دانلود رایگان ترجمه مقاله خمش – الزویر ۲۰۰۵

مقاله انگلیسی رایگان

ترجمه فارسی رایگان 

بخشی از ترجمه فارسی:

کمانش مواد ناهمسان گرد
بیشترین کمانش پیچیده در مواد حاوی ناهمسانگردی مکانیکی غالب رخ می دهد. ناهمسانگردی را می توان با یک خصوصیت ذاتی سنگ ها ناشی از آرایش بستری موازی ذرات رس در شیل یا القا شده طی دگرگونی برای مثال یک اسلیت یا شیست تشکیل شده از یک گل سنگ می باشند. مطالعات تئوری و کار های آزمایشی در چنین موادی نشان می دهد که طیف وسیعی از ساختار هایی وجود دارند که می توانند در صورت فشرده شدن موازی با لایه بندی و خصوصیات کانی ها ایجاد شوند. دو عضو نهایی این دامنه، پین های بالا رونده و چین های جعبه ای می باشد( شکل ۹). نوع ساختمانی که تشکیل می شود را می توان با ناهمسان کردی مکانیکی مواد تعیین کرد. با افزایش ناهمسان گردی در چین های بالارونده( شکل ۹ A)، راه برای چین هایی با صفحات محوری جدا شونده ( شکل ۹ ب) و در نهایت چین های جعبه ای باز می شود( شکل ۹ ج).
می توان خاطر نشان کرد که اگر یک چند لایه زمین شناسی دارای ناهمسان گردی مکانیکی بالا باشد، کمانش یافته و ایجاد چین باکس می کند. نمونه ای از این در شکل ۱۰ الف نشان داده شده است که در آن چین جعبه ای با طول موج چندین ۱۰۰ متر در گل سنک های کربونیفر از جنوب غرب انگلستان تشکیل شده است.

شکل ۸-الف: کمانش های تولید شده آزمایشی در مواد ویسکوز که نشان دهنده تخریب ماتریکس( زون کرنش تماسی) با تک لایه کمانشی ب: چند لایه چین خورده که در آن نزدیک به لایه ها موجب هم پوشانی زون های کرنش تماسی و تشکیل کمانش های چند لایه ای می شود.
مطالعه آزمایشی بر روی چین ها
یکی از معایب مطالعات تئوری چین خوردگی این است که اغلب برای نخستین تفاضل کمانش معتبر است. وقتی کمانش آغاز می شود، فرضیات آنالیز نقض شده و تئوری را نمی توان برای پیش بینی شیوه تقویت چین ها به یک چین نهایی استفاده کرد. بر عکس، مطالعه ازمایشی بر روی مدل های ایجاد شده از مواد آنالوگ سنگ نظیر ژلاتین، برای مطالعه تقویت چین ها ایده ال است. به علاوه بر خلاف تیمار های تئوری چین خوردگی که فرض می کند سیستم لایه بندی به طور ناخودآگاه تحت فشار قرار می گیرد( فرایند فشار مواد نقشی در کمانش ایفا نمی کند)، آزمایشات نشان می دهند که فرایند فشار سیستم لایه بندی شده می تواند بر فرایند چین خوردگی تاثیر بگذارد. چنین آزمایشی نشان می دهند که چین هایی که طی فشردن مدل ها تشکیل می شوند، به طور کلی به طور هم زمان ایجاد نمی شوند. آن ها به صورت سریالی ایجاد می شوند یکی بعد از این که تقویت چین موجب شبیه سازی آغاز و تقویت دیگری ( شکل ۱۱ الف) و یکی بعد از موقعیت های تصادفی درون مدل. شکل ۱۱ ب چنین چین های با موقعیت تصادفی را در رشته کوه های ژورای سوییس نشان می دهد.

شکل ۹: ساختار هایی که زمانی تشکیل می شوند که یک ماده دارای ناهمسان گردی مکانیکی نظیر مواد اصلی لایه های رسوبی موازی با لایه بندی تحت فشار قرار می گیرد. بسته به ناهمسانگردی که آن ها ا متغیر از چین های بالا رونده با صفحات مجوری با فشار اصلی با چین های جعبه ای که متمایل به فشار می باشد هستند.

شکل ۱۰ الف: چین باکس با مقیاس کوچک در یک سنگ میکایی و ب: چین باکس بزرک تشکیل شده با کمانش یک توربیدیت
در چند لایه های پیچیده ای که در طبیعت دیده می شوند، پی برده شده است که همه انواع کمانش در یک چند لایه رخ می دهد. برای مثال، در چند لایه نشان داده شده در شکل ۱۲، که به صورت مواد تبخیری لایه بندی شده است، نمونه هایی از کمانش تک لایه ای را می توان مشاهده کرد که در آن طول موج با ضخامت لایه ها تعیین می شود. دو لایه به اندازه کافی برای چین خوردگی مستقل دور بوده و آن ها برای تولید نمونه ای از چین خوردگی ناهماهنگ ترکیب شده اند. در منطقه ۳ چند لایه، مثال هایی از چین خوردگی چند لایه که در آن چین ها دارای صفحات محوری جهت یافته با زاویه قائم با لایه بندی می باشند ( شکل ۷ ب و ۹ الف) و در منطقه ۴، چین های جعبه ای با صفحات محوری متمایل با لایه بندی تشکیل شده است( شکل ۹ ج، ۱۰ الف، ب).

شکل ۱۱: الف: توسعه سریالی چین ها در یک چند لایه ژلاتینی لابریکت ناشی از حرکت پیستون از راست به چپ ب: چین های ایزوله شده در رشته کوه های ژورای سوییس ج: چین های ایزوله شده در یک چند لایه مومی لابریکت.

شکل ۱۲: چین خوردگی هارمونیک و غیر هارمونیک در نمونه ای از رسوبات تبخیری کاستیل و تودیلتو، نیومکزیکو، آمریکا. برخی از چین خوردکی های لایه ۱ و ۲، را می توان با تئوری کمانش تک لایه توصیف کرد که با تئوری کمانش چند لایه ۳ و برخی ۴ توسط تئوری کمانش از یک ماده ناهمسانگرد توصیف می شود.
هندسه سه بعدی چین های کمانش
هندسی سه بعدی و سازمان دهی مکانی چین های کمانشی عمدتا توسط مشاهدات میدانی و مدل سازی آنالوگ مطالعه شده است.این مطالعات نشان می دهند که چین های کمانش دارای شکل هندسی پری کلینال می باشند یعمی داری شکل گنبدی طویل، یا زین مانند دارند( شکل ۲۰ الف). شکل هندسسی پرکلاین اغلب از حیث نسبت طول موج و طول یال های آن بررسی می شود. این خود موسوم به نسبت عرضی بوده و اگرچه با تقویت چین افزایش می یابد، پی برده شده است که اکثریت چین های کمانشی در پوسته فوقانی دارای نسبت های بین ۱:۵ و ۱:۱۰ می باشد. اشکال هندسی چین های زمین شناسی در شکل ۱۳ نشان داده شده است/
خمش
خمش اصطلاحی برای توصیف انعطاف پذیری یک لایه تحت عمل فشار در زاویه زیاد با لایه بندی استفاده می شود( شکل ۱ ب). چین های های زمین شناسی که ناشی از خمش می باشند موسوم به چین های پارچه ای یا تحت فشار هستند و به طور مداوم زمانی تشکیل می شوند که رسوبات پوشاننده سطح زیرین سخت، در پاسخ به مولفه های حرکات عمودی در امتداد گسل های زیرین خمیده شوند( شکل ۱۴). این می تواند یک حرکت نرمال باشد که در این صورت، خمش لایه بندی در بر گیرنده یک حال لایه موازی یا حرکت معکوس که در آن صورت، چین ها شامل یک عنصر کمانش هستند( شکل ۱۴ د).
یک چین تحت فشار به صورت چینی تعریف می شود که در آن شکل و روند نهایی کلی با شکل برخی از نیروهای زیرین غالب می شود. این ها موجب گسل بلوک ها شده و حرکات آن ایجاد گسل های خطی می کند که به نوبه خود ایجاد چین های خطی با نسبت عرضی بیش از چین های کمانشی و با سازمان دهی مکانی مختلف می شود.
دو نوع گسل مرتبط به تشکیل چین های فشاریف گسل های فررونده لغزشی ( به ترتیب نرمال و معکوس)، می باشند. این گسل ها ایجاد لایه هایی در قاعده می کنند که بر روی آن چین های فشاری ایجاد می شوند. وقتی سومین نوع گسل ، گسل نوع برخوردی لغزنده یا گسل چاله ای ایجاد می شود،هیچ گونه صخره گسلی ایجاد نشده و چین های فشاری در لایه های رویی ایجاد نمی گردد. با این حال، حرکات بر روی گسل های نزدیک شونده موجب چین خوردکی سنگ های رویی می شود. فشار تولید شده در سنگ پوشش فوقانی در لایه ها ایجاد گسل امتداد لغز می کند که در شکل ۱۵ الف نشان داده شده است. فشار افقی محلی با زاویه میل ۴۵ درجه با گسل قاعده، در پوشش ایجاد شده و این موجب طیف وسیعی از ساختمان ها بسته به شرایط رئولوژيیکی سنگ های پوششی می شود. در صورتی که رفتار آن ها خمشی باشد، آنگاه سری های چین ها ایجاد می شوند. آن ها با صفحات محوری خود در زوایای قائمه با فشار ماکزیمم محلی ایجاد شده و به صورت آفست در امتداد خط گسل زیرین آرایش می شوند( شکل ۱۵ الف). نمونه های طبیعی این آرایشات خطی چین های کمانش ( برای مثال شکل ۱۵ ب که نشان دهنده چین خوردگی ایجاد شده در سنگ های پوششی بالای گسل سان آندارس است) نشان گر های عالی برای مکان یابی گسل های مخفی هستند.

شکل ۱۳: الف: شکل هندسی پروفیل چین در یک چند لایه ب: دیاگرام بلوکی نشان دهنده چین در هر دو پروفیل و شکل طرح c: دیاگرام بلوک و d: ژئومتری پروفیل یک چین جعبه ایE: سازمان دهی مکانی چین های درون یک چند لایه.

شکل ۱۴: AوB دیاگرام های بوک چین های پارچه ای یا فشاری، ناشی از گسل نرمال در قاعده،C: نوع هندسی که مربوط به گسل کمانش است.D: گسل های فشاری تشکیل شده بر روی گسل های معکوس در قاعده

شکل ۱۵: a: حرکت در امتداد یک گسل فرورونده در قاعده ایجاد فشار افقی در سنگ های پوششی کرده و یک کرنش خطی در چین های افست بالای گسل ایجاد می شود.B: چنین چین هایی در بالاتر از گسل اینگلوود کالیفر نیا است.
چین های ترکیبی با گسل
چین های فشاری نشان داده شده در شکل ۱۴ در سنگ های پوششی رخ می دهد که به طور خمشی در پاسخ به حرکات یک گسل در قاعده نسبتا سخت ایجاد می شوند. دیگر روابط مستند بین گسل ها و چین ها مشخص است که یکی از شناخته شده ترین موارد چین خوردگی مرکب گسیلی است( شکل ۱۶). در این نوع چین خوردگی فشاری، چین خوردکی ماشی از جا به جایی بلوک ها در قاعده نیست بلکه ناشی از حرکات گسل درون سنگ های پوششی است. همان طور که در شکل ۱۶ دیده می شود، گسل ها به طور کامل دارای صفحات امتداد لغز هستند. آن ها دارای سطخ صاف با شیب ملایم بوده و انحنای زیاد یا خمش با زاویه زیاد نشان می دهند. برای مثال گسل رورانده نشان داده شده در شکل ۱۶، متشکل از دو بخش افقی متصل توسط بخش مایل است. همان طور که دو گسل با هم لغزش می یابند، یک تغییر شکل حداقل در یکی از بلوک ها رخ خواهد داد زیرا سنگ ها دارای قدرت کافی برای پشتیبانی منافذ بزرگ نیستند. به همین دلیل بسیاری از چین های اصلی درون یک سنگ لایه بمدی شده با بلوک های گسلی معکوس وجود دارند که با خمش بلوک های گسل با لغزش در سطوح غیر صفحه ای ایجاد شده اند. این مکانیسم چین خوردگی موسوم به چین خوردگی مرکب گسلی است.
چین خوردگی جریانی
علاوه بر مکانیسم های کمانش و خمش، چین ها می توانند با جریان تولید شوند. نمونه هایی از این قبیل موارد طی خروج گدازه و طی کاهش سرعت جریان یخ و نمک دیده می شوند. نمک دارای چگالی کم تری نسبت به بیشتر سنگ ها بوده و تمایل به گنبدی شدن نسبت به لایه های فوقانی دارد. گنبد های نمکی حاصله اغلب در سطح زمین ایجاد می شوند( شکل ۱۷) که در آن ها یخچال های نمکی می تواند رخ می دهد . شکل ۱۸ چین های جریان بزرگ صاف در نتیجه جریان های درون یک یخچال های نمکی ایجاد می شوند.
اهمیت چین ها در خصوص خواص سنگ
پوسته زمین یک زون فعال لرزه ای می باشد که در آن گسل های شکننده غالب بوده و منجر به تشکیل شکستگی ها و کاهش پیوستکی سنک ها شده و ناحیه لرزه ای پایین با تغییر شکل خمشی می شوند، تغییر شکلی که بدون افت پیوستکی مواد رخ می دهد. چین خوردگی درون یک زون خمشی رخ می دهد اگرچه همان طور که قبلا گفته شد، چین ها می توانند در اعماق پوسته رخ دهند.
شکل ۱۶: توسعه چین های مرکب گسلی با روراندگی در افق از هم گسیختکی( برگرفته از ساپ ۱۹۸۳).

به علاوه، شکستکی ها همراه با چین خوردگی و جهت یافتگی شکستکی ها ایجاد شده و نشان دهنده این است گه آن ها در یک میدان فشاری طی چین خوردگی ایجاد شده اند( شکل ۱۹).
کرنش درون لایه چین خورده و شکستگی مربوطه
توزیع کرنش از این روی الگوی شکستگی درون یک لایه چین خوردگی بستکی به خواص لایه دارد. در یک لایه همسان گرد همگن، نظیر بستر سنگ آهک .و ماسه سنگ، توزیع کرنش مشابه با آن چه است که در شکل ۲۰ ب نشان داده شده است که در آن یک لایه موازی با میدان فشاری مربوط به قوس بیرونی از یک میدان فشاری موازی مربوط به قوس داخلی با یک سطح خنثی که فاقد کرنش است جدا می شود. این مدل توزیع کرنش موسوم به چین خوردگی کرنش طولی تانژانتی است. بر عکس، یک لایه ناهمسان گرد همگن، نظیر یک شیل با لایه بندی خوب، با لغزش بستری چین خورده و ایجاد توزیع کرنشی می کند که در شکل ۲۰ ج نشان داده شده است. این موسوم به چین خوردگی جریان خمشی درصورتی است که کرنش برشی موازی با مرز لایه، دارای توزیع یکنواخت در لایه باشد و چین خوردکی لغزش خمشی در صورتی که در امتداد صفحات بستری باشد است.

شکل ۱۷: نمای هوایی گنبد های نمکی از کویر ایران که نشان دهنده آگات با آرایش منظم در بستر جوان تر و یک گسل تماسی با توده های نمکی عظیم
لازم به ذکر است که هر دو مدل چین خوردگی( شکل ۲۰ ب و ج) ایجاد چین های موازی می کنند چین هایی که دارای ضخامت متعامد ثابت می باشند. این نشان دهنده این است که حالت کرنش درون یک چین را نمی توان از شکل هندسی مقطع پروفیلی آن استنباط کرد. با این حال، الگوهای کرنشی متفاوت درون دو مدل منعکس کننده این است که آن ها دارای میدان های فشاری متفاوتی درون خود می باشند که موجب ایجاد الگوهای شکستکی و گسلی مشخصی می شوند که دو نوع چین را در میدان ایجاد می کند. برای مثال، شکستگی های اصلی در قوس بیرونی پریکلاین یا تاقدیس در شکل ۲۰ الف نشان داده شده است و شکستکی های برشی در قوس داخلی نشان دهنده قوس بیرونی و داخلی به ترتیب می باشند و الگوهای سازگار با دفورماسیون مربوط به چین کرنش طولی ایجاد می شوند( شکل ۲۰ ب).

شکل ۱۸: چین های جریان باسطح صاف تشکیل شده ناشی از جریان درون یخچال نمکی، ایران

شکل ۱۹: الف: رابطه ایده ال درزه های اصلی با چین های نسبتا کوچک ب: پلات استریوگرافی شکستکی های نشان داده شده در الف/C: روند تغییرات شکستگی های خفیف در یک واحد چین خورده. Dو E: پلات های های شکستگی در دو یال. Rو T به ترتیب درزه های برشی و کششی هستند. F: رابطه درزه های کششی چین خوردگی. جهت یافتگی حداقل تنش اصلی مربوط به هر مجموعه نشان داده شده است. G: جهت یافتگی درزه های برشی در لایه بزرگ با سیستم های فشاری. H: جهت یافتگی گسل های نرمال و روراندگی که در واحد ضخیم ایجاد می شود.
از این روی، درزه های ایجاد شده همراه با چین های کمانش می تواند ناشی از فشار های موضعی ایجاد شده ناشی از کمانش می باشد. در عین حال، آن ها ناشی از میدان فشاری منطقه ای است. وجود یک کمانش می تواند موجب تخریب میدان فشاری منطقه ای شود. برای مثال، چین ها اغلب با لایه بندی بستری صفحه لغزشی همراه است و نشان می دهد که صفحات بستری نمی تواند یک فشار برشی بزرگ را تداوم بخشد. از این روی فشار اصلی باید محدود شده و با لایه های چین خوردکی نیمه موازی یا نیمه نرمال باشد.

شکل ۲۰:الف. شکستکی های مربوط به یک تاقدیس. ب/م توزیع کرنش در چین کرنش طولی تانژانتی و ج: چین جریان خمشی
در نتیجه این انحراف فشاری، شکستکی ها به طور نرمال با بستر ایجاد می شوند. این در شکل ۱۹ نشان داده شده است،که این نشان دهنده جهت یافتکی پیش بینی شده شکستکی های برشی و کششی در پاسخ به فشار منطقه ای است که موجب چین می شود( شکل ۱۹ الف) و همراه با تصویر عمودی خود در یک نمودار استروگرافی در شکل ۱۹ ب نشان داده شده است و جهت یافتکی مشاهده شده این شکستکی ها در یال های چین به دلیل تنش فشاری اصلی بعد از لایه بندی رخ می دهد( شکل ۱۹ C-e). نوع و جهت یافتگی شکست همراه با چین های کمانشی که ناشی از هر دو تنش محلی و منطقه ای است و در شکل ۱۹ F-H نشان داده شده است.