مجله فیزیک زمین و فضا
سال:1386 | دوره:33 | شماره:3 |تعداد مقالات:12

در این مقاله یک روش بهبود یافته برای تفسیر داده های مغناطیسی ارایه می شود که به Improved AN-EUL معروف است. اساس این روش بر تلفیق مشتقات سیگنال تحلیلی و اویلر استوار است. با استفاده از این روش می توان عمق و شکل هندسی بی هنجاری را به دست آورد. ارتفاع نقطه قرائت از زمین و هچنین ادامه فراسو برای برآورد عمق لحاظ شده است. با توجه به اینکه اجسام مغناطیسی دارای مغناطش اند، بعد از اعمال سیگنال تحلیلی، مقداری از این مغناطش در منحنی سیگنال تحلیلی اثر می گذارد و منحنی سیگنال تحلیلی دقیقا روی بی هنجاری مورد نظر قرار نمی گیرد. بنابراین روش AN-EUL قبلی نمی تواند برآورد دقیقی از عمق و شاخص ساختاری به دست دهد. بنابراین با استفاده از روش Improved AN-EUL عمق و شاخص ساختاری دقیق را به دست می آوریم. در این روش عملیات برگردان به قطب روی داده های برداشت شده اعمال می شود و سپس صافی سیگنال تحلیلی روی داده های برداشت شده اعمال می کنیم. در نتیجه منحنی سیگنال تحلیلی تصحیح و پیک بی هنجاری، دقیقا روی بی هنجاری مورد نظر قرار خواهد گرفت. سپس با استفاده از این روش، پارامترهای بی هنجاری را از روی داده های مغناطیس هوایی برداشت شده از منطقه خرم آباد به دست می آوریم.

عمال روش های تصحیح برون راند نرمال مرسوم، ممکن است تغییر شکل زیادی را در نتایج پردازش داده های لرزه ای ایجاد کند. این تغییر شکل به صورت کاهش در محتوای بسامدی (کشیدگی NMO) مشاهده می شود. به نظر می رسد منبع مشکلات ایجاد شده در پردازش، کشیدگی در اثر NMO باشد. در این مقاله، روش تصحیح CNMO (برون راند نرمال ثابت)، که اثرهای کشیدگی تصحیح NMO مرسوم را ندارد، مورد استفاده قرار می گیرد. این روش شباهتی به تصحیح NMO مرسوم ندارد و به برون راند نرمال ثابت یک فاصله زمانی محدود یک موجک لرزه ای اشاره می کند. برتری این روش نسبت به روش متداول NMO شامل بسامدهای بالاتر و کاهش تغییر شکل طیفی در دورافت های بزرگ است، حذف کشیدگی را بعد از تصحیح NMO کاهش می دهد و باعث گسترش طول برانبارش می شود. روش CNMO روی داده های مصنوعی و واقعی اعمال شده است. این روش، قدرت تفکیک برانبارش CMP را بهبود می بخشد. تنها فرض این روش بدون کشیدگی، این است که همه نمونه های زمانی یک موجک بازتابی در یک دورافت خاص، برون راند نرمال یکسان دارند.

استفاده از برگردان در حوزه بسامد به کمک طیف دامنه و قطبش با عنوان روش آسپو (ASPO) را، برای مدل سازی شکل موج و تعیین سازوکار زمین لرزه های محلی معرفی می شود. این روش برای تعیین تابع گرین از روش بسامد- عدد موج بهره می گیرد. برگردان روی سراسر شکل موج (از ابتدای موج P تا انتهای امواج سطحی) صورت می گیرد. هر چند این روش از طیف دامنه لرزه نگاشت ها استفاده می کند ولی به صورت محدود از قطبش موج پیکره ای نیز بهره می برد. در این مقاله سعی شده است این روش برای تحلیل یکی از زمین لرزه های ایران که در شبکه لرزه نگاری باند پهن ایران وابسته به پژوهشگاه بین المللی زلزله شناسی و مهندسی زلزله ثبت شده است به کار گرفته شود. برای این منظور زمین لرزه 4 اسفند    که در منطقه داهوئیه زرند رخ داد، انتخاب شد. لرزه نگاشت های ایستگاه های شبکه لرزه نگاری باند پهن پژوهشگاه بین المللی زلزله شناسی و مهندسی زلزله در فواصل   تا    کیلومتر به عنوان داده مشاهده ای مورد استفاده قرار گرفته است. محدوده طیف بسامدی به کار گرفته شده بین    تا    هرتز است. در این پژوهش، ابتدا، مقادیر متفاوت امتداد، شیب، ریک و تابع خطا محاسبه شد. سپس با استفاده از کمترین مقدار تابع خطا، مقادیر بهینه امتداد، شیب و ریک گسل مسبب رویداد تعیین شد. استفاده از قطبش موج P حداقل یکی از ایستگاه ها در این مرحله جواب ریک را بهینه می کند، ولی بهتر است که از قطبش در ایستگاه های گوناگون استفاده شود. بهترین برازش بین طیف مشاهده ای و شبیه سازی شده در ژرفای 4 تا   کیلومتر حاصل شد. مقادیر امتداد، شیب و ریک به ترتیب 266، 38 و  6 درجه به دست آمد. این نتایج با سایر بررسی های مستقل قابل مقایسه است.

در مقاله حاضر از توابع تجزیه متعامد سره (POD) برای تحلیل و ارزیابی امواج راسبی و گرانی استفاده شده است. توابع POD در واقع عصاره و چکیده مجموعه ای از داده ها هستند که با نمونه برداری از داده های تحلیلی، تجربی یا عددی به دست می آیند. این توابع را می توان برای کاهش مرتبه داده ها یا معادلات حاکم (با تصویر گالرکین معادلات حاکم روی توابع متعامد) مورد استفاده قرار داد. در مقاله حاضر داده های لازم برای تشکیل توابع POD از داده های تحلیلی مربوط به تک موج های راسبی و گرانی- لختی که در مدت زمان خاصی ذخیره شده اند، استفاده شده است. با استفاده از معادلات آب کم عمق خطی سازی شده که حاوی امواج راسبی و گرانی- لختی است و با تصویر این معادلات روی توابع POD (به دست آمده از نمونه برداری) یک مدل رتبه کاسته به دست می آید. از این مدل رتبه کاسته به مثابه ابزاری برای تحلیل امواج راسبی و گرانی استفاده شده است. نتایج نشان می دهد که برای اینکه بتوان یک تک موج راسبی را با توابع POD مدل سازی کرد، به دو مود POD نیاز است. در صورتی که برای شبیه سازی یک تک موج گرانی- لختی به چهار مود POD نیاز داریم. همچنین برای اینکه بتوان دینامیک یک تک موج راسبی را با مودهای POD مدل سازی کرد نیازی نیست که فاصله زمانی داده برداری کوتاه باشد؛ به طوری که با 100 نمونه در 5 ساعت اول یا 24 ساعت اول می توان دینامیک امواج را با دقت مناسبی تا 120 ساعت و بیشتر با مدل رتبه کاسته POD پیش بینی کرد. در صورتی که برای پیش بینی یک تک موج گرانی- لختی با این مدل رتبه کاسته تا 96 ساعت به ذخیره سازی 400 نمونه در 0.1 ساعت نیاز است.

در این مقاله یک بررسی تجربی روی فرایند اختلاط نزدیک مرز چگالی (بین شور و شیرین) در آزمایشگاه صورت گرفته است. نتایج عمدتا شامل مشاهده مستقیم سرعت پدیده درون آمیختگی و ساختار تلاطم است. همچنین با استفاده از دو شوری سنج الکتریکی دقیق با پاسخ مطلوب، پارامترهای تلاطم نزدیک مرز، ازجمله شدت تلاطم، مقیاس های پیچک های تلاطمی و طیف تلاطم اندازه گیری شده اند. نتایج نشان می دهد که با افزایش، ساختارهای پیچکی تلاطم نزدیک مرز چگالی به شدت تغییر شکل می دهد و به ویژه درهای زیاد، مقدار قابل ملاحظه ای از انرژی تلاطم، صرف ایجاد امواج درونی می شود. تغییرات درون آمیختگی به بستگی دارد که با نتایج دیگران همخوانی خوبی دارد. در حالتی که لایه پایین مرز دارای چینه بندی چگالی خطی است، این وابستگی به صورت است که احتمالا به انتقال بخشی از انرژی تلاطم به صورت امواج درونی به پایین مرز، مربوط می شود. در این حالت آهنگ درون آمیختگی با زمان نیز، یکنواخت نیست که این خود یکی دیگر از نکاتی است که تاکنون به آن نپرداخته اند.

یکی از مطالعات ضروری در گرانی سنجی ماهواره ای، "تجزیه و تحلیل طیفی" یا "تجزیه و تحلیل حساسیت" مشاهدات ماهواره نسبت به طیف های متفاوت میدان پتانسیل جاذبه زمین است. در این مقاله یک روش آماری برای تجزیه و تحلیل حساسیت ماهواره های گرانی سنجی در ساختار HL-SST پیشنهاد و برای ماهواره گرانی سنجی GRACE-1 برحسب مشاهده از نوع پتانسیل جاذبه از طریق "فن انتگرال انرژی" با استفاده از 345 روز مشاهدات جاذبی این ماهواره در سال 2004 به کار برده شده است. با در نظر گرفتن بسط مشاهدات به هارمونیک های کروی نرمالیزه تا درجه و مرتبه، 486743 معادله مشاهده خطی برای محاسبه 3721 ضریب هارمونیک کروی نرمالیزه تا درجه و مرتبه یاد شده در نظر گرفته شد و بر اساس آن ماتریس ضرایب این معادلات (A) و ماتریس وزن مشاهدات (P) تشکیل شد و به کمک آنها، ماتریس کوواریانس مجهولات با 483022 درجه آزادی برآورد شد. مدل ژئوپتانسیلی EGM96 به مثابه جامعه آماری و شاخصی برای اندازه ضرایب هارمونیک کروی نرمالیزه در نظر گرفته می شود، و برای تشخیص ضرایبی که ماهواره گرانی سنجی به آنها حساس نیست، از طریق آزمون آماری میانگین، مورد استفاده قرار گرفته است. به کارگیری فن یاد شده برای تک ماهواره گرانی سنجی GRACE-1، درجه و مرتبه را در حکم حداکثر درجه و مرتبه بسط هارمونیک های کروی قابل برآورد با این ماهواره مشخص کرد.

یکی از روش های تعیین سازوکار کانونی زلزله، برگردان خطی تانسور گشتاور در حوزه زمان است که در اینجا برای تعیین سازوکار کانونی زمین لرزه    فروردین     درب آستانه سیلاخور و دو پیش لرزه و شش پس لرزه آن با بزرگی بیشتر از   بر پایه مقیاس محلی، استفاده شده است. در این بررسی از داده های شش ایستگاه لرزه نگاری پهن باند پژوهشگاه بین المللی زلزله شناسی و مهندسی زلزله (IIEES) در فاصله رومرکزی کمتر از    کیلومتر استفاده شده است. سازوکار کانونی به دست آمده برای زمین لرزه اصلی، امتداد لغز راستگرد است. موقعیت مکانی زمین لرزه اصلی و پس لرزه های آن و همچنین سازوکارهای به دست آمده نشان می دهد که گسل زمین لرزه ای دورود مسبب رویداد زمین لرزه درب آستانه سیلاخور بوده است. تنوع سازوکارهای کانونی شش پس لرزه اولا نشان دهنده تغییرات موضعی در نوع گسلش است، ثانیا موقعیت مکانی پس لرزه با سازوکار غالب نرمال می تواند حاکی از فعالیت گسل قلعه حاتم باشد. در این پژوهش، زلزله اصلی مورد بررسی بیشتری قرار گرفت و مرکز گرانی (centroid) آن در صفحه افقی گذرنده از خط قائم در زیر رومرکز محاسبه شد. با به انجام رساندن محاسبات در   بازه بسامدی کوچک، اثر محدوده بسامدی بر سازوکار کانونی مورد بررسی قرار گرفت و سازوکار بهینه زمین لرزه تعیین شد و طول گسیختگی نیز محاسبه شد. تحلیل عدم قطعیت صورت گرفته، جواب های به دست آمده را تایید می کند.

برخی آلاینده ها از طریق جذب تابش خورشیدی باعث ایجاد تغییراتی در ازون اندازه گیری شده با دستگاه ازون سنج دابسون می شوند که مهم ترین آنها SO2 و NO2 هستند. به عبارت دیگر افزایش آلاینده ها باعث تغییر مقادیر داده های ازون اندازه گیری شده با دستگاه دابسون می شوند. در این تحقیق ابتدا بررسی کلی از تغییرات داده های ازون کلی اندازه گیری شده با دستگاه دابسون ایستگاه موسسه ژئوفیزیک دانشگاه تهران طی دوره 4 ساله 2002 تا 2005 صورت می گیرد و سپس تاثیر آلاینده SO2 جو تحتانی بر مقادیر ازون اندازه گیری شده بررسی می شود و خطای حاصل از آلاینده SO2 بر ازون کلی محاسبه می شود و مورد ارزیابی قرار می گیرد. نتایج تحقیق نشان می دهد که بیشترین تغییرپذیری میان سالانه ازون کلی، مربوط به فصل های زمستان و بهار است. مقادیر بیشینه بهاری ازون طی دوره موردنظر افزایش جزیی یافته است. بیشترین مقادیر میانگین فصلی بهار و پاییز ازون مربوط به سال 2005 و کمترین آن مربوط به سال 2003 است. همچنین میانگین درصد اختلاف داده های ازون دستگاه دابسون و ماهواره طی سال های بررسی، تقریبا کاهش یافته است. نتایج تحقیق در مورد خطای آلاینده SO2 نشان می دهد که اغلب محدوده خطا در فصل زمستان بین %0.2 تا %1.4 و در فصل تابستان بین %0.1 و %0.7 بوده است. همچنین مقدار خطا در فصل زمستان بیشتر از فصل تابستان است.

به منظور تعیین الگوی همدیدی بارش های شدید و حدی در سواحل جنوبی دریای خزر، با استفاده از آمار 8 ایستگاه سینوپتیک، ویژگی های بارش منطقه خزری مورد بررسی قرار گرفت. با توجه به آستانه های درصدی، روزهای دارای بارش شدید و حدی برای همه فصول سال در یک دوره 10 ساله (2003-1994) استخراج شد. در ادامه با توجه به تمرکز بیش از 75 درصد از روزهای بارش شدید در فصل پاییز، آستانه 10% از مقدار بارش فصل پاییز (52.8 میلی متر) در نظر گرفته شد و در نهایت 28 روز بارش شدید در دوره 10 ساله تعیین شد. به منظور تعیین الگوی همدیدی بارش های شدید، داده های مربوط به فشار، نم ویژه، سرعت قائم (امگا)، مولفه باد مداری (U) و نصف النهاری (V) در ترازهای متفاوت، به صورت 6 ساعته و روزانه و تابش طول موج بلند خروجی (OLR) به صورت روزانه از NCEP/NCAR از دو روز قبل از بارش تهیه شد و مورد تحلیل قرار گرفت. یافته ها نشان می دهد که بارش های شدید و حدی سواحل جنوبی دریای خزر در سه الگوی همدیدی اصلی شامل الگوی پرفشار، کم فشار و زوجی جا می گیرد. از 28 روز بارش شدید، 16 روز آن (%57.2) نتیجه استقرار الگوی پرفشار و تاوایی منفی ناشی از نفوذ زبانه پرفشار در سواحل جنوبی دریای خزر و در مقابل فقط 6 روز آن دارای الگوی کم فشار (%21.4) است. الگوی زوجی که شامل استقرار مرکز پرفشاری در غرب-شمال غرب دریای خزر و مرکز کم فشاری در جانب شرقی آن است، 6 روز بارش شدید (%21.4) را دربرمی گیرد. در این الگو، نیمه جنوبی دریای خزر عمدتا تحت تاثیر گردش واچرخندی دارای تاوایی منفی است اما بارش حاصله ناشی از همگرایی جریان های چرخندی و واچرخندی روی دریای خزر است. در دو الگوی پرفشار و زوجی وقوع همرفت به صورت محلی در انتهای جنوبی دریای خزر سازوکار اصلی بارش ها بوده، در حالی که در الگوی کم فشار، استقرار سامانه کم فشار دینامیکی، سازوکار اصلی وقوع بارش است. در عین حال حداکثر صعود هوا (بیشترین میزان امگای منفی) در دو الگوی پرفشار و زوجی در ترازهای تحتانی وردسپهر و در زیر تراز 800 هکتوپاسکال و در الگوی کم فشار در لایه ضخیمی در ترازهای میانی به وقوع می پیوندد. یافته ها بیانگر آن است که استقرار مرکز پرفشاری بر غرب دریای خزر و وجود تاوایی منفی روی دریا در ترازهای تحتانی جو همراه با جریان های شدید و غالب شمالی- جنوبی، از عوامل اصلی ایجاد بارش های شدید و حدی پاییزه در همه الگوهای همدیدی بارش زای خزری محسوب می شود.

روش تبدیلات متشابه (DST) ابزازی کاملا دقیق و خودکار برای تعیین عمق و مختصات آنومالی های گرانی از روش اویلر در اختیار ما قرار می دهد. استاورو (1997) نتایج استفاده از این روش را در مورد آنومالی های مغناطیسی دوبعدی و داده های نیمرخی مغناطیسی هوایی نشان داده است. ما این روش را برای داده های گرانی مربوط به مدل های مصنوعی و داد ه های واقعی به کار می بریم.

تحقیق در ساختارهای پوسته و گوشته فوقانی در فلات ایران بسیار محدود بوده و در این زمینه کار اندکی صورت گرفته است. در این مقاله یک هدف اصلی مد نظر قرار دارد و آن به تصویر کشیدن سرعت های Pn و Sn در زیر فلات ایران، به منظور آزمایش کردن مدل های سه بعدی گوشته و به دست آوردن روشی جدید و آزمودن آن برای به دست آوردن تصحیح زمان های سیر Pn و Sn که متشابه سه بعدی منحنی های زمان سیر مدل های یک بعدی اند. روش توموگرافی بارمین و همکارانش را روی بانک داده ها که با روش HDC مجددا تعیین مکان و در مقاله ای جداگانه ارایه شده اند به کار بردیم؛ با این تفاوت که تصحیحات ایستگاه و زلزله و همچنین تصحیح فاصله رومرکز را نیز به آن اضافه کردیم. نقشه های Pn و Sn روی پنجره های 2´2 درجه در سرتاسر فلات ایران برآورد شدند. فرض ما این بود که فازهای Pn و Sn آنهایی اند که بین فواصل رومرکز 3 و 15 درجه می رسند. بعد از انتخاب داده ها، بانک اطلاعات 42368 زمان سیر Pn و 10897 زمان سیر Sn را که به صورت ناهمگن در فلات ایران توزیع شده اند دربرگرفت. از مدل CRUST5.1 در حکم مدل اولیه استفاده شد. نتایج جدید Pn و Sn به خوبی با مدل های اخیر سه بعدی برای گوشته فوقانی همخوانی داشتند. RMS داده ها به صورت خطی با فاصله افزایش می یابد و در حدود 1.5 ثانیه برای Pn و 3.1 ثانیه برای Sn برای کل داده ها برآورد شده است. مدل جدید، در مقایسه با مدل اولیه مورد استفاده، جزییات بیشتری دارد و برای بسیاری از مناطق، نتایج بهتری داده است. در پیش بینی منحنی های زمان سیر، داشتن مشتقات سرعت عمودی نسبت به تصویر کشیدن سرعت شعاعی اهمیت بیشتری دارد. مدل های اخیر اطلاعات جدیدی را در مورد گرادیان سرعت عمودی در گوشته فوقانی به دست می دهند که موجب کنترل عمق نفوذ می شود. تحقیقات بیشتری باید صورت گیرد تا از توانایی بهبود بخشیدن تعیین مکان محلی با استفاده از این نتایج اطمینان حاصل کنیم و این کار فقط مقدمه ای در این زمینه است.

تعیین ساختار سرعتی پوسته با استفاده از برگردان زمان سیر امواج زمین لرزه ها یکی از روش های مهم زلزله شناسی در چند دهه اخیر بوده است. در روش برگردان همزمان، پارامترهای اولیه زمین لرزه ها و مدل سرعتی پوسته تعیین شده و در طی مراحل وارون سازی، پارامترهای فوق به طور همزمان بهینه می شوند. در این بررسی، با استفاده از بیش از 22000 زمان سیر محاسبه شده برای فازهای اولیه رسیده از حدود 6000 زمین لرزه رخ داده در شمال غرب ایران (40-36 درجه شمالی و 50-44 درجه شرقی)، برآورد اولیه از سرعت امواج طولی و ضخامت پوسته در منطقه به دست آمد. با استفاده از این اطلاعات، چندین مدل پوسته اولیه تعیین شد. ابتدا 181 زمین لرزه با بزرگای بیش از 4 درجه که از دقت لازم برخوردار بودند انتخاب و با روش برگردان همزمان داده ها، بهترین مدل پوسته بهینه شده برای منطقه به دست آمد. مدل حاصل با استفاده از زمان سیر امواج 2940 زمین لرزه با بزرگای بیش از 2.5 درجه در 6 مجموعه مستقل از هم نیز آزمایش شد که تطابق بسیار خوبی به خصوص در عمق های بیش از 8 کیلومتر در آن مشاهده شد. نتایج حاصل علاوه بر دو لایه کم سرعت زیرسطحی با ضخامت های 3 و 2 کیلومتری با سرعت های متوسط 4.8 و 5.4 کیلومتر بر ثانیه، یک ناپیوستگی سرعتی بارز در عمق 23 کیلومتری را نشان می دهد که سرعت امواج طولی از 6.1 کیلومتر بر ثانیه به 6.6 کیلومتر بر ثانیه افزایش می یابد. همچنین عمق موهو و سرعت امواج طولی در زیر پوسته به ترتیب 45 کیلومتر و 8.0 کیلومتر بر ثانیه تعیین شد.