نشان می دهد. که یک توافق کلی و خوبی دارد. مقادیر M(0,0) از آزمایشات بدست آمده است که کمی کوچکتر از [(ƠMT)] است. انرژی فعالسازی به خوبی توسط محدود کردن روند دیده می شود.

 

که در آن مقادیر η0,A طبق جدول 1 بوده و مقدار PR مساوی 1/5Gpa و TR مساوی 14/37k است قطر دانه در حدود 4mm بوده که در گروه گوشته در اعماق کمتر از 300km است بنابراین برآورد از اندازه دانه برآورد جهانی است. این مشخص نیست چگونه تصاویر E با مقادیر جهانی نزدیک هستند. آنها میزان خزش متناسب با D-3 را نشان داده اند که در آن D قطر دانه است که در آن رفتار مورد انتظار دانه انجام می شود. انرژی فعالسازی و خزش مرز دانه و نفوذ بسیار بزرگ است. که مقادیر آن محاسبه شده و در حدود 410+30kj/MOL است. که توافقی بین نتایج بدست آمده از اطلاعات ژئو فیزیکی و پتولوژی و هیرت و کوهرسترت در سال 2003 وجود دارد.

5- ضخامت لیتوسفریک روابط کاهندگی و ویسکوزیته :

پارامتر های بدست آمده در بخش قبل می تواند برای بدست آوردن ضخامت لیتوسفریک ، موج S وغلظلت مورد استفاده قرار گیرد. از آنجا که کنترل درجه حرارت در پیوسته زمین در زیر قاره ها هنوز به خوبی درک نشده است. مشخص نیست که تغییرات سرعت در این مناطق را چگونه می توان متمایز کرد. با این حال در عمق کمتر از حدود 100km در حالت عادی لایه لیتوسفر تنوع درجه حرارتی محدودیرا نشان می دهد. و یک تابع باشد این بحث در بخش 3 مورد استفاده قرار گرفت تا به تعیین پارامترها کمک کند. روش ارزشیابی آسان هردو پروتکل و مدل SV برای بررسی آثار استفاده شد. منطقه هدف اقیانوس آرام بود که در شکل 4 دیده می شود. شکل 4-a و نقشه SV را برای منطقه در عمق 50km را همراه با مکانهای زلزله نشان می دهد. (انگ دال 1998 ) و به روز رسانی این نقشه از شرق  اقیانوس آرام تاگالاپاگوس گسترش یافته است. بسیاری از زمین لرزه های این ........ وجود دارد که گسل در آن است دما کمربندی با سرعت کم بر روی صفحات نازکا در صفر درجه شمالی و 95 درجه شرقی و 37 درجه شمالی و 95 درجه شرقی دیده می شود. که زلزله خیز نیست این کمربند به صورت مختلط راس مشخص شده اند بارگل و اوکای 1983 الگو های ناهنجاری مغناطیسی به وضع در شکل 4-b قابل مشاهده است در فاصله 250km این خط الراس شکسته و نشان داده می شود. که و به صورت افقی واقع شده است. علاوه براین بخشی از اقیانوس آرام به خوبی مدل PM- V2-2012 را در مدل های گرافیکی نشان می دهد. تفتیک پذیری افقی در زیر قاره ها به احتمال زیاد به دلیل رزولیشن نزدیک است.

نتیجه این است که توافق با آزمون انجام شده توسط بریستلی و همکاران یکی است. از چهار مدل دیگر استفاده شده ویژگی های سرعت در این منطقه بررسی شد اینکه آیا این ویژگی ها مربوط به خط الراس ها است علوم نیست زیران 500- 800km به سمت شرق امتداد یافته است مدلهای سرعت برش برای اقیانوس آرام نیز در شکل گیری رزولیشن عمودی انتظار می رود با افزایش حرارت در زیر  صفحات گوشته همراه باشد. شکل 2-a و 4-d سرعت کم در زیر پشته در منطقه محدود به طول 175km را نشان می دهد. ضخامت قدیمی صفحات از جمله لایه مرزی حرارتی احتمالا در مورد 150km  است. بنابراین عدم وجود یک همبستگی بین سرعت و سن لایه ها در شکل 4-d یک منطقه با سرعت کم در زیر جزایر هاوایی می شود. که در آن ستون روبه افزایش است همانطور که انتظار می رود. چنین ویژگی در شکل 4-a قابل مشاهده است به دلیل پیوسته ای که در زیر این جزیره است. دلیل آن است. با توجه به این درجه حرارت از سرعت برش محاسبه می شود. از آنجا که رزولیشن عمودی 50km است ممکن است در عمق 90km به صورت عمودی کاهش یافته و پیوسته و گوشته تکه تکه خواهند بود. روشی برای تعیین ضخامت لیتوسفر در 100km  وجود ندارد. و مقایسه کمی بین ضخامت لیتوسفر از مدل SV و کانی شناسی ندول در جدول شماره 2 برای 38 لوله مورد استفاده نشان داده شده است. پارامتر های غیر متجانس با محیط از دمای 60c. است تفاوت بین ضخامت های بدست آمده با استفاده از فشار سنج کهلر بین گروه موج بررسی برای حالت دوم نتیجه بهتر را دارد رابطه با محاسبه ضخامت به دست آمده می دهد. متوسط ضخامت به دست آمده براساس مدل PM-V2-2012 کمتر از 14km از گروه تخمین زده شده است. انحراف استاندارد 23km بزرگتر است که احتمالا بر دلیل تغییرات طول موج های کوتاه به دلیل ضخامت های لیتوسفریک است. جدول 2 ضخامت لیتوسفریک تعیین شده توسط مدل PM-V2-2012 با دقت زیاد بین 20-30km را نشان می دهد. جدول 2 نیز ضخامت لیتوسفریک را در تخمین از روش SEMUM را نشان می دهد. شکل 5 ، سه نقشه از ضخامت لیتوسفریک را نشان می دهد. شکل 5-a با استفاده از مدل  PM-V2-2006 بوده و سرعت بر مبنای مقدار PM6 است. در حالی که شکل 5-a استفاده از مدل PM-V2-2012 را جهت تعیین پارامتر ها نشان می دهد. دو نقشه مشابه در هر دو یک لیتوسفر ضخیم را به ما نشان می دهد. شکل 5-a به طورخاص یک لیتوسفر نازک را در زیر شکاف غربی در صفر درجه شمالی و 29. شرقی در آنگولا و  -12. شمالی و 15. غربی دروینهوک و -23. شمالی و 17. شرقی را نشان می دهد. ضخامت لیتوسفریک حاصل در مدل SEMUM در شکل 5-c نشان داده می شود. که یک تناسبی بین PM-V2-2012 دارد اما کمی ضخیم تر است. کراتن با افزایش ناگهانی در ضخامت به احتمال زیاد در مرز ها افزایش می یابد. هر دو شکل 5-c و 5-a مساحت لیتوسفر ضخیم را در سواحل غرب جنوب آفریقا در -5. شمالی و10. شرقی را در شکل 5-a می بینیم و .-17 شمالی و .7شرقی را در شکل 5-c می بینیم از آنجا که ضخامت لیتوسفر انتظار می رود که تابع سن پوسته می باشد. این سوال مطرح می شود. که آیا این ویژگی ها جزء آثار قدیمی هستند. یا نه در مورد شکل 50 پرستیلی و همکاران استدلال خود را بدون پشتیبانی از این سوال ارائه نمودند. نقشه ضخامت لیتوسفر در مدل PM-V2-2012 به طور کلی شبیه به PM-V2-2006 است هر چند که مرزهای هسته ها بهبود یافته است فقط لیتوسفر ضخیم در زیر تبت و ایران وجود دارد. مقایسه PM6 در شکل 6-a و 6-d نشان می دهد. که محدوده معینی از اسیا مرکزی هم اکنون در راستای کاهش ضخامت لیتوسفر هستند. این قضیه در شکل 6-c کمتر دیده می شود. همچنین دیده می شود. که لیتوسفر ضخیم در زیر رشته کوه های زاگرس  در32. شمالی و53. شرقی است که توسط لرزه نگاران ثبت شده اگر این در واقع وجود داشته باشد. به شکل 1 ناهنجاری در شکل 4-c نشان داده می شود. مکنزی و پریستلی در سال 2008 پیشنهاد کردند. که این مناطق از لیتوسفر سرد و ضخیم تشکیل شده است. چرا که در آنها رزپورژیک تشکیل شده است. کاهش تراکم ناشی از این گونه 60Kg/m3 است.

شکل 2-7 یک نقشه را که توسط دالتون و همکاران تهیه شده را نشان می دهد. که تخمینی از روابط کاهنگی شمالی آمریکا در عمق  15.km را نشان می دهد. که با استفاده از مدل سازنده دامنه مرزی بدست آمده است. همچنین نشان می دهد. که مدل PM-V2-2012 جزئیات بیشتری را از این منطقهدر جدول شماره 1 بدست آورده است. در دمای زیر 1100 درجه سانتی گراد گرانروی در حدود 1023Pas است. گرانروی محاسبه شده از SV بیشتر از این مقدار بوده و بعید است که نرخ درستی باشد.

6- نتیجه گیری و بحث :

مدل سرعت شرح داده شده در اینجا بررسی شد. منظوراز آن لرزه نگاری یک توده با استفاده از یک مدل بود. همانطور که از استدلالی شیمنس کی بر آمد پوشش های انبوه تولید رزولیشن بالا در حدود 25.km بوده است. که با انواع برآمد های ژئو فیزیکی و آزمایشگاهی برابری می کرد. تنوع در روابط کاهندگی و ویسکوزیته متوسط گوشته برای بدست آوردن عبارات Ss-1 و SV(P,T) و n(P,T) توسط مک کارنی و همکارانش محاسبه شد. پس از آن مورد استفاده برای فرکانس های بدون بعد قرار گرفت. مقادیر پارامتر های مدل سرعت به فشارسنج ها مورد استفاده بستگی دارد. پارامتر ها برآورده های آزمایشگاهی یک توافق نسبی داشتند. تعیین اندازه دانه در حدود 4mm بود و یکی از مزیت های این رویکرد بود. با تخمین اندازه آن این دو پارامتر نشان می دهد. که مقادیر بدست آمده توسط مک کارتی و همکارانش توافق کلی با مشاهدات ژئو فیزیکی دارد. ضخامت لایه لیتوسفر با استفاده واز درجه حرارت بدست امده از SV محاسبه شد که بر مبنای استفاده از مدل های زمین گرمایی لیتوسفر بوده برآورد مدل های جدید توافقی با PM6 حتی با رزولیشن افقی بهتر از 250-400km را دار. این نشان می دهد. که لیتوسفر نازک در شرق جنوب آفریقا و در زیر آنگولا و نامبیا در حال بهبود است لیتوسفر آسیا ضخیم دیده می شود.

 


نظر دهی

برای نظر دهی باید وارد سایت شوید. با تشکر