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.

مبتدی (مناسب برای درک مفهوم کلی مطلب) 

2.3 آماده سازی لایه آسفالت
با نگه داشتن نسبت F / B 0.8 ، لایه های آسفالت (AC-30) تهیه شد. معمولاً در تهیه لایه های آسفالت از 20٪ وزن مخصوص روغن آسفالت استفاده می شود. ترکیبی از پرکننده ((B و (HL) برای تهیه لایه آسفالت انتخاب شد. وزن HL از 0 ، 5 ، 10 ، 15 و 20 درصد از وزن چسباننده AC-30 متغیر بود و براساس آن ، پرکننده B تنظیم شد تا F / B = 0.8 حفظ شود. بنابراین ، پنج ترکیب مختلف لایه آسفالت با پرکننده های B و HL یعنی (AC-30 + 80٪ B + 0٪ HL) ، (AC-30 + 75٪ B + 5٪ HL) ، (AC-30 + 70٪ B + 10٪ HL) ، (AC-30 + 65٪ B + 15٪ HL) و (AC-30 + 60٪ B + 20٪ HL) برای اطمینان از سطح بدون رطوبت ، مواد پرکننده در دمای 105 درجه سانتیگراد به مدت 24 ساعت در کوره خشک شد. به منظور داشتن سیالیت مناسب برای مخلوط کردن آن با پرکننده ها ، برای هر ترکیبی از نمونه های ماستیک ، 500 گرم از اتصال دهنده AC-30 در دمای 150 درجه سانتیگراد گرم شد. پرکننده های کوره در AC-30 گرم اضافه شده و با استفاده از میکسر مکانیکی در 5 ± 150 درجه سانتیگراد مخلوط شدند. میکسر با سرعت همزن 1500 r.p.m. به مدت 1 ساعت تا زمان تشکیل یک ماستیک آسفالت همگن کار کرد.

2.4 پیرسازی کوتاه مدت و بلند مدت
پیرسازی و خواباندن کوتاه مدت (STA) برای شبیه سازی از بین رفتن اجزای فرار و اکسیداسیون آسفالت در زمین در طول مخلوط کردن و فشردگی لایه مخلوط آسفالت انجام شد. پیرسازی طولانی مدت (LTA) اکسیداسیون پیشرونده مخلوط آسفالت در زمین را STA شبیه سازی می کند [19]. لایه های آسفالت با هر پنج ترکیب پرکننده B و HL در آزمایشگاه با استفاده از اجاق گاز نازک (TFO) انجام شد و به مدت 5 ساعت در دمای 163 درجه سانتیگراد مطابق با ASTM D1754 قرار داده شد [20]. به طور مشابه ، LTA از تمام نمونه های لایه آسفالت در آزمایشگاه با استفاده از ظرف پیرسازی تحت فشار (PAV) به مدت 20 ساعت با حفظ 2.1 مگاپاسکال فشار هوا در 100 درجه سانتیگراد باقیمانده PAV در مدت زمان 30 دقیقه تخلیه در دمای 170 درجه سانتیگراد در هر ASTM D 6521 انجام شد. [21]. برنامه آزمایشی تفصیلی ، که در این مطالعه اجرا شده است در شکل 2 نشان داده شده است.

3. طرح آزمایشی آزمایشگاهی
3.1 دمای زیاد برای شکست
مدول برشی پیچیده (G⁄) و زاویه فاز (d) از لایه های آسفالت برای ترکیبات مختلف پرکننده های B و HL در دماهای مختلف اعم از 58 تا 94 درجه سانتی گراد در فاصله 6 سانتیمتری با استفاده از DSR با استفاده از ترتیب صفحه موازی 25 میلی متر با داشتن فاصله 1 میلی متر ، در معرض فرکانس بارگذاری 10 رادی در ثانیه اندازه گیری شد[22]. پس از آن ، ضریب گودی (G⁄ / Sind) محاسبه شد که مقدار بالاتر AI نشان دهنده درجه بالاتر حساسیت به پیرسازی و بالعکس است. پس از آن، ضریب شیارگی (G⁄ /Sind) برای انواع ماستیک های آسفالتی محاسبه شد. دمای مربوط به مقدار فاکتور شیارگی 1 کیلو پاسکال (سالن نشده) به عنوان دمای شکست برای ماستیک آسفالت مربوطه در نظر گرفته شد [23]. مقدار بالاتر G⁄ /Sind نشان دهنده عملکرد بهتر ماستیک آسفالت در دمای بالا است.

3.2. شاخص پیری (AI)
هوش مصنوعی می تواند مقاومت پیری انواع مختلف ماستیک های آسفالتی را توضیح دهد. هوش مصنوعی برای ماستیک آسفالت با ترکیبی از پرکننده‌های B و HL بر اساس فاکتور شیاردار پیر نشده و کوتاه‌مدت (G⁄/Sind) که در دمای 64 درجه سانتی‌گراد (که حداکثر دمای روسازی در نظر گرفته می‌شود) با استفاده از معادله محاسبه شد. (1) [24]. مقدار بالاتر هوش مصنوعی نشان دهنده درجه بالاتری از حساسیت به پیری است و بالعکس.

3.3 پتانسیل شکست رسانا با استفاده از آزمون DENT
از آزمون DENT برای ارزیابی اثرات پرکننده ها بر روی عملکرد نارسایی انعطاف پذیر و رسانایی لایه آسفالت در دمای متوسط استفاده شد. آزمایش DENT روی لایه آسفالت پیرتیم PAV با هر پنج ترکیب پرکننده B و HL با دمای 25 درجه سانتیگراد انجام شد. این آزمایش به طول پیوند 5 میلی متر ، 10 میلی متر و 15 میلی متر (شکل 3 (a انجام شد. میزان 100 ± 2.5 میلی متر فشار در دقیقه با استفاده از دستگاه آزمایش داکتیلومتر نیرو مطابق با AASHTO TP 113 [25]. برای هر نمونه با دو تکرار گرفته شد و مقادیر متوسط گزارش شده است. آزمایش DENT در کل کار خاص شکستگی (TWF) ، کار اساسی شکستگی (EWF) ، کار غیر ضروری یا شکست انعطاف پذیر (NEWF) و CTOD است. TWF از منحنی نیروی جابجایی (شکل 3 (ب)) با استفاده از Eq محاسبه شد. (2) TWF مجموعه کارهای اساسی و غیر ضروری یا شکست انعطاف پذیراست که در Eq نشان داده شده است. (2)

3.4 مقاومت در برابر ترک خوردگی در دمای پایین با استفاده از تست BBR
3.4.1. سختی خزش و میزان آرامش
سختی خزش (S (t)) و میزان استراحت (M (t)) از پنج لایه اصلی آسفالت با استفاده از آزمون BBR طبق ASTM D 6648 اندازه گیری شد. تأثیر HL بر پتانسیل ترک خوردگی حرارتی لایه آسفالت در 5 درجه حرارت مختلف 0 ، 3 ، 6 ، 9 و 12 درجه سانتی گراد بود. عملکرد دما بر روی نمونه های لایه آسفالتی مختلف انجام شده پایین بود و برای 240 ثانیه در معرض بار ثابت 100 گرم (50 9 980 میلی لیتر) قرار گرفته است. S (t) را می توان با استفاده از معادله (6) محاسبه کرد. که دراینجا P بار ثابت بکاررفته N است ، ؛ (d (t انحراف وابسته به زمان از شعاع در میانه دهانه است. L طول شعاع، برحسب میلی متر است. b عرض شعاع ؛ و h ضخامت شعاع است. مقادیر( S (t برای 8 ، 15 ، 30 ، 60 ، 120 و 240 ثانیه زمان ارزیابی شد. شیب در 60 ثانیه از سطح بین لگاریتمی (S (t با لگاریتمی زمان ، به عنوان مقدار (m (t گزارش شده است. مقدار (m (t با استفاده از معادله (6 (الف))محاسبه شد.

.2. منحنی اصلی
منحنی اصلی S (t) و مدول سکون E (t)) برای پنج لایه اصلی آسفالت مختلف بدست آمد. منحنی های اصلی برای بررسی روند S (t) و E (t) در دامنه زمان بر اساس میزان افزایش یا کاهش شیب رسیدن به حالت شیشه ای (3000 مگاپاسکال) بدست آمد. منحنی های اصلی S (t) و E (t) با استفاده از مدل Christensen-Anderson Marasteanu (CAM) با معادله (7)) مطابق با ASTM D6816 در دمای مرجع 6 درجه سانتیگراد تولید شد. S (t) برای تولید منحنی اصلی E (t) با E (t). تعویض شد. که دراینجا = سختی در زمان کاهش یافته در مدول شیشه ای به عنوان فرض می شود. k ، b و k پارامترهای شکل هستند.( E (t از لایه های اصلی AC-30 از داده های اندازه گیری شده (S (t با استفاده از روش تبدیل متقابل مبتنی بر قدرت ارائه شده توسط لیدرمن (1958) محاسبه شد [28]. سازگاری با خزش (D (t) آسفالت می تواند از (S (t با استفاده از معادله (8) اقتباس شود.

4. نتایج و بحث ها
4.1 دمای زیاد برای شکستگی
مقدار پارامتر گودسازی (G⁄ / Sind) از لایه های آسفالت غیر پیرسازی شده با 0 ، 5 ، 10 ، 15 و 20 درصد HL در شکل 4 نشان داده شده است. نتایج نشان داده شده در شکل 4 نشان می دهد که مقدار G⁄ / Sind با افزایش درصد HL افزایش می یابد. لایه آسفالت با اضافه کردن 5٪ HL افزایش چشمگیر در مقدار G⁄ / Sind را نشان می دهد ، که می تواند به عنوان یک پیشرفت قابل توجه در مقاومت شیار در نظر گرفته شود. علاوه بر این افزایش HL از 10٪ به 20٪ بهبود حاشیه ای در مقدار G⁄ / Sind نشان داد. علاوه بر این ، دمای شکست ماستیک آسفالت با 0 ، 5 ، 10 ، 15 و 20 درصد HL به ترتیب 82 ، 86 ، 88 ، 89 و 91 درجه سانتیگراد بود (جدول 3). بدیهی است که با افزایش محتوای HL دمای شکست افزایش یافته است. همچنین ، افزایش در G⁄ / Sind به مقدار 25-63٪ با بهبود درجه حرارت شکست از لایه آسفالت برای همه ترکیبات پرکننده B و HL مشاهده شد. از این رو ، می توان نتیجه گرفت که افزودن مقاومت به گودسازی HL تقویت شده از لایه آسفالت ، ممکن است به گرایش تراکم ذرات HL در ساختار لایه آسفالت نسبت داده شود [2].
4.2. شاخص پیرسازی
مقدار AI آسفالت با 0 ، 5 ، 10 ، 15 و 20٪ HL به ترتیب 2.52 ، 2.48 ، 2.37 ، 2.09 و 1.85 به ترتیب در 64 درجه سانتیگراد مشاهده شد (جدول 3). نتایج نشان می دهد که با افزایش درصد HL ، مقدار AI کاهش می یابد ، که نشان دهنده افزایش مقاومت پیری لایه آسفالت با افزودن HL است. HL در مرحله لایه آسفالت به عنوان یک ماده آنتی اکسیدانی عمل می کند که بر روی اتصال چسبنده به پیری و در نتیجه توزیع مولکولی آن تأثیر می گذارد ، بنابراین منجر به کاهش مقدار AI می شود [2،16].

4.3 پتانسیل ترک خوردگی با استفاده از آزمون DENT
4.3.1. تأثیر HL بر بار در مقابل منحنی جابجایی
شکل 5 یک منحنی جابجایی بار برای ترکیبات مختلف لایه های آسفالت را نشان می دهد. قله در منحنی مربوط به عملکرد لایه آسفالت در اطراف منطقه پیوند است. تغییر شکل در شکست لایه آسفالت با 0 ، 5 ، 10 ، 15 و 20 درصد HL به ترتیب 4.34 ، 4.9 ، 5.1 ، 5.8 و 6.46 میلی متر مشاهده شد (جدول 4). همچنین ، بار اوج برای لایه های آسفالت با 0 ، 5 ، 10 ، 15 و 20 درصد HL به ترتیب 143 ، 133 ، 131.8 ، 129.4 و 128 N به دست آمد. منحنی های لایه آسفالت مرتب0 (H HL) افت بار قابل توجهی را نسبت به نقطه اوج نشان داد(شکل 5) و بنابراین ،کمترین تغییر شکل در شکست با بالاترین بار قله را نشان میدهد،و این نشانگر ماهیت شکننده آن است (جدول 4). با این حال ، افزایش تغییر شکل در شکست و کاهش بار اوج با افزایش درصد HL مشاهده شد (جدول 4). علاوه بر این ، HL بهبود قابل توجهی در منحنی بار جابجایی نشان داد ، که نشانه واضح از تغییر در رفتار لایه آسفالت از مرحله انتقال شکننده به رسانایی و انعطاف پذیری است.

4.3.2. تأثیر HL بر کار شکستگی
شکل 6 (a) طرح مقادیر TWF به دست آمده از داده های بارگذاری با استفاده از معادله 2 را نشان می دهد. شکل 6 (a) نشان می دهد که افزایش HL از 0٪ تا 20٪ HL منجر به افزایش مقدار TWFدر طول رباط 5 میلی متر از 7.6 کیلوژول در مترمربع به 9.5 کیلوژول در متر مربع شد. افزایش TWF با افزودن HL باعث افزایش ظرفیت بازده (با افزایش انرژی شکست) لایه آسفالت شد. روند مشابهی را می توان در طول پیوندهای دیگر نیز مشاهده کرد. بنابراین ، می توان نتیجه گرفت که HL نقش مهمی در تقویت انرژی شکستگی لایه آسفالت دارد.
حائل و شیب خط به ترتیب we و wp را نشان می دهد. اتصال دهنده آسفالت با ارزش نسبتاً بالایی از “we ” در نظر گرفته می شود که مقاومت خوبی در برابر شکست رسانا دارد [29]. شکل 6 (b) بیانگر تنوع مقادیر we با درصد متفاوت HL است.

4.3.3. تأثیر HL بر مقدار CTOD
تغییر مقدار CTOD با 0 ، 5 ، 10 ، 15 و 20 درصد HL با استفاده از معادله (5)محاسبه شد و در شکل 7 نشان داده شده است. مقدار CTOD لایه آسفالت با 0 ، 5 ، 10 ، 15 و 20 درصد HL به ترتیب برابر با 2.2 ، 2.6 ، 2.8 ، 3.3 و 3.6 میلی متر بود. دیده می شود که مقدار CTOD لایه آسفالت با افزودن HL افزایش یافته است (شکل 7) ، که نشان دهنده مقاومت بهتری در برابر شکستگی (مقاومت افزایش یافته در برابر شکست رسانا ) است. افزایش مقادیر CTOD با افزایش HL بسیار مهم نیست. با این وجود ، افزودن درصد بالاتر HL (20٪) CTOD را 50٪ افزایش داده است و این نشان دهنده مقاومت بهتری در برابر شکستگی است. پیش بینی می شود که خاصیت ضد پیری HL ممکن است به افزایش CTOD لایه آسفالت منجر شود. ، بر اساس مقدار CTOD ، شکست یا مقاومت در برابر شکستگی در انواع مختلفی از لایه های آسفالت می تواند در (AC-30 + 60٪ B + 20٪ HL)> (AC-30 + 65٪ B + 15٪ HL)> (AC-30 + 70٪ B + 10٪ HL)> (AC-30 + 75٪ B + 5٪ HL)> ( AC-30 + 80٪ B + 0٪ HL)رتبه بندی شود.

تنظیم زمین ساختی از دریاچه Barm Firuz، کوه های زاگرس، ایران: استنباط شده از شواهد سازه ای و کارستیک (مربوط به رسوبات بزرگ سنگ آهک)

Tectonic Setting of the Barm Firuz Lake, Zagros Mountains, Iran: Inferred from Structural and Karstic Evidence

مبتدی (مناسب برای درک مفهوم کلی مطلب)

F1899

چکیده

     این مقاله، نقش فرآیندهای زمین ساختی و کارستیک در شکل گیری و تکامل دریاچه Barm Firuz در کوه های زاگرس ایران را ارائه می دهد. این دریاچه با ارتفاع 3340 متر از سطح دریا در تاج تاقدیس Barm Friuz واقع شده است. نتایج نشان می دهد که تکامل ساختاری دریاچه Barme Firuz مربوط به هر دو فرایند های زمین ساختی و کارست (رسوبی سنگ آهک) است. بنابراین عبارت زمین ساختی کارستیک برای تکامل ساختاری دریاچه استفاده شده است. مطالعات سازه ای به ویژه در مورد ساختارهای ستون سنگی (ستون‌ سنگي‌ همجنس‌ صخره‌ متصل‌ بخود) وقوع یک جزء مهم از تغییر شکل برشی ساده را در منطقه مورد مطالعه نشان داد. بر اساس شواهد ساختاری و کارستیک در اطراف دریاچه، مدل فرونشستن انحلال-گسل با جزء مورب برشی خالص به عنوان مدل حرکتی از تکامل دریاچه Barm Firuz در کوه های زاگرس ایران پیشنهاد شده است.

0. مقدمه

      منجلاب ها توسط انحلال سازندهای کربناتی توسط نفوذ سطحی و آبهای زیرزمینی و فروپاشی سنگ ها به دلیل نیروی گرانش (Filipponi و همکاران، 2009) تشکیل می شوند. در بسیاری از موارد، اثرات زمین ساختی برای افزایش چگالی شکستگی ها برای تکامل ویژگی های کارست بسیار مهم است. بنابراین ویژگی های زمین ساختی می تواند به عنوان پدیده مکمل برای تشکیل ویژگی های کارست عمل نماید. گاهی اوقات یک شوک زمین ساختی از جمله زلزله، نیروی محرکه ای را برای تکان خوردن سنگ ها تولید می نماید. به هر حال، نقش آب در تولید حفره های کارست مهم ترین عامل است. به طوری که در بسیاری از موارد، مستقل از اثرات زمین ساختی و تنها با بهره برداری از آب اسیدی تشکیل یک منجلاب کارست امکان پذیر است. اما در برخی از موارد شواهدی از اثرات زمین ساختی را می توان در سراسر منجلاب ها (Neal، 2004) دید. در چنین مواردی، شرایط منجلاب ها تکنوکراستیک می توانند مورد استفاده قرار گیرند. تعیین تقدم و تاخر انحلال و یا عملیات زمین ساختی در تشکیل منجلاب ها بسیار دشوار است و گاهی اوقات عمل همزمان این دو پدیده به یک منجلاب تکنوکراستیک شکل می  دهند. بسیاری از ساختارهای تکنوکراستیک در جهان وجود دارند. San Gregorio در Magno و Dasht Arjan در ایتالیا و ایران نمونه هایی از دو ویژگی شناخته شده تکنوکراستیک هستند. این کار به بررسی اهمیت تجزیه و تحلیل ساختاری در توصیف فرآیندهای زمین ساختی و کارستیک در تکامل دریاچه Barm Firuz می پردازد.

1. تنظیم زمین شناسی منطقه ای

      کمربند چین خوردگی-محوری زاگرس بخشی از کمربند کوهزایی آلپ-هیمالیا (Berberian و King، 1981) است و در حاشیه شمال شرقی صفحه عربستان قرار گرفته است. این کمربند شامل ردیف Cambrian-اخیر حاوی  8-14 کیلومتر ضخامت می شود که در طبقه زیرزمین Precambrian قرار می گیرد. این رسوبات روی یک پلت فرم واقع بودند که تا زمان برخورد بین صفحات عربستان و ایرانی در اواخر کرتاسه تا دوران ترشیاری نسبتا از Cambrian پایدارتر بودند(Berberian و King، 1981؛ Falcon، 1974). کوتاه شدن در سراسر کمربند چین خوردگی-محوری زاگرس در پوشش سنگ پیدازیستی، که تخمین زده می شود حدود 30-85 کیلومتر باشد (McQuarrie، 2004؛ Blanc و همکاران، 2003؛. Falcon، 1974)، توسط فشار محوری و چین خوردگی بالای کران های مختلف لغزندگی صخره های مجاور رخ داد. کوتاه شدن پوسته پس از برخورد (Allen و همکاران، 2004؛.. Tatar و همکاران، 2004؛ Talebian و Jackson، 2002؛ Jackson و McKenzie، 1984) با نرخ همگرایی N-S جهت یافته از حدود 2 ± 20   هنوز هم فعال است (Molinaro و همکاران، 2005؛.. Vernant و همکاران، 2004). کوتاه شدن در طبقه زیرزمین غالباً توسط گسل رخ می دهد. Cambrian Hormuz Salt ضخیم، در پایه جانشینی رسوبی، و دیگر کران های تبخیر (به عنوان مثال، سازندهای Dashtak  و Gachsaran) در جانشینی (Sepehr و Cosgrove، 2005؛ Talebian و Jackson، 2002)، مانع از این شد که گسل های طبقه زیرزمین، سنگ های پوششی را گسسته نمایند و به سطح برسند. به عنوان یک نتیجه از این کران های تجزیه کننده، تغییر شکل در زیرزمین و پوشش رسوبی به طور مستقل رخ داد. این کمربند چین خوردگی-محوری حدوداً 1800 کیلومتر طول و 200-300 کیلومتر عرض دارد. از از شرق ترکیه تا تنگه هرمز است، که در روبروی گسل میناب پایان می یابد (شکل 1)، که کمربند زاگرس را از منشور به هم پیوسته Makran جدا می کند (Molinaro و همکاران، 2005). منطقه مورد مطالعه در تاقدیس Barm Friuz در نزدیکی شهر اردکان 110 کیلومتر شمال غرب شیراز واقع شده است.تاقدیس Barm Friuz همانند تاقدیس های بسیاری در کمربند چین خوردگی-محوری زاگرس نشان دهنده روند محوری با جهت گیری NW-SE است. تاقدیس، هندسه غوطه وری مضاعف را نشان می دهد. بخش اصلی این تاقدیس شامل سازند Cretaceous Sarvak تشکیل شده عمدتا از سنگ های کربناتی است که یکی از سنگ های اصلی هیدروکربن در جنوب غربی ایران است. در منطقه مورد مطالعه، شامل سازند Sravak شامل سنگ آهک سبک تا خاکستری برش آهکی و بستریافته متوسط. نمودارهای 2 و 3 نشان دهنده تصویر ماهواره ای مایل و نقشه زمین شناسی منطقه مورد مطالعه است.

2. شواهد سازه ای و کارستیک

     به علت موقعیت منحصر به فرد از دریاچه Barm Firuz، این موضوع علاقه برای بسیاری از زمین شناسان است. چند مطالعه هیدروژئولوژیک روی دریاچه (Eftekhari، 1993؛ Pezeshkour، 1991) انجام شده است. این مطالعات به طور عمده روی روابط هیدرولوژیکی از دریاچه با بوته های کوچک در سراسر تاقدیس Barm Friuz متمرکز شده است. در این تحقیق یک مدل حرکتی می تواند برای تکامل دریاچه Barm Firuz با استفاده از ساختارهای ستون سنگی مورد بررسی قرار گیرد. تجزیه و تحلیل و تشخیص تصاویر ماهواره ای عناصر خطی نشان دهنده چندین سیستم گسل اصلی در اطراف دریاچه است. به نظر می رسد که این دو سیستم گسل در این منطقه غالب هستند. گسل ها با روند موازی و گسل ها با نگرش 30 تا 40 درجه نسبت به محور چین خوردگی Barm Friuz Anticline (شکل 4). مرتبط با گسل ها، اجزای حرکت عمودی در امتداد محور طولی دریاچه به خصوص در لبه جنوبی، منطقه دریاچه به عنوان یک منطقه با ارتفاع کم بین صفحات گسل مشخص شد (شکل a5، 5b). سطوح برش عمودی سنگ آهک در اطراف دریاچه نشان دهنده بسیاری از حفره های انحلال، karrens و ویژگی های گسل صيقلي‌ صخره‌ می باشند. در برخی از موارد صفحات گسل نشان دهنده یک سطح صاف با لغزش خراشی مشخص و در مکان های دیگر یک سطح خشن و انحلال را نشان می دهند. فیبرهای صخره های صیقلی روی صفحات گسل عمدتا نشان دهنده زاویه غوطه وری بالا است که غلبه حرکت عمودی در صفحات گسل را تایید می نماید. همانطور که در بالا اشاره شد، ویژگی های کارن در سطوح کربنات در اطراف دریاچه شکل گرفته است.

      این شیارهای انحلال به طور عمده دارای حالت عمودی هستند و در تمام سطوح کربنات قابل مشاهده نیستند، بنابراین می توان استنباط نمود که گسل ها و پیوستگی های عمودی، نقش مهمی در کنترل جهت جریان آب بازی کرده اند. حرکات گسل جوان باعث شده است که شیارهای کارستیک قطع شود و سطوح کربنات با هر دو ویژگی های کارن و سطح صیقلی صخره تشکیل شود (شکل 6)

      با توجه به شباهت های سنگ شناسی و آب و هوای محلی در منطقه مورد مطالعه، انحلال دیفرانسیل روی سطوح گسل را نمی توان به فرآیندهای فرسایشی پس از گسل دار شدن مرتبط دانست. به منظور معرفی یک مدل تکامل ساختاری برای دریاچه Barm Firuz، ساختارهای ستون سنگی در منطقه مورد مطالعه قرار گرفتند. ستون سنگیها سطوح دندانه دار هستند که در آن ماده معدنی توسط انحلال فشار، در یک فرایند باعث کاهش حجم کل سنگ می شود. مواد معدنی نامحلول مانند رس، پیریت، و اکسیدها در ستون های سنگی باقی می مانند و آنها را قابل مشاهده می سازند. گاهی اوقات سنگ های میزبان، که در آن ستون سنگیها را می توان با تغییر در بافت سنگ شناخت، حاوی هیچ مواد معدنی نامحلول نیستند. آنها اغلب در سنگ های همگن، کربناتها، چرت ها، ماسه سنگ رخ می دهند، اما می توان آنها را در برخی از سنگ های آذرین و یخ یافت. اندازه های آنها از تماس های میکروسکوپی بین دو دانه (ستون های سنگی ریز) تا ساختارهای بزرگ تا 20 متر طول و تا 10 متر در دامنه متغیر است. ستون های سنگی را می توان به واسطه هندسه آنها و یا رابطه آنها با بستر (Park و Schot، 1968) طبقه بندی نمود. ستون های سنگی را می توان به دو گروه اصلی تقسیم نمود، ستون سنگی موازی با بستر و ستون های سنگی با وضعیت اریب یا عمود بر بستر (Andrews و Railsbak، 1997). ستون های سنگی معمولا به موازات بستر، به دلیل فشار بار زیاد شکل می گیرند، اما آنها می توانند به عنوان یک نتیجه از فعالیت های زمین ساختی مورب و یا حتی عمود بر بستر باشند (Anderson و Railsbak، 1997). ستون های سنگی در میدان های مختلف قابل توجه هستند. در پترولوژی، ستون های سنگی مهم هستند زیرا آنها پارچه های سنگ را تغییر می دهند و مواد جامد محلول را ایجاد می نمایند که به عنوان سیمان رسوب می نمایند. در چینه شناسی، هوادهی از ستون های سنگی، بسترسازی آشکار را در بسیاری از بخش های چینه شناسی تولید می کند و از دست دادن مواد در امتداد ستون های سنگی می تواند به چیزی شبیه به فرسایش، با نازک شدن قابل  توجه چینه منجر شود. در هیدرولوژی، ستون های سنگی از جریان سیال جلوگیری می نمایند و در تنظیمات دیگر، برای جریان سیال به کار گرفته می شوند. همچنین، ستون های سنگی، شاخص های تنش فشاری   در مطالعات زمین ساختی می باشند. در این تحقیق با استفاده از ساختارهای ستون سنگی، جهت حداکثر محور اصلی استرس   تعیین شد. به منظور تعیین موقعیت محور حداکثر تنش در رابطه با گسل مقابل کوه، حدود 80 ستون سنگی از تنه جنوبیBarm Friuz کلینال (شکل 7) مورد بررسی قرار گرفتند. برای تعیین گرایس واقعی صفحه ستون سنگی، خاطر نشان می شود که با استفاده از ستون های سنگی، مسیر در دو سطح متفاوت نشان داده می شود. قطب های سطوح ستون سنگی نشان دهنده حداکثر محور اصلی استرس  ، (شکل 8) است. طرح ریزی نیمکره پایین تر با مساحت-برابر قطب های سطوح ستون سنگی، جهت   را در حدود 30 درجه ∠205 درجه (شکل 9) نشان داد.

3. بحث

      در این تحقیق عوامل مؤثر در شکل گیری دریاچه Barm Firuz مورد مطالعه قرار گرفتند و مدل ممکن برای تکامل ساختاری این دریاچه پیشنهاد شد. با استفاده از تجزیه و تحلیل تنش در مقیاس مزوسکوپی، سازگاری مدل های پیشنهادی با میدان استرس کلی در منطقه مورد مطالعه در مقایسه شد. به نظر می رسد که تکامل دریاچه Barm Firuz به هر دو فرایند های زمین ساختی و کارستیک مرتبط است. در فصول بارانی دریاچه با آب پر شده و در زمان های دیگر آب دریاچه به سرعت در خاک و سنگ از بستر دریاچه نفوذ می کند. با توجه به ارتفاع و شرایط آب و هوایی در این منطقه، نرخ تبخیر نسبتا کم بود و آب کمتر با فرار آب به واحدهای زمینه ای مرتبط است. شکل 10، مورفولوژی کلی دریاچه را در فصل های هیدراته و خشک فواصل 60 روزه نشان می دهد. تر و خشک شدن به صورت مکرر در رسوبات بستر ریز دانه باعث تشکیل یک نشست کلی و ترک های عمیق در منطقه می شود (شکل 11). تکامل ساختاری دریاچه Barm Firuz را احتمالا می توان با دو مدل توضیح داد. در این مدل ها، مکانیزم گسل مقابل کوه دارای یک اثر مهم روی گسلش دیگر در منطقه محور و در نزدیکی محور تاقدیس است. با توجه به اولین مدل، شکل گیری دریاچه Barm Firuz به اجزای کششی چین خوردگی در لولای تاقدیس مرتبط می شود. در این مدل، گسلش معکوس در گسل مقابل کوه به تنهایی دارای یک جزء شیب لغز است و به دلیل عدم مولفه امتداد لغز کوتاه، عمدتا عمود بر گسل مقابل کوه رخ داده است. بر اساس این مدل، یک تورفتگی زمین با دیواره های تقریبا موازی با محور چین خوردگی رخ می دهد. بنابراین این مدل به عنوان ته نشینی انحلال-گسل با مولفه برشی خالص عمود بر گسل مقابل کوه (شکل a12) نامگذاری شد. با توجه به مدل دوم، ترکیب شیب لغز و اجزای امتداد لغز در جنبش گسل در امتداد گسل مقابل کوه باعث شکل گیری شکستگی های برشی با گرایش مایل نسبت به محور چین خوردگی شده است. ترکیبی از استرس کششی در لولای چین خوردگی و اجزای استرس برشی باعث تشکیل یک منطقه فرورفتگی بین گسل اصلی و شکستگی شده است. بر اساس انحراف مولفه برشی خالص نسبت به گسل مقابل کوه، این مدل به عنوان گودال انحلال-گسل با جزء برشی خالص مورب به گسل مقابل کوه معرفی شد (شکل b12). انحراف جزء برشی خالص نسبت به ساختار مسطح مانند صفحه گسل باعث تشکیل کوتاه شدن با هندسه ترافشارش می شود (Sanderson و Marchini، 1984). با توجه به جهت گیری حداکثر محور تنش نسبت به گسل جلوی کوه، تعیین حرکت شناسی گسل ممکن است. بر اساس نقشه زمین شناسی، گسل مقابل کوه در تاقدیس Barm Friuz، گرایش N30W و شیب ناشناخته به NE را را نشان می دهد. فقدان اطلاعات دقیق در مورد شیب صفحه گسل دارای اثر قابل توجهی روی نتایج نیست. با توجه به رفتار معکوس گسل مقابل کوه، زاویه شیب 45 درجه برای گسل در نظر گرفته شد. بنابراین بر اساس موقعیت حداکثر تنش، یک جزء برشی راستگرد ساده، برای گسل مقابل کوه (شکل 9) آشکار است. از این رو می توان گفت که حرکت گسل تاثیر ترافشارش در تکامل ساختاری از تاقدیس Barm Friuz را نشان می دهد. به علت وقوع کوتاه شدن مایل نسبت به صفحات گسل اصلی در ترافشارش، به نظر می رسد که تکامل ساختاری دریاچه تحت مدل دوم یا مدل انحلال گسل با جزء برشی مورب خالص نسبت به گسل مقابل کوه رخ داده است.

4. نتیجه گیری

      شواهد سازه ای، نقش قابل توجهی از کارست و فرآیندهای زمین ساختی در تکامل ساختاری دریاچه Barm Firuz را نشان می دهد. بنابراین می توان دریاچه Barm Firuz را به عنوان یک ساختار تکنوکراستیک معرفی نمود. تجزیه و تحلیل استرئوگرافیک ساختارهای ستون سنگی، جهت گیری حداکثر تنش اصلی را در حدد 205 درجه/30 درجه نمایش داد. انحراف از حداکثر جهت تنش اصلی نسبت به امتداد گسل مقابل کوه، وقوع یک جزء تنش برشی راستگرد را در امتداد Barm Friuz گسل مقابل کوه تایید می کند. بنابراین می توان پیشنهاد کرد که تکامل ساختاری دریاچه Barm Firuz تحت شرایط مدل فرونشستن انحلال گسل با کوتاه شدن مایل به گسل مقابل کوه انجام شده است.

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
بررسی سایت و ابزار دقیق آن
ابزار های قبلی
مقیاس فرسایش جدید
ارزیابی اطلاعات عمومی از مجموع تجهیزات
تخلیه
سرعت گردش و جریان ارتفاع
انتقال بار بستر
تنش
بحث
کیفیت داده ها از اولین رویداد
نتیجه گیری

بخشی از ترجمه فارسی مقاله:

مقدمه
تکامل رودخانه محرک عمده ای از توسعه چشم انداز مورفولوژیکی است. رودخانه ها به دنبال شیب توپوگرافی هستند ؛ قطعات سنگ بستر را می توان طوری جایگزین کرد که اندازه گیری هایی را برای حوزه های با لیتولوژی های مختلف بدست اورد. بستر رودخانه در کمربندهای کوهزایی فعال کانال های سنگ بستر هستند که عامل کلیدی در تشکیل ژئومورفولوژی کوه در نظر گرفته شده اند (. هنکاک و همکاران، 1998؛ ویپل و همکاران، 2000؛ ویپل، 2004؛ یانسن، 2006). عرض کانال سنگ بستر ، عمق و شیب، زبری بستر، قرار گرفتن در معرض سنگ بستر و توزیع اندازه ذرات رسوب عوامل مختلف در فرایند های فرسایش می باشند (وهل، 1998؛ جانسون و ویپل، 2007؛ Yanites و تاکر، 2010). شناخت و فهم نرخ فرآیندهای فیزیکی فرسایش ، و چگونگی آن ها توسط مواد و انرژی ورودی در مقیاس های زمانی و مکانی بسیار حل اساسی برای تحت تاثیر قرار مورفودینامیک کانال و مدل سازی چشم انداز تکامل است. به طور خاص، مانند انتقال این پروسه به مقیاس فضایی بزرگتر (به عنوان مثال اسکلار و دیتریش، 2006) ضروری است.
فرسایش سطوح سنگ بستر را می توان به سه مکانیزم در روند اصلی طبقه بندی کرد: خوردگی (هوازدگی شیمیایی)، سایش (سایش و برداشت / سایش کلان توسط تأثیر رسوب ذرات) و کاویتاسیون (آسیب ناشی از فروپاشی حباب های گاز در تولید جریان) (هنکاک و همکاران، 1998؛ وهل، 1998؛ ویپل، 2004؛ چاتانانتاوت و پارکر، 2009؛ ویپل و همکاران، 2013). مورفولوژی سنگ بستر به طور کلی به این پروسه مرتبط است : تصور می شود که برداشت غالب از نقاط خرت و کانال های داخلی تشکیل شده است، در حالی که سایش مسئول تغییرحالت سنگ و برای ایجاد نوسان می باشد (به عنوان مثال تینکلر و وهل، 1998؛ بره و فونستد، 2010؛ ویلسون و همکاران، 2013). به استثنای جاهایی که سنگ نسبتا قابل حل هستند، خوردگی ممکن است از اهمیت ثانویه در بسیاری از کانال های سنگ بستر برخوردار باشد (توروفسکی، 2012). تصور می شود که کاویتاسیون تنها در شکل گیری حفره مهم است ، آن نیاز به سرعت جریان بالا دارد که در جریان طبیعی نادر است (بارنز، 1956؛ هنکاک و همکاران، 1998؛ ویپل و همکاران، 2000).
علاوه بر آب و هوا، نرخ برش کانال به شدت وابسته به سنگ شناسی بستر کانال و انتقال مواد است (مانند ویپل و همکاران، 2000؛ یانسن، 2006؛ بره و فونستد، 2010). جدا شدن واقعی سنگ جامد، و یا بهره وری فرسایشی، به نظر می رسد بستگی به ابزار رسوب و اثرات پوشش داشته باشد (گیلبرت، 1877؛ اسکلار و دیتریش، 1998، 2004؛ توروفسکی و همکاران، 2007؛ توروفسکی و ریکنمن، 2009). محافظت از بستر توسط یک لایه رسوب (اثر پوشش) صورت می گیرد ، فرسایش نرخ بالایی از عرضه رسوب را محدود می کند (به عنوان مثال توروفسکی و همکاران، 2008؛ جانسون و همکاران، 2009)، در حالی که تأثیر ذرات بر روی پاک کردن سنگ بستر در دسترس است (اثر ابزار ؛ به عنوان مثال فولی، 1980) تولید فرسایش نرخ پایین تری از تولید رسوب دارد (به عنوان مثال فینیگان و همکاران، 2007؛ کوک و همکاران، 2013). تحقیقات نظری و آزمایشگاهی فیزیک فرایند به مدل جهش سایش (اسکلار و دیتریش، 2004) منجر شده است. در این مدل، نرخ فرسایش به تنش برشی بستر بستگی دارد، در فرسایش پذیری سنگ بستر (اندازه گیری شده توسط مقاومت کششی آن، مدول الاستیک و پارامتر یک مقاومت سنگ)، اندازه و تاثیر انرژی غلطشی دانه بار بستر نسبت به انتقال ظرفیت عرضه می شود. در نتیجه نرخ فرسایش وابسته به نرخ انتقال رسوب محلی است. نرخ اوج فرسایش بستر در عرضه متوسط بار بستر نسبت به انتقال ظرفیت وجود دارد. این به خاطر رقابت ابزار و اثرات پوشش است (اسکلار و دیتریش، 2001؛ نلسون و سمینارا، 2011)، و همچنین بستگی به اندازه حداکثر دانه غلطشی (اسکلار و دیتریش، 2001، 2004) و بر سرعت جهش ( چاتانانتاوت و همکاران، 2013)، مشروط به مورفولوژی کانال های محلی دارد.
اندازه گیری درست انتقال بار بستر یک کار دشوار و چالش برانگیز با توجه به نوسانات مکانی و زمانی و همچنین با توجه به اثرات مخرب بار بستر در تجهیزات است. نرخ انتقال بار بستر را می توان با روش های مستقیم مانند نمونه بردار های جعبه ای دستی (به عنوان مثال هلی و اسمیت، 1971)، که به طور عمده در نرخ حمل و نقل کمتر استفاده می شود و ارائه اطلاعات در یک نقطه در فضا و زمان اندازه گیری شده است. به طور موقت نرخ یکپارچه فضا و بودجه رسوب را می توان از تجزیه و تحلیل تغییر توپوگرافی بر اساس نقشه برداری های مکرر مشتق شده تشخیص داد (به عنوان مثال لین و همکاران، 1995). علاوه بر این، تکنیک های جانشین برای نظارت بر بار بستر پیوسته وجود دارد که می تواند طیف گسترده ای از شرایط تخلیه، پوشش را در بر گیرد، اما باید به روش مستقیم کالیبره شود (ای.جی.گارای و همکاران، 2010؛ ریکنمن و همکاران، 2014). تمام روش های موجود دارای مزایای، معایب و محدودیت در نرم افزار و عدم دقت در فضا و زمان خود، به دلیل مشکلات برون یابی، الحاق و کالیبراسیون هستند. روش های مبتنی بر ژئوفون تکنیک های جایگزین توسعه یافته برای نظارت بر بار بستر درشت دانه هستند (گری و همکاران، 2010). با این حال، تمام روش های جانشین، کالیبراسیون چالش برانگیز هستند.
مشابه با انتقال بار بستر ، اندازه گیری فرسایش بستر رودخانه ، به طور کلی یک فرایند آهسته است، به ویژه در لایه های مقاوم دشوار است (وهل، 1998). در یک منطقه ، در طول زمان بر روی فرسایش در طبیعت نظارت شده است (i) اعماق گمانه (هنکاک و همکاران، 1998)، (ii) ارتفاع پین های فرسایشی همانند میله ها (بورس و همکاران، 2005) یا کمر بند های توسعه ای (جانسون و همکاران، 2010)، (iii) با اندازه گیری تک تک نقاط بر اساس معیار های ثابت (هارتشورن و همکاران، 2002؛ استفان، 2013) و (iv) سنتی (چاتانانتاوت و پارکر، 2011) و یا سیستم موقعیت یابی جهانی (GPS) (جانسون و همکاران، 2009) برای کیلومتر ، سانتی متر و حتی کمتر از میلیمتری به دقت برسی شده اند. نظارت درست از سطوح سنگ بستر در سایت ها با بیش از چند مقیاس فضایی و با استفاده از تکنیک های مختلف مانند فتوگرامتری هوایی و اسکن لیزر زمینی انجام شده است (مثلا کوک و همکاران، 2013 TLS.) (ریکزاپ و نیکولز، 2011؛ ریکزاپ و همکاران، 2012؛ ویلسون و همکاران، 2013). با این حال، اندازه گیری با مشاهدات انتقال بار بستر زوج هستند.
با توجه به مشکلات برای دست آوردن اطلاعات با کیفیت بالا، ارزیابی درست مدل های فرسایش تا کنون به مفروضات ساده متکی بوده است، و با استفاده از نرخ فرسایش بلند مدت و بازده رسوب است. در یک مقاله فولی (1980) نرخ سایش طولانی مدت از یک جریان منحرف سرد (دیربورن رودخانه، مونتانا) توسط مورین و برآورد نرخ تخلیه و انتقال رسوب مربوطه محاسبات از هندسه رودخانه و سپرده رسوب استنباط است. در چنگال جنوبی مارماهی رودخانه، کالیفرنیا، نرخ سرخپوشان فرسایش حوضه به طور متوسط با استفاده از بریلیم 10 (10Be) غلظت رسوبات تراس پهن مسیر رودخانه، که سن دفن به طور مستقل توسط لومینسانس نوری تحریک (OSL) دوستیابی تعیین شد (فولر و همکاران محاسبه شد. ، 2009). تشکیل مسیر پهن رودخانه با توجه به پوشش گسترده رسوب و فرسایش جانبی را می توان به عرضه رسوب بالا همراه با افزایش ترشحات اختصاص داد. تومکین و همکاران (2003) استنباط نرخ فرسایش متوسط از برش تراس پهن مسیر رودخانه از رودخانه ویکی در واشنگتن، با فرض شرایط پایداری طولانی مدت انجام شده است و متوجه شد که هیچ یک از شش مدل فرسایش تست شده نمیتواند داده ها را محاسبه کند. در یک تلاش قابل مقایسه با استفاده از پنج معادلات فرسایش، ون در بک (2003) مدل تکامل جریان پروفیل دیرین کانال نقشه برداری در حوضه لاچلان بالا، جنوب شرقی استرالیا انجام شد ، و نتیجه گرفت که با پارامترهای مدل مناسب فرد مجموعه هر یک از مدل مورد آزمایش قادر به تکثیر مشخصات جریان جاری است.
در حال حاضر داده های میدانی در دسترس نیستند و تجزیه و تحلیل مدل با رزولوشن زمانی بالا انجام شده است، به عنوان مثال بر اساس رویدادی منحصر به فرد فرض نمی شود. علاوه بر این، ارتقاء فرآیند مبتنی بر فرمولاسیون مدل به مقطع، و یا در مقیاس حوضه آبریز مشکل ساز است (توروفسکی و ریکنمن، 2009؛ لاگی، 2010؛ توروفسکی، 2012). مجموعه داده های موجود اندازه گیری همزمان هیدرولیک، انتقال رسوب، نیروهای تخت و نرخ فرسایش بستر برای یک جریان طبیعی را انجام داده اند (وهل، 1998) و مطالعه اثرات متقابل آن ها وجود دارد. برای پر کردن این شکاف، ما اندازه گیری، مقیاس فرسایش با ارائه دقیق، فضا و زمان داده های میدانی بالا را حل کرده ایم . هدف از این مقاله (i) برای توصیف ابزار جدید دقیق مقیاس فرسایش، (ii) ارزیابی کیفیت داده های ثبت شده (تخلیه و انتقال بار بستر، فرسایش)، و (iii) بحث در مورد نتایج اندازه گیری اول و پتانسیل تجهیزات برای مطالعات روند کمی و ارزیابی مدل های فرسایش بستر رودخانه است (سیف.هنکوک و همکاران، 1998).

بخشی از مقاله انگلیسی:

Introduction

River evolution is a major driver of morphological landscape development. Rivers follow topographic gradients; they adjust and move their bed by removing or depositing material in bedrock and unconsolidated rock channels and export sediment from their catchments. River beds in active orogens are dominated by bedrock channels that are considered key agents in forming mountain geomorphology (Hancock et al., 1998; Whipple et al., 2000; Whipple, 2004; Jansen, 2006). Bedrock channel width, depth and slope, bed roughness, bedrock exposure and sediment size distribution interact under dynamically varying discharge and sediment flux by means of several erosional processes (Wohl, 1998; Johnson and Whipple, 2007; Yanites and Tucker, 2010). Identifying and understanding the rates of the physical processes driving erosion, and how they are affected by material and energy input at highly resolved spatial and temporal scales is fundamental for channel morphodynamics and landscape evolution modelling. In particular, such understanding is essential for transferring these processes to larger spatial scales (e.g. Sklar and Dietrich, 2006). Erosion of bedrock surfaces can be classified into three main process mechanisms: corrosion (chemical weathering), corrasion (abrasion and plucking/macro-abrasion by impacting sediment particles), and cavitation (implosion damage induced by the collapse of gas bubbles generated by turbulence in the stream) (Hancock et al., 1998; Wohl, 1998; Whipple, 2004; Chatanantavet and Parker, 2009; Whipple et al., 2013). Bedrock morphology is generally linked to these processes: It is thought that plucking is dominant when knickpoints and inner channels are formed, while abrasion is responsible for sculpting the rock and for creating undulations (e.g. Tinkler and Wohl, 1998; Lamb and Fonstad, 2010; Wilson et al., 2013). Except where rocks are relatively soluble, corrosion may be of secondary importance in many bedrock channels (Turowski, 2012). Cavitation is thought to be important only in pothole formation, as it requires high flow velocities that are rare in natural streams (Barnes, 1956; Hancock et al., 1998; Whipple et al., 2000). Besides climate, channel incision rates are strongly dependent on the lithology of the channel bed and of the transported material (e.g. Whipple et al., 2000; Jansen, 2006; Lamb and Fonstad, 2010). Actual detachment of solid rock, or erosional efficiency, seems to depend on the sediment’s tools and cover effects (Gilbert, 1877; Sklar and Dietrich, 1998, 2004; Turowski et al., 2007; Turowski and Rickenmann, 2009). The shielding of bedrock by a sediment layer (the cover effect) limits erosion under high rates of sediment supply (e.g. Turowski et al., 2008; Johnson et al., 2009), whereas the availability of impacting grains to abrade bedrock (the tools effect; e.g. Foley, 1980) fosters erosion under lower rates of sediment supply (e.g. Finnegan et al., 2007; Cook et al., 2013). Theoretical and laboratory investigations of the process physics have led to the saltation–abrasion model (Sklar and Dietrich, 2004). In this model, erosion rates depend on bed shear stress, on the erodibility of the bedrock (quantified by its tensile strength, its elastic modulus and a dimensionless rock resistance parameter), on the size and impact energy of saltating bedload grains, and on bedload supply relative to transport capacity. Erosion rates thus are explicitly dependent on local sediment transport rates. Peak bedrock erosion rates are thought to occur at moderate bedload supply relative to transport capacity. This is due to the competition of the tools and cover effects (Sklar and Dietrich, 2001; Nelson and Seminara, 2011), and also depends on the maximum saltating grain size (Sklar and Dietrich, 2001, 2004) and on saltation velocity respectively (Chatanantavet et al., 2013), both conditioned by local channel morphology. Field measurement of bedload transport is a difficult and challenging task due to strong spatial and temporal fluctuations as well as due to the destructive effect of bedload on equipment. Bedload transport rates can be measured with direct methods like hand-held box samplers (e.g. Helley and Smith, 1971), which are mainly used at lower transport rates and deliver data at-a-point in space and time. Temporarily and spatially integrated rates and sediment budgets can be derived from topographic change detection analysis based on repeated surveying (e.g. Lane et al., 1995). In addition, there are surrogate techniques for continuous bedload monitoring that can cover the full range of discharge conditions, but have to be calibrated by direct methods (e.g. Gray et al., 2010; Rickenmann et al., 2014). All available methods have their advantages, disadvantages and restrictions in application and lack of accuracy in space and time, due to extrapolation, interpolation and calibration problems. Geophone-based methods are the most developed surrogate techniques for coarse bedload monitoring (Gray et al., 2010); however, as with all surrogate methods, their field-calibration is challenging. Similar to bedload transport, fluvial bedrock erosion is difficult to measure, since generally it is a slow process, particularly in resistant substrates (Wohl, 1998). At-a-point, erosion over time has been studied in nature by monitoring (i) borehole depths (Hancock et al., 1998), (ii) heights of erosion pins like nails (Stock et al., 2005) or expansion bolts (Johnson et al., 2010), (iii) by repeated individual point measurements based on fixed benchmarks (Hartshorn et al., 2002; Stephenson, 2013) and (iv) by traditional (Chatanantavet and Parker, 2011) or global positioning system (GPS) survey (Johnson et al., 2009). Field monitoring of whole bedrock surfaces at promising sites have been conducted over several spatial scales using different techniques like aerial photogrammetry and terrestrial laser scanning (TLS; e.g. Cook et al., 2013) for kilometre to centimetre and even to sub-millimetre resolution and accuracy (Rieke-Zapp and Nichols, 2011; Rieke-Zapp et al., 2012; Wilson et al., 2013). However, such measurements have not been paired with bedload transport observations. Due to the difficulties of obtaining high-quality data, field evaluation of erosion models has so far relied on simplifying assumptions, using long-term erosion rates and sediment yields. In an early paper Foley (1980) inferred the long-term abrasion rate of a glacially diverted stream (Dearborn River, Montana) by dating moraines and estimating corresponding discharge and sediment transport rates by calculations from river geometry and sediment deposits. At the South Fork Eel River, California, basin-averaged paleo-erosion rates were calculated using beryllium-10 (10Be)-concentrations of strath terrace sediments, whose burial age was determined independently by optical-stimulated-luminescence (OSL) dating (Fuller et al., 2009). Strath formation due to extensive sediment cover and lateral erosion could be assigned to elevated sediment supply combined with increasing discharge. Tomkin et al. (2003) inferred average erosion rates from strath terrace incision of the Clearwater River, Washington State, assuming long-term steady state conditions and found that none of the six tested erosion models could account for their data. In a comparable attempt using five erosion equations, van der Beek and Bishop (2003) modelled stream evolution from mapped palaeo-channel profiles in the Upper Lachlan catchment, southeast Australia, and concluded that with individual suitable model parameters sets each of the tested models was able to reproduce the current stream profile. Currently available field data do not allow process and model analysis at high temporal resolution, e.g. on the basis of individual events. In addition, upscaling process-based model formulations to the cross-section, reach or catchment scale is problematic (Turowski and Rickenmann, 2009; Lague, 2010; Turowski, 2012). There is no dataset available of simultaneous measurements of hydraulics, sediment transport, bed forces and bedrock erosion rates for a natural stream (Wohl, 1998) to study their interactions. To fill this gap, we have constructed the ‘erosion scales’ measuring setup to provide accurate, spatially and temporally high-resolved field data. The aims of this article are (i) to describe the new erosion scale instrumentation, (ii) to evaluate the quality of the data recorded (discharge, bedload transport, erosion), and (iii) to discuss first measurement results and the potential of the equipment for quantitative process studies and evaluation of fluvial bedrock erosion models (cf. Hancock et al., 1998).