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..

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

The impact of small-scale design interventions on the behaviour patterns of the users of an urban wasteland

مبتدی (مناسب برای درک مفهوم کلی مطلب)

F2158

طب‌ سوزنی شهری:
این مقاله به بررسی فضایی متروک پرداخته تا بتواند چگونگی واکنش مردم به تغییرات جزئی مکانی را توضیح دهد. پیش از این آزمایش، فرضیه‌ای مطرح شد که تاثیر مداخلات جزئی فضایی بر کاربران را قابل‌توجه و گسترده می‌پنداشت. این فرضبه بر مینای ایده‌ی طب سوزنی شهری مطرح شده بود. طب سوزنی شهری، استراتژی تجربی است که تا کنون در نمونه‌های متعدد نوسازی شهری (چون نیو اورلینز، تیجوانا، کوریتیبا، تایپه)(کروز، 2005؛ لاندری،2005؛ کاساگرند،2010؛ هاریسون،2013) و موضوعات مختلفی از جمله برنامه‌ریزی حمل و نقل شهری (استوپار و ساوکیک،2009)، نوسازی فضاهای بومی شهری(کاساگرند،2010)، بازسازی پس از سانحه، توانبخشی معماری عشایر و … مورد استفاده قرار گرفته است. با وجود استفاده‌ی متعدد از این استراتژی در پروژه‌های اجرایی اما تا کنون از سوی فضای آکادمیک و تحصیلی توجه‌ای به آن نشده‌است.
طب سوزنی شهری نوعی از تکنیک شهرسازی با رویکر پایین به بالا (جز به کل) است که برای حل مسائل و مشکلات محدوده از پتانسیل‌های محلی استفاده می‌کند.. این رویکرد، واکنشی انتقادی نسبت به رویکرد کلی‌نگر در توسعه‌ی شهری می‌باشد(کاساگرند، 2010). این روش به خودی خودی تفکری نو نیست، اما در مواجه با ایده‌های واقع‌گرایانه و مسئولانه به عنوان مفهومی هدایتی عمل می‌کند.
مارکو کاساگرند، معمار و نوآور شهری از روش طب سوزنی شهری در طبقات مختلف شهر یا هدف آشکارسازی ارزش‌های اجتماعی پنهان آنها استفاده می‌کند. بسیاری از شهرها به تدریج و با روند صنعتی شدن، تغییر کرده اما آرمان‌های آنها در معاصرسازی شهری هویت روشنی ندارد. طبق گفته کاساگرند، نوعی “انرژی خیابانی انسانی” (کاساگرند، 2010، ص 1) دارای پتانسیل بزرگی به جهت بیداری بوم شناختی شهری است(کاساگرند،2010؛ هریسون ،2013). منظر سوم شهری(ولتمن-آرون،2005) یا شهر نسل سوم (هریسون، 2013)، بحثی است که بر اساس فعالیت‌های انسانی صورت گرفته در مکان‌ها یا سایت‌هایی با وضعیت و مالکیت نامشخص شکل گرفته‌است. شهر نسل اول نشان‌دهنده‌ی محدوده‌ی متوسط شهری است که با محدودیت‌های موجود احترام گذاشته و در قالب آنها شکل گرفته‌است. شهر نسل دوم، یک محیط شهری صنعتی است که از منابع موجود بهره برداری می کند؛ و اما نسل سوم همان گونه که کاساگرند ادعا می کند یک لایه شهری نوظهور و حساس است که از لحاظ اجتماعی و زیست‌شناختی، متنوع، تجربی و پایدار بوده و مداخلات حداقلی در آن صورت گرفته‌است (کاساگرند، 2010؛ هریسون، 2013).
از آن رو که منظر سوم شهری یا شهر نسل سوم، بیش از اهداف اقتصادی به رویکردهای زیست‌محیطی توجه داشته و به عنوان” تخریب آلی شهر صنعتی” شناخته می‌شود(هریسون،2013، صفحه 309، با اشاره به کاساگرند)، استراتژی طب سوزتی شهری، روش‌های مناسبی برای تغییر و تحول(در شهر) ارائه می‌دهد. این روش به منظور صرفه‌جویی در نیرو و هزینه، بر بازیافت مصالح، سیستم‌ و ایده‌ تاکید می‌کند. اگرکه نقاط بحرانی محدوده به درستی انتخاب شود، این استراتژی و رویکرد می‌تواند تاثیری شگرف و جسورانه داشته باشد. نمونه‌های مورد مطالعه در این مقاله نیز قصد ارائه‌ی ویژگی‌های مشابه را دارد. این محوطه که در حال حاضر متروک مانده و بخش بزرگی از آن تخریب شده، توسط گروهی از آشوب‌طلب‌های شهری و فعالان مورد استفاده قرار گرفته‌است. همچنین، مجموعه تغییرات مکانی جزئی با هدف ارتقای کیفیت محیط نیز در آن صورت گرفته است. از این رو می‌توان با انجام نظرسنجی و بررسی رفتار کاربران قبل و بعد از این اقدامات، تأثير طب سوزنی را مشاهده کرد..
اهداف و موضوعات تحقیق
این تحقیق شامل اقدامات میدانی و تجزیه و تحلیل داده‌ها است که خروجی آن می‌تواند به راحتی در برنامه ریزی و طراحی شهری مورد استفاده قرار گیرد؛ تا بتوان به فهم جامعی از نحوه‌ی ارتباط متقابل الگوی رفتاری کاربر با ویژگی‌های مکان و چگونگی تغییر آن(الگوی رفتاری) بر اثر تغییر ویژگی‌های فضایی و فیزیکی مکان دست یافت.
این تحقیق به دنبال آن است که بتواند به سوالات زیر پاسخ دهد: اولا، کاربران به کدام فعالیت‌ها در فضایی سبز شهری و غیرقابل کنترل مشغول می‌باشند؟ دوما، مداخلات جزئی در طراحی تا چه میزان می تواند بر انتخاب‌های عملکردی فضایی کاربران تاثیر بگذارد؟

منطقه‌ی مسکونی جدیدی در میان دریا و گردشگاه موقت فعلی طراحی شده‌است.
امکانات و روش‌ها
انتخاب سایت
سایت مطالعه، محدوده‌ای نسبتا کوچک با مساحت تقریبی 5 هکتار است که با مرزهای طبیعی محصور شده‌است. این محدوده فضای شهری خصوصی‌ست که امروزه به طور عمومی مورد استفاده قرار گرفته‌است و با اینکه نه عملکرد گذشته‌ی خود را حفظ کرده و نه امروزه عملکردی ثابت دارد، اما با رویکرد اقدامات توسعه در آینده حفظ شده‌است.

این محل که در گذشته بندر ماهی‌گیری بوده، به دلیل موقعیت مرکزی، دسترسی مستقیم به دریا، انزوای نسبی از مناطق همجوار (به شکل 3-1 مراجعه شود)، شخصیت متروک و پوشش گیاهی خودرو برای این مطالعه انتخاب شده‌است (به شکل 2 و 3 مراجعه شود). این سایت دارای مرزهای طبیعی قابل تشخیص بوده به طوریکه، در یک سمت آن دریا و در سمت دیگر لبه‌ای که به واسطه‌ی زمین بلندتر مشخص شده، قرار گرفته است. همچنین اندازه‌ی نسبی کوچک آن سبب می‌شود تا بتوان آن را به عنوان محطوه‌ای خاص و مستقل در نظر گرفت و پوشش و آدرس‌دهی به کاربران در هنگام ورود و خروج از طریق مسیرهای باریک در دو سمت آن آسان گردد.
این سایت در زمان شوروی منطقه‌ای صنعتی بوده و با قرارگیری در موقعیت اسکله‌ی تالین، از لحاظ تاریخی به عنوان بندر ماهی‌گیری شناخته می‌شود. این سایت که در گذشته تحت کنترل ارتش شوروی بوده‌است، پس از استقلال کشور استونی، در ابتدای دهه‌ی 1990 به عنوان فضایی شهری عمومی گشوده شد. در حال حاضر به دلیل آنکه طرح‌های توسعه‌ی این محدوده رضایت و توافق همگان را به دست نیاورده، این محدوده به حالت متروکه باقی مانده و از آن محافظت می‌شود. می‌توان گفت که آن به مدت دو دهه عملا دست نخورده باقی مانده است و برای جلوگیری از هزینه‌های حفاظت و اقدامات ایمنی، تمام ساختارهای اصلی زمان گذشته به طور کامل تخریب شده اند. صاحبان خصوصی این سایت، بخشی از آن را برای نگهداری خاک به‌جهت دفن زباله‌های آینده استفاده می کنند؛ درحالیکه، مابقی آن یا به تدریج تجزیه شده و یا توسط گیاهان از بین می‌رود. برخی از کارهای تعمیر و نگهداری حداقل وجود دارد: بستر به طور منظم جمع آوری شده و برخی از بوته ها در طول دوره مشاهده انتخابی انتخاب شده اند. البته در طول زمان، برخی اقدامات حفاظتی در مقیاس کوچک نیز صورت گرفته است، از جمله: زباله‌ها و قوطی‌ها از محوطه جمع‌آوری و برخی از بوته‌ها نیز کوتاه شده‌اند.
این محوطه به دلیل اهمیت بالا در حوزه‌ی فضاهای عمومی و بحث‌های حرفه‌ای به عنوان نمونه‌ی مورد مطالعه‌ی این پژوهش انتخاب شده‌است. این سایت در توسعه‌ی مرکز (پایتخت) نقش به سزایی داشته و با رویدادها و اتفاقات قابل توجه‌ای احاطه شده‌است، شامل: زندان قدیمی Patarei، ساختمان نیروگاه برق شهرستان (در حال حاضر مرکز خلاق تالین، Kultuurikatel) که مراکز فرهنگ‌های مختلف هستند؛ اقیانوس های دریایی قدیمی به عنوان موزه دریایی معاصر و برنده جایزه؛ ساختمان نمادین برای فرهنگ لیندخال و زمینی ورزشی که برای رویدادهای قایقرانی در المپیک 1980 مسکو ساخته شده بود و ساختمان اداری طراحی شده برای دولت شهر تالین و احتمالا هرگز ساخته نشده‌ که ورود رقابت برندهای Bjarke Ingels Group بود؛ تمام این عناصر به عنوان نقاط متصل شده توسط امتداد ساحلی برنامه ریزی شده 27 کیلومتری کار می کنند.
طرح ایجاد تفرجگاه در سراسر بندر ماهیگیری اجرا می شود. در سال 2011، تالین یکی از پایتخت‌های فرهنگی اروپا به شمار می‌رفت. همچینین، خط راه‌آهن قدیمی آن که از محل مورد مطالعه‌ی ما نیز عبور می‌کند به عنوان کیلومترشمار فرهنگ، که چندین گره مهم فرهنگی را در طول مسیر خود به یکدیگر متصل کرده بود، بازسازی شد (به شکل شماره‌ی 1و 4 مراجعه شود). موضوع کلی پایتخت فرهنگی “داستان های ساحلی” بود که هدف آن اشاره به ارتباط فراموش‌شده‌ی تالین با دریای بالتیک و ارزش ها و فرصت‌های موجود در اسکله‌ی این شهر بود. این موضوع که آیا گردشگاه طراحی شده در موقعیت موقت فعلی باقی می ماند یا به سمت خط ساحلی نزدیک خواهد شد، هنوز معلوم نیست.

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
مقدمه
مواد و روش ها
تونل بادی
نتایج
بحث
نتیجه گیری

بخشی از ترجمه فارسی مقاله:

مقدمه
پوسته بیولوژیکی خاک، `کریپتوفیتیک،،` میکروبیوتیک،، `میکروفیتیک، یا` سیانوباکتر ± پلان نیز نامیده می شود ، پوسته خاک، یک ویژگی غالب مناظر نیمه خشک و خشک سراسر جهان است. این پوسته ها در ترکیب گونه ها و در انواع خاک رخ می دهد. به عنوان یک نتیجه، تابع پوسته در مناطق مختلف جغرافیایی ممکن است با توجه به فرآیندهای زیست محیطی مانند بارش و استقرار نهال متفاوت باشد (جوهانسن، 1993؛ هارپر و ماربل، 1989 وست، 1990). با این حال، اکثر مطالعات حاکی از کاهش فرسایش پذیری باد از سطوح خاک پوسته های بیولوژیکی است (لیز، 1990؛ مکنزی و پیرسون، 1979؛ ویلیامز و همکاران، 1995)، اگر چه مطالعه تفاوت معنی داری را نشان می دهد (اندرو و لانگ، 1986 ). مطالعات میکروسکوپ الکترونی روبشی توسط بلنپ و گاردنر (1993) انجام شده و نشان می دهد که مواد خارج سلولی غلاف ذرات خاک سیانو باکتری ها را به هم پیوند می دهند ، و حفاظت سطح خاک را فراهم می کنند.
پوسته بیولوژیکی خاک بسیار مستعد ابتلا به اختلال است، به ویژه در خاک های با ثبات کل پایین مانند شن و ماسه (بلنپ و گاردنر، 1993؛ ژیلت، و همکاران، 1980؛ وب و ویلشر، 1983). رشته سیانوباکتر، گلسنگ و خزه شکننده خشک، و درهم شکستن به راحتی زمانی که توسط فعالیت هایی مانند زیر پا گذاشتن و یا ترا فضایی. به نیروهای فشاری یا برشی قرار می گیرند. از آنجا که موجودات پوسته تنها متابولیکی فعال زمانی که زمان مرطوب، استقرار مجدد آهسته در سیستم های خشک می باشد. در حالی که سیانو باکتری های ، اغلب می توانند حرکت کند تا از طریق رسوبات آشفته برای رسیدن به سطح نور مورد نیاز برای فتوسنتز، گلسنگ و خزه ناتوان حرکت و اغلب به عنوان یک نتیجه می میرند. بر روی سطوح تازه آشفته، خزه و گلسنگ اغلب نرخ استعمار و رشد بسیار آهسته است. با فرض اینکه خاک مجاور پایدار هستند و بارش طور متوسط میزان بازیابی برای پوشش پلان در جنوب یوتا اخیرا در حداقل 45 سال برآورد شده است، در حالی که بهبود پوشش خزه در 250 سال (بلنپ، 1993) برآورد شد. با توجه به این آهسته تکثیرمجدد سطوح خاک توسط اجزای مختلف پوسته، پوسته را می توان در بسیاری از مراحل توسعه داد.
باد یک نیروی مخرب عمده در بیابان است که در آن ماده آلی کم و یا پوشش گیاهی برای محافظت از سطوح خاک وجود دارد. رسوب خاک توسط باد اغلب بیش از رسوب رودخانه در این مناطق است (گودی، 1978؛ ویلیامز و همکاران، 1995). رسوب سطح خاک بستگی به نیروی باد مورد نیاز برای جداسازی ذرات از سطح خاک دارد (سرعت آستانه اصطکاکی). از آنجا که فرسایش بادی است ، نگرانی های عمده در ایالات متحده آمریکا و در سراسر جهان غرب (درگن، 1983)، برروی درک چگونگی سطح خاک و قواعد اختلال سرعت آستانه تاثیر می گذارد.
در حالی که مطالعات قبلی به نقش پوسته خاک در برقراری ثبات در سطوح خاک کویر پرداخته اند، هیچ یک چگونگی سرعت آستانه بین مراحل توسعه پوسته و یا چگونگی اختلال تحت تاثیر انواع پوسته را مورد بررسی قرار نداده اند. هدف از این مطالعه تعیین سرعت آستانه معمولی برای مراحل مختلف توسعه پوسته بیولوژیکی خاک و تعیین اثرات اختلالات سطح خاک های مختلف بر روی مراحل مختلف توسعه پوسته است.
مواد و روش ها
سایت مطالعه حدود 16 کیلومتری جنوب موآب، یوتا، ایالات متحده، واقع است. نوع پوشش گیاهی غالب کاج و درخت عرعر و در ارتفاع 1400 متر است. بارش سالانه 250 میلی متر با 30 درصد بارش باران های موسمی در اواخر تابستان رخ داده است. تیمار و اندازه گیری در ژوئیه 1995 زمانی که خاک خشک بود گرفته شده است. همه مناطق آزمایش در داخل یک دایره 300 متر، با همان نوع بستر ، عمق خاک و شیب واقع شده است.
خاک جمع آوری شده و شن و ماسه، گل و لای و رس است. توسعه پوسته بیولوژیکی خاک در یکی از چهار کلاس قرار داده شد، بر اساس آزمایش قبلی در مورد نرخ بهبودی بعد از اختلال از وسایل نقلیه چهار چرخ و یا ترافیک (اطلاعات چاپ نشده بلنپ، 1993). شامل:
(a) کلاس 0: شن و ماسه ، با توسعه پوسته بیولوژیکی قابل مشاهده است، اختلال بسیار وسیله نقلیه و یا ترافیک نشان می دهد.
(b) کلاس 1: پوسته ، بدون تب و تاب و یا پوشش پلان و زیست توده سیانوباکتر کم قابل مشاهده است ، اختلال وسایل نقلیه و یا ترافیک در عرض یک سال از مشاهده را نشان می دهد.
(c) کلاس 2: پوسته های بیولوژیکی نسبتا پر از دست انداز با پلان و یا توسعه خزه و سطح زیست توده سیانوباکتر متوسط، ترافیک فضایی و یا اختلالات 10 ± 5 سال قبل از مشاهده را نشان می دهد.
(d) کلاس 3: پوسته های بیولوژیکی پر از دست انداز، با پلان کامل و توسعه خزه و زیست توده سیانوباکتر بالا، هیچ اختلال ترافیک فضایی به مدت حداقل 20 سال نشان نمی دهد.
سرعت آستانه اصطکاک برای حرکت ذرات ماسه در سطح دست نخورده )CON در شکل 2(، و یکپارچگی سطح پوسته ) در شکل 3 ( برای هر نوع پوسته در دو محل تکرار و انجام شد . FTV برای حرکت ذرات به عنوان سرعت اصطکاک است که در آن ذرات سطح از سطح خاک جدا و به دور از طریق باد انتقال انجام شده تعریف شده است. FTV برای سلامت سطح سرعت اصطکاک ، تکه های دست نخورده از سطح جدا شده و منفجر به انتقال به دور دست بود. از آنجا که تنش باد برابر با مربع اصطکاک سرعت چگالی هوا است، مقاومت نسبی طبقات پوسته های مختلف به عنوان فرسایش بادی تعریف شده است و به عنوان مربع نسبت سرعت اصطکاک آستانه بین طبقات گزارش شده مقایسه شده است.
هنگامی که FTVs برای کلاس های مختلف پوسته دست نخورده انجام شود، تیمار اختلال هر کلاس پوسته در هر سایت استفاده شده است. این تیمار شامل :
(1) تیمار F1 : فردی که بر روی پوسته خاک با چکمه راه می رود.
(2) تیمار V1 : عبور یک وسیله چار چرخ با تایر اج دار.
(3) تیمار V2 : عبور دوباره یک وسیله چار چرخ با تایر اج دا.
مقایسه در بین سه کلاس پوسته با استفاده از یک ANOVA دو طرفه و آزمون T چند دامنه انجام شد . آزمون برای تمایز بین اختلال تیمار و شاهد استفاده شده است.

بخشی از مقاله انگلیسی:

INTRODUCTION

Biological soil crusts, also called `cryptobiotic’, `microbiotic’, `microphytic’ or `cyanobacterial±lichen’ soil crusts, are a dominant feature of most semiarid and arid landscapes throughout the world. These crusts di€er in species composition and occur on a variety of soils. As a result, crustal function in di€erent geographic regions might vary in regard to ecological processes such as rainfall in®ltration and seedling establishment (Harper and Marble, 1989; Johansen, 1993; West, 1990). However, most studies agree that biological soil crusts reduce wind erodibility of soil surfaces (Leys, 1990; MacKenzie and Pearson, 1979; Williams, et al., 1995), although one study found no signi®cant di€erences (Andrew and Lange, 1986). Scanning electron microscope studies done by Belnap and Gardner (1993) show that the extracellular sheath material of cyanobacteria bind soil particles together, providing soil surface protection. Biological soil crusts are highly susceptible to disturbance, especially in soils with low aggregate stability such as sands (Belnap and Gardner, 1993; Gillette, et al., 1980; Webb and Wilshire, 1983). Cyanobacterial ®laments, lichens and mosses are brittle when dry, and crush easily when subjected to compressional or shear forces by activities such as trampling or vehicular trac. Because crustal organisms are only metabolically active when wet, re-establishment time is slow in arid systems. While cyanobacteria are mobile, and can often move up through disturbed sediments to reach light levels needed for photosynthesis, lichens and mosses are incapable of such movement and often die as a result. On newly disturbed surfaces, mosses and lichens often have extremely slow colonization and growth rates. Assuming adjoining soils are stable and rainfall is average, recovery rates for lichen cover in southern Utah has been most recently estimated at a minimum of 45 years, while recovery of moss cover was estimated at 250 years (Belnap, 1993). Due to this slow recolonization of soil surfaces by the di€erent crustal components, crusts can be found in many stages of development. Wind is a major erosive force in deserts where there is little organic matter or vegetation cover to protect soil surfaces. Soil deposition by wind often exceeds that of ¯uvial deposition in these drier regions (Goudie, 1978; Williams, et al., 1995). Sediment production from soil surfaces depends on the force of wind needed to detach particles from soil surfaces (threshold friction velocity). Since wind erosion is of major concern both in the western USA and worldwide (Dregne, 1983), it is important to understand how soil surface disturbance a€ects threshold velocities. While previous studies have addressed the role soil crusts play in stabilizing desert soil surfaces, none has examined how threshold velocities might vary between stages of crustal development or how disturbance might di€erentially in¯uence various crustal types. The purpose of this study was to determine typical threshold velocities for di€erent stages of biological soil crust development and to determine the e€ects of di€erent soil surface disturbances on various stages of crustal development.

METHODS

The study site was located approximately 16 km south of Moab, Utah, USA, in Rizzo sandy loam soils. The dominant vegetation type is pinyon and juniper at an elevation of 1400 m. Annual precipitation is 250 mm, with 30 per cent of the rainfall occurring as late summer monsoons. Treatments were applied and measurements taken in July 1995 when soils were dry. All areas tested were located within a 300 m circle, with the same substrate type, soil depth and slope. Soils were collected and analyzed for sand, silt and clay content. Biological soil crust development was placed in one of four time categories, based on previous experiments regarding recovery rates after disturbance from four-wheel vehicles or foot trac (Belnap, 1993, unpublished data). These included: (a) Class 0: bare sand, with no visible biological crustal development, indicating very recent disturbance from vehicle or foot trac. (b) Class 1: ¯at crusts, with no visible frost heaving or lichen cover and low cyanobacterial biomass, indicating disturbance from vehicles or foot trac within one year of observation. (c) Class 2: moderately bumpy biological crusts with no lichen or moss development and moderate cyanobacterial biomass levels, indicating vehicular or foot trac disturbances 5±10 years prior to observation. (d) Class 3: biological crusts were very bumpy, with full lichen and moss development and high cyanobacterial biomass, indicating no vehicular or foot trac disturbance for at least 20 years. Friction threshold velocities for movement of loose sand particles on the undisturbed surface (CON in Figure 2), and surface integrity of the crusts (SI in Figure 3) were determined for each crust type at two replicated sites. The FTV for particle movement was de®ned as the friction velocity at which surface particles were both detached from the soil surface and carried away by the generated wind. The FTV for surface integrity was the friction velocity at which large, intact chunks of the surface were detached and blown away. Because wind stress equals the square of friction velocity times the density of air, relative resistances of the di€erent crustal classes to wind erosion are de®ned and reported as the square of the ratio of threshold friction velocities between the classes being compared. Once FTVs were determined for the di€erent undisturbed crustal classes, disturbance treatments were applied to each crust class at each site. These treatments included: (1) Treatment F1: one pass by walking on crusts with lug-soled boots. (2) Treatment V1: one pass of a four-wheel drive vehicle with knobbed tires. (3) Treatment V2: two passes of a four-wheel drive vehicle with knobbed tires. Comparisons across the three crustal classes were done using a two-way ANOVA and multiple range test. T-tests were used to distinguish between disturbance treatments and controls.

 مقاله انگلیسی رایگان

ترجمه فارسی رایگان 

بخشی از ترجمه فارسی:

دلایل رانش زمین

رانش زمين زماني اتفاق مي افتد كه شيب زمين از يك حالت ايستا به حالت غير ايستا تغيير كند. تغيير در پايداري شيب مي تواند توسط تعدادي از عوامل كه به صورت منفرد يا با هم عمل مي كنند، صورت گيرد:
علل طبيعي:
• فشار آبهاي زير زميني باعث بي ثبات شدن شيب زمين مي شوند.
• از دست رفتن يا فقدان پوشش گياهي عمودي،‌ مواد مغذي خاك و ساختار خاك.
• فرسايش شيبها توسط رودخانه ها يا موج اقيانوسها.
• سست شدن شيب زمين از طريق اشباع شدن آن از ذوب برفها، يخچالها يا بارش سنگين باران.
• زمين لرزه هايي كه پايداري شيب زمين را سست مي كنند.
• زمين لرزه هايي كه به علت مَيَعان صورت مي گيرند و باعث سست شدن شيب زمين مي شوند.
• فوران آتشفشانها.
علل انساني:
• ارتعاشات ماشين آلات يا ترافيك.
• انفجار.
• عمليات خاك ريزي كه شكل شيب زمين را تغيير مي دهد يا وقتي منجر به ايجاد يك شيب جديد مي شود.
• در سطح خاك،‌تغيير محل ريشه گياهان كه سنگ ريزه ها را به سنگ بسترها مي چسبانند.
• ساختمان سازي، كشاورزي يا فعاليتهاي جنگلداري كه ميزان آب نفوذي به درون خاك را تغيير مي دهند.
انواع رانش زمين
روانه شدن خاك و شن:
مواد سرازير شده كه با آب همراه مي شوند ممكن است با جريان خاك و شن يا رسوبات و لجنها بزرگتر شوند. در نتيجه دوغاب روان از سنگ و رسوبات ممكن است درختان،‌ خانه ها و ماشين ها را از جا بركَند و بدين سان مسير پلها و شاخه هاي رودها را مسدود كرده و باعث طغيان شود.
جريان خاك و شن اغلب با سيل هاي برق آسا اشتباه مي شوند، اما اين جريانات فرايندي كاملاً متفاوت هستند.
جريانات خاك و شن و رسوب در نواحي آلپي اغلب موجب خسارتهاي شديد به ساختها و زيرساختها و زندگي انسانها مي شوند. جريانات خاك و شن و رسوب مي توانند به عنوان نتيجه عوامل مربوط به شيب آغاز شوند و رانش سطحي زمين مي تواند جريان يافتن آب بر روي سنگ بسترها را مسدود كند و به صورت موقتي از جريان يافتن آب جلوگيري كند. همانطور كه عمل آبگيري ناموفق مي ماند، يك اثر دومينو (domino) با افزايش قابل توجه حجم توده روان ايجاد مي شود كه خاك و شن را در كانال جريان آب حمل مي كند. مخلوط جامد- مايع مي تواند جرمي بالا تا 2 تُن/m3 و سرعتي تا 14m/s را داشته باشد (كارل دلوينو، 1998؛ آراتانو، 2003). اين فرايند ها در حالت عادي معلول انقطاع اولين شارعهاي تند است كه به علت ته نشست رسوبات در مسير رخ نمي دهند (از چندين متر مكعب تا صدها متر مكعب)، اما در برخي موارد براي جدا نشدن كامل پلها و شاهراهها و راه آهن ها جريان كانال را دو راهه مي كنند. خطر معمولاً از يك سهل انگاري ناچيز عادي نسبت به جريانات خاك و شن و لجن به وجود مي آيد: مثلاً در دره هاي آلپي، پلها غالباً توسط نيروي ضربه اي جريان منهدم مي شوند چون دهنه اين پلها فقط براي تخليه آب طراحي شده اند. براي يك آبگير كوچك در كوه هاي آلپ ايتاليا (سطح = 76/1 km2 ) كه تحت تأثير يك جريان خاك و شن قرار گرفته بود، كارل ولوينو (1998) نقطه اوج تخليه را از 750m3/ s براي يك بخش كه در قسمت مياني كانال اصلي تعيين محل شده بود ارزيابي كرده بود. در همان سطح متقاطع، ماكزيمم قابل پيش بيني تخليه آب (توسط HEC – 1)، 19m3/s بود، مقداري در حدود 40 بار كمتر از مقدار محاسبه شده براي جريان خاك و شن رخ داده.
جريان خاك
جريانات خاك، در شيب رو به پايين زمين، جريان چسبناك اشباع شده و مواد ريزدانه اي هستند كه با هر سرعتي از آهسته به تند حركت مي كنند. به طور نمونه، آنها مي توانند با سرعتي از 17 تا 20 كيلومتر در ساعت حركت كنند. اگرچه اينها بسيار شبيه جريانات لجني هستند اما روي هم رفته حركت آنها آهسته تر است و با مواد جامدي كه در طول جريان حمل مي شوند، پوشيده مي شوند. آنها از جريانات سيّالي كه سرعت بيشتري دارند متفاوتند. خاك رس، ماسه ريز و گل و لاي و ريزدانه ها، مواد حاصل از فعاليتهاي آتشفشاني، همه مستعد جريانات زميني هستند. سرعت جريانات زميني وابسته به مقدار آب محتوي در جريان تشكيل شده است: اگر اين جريان بيشتر محتوي آب باشد، سرعت آن بيشتر خواهد شد.
اين جريانات معمولاً وقتي فشار روزنه اي در توده ريزدانه ها به اندازه وزن مواد افزايش يابد به وسيله آب روزنه اي به طور قابل توجهي طول برشكاري مواد را كاهش مي دهد. در نتيجه يك قطعه برآمده درست مي شود كه آهسته حركت مي كند و بر روي سطح مي غلتد. همانطور كه اين قطعه ها به سمت خارج گسترش پيدا مي كنند، زهكشي توده افزايش پيدا مي كند و كناره ها خشك مي شوند، در نتيجه سرعت كلي جريان پايين مي آيد. اين فرايند معلول غليظ شدن جريانهاست. تنوع جريانات زميني، غير عادي نيست، اما بيشتر آنها رايجتر از جريانات مشابه سريع هستند. آنها يك تورفتگي را در رأسشان گسترش مي دهند و معمولاً از زمينهاي باتلاقي در مبدأ مشتق مي شوند.
جريانات زميني بيشتر در طول دوره هاي ته نشيني بالا به وجود مي آيند كه كف زمين را مي پوشانند و به محتواي روان در شيب، آب اضافه مي كنند. در طول حركتِ موادي مانند خاك رس شكافها را افزايش مي دهند و بدين ترتيب آب درون جريان زميني نفوذ مي كند. سپس آب فشار آب روزنه اي را افزايش داده و طول برشكاري مواد را كاهش مي دهد.

بخشی از مقاله انگلیسی:

Causes of landslides

Landslides are caused when the stability of a slope changes from a stable to an unstable condition. A change in the stability of a slope can be caused by a number of factors, acting together or alone:
Natural causes:
• groundwater pressure acting to destabilize the slope
• Loss or absence of vertical vegetative structure, soil nutrients, and soil structure.
• erosion of the toe of a slope by rivers or ocean waves
• weakening of a slope through saturation by snowmelt, glaciers melting, or heavy rains
• earthquakes adding loads to barely-stable slopes
• earthquake-caused liquefaction destabilizing slopes (see Hope Slide)
• volcanic eruptions
Human causes:
• vibrations from machinery or traffic
• blasting
• earthwork which alters the shape of a slope, or which imposes new loads on an existing slope
• in shallow soils, the removal of deep-rooted vegetation that binds colluvium to bedrock
• Construction, agricultural, or forestry activities which change the amount of water which infiltrates into the soil.
Types of landslide
Debris flow
Slope material that becomes saturated with water may develop into a debris flow or mud flow. The resulting slurry of rock and mud may pick up trees, houses, and cars, thus blocking bridges and tributaries causing flooding along its path.
Debris flow is often mistaken for flash flood, but they are entirely different processes.
Muddy-debris flows in alpine areas cause severe damage to structures and infrastructure and often claim human lives. Muddy-debris flows can start as a result of slope-related factors, and shallow landslides can dam stream beds, provoking temporary water blockage. As the impoundments fail, a “domino effect” may be created, with a remarkable growth in the volume of the flowing mass, which takes up the debris in the stream channel. The solid-liquid mixture can reach densities of up to 2 tons/m³ and velocities of up to 14 m/s (Chiarle and Luino, 1998; Arattano, 2003). These processes normally cause the first severe road interruptions, due not only to deposits accumulated on the road (from several cubic meters to hundreds of cubic meters), but in some cases to the complete removal of bridges or roadways or railways crossing the stream channel. Damage usually derives from a common underestimation of mud- debris flows: in the alpine valleys, for example, bridges are frequently destroyed by the impact force of the flow because their span is usually calculated only for a water discharge. For a small basin in the Italian Alps (area = 1.76 km²) affected by a debris flow, Chiarle and Luino (1998) [citation needed] estimated a peak discharge of 750 m3/s for a section located in the middle stretch of the main channel. At the same cross section, the maximum foreseeable water discharge (by HEC-1), was 19 m³/s, a value about 40 times lower than that calculated for the debris flow that occurred.
Earth flow
Earthflows are downslope, viscous flows of saturated, fine-grained materials, which move at any speed from slow to fast. Typically, they can move at speeds from .17 to 20 km/h. Though these are a lot like mudflows, overall they are slower moving and are covered with solid material carried along by flow from within. They are different from fluid flows in that they are more rapid. Clay, fine sand and silt, and fine-grained, pyroclastic material are all susceptible to earth flows. The velocity of the earth flow is all dependent on how much water content is in the flow itself: if there is more water content in the flow, the higher the velocity will be.
These flows usually begin when the pore pressures in a fine-grained mass increase until enough of the weight of the material is supported by pore water to significantly decrease the internal shearing strength of the material. This thereby creates a bulging lobe which advances with a slow, rolling motion. As these lobes spread out, drainage of the mass increases and the margins dry out, thereby lowering the overall velocity of the flow. This process causes the flow to thicken. The bulbous variety of earthflows is not that spectacular, but they are much more common than their rapid counterparts. They develop sag at their heads and are usually derived from the slumping at the source.