لینک دانلود و خرید پایین توضیحات
فرمت فایل word و قابل ویرایش و پرینت
تعداد صفحات: 5
اثراات نشست (فرونشینی)
تصادف قاره ای زمان های اولیه ، سکوی اراراتوستنز
چکیده:
یک هدف اصلی تماتیک در برنامه ی کاوش اقیانوس ، بخش 160، درک دست تری از فرآیند ها اتفاق افتاده در مراحل اولیه ی تصادف قاره ای بود. سکوی اراتوستنز در فرضیه ای گفته می شود که قطعه ای از پوسته ی نازک شده ی آفریقای شمالی است که حدوداً به زیر قبرس می رسد . فروریزش اولیه به نظر می رسد که همراه با جابه جایی های طبیعی بوده است و این نشان می دهد که سکوی اراتوستنز در حال جدا شدن است . کاوش در مناطق 968-965 در اصل به منظور مشخص کردن زمان و ماهیت نشست و جدایی با دلیل و سند است. با استفاده از داده های مربوط به خصوصیات فیزیکی و پالئونتولوژیک که با اصطلاحات زمان پست کروز ، تخمین های پالئوباسیتریک و تخلخل و اندازه گیری های عمق ، تاریخچه های نشست (فرونشینی ) کیفی برای مناطق 968-965 که روی یا دقیقاً مجاور سکوی اراتوستنز قرار می گیرند ارائه می شود . نتایج فرونشینی (نشست) ، روی هم رفته ، مطابق با یک مدل است که در آن سکوی اراتوستنز بخشی از حاشیه ی فعال آفریقای شمالی است، که تا حداقل اوایل کرتازئوس در حال کاهش نشست گرمایی بوده است و در اوار الیگوسین یا اوایل میوسین این روند تقویت شد و سپس مرحبه ای از نشستِ تکتونیک سریغ را در اواخر میوسین آغاز کرد که تا امروز هم ادامه داشته است.
تفسیر کلی تاریخچه ی نشست (فرونشینی ) که در اینجا ارائه شد نشان می دهد سکوی اراتوستنز دماغه ی باریکی از آفریقای شمالی را نشان می دهد که حالا در مراحل اولیه ی تماس تکتونیک با ورقه ی لیتوسفر اروپا آسیایی است . جدایی و نشست از زمان میوسین ممکن است مربوط به فشار های خم شدگی (دولاشدگی) در لیتوسفر آفریقای شمالی باشد که مرتبط با تصادف (برخورد ) است.
مقدمه:
هدف اصلی بخش 160 این بود که فرآیند های درگیری در مراحل اولیه ی تصادف (برخورد ) قاره با قاره را رمزگشایی (کشف) کند. منطقه ی این بررسی ها کهمعمولاً با عنوان تپه های دریایی اراتوستنز (شکل 1) شناخته می شوند که احتمالاً قطعه ای قاره ای هستند(براساس نتایجی که در اینجا و جاهای دیگر در این جلد ارائه شده) و در اینجا به عنوان سکوی اراتوستنز معروف است.وضعیت تکتونیک امروزیِ سکوی اراتوستنز (شکل 1) مشرف به تکتونیک های تصادفی (برخوردی ) است با برخورد سکوی اراتوستنز با حاشیه ی فعال قبرس ، شکستگی سکو و فروریزش اولیه ی سکوی اراتوستنز در پایین گودال قبرس با یک جزء برخوردی –لغزش ( رابرتسون و زنوفونتز، ،1993 پیپر1996، رابرتسون1995 ، رابرتسون1996 ) . مراحل اولیه ی تصادف ( برخورد ) شدید ( سخت ) با آنالوگ های ( قیاس های ) مدرن به خوبی نشان داده نشده است و در یادداشت های قدیمی به خوبی نگه داری نشده است بنابراین شکستگی و فرورفتگی سکوی اراتوستنز در زیر قبرس شانسی را برای ثبت این فرآیند ها نشان می دهد. هدف این مقاله در نظر گرفتن اهداف اساسی بخش 160 با فراهم کردن یک نشست (فرونشینی) کمی و کامل تر کردن تاریخچه مناطق 966 و 967 است که بر روی سکوی اراتوستنز قرار می گیرند.(شکل 1)
وضعیت منطقه ای : مدیترانه ی کرانه ی شرقی با شکافته شدن حاشیه ی گندوانا در بریاسیک (گارفانکل و درین 1984 ) به وجود آمد. شکل گرفت.) مدیترانه ی شرقی آخرین بازمانده های نئوتتیس را نشان می دهد که در آخرین مرحله های اتمام تصادف (برخورد) است و با پوسته های آسیا –اروپایی و آفریقا مرتبط است.(شکل 1) سکوی اراتوستنز عموماً به عنوان یک سکوی کربناتی که بر روی یک قطعه ی قاره ای شکافته شده تفسیر می شود (ارابرتسون 1997) . پوسته ی اقیانوسی در بیشتر قسمت های مدیترانه ی کرانه ی شرقی شکل گرفت در اواخر تریاسیک ، همانطوری که توسط قطعه های "افزایشی" در جنوب غرب قبرس نشان داده شده است، (مجموعه مامونیا) جنوب غرب ترکیه(مجموعه مامونیا) و سوریه ی شمالی (بائوباسیت) (ارابرتسون1991) در طول کرتازئوس ، حرکت نسبی ورقه های آسیایی و آفریقایی همگرا شد؛ درپاسخ به این همگرایی ورقه ای منطقه ای ، فروریزش آغاز شد در حوضه ی رودهای جنوب شرقی اقیانوس مدیترانه که منجر به تشکیل مجموعه ی ترودوس اوفیولت شد با گسترش طاق پشتی.
حوزه فروریزش مربوط ، به سمت شمال احتمالاً فرورفتگی پیدا کرد و در جنوب قبرس جاگرفت . (رابرتسون1997) . براساس تحقیقات پالئومغناطیس ترودوس اوفیولیت ، بیشتر قبرس درحال چرخش خلاف عقربه ی ساعت بوده به عنوان یک میکرو ورقه ی دیسکریت در اواخر کرتائوس تا اوایل ایوسین.
(کلاب 1985، موریس1990، موریس1996) . آغاز شدن در حداقل اوایل میوسین ، ماند پوسته ی اقیانوسی کرانه ی شرقی مدیترانه فروریزش رو ره شمال را آغاز کرد و ورقه ی آفریقای شمالی ، شامل سکوی اراتوستینز شکاف نهایی خود را به خود را به سمت قبرس آغاز کرد. (دوی و سنگور 1979، درکورت1993 )از اینرو ، در اوایل دوره ی میوسین ، قبرس جنوبی بر روی لبه ی جلویی جایی قرار گرفته بود ( جای گرفته بود.) که در آن زمان تبدیل به ورقه ی آسیا –اروپا شده بود. سکوی اراتوستینز
یک ساختار بزرگ ، مثلث شکل و برجسته (بالا آمده) است در دریای مدیترانه در جنوب قبرس ، (شکل 1) یک منطقه ی خلاف قاعده مغناطیسی تنها با بخشی از سکوی اراتوستینز مطابق دارد و داده های مربوط به جاذبه فقدان جبران را در سکوی اراتوستینز نشان می دهد. (ترافرت1993)
اطلاعات مربوط به قبل از بخش 160، گویای آن است که سکوی اراتوستینز در حال انجام فرایند تصادف (برخورد) با حاشیه ی فعالف قبرس و به سمت شمال است. ( رابرتسون 1990، وود ساید1991 ، رابرتسون1994 ، رابرتسون 1995 .) بر طبق تاریخچه ی نشست ، خلاصه ی تکتونیک ذکر شده در بالا این است که نشست (فرونشینی ) نقاط سکوی اراتوستینز باید یک روند تخریب کننده را دنبال کرده باشد که مشخصه ی سرد شدن حاشیه های فعال است ( مک کنیز 1978 ) که احتمالاً با نشست های سریع تر جایگزین شده که مشخصه ی تکتونیک های با حاشیه ی همگرا است . ( وایتینگ و توماس 1994 ) "داده ها و روش ها" : منحنی های فرونشینی (نشست ) و تاریخ زمین شناسی ( قرن هینت ؛ 1978 استکلروواتز1978) برای نمایش دادن انحطاط (گودی) یک سطح مرجع در طول زمان است. یک مرحله ی ضروری در محاسبه ی نشست ، تقسیم کمی ستونِِِِِِ ِ رسوبی بین هر خط افق زمان بندی شده است . ترجیحاً ، خط عمود مرجع نمایش داده شده باید کریستال های نمکی باشد . اما این نمی تواند همیشه امکان پذیر باشد . بدلیل فقدان تخمین ها ی زلزله ای یا مشخص نبودن عمق رسوب نمکی برای سکوی اراتوستینز ، یک سطح 100 متری را در زیر پایه ی نمکی عمیق ترین گودالهای ( رمنطقه ی 967 فرض می کنیم که به نظر می رسد صخره های مربوط به زمان های بسیار قدیم است . برای منطقه ی 966، یک سطح مرجع را در نظر می گیریم که سطح مرجع مربوط به زمان های هاتریوین ؟؟؟ بار مین از زمان شروع نشست گرمایی منطقه ای است . تأثیر خطاها در عمق یا سنِ سطح مرجع فرض شده ترجیحاً برای تغییر زمان آغازی ( نقطه ی آغاز ) منحنی نشست محاسبه شده تا شکل ؟؟؟ منحنی ها . ا نتخاب غلط خط افق مرجع ممکن است محاسبات را به صورت سیستماتیک تحت تأثیر قرار دهد. داده های مورد نیاز برای محاسبات نشست شامل سالهای عددی خط افق انتخاب شده ، پالئوباسثفتری، تخمین زده شده برای خط های افق ، سنگ شناسی و یک تخمین تاریخچه companion ستون نشست است . در اصل محاسبات نشست شامل جابه جا کردن بار آب و نشست با استفاده از یک فرضیه ی ایزوستاسی هوایی ( استکلر و واتز ، 1978 اسکلتر و کریستی 1980) . اگر چه ایزوستاسی هوایی برای راحتی محاسبات است ، و برای لیتوسفر قدیم گرمایی یا برای مشکلات flexural وجود خارجی ندارد . یک روش جایگزین نمایش اعماق از هم باز شده ی ( شکافته شده ی ) پر از آب در لایه های نمکی و در طول زمان است. این روش دنباله رو روش وایتینگ 1994 ، وایتیگ و توماس1994 و توماس و وایتیگ 1996 است و مزیت آن حساس بودن نسبت به داده های ایزواستاتیک و فرونشستی است . منحنی های نشست کلی که به عنوان یک مرحله ی میانی در محاسبات فرونشستی هوایی است ( اسکالتروکریستی 1980 ) در اینجا استفاده می شود به خاطر نامناسب بودن فرضیه ی ایزواستاتیک هوایی در حاشیه ی همگرا . نشست ملکسورال می تواند یک راهبرد دیگر را مطرح کند اما نیازمند فرض های اصلی در مورد رفتار گرمایی و مکانیکی لیتوسفر در دراز مدت است که با داده های بدست آمده از منطقه ی سکوی اراتوستینز قابل تطابق نیست.
تخلخل ، عمق
برای تعریف درست سرعت ها ی نشستی در تخمین اینکه چگونه نشست ، ضخامت نشستی امروزی را برای تأثیر ات فشار تصحیح کرده است به عنوان مثال تغییرات درون گودالی در تخلخل به عنوان پتانسیل تشکیل به صورت زیر مدل سازی می شود:
???? Q=
وقتیکه Q تخلخل در عمق Z با واحد متر ، تخلخل اولیه ی نشست است و C ، افزایش تخلخل با عمق را تشریح می کند. (آسی، 1930، پیروکوایبیر 1974، اسکموکروهالی 1982، داگلیونی و گلدهمر1988 ) اگر چه ثبتیات ژئوفیزیکی درمناطق 966 ، 967 ، روی شکل انجام شده ، تغییرات زیاد در قطر سنج (امیس ، روبرتسون ریشتر 1996 ) اندازه گیری تخلخل نوترون را غیر معتبر و غیر قابل اعتماد کرده است . بنابراین داده های ترکیبی نقاط 966 ، 967 کاملترین و قابل اعتماد ترین مأخذ را برای تخمین ؟؟؟؟؟؟؟/ و C در اختیار قرار می دهد. به خاطر عمق نفوذ بیشتر ، منطقه 967 برای مدل سازی تخلل درون گودالی استفاده شد و روش های متناسب با منحنی کمترین درجه ی استاندارد برا یمشخص کردن به ترین منحنی عمق تلخل مورد استفاده قرار گرفت . ( شکل 2) نوشته های موجود نشان می دهد که تفاوت های وابسته به سنگ شناسی مهمی در روند فشار وجود دارد اگر چه داده های مشخصات شاخص ، برای مشخص کردن روابط عمق – تخلخل ِ فردی برای هر مورد سنگ شناسی کافی نیست.
براساس شباهت های زیاد در تاریخچه ی مشاهدات ثبت شده ، فرض می کنیم که روابط عمق –تخلخل بدست آ»ده در نقطه ی 967 برای نقطه ی 966 نیز دارای اعتبار ( معتبر ) است .
بیواستراتیگرافی و پالئوباسیمتری
سالهای عددی برای نشست های پلیوسین و کواترنری ( شکل 3و4 )براساس بیواستراتیگرافی ، است که براساس نانوفسیل های کالکارئوس و فرایند ؟؟؟؟؟؟؟؟؟؟؟
پلانکتونی است ( امیس ، رابرتسون، ریشتر1996 ). تخمین های پالئباسیمتری پلوسین –هلوسین براساس تحقیقات در مورد فرامیتیفرال بنتیک است که توسط اسپیزافری و بنده ( مؤلف) پرملی سیلوا (نام) انجام شده (پرملی سیلوا، بخش 30 ، این جلد ) شواهد فیسیز و داده های فرا مینیفر مطابق با اطلاعات مربوط به عمق آب هستند . برای مثال اصل آب – کم عمق که بار گودال های سنگ آهکی است ف در صورت وجود بنتیک های آبهای کم عمق ( رفواصل 279-26904 ) اثبات می شود. ( اس . اسپرافری 1996 ) تحقیقات بیواسترایتگزافی مربوط به دوره ی پست کروز و تخمین های پالئو باستیری یک درک کامل از سالها و اعماق را امکان پذیر می سازد . با فرض یک تاریخچه ی بسیار مشابه بای نقاط 966 و 967 و داشتن یک دید ترکیبی برای داده های مربوط به دونقطه . عموماً ، سنگ های آهکی آب-کم عمق مربوط به سیگ های آهکی مربوط به الیگوسین پلاژیک 967-167-138 محفوظ شده را تکمیل می کند.
برای دسترسی به جزئیات بیشتر در مورد سالها و تخمین های پالئوباسی متری در بخش 2 به اسپزافری ، بخش 30 پرمولی سیلوا و در بخش 10، اسپزافری و اسپیلگر که تمامی در همین جلد است مراجعه کنید.
روش ها
"محاسبات نشست (فرو نشینی )"برای بررسی ضخامت های نشست ، الگوریتم های اسکالتر و کریستی (1980 ) را مورد استفاده قرار دادیم به طور خلاصه ، محاسبات شامل استفاده ی عددی از رابطه ی عمق –تخلخل ِتجربی است که در بالا مورد بحث قرار گرفت برای تجدید ضخامت نشست در زمان هر یک از خط های افقی زمان بندی شده. همانطور که در بالا مطرح شد ، تصادف (برخورد) اولیه سکوی اراتوستینز با حاشیه ی قبرس شامل از فرم خارج شدن . فلکسورال پویا و فرض های مربوط به نشست ( فرونشینی ) (استکلرو واتز 1978) آنرا تبدیل به یک تکنیک تحلیلی نامناسب می کند. در عوض منحنی های نمایش داده شده در شکل 5و6 ، نشست کلی سطح مرجع ( که در بالا معنی شد.) را در طول زمان ، نشان می دهد. خط های عمودی که در شکل 5و6 نشان داده شده دامنه ی حداقل و حداقل و حداکثر اندازه ها را پالئومتری تخمین زده شده ( شکل 3 و4 ) را نشان می دهند و خط های عمودی دامنه ی سالهای عددی را براساس داده های بیواسترابیگرافی . عموماً دامنه ی سالها برای هر خط عمود است . برای مثال، اگر شواهد مربوط به جانوران یک منطقه نشان داد که یک خط عمودی نمایشگر پلانکتونیک های N5 بالایی است ، دامنه ی سال عددی ma20-19 بوده است در صورتی که یک خط عمود نشان دهنده ی نقطه ی p18 یک دامنه ی ma 36-34 را خواهد داشت . مقیاس های زمانی
اثرات نشست
