چگالی پوسته در زیر سطح دریا به صورت جانبی متغیر است و در زیر کوه ها کمتر از اقیانوس می شود.
عمق جبران در همه جا برابر است.
بر این مبنا فشار ایجاد شده در زیر یک ستون سنگی Pl در کوهستان برابر است با
(۱ – ۱)
که Dc عمق جبران برابر با ۱۱۳.۷ کیلومتر ، ρSc چگالی ستون سنگی زیر بستر دریا برابر با ۲۶۷۰ کیلوگرم بر متر مکعب و g شتاب ثقل برابر با ۹.۸ متر بر مجذور ثانیه است.
فشار در زیر ستونی از ساحل دریا PSc مطابق رابطه (۱ – ۲) خواهد بود.
(۱ – ۲)
بنابر این برای تعادل ایزوستازی داریم:
(( اینجا فقط تکه ای از متن درج شده است. برای خرید متن کامل فایل پایان نامه با فرمت ورد می توانید به سایت nefo.ir مراجعه نمایید و کلمه کلیدی مورد نظرتان را جستجو نمایید. ))

(۱ – ۳)
که h ارتفاع ستون سنگی از سطح دریا است . چگالی یک ستون سنگی در اقیانوس از ( ۱ -۴ ) بدست می آید:

که Wd عمق بستر دریا و ρw چگالی آب است.
سه دهه بعد اروپا نیز به مسئله اثر ایزوستازی در ایجاد خطا در تعیین مختصات در پیمایش های نقشه برداری برخورد کرد. آنها در فنلاند مدل آیری را برای حل این مشکل انتخاب کردند. هیزکانن[۲۳] نقشه بردار فنلاندی همچون هیفورد مدل آیری را به صورت دقیق تر و عملی تغیر داد (Watts 2001).
هیزکانن این مدل را بر مبنای فرضیات زیر بنا نهاد:
جبران ایزوستای در تمام مناطق یکسان عمل می کند.
تمامی پوسته بر روی لایه سیما بر مبنای اصل ارشمیدوس شناور است.
اجرام جبران کننده دقیقاً در زیر کوه ها و اقیانوس ها قرار دارند.
چگالی پوسته در همه جا و در همه اعماق ρc است و چگالی لایه سیما در همه جا و در همه اعماق ρm است.
ضخامت پوسته در ارتفاع صفر از سطح دریا Tc است.
با فرض ثابت بودن فشار در انتهای یک ستون سنگی در کوهستان با زیر سطح دریا می توان رابطه (۱ – ۵) را نوشت :
(۱ – ۵)
و نیز برای ستون سنگی در زیر دریا مطابق (۱ – ۶) خواهد بود.
(۱ – ۶)
که بر اساس فرض تعادل ایزوستازی داریم
(۱ – ۷)
با پیشرفت تکنولوژی و تهیه مقاطع عرضی لرزه ای از ساختارهای پوسته و گوشته در دهه های ۴۰ و ۵۰ میلادی مشخص شد که ضخامت پوسته در قاره ها بسیار ضخیم تر از اقیانوس ها بوده و به این ترتیب مشخص شد که نظریه آیری بسیار به واقعیت نزدیک است. اما با اینکه مفهوم ایزوستازی به خوبی توسط محققین ژئودزی درک شده بود، همچنان در علوم زمین این مفهوم بسیار غریب و غیر ملموس می نمود. لازم به ذکر است که بر اساس مشاهدات و تجربیات نقشه برداران این میزان تصحیح ایزوستازی برای اطلاعات آنها کافی می نمود و آنها پدیده ایزوستازی را کاملاً محلی می دانستند.

ایزوستازی ناحیه ای و خمش سنگ کره
با نزدیک شدن به قرن بیستم بسیاری از زمین شناسان با مدل های ارائه شده برای ایزوستازی مشکل داشتند. دلیل آن این بود که در این مدل ها به هیچ عنوان بحثی از اندازه جرم ها یا پدیده های زمین ساختی صورت نمی گرفت و هر ساختاری با هر اندازه ای به صورت محلی جبران ایزوستازی را باعث می شد. این در حالی بود که برخی از آنها همچون گیلبرت [۲۴] زمین شناس آمریکایی بر این باور بودن که استحکام پوسته و لایه زیرین آن می تواند تا حدی جبران ایزوستازی را مانع شود. به عبارت دیگر در مدل های که تا آن زمان ارائه شده بود اشاره ای به استحکام و مقاومت این لایه ها در برابر بارگذاری نشده بود. عملکرد این فاکتور در فرایند ایزوستازی به معنی ناحیه ای بودن این پدیده بود.
این باور توسط باررل[۲۵] نقشه بردار آمریکایی به شدت مورد توجه واقع شد. وی با انتشارمقالاتی تحت عنوان “استحکام پوسته زمین[۲۶]” به نقش استحکام لایه ها در فرایند ایزوستازی پرداخت. وی عقیده داشت در حالی که پدیده های بزرگی همچون اقیانوس ها و قاره ها در تعادل ایزوستازی هستند، ساختار های کوچکتر مانند تپه ها یا کوه های کوچک و رسوبات دلتایی در رودخانه ها، توسط سختی خمش پدیری[۲۷]پوسته حمایت می شوند و رشته کوهها در جایی میان این دو عضو نهایی قرار دارند. به عبارت دیگر، بخشی از بار رشته کوه ها یا مجمع الجزایر توسط پوسته و با عبور کردن میزان بار آنها از حد تحمل پوسته، توسط ایزوستازی حفظ می شوند (Watts, 2001; Kirby and Swain, 2006; Tassara et al., 2007). باررل برای اولین بار به این نکته پی برد که آنومالی های گرانشی حاوی اطلاعاتی در زمینه ویژگی های پوسته و گوشته هستند. وی همچنین اشاره به لایه ای مستحکم به نام سنگ کره و لایه ای ضعیف در زیر آن به نام سست کره [۲۸]نمود، چون اعتقاد داشت که ضخامت قسمت مقاوم با ضخامت پوسته متفاوت است. واژه سنگ کره اولین بار توسط دانا[۲۹] در سال ۱۸۹۶ استفاده شد اما واژه سست کره برای اولین بار توسط باررل قبل از شکل گیری نظریه تکتونیک صفحه ای استفاده شد که بعد ها به طور گسترده به کار گرفته شد (Watts 2001).
با پیشرفت علوم زمین و جمع آوری اطلاعات زمین شناختی و ژئوفیزیکی در نواحی مختلف شواهد مستحکمی برای عملکرد ناحیه ای ایزوستازی بدست آمد. ون مینز [۳۰]ژئوفیزک دان هلندی اولین شواهد مستحکم را در این مورد ارائه نمود. بعد ها بر اساس تصاویر لرزه ای از ساختار زمین و شواهد مغناطیس سنجی مشخص شد که سنگ کره در حضور بار دچار خمش می شود. این پدیده در پشته های میان اقیانوسی، توده های عظیم یخ و نهشته های رسوبی ضخیم به خوبی شناسایی شد (Watts 2001).
سنگ کره
سنگ کره بخشی از ساختار زمین است که در طول زمان زمین شناختی به صورت صلب و الاستیک رفتار می کند(Turcotte and Schubert, 1982). سنگ کره شامل پوسته و بخش بالایی گوشته[۳۱] است. به صورت کلی پذیرفته شده است که سنگ کره به صورت صفحه های تکتونیکی بر روی سست کره شناور است. سست کره از نظر ویژگی های فیزیکی در مقایسه با سنگ کره شبیه به سیال ها عمل می کند. با توجه به ویژگی های فیزیکی دانشمندان ضخامت های مختلفی را برای آن تعریف کرده اند (Karate, 2008). این ویژگی ها شامل مشاهده رخدادهای لرزه ای، سرعت امواج لرزه ای و مشاهده خمش حاصل از بارگزاری از دیدگاه مکانیکی و از دید حرارتی نیز ضخامتی را برای سنگ کره در نظر گرفته اند (Karate, 2008).
اهمیت مطالعه این بخش از ساختار زمین به حرکت های آن باز می گردد که باعث ایجاد تنش های انحرافی در سطح بالایی آن و تغییر شکل سطح زمین می شود و این پدیده منجر به فعال شدن گسل ها و ایجاد خطرات زیست محیطی مانند وقوع زلزله می شود. این حرکت ها موجب تغییر در توپوگرافی و ایجاد آنومالی های ایزوستازی می شوند که با لرزه خیزی تطابق دارد(Zamani and Hashemi, 2000).
ضخامت الاستیک سنگ کره
ضخامت الاستیک سنگ کره اشاره به ضخامتی از قسمت فوقانی زمین دارد که بر اثر بارگذاری و اعمال استرس بر روی آن دچار خمش می شود(Watts, 2001). اگر طول موج بار اعمال شده کمتر از طول موج بحرانی (Forstyth, 1985) یا طبیعی (Zamani and Hashemi, 2000) سنگ کره باشد، استرس حاصل از این بار توسط مقاومت الاستیک صفحه تحمل می شود و ما تغییرشکل و درنتیجه آنومالی ایزوستازی نخواهیم داشت. با بیشتر شدن میزان طول موج بار از طول موج طبیعی صفحه، تغییرشکل رخ خواهد داد و توپوگرافی و تغییر در میدان گرانش که حاصل از تغییر چگالی در اعماق است رخ می دهد(Dorman and Lewis, 1970). عکس العمل صفحه به بار ناشی از توپوگرافی بوسیله سختی خمش پذیری مشخص می شودکه رابطه مستقیمی با ضخامت الاستیک دارد(Forstyth, 1985). این رابطه به صورت (۱ – ۸) بیان می شود:
(۱ – ۸)
که D سختی خمش پذیری، E مدول یانگ و ν ضریب پواسون است. ضخامت الاستیک موثر مشخص کننده ضخامت معادل یک صفحه الاستیک است که در برابر بار مشابه دچار خمش می شود. به عبارت دیگر مجموع مقاومت صفحه به صورت الاستیک و غیر الاستیک در این ویژگی معادل سازی می شود. این ضخامت به هیچ عنوان یک مرز فیزیکی خاص مانند عمق موهو یا ضحامت لرزه خیز را مشخص نمی کند. این ویژگی به پارامتر های زیادی همچون میزان و جهت گیری استرس، ترکیب سنگ کره، وضعیت حرارتی ، سن سنگ کره ، ابعاد و هندسه صفحه بستگی دارد. به ۲ صورت می توان این پارامتر را مشخص نمود:
زمانی که هندسه و نوع بارگذاری مشخص باشد. مثل کوههای کف دریا یا حوضه های رسوبی کوچک مثل دلتا های رودخانه ای
بار گذاری مشخص نبوده و با روش های طیفی این پارامتر با مدل سازی صفحه نازک الاستیک به روش معکوس سازی مشخص می شود.
تاریخچه مطالعات به روش طیفی
شروع محاسبه ضخامت الاستیک با بهره گرفتن از اطلاعات گرانش و توپوگرافی بر مبنای استفاده از آنالیز طیفی به ۱۹۷۰ میلادی باز می گردد که برای اولین بار از تابع خطی برای محاسبه تغیر چگالی حاصل از فرایند ایزوستازی در اعماق استفاده شد (Dorman and Lewis 1970). با بهره گرفتن از روش تابع تبدیل مدلی برای چگونگی عملکرد ایزوستازی در ایالات متحده ارائه شد (Lewis and Dorman, 1970). این روش بیان می کند که مولفه قائم میدان گرانشی حاصل از اجرامی که در زیر توپوگرافی منجر به جبران ایزوستازی می شوند، در رابطه با تابع عکس العمل ایزوستازی [۳۲]است. رابطه میان توپوگرافی بستر اقیانوس اطلس و گرانش را با بهره گرفتن از این تکنیک بررسی شد و بر اساس مدل صفحه الاستیک نازک، تابع عکس العمل ایزوستازی تئوری را برای اقیانوس ها محاسبه شد(McKenzie and Fairhead, 1977). از این تکنیک برای مکانیسم ایزوستازی برای قاره ها نیز استفاده شد ( Banks et al., 1977). ساختار چگالی در اقیانوس ها بسیار ساده تر از قاره ها است و می توان میزان این پارامتر را با بهره گرفتن از مدل سرد شدن صفحه محاسبه نمود. وضعیت موجود در قاره ها و ساختار آنها بسیار پیچیده تر از اقیانوس ها است و نمی توان مدل ساده ای برای آن ارائه نمود. فرآیندهای سطحی چون فرسایش به شدت بر روی آن تاثیر می گذارند. بر این اساس باید علاوه بر بار گذاری حاصل از توپوگرافی در سطح، به بارگذاری در زیر سطح نیز پرداخت و مدلی برای این نوع بارگذاری ارائه نمود. برای به واقعیت نزدیک کردن حل مسئله به صورت آن روش محاسبه ضخامت الاستیک توسط همدوسی پایه ریزی شد (Forstyth, 1985 ).
بر مبنای محاسبه ضخامت الاستیک با روش همدوسی بین توپوگرافی و آنومالی بوگر در کمربندهای کوهزایی نقاط مختلف دنیا این واقعیت که استحکام سنگ کره قاره ای با نوع اقیانوسی آن متفاوت است و ممکن است از آن ضعیف تر یا قوی تر باشد، مشخص شد (McNutt et al., 1988 )، بر پایه این مطالعات، مشخص شد که تغیرات ضخامت الاستیک با مرزهای ایالت های تکتونیکی تطابق دارد(Ebinger et al., 1989). با مطالعه ضخامت الاستیک از روش همدوسی نتیجه گیری و تحلیل جامعی از تغیرات ضخامت الاستیک در استرالیا ارائه شد (Zuber et al., 1989). بچتال و همکاران ضخامت الاستیک موثر را برای کل آمریکای شمالی محاسبه و تفاوت های آن را بررسی کردند که کمینه آن مربوط به ایالت Basin and Range و بیشینه آن مربوط به هسته های پرکامبرین بود (Bechtel et al., 1990). با بررسی صحت اندازه گیری ضخامت الاستیک توسط این روش،نشان داده شد که در بارهای سطحی که از نظر آماری دارای عدم تطابق با بارهای زیر سطحی هستند، این روش به خوبی جواب گو است(Macario et al., 1995). مدلی برای توزیع بار در قسمت بالایی پوسته ارائه شده است که دلیل این مطالعه، عدم قطعیت مدل در رابطه با تغییرات چگالی در پوسته بالایی بود (Banks et al., 2001). در تمامی مطالعات ذکر شده برای محاسبه همدوسی از تبدیل فوریه سریع استفاده شده است. در واقع تابع همدوسی بسیار وابسته به طول موج است و با توجه به طبیعت آنالیز های وابسته به تبدیل فوریه ابعاد پنجره در صحت مقدار بدست آمده نقشی حیاتی را ایفا می کرد، اگر ابعاد این پنجره طول موج بحرانی را پوشش ندهد میزان ضخامت الاستیک موثر بسیار کمتر از حد واقعی خود می شود و در مقابل اگر بسیار بزرگتر باشد منجر به کاهش این مقدار و پایین آمدن قدرت تفکیک مکانی نتایج می شود از این رو روشی بر مبنای موجک[۳۳] ارائه دادند که با توجه به برتریهای بسیار تبدیل موجک، بر تبدیل فوریه این روش مورد توجه قرار گرفت (Stark et al., 2003).
فصل دوم: بررسی جایگاه تکتونیکی ایران
۲-۱-زمین ساخت ایران
ایران یکی از پهنه های بسیار فعال زمین ساختی درجهان بوده و زمین ساخت ایران به شدت تحت تاثیر همگرایی صفحه عربی با صفحه اوراسیا قرار داشته و این همگرایی از ائوسن آغاز شده است (Allen and Armestrang, 2008). مطابق شکل (۲ – ۱) ایران از نگاه زمین ساخت صفحه ای از حاشیه این دو صفحه و خرده قاره هایی در میان آنها تشکیل شده و فاقد هر گونه سپر قاره ای می باشد. این نوع معماری سنگ کره ای بسیار ضعیف را برای ایران شکل داده و این مسئله منجر به فعالیت لرزه خیزی بالای این پهنه شده است (Zamani and Atabai, 2009).
در دهه اخیر مطالعات بسیاری موجب شناخت بیشتر ما از این پهنه وسیع شده است. بجز در مکران که در حاشیه جنوب خاوری است و در حال حاضر پوسته اقیانوسی به زیر فلات ایران فرورانش دارد در بقیه قسمت ها تغییر شکل رخ داده از نوع کوتاه شدگی حاصل از برخورد قاره ای می باشد (Jackson et al, 1995). بعد از بسته شدن اقیانوس تتیس دیرینه در شمال و اقیانوس تتیس نوین در جنوب برخورد قاره ای مسئول ایجاد استرین قابل توجه ای در سنگ کره ایران در طی ۵ میلیون سال گذشته بوده است (Kaviani et al., 2009).
بیشتر تغییر شکل در کمربند های چین خورده- رورانده در شمال ایران شامل البرز و کوپه داغ و در جنوب در رشته کوه های زاگرس محدود شده است (Jackson et al., 1995; Vernant et al., 2004). نرخ همگرایی کنونی بین عربستان و اوراسیا ۳۱ میلیمتر در سال است (Jackson et al., 1995). کمربندهای کوهزایی جنوبی بیشتر از خود تغییر شکل غیر لرزه ای نشان می دهند در حالی که در شمال بیشتر تغییر شکل به صورت لرزه ای است. بیشترین تفاوت در زاگرس با کمتر از ۱۵% تغییر شکل لرزه ای با البرز و کوپه داغ با بیش از ۵۰ تا ۱۰۰% تغییر شکل لرزه ای دیده می شود (Masson et al., 2005). بر پایه مطالعات لرزه شناسی و ژئوفیزیکی سنگ کره ایران نازک و بر روی گوشته بالایی نسبتاً گرمی قرار دارد (Maggi and Priestly, 2005). مهمترین پهنه های زمین ساختی ایران شامل رشته کوه های البرز و کوپه داغ در شمال، کمربند چین خورده و تراستی زاگرس و زون فرورانش مکران در جنوب و حوضه ایران مرکزی و حوضه شرق ایران در مرکز می باشد که در ادامه به برخی از ویژگی های اساسی این پهنه ها خواهیم پرداخت.
شکل ۲ – ۱ نقشه محدوده مورد مطالعه به همراه گسل های اصلی و واحد های تکتونیکی ایران که بر روی مدل سایه ارتفاعی رسم شده است (Zamani et al., 2013).

موضوعات: بدون موضوع  لینک ثابت


فرم در حال بارگذاری ...