مدل محاسبه فشار شکستگی سنگ با چندین حوزه در فرایند شکستن

Calculation Model of Rock Fracture Pressure with Multifields in
the Process of Fracturing

1- مقدمه
2- استنتاج مدل فشار شکستگی سنگ
2-1 تنش موثر سنگ- سنگ از شمار زیادی از ذرات جامد و منافذ بین گرانول تشکیل شده است-
2-2 مدل میدان تنش سوراخ چاه-
2-3 تنش محیط تولیدشده توسط تنش زمین روی دیواره چاه-
2-4- تنش محیطی ناشی از فشار داخلی سوراخ چاه-
2-5 تنش محیطی تولیدشده توسط سیال نفوذکننده و تنش موثر بدنه- جریان شعاعی سیال حفاری در سازند,
2-6 تنش محیطی تولید شده توسط میدانی شیمیایی-
2-7 تنش محیطی تولیدشده توسط میدان دمایی-
2-8 تنش محیطی کلی دیواره یک سوراخ چاه- چون فرض می شود که سنگ سازند,
2-9- مینیمم تنش محیطی ساختار
2-10- تاثیر تنش تکتونیک و تنش رویی بر فشار شکستگی-
3- محاسبه نمونه مدل فشار شکستگی سنگ
3-1 رابطه بین استحکام کششی و محتویات آب-
3-2 مثالی از محاسبه فشار شکستگی سازند-
3-3 اثر محتوای آب روی فشار شکستگی-
4- نتایج

در این مقاله، یک مدل جامع برای محاسبه فشار شکستگی سنگ توسط نظریه تنش موثر دوبل محیط متخلخل ایجاد شده است که عوامل موثر مانند میدان تنش پوسته، میدان تنش هیدراسیون (آبدهی)، میدان درجه حرارت، میدان تنش تکتونیک، تخلخل سنگ و میدان تنش اضافی تولید شده توسط نفوذ سیال حفاری در نظر می گیرد. این مدل جدید, برای پیش بینی فشار شکستگی انواع مختلف سنگ ها قابل کاربرد است. با استفاده از پارامترهای آزمايشگی شکستگی میدان و نتایج تجربی فشرده سازی سه محوره هسته های سنگی با محتویات مختلف آب، می توانیم فشار شکستگی را محاسبه کنیم. در مقایسه با فشار شکستگی اندازه گیری شده در میدان نفتی، نتیجه محاسبه شده در این تحقیق, هماهنگی خوبی را نشان می دهد. علاوه بر این، اثر محتویات آب بر مقاومت کششی و فشار شکستگی تجزیه و تحلیل می شوند. نتایج نشان می دهند که هر دوی مقاومت کششی و فشار شکستگی با افزایش محتویات آب کاهش می یابد، که ناشی از کاهش ویژگی های مکانیکی سنگ ها از طریق هیدراسیون است..
1. مقدمه
فشار شكستگي سازند به فشاري اشاره می کند كه باعث شكست سازند يا شكستگي اصلي مي شود که تحت عمل فشار گل و لای در چاه حفره باز دوباره باز می شود. این مقوله به طور گسترده ای در حفاری سازه چاه، طراحی و بهره برداری از کنترل چاه، شکستگی و افزایش تولید در فرآیند تولید میدان نفتی استفاده می شود. به منظور برآورده سازی تقاضای جامعه برای منابع نفت و گاز، منابع غیرمعمول نفت و گاز مورد بررسی و توسعه قرار گرفته اند. این ساختار زمین شناسی در حال پیچیده شدن هستند، و از میدان شیمیایی [1-3]، میدان درجه حرارت [4,5]، میدان نفوذ [6]، و تنش تکتونیک [7] تاثیر می پذیرد. چگونگی به دست آوردن فشار شکستگی سازند دقیق و تولید راهنما، بسیار حیاتی و مشکل تر شده است [8[.
محققان, بسیاری از مدل ها را برای پیش بینی فشار شکستگی سازند پیشنهاد داده اند. آندرسون [9] از ثبت های چاه های برای محاسبه فشار شکستگی استفاده کردند. Li [10] یک مدل فشار شکستگی را توسط تئوری تنش موثر دوبل [11] پیشنهاد کرد، که ترکیبی از مزایای هر دو فرمول فشار شکستگی H-F [12] و فرمول فشار شكستگی H-W [13] را به همراه دارد؛ تئوری تنش موثر دوبل به طور گسترده در بسیاری از حوزه ها مانند نفت، سنگ، ذغال سنگ و مهندسی فنداسیون [14-16] مورد استفاده قرار گرفته است. در مقایسه با مدل Li، هوانگ [7] رابطه بین تنش رویی و عمق، تنش تکتونیکی و استحکام سنگ را در نظر گرفت. با این حال، هر دو مدل لی و مدل هوانگ, تاثیر حوزه های شیمیایی و درجه حرارت را در نظر نگرفتند. یان [17] یک مدل ساده برای محاسبه فشار شکست را با توجه به تنش هیدراسیون خلق کرد که دقت پیش بینی را بهبود بخشید. لی [4] مدل ریاضی برای تنش اضافی حرارتی تولید شده توسط تغییر دما بر روی آستر شفت ایجاد کرد و روش محاسبه فشار اضافی شکستگی را که باعث تغییر دما شده است را پیشنهاد کرد. دنگ [18], یک مدل محاسبه فشار شکستگی برای تشکیل درجه حرارت بالا و فشار بالا ایجاد کرد که در آن, تغییرات درجه حرارت حفره چاه و نفوذ پذیری حفره چاه را مورد توجه قرار داد، اما تاثیر میدان علت شیمیایی را در نظر نگرفت نشده است و فقط برای ماسه سنگ استفاده می شود.

In this paper, a comprehensive model to calculate the rock fracture pressure by the theory of double efective stress of porous medium is established, which considers such efective factors as the crustal stress feld, hydration stress feld, temperature feld, tectonic stress feld, the porosity of rock, and additional stress feld generated by seepage of drilling fuid. Tis new model is applicable to predict the fracture pressure of diferent types of rocks. Using the experimental parameters of feld fracturing and the experimental results of three-axis compression of rock cores with diferent water contents, we may get the calculated fracture pressure. Compared with the measured fracture pressure in the oilfeld, the result calculated in the present study shows good agreement. Besides, the efects of water contents on the tensile strength and fracture pressure are analyzed. Results show that both the tensile strength and fracture pressure decrease with the increase of water contents, which is due to the reduction of the mechanical properties of rocks by hydration.

1. Introduction

Formation fracture pressure refers to the pressure which causes formation fracture or original fracture to be reopened under the action of mud string pressure in the open hole well. It is widely used in drilling well structure, well control design and operation, fracturing, and increasing production in oilfeld production process. In order to meet the society’s demand for oil and gas resources, unconventional oil and gas resources have been explored and developed. Te geological structure is becoming complex, which is afected by the chemical feld [1–3], temperature feld [4, 5], seepage feld [6], and tectonic stress [7]. How to obtain accurate formation fracture pressure and guide production become more critical and difcult [8].

Scholars have put forward many models to predict the formation fracture pressure. Anderson [9] used the well logs to calculate fracture pressure. Li [10] proposed a fracture pressure model by the double efective stress theory [11], which combines the advantages of both H-F fracture pressure formula [12] and the H-W fracture pressure formula [13]; the double efective stress theory has been widely applied in many felds such as oil, rock, coal, and foundation engineering [14–16]. Compared with Li’s model, Huang [7] considered the relationship between overlying stress and depth, tectonic stress and rock strength. However, both Li’s model and Huang’s model did not consider the infuence of chemical and temperature felds. Yan [17] built a simple model for calculating the fracture pressure considering hydration stress, which improved the prediction accuracy. Li [4] established the mathematical model of additional thermal stress produced by temperature change on the shaf lining and proposed the calculation method of additional fracture pressure caused by temperature change. Deng [18] established a fracture pressure calculation model for high temperature and high pressure formation, which took into account the variation of wellbore temperature and wellbore permeability, but it did not consider the infuence of chemical feld and it is only ft for sandstone..

مبتدی (مناسب برای درک مفهوم کلی مطلب) (ترجمه به صورت ناقص انجام شده است)

ناحیه ی این مطالعه در طول دوره ی سنوزوئیک و بخشی از سمیل اوفیولیت به سمت بالا افزایش ارتفاع داشته است و صخره های زیر لایه آن از زمین خارج شده اند. همچنین در طول دوره ی سزنوئیک ، صفحه ی عربی شروع به برخورد با صفحه ی اوراسیا داشته است و در نتیجه رشته کوه های زاگرس را ایجاد کرده است . از آن زمان تا کنون، این صفحه ی عربی همراه با خلیج مکران، شروع با زیر رانش کرده است . ناحیه ی این مطالعه ممکن است به دلیل بخشی از برآمدگی رو به جلو مرتبط با برخورد این دو صفحه، افزایش ارتفاع یافته است. این منطقه از نظر لرزشی حالتی فعال دارد و زلزله هایی با مقدار کم در این منطقه ایجاد می شود.

3. روش ها
مطالعه ی ما بر اساس کار های میدانی انجام شده است که شامل توصیف های میدانی از این تپه های دریایی و نمونه برداری از آن ها ، و همچنین نظر سنجی های جمعیت شناسی در منطقه های فینز / تیوی می باشد که شامل این تپه های دریایی می باشند. ما همچنین طبقه بندی های سنگ آهنگ های دارای فسیل در این قسمت را هم بررسی کرده ایم.
تحقیق های نقشه برداری در این منطقه نیز با استفاده از دریافت کننده های GPS با حرکت شناسی زمان واقعی (RIK) انجام شده است و سپس به صورت آماده اصلاح شده است تا بتواند مختصات را بر اساس نقطه های مرجع ارائه شده توسط سازمان تحقیقات ملی در سلطنت عمان، فراهم کند. مجموعه داده های نقشه نگاری در این قسمت شامل 36* نقطه ی تحقیق می باشد که تحت ارزیابی های دقیق زمین شناسی با دقت بالا و صحت ارزیابی شده است. این تحقیق های نقشه نگاری در متد دو روز در 31 اکتبر و 28 ام نوامبر سال 2015 بینزمان های 13:00 تا 17:00 انجام شده است. برای نوسان های مدی در این روز، می توانید جدول شماره ی 1 را مشاهده کنید.

شکل 2 دیدگاه های کناری از تپه های دریایی مطالعه شده. خط های نقطه چین افقی در این قسمت نشان دهنده ی حد جانبی این تپه های دریایی می باشد. شیب ملایم هر دو تپه ی دریایی به سمت شمال شرقی را مشاهده کنید. همچنین مشاهده کنید که قسمت بالایی این تپه ها چند متری از رسوب های اطراف بالا تر می باشد زیرا آن ها بر روی پایه هایی از سنگ های آهک فسیلی قرار گرفته اند! (A) تپه ی شمال غربی. این نما به سمت شمال قربی گرفته شده است. وسیله های نقلیه در ردیف دریایی قرار دارند که با واحد Qmy نشان داده شده اند. سطح این ردیف ها که در قسمت جلویی دیده می شود، یک زمین سخت می باشد. همچنین در نظر داشته باشید که این ردیفدریایی در پس زمینه ( فلش ها) قرار دارد. (B) تپه های دریایی جنوب شرقی . این نما به سمت جنوب شرقی می باشد. دو فرد به عنوان مقیاس بر روی سطح ردیف دریایی قرار گرفته اند که یک زمین سخت صاف قرار گرفته اند. فرد مقیاسی که در سمت راست قرار دارد، دو متر قد دارد.

4. نتایج
ارزیابی های سنگ شناسی انجام شده را می توان به صورت خلاصه بیان کرد. چندین متر از این سنگ های آهکی دارای فسیل های زیستی ، با لایه هایی از تپه های وصله های مرکزی پوشانده شده اند که ضخامت آن ها 1.5 متر می باشد. هر دوی این تپه های دریایی توسط چند ده سانتی متر از کنگلومرات ( نوع 1 ) پوشانده شده اند. یک کنگلومرات ساحلی دیگر ( نوع 2) نیز بر روی شکاف های برش موجی قرار گرفته است که داخل سنگ آهک ها با فسیل های زیستی قرار دارند. این کنگلومرات ها در جایگاه های عمودی و طبقه ای مختلف از سنگ ها قرار گرفته اند.
این دو تپه ی دریایی دارای محور های طولی 20 و 15 متر به ترتیب می باشند ( شکل A و B). در راستای محور های طولی شان، اندازه ی آن ها بین 10 تا 15 متر می باشد. ضخامت این تپه های دریایی به صورت 1.5 متر می باشد و چندین متر بالای سطح رسوبی اطراف خودشان قرار دارند ( شکل 2). هر دوی این تپه های دریایی سطح شیب داری را روی خودشان دارند که به صورت آرامی به سمت اقیانوس متمایل می باشد که در واقع در جهت شمال شرقی می باشد ( شکل 2) که مشابه ردیف های دریایی در همین منطقه می باشد. به همین دلیل، تپه های دریایی رو به روی اقیانوس که در قسمت شمال شرقی این تپه های قرار دارند اندکی در آب های عمیق تر نسبت به قسمت هایی از تپه هایی قرار دارند که در قسمت های خشکی قرار گرفته اند.
در ساحل، درست قسمت شمال شرقی این تپه ها، ما شکاف های موجی را در سنگ های آهکی دارای فسیل های زیستی و کنگلومرات های ساحلی تقسیم شونده با قطعه های سنگریزه ای گرد در واحد های Qmy را مشاهده کردیم که همه ی ان ها کاملا بالاتر از سطح دریا قرار داشتند ( شکل 3A). ازین رو، هر دو پدیده می توانند شواهد مستقل و اضافی برای افزایش ارتفاع واحد های Qmy ، علاوه بر شواهد فراهم شده توسط این تپه های دریایی ایجاد کنند. کنگلومرات های نوع 2 نیز در این قسمت در شکاف های این صخره ها وجود دارد (شکل 3A). حفاری های موجود نیز یکی از مهم ترین ویژگی های این سنگ های آهکی با فسیل های زیستی هستند.
شکل 4A در این قسمت نشان دهنده ی سنگ های آهکی با فسیل های زیستی می باشد که سطح ردیف های دریایی را نشان می دهد و بیشتر به دلیل مته کاری های کم عمق، آسیب دیده است (شکل4A) که این موضوع نشان میدهد سطح این تپه های دریایی ، زمین سفتی می باشد. حداقل بعضی از این مته کاری ها در اثر صدف های دو کپه ای انجام شده است. شواهد برای این موضوع حضور صدف های دو کپه ای در یکی از حفره های موجود در سنگ های آهکی فسیل زیستی می باشد ( شکل 4B). همچنین حفره هایی توسط اسفنج های کلیونا وجود دارد. به عنوان ارگانیسم های بدون ساقه و پوششی، مرجان ها نیاز به یک زمین سفت دارند تا اسکلت خودشان را به آن متصل کنند و بتوانند صخره های دریایی و یا مجموعه های مرجانی را ایجاد کنند. بر همین اساس، شکل 4c در این قسمت نشان دهنده ی زمین سفت حفره در سنگ های آهکی با فسیل های زیستی می باشد که به صورت مستقیم توس این مرجان ها پوشیده شده است. در این قسمت مشخص است که قسمت های تعمیم یافته از این زمین سفت از سطح ردیف های دریایی به سمت مرکز تپه های دریایی ( شکل 2B را با شکل 4 مقایسه کنید) ادامه پیدا کرده اند.

این سنگ آهک های فسیل زیستی شامل جلبک های قرمز با رشد کافی می باشد که می توان آن را با چشم غیر مسلح و یا لنز های چشمی، مشاهده کرد . زیر میکروسکوپ این سنگ آهک های فسیل زیستی که به صورت مستقیم زیر این تپه های دریایی قرار گرفته اند، به عنوان مادستون و واکستون ( انواع سنگ آهک با درجه های مختلف از دانه های رسوبی) طبقه بندی می شوند. میکرایت ها و ریز پاریتیک ها می توانند از قسمت های مختلف از جلبک های قرمز، مرجان ها، صدف های دو کپه ای کوچک و خاردار ها با رشد ترکیبی گسترده ، اسفنج های موناکسی ( متشکل از سیلیکا و بعضی هم متشکل از کلسیوم) و بریوزن ها پشتیبانی کند. حفره های کاویزی این صخره های مرجانی نیز به صورت نسبی با سیمان های هم اندازه و حفره ای کلسیتی پر شده است ( شکل 5).
در بعض از قسمت های این سنگ آهک ها با فسیلهای زیستی، جلبک های قرمز آن قدر فراوان هستند که آن ها صخره ها را ایجاد می کنند. حالت های انشعاب این جلبک ها ممکن است بسیار ویژه باشد زیرا زاویه ی انشعاب های شاخه ها در کمترین حالت قرار دارد ( زاویه ی تند) ، به صورتی که یک سیستم از شاخه های کوچک موازی ایجاد می شود. این بخش های محلی از این سنگ آهک های تپه های دریایی نیز به عنوان سنگ آهک های جلبکی طبقه بندی می شود. در بخش های نازک متعامد نسبت به این شاخه های جلبک ها ، این جلبک ها سلول هایی با مقیاس بزرگ از هیپوتالوس دارند که یک الگوی سلولی و یا حالت شبکه ای را با ابعاد هم مرکز و شعاعی ایجاد می کنند. این پایه های خارجی نسبتا رشد خوبی همراه با حفره های تراز شده دارند. این جلبک ها نزدیک به 50% از این سنگ آهک ها را ایجاد می کنند.
علاوه بر این جلبک ها، یک ماتریس با دانه ش درشت ( بیشتر به صورت میکرایت و گاهی به صورت میکروساپریت) می باشد که از دانه های کوارتز زاویه ای پشتیبانی می کند و در نتیجه دانه های بسیار درشت همراه با 10 تا 15% از سنگ ریزه ایجاد می شود. دیگر بخش های این ماتریس نیز دانه های معدنی مافیک هستند که اندازه ی کوچک تر و گردی بهتری دارند و در مقایسه با دانه های کوارتز و همچنین سنگ های میکرایت با سایز ماسه و همچنین سنگ های کلسیتی ، تعداد آن ها کمتر می باشد. سنگ های کربناتی در این قسمت حالت زاویه ای دارند و ممکن است سایز آن ها از دانه های کوارتز هم بیشتر باشد اما تعداد آن ها کمتر می باشد. ما هیچ فسیل زیستی خاصی را در ماتریس مشاهده نکردیم.
سنگ های آهکی نیز قالب های متخلخل برای رشد بر اساس کار های چگوته و پری ( 1970) دارند. در حاشیه های این سنگ ها، بعضی از جلبک های قرمز یک الگوی شعاعی از منفذ های طولانی را دارند که به سمت خارجی رشد پیدا کرده اند و به صورت حفره های ترکی بر اساس کار های چگوته و پری ( 1970) طبقه بندی می شوند. هر دو نوع از این منفذ ها نشان دهنده ی مسیر های باریک از کریستال های کوچک سیمانی از کلسیوم کربنات می باشد. این منفذ ها ممکن است ویژگی هایی را نشان دهند. اما در میان این منفذ ها، کریستال های کوچک از سیمان ها ممکن است همراه با نسل دوم از سیمان ها دیده شوند که شامل کریستال های بزرگ ( و یا با سایز برابر) از کلسیم کربنات می باشند که می تواند با موزاییک های سیمانی پر شود (شکل 6). هیچ نشانه ای از منفذ های مرتبط با انحلال در این نمونه ها وجود ندارد.
کنگلومرات های نوع 1 و 2 با رنگ های روشن دیده می شوند ( معمولا رنگ بژ)، معمولا طبقه بندی متمایز ندارند و به خوبی گرد هستند و توسط تکه های مختلف و چند حالته پشتیبانی می شوند و قسمت های مختلف از سنگ آهک، سنگ های کوارتز و قسمت های کوارتز و همچنین صخره های آذرین را در خودشان دارند. این قسمت های مختلف دارای سایز سنگ ریزه دارند.
صخره های مرجانی در قسمت سنگ آهک های تپه های دریایی متعلق به خانواده ی فاویدای هستند. بیشتر نمونه ها قطعا متعلق به سنگ های سیفاستری هستند. آن ها کلونی های بزرگ و پوسته ای با انشعاب های کوتاه را ایجاد می کنند.
کورالیت های آن ها معمولا همراه با پلاسوید های فنجانی هستند که قطر آن ها از 4mm بیشتر نمی باشد. یک کلوملا نیز معمولا در این ساختار ها دیده می شود. رگبرگ هایی نیز معمولا در این سنگ ها دیده می شود اما محدود به دیواره ی کورالیت ها می باشد. سپتا، رگبرگ ها و کونستوم ها به خوبی دارای دانه های درشت می باشند.

پویایی ساحلی صخره های مرجانی نزدیک به ساحل پلیستوسن پشته و ظهور در باله (شرق ساحلی عمان، خلیج عمان)

Coastal dynamics of uplifted and emerged late Pleistocene near-shore coral patch reefs at fins (eastern coastal Oman, Gulf of Oman)

1- مقدمه
2- ناحیه ی مطالعه و تنظیمات زمین شناسی
3- روش ها
4- نتایج
5- تفسیر اطلاعات
6- خلاصه / جمع بندی

1- مقدمه
تپه های دریایی ارزیابی شده نزدیک به فینز ( شکل 1A) اخیرا به صورت دقیق بررسی نشده است . آن ها به عنوان بخشی از چهار قسمت از واحد های سنگ آهک قدیمی با نام Qmy نقشه برداری شده اند ( شکل 1B) که به سمت اقیانوس ادامه پیدا می کنند که صخره ای را در این قسمت ایجاد کرده است. ( شکل 1B). توصیف های جغرافیایی مرتبط با این واحد بسیار خلاصه می باشد. تمام چیزی که توسط وینز و همکارانش بیان شده است که این واحد های Qmy متشکل از قسمت های تقسیم شونده ی زیستی و همچنین سنگ آهک های دریایی می باشند. قسمت دوم شامل جلبک های آهکی و مرجانی می باشد و روی آن ها یک لایه کنگلومرات قرار گرفته است. این کنگلومرات ها توسط ال حدابی در دوره ی مطالعه ی صخره های ساحلی در نواحی فینز / تیوی بررسی شده است. تنها اخیرا، این صخره های دریایی در قسمت های آهکی به صورت دقیق توسط ال شوکالی توصیف شده است. نتایج او و دیگر داده ها ، سوژه ی این مقاله می باشند. مونوگراف های این مرجان های دریایی و تپه های مرجانی در خلیج عمان توسط کلیربودت ، گرایش های بسیار مهمی را در توصیف این تپه های دریایی و تقسیم بندی تپه های مرجانی ایجاد کرده است.
بر اساس وینز و همکارانش، واحد های Qmy یک مسیر دریایی با ارتفاع افزایش یافته ی 10 تا 20 متر ایجاد کرده است. آن ها ردیف از صخره ها را به رسوب های دریایی نسبت می دهند که در ارتفاع 12 تا 15 متر نزدیک به راس الجیبش ایجاد شده است ( شکل 1A) در شرق صحرای وحیبا قرار گرفته است که با استفاده از روش 14C به صورت سال پیش و بر اساس پوسته های حلزونی نیز توسط گاردنر و همکارانش ، با سن تقریبی قبل از میلاد تخمین زده شده است. علاوه بر این، وینز و همکارانش هم این واحد های Qmy را به رسوب های چاه گمانه ای از موتراه نزدیک مسقط نسبت می دهند. این هسته ، یک سطح مرتفع نسبت به دریا متعلق به قبل از میلاد را نشان میدهند. بر اساس این تخمین های زمانی به دست آمده، وینز و همکارانش یک سن ویچسلی را برای این رسوب های دریایی در نظر گرفته اند. بر اساس این روش ویچسلی ، آخرین دوره ی یخبندان از یخبندان در عهد چهارم زمین شناسی را برای این رسوب های دریایی در نظر می گیرد که در این زمان سطح جهانی دریا ها نزدیک به 120m بود ( بر اساس بیشتر تخمین های موجود ) که در سال قبل از میلاد، این سطح از امروز کمتر بوده است.
بالا آمدن این ردیف های چهارگانه ی دریایی بالاتر از سطح دریا در قسمت های تیوی / فینز به حدود 190m می رسد. قسمت شمالی عمان نیز دارای یک سیستم گسل فعال ی باشد که مطابق با این افزایش ارتفاع می باشد. این موضوع که صفحه ی عربی در قسمت شمالی زیر صفحه ی اوراسیا قرار دارد ( قسمت ایرانی) ، ممکن است یک برآمدگی رو به جلو ایجاد شود که منطقه های فینز / تیوی در همان قسمت قرار دارد و همین برآمدگی ممکن است مسئول همین افزایش ارتفاع باشد. برای اطلاعات بیشتر در رابطه با زمین شناسی این ردیف سنگ های دریایی در قسمت فینز و تیوی، شما می توانید به مطالعه های منطقه ای انجام شده توسط کوسکی و همکارانش، هافمن و همکارانش و یوان و همکارانش مراجعه کنید.

به دلیل این که هیچ گونه جزییاتی در رابطه با تپه های دریایی واحد های Qmy وجود ندارد، ما قصد داریم تا با توصیف اطلاعات شکلی و زمین شناسی دو تپه کوچک، سهمی در این قضیه داشته باشیم ( شکل 1) و بتوانیم گونه های مرجانی را مشخص کرده و شکل و علت رشد آن ها را دریابیم. این موضوع بر خلاف پیش زمینه ی افزایش توسعه های ساختمانی رخ می دهد که بر روی ردیف های دریایی نواحی تیوی/ فینز تاثیر دارد زیرا آن ها نشان دهنده ی جستجو بعد از مکان های ساخت و ساز با ملاحظه ی خاص از نزدیکی نسبت به اجتماع رو به افزایش فینز ( شکل 1 ) می باشد. این ابعاد می توانند به سرعت منجر به از بین رفتن این تپه های دریایی شوند. ازین رو، باید ویژگی های این تپه های دریایی قبل از این که این تپه ها از بین بروند را به خوبی مورد مطالعه قرار داده و آن ها را مستند کرد. به دلیل این که این تپه های دریایی بر روی یک ردیف دریایی هستند، باید مقدار ارتفاع دقیق آن ها که آن را ما مشخص کرده ایم، معلوم شود.

1- Introduction

The investigated reefs near Fins (Fig. 1A) have previously not been studied in detail. They have been mapped as part of the Quaternary, “subrecent” marine limestone unit “Qmy” (Fig. 1B) that extends to the ocean (Fig. 1B) where it forms a cliff. The related geological description of this unit is very brief. All that is mentioned by (Wyns et al., 1992a) is that the “Qmy unit” comprises bioclastic as well as reefal limestone. The latter contains corals and calcareous algae and is overlain by a marine conglomerate (Wyns et al., 1992a). The conglomerate has been analyzed by Al Haddabi (2015) in the course of a beachrock study of the Fins/Tiwi area. Only recently, the reefs of the reefal limestone have been described in detail by Al Shukaili (2015). Her results and other data are the subject of this article. The monograph on “Reef corals and coral reefs of the Gulf of Oman” by Claereboudt (2006) provided significant orientation in describing the reefs and in classifying the corals.

According to Wyns et al. (1992a), the “Qmy unit” forms a marine terrace at an elevation between 10 and 20 m. They correlated this terrace with marine deposits occurring at an elevation of 12e15 m close to Ras al Jibsh (Fig. 1A), east of the Wahiba Sands, which have been dated by the 14C method as 21,280 ± 280 yr B.P and 31,110 ± 530 yr B.P. on mollusk shells by Gardner (1988). Moreover, Wyns et al. (1992a) also correlate the “Qmy unit” with deposits of a drillhole core from Muttrah near Muscat. This core revealed a high sea-level at 31,890 ± 765 yr B.P. (Hannss, 1991, in Wyns et al., 1992a). Based on these ages, Wyns et al. (1992a) assigned a Weichselian age to these marine deposits. The Weichselian designates the last glacial period of the Pleistocene glaciation, when the global sea-level was 120 m (±20 m, according to most estimates) lower than today, approximately 21,000 yr B.P. (Pirazzoli and Pluet, 1991; see also Siddall et al., 2003).

Uplift of Quaternary marine terraces above sea-level may measure 190 m in the Tiwi/Fins area (Kusky et al., 2005). Northern Oman has active fault systems that accommodate uplift (Kusky et al., 2005). The fact that the Arabian Plate underrides Eurasia in the north (Iranian sector) may create a forebulge where the Fins/ Tiwi area is located and bulging may be responsible for the uplift (Kusky et al., 2005). For more details on the geology of the marine terraces of the Fins/Tiwi area the reader is referred to the regional studies of Kusky et al. (2005), Hoffmann et al. (2013) and Yuan et al. (2016).

Since there are no details on the reefs of the “Qmy unit” available, we intend to contribute to their understanding by a geomorphological characterization of two small reefs (Fig. 1), determination of the coral species, the description of their growth forms and ecology. This takes place against the backdrop of increasing building development which is affecting the marine terraces of the Fins/Tiwi area as they represent sought after building sites with special consideration of the proximity of the rapidly expanding community of Fins (Fig. 1). These aspects could very soon lead to the disappearance of the reefs. Thus, there is some urgency to document the above mentioned reef features before the reefs will be lost. Since the reefs are situated on a marine terrace it is of interest to know their exact elevation which we determined..

مبتدی (مناسب برای درک مفهوم کلی مطلب)

F1823

طراحی اتصال جدید به اندازه 243٪، هنوز بهتر از اتصال پایه, تحت همان ممان خمشی بود. این مقاومت در برابر خستگی ارتقایافته به این معنی بود که رزوه زن می تواند فرایند غلتاندن سرد ریشه های رزوه را بدون افت عملکرد پیش ببرد.

آزمایشات میدان اتصال

قبل از استقرار اتصال جدید در یک کاربرد تجاری، آزمایش میدانی به منظور اعتبارسنجی این مورد که این اتصال به صورت مورد نظر عمل می کند, انجام شد. یک رشته نمونه 5 اینچی از لوله مته با اتصالات ابزاری جریاندار تولید شد و 60 اتصال لوله با اتصال دلتای جدید (6 × in. OD × 3½ in. ID) برای اجرا در دکل آزمون NOV در Navasota تگزاس فرستاده شدند. دکل با ظرفیت 375 تن و 1500 اسب بخار با سیستم عامل اتوماسیون فرآیند حفاری – NOVOS – و نیز یک درایو آهنی ضد زنگ ST-100 و TDS-11SH مجهز شده است. علاوه بر این، سیستم به هم بستن-بازوی وسیله نقلیه انتقال جایگاه برای حمل جایگاه های لوله استفاده شد. بخشی از لوله مته با اندازه 1900 فوت در پایین رشته قرار گرفت که روی دکل آزمون در این کاربرد اجرا شد.

یک برنامه آزمون دو-مرحله ای طی سه ماه بعدی پیاده سازی شد. فاز اول برای واجد شرایط بودن دیگر ابزارها مورد استفاده قرار گرفت، زیرا لوله در پایین رشته قرار گرفت در حالی که دکل, چاه های آزمون را حفاری کرد؛ مرحله دوم متمرکز بر چرخه های ساخت-و-شکست بود. در پایان آزمایش، اتصالات باید مورد بررسی قرار گیرد تا تعیین شود که چگونه آنها در خدمات میدانی تحمل می کنند. سه چاه آزمایش جهتی، هر یک با شدت زاویه تند به اندازه کافی بالا برای قرار گرفتن در معرض لوله مته نمونه، برای این برنامه حفاری شدند. لوله مته تحت استفاده شدید در طول دوره آزمایش با استفاده و شکست مداوم اتصالات و دستکاری در داخل و خارج از چاه قرار گرفت.

اتصال دلتا با استفاده از اتصالات ابزار با بالاترین مقاومت و دردسترس از نظر تجاری آزمایش شد و این اتصال در معرض بالاترین پیش-بارگذاری آرایش قرار گرفت و حداکثر گشتاور آرایش گسترش یافته (که توسط ضریب اصطکاک 1.15 اصلاح می شود) 79000 فوت-پوند به کار برده شد. برای مقایسه، یک اتصال API NC50 برای اندازه و درجه لوله استفاده شده, دارای حداکثر گشتاور آرایش 38000 فوت-پوند بود. پرسنل دکل آموزش دیدند تا در هنگام اجرای اتصال, بیشتر دقت کنند و از یک هدایت کننده سوراخ دوری نمایند. تمایل به عدم تقلید از شرایط حفاری واقعی بود,  بلکه تمایل به قرار دادن اتصال در نامساعدترین شرایط امکان پذیر بود. یک آزمون چرخش تطبیقی ​​نیز با استفاده از همان roughneck آهنی به منظور ارزیابی سرعت آرایش اتصال جدید نسبت به اتصال نسل دوم اجرا شد. اتصال نسل دوم نیاز به چرخش های بیشتر برای شانه داشت و 8 ثانیه برای آرایش طول کشید؛ اتصال دلتا در 4 ثانیه ساخته شد.

هنگامی که آزمایشات میدانی کامل شدند، اجزای رشته مته مورد استفاده مجدداً مورد بازرسی قرار گرفتند. پس از تمیز کردن اتصالات برای اطمینان از دید مناسب از رزوه ها، شانه های آرایش و سطوح مهر و موم، یک بازرسی بصری انجام شد. رویه میدان به بازرسی احتمالات کرانی شانه های آرایش اولیه و ثانویه (به ترتیب وجوه مهر و موم و توقف گشتاور داخلی)، و نیز سطوح رزوه (جناح ها، نوک ها و ریشه ها) و مشخصات رزوه نیاز داشت. اگر چه برخی از آسیب های ضربه ای مربوط به حمل و نقل و بریدگی/ سائیدگی کمینه وجود داشت، این مسائل در اتصالات شانه-دوار معمول هستند و موجب نگرانی نیستند. یک بازرسی ابعادی, پس از بازرسی بصری انجام شد. در نهایت، هر دو یکپارچگی ابعادی و بصری حفظ شدند. علیرغم اجرای اتصالات تحت شرایط عملیاتی سخت و عمیق سخت و قرار دادن لوله در معرض میزان بی سابقه ای از گشتاور آرایش، تقریباً هیچ آسیبی برای اتصال وجود نداشت. نتایج, دوام بالایی را نشان داد که حاکی از توسعه معیارهای جدید و وسیعتر برای اتصال دلتا بودند.

استقرارات پس از-آزمون

اتصال جدید قبلاً در چند میدان در سراسر ایالات متحده به دلایل مختلف تعریف شده توسط اپراتور، با هر اندازه اتصال که ویژگی خاص خود را ارائه می دهد استفاده شده است. تجزیه و تحلیل گشتاور (شکل 2) نشان داد که یک اتصال ممتاز در لبه های طویل لازم است تا گشتاور بیشتری به حفاری تحویل دهد. مزیت عمومی داشتن یک گشتاور آرایش بالاتر با مشخصات باریک تر به اپراتورها اجازه می دهد تا از محدودیت های قبلی خود فراتر رود. یک مثال اولیه, استفاده از دلتای 544, 2/1 5 اینچ, 21.9 پوند در هر فوت(PPF) دلتا 544 است که در آن, 5-in., 19.50-ppf NC50  قبلا استفاده شده است. در حالی که اتصالات دارای یک اتصال ابزار OD مشترک –  و از اینرو قابلیت گیرانداختن – یکسان هستند اتصال دلتا 544، جریاندار برای لوله 2/1 5 اینچی, افزایش 64 درصدی گشتاور موجود را فراهم می کند.

شکل 3، نتیجه فشار پشت در 9-in، 47-ppf را نشان می دهد. لوله با اتصال دلتا را می توان در یک سوراخ چاه استفاده نمود، در حالی که افزایش قابل توجهی در گشتاور دردسترس را می توان فراهم نمود – گشتاور دردسترس برای دلتا 544 20000 فوت-پوند، در حالیکه این مقدار برای مورد NC50, تنها 5000 فوت پوند است. این نوع از تجزیه و تحلیل به طور منظم در WellPlan توسط بخش خدمات فنی Quail Tool از زمان انتشار اتصال دلتا انجام شده است.

اپراتورها درک می کنند که می توانند گشتاور حفاری دردسترس تری را بدون هیچ گونه مشکلی در گیر انداختن به دست آورند. این مخصوصا برای شرکت هایی که از سیستم های قابل هدایت چرخشی استفاده می کنند یا حتی سیستم های در حال چرخش در هنگام حفاری با یک موتور مفید هستند. لبه های طویل، که در حال حاضر در چاه های غیر شفاف آمریکای شمالی استاندارد هستند، به چرخش رشته نیاز دارند. اغلب چرخش ممکن است به منظور کاهش شدت خم شدن نیاز باشد، حتی اگر سوراخ مستقیماً توسط چرخش رشته حفر نشده باشد؛ یعنی, همیشه مزیت گشتاور بالاتر و بنابراین گزینه چرخش رشته وجود دارد حتی اگر این, طرح اصلی نباشد. همین را می توان برای استفاده از ½-in., 16.60ppf Delta 425 over 4-in., 14-ppf NC40. بیان نمود. اتصال ابزار استاندارد OD, همان است، اما اتصال دلتا گشتاور بسیار بالاتر از آرایش را ارائه می دهد. مزایای اضافی افزایش اندازه لوله عبارتند از: بهبود ریزش فشار رشته و مقاومت در برابر انقباض، شکل 4. کاهش فشار پایین در رشته به این معنی است که فشار بیشتری در طول شکست ایجاد می شود، در حالی که افزایش مقاومت در برابر انقباض وجود دارد، در حالی که قبل از ایجاد لرزش حلقوی, می لرزد

نتیجه گیری

با افزایش طول لبه ها و چاه های چالش برانگیز که نیاز به تجهیزات قوی تر دارند، تغییر پله ای در تکنولوژی اتصال, ضروری بود. اتصال دلتا به منظور برآورده سازی عملکرد یا عملکرد بهتر اتصالات پیشین توسعه داده شد, و در عین حال هزینه کل مالکیت کاهش یافت. اعتبارسنجی و آزمایش طراحی اتصال گسترده، بینش ارزشمندی را در مورد اختلافات عملکردی ارائه داد، در حالی که آزمایشات میدان اتصال، دوام دلتا برای پیاده سازی تجاری گسترده تر را نشان داد.

اتصال دلتا در میادین سراسر ایالات متحده با نرخ کل احیا 3.6٪ در مقایسه با نمونه گیری بیش از 40000 بازرسی اتصالات انجام می شود. استفاده از میدان مکرراً مزایای استفاده از اتصال جدید را تأیید می کند، همانطور که در مدل سازی انجام شده توسط Quail Tools نشان داده شده است. علاوه بر مزایای عملکرد استفاده از اتصالات قوی و لوله در همان چاه، دلتا به اپراتورها کمک می کند که کاهش قابل توجهی در هزینه تعمیر لوله صورت دهند و این به دلیل اتصالات کمتری که نیاز به برش های دوباره دارند، و قیمت پایین تر برای برش های دوباره در صورت لزوم می باشد.

مبتدی (مناسب برای درک مفهوم کلی مطلب)

F1813

طراحی لوله جداری چاه برای انفجار
لوله جداری چاه تحت تنش انفجار قرار می گیرد. در عمل، طراحي لوله جداری چاه برای شرايط نامحدود, ایمن تر است. تحت طراحی نامحدود لوله جداری چاه در برابر انفجار، فرض بر این است که مایع مهاجم به طور کامل لوله جداری چاه را از پایین به بالا پر می کند. در بالای سوراخ، فشار خارجی ناشی از گل صفر است و فشار داخلی باید به طور کامل توسط بدنه لوله جداری چاه پشتیبانی شود. انفجار در بالا, بالاترین و در کفشک لوله جداری چاه, پایین ترین است.

نمایه طراحی لوله جداری چاه برای تنش کششی
محفظه بندی های چاه های نفت و گاز در برابر خرابی ناشی از تنش کششی طراحی می شوند. اعمال تنش بر روی یک لوله جداری چاه ناشی از وزن خود لوله جداری چاه و وزن دیگر محفظه بندی های حمایتی چاه می باشد. بالاترین بخش لوله جداری چاه در چاه, حامل بالاترین تنش است در حالی که آخرین لوله جداری چاه پایین در چاه حامل حداقل تنش است. از آنجا که لوله جداری چاه همیشه در گل حفاری غوطه ور می شود، بنابراین تأثیر خاصیت شناوری بر روی لوله جداری چاه شدن در طراحی لوله جداری چاه [8] مورد توجه قرار گرفته است. ضریب خاصیت شناوری،BF می تواند به صورت زیر بیان شود.

که در آن ƥmud = وزن گل (بر حسب پوند در هر گالن، PPG)
ƥsteel = وزن فولاد (بر حسب پوند در هر گالن، ppg) می باشد.

چک کردن طراحی محفظه بندی برای بارهای دومحوری
تحت تنش کششی، ضخامت لوله جداری چاه کاهش می یابد و مقاومت فروپاشی لوله جداری چاه نیز کاهش می یابد. مقاومت فروپاشی باقیمانده لوله جداری چاه باید تعیین شود تا اطمینان حاصل شود که لوله جداری چاه انتخاب شده بتواند تنش فروپاشی را در حداکثر عمق هیدرواستاتیک لوله جداری چاه تحمل کند. جدول زیر نشان دهنده مقاومت فروپاشی باقیمانده لوله جداری چاه به عنوان تابعی از نسبت کششی است.

انواع لوله جداری چاه
محفظه بندی رسانا
1. از سطح به عمق کم برای محافظت سطح سفت شده نزدیک
2. سازند
3. فراهم نمودن یک گردش برای گل حفاری به منظور محافظت از فنداسیون سکو
4. اتصال احتمالی BOP یا برش در سطح یا اتصال منحرف کننده
5. اندازه ها از 5/8 18 تا 20 اینچ

محفظه بندی سطح چاه (13 3/8 اینچ)
1. برای جلوگیری از تشکیل چاله در سازند هفته که در عمق های کم رخ می دهد
2. باید در سنگ های مناسب مانند سنگ آهک تنظیم شود: برای اطمینان از اینکه سازند در کفشک لوله جداری چاه به واسطه وزن گل بالا که بعداً در سوراخ بعدی استفاده می شود، دچار شکستگی نخواهد شد.
3. حفاظت در مقابل دمش کم عمق، در نتیجه BOP ها به بالا متصل می شوند

محفظه بندی میان چاه (9 5/8 اینچ)
1. معمولاً در ناحیه گذار زیر و یا بالای سازند تحت فشار (نمک و / یا چاله سنگ رست) تنظیم می شود.
2. به سیمان سازی خوب برای جلوگیری از ارتباط پشت لوله جداری چاه بین مناطق نیاز دارد؛ سیمانکاری چند مرحله ای را می توان برای رشته های طولانی استفاده نمود.

لوله جداری چاه تولید (7 اینچ)
1. جداسازی نواحی تولید
2. ارائه کنترل سیال مخزن
3. میسر نمودن تولید انتخابی در چند ناحیه تولید

محفظه بندی آستر
1. رشته ای از لوله جداری چاه که به سطح نمی رسد
2. آویزان کردن روی محفظه بندی میان, با استفاده از بسته بند مناسب و قلمه هایی به نام آویز آستر

رده های لوله جداری چاه
با توجه به مقاومت محفظه بندی های فولادی، آنها را می توان به درجات فولاد مختلف، یعنی J55, K55, N80, L80, C90, T95, P110, Q125, V150 و غیره تقسیم بندی نمود. تحت شرایط مناسب، رده های مختلف فولاد لوله جداری چاه دارای مقاومت های مختلفی هستند. در محیط های خورنده، خود لوله جداری چاه نیز نیاز به مقاومت در برابر خوردگی دارد. در شرایط زمین شناسی پیچیده، محفظه بندی به ویژگی های ضدفروپاشی نیز نیاز دارد. در طراحی، درجه های مختلف فولاد محفظه بندی در عمق های مختلف چاه تنظیم می شوند. درجات مختلف محفظه بندی دارای مقاومت های، مقاومت های انفجاری و مقاومت های کششی مختلف هستند. بنابراین تنظیم یک لوله جداری چاه در عمق بسیار مهم است، جایی که مقاومت در برابر تنش فروپاشی، تنش انفجار و تنش کششی در سراسر طول آن توانمند است.

عوامل طراحی ایمنی (F.O.S)
محفظه بندی ها معمولاً با توجه به تغییرپذیری در مقاومت ماده، خطای طراحی انسان و شرایط پیش بینی نشده در میدان طراحی می شوند.

بار فروپاشی
اولاً فروپاشی برای محفظه بندی سطح محاسبه می شود، فروپاشی در سطح, صفر خواهد بود.
فروپاشی در کفشک لوله جداری چاه = گرادیان گل * عمق کفشک لوله جداری چاه
از این رو، بار فروپاشی طراحی برابر خواهد شد = فروپاشی در کفشک لوله جداری چاه * F.O.S
F.O.S برای فروپاشی به طور کلی 1.1-1.25 است

بار انفجار
بار انفجار در کفشک لوله جداری چاه = فشار خارجی – فشار داخلی
جایی که:
فشار داخلی = گرادیان شکستگی * عمق کفشک لوله جداری چاه
فشار خارجی = گرادیان آب تازه * عمق کفشک لوله جداری چاه
انفجار طراحی در کفشک لوله جداری چاه = F.O.S * بار انفجار در کفشک لوله جداری چاه

F.O.S برای بار انفجار به طور کلی 1.2-1.8 است
بار انفجار در سطح نیز با استفاده از رویه ای مشابه محاسبه می شود.

بار محوری
بار محوری باید به طور جداگانه برای هر بخش از لوله جداری چاه محاسبه شود. ضریب ایمنی برای بارهای محوری بیشتر از موارد بار دیگر ناشی از فعالیت های عملیاتی مانند کشش بیش از حد رشته لوله جداری چاه در طول چسبیدن به نظر می رسد. ضریب قابل قبول ایمنی برای بار محوری بار / تنش 1.6-1.8 است. از این رو،
بار طراحی محوری = بار محوری * 1.8 (F.O.S).
طراحی محفظه بندی خوب باید تمامی این ضرایب باشد تا بتواند مقادیر کافی در برابر اشکال مختلف خرابی را لوله جداری چاه فراهم نماید.

مقاله انگلیسی رایگان

ترجمه فارسی رایگان 

بخشی از ترجمه فارسی مقاله:

چکیده
پوشش گیاهی غوطه ور می تواند به طور قابل توجهی بر روی هیدرودینامیک ساحلی تاثیر بگذارد. با این حال، مدل های عددی شامل جریان، امواج، و تلاطم نیست. در این مقاله، ما از اجرای یک ماژول موج ، جریان ، پوشش گیاهی برای توصیف یک اقیانوس اتمسفر ، موج و انتقال رسوب (COAWST) استفاده می کنیم . سیستم مدل سازی ای که شامل یک مدل جریان (ROMS) و یک مدل موج (SWAN)، و نشان دادن فرآیندهای مختلف با استفاده از حوضه های کم عمق ایده آل. مدل جریان اصلاح شده شامل گیاه ، وابسته به وضعیت سه بعدی، در تاج موج، و تبدیل انرژی جنبشی به پارامترهای عمودی. تبدیل متغیرهای مربوط به پوشش گیاهی به مدل جریان و مدل موج برای اتلاف انرژی موج به دلیل وجود پوشش گیاهی است. (موضوع مطالعه) 1- نشان می دهد که اعتبار گیاه وابسته به پارامتر وضعیت مقاومت در اندازه گیری میدانی 2- نشان می دهد که مدل قادر به تولید به مثل میانگین و جریان آشفته میدانی در حضور پوشش گیاهی در مقایسه با آزمایش های مختلف آزمایشگاهی، 3- تعامل پوشش گیاهی و جریان از طریق تحلیل شرایط در تعادل حرکت فراهم می کند ، 4- توصیف تأثیر یک پوشش گیاهی مستغرق بر جریانهای جزر و مدی و امواج به طور جداگانه و با هم 5- پیشنهاد مسیر آینده برای تحقیق و توسعه.

4.2.3. هزینه محاسباتی، موانع و ملاحظات آینده
ما در هزینه های محاسباتی با استفاده از ماژول پوشش گیاهی نسبت به رویکرد ساده سازی که با استفاده از زبری پایین برای مقایسه افزایش کشیدگی در حوزه مدل محاسبه کردیم. افزایش هزینه های محاسباتی ناشی از قطعات مختلف مدل، به طور عمده در دانه های 2D و 3D و مدل اختلاط عمودی GLS است که محاسبه مقادیر آشفتگی را انجام می دهد (جدول 2). به طور کلی، هزینه محاسباتی ماژول پوشش گیاهی و اجرای قطعه پوشش گیاهی توسط رسوبات درشت دانه بیش از 6 درصد افزایش را نشان داده است. افزایش از محاسبه کشیدن پوشش گیاهی و شرایط آشفتگی در ماژول پوشش گیاهی رخ می دهد. این شرایط پس از آن به هسته 2D، 3D معادلات مومنتم، و پارامتر اختلاط عمودی اضافه شده است.
پیاده سازی این قابلیت در COAWST چند موانع عددی و مفهومی، که تحقیقات آینده و عیب یابی نیاز به روبرو شد. به عنوان مثال، رام مدل هیدرودینامیک مورد نیاز یک گام زمان کاهش می یابد با ماژول گیاهی (به عنوان مثال 1 بازدید کنندگان به جای 10 بازدید کنندگان) برای از بین بردن بی ثباتی ناشی از شیب سرعت تیز. ما همچنین دریافتیم که خاصیت شناوری و برشی افقی شرایط در مدل تلاطم نیاز به ناهموار شود برای جلوگیری از آشفتگی در گوشه ای از پچ پوشش گیاهی است. یک راه حل ممکن است به تدریج تا سطح شیب دار تراکم پوشش گیاهی در وصله، که هر دو می توانید از طریق اصلاح کاتیون فی دهی اولیه فی لو انجام می شود، یا از طریق یک فی کاتیون برنامه نویسی مودی. مدل SWAN در حال حاضر برای انواع پوشش گیاهی چند حساب نمی کند و انرژی موج (با توجه به پوشش گیاهی) طیفی پراکنده نیست؛ به عنوان مثال اتلاف به صورت یکنواخت در سراسر طیف موج استفاده می شود. در مورد نوع پوشش گیاهی چند تراکم ساقه معادل تعریف در رام و قو است. در نسخه های آینده از SWAN برای خواص گیاه مکانی متغیر را به عنوان در رام حساب. در نهایت، یک مطالعه پارامتر نظام مند عدم اطمینان از پارامتر مدل های متعدد اجرا در اینجا محدود. توسعه این ابزار منبع باز اجازه خواهد داد که این مطالعات به آغاز شود.
پیاده سازی این قابلیت در COAWST چند موانع عددی و مفهومی، که تحقیقات آینده و عیب یابی نیاز به روبرو شد. به عنوان مثال، رام مدل هیدرودینامیک مورد نیاز یک گام زمان کاهش می یابد با ماژول گیاهی (به عنوان مثال 1 بازدید کنندگان به جای 10 بازدید کنندگان) برای از بین بردن بی ثباتی ناشی از شیب سرعت تیز. ما همچنین دریافتیم که خاصیت شناوری و برشی افقی شرایط در مدل تلاطم نیاز به ناهموار شود برای جلوگیری از آشفتگی در گوشه ای از پچ پوشش گیاهی است. یک راه حل ممکن است به تدریج تا سطح شیب دار تراکم پوشش گیاهی در وصله، که هر دو می توانید از طریق اصلاح کاتیون فی دهی اولیه فی لو انجام می شود، یا از طریق یک فی کاتیون برنامه نویسی مودی. مدل SWAN در حال حاضر برای انواع پوشش گیاهی چند حساب نمی کند و انرژی موج (با توجه به پوشش گیاهی) طیفی پراکنده نیست؛ به عنوان مثال اتلاف به صورت یکنواخت در سراسر طیف موج استفاده می شود. در مورد نوع پوشش گیاهی چند تراکم ساقه معادل تعریف در رام و قو است. در نسخه های آینده از SWAN برای خواص گیاه مکانی متغیر را به عنوان در رام حساب. در نهایت، یک مطالعه پارامتر نظام مند عدم اطمینان از پارامتر مدل های متعدد اجرا در اینجا محدود. توسعه این ابزار منبع باز اجازه خواهد داد که این مطالعات به آغاز شود.
5. خلاصه و نتیجه گیری
ما یک ماژول موج- جریان پوشش گیاهی همراه در سیستم مدل سازی COAWST قابل اجرای پوشش گیاهی در رودخانه، دریاچه ، دهانه رودخانه و محیط های ساحلی را توسعه داده ایم. قطعات جدید رویشی در مدل جریان ROM به اجرا در آمد، کشیدگی سه بعدی یعنی قسمت وابسته به وضعیت، مخلوط کردن عمودی، و جریان می باشد . مدل موج بازتولید شده ویژگی های کلیدی جریان پوشش گیاهی و تعامل هیدرودینامیک، به ویژه لایه های برشی قوی در بالای یک تاج پوشش زیردریایی که در ارتفاع به عنوان خم گیاهان متفاوت است. چارچوب نیز به روز شده است ، تبادل متغیرهای مربوط به پوشش گیاهی بین جریان و SWAN مدل موج برای اتلاف موج توسط پوشش گیاهی در حضور جریان ها و نوسانات سطح آب محاسبه شده است . نمایش نتایج: از مورد آزمون آرمانی در آب کم عمق ، وابستگی متقابل غیرخطی بین (جزر و مد) جریان و موج دارای ویژگی هایی در حضور یک قطعه پوشش گیاهی است. به طور خاص، همراه موج، جریان مدل پوشش گیاهی نشان می دهد که اصلاح پوشش گیاهی ویژگی های موج (ارتفاع، دوره، شیب، و جهت) در درجه اول با اتلاف انرژی موج ناشی از کار بر روی پوشش گیاهی ساقه ها توسط نیروی پسا عبوری از قطعه و در وهله بعد توسط سطح آب و میدانهای فعلی: الف) هر (مثبت یا منفی) شیب تراز سطح آزاد در سراسر قطعه پوشش گیاهی ناشی از میرایی موج کاهش می دهد، ؛ ب) نرخ اتلاف موج کاهش / افزایش زمانی که امواج به فرستنده / در برابر جریان، در حالی که (درونی) فرکانس موج افزایش می یابد / برای حفظ تراکم موج باعث افزایش پخش شدگی میگردد / اتلاف موج توسط اصطکاک تخت و کشیدن پوشش گیاهی است. به موازات، نفوذ امواج جریان؛ بنابراین، تغییر ظرفیت امواج عبوری از پوشش گیاهی برای کاهش سرعت و تنظیم سطح آب است. این مدل به درک بهتر از نحوه پوشش گیاهی آبزی در محیط فیزیکی کمک می کند و به طور کلی، یک ابزار چند رشته ای برای اطلاع رسانی در تصمیم گیری از پتانسیل اکولوژیک و اقتصادی مزایای پوشش گیاهی آبزی فراهم می کند.

بخشی از مقاله انگلیسی:

Abstract

Emergent and submerged vegetation can significantly affect coastal hydrodynamics. However, most deterministic numerical models do not take into account their influence on currents, waves, and turbulence. In this paper, we describe the implementation of a wave-flow-vegetation module into a Coupled-Ocean-AtmosphereWave-Sediment Transport (COAWST) modeling system that includes a flow model (ROMS) and a wave model (SWAN), and illustrate various interacting processes using an idealized shallow basin application. The flow model has been modified to include plant posture-dependent three-dimensional drag, in-canopy wave-induced streaming, and production of turbulent kinetic energy and enstrophy to parameterize vertical mixing. The coupling framework has been updated to exchange vegetation-related variables between the flow model and the wave model to account for wave energy dissipation due to vegetation. This study i) demonstrates the validity of the plant posture-dependent drag parameterization against field measurements, ii) shows that the model is capable of reproducing the mean and turbulent flow field in the presence of vegetation as compared to various laboratory experiments, iii) provides insight into the flow-vegetation interaction through an analysis of the terms in the momentum balance, iv) describes the influence of a submerged vegetation patch on tidal currents and waves separately and combined, and v) proposes future directions for research and development.

4.2.3. Computational expense, obstacles and future considerations

We compared the computational costs of using the vegetation module relative to a simplified approach that uses bottom roughness to account for increased drag in the model domain. The increase in the computational costs arises in different parts of the model, mainly in the 2D and 3D kernels, and the GLS vertical mixing model which computes turbulent quantities (Table 2). Overall, the vegetation module increases computational costs by 6% over a run where the vegetation patch is represented by coarser sediment. The increase occurs from the calculation of the vegetation drag and turbulence terms in the vegetation module. These terms are then added to the 2D kernel, 3D momentum equations, and vertical mixing parameterization. The implementation of this functionality in COAWST was met by several numerical and conceptual obstacles, which will require future investigation and troubleshooting. For example, the ROMS hydrodynamic model required a reduced time step with the vegetation module (e.g. 1 s instead of 10 s) to eliminate instabilities resulting from sharp velocity gradients. We also found that horizontal buoyancy and shear terms in the turbulence model needed to be unsmoothed to avoid perturbations at the corner of the vegetation patch. One possible solution is to gradually ramp up vegetation density into the patch, which can either be accomplished through modification of the initialization file, or through a coding modification. The SWAN model currently does not account for multiple vegetation types, and does not dissipate wave energy (due to vegetation) spectrally; i.e. dissipation is applied uniformly across the wave spectra. In the case of multiple vegetation types an equivalent shoot density is defined in ROMS and SWAN. Future versions of SWAN will account for spatially-variable plant properties as in ROMS. Lastly, a systematic parameter study would constrain the uncertainty of the numerous model parameterizations implemented here. The development of this open-source tool will allow such studies to commence.

5. Summary and conclusion

We have developed a coupled wave-flow-vegetation module in the COAWST modeling system applicable to vegetated flows in riverine, lacustrine, estuarine and coastal environments. New vegetative components were implemented in the flow model ROMS, namely plant posture-dependent three-dimensional drag, vertical mixing, and waveinduced streaming. The model reproduces key features of flow-vegetation hydrodynamic interaction, in particular the strong shear layer at the top of a submerged canopy which varies in height as the plants bend. The coupling framework has also been updated to exchange vegetation-related variables between the flow and the wave model SWAN to account for wave dissipation by vegetation in the presence of currents and water level fluctuations. Results from the idealized test case in shallow water highlight the nonlinear interdependency between (tidal) flow and wave characteristics in the presence of a vegetation patch. In particular, the coupled wave-flow-vegetation model shows that the vegetation modifies the wave characteristics (height, period, steepness, and direction) primarily by wave energy dissipation resulting from the work done by drag force on the vegetation stems, and secondarily by influencing the water level and current fields: i) any (positive or negative) gradient of free surface elevation across the vegetation patch reduces vegetation-induced wave damping; ii) wave dissipation rate decreases/increases when waves propagate along/ against the current, while the (intrinsic) wave frequency increases/ decreases to conserve wave action density which enhances/diminishes wave dissipation by bed friction and vegetation drag. In parallel, waves influence the flow; therefore, waves alter the capacity of vegetation to reduce current speed and adjust water level. This model contributes to an improved understanding of how aquatic vegetation influences the physical environment and, more generally, provides a multidisciplinary tool for informing decision-making of the potential ecologic and economic benefits of aquatic vegetation.

محاسبه میزان تغییرات مولفه های گرادیان ثقل از روی مشاهدات GRACE و مدل تحلیلی

Computation of the changes in gravitational gradient components from GRACE observations and analytical model

Abstract

In this study the gravitational gradient changes caused by faulting on a finite rectangular plane buried in a homogenous half-space are computed using an analytical model which is a function of fault parameters. The sensitivity analysis of the analytical model with optional parameters revealed that the model is sensitive to the most of the fault parameters such as slip, depth, dip and is not sensitive to the strike. Also the results show that the model is sensitive to the length and the width of the fault. Moreover, the gravitation and gravitational gradient changes for the case of the Maule earthquake on 27 February 2010 are directly computed by GRACE observations without need to fault parameters information. Since the high-frequency contents in gravitational field variation can be amplified by deriving the gravitational gradients, the GRACE-derived coseismic gravitational gradient changes clearly delineate the fault lines and better define the extent of the coseismic deformation.

1 Introduction

Modeling of crustal deformation and exploring the physical impact of this phenomenon is one of the most popular subjects in a ground science particularly in geodesy and geophysics. Numerous studies have been undertaken by many scientists to study co-seismic deformation in a half-space Earth model, a spherical earth model, and even a 3D earth model. For a half-space earth model, Steketee (1958), Maruyama (1964) and Okada (1985), etc. presented analytical expressions for calculating the surface displacement, tilt, and strain resulting from various dislocations. Especially, Okada (1985) summarized previous studies and presented a complete set of analytical formulae for calculating these geodetic deformations. One of the analytical models of computing the gravitational changes due to deformation was presented by Okubo model (Okubo 1991). Okubo (1991) computed gravitational potential changes in a homogenous elastic half space for a point dislocation. He developed his theory to rectangular fault in a half space and computed gravitational potential and gravity changes in the form of fault parameters. Okubo (1992) proposed closed-form expressions to describe potential and gravity changes resulting from dislocations. Because of their mathematical simplicity, these formulations (e.g., Okada 1985; Okubo 1992) have been widely applied to study seismic faults. All of the mathematical models explained above were developed for a deformed earth surface because most traditional gravity measurements are performed on the earth surface. However, advances in modern geodetic techniques, such as GPS, InSAR, altimetry, and GRACE enable better detection of co-seismic deformations such as displacement, gravity change, and strain.

One of the observations resources for comparison to geodynamic models are gravity observations. Earthquake causes redistribution of mass and gravity changes. Some part of this change is due to hydrology and the main part is due to tectonic motion. Changes of gravity field can be detected by observation of the gravity field at different times. Coseismic deformations observed on the Earth surface or modeled by conventional dislocation theory can be compared directly with those observed by gravity satellite missions. Satellite measurements of time-variable gravity field are new data type, capable to modeling and detecting global mass transfers within the Earth. Such a global mass redistribution may lead to significant changes in the Earth’s gravity field that is detectable by gravimetric satellites. However, the regional mass transfer such as localized tectonic processes due to earthquake and volcano, can have an indicative influence on gravity fields that may be sensed by GRACE (Ogawa and Heki 2007; Han et al. 2010, 2013; Heki and Matsuo 2010; Linage et al. 2009).

In this study the analytical model of Okubo (1992) is used which computes the gravity changes due to a dislocation on a rectangular fault plane within an elastic, isotropic and homogenous half-space. The formulation of that model is expanded to compute the gravitational gradient changes due to a fault in an elastic and homogenous half space. Also a sensitivity analysis is applied to analytical model to show that the model is sensitive to the fault parameters and is comparable with observations. Moreover, we infer the full gravitational gradient tensor from the GRACE Stokes coefficients by taking the second derivatives of the gravitational potential in a given orthogonal coordinate system without any required information about fault parameters, and apply these quantities to compare with analytical model and discuss the coseismic deformation resulting from the Maule Chilean undersea earthquakes. With the emphasis on the high-frequency components resulting from the second derivatives of the potential, the coseismic gravitational gradient changes delineate more clearly the rupture line, and reveal refined mass redistribution features caused by the earthquakes. In addition, some of the gradient components, which are inherently less vulnerable to GRACE stripe errors, help to refine the edges of the mass anomaly.

مقالات انگلیسی و ترجمه های فارسی رایگان با فرمت PDF آماده دانلود رایگان میباشند

همچنین ترجمه مقاله با فرمت ورد نیز قابل خریداری و دانلود میباشد

مقاله انگلیسی رایگان (PDF)

ترجمه فارسی رایگان (PDF)

خرید ترجمه با فرمت ورد

فهرست مقاله:

چکیده
1. مقدمه
2. منطقه مورد مطالعه
3. روش
1.3. رویکرد مدلسازی
2.3. ساخت و ساز نقشه
1.2.3. شیب نقشه
2.2.3. نقشه رخساره های سنگی
3.2.3. استفاده از زمین / پوشش زمین بر روی نقشه
4.2.3. نقشه پوشش گیاهی
5.2.3. نقشه خطر موضوعی و فرسایش
4. نتایج
1.4. نقشه شیب
2.4. نقشه رخساره های سنگی
3.4. نقشه فرسایش پذیری
4.4. استفاده از زمین / پوشش زمین بر روی نقشه
5.4. نقشه پوشش گیاهی
6.4. نقشه حفاظت خاک
7.4. نقشه خطر فرسایش
.5 بحث
.6 نتیجه گیری

بخشی از ترجمه فارسی مقاله:

1. مقدمه
تخریب سرزمین یکی از جدی ترین مسائل محیط جهانی زمان ما است (؛ رینولدز و استافورد اسمیت، 2002 دریگنه، 1998). فعالیت استفاده از زمین در میان محرک های اصلی تخریب زمین در سراسر جهان هستند. این فعالیت ها شکل سطحی دارند و می تواند تغییرات قابل توجهی به پدیده های طبیعی را القا کنند (استفن و همکاران، 2007). فعالیت های انسانی در قلب چند چالش محیطی می باشد. در واقع، تسلط انسان ، موجب تبدیل و تغییر اکوسیستم به نفع خود و در عین حال اغلب به قیمت از بین رفتن الگوهای زیست محیطی جهانی و روند آن ها می شود (زیکا و ارب، 2009).
اقدامات حفاظت آب و خاک (بو خیر و همکاران، 2006) برای کاهش تاثیر فراگیر و مخرب فرسایش زمین در مدیریت منابع طبیعی پایدار مورد نیاز است. موسی و همکاران (2002) و ساچر و همکاران (2005) استدلال کرده اند که یک ارزیابی جهت توزیع خطر فرسایش الزامی است و باید قبل از اجرای هر اندازه گیری حفاظت موثر خاک انجام شود. برگر، 1997؛؛ دکتر دومانسکی و پیری، 2000؛ گوپتا، 2002؛ نویسندگان دیگر برای استفاده از ژئو شاخص که پروکسی کل و کارآمد فرآیندهای سطح در ارزیابی فرسایش زمین هستند (برگر، 1996 حمایت کند. هاموندت، 1995 ؛ مورتون، 2002؛ زاز به و رومشو، 2012؛ زاکوئت ، 2004).
علاوه بر این، پیشرفت های اخیر در محاسبات علمی، سنجش از دور، GIS و فن آوری فعال ارزان و سریع طرفدار پردازش مجموعه داده های بزرگ و پیچیده هستند. این ممکن است موجب کمک به کاهش یک چالش عملی ذاتی در اجرای مدل فرسایش شود (مریت و همکاران، 2003)، آن ها اطلاعات فشرده را به عنوان زمان کانسیوم بیان کرده اند (وریلینگ و همکاران، 2006). با این حال، دسترسی به داده ها مسئله مهمی در کشورهای جنوب صحرای آفریقا که اغلب فاقد عملکرد خوب در سیستم های جمع آوری داده ها هستند ، جالب توجه است، ون رومپایند گاورز (2002) نشان می دهد که زمانی که داده ها غیر قابل اعتماد هستند، مدل فرسایش یک ارزیابی ساده و دقیق تر از آن هایی که پیچیده هستند ارائه می دهد. مدل های فرسایش پیچیده هستند که اغلب برای برنامه های کاربردی در مقیاس کوچک کافی است، اما برای پیاده سازی در مقیاس بزرگ مناسب نیستند، توسط لیورپول و همکاران اشاره کرد. اسکورلت (1996). یائیر (2000) و راز و یاسیف، (2004)،
علاوه بر این ، در میان دیگران ، روش کمتر داده گیر به نظر می رسد جذاب تر به تصمیم گیرندگان (رنسچلر و گاور، 2002). با توجه به عقیده بایرامین و همکاران (2003). ایکونا (1991، 1997)؛ زاز و رومشو (2012)، مدل ایکونا یکی از ساده ترین و قابل انعطاف ترین روش های کیفی برای ارزیابی و نقشه خطر فرسایش خاک است. این مدل به وسیله اتحادیه اروپا (EU) و کشورهای مدیترانه استفاده می شود (به عنوان مثال، ترکیه، تونس، سوریه و مصر)، و توسط بایرامین و همکاران (2003) مستند شده است.
در بنین، رشته کوه آتاکورا از ارزش زیست محیطی و زیستی منطقی بالایی برخوردار است (آدومو، 2005). آن یک نوع پوشش گیاهی منحصر به فرد (به Synsepalum passargei-Broenadia salicina جوامع چمنزار های ساحلی) Beninese endemics Thunbergia atacorensis andIpomoea beninensis (آکوئگنینو و لیسوسکی، 2004) . از بین رفتن حاصلخیزی ، فیزیکی و شیمیایی خاک تخریب چند توسط بسیاری از نویسندگان مشخص شده است (آدگبیدی و همکاران، 1999؛ مولدر، 2000؛ تنتند سین سین، 2005). اثرات مضر آن ها به طور بالقوه توسط شیب تند، خاک کم عمق، فشارهای جمعیتی قوی و چرگشت در کشورهای ساحلی مانند بورکینافاسو و نیجر افزایش یافته است (مورر، 1994). یک مجموعه کوچک برآورد جهانی و تغییر زمین در کوه کورا وجود دارد.
تنته و سین سین (2005) بررسی در حوزه برخی تپه های کوه آتاکورا و پیدا کردن فرسایش را کاهش می دهد، به طور متوسط، ضخامت خاک 8.6 سانتی است. در سال 2008 گزارش ” ارزیابی ظرفیت بهبود مدیریت محیط زیست جهانی” نشان می دهد که کوه آتاکورا و مناطق اطراف توسط وضعیت تخریب کم، متوسط و شدید مشخص شده است (انسرجم و همکاران، 2008). این گزارش تازه ترین ارزیابی در مقیاس بزرگ از فرسایش زمین در منطقه مورد مطالعه است.
پژوهش حاضر با هدف ارزیابی و تعیین وضعیت خطر فرسایش کوه آتاکورا و مناطق اطراف آن با استفاده از GIS و مدل ایکونا صورت گرفته است.

بخشی از مقاله انگلیسی:

1. Introduction

Land degradation is one of the most serious global environmental issues of our time (Dregne, 1998; Reynolds and Stafford Smith, 2002). Land use activities are among the key drivers of land degradation worldwide. These activities shape the land surface and can induce substantial changes to natural phenomena (Steffen et al., 2007). Human activities are at the heart of several environmental challenges. Actually, Humans dominate, transform and modify ecosystems (Zika and Erb, 2009) to their own benefit, yet often at the expense of the global ecological patterns and processes. Sound soil and water conservation measures (Bou Kheir et al., 2006) are needed to mitigate the pervasive and disruptive impact of land degradation on sustainable natural resource management. Moussa et al. (2002) and Souchère et al. (2005) argue that a spatially distributed assessment of erosion risk is mandatory and must be performed before implementing any effective soil conservation measure. Other authors advocate for the use of geoindicators, which are aggregate and efficient proxies of surface processes in the assessment of land degradation (Berger, 1996; Berger, 1997; Dumanski and Pieri, 2000; Gupta, 2002; Hammond et al., 1995; Morton, 2002; Zaz and Romshoo, 2012; Zuquette et al., 2004). Moreover, recent advances in scientific computing, remote sensing, and GIS technologies enable cheap and fast processing of large and complex datasets. This may help alleviate a major practical challenge inherentin implementing erosionmodels (Merritt et al., 2003), as they are data-intensive and time consuming (Vrieling et al., 2006). However, accessing clean data is a pivotal issue in Sub-Saharan African countries that often lack of wellfunctioning data collection systems. Interestingly, Van Rompaey and Govers (2002) show that when data are scare and/or unreliable, simple erosion models provide a more accurate assessment than complex ones. Complex erosion models are often adequate for small scale applications, but loose tractability for large scale implementations, as pointed out by Kirkby et al. (1996), Schoorl et al. (2000), Yair and Raz-Yassif, (2004), among others. Moreover, less data-consuming methods seem more appealing to decision makers (Renschler and Harbor, 2002). According to Bayramin et al. (2003); ICONA (1991, 1997); Zaz and Romshoo (2012), the ICONA model is one of the easiest and flexible qualitative methods for assessing and mapping soil erosion risk. This model has been used by European Union (EU) countries and Mediterranean states (e.g., Turkey, Tunisia, Syria, and Egypt), as documented by Bayramin et al. (2003). In Benin, Atacora Mountain chain is of high ecological and biological value (Adomou, 2005). It has an exclusive vegetation type (the Synsepalum passargei-Broenadia salicina riparian community) and the two Beninese endemics Thunbergia atacorensis and Ipomoea beninensis (Akoègninou and Lisowski, 2004). Soil fertility loss, physical and chemical soil degradation are a few threats identified by many authors (Adegbidi et al., 1999; Mulder, 2000; Tente and Sinsin, 2005). Their harmful effects are potentially increased by steep slope, shallow soil, strong demographic pressures, and transborder transhumance from Sahelian countries such as Burkina Faso and Niger (Meurer, 1994). There is a narrow body of literature addressing global and detailed estimation of land alteration in Atacora Mountain. Tente and Sinsin (2005) investigate at the scope of some hills of Atacora Mountain and find that erosion reduces, on average, 8.6 cm/ ha/year of the soil thickness. The 2008 “National Self-assessment of Capacities to Enhance for the Management of Global Environment” report reveals that Atacora Mountain and its surrounding areas are characterized by slight, average and extreme degradation status (ANCR-GEM et al., 2008). This report is the most recent large scale assessment of land degradation in the study area. Nonetheless,this assessmentis rough and only relies on expert-folk opinions. This study aims at evaluating and determining the erosion risk status of Atacora Mountain and its surrounding areas using GIS and ICONA model.

طبقه بندی سيستم های مينرالی، نماهای كلی حاشيه های تكتونيكی صفحه ای و مثال هايی از كانسارهای مرتبط با حاشيه های همگرا

A classification of mineral systems, overviews of plate tectonic margins and examples of ore deposits associated with convergent margins

چكيده
1- مقدمه
2- سيستم هاي مينرالي
3- طبقه بندي سيستم ها و مدل هاي مينرالي
4- حاشيه هاي صفحه اي
4-1 حاشیه های ورقه همگرا
4-2 حاشیه های ورقه واگرا
4-3 موقعیت تغییر و گسل های لغزش امتدادی

چکیده
در اين مقاله، تعاريف سيستم هاي مينرالي و طبقه بندي پيشنهادي را از كانسارها ارائه مي كنم. نويسندگان گوناگون به مفهوم سيستم هاي مينرالي در چهارچوب مدل هاي ژنتيكي به منظور بهبود هدف قرار دادن كانسارهاي جديد در نواحي ميدان سبز پرداخته اند. سيستم مينرالي بايد بر حسب الگوها يا روندهاي بزرگ و فضا ـ زمان كاني سازي در مقياس منطقه اي، كنترل هاي تكتونيكي شان و كمربندهاي فلززايي وابسته در نظر گرفته شود. اين به طبقه بندي پيشنهادي از سيستم هاي مينرالي با خلاصه اي از ايده هاي قبلي درباره آن چه كه بي شك نوعي «ميدان مين» است منجر مي شود، زيرا اگر طبقه بندي بر اساس فرايندهاي ژنتيكي باشد اين ها به خاطر اين واقعيت كه پيدايش كانسنگ معمولا شامل تعدادي فرايندهاي بر هم كنشي است مي توانند پيچيده باشند. طبقه بندي ارائه شده بر اساس فرايندهاي ماگمايي، ماگمايي ـ هيدروترمال، رسوبي ـ هيدروترمال و مكانيكي ـ برجا مي باشد. نماي كلي تكنونيك صفحه اي (حاشيه هاي همگرا و واگرا) بعدا بحث مي شود. مشخصه بارز حاشيه هاي صفحه اي همگرا صفحه تكتونيكي فررونده زير صفحه كم تراكم است. حاشيه هاي صفحه اي همگرا ترانشه عميق زمين سوي، كمپلكس فرورانش ـ افزايش، قوس ماگمايي و كمربند رانش ناحيه پيشاني را دارند. ويژگي مهم زاويه فرورانش است: زاويه شيب دار نزولي كه نمونه اي از آن Mariana يا سيستم هاي فرورانش Tonga-Kermadec هدايت كننده به سمت سيستم هاي اپي ترمال پورفيري ـ سولفيداسيون بالا مي باشد، در حالي كه در ريفت درون قوسي سيستم هاي داراي مراكز گسترش به توليد كانسارهاي سولفيد توده اي با ميل تركيبي كوركو هدايت مي كنند. زون فرورانش كم عمق تر قلمروي كانسارهاي اپي ترمال و Cu-Mo پورفيري عظيم است. پيامدهاي اين تفاوت به لحاظ فلززايي فوق العاده مهم است. قاره ـ قاره، قوس ـ قاره، قوس ـ قوس، ادغام ريزقاره هاي انحرافي، و رخدادهاي برخورد اقيانوسي عامل مهمي در آپ ليفت، شروع كمربندهاي چين و رانش، و متامورفيسم P بالا در نظر گرفته مي شوند. مثال ها كمربند كوه زايي تشكيل شده با بسته شدن حوضه هاي اقيانوسي Tetys و كمربند كوه زايي عظيم آسياي مركزي (CAOB)، كلاژ افزايشي غول پيكري از قوس هاي جزيره اي و تكه هاي قاره اي، است. انسداد حوضه هاي اقيانوسي و افزايش ساختارهاي ژئولوژيكي غير بومي به قرارگيري افيوليت ها با فرايند فرارانش منجر مي شوند. صفحات واگرا شامل ريج هاي ميان اقيانوسي، حاشيه هاي نافعال و فرم هاي گوناگون ريفت هاي قاره اي هستند. در مراكز گسترش ميان اقيانوسي، حفره هاي ماگما درست زير مركز گسترش هستند. هنگامي كه پوسته اقيانوسي از ريج دور مي شود، آن يا در زون فرورانش مصرف مي شود يا به حاشيه هاي قاره اي يا قوس هاي جزيره اي اضافه مي گردد. مراكز گسترش هم چنين در حوضه هاي حاشيه اي قوس پشتي تشكيل مي شوند. تنظيمات تراگذر شامل تراكششي با مؤلفه كشش به خاطر واگرايي مورب، تراگذر يا امتداد ـ لغزش و ترافشاري با مؤلفه فشار به خاطر همگرايي اريب هستند. گسل هاي امتدادلغزي كه در طول فرايندهاي كششي تشكيل مي شوند، به حوضه هاي كششي منجر مي گردند. سيستم هاي مينرالي كه در حاشيه هاي همگرا تشكيل مي شوند، به اختصار در جدول هاي 1 الي 7 به صورت زير معرفي مي گردند: ويژگي هاي ژئولوژيكي اصلي سيستم هاي مينرالي منتخب در حاشيه هاي صفحه اي همگرا و قوس هاي پشتي (جدول 1)، معيارهاي شناسايي آن ها (جدول 2)، ويژگي هاي ژئولوژيكي اصلي كانساهاي منتخب حوضه هاي قوس پشتي و ريفت هاي پس فرورانش (جدول 3) و كانسارهاي منتخب قوس هاي ماگمايي مربوط به فرورانش (جدول 4)، معيارهاي شناسايي آن ها (جدول 5)؛ تكتونيك افزايشي و برخوردي و سيستم هاي مينرالي وابسته (جدول 6)؛ ويژگي هاي ژئولوژيكي اصلي و سيستم هاي مينرالي وابسته ي گسل هاي تراگذر (جدول 7)..
1- مقدمه
در اين مقاله نخست سعي دارم مفهوم سيستم مينرالي را تعريف كرده و سپس يك طبقه بندي را از سيستم هاي مينرالي ارائه كرده و بعد بررسي خواهم كرد كه در شرايط فعلي چه چيزي عموما براي حاشيه هاي صفحه اي همگرا، تبديل و واگرا درك مي شود. بعد از اين، نماي كلي نسبتا سيستماتيكي را از كانسارهايي كه با حاشيه هاي صفحه اي همگرا ارتباط دارند يا با آن ها تشكيل مي شوند ارائه خواهم نمود. اين نماي كلي به صورت يك سري جدول ارائه مي شود كه در اين جدول ها مشخصات ژئولوژيكي اصلي براي ذخاير مينرالي مورد بحث فراهم مي شوند. در صورت لزوم، اين جدول ها با جدولي كه بعضي از ملاك هاي مهم شناسايي (الگوهاي مينرالوژيكي، ژئوشيميايي، دگرساني و غيره) را ارائه مي كند، تكميل مي شوند.

Abstract

In this contribution I presents definitions of mineral systems, followed by a proposed classification of mineral deposits. The concept of mineral systems has been tackled by various authors within the framework of genetic models with the aim of improving the targeting of new deposits in green field areas. A mineral system has to be considered taking into account, by and large, space-time patterns or trends of mineralisation at the regional scale, their tectonic controls and related metallogenic belts. This leads to a suggested classification of mineral systems, together with a summary of previous ideas on what is, without doubt, a kind of “mine field”, because if a classification is based on genetic processes, these can be extremely complex due to the fact that ore genesis usually involves a number of interactive processes. The classification presented is based on magmatic, magmatic-hydrothermal, sedimentary-hydrothermal, non-magmatic, and mechanical-residual processes. An overview of plate tectonics (convergent and divergent margins) is discussed next. Convergent plate margins are characterised by a tectonic plate subducting beneath a lower density plate. Convergent plate margins have landward of a deep trench, a subduction–accretion complex, a magmatic arc and a foreland thrust belt. An important feature is the subduction angle: a steep angle of descent, is exemplified by the Mariana, or Tonga–Kermadec subduction systems, conducive to porphyry-high-sulphidation epithermal systems, whereas in an intra-arc rift systems with spreading centres is conducive to the generation of massive sulphide deposits of kuroko affinity. A shallower subduction zone is the domain of large porphyry Cu–Mo and epithermal deposits. The implications of this difference in terms of metallogenesis are extremely important. Continent–continent, arc–continent, arc–arc, amalgamation of drifting microcontinents, and oceanic collision events are considered to be a major factor in uplift, the inception of fold-and-thrust belts and high P metamorphism. Examples are the Alpine–Himalayan orogenic belt formed by the closure of the Tethys oceanic basins and the great Central Asian Orogenic Belt (CAOB), a giant accretionary collage of island arcs and continental fragments. The closing of oceanic basins, and the accretion of allochthonous terranes, result in the emplacement of ophiolites by the obduction process. Divergent plates include mid-ocean ridges, passive margins and various forms of continental rifting. At mid-ocean spreading centres, magma chambers are just below the spreading centre. Once the oceanic crust moves away from the ridge it is either consumed in a subduction zone, or it may be accreted to continental margins, or island arcs. Spreading centres also form in back arc marginal basins. Transform settings include transtensional with a component of tension due to oblique divergence, transform or strike–slip sensu stricto and transpressive with a component of compression due to oblique convergence. Strike–slip faults that form during extensional processes lead to the formation of pull-apart basins. Mineral systems that form at convergent margins, the topic of this special issue, are succinctly introduced in Table 1, Table 2, Table 3, Table 4, Table 5, Table 6, Table 7, as follows: principal geological features of selected mineral systems at convergent plate margins and back-arcs (Table 1); their recognition criteria (Table 2); principal geological features of selected ore deposits of back-arc basins and post-subduction rifting (Table 3) and of subduction-related magmatic arcs (Table 4), their respective recognition criteria (Table 5); accretionary and collisional tectonics and associated mineral systems (Table 6); principal geological features and associated mineral systems of transform faults (Table 7)..

1- Introduction

In this contribution, I will firstly attempt to define the concept of a mineral system then I suggest a classification of mineral systems, following which I will look at what is generally understood in the present context for convergent, transform and divergent plate margins; followed in turn by a rather systematised succinct overview of ore deposits that are formed or are associated with convergent plate margins. This overview is presented as a series of tables, in which the principal geological characteristics for the mineral deposit(s) in question are provided. Where applicable, these tables are complemented by a table giving some of the key recognition criteria (mineralogical, geochemical, alteration patterns, etc.)..

طبقه بندی سيستم های مينرالی، نماهای كلی حاشيه های تكتونيكی صفحه ای و مثال هايی از كانسارهای مرتبط با حاشيه های همگرا

A classification of mineral systems, overviews of plate tectonic margins and examples of ore deposits associated with convergent margins

تعیین کمیت توده سنگ در یک معدن نیکل زیرزمینی عمیق

Quantifying rock mass bulking at a deep underground nickel mine

1 Introduction

In deep underground mining and construction, high stress-induced rock fracturing is inevitable.1 Rock near the boundary of an excavation is confined in the tangential direction, and the volume increase due to rock failure is often translated into a significant convergence of the excavation boundary, and this phenomenon is known as rock mass bulking.2 Fig. 1 shows how the periphery of an excavation can deform from the original shape (shown as a dashed line) to a new shape (shown as the solid interior line), as a result of an increase in volume of the shaded failed zone. Rock mass bulking can cause problems when the wall displacement exceeds the displacement capacity of the support elements.3,4 In extreme cases the wall deformation can be very large, reducing the effective span of the drift and making the drift unsuitable for mining access. Thus, it is important to predict and manage rock mass bulking when mining in highly stressed grounds.

2- Geological setting and description of the observation site

2-1 Geological setting

Creighton Mine, which is owned and operated by Vale, is a deep underground nickel mine located in the Sudbury Basin. The mine has been in continuous production for more than a century with current active mining levels at depths of 2.3–2.5 km. The mine is seismically active8 and managing seismic risk and controlling rockburst damage are challenging tasks facing the mine as mining progresses to deeper levels.

Creighton Mine is located in the southeast corner of an embayment of a nickel irruptive into the footwall rocks. In general, the lower norite member of the main irruptive is the hangingwall of the orebody. The footwall rocks are metavolcanics of the Elsie Mountain Formation, Lower Huronian in age and intruded by granite/gabbros. The orebody (OB) at depth is generally steeply dipping within high grade massive and inclusion massive sulfides adjacent to the barren granites and gabbros and a gradational lower grade hangingwall zone. Structurally controlled, the orebody has gradually shifted into two distinct production areas below the 2340 m production level. Massive and inclusion massive sulphides are high grade and copper rich, considerable shearing and quartz veining exists throughout the third production front at depth. Quartz veining and shearing, often infilled with quartz carbonate, is typically inter-connected through the footwall rocks by a family of distinct splays, influencing how mining-induced stresses are redistributed and contribute to mine seismicity.