پارس عمران

مرکز آموزش مهندسی عمران و معماری

پارس عمران

مرکز آموزش مهندسی عمران و معماری

آشنایی با علم رسوب شناسی

ریشه لغوی: Sediment logy یا رسوب شناسی نام خود را از واژه لاتین Sediment گرفته است که به معنای رسوب کرده است.
دید کلی:
سنگهای رسوبی ، از انباشت ذرات ناشی از خرد شدن انواع سنگهای دیگر بوجود آمده‌اند. این ذرات ، معمولا به کمک نیروی گراویته ، آب ، باد و یا یخ به محل جدید خود منتقل شده و در آنجا به ترتیبی جدید نهشته می‌شوند. برای مثال ، امواجی که به ساحل صخره‌ها برخورد می‌کنند، ممکن است که از این طریق ، ذرات ریگ و شن دریا کنار دیگری را در همان نزدیکی فراهم آورند. این نهشته‌های ساحلی اگر سخت می‌شدند، سنگی رسوبی تشکیل می‌یافت. یکی از مهمترین خاصه‌های سنگهای رسوبی ، لایه بندی رسوبات تشکیل دهنده آنهاست.

تاریخچه و سیر تحولی:

· تا قبل از سال 1815 میلادی بیشتر مطالعات بر اساس چینه شناسی بود و از شکل هندسی ، تعیین ضخامت و ارتباط جانبی رسوبات با یکدیگر استفاده می‌گردید. در سال 1815 ، ویلیام اسمیت نقشه زمین شناسی انگلستان را تهیه کرد و گسترش و قرار گرفتن توالی سنگهای رسوبی منطقه را با شکل نشان داد.

· هنری سربی از سال 1859 از میکروسکوپ پلاریزان جهت مطالعه سنگهای رسوبی استفاده کرد و مقاله‌ای در سال 1879 در انجمن زمین شناسان لندن ارائه نمود که در آن اهمیت میکروسکوپ پلاریزان را در مطالعه سنگهای رسوبی بیان داشت، که این خود یکی از مهمترین پیشرفت‌های رسوب شناسی محسوب می‌شود. بر همین اساس هنری سربی به نام "پدر پتروگرافی" لقب گرفت.

در سال 1891 برای اولین مرتبه رسوبات عهد حاضر کف دریاها بوسیله کشتی چالنجز به سطح آب آورده شد و مورد مطالعه قرار گرفت. در سال 1919 ونتورت نیز مقاله‌ای در رابطه با اندازه و گردشدگی ذرات درسنگهای آواری ارائه کرد که قدم بسیار بزرگی در تقسیم بندی اندازه ذرات بوده است.

· گرابو درسال 1904 مقالهای درباره طبقه‌بندی سنگها و بعدها در سال 1913 کتابی تحت عنوان "اصول چینه شناسی" نوشت که تمام مسائل رسوبگذاری تا زمان خود را در آن نیز عنوان نمود که این خود یکی از پیشرفتهای مهم در رسوب شناسی می‌باشد.

هنز کلوز در سال 1938 ساختمانهای رسوبی را مورد بررسی قرار داد و از مطالعه آنها میزان انرژی محیط و همچنین جهت حرکت رسوبات از منشا به حوضه رسوبگذاری را تفسیر نمود. در سال 1942 ، کینگ رخساره‌های مختلف رسوبی را تعبیر و تفسیر نمود بالاخره در سال 1952 گارلز به مطالعه ژئوشیمیایی رسوبات(اختصاصات فیزیکوشیمیایی مانند PH و Eh ) پرداخت. از آن زمان به بعد نیز تحقیقات زیادی در زمینه‌های مختلف رسوب شناسی توسط محققان این رشته در سراسر جهان انجام گردیده و یا در حال انجام است.

تقسیم بندی کلی ذرات رسوبات:

ذرات آواری:
ذرات تشکیل دهنده این گروه از تخریب سنگهای موجود در سطح زمین حاصل شده‌اند. این ذرات باید دارای مقاومت مکانیکی و ثبات شیمیایی زیادی در مقابل عمل هوازدگی باشند تا در رسوبات باقی بمانند ، زیرا اگر مقاومت آنها کم باشد در منشا یا بعد از رسوبگذاری تجزیه و کانیهای جدید به ویژه "رسی" را به وجود می‌آورند. ذرات آواری خود به دو دسته زیر تقسیم می‌شوند:

o ذرات آواری غیر آلی ، مانند: کوارتز و فلدسپات

o ذرات آواری آلی یا کربندار ، مانند: کروژن

ذرات جامد شیمیایی و بیوشیمیایی:این ذرات از تخریب سنگهای قدیمه حاصل شده‌اند و درون حوضه رسوبی بر اثر فعل و انفعالات شیمیایی و بیوشیمیایی تشکیل گردیده‌اند. این گروه خود به دستهای زیر تقسیم می‌شود:

o خرده‌های اسکلتی

o دانه‌های غیر اسکلتی کربنات کلسیم

o کانیهای تبخیری که به طور فیزیکی حمل شدهاند

o گلاکونیت

کاربرد رسوب شناسی:

· مهمترین کاربرد رسوب شناسی در ارتباط با اکتشاف منابع طبیعی از قبیل نفت و گاز می‌باشد، در گذشته بیشتر کمپانیهای نفتی برای کشف مخازن در جستجوی طاقدیسها بودند، اما با پیشرفت زمان به این نتیجه رسیدند که علاوه بر نفتگیرهای ساختمانی ، نفتگیرهای چینه شناسی نیز از اهمیت خاصی برخوردار است.

زیرا در این گونه نفتگیرها سنگهای با تخلخل و نفوذپذیری زیاد به طور جانبی و عمودی به سنگهای با نفوذپذیری کم تبدیل می‌شوند و از حرکت نفت و گاز به طرف بالا جلوگیری می‌کنند.

· یکی دیگر از کاربردهای مهم رسوب شناسی در رابطه با روش لرزه نگاری ، مطالعه طبقات رسوبی در زیر سطح زمین است. بدین وسیله میتوان محیط رسوبی ، ارتباط جانبی طبقات و همچنین توالی عمودی رسوبات را تعبیر و تفسیر نمود.

· از مطالعات رسوبشناسی می‌توان در رابطه با کارهای اکتشافی زغال سنگ استفاده کرد و گسترش وضعیت لایه‌های زغالی را تعبیر و تفسیر نمود.

· بعضی از کانیهای فلزی مانند سرب و روی بطور محدود در سنگهای رسوبی میزبان ، نظیر ریفها یا رسوبات جلبکی فسیل شده ، وجود دارند. بنابراین درک رسوب شناسی به اکتشاف سرب و روی در این گونه سنگها کمک فروانی می‌کند.

· اورانیوم و پلاسرهای مختلف در داخل رسوبات رودخانه‌ای قدیمه تجمع یافته‌اند، بنابراین با استفاده از مطالعات رسوب شناسی می‌توان محیط رسوبگذاری سنگهای رسوبی حاوی اورانیوم و پلاسرها را تعبیر و به اکتشاف این گونه مواد کمک فراوانی نمود.

در رابطه با هیدروژئولوژی ، مطالعات رسوب شناسی به شناخت و چگونگی تشکیل سنگهای آبدار در محیطهای رسوبی مختلف کمک زیادی می‌نماید. لذا ، بدین وسیله می‌توان به گسترش سنگ آبدار پی برد و از حفاریهای مکرر برای یافتن آب که متحمل مخارج زیادی است، جلوگیری کرد.

شنبه 28 شهریور‌ماه سال 1388 ساعت 22:58

0 نظر

درباره زمین لغزش

حرکت و جابجایی بخشی از مواد دامنه در امتداد یک سطح گسیختگی مشخص را «لغزش» می‌نامیم. در لغزشهای دامنه‌ای تغییر شکل از نوع «برش ساده» است. لغزش انواع مختلف داشته و در هر نوع مصالحی می‌تواند ایجاد شود. ویژگیهای توده متحرک و شکل سطح گسیختگی معمولا به عنوان عوامل طبقه بندی لغزشها بکار گرفته می‌شوند.

انواع لغزشهای دامنه‌ای
لغزش انتقالی یا ساده
در لغزش انتقالی ، توده‌ای از مواد به روی یک سطح کم و بیش مسطوی به سمت پایین دامنه می‌لغزند. شرایط زمین شناسی و در راس آن وجود ناپیوستگیهای ساختی دارای جهتیابی مناسب ، از جمله عوامل ایجاد یک لغزش انتقالی است.

لغزش دایره‌ای یا چرخشی

لغزش دایره‌ای یا چرخشی عمدتا در دامنه‌های خاکی و خرده سنگی طبیعی و مصنوعی و به مقدار کمتر در دامنه‌هایی که از سنگ خرد شده یا ضعیف و هوازده ساخته شده‌اند، دیده می شود. در این حالت گسیختگی در راستای سطوحی منحنی و قاشقی شکل ، که حداکثر تنش برشی را تحمل می کنند، صورت می‌گیرد. برای ایجاد یک لغزش دایره‌ای معمولا نیاز به شرایط زمین شناسی ویژه و گسستگیهای ساختی نیست.

لغزش مسطوی در سنگ

این نوع لغزش انواع مختلفی دارد. از آن جمله است لغزش یک یا چند واحد سنگی در امتداد یک یا چند سطح مسطوی ، سر خوردن یک قطعه کوچک یا ورقه‌ای از سنگ به روی دامنه ، لغزش توده عظیمی از سنگ و سرانجام لغزش گوه‌ای در امتداد فصل مشترک دو صفحه متقاطع.

شرایط مناسب برای لغزش مسطوی

سنگهای لایه‌لایه رسوبی که شیبشان به سمت خارج دامنه و مقدار آن مساوی یا کمتر از شیب دامنه است.

گسل‌ها ، درزها و فولیاسیونهایی که سطوح ضعیف ممتدی را ساخته و سطح دامنه را قطع می‌کنند.

درزهای متقاطع که گسیختگیهای گوه‌ای را می‌سازند.

سنگ سخت و درزدار که سر خوردن قطعات سنگ را به همراه دارد.

پوسته پوسته شدن در توده‌های گرانیتی که سرخوردن ورقه‌هایی از سنگ را باعث می‌شود.

لغزش چرخشی در سنگ
در این نوع لغزش توده‌ای قاشقی شکل از سنگ ، بر اثر لغزش در امتداد سطحی استوانه‌ای ، گسیخته می‌شود. ایجاد ترکهایی در راس بخش ناپایدار و برآمدگیهایی در پاشنه آن نشانه‌های حرکات آغازین‌اند. پس از گسیختگی نیز معمولا پرتگاهی در بالای دامنه و به هم ریختگیهایی در پایین آن متساعد می‌شود. افزایش شیب دامنه ، هوازدگی و نیروهای آب نشستی از دلایل اصلی این نوع لغزشند.
لغزش چرخشی در سنگهای سخت یکپارچه دیده نمی‌شود. در مقابل درستیهای دریایی و دیگر سنگهای نرم ، همچنین در سنگهای رسوبی لایه‌لایه به شدت درزدار و دارای لایه‌های ضعیف ، فراوان ایجاد می شود. شیب طبیعی شیلهای دریایی متورم شونده و به شدت ترکدار ، کم و پایدارسازی آنها معمولا مشکل است. این نوع گسیختگیها معمولا پیشرونده و وسیع اند.

لغزش چرخشی در خاک

رایجترین نوع لغزش در خاک ، حرکت چرخشی یک یا چند قطعه از آن در امتداد سطوح استوانه‌ای است.

علل اصلی لغزش چرخشی در خاک

نیروهای آب نشستی

افزایش شیب دامنه

ساختهای قبلی باقیمانده در خاک برجا

لغزشهای چرخشی از ویژگیهای رسوبات نسبتا صخیم خاک چسبنده و بدون سطوح ضعیف است. عمق سطح گسیختگی وابسته به شرایط زمین شناسی است. لغزشهای عمیق در زمینهای رسی و لغزشهای کم عمق در واریزه‌ها انجام می‌شود. نشانه‌های اولیه این نوع لغزش ، ترکهای کششی در راس و برجستگیهای در قاعده دامنه است.

گسترش جانبی و گسیختگی متوالی

نوعی گسیختگی صفحه‌ای است که سنگ و خاک دیده می‌شود. در اینجا مواد در امتداد یک سطح ضعیف بطور جانبی تحت تنش قرار گرفته و متوالیا بصورت قطعاتی می‌شکنند. علل اصلی این نوع لغزش عبارت است از نیروهای آب نشستی و افزایش شیب و ارتفاع دامنه. این نوع گسیختگی را معمولا نمی‌توان با روشهای ریاضی پیش بینی کرد. زیرا از قبل نمی‌توان محل تشکیل اولین ترک و در نتیجه اولین قطعه را مشخص کرد. با این حال ، چون در انواع خاصی از سنگ و خاک ایجاد می‌شود، تشخیص حالات ناپایدار بالقوه امکان پذیر است. گسترش جانبی معمولا به تدریج توسعه یافته و می‌تواند حجم زیادی داشته باشد.
این نوع گسیختگی در دره رودها رایج است و بطور مشخصی در رسهای سخت شکاف‌دار ، شیلهای رسی و لایه‌های افقی یا کم شیب ، که حاوی مناطق ضعیف ممتدی هستند، دیده می‌شود. واریزه‌هایی که به روی خاک برجا یا سنگ دارای شیب ملائم قرار گرفته‌اند، متوالیا بصورت گسترش جانبی گسیخته می‌شوند. نشانه این نوع گسیختگی در مراحل آغازین ترکهای کششی است، البته در برخی شرایط مثل بارگذاری ناشی از زمین لرزه ، ممکن است ناگهانی باشد. در خلال گسترش پیشرونده ، ترکهای کششی بار شده و پرتگاههایی ایجاد می‌شود. گسیختگی نهایی ممکن است تا سالها اتفاق نیافتد.

لغزش واریزه این نوع لغزش به حرکت توده‌ای از خاک ، یا خاک و قطعات سنگ که بطور یکجا یا در واحدهای جداگانه در روی یک سطح مسطوی پرشیب می‌لغزند، اطلاق می‌شود. این لغزش اغلب حالت پیشرونده داشته و ممکن است به بهمن یا جریان منتهی شود. علل اصلی لغزش واریزه‌ای عبارتست از افزایش نیروی آب نشستی و شیب دامنه. این نوع لغزش در جاهایی که واریزه‌ها یا خاک برجا به روی سطح شیبدار و نسبتا کم عمق سنگی قرار گرفته باشد، ایجاد می‌شود. آغاز حرکت در این نوع لغزش هم با ترکهای کششی مشخص می‌شود.

شنبه 28 شهریور‌ماه سال 1388 ساعت 22:57

0 نظر

کویرهای ایران

بطور کلی می توان کویرهای ایران را براساس خصوصیات عمومی سطح آنها به 7 گروه زیر طبقه بندی نمود. البته این طبقه بندی همیشه کاملا مشخص نیست و گاهی خصوصیات برخی از گروهها با هم همپوشی دارند. بطور کلی انواع A یعنی کویرهای رسی و E یا کویرهای نمک و G یا کویر دریاچه های دایمی کاملا مشخص هستند و می توانند در گوشه های یک مثلث قرار گیرند. از طرف دیگر انواع B و F یعنی کویرهای رسی خیس و دریاچه های موقت در طبقه بندی فوق، در حد واسط بین انواع A و G قرار دارند و نوع C یا کویرهای رسی همراه با نمکزار بین A و E قرار دارد.

نوع D یا کویرهای رسی خیس همراه با نمکزار می تواند در مرکز مثلث قراربگیرد. برای انواع کویرهای اختصاصی، مثل کویرهای همراه با مخروط افکنه دلتایی، کویرهای C خیس همراه با نمکزار ولی بدون صفحات رسی و یک کویر با یک دریاچه دایمی و یک دریاچه فصلی کنار گذارده شده اند. نوع D یا کویرهای رسی خیس همراه با نمکزار می تواند در مرکز مثلث قراربگیرد. برای انواع کویرهای اختصاصی، مثل کویرهای همراه با مخروط افکنه دلتایی، کویرهای C خیس همراه با نمکزار ولی بدون صفحات رسی و یک کویر با یک دریاچه دایمی و یک دریاچه فصلی کنار گذارده شده اند.

الف- گروه A: کویرهای رسی
   به استثنای کویر سبزوار که مخروط افکنه دلتایی نیز دارد، بر روی سطح کویرهای این گروه غیر از صفحات رسی هیچ نوع پوشش دیگری دیده نمی شود.
   تعداد کویرهای متعلق به این گروه 27 عدد است که برابر با 45 درصد تعداد کل کویرها و 14 درصد سطح کل کویرهای ایران می باشد. 39 درصد سطح کل صفحات رسی کویرهای ایران در این گروه قرار گرفته است. سطح صفحات رسی در این کویرها از 35 تا 2103 کیلومتر مربع تغییر می نماید که مورد دوم آن متعلق به کویر سبزوار (6) است.
   این گونه کویرها بیش از همه در شبکه داخلی ایران گسترش دارند چگونگی پیدایش این گونه کویرها شبیه سایر کویرها است. مگر آنکه تکامل آنها بوسیله نمک بیشتر رسوبات و عمق آب زیرزمینی آنها تغییر نماید.
   برای تشکیل یک کویر رسی به چاله بسته ای نیاز است که از نظر هیدرولوژیکی میزان تبخیر آن دیر یا زود زیادتر از میزان هرزابهای وارده به آن خواهد شد. ممکن است این نوع کویرها بستر یک دریاچه قدیمی و یا باطلاق فصلی باشند که سطح آنها بصورت موسمی حاوی قشر نازکی از آب باشد که رسوبات ریز مخروط افکنه آبرفتی را نیز با خود حمل می کند. البته همیشه تمیز بین این دو نوع تکامل، بخصوص وقتی رسوبات آن یکدست نبوده و بطور ضعیفی تفکیک شده باشند آسان نیست. به استثنای کویرهای نیریز و شیراز (59 و 60) که اطراف آنها را نوار سا حلی تکامل یافته ای فرا گرفته است، در اطراف کویرهای ایران چنین آثاری دیده نمی شود. بنابراین می توان تصور نمود که سطح کویرهای داخلی ایران را در دوره های مرطوب گذشته، فقط آب کم عمیقی فراگرفته بوده است. در نتیجه چنین به نظر می رسد که کویرهای رسی بر اثر تجمع لایه های نازک از مواد ریز فصلی رشد نموده اند و وجود لایه های درشت تر در این رسوبات نشان دهنده طغیانهای غیرعادی بر روی این صفحات است. پس از تشکیل، کویرهای رسی ممکن است براثر تغییر شرایط هیدرولوژیکی، بر اثر تغییر شرایط جوی، و یا تغییر شکل چاله، تغییر یابند مثلا تشکیل صفحات باد کرده بر روی آنها و یا توسعه گیاهان فرآتیک بر روی بعضی نقاط آن و بالاخره تشکیل کپه هایی از گیاهان فرآتیک بر اثر بالا آمدن سطح آب زیرزمینی بر روی این صفحات، در حالی که پایین رفتن سطح آب زیرزمینی موجب سخت شدن بیشتر صفحات رسی می گردد. ایجاد حرکات تکتونیک بر روی این صفحات و یا جریان هرز آبهای سطحی بر روی این نوع کویرها (مانند کویر سبزوار "6") می تواند موجب تشکیل بریدگیهایی بر روی سطح آنها بشود. تغییرات دیگر سطحی در بخشهای قبل مورد بحث قرار گرفته است.

ب- گروه B: کویرهای رسی خیس
   کویرهای این گروه دارای صفحات رسی و حوزه خیس هستند. در واقع مواد تشکیل دهنده این کویرها با کویرهای رسی شبیه است، با این تفاوت که سطح قسمتی از آن (حوزه خیس) پایین تر از سطح آب زیرزمینی تابستانه است. تعداد کویرهای این گروه پنج عدد است که 8 درصد سطح این کویرها و یا دو درصد سطح کل کویرهای ایران را شامل می شود. وسعت سطح آنها بین 170 تا 425 کیلومتر مربع در تغییر است که مورد دوم آن به سطح کویر شمال غربی سیرجان تعلق دارد (کویر 58).
   نوار خیس موجود بر روی سه کویر آن (کویرهای سیاه کوه، کویر شمال غربی زرین و کویر میدان گل 9-42-58) در مجاورت مخروط افکنه آبرفتی قرار دارد و در دو مورد کویر دیگر (کویرهای گنوگون و کویر شمال شرقی زرین 41 و 43) نوار خیس حد میانی صفحات رسی قرار گرفته است. کویرهای پنجگانه فوق الذکر قسمتی از سه آبخیز داخلی ایران را که از نظر شرایط جوی مناسبتر از آبخیزهای جنوب شرقی است پوشانده اند .
   در مورد 4 کویر از کویرهای پنجگانه فوق الذکر (9 و 42 و 43 و 58) شواهد موروفولوژیکی نشان می دهد که حوزه خیس آنها در سالهای اخیر وسعت بیشتری یافته اند و در یکی از آنها (9) شواهد لایه بندی نیز نظریه فوق را تایید می نماید. همه این ارقام نشان دهنده آن است که کویرهای رسی خیس از کویرهای رسی و بر اثر بالا آمدن سطح آب زیرزمینی در سالهای اخیر بوجود آمده اند.

ج- گروه C: کویرهای رسی همراه با نمکزار
   بطوری که از عنوان فوق نیز بر می آید، سطح این کویرها از صفحات رسی و نمکزار پوشیده شده است و کویر میدان لوار (54) از جمله این کویرها است. تعداد این کویرها در مجموع 7 عدد می باشد که 12 درصد تعداد کل کویرها است و سطح آنها برابر با ده درصد سطح کل کویرهای ایران می باشد. وسعت سطح کویرهای این گروه بین 1625 – 115 کیلومتر مربع در تغییر است.
   در کویرهای کف و میدان لودار (14 و 54)، موقعیت نمکزار، حاشیه ای است، در حالی که در پنج کویر دیگر یعنی کویرهای اردستان – شمال شرقی – عقدا – بافق – سیرجان (30 و 44 و 45 و 46 و 56) دارای موقعیتی مرکزی است. به استثنای کویر کف (24) که در حد مرزی ایران و افغانستان قرار گرفته است، سایر کویرهای این گروه در آبخیزهای یزد و اصفهان قرار دارند و همه این کویرها از نظر میزان بارندگی سالیانه و هرز ابهای سطحی نسبت به بیشتر کویرهای سیستم زهکشی داخلی ایران وضع بهتری دارند.
   کویرهای رسی همراه با نمکزار عموما در چاله و آبخیزهایی قرار دارند که دارای سنگهای دوره میوسن و بدون شک تبخیری هستند. همه کویرهای آبخیز یزد، (کویرهای شماره 40 و 44 و 45) نمکزارهایی دارند که در سالهای اخیر اطراف آنها را بطور موضعی نوار سفیدی از نمک تازه فرا گرفته است. تشکیل وسیع این پوشش، بر روی عکسهای هوایی و در بررسی صحرایی کویرهای شماره 40 و 45 نشان می دهد که در سالهای اخیر نمک موجود در صفحات بلندتر که در گذشته به علت بالا بودن سطح آب زیرزمینی و یا طغیان هرز آبهای شور تشکیل شده بوده است، شسته شده و به مناطق پس تر انتقال یافته است. جریان چشمه ها بر روی کویر قدیمی کف (14) و تشکیل حفره های کارستی محدود بر روی نمکزار آن و شور شدن سطح صفحات رسی کویر سیرجان (56)، همه نشان دهنده آن است که سطح آب زیرزمینی در هر دو کویر فوق در سالهای اخیر بالا آمده است.
   تمام این مشاهدات نشان می دهد که در سالهای اخیر در این کویرها، به دنبال یک دوره خشک، میزان هرز آبهای سطحی افزایش یافته و سطح آب زیرزمینی آنها بالا آمده است. چنین به نظر می رسد که کویرهای رسی همراه با نمکزار، حد واسطی بین کویرهای رسی و کویرهای نمک هستند و در درجه اول بوسیله موقعیت سنگهای دوره میوسن کنترل می گردند. سنگهای تبخیری دوره میوسن و قشر نمکی در آبخیز یزد به طرف جنوب کاهش می یابد. در عین حال لازم است یادآور شویم که آب زیرزمینی که در بعضی نقاط سطح کویر (40) را قطع می کند، در کویر شماره 49 در عمق بیست متری قرار گرفته است. بدین جهت اگر نمکی هم در رسوبات کویر (49) وجود می داشت، باید شسته شده باشد

شنبه 28 شهریور‌ماه سال 1388 ساعت 22:56

0 نظر

انرژی زمین گرمایی، کاربردها و مزیت های آن در ایران

ژئوترمال از کلمه ی یونانی "ژئو" به معنی زمین، و (ترمال) به معنی گرما و گرمایی گرفته شده است. بنابراین، انرژی ژئوترمال به معنای (انرژی زمین گرمایی) یا انرژی با منشا درونی زمین است. این انرژی، به شکل گرمای محسوس، از بخش درونی زمین است. این انرژی، به شکل گرمای محسوس، از بخش درونی زمین منشا می گیرد و این انرژی در سنگ ها و آب های موجود در شکاف ها و منافذ داخل سنگ در پوسته ی زمین وجود دارد.

مشاهدات به عمل آمده از معادن عمیق و چاه های حفاری شده نشان می دهد که درجه ی حرارت سنگ ها به طور پیوسته با عمق زمین افزایش می یابد، هر چند نرخ افزایش درجه ی حرارت ثابت نیست. با این روند، درجه ی حرارت در قسمت بالایی جبه به مقادیر بالایی می رسد و سنگ ها در این قسمت به نقطه ی ذوب خود نزدیک می شوند.
منشا این گرما در پوسته و جبه ی زمین، به طور عمده تجزیه ی مواد رادیواکتیو است. در طولعمر زمین، این گرمای درونی به طور آرام تولید شده و در درون زمین محفوظ و محبوس مانده است. همین امر موجب شده است که منبع انرژی مهمی فراهم شود و امروزه به عنوان انرژی نامحدودی در مقیاس انسانی مورد توجه قرار گیرد.

    از طرف دیگر، نظریه های موجود در خصوص تکامل زمین نیز مبنایی برای توضیح وجود گرما در داخل زمین هستند. مطالعات نشان می دهد که زمین در زمان پیدایش (حدود 5/4 میلیارد سال قبل) حالت مذاب داشته، تدریجا سرد شده و بخش خارجی آن به صورت جامد درآمده است. اما بخش های داخلی آن، به دلیل کندی از دست دادن گرما، حالت مذاب خود را حفظ کرده و دارای درجه ی حرارت بالایی است و می تواند منبع گرمایی درونی پوسته باشد که از هسته به طرف خارج منتقل می شود.


   چگونگی انتقال گرمای زمین به سطح زمین:
   گرما از هسته ی زمین به طور پیوسته به طرف خارج حرکت می کند. این جریان از طریق انتقال و هدایت گرمایی، گرما را به لایه های سنگی مجاور (جبه) می رساند. وقتی درجه ی حرارت و فشار به اندازه ی کافی بالا باشد، بعضی از سنگ های جبه ذوب می شوند و ماگما به وجود میآید. سپس به دلیل سبکی و تراکم کمتر نسبت به سنگ های مجاور، ماگما به طرف بالامنتقل می شود و گرما را در جریان حرکت، به طرف پوسته ی زمین حمل می کند.
   گاهی اوقات، ماگمای داغ به سطح زمین می رسد و گدازه را به وجود می آورد. اما بیشتراوقات، ماگما در زیر سطح زمین باقی می ماند و سنگ ها و آب های مجاور را گرم می کند. این آب ها بیشتر منشاء سطحی دارند و حاصل آب بارانی هستند که به اعماق زمین نفوذ کرده است. بعضی از این آب های داغ از طریق گسل ها و شکست های زمین به طرف بالا حرکت می کنند و به سطح زمین می رسند که به عنوان چشمه های آب گرم و آبفشان شناخته می شوند. اما بیشتر این آب ها در اعماق زمین، در شکاف ها و سنگ های متخلخل محبوس می مانند و منابع زمین گرما را به وجود می آورند.

مکان های مناسب برای بهره برداری از انرژی زمین گرمایی:
   مناطق دارای چشمه های آب گرم و آبفشان ها، اولین مناطقی هستند که در آن ها انرژی زمین گرمایی مورد بهره برداری قرار گرفته و توسعه یافته است. در حال حاضر، تقریبا تمام نیروی الکتریسیته حاصل از انرژی زمین گرمایی از چنین مکان هایی به دست می اید. در بعضی از مناطق، تزریق ماگما به درون پوسته ی زمین، به اندازه ی کافی جدید و هنوز خیلی داغ است. در این نواحی، درجه ی حرارت سنگ ممکن است به 300 درجه ی سانتی گراد برسد و مقادیر عظیمی انرژی گرمایی فراهم کند. بنابراین، انرژی زمین گرمایی در مکان هایی که فرایندهای زمین شناسی اجازه داده اند ماگما تا نزدیکی سطح زمین بالا بیاید، یا به صورت گدازه جریان یابد، می تواند تشکیل شود. ماگما نیز در سه منطقه می تواند به سطح زمین نزدیک شود:
   1- محل برخرود صفحات قاره ای و اقیانوسی (فرورانش)؛ مثلا حلقه ی آتش دور اقیانوس آرام.
   2- مراکز گسترش؛ محلی که صفحات قاره ای از هم دور می شوند، نظیر ایسلند و دره ی کافتی آفریقا
   3- نقاط داغ زمین؛ نقاطی که ماگما را پیوسته از جبه به طرف سطح زمین می فرستند و ردیفی از آتشفشان را تشکیل می دهند.

   کاربرد انرژی زمین گرمایی:
   از زمان های دور، مردم از آب زمین گرمایی که آزادانه در سطح زمین به صورت چشمه های گرم جاری بودند، استفاده کرده اند. رومی ها برای مثال از این آب برای درمان امراض پوستی و چشمی بهره می گرفتند. در (پمپئی) برای گرم کردن خانه ها از آن استفاده می شد. بومی های آمریکا نیز از آب زمین گرمایی برای پختن و مصارف دارویی بهره می گرفتند. امروزه، با حفر چاه به درون مخازن زمین گرمایی، و مهار آب داغ و بخار، از آن برای تولید نیروی الکتریسیته در نیروگاه زمین گرمایی و یا مصارف دیگر بهره برداری می کنند.
   در نیروگاه زمین گرمایی، آب داغ و بخار خارج شده از مخازن زمین گرمایی، نیروی لازم برای چرخاندن ژنراتور توربین را فراهم می آورد و انرژی الکتریسیته تولید می کند. آب مورد استفاده، از طریق چاه های تزریق به مخزن برگشت داده می شود تا دوباره گرم شود و در عین حال، فشار مخزن حفظ، و تولید آب داغ و بخار تقویت شود و ثابت باقی بماند.

   سه نوع نیروگاه زمین گرمایی برای تولید برق وجود دارد:
   1- نیروگاه خشک: این نیروگاه روی مخازن ژئوترمالی که بخار خشک با آب خیلی کم تولید می کنند، ساخته می شوند. در این روش، بخار از طریق لوله به طرف نیروگاه هدایت می شود و نیروی لازم برای چرخاندن ژنراتور توربین را فراهم می کند. این گونه مخازن با بخار خشک کمیاب است. بزرگترین میدان بخار خشک در دنیا، آب گرم جیزرز در 90 مایلی شمال کالیفرنیاست که تولید الکتریسیته در آن، از سال 1962 شروع شده است و امروزه به عنوان یکی از موفق ترین پروژه های تولید انرژی جایگزین محسوب می شود.
   2- نیروگاه بخار حاصل از آب داغ: این نوع نیروگاه روی مخازن دارای آب داغ احداث می شود. در این مخازن با حفر چاه، آب داغ به سطح می آید و به دلیل آزاد شدن از فشار مخازن، بخشی از آن به بخار تبدیل می شود. این بخار برای چرخاندن توربین به کار می رود. چنین نیرگاه هایی عمومیت بیشتری دارند، زیرا بیشتر مخازن زمین گرمایی حاوی آب داغ هستند. فناوری مزبور برای اولین بار در نیوزیلند به کار گرفته شد.
   3- نیروگاه ترکیبی (بخار و آب داغ): در این سیستم، آب گرم از میان یک مبدل گرمایی می گذرد و گرما را به یک مایع دیگر می دهد که نسبت به آب در درجه حرارت پائین تری می جوشد. مایع دوم در نتیجه ی گرم شدن به بخار تبدیل می شود و پره های توربین را می چرخاند. سپس متراکم می شود و مایع حاصله دوباره مورد استفاده قرار می گیرد. آب زمین گرمایی نیز دوباره به درون مخازن تزریق می شود. این روش برای استفاده از مخازنی که به اندازه ی کافی گرم نیستند که بخار با فشار تولید کنند، به کار می رود.

   نیروگاه تولید برق از انرژی زمین گرمایی

مزایای استفاده از انرژی گرمایی برای تولید الکتریسیته:
   1- تمیز بودن: در این روش همانند نیروگاه بادی وخورشیدی، نیازی به سوخت نیست، بنابراین سوخت های فسیلی حفظ می شوند و هیچگونه دودی وارد هوا نمی شود.
   2- بدون مشکل بودن برای منطقه: فضای کمتری برای احداث نیروگاه نیاز دارد و عوارضی چون ایجاد تونل، چاله های روباز، کپه های آشغال و یا نشت نفت و روغن را به دنبال ندارد.
   3- قابل اطمینان بودن: نیروگاه می تواند در طول سال فعال باشد و به دلیل قرار گرفتن روی منبع سوخت، مشکلات مربوط به قطع نیروی محرکه در نتیجه ی بدی هوا، بلایای طبیعی و یا تنش های سیاسی را ندارد.
   4- تجدید پذیری و دائمی بودن
   5- صرفه جویی ارزی: هزینه ای برای ورود سوخت از کشور خارج نمی شود و نگرانی های ناشی از افزایش هزینه ی سوخت وجود نخواهد داشت.
   6- کمک به رشد کشورهای در حال توسعه: نصب آن در مکان های دور افتاده می تواند، استاندارد و کیفیت زندگی را با آوردن نیروی برق بالا ببرد.
   با توجه به فوایدی که برشمردیم، انرژی زمین گرمایی به رشد کشورهای در حال توسعه بدون آلودگی کمک می کند.

   مصارف دیگر انرژی زمین گرمایی:
   آب زمین گرمایی در سرتاسر دنیا، حتی زمانی که به اندازه ی کافی برای تولید برق داغ نیست، مورد استفاده قرار می گیرد. آب های زمین گرمایی که درجه ی حرارت آنها بین 50 تا 300 درجه ی فارنهایت است، مستقیما مورد استفاده قرار می گیرند که موارد مصرف آنها به شرح زیر است:
   1- برای تسکین درد عضلات در چشمه های داغ و درمان با آب معدنی (آب درمانی).
   2- گرم کردن داخل ساختمان های منفرد و حتی منطقه ای که مجاور چشمه های گرم است. در این روش، سیستم های گرم کننده، آب زمین گرمایی را از طریق یک مبدل گرمایی پمپ میکنند و گرما را به آب شهری انتقال می دهند و آب شهری گرم شده، از طریق لوله کشی بهساختمان های شهر منتقل می شود. در داخل ساختمان ها نیز، یک مبدل گرمایی دیگر گرما را به سیستم گرمایی ساختمان ها منتقل می کند (شکل 9).
   3- برای کمک به رشد گیاهان، سبزیجات و محصولات دیگر در گلخانه (زراعت).
   4- برای کوتاه کردن زمان مورد نیاز رشد و پرورش ماهی، میگو، نهنگ و تمساح (آبزی پروری).
   5- برای پاستوریزه کردن شیر، خشک کردن پیاز، الوارکشی و برای شستن پشم (استفادهصنعتی).
   بزرگترین واحد این سیستم گرمایی در دنیا، در (ریکیاویک) در ایسلند قرار دارد. از زمانی که این سیستم برای تامین گرمای شهر مذکور به کار می رود، ریکیاویک به یکی از تمیزترین شهرهای دنیا تبدیل شده است؛ در صورتی که قبل از آن بسیار آلوده بود.
   موارد مصرف دیگری نیز از گرمای زمین گرمایی وجود دارد. برای مثال، در (کلامث فالز) در اورگن آمریکا، زیر جاده ها و پیاده روها آب ژئوترمال لوله کشی می شود، تا از یخ زدن آن ها در شرایط هوای یخبندان جلوگیری شود. در نیومکزیکو، ردیفی از لوله ها که زیر خاک دفن شده اند، آب زمین گرمایی را انتقال می دهند تا گل ها و سبزیجات پرورش یابند. با این شیوه، اطمینان حاصل می شود که زمین یخ نمی زند. به علاوه، فصل رویش طولانی تر می شود و روی هم رفته، محصولات کشاورزی سریع تر رشد می کنند و بدون استفاده از گلخانه محافظت می شوند.
   کشورهایی که در حال حاضر از مخازن زمین گرمایی برای تولید الکتریسیته استفاده می کنند، عبارتند ازک آمریکا، نیوزیلند، ایسلند، مکزیک، فیلیپین، اندونزی و ژاپن. استفاده از این انرژی در بسیاری از کشورها در حال گسترش است. راه حل استفاده ی بیشتر از انرژی زمین گرمایی، افزایش آگاهی عمومی و تقویت فناوری مرتبط با زمین گرمایی است.

   انرژی زمین گرمایی در ایران:
   رشد روزافزون جمعیت، توسعه ی شهری و نیز اقتصاد انرژی در کشور ما، تولید 90 هزار مگاوات برق در سال 2020 را اجتناب ناپذیر ساخته است. در حدود 98 درصد ظرفیت تولید فعلی نیروگاه های برق کشور به کاربرد سوخت های فسیلی متکی است. حال آن که محدودیت منابع سوخت فسیلی، رشد مصرف داخلی و نبودذ منابع کافی برای صادرات از یک سو، و موازین و معیارهای زیست محیطی توسعه ی پایدار از سوی دیگر، کاربرد انرژی های تجدیدشونده در بستر تولید را اجتناب ناپذیر ساخته است.
   به رغم پتانسیل های بسیار مناسب به منظور کاربرد انرژی زمین گرمایی، به دلیل نبود سیاستگذاری های کلان در زمینه ی به کارگیری انرژی تجدیدپذیر، و فقدان فناوری مناسب در خصوص حفاری عمیق، مهندسی مخازن، ساخت و نیز بهره برداری از نیروگاه های زمین گرمایی، و بالاخره وجود رقیب سرسخت منابع ارزان سوخت های فسیلی، بهره برداری از پتانسیل های مزبور کماکان جدی گرفته نشده است.

مناطق مستعد انرژی زمین گرمایی در کشور

از سوی دیگر، هم گام با سیاست دولت در راستای کاهش وابستگی به اقتصاد تک محصولی، تحولی اساسی در سیاست دولت مبتنی بر کاربرد انرژی های تجدیدپذیر در حال شکل گیری است و دوایر متعددی با محوریت مرکز انرژی های نو در وزارت نیرو، سازمان انرژی اتمی و نیز سازمان زمین شناسی، به عنوان متولی تهیه داده های پایه در حال کار روی موضوع مذکور هستند.

هم گام با سیاست (مرکز انرژی های نو) وزارت نیرو برای جذب سرمایه گذاری خارجی در سال 1375، گروهی متشکل از کارشناسان ایرانی و فیلیپینی مبادرت به برداشت های تفصیلی زمین شناسی، هیدروژئوشیمیایی و ژئوفیزیک در ناحیه ی (دره قطور) کردند. همچنین در اوائل سال 1376، هم گام با تشکیل گروهی متشکل از کارشناسان نیوزیلندی و ایرانی، بنا شد این گروه، مطالعاتی تفصیلی روی آتشفشان سبلان و پیرامون آن، مشتمل بر منطقه ی (سرعین)، انجام دهند. با عنایت به لزوم افزایش ظرفیت نصب شده ی نیروگاهی، به نظر می رسد بهره برداری از انرژی های تجدیدپذیر به منظور تغییر در سبد انرژی، اجتناب ناپذیر باشد. به کارگیری انرژی زمین گرمایی حداقل در نواحی شمال غربی کشور می تواند، به عنوان گزینه ای به منظور تغییر کاربری سوخت های فسیلی مطرح شود و این نکته وقتی حائز اهمیت مضاعف می گردد که توجه داشته باشیم، با وجود تمام فعالیت های عمرانی صورت پذیرفته در سال های پس از انقلاب، ظرفیت نصب شده ی نیروگاهی کشور صرفا 22 هزار مگاوات افزایش یافته است (سازمان زمین شناسی ایران).

شنبه 28 شهریور‌ماه سال 1388 ساعت 22:54

0 نظر

مبانی زمین شناسی ساختمانی

فصل اول - ساختمان های گنبدی
بطور کلی، ساخت های گنبدی را می توان بعنوان ساختهایی تعریف کرد که در نتیجه نیرو های قائمی – که از پایین به بالا اثر می کنند – تشکیل می شوند. بدیهی است که در اینجا، مقصود آن دسته از ساختمان های گنبدی شکلی است که تشکیل آنها، غیر از عوامل تکتونیکی بوده است و از جمله مهم ترین آنها، می توان گنبد های نمکی را نام برد.

مقطع این ساختمانها دایره ای است و در مواردی که محیط اطراف انها متجانس نباشد، میدان تنش حاصله نیز متجانس نبوده و ممکن است مقاطع انها غیر دایره ای باشد. در مجموع می توان گفت که این ساختمانها زمانی تشکیل می شوند که در زیر طبقات ناحیه ای، لایه ای که خاصیت تغییر شکل پلاستیک عالی دارد که ( مثل نمک، گچ و بعضی انواع رس ها) موجود است. هرگاه این طبقه پلاستیک، به علتی تحت فشار واقع شود، به علت وضعیت خمیری، این فشار را به حالت هیدرواستاتیک به تمام نقاط منتقل می کند و در حالتی که در قسمتی از لایه ها نقطه موجود باشد. به سمت بالا حرکت کرده و ساخت گنبدی را بوجود می اورد. عامل تنش متفاوت است و در مورد نمک، اختلاف وزن مخصوص قابل توجه بین نمک و سنگهای اطراف سبب حرکت نمک به سمت بالا می شود.
ساختمان گنبد های تبخیری ( گنبد های نمکی)
گنبد های تبخیری عموما از جنی نمک است و ندرتا ممکن است از ژیپس یا انیدریت تشکیل شوند. این ساختمان ها به شکل گبند های مجزا و یا به صورت هسته تاقدیس ها دیده می شوند. این گنبد ها از نظر اقتصادی اهمیت زیادی دارند زیرا این ساخت ها عموما نفت گیر ها رابوجود می اورند و از سوی دیگر منابع گوگرد و نمک نیز قابل توجه است.
شکل گنبد های نمکی
هسته گنبد های نمکی از نمک تشکیل و تزریق ان به زیر سنگهای اطراف سبب تغییر شکل انها می شود. هسته گنبد، کم و بیش دایره ای و در بعضی موارد بیضوی طویل است.
بعضی از گنبد های نمکی در سطح زمین بیرون زدگی دارند و گنبد های انها مشخص است بطوری که ارتفاع انها نسبت به زمین های اطراف به 13 متر و در مواردی نادر به 25 متر می رسد.
عمق گنبد های نمکی هم متفاوت است. بر اساس اطلاعات حاصله از تحقیقات ژیوفیزیکی و گمانه های اکتشافی دربسیاری حالات، عمق انها بر چند کیلومتر می رسد. شکل خارجی توده نمک، همواره مخروطی و گنبدی نیست و در بعضیموارد شکل توده های دیواره مانند است. گاهی نیز به شکل توده های استوانه ای است.
ترکیب گنبد ها
معمولاً قسمت اصلی گنبد های تبخیری را نمک تشکیل می دهد و چند در صدی نیز ممکن است از انیدریت باشد.
ساختمان داخلی گنبد ها
ساختمان داخلی دارای شکل های متفاوتی است و به صورت لایه لایه تا توده های نامنظم دیده می شود. عموما چین خوردگی در همی دارد. در قسمت هایی که لایه ها مشخص اند، شیب زیادی دارند و در پاره ای حالات نیز قائم است.
پوشش رسی
بعضی از گنبد های مکی توسط پوششی از شیل و یا سایر سنگهای رسی احاطه شده است. در بعضی موارد قشر های کنگلومرا نیز ممکن است دیده شود.
ساختمان سنگهای رسوبی اطراف گنبد های نمکی
این سنگها به شکل گنبد یا تاقدیس در مایند. در بعضی موارد، لایه بندی سنگها رسوبی رونی توده نمک، به موازات فصل مشترک نمک و سنگهای درونگیر است که این قبیل گنبد های سوراخ نکننده معروف است. علت ایجاد وضعیت بدین خاطر است که گنبد های نمکی، قبل از رسوب سنگهای رویی بوجود امده و در معرض فرسایش قرار گرفته است و بدین ترتیب این گنبد ها نیر در اعماق لایه های اطراف خود متقاطع اند.
تکامل ساختمان گنبد ها
در بعضی موارد با بررسی وضعیت طبقات درونگیر گنبد ها زمان تشکیل انها را مشخص کرد.
ناودیس حاشیه ای گنبد های نمک
یکی از پدیده هایی که معمولاً همراه با گنبد های نمکی دیده می شود، ناودیس حاشیه ای انهاست. بطوری که ذکر شد مکی که گنبد های نمکی را بوجود می اورد، از نزدیکترین قسمت های لایه اصلی نمک به گنبد تامین می شود. این امر سبب نازک شدن لایه نمک در اطراف توده و در مرحله بعد باعث فرونشینی طبقات رویی و در این قسمت و ایجاد ناودیس حاشیه ای می شود.
اهمیت اقتصادی گنبد های نمک
این گنبد ها از نظر اقتصادی اهمیت زیادی دارند. و در بسیاری موارد، ساختمان تاقدیس سنگهای روی گنبد های نمکی، نفتگیر های اقتصادی را تشکیل مدهد و گاهی نیز این امر در پوشش سنگ گنبد ها به چشم می خورد بعلاوه در بسیاری حالات، کانسار های ارزشمند گوگرد در داخل پوشش سنگها دیده شده است.
فصل دوم – مشخصات تکتونیکی زمین
پوسته زمین همواره تحت تأثیر عوامل تکتونیکی است.
حرکات کوهزایی و خشکی زایی
حرکات پوسته زمین را می توان به دو دسته کلی تقسیم کرد :
حرکات کوهزایی و خشکی زایی
حرکات کوهزایی به ان دسته از حرکات پوسته اطلاق می شود که سبب تغییر شکل سریع توده های عظیم سنگها می شود و مدت زمان تأثیر ان در مقیاس زمین شناسی، کوچک و شدت ان زیاد است، این گونه حرکات یبب گسل ها، چین ها و کوها می شود.
حرکات خشکی زایی حرکاتی از پوسته زمین را شامل می شود که مدت تأثیر شان زیاد و شدت انها کم است از جمله این حرکات می توان پایین رفتن پوسته و تشکیل حوضه ها و نیز بالا امدن قسمت هایی را نام برد. حرکات خشکی زایی سبب پیشروی و پسروی دریا ها می شود.
در مورد حرکات کوهزایی اصطلاحات زیر وجود دارد :
الف ) فاز کوهزایی : تغییر شکل هایی که طی فاصله زمانی محدود و معینی انجام می گیرد بدین نام خوانده می شود.
ب ) پریود کوهزایی : چند فاز کوهزایی متوالی، بنام پریود کوهزایی نامیده می شود.
ج ) کوهزایی با سلسله جبالی : این نام به منطقه نسبتا باریکی که تغییر شکل پیدا کرده اطلاق می شود.
د ) کمربند کوهزایی : به مجموعه چند سلسه جبال که از نظر تکتونیکی به هم وابسته و طی یک کوهزایی چین خوردگی پیدا کرده اند، کمر بند کوهزایی گفته می شود.
بطور کلی تغییر شکل پوسته زمین را می توان در نتیجه تجمع تنش دانست که به مرور در سنگ ذخیره می شود و هنگامی که میزان تنش از حد الاستیک سنگ تجاوز کند، تغییر شکل دایمی ان را سبب می شود. بدین ترتیب لحظه شروع تغییر شکل سنگها به نحوه اعمال نیروها و نیز به مشخصات مکانیکی انها بستگی دارد.
حرکات خشکی زاییبه حرکات ارام پوسته که در طول مدت زمان طولانی تأثیر می کند، اطلاق می شود. بطور کلی این حرکات به پایین رفتن تدریجی کف حوضه ها و یا بالا امدگی ارام قسمت هایی از پوسته گفته می شود.
بنا به عقیده بعضی از دانشمندان این دو دسته حرکات یاد شده را نبایستی از یکدیگر جدا کرد بلکه حرکات خشکی زایی نیز دسته دیگری از حرکات کوه زایی، منتها با شدت کم است.
ایزوستازی
اجزای مختلف پوسته زمین مثل کوهها، دشت ها و دریا ها، به صورت فرو رفتگی های نامنظمی که در قسمت بالایی پوسته قرار گرفته، نیستند بلکه تمام این اجزا به حالت تعادل نسبی قرار دارند که این امر به کاهش یا افزایش وزن مخصوص و نیز تغییر ضخامت انها حاصل می شود. مطابق نظریه ایزوستازی در زیر سطح زمین، سطحی به موازات زمین سطح زمین وجود دارد که فشار وارده از کوهها، دشتها و دریا ها در ان سطح مساوی است. این سطح بنام سطح تعادل یا سطح ایزوستازی نامیده می شود.
توزیع قاره ها و اقیانوس ها در زمین
بیش از 70% سطح زمین بوسیله اقیانوس ها پوشیده شده و هر یک از سه اقیانوس عمده (کبیر،اطلس، هند ) به تنهایی از وسعت قاره اوراسیا بزرگتر است.
توزیع قاره ها در سطح زمین یکنواخت نیست و قسمت اعظم انها در قسمت خاصی از ان متمرکز شده است بطوری که اگر قطری از زمین را که اسپانیا و نیوزلند را بهم وصل می کند در نظر بگیریم بیش از 81% تمام خشکی های زمین و نیمکره ای قطب ان اسپانیا است قرار می کند. 47% نیمکره یاد شده را خشکی و 53 % ان را دریا تشکیل می دهند. در صورتی که نیمکره مقابل ان حاوی 11% خشکی و 89% اب است.
ساختمان سطح زمین
یکی دیگر از مسایل مهم تکتونیکی زمین، وضعیت پستی و بلندی های سطح زمین و نحوه توزیع انها ست. از نقطه نظر تکتوکنیکی، سطح زمین را می توان به واحد های مختلفی تقسیم کرد که این واحد را در فصل بعدی بررسی خواهیم کرد.
سطح زمین را می توان به سه قسمت کلی قاره ها، حوضه اقیانوس ها و حاشیه قاره ها تقسیمکرد.
هر چند در وحله اول به نظر می رسد که سواحل دریا ها را بایستی فصل مشترک حوضه اقیانوس ها و قاره ها در نظر گرفت، اما این فصل مشترک، مرز واقعی دریا هاو قاره ها نیست. در حقیقت قسمت قابل توجهی از قاره ها در ناحیه فلات قاره ای و شیب قاره ای – که وسعت انها بالغ بر 10. 9% درصد کل سطح زمین و 25% سطح قاره هاست – در زیر اب قرار دارد. بدین ترتیب، مرز واقعی قاره ها و حوضه اقیانوسها را بایستی در محل شیب قاره ای در نظر گرفت.
فصل سوم – واحد های مهم تکتونیکی زمین
در سطح زمین واحد های تکتونیکی مهمی وجود دارد که می توان انها را به سه دسته زیر تقسیم کرد :
الف ) واحد های مربوط به قاره ها مثل کراتن ها، پلاتفرم ها و کمربند های چین خورده.
ب ) ژیوسینکلین ها.
ج ) ویژگی های تکتونیکی اقیانوس ها مثل سلسه جبال های کف اقیانوس و تراشه های ان.
در این فصل این قسمتها را مورد بررسی قرار خواهیم داد.
واحد های تکتونیکی قاره ها
از نظر تکتونیکی، قاره ها را می توان به دو قسمت عمده بنام های مناطق ارام و پیدار و مناطق فعال تقسیم کرد.
منطق ارام عبارتند از قدیمی ترین و پایدارترین قسمت قاره ها هستند که تقریبا در تمام قاره ه وجود دارند و پس از پر کامبرین به جز فرسایش، تغییرات عمده دیگری را متحمل نشده اند.
قسمت پیدار قاره ه تحت عناوین مختلفی نامگذاری شده است. بعضی ها این قسمت ها را بنام کراتن می خوانند. عده ای دیگر، این مناطق را بنام پهنه های قدیمی نامگذاری کرده اند. قسمت مرکزی نواحی پایدار سپر نام دارد. سنگهای این قسمت از قاره ها، مرکب از شیست و سنگهای دگرگونی پر کامبرین است. که بوسیله گرانیت و سنگهای اذرین پوسته زمین در نظر گرفت که بوسیله لایه نازکی از سنگهای رسوبی اتشفشانی، پوشیده شده است.
زمان تشکیل پی سنگهای نواحی ارام زمین (3. 8 تا 3. 5 میلیارد سال قبل ) و سنگهای جوانتری که مربوط به 2تا1. 8 میلیارد سال هم باشد نیز وجود دارد.

براساس مطالعات انجام شده، پی سنگهای نواحی پایدار را می توان مرکب از دو قسمت مجزا در نظر گرفت. قسمت اول، توده های عظیم سنگهای اذرین، دگرگونی و رسوبی متعلق به ارکین است و قسمت دوم، توده های چین خورده جوانتر متعلق به الگونکین را شامل می شود که در لابه لای قسمت اول به صورت نوارهایی به چشم می خورد.
نواحی فعال قاره ها
برای بررسی نواحی فعال قاره ها نحوه توزیع اتشفشان ها، زلزله ها، کمربند های چین خورده و سلسله جبال ها را مورد بررسی قرار می دهیم.
الف ) توزیع اتشفشان ها – تاکنون در حدود 800 اتشفشان، که در گذشته و حال فعال بوده یا هستند، شناخته شده است. بیش از 75% این اتشفشان ها در منطقه اطراف اقیانوس کبیر، که بنام کمربند اتش معروف است، متمرکز شده اند. این منطقه بر سلسله جبال های جوان غرب امریکا و قوسهای جزیره ای اتشفشانی موجود در غرب اقیانوس کبیر، منطبق است.
ب ) توزیع زلزله ها – بطوری که می دانیم، زلزله ها را از نقطه نظر کانون به دسته کم عمق،متوسط و عمیق که عمق انها به ترتیب کمتر از 70 کیلومتر، بین 70تا 300 کیلومتر و بین 300 تا 700 کیلومتر، تقسیم می کنند.
بطوری که دیده می شود، نواحی زلزله خیز، منطبق بر مناطقی است که در انجا فعالیت اتشفشانی انجام می شود. بیش از 80% زلزله های کم عمق در اقیانوس کبیر اتفاق می افتد. همین منطقه بیش از 90% زلزله های متوسط و تقریبا تمام زلزله های عمیق را در بر می گیرد. از جمله منطق دیگر زلزله خیز، می توان کمربند سلسه جبال های مدیترانه اسیا را نام برد.
ج ) کوه ها – نواحی از سطح زمین که از مناطق اطراف خود مرتفع تر هستند. کوه ها بر اساس شیب، ارتفاع و مشخصات نظیر اینها به اسامی مختلفس تقسیم می شوند.

انواع کوهها :
. 1. کوهای ناشی از چین خوردگی
. 2. کوهای ناشی از فعالیت اتشفشانی
. 3. کوه های گسلی
ژیوسنکلین ها
میزان نشیت کف حوضه 12 متر به ازای هر میلیون سال است.
ساختمان ژیو سنکلین ها
قسمت های اصلی ژیو سنکلین ها نواحی گود ان است که معمولاً در همه جا به شکل گودی طویل می باشد. در یک ناحیه ژیو سنکلین ممکن است که چندین گودی وجود داشته باشد که معمولاً تمام انها در جهت طویل اند و به وسیله گسله هایی محدود شده اند. کف قسمت اصلی ژیو سنکلین ممکن است از جنس اقیانوسی و لایه ها ی بازالت که بوسیله سنگهای رسوبی پوشیده شده، و یا از جنس پوسته قاره های باشد که در این حالت قسمت اصلی ان از سنگهای ضخیم، اذرین و دگرگونی چین خورده تشکیل شده و در زیر ان قشر بازالتی قرار دارد.
در حاشیه ژیو سنکلین ها، ممکن است قطعات به سمت بالا حرکت کنند و ژیو انتی سنکلین را بوجود اورد. در چنن مواردی، مواد رسوبی و اتشفشانی که در گود های رسوب کرده اند. چین خوردگی پیدا می کنند وبدین ترتیب گودی ژیوسنکلین به شکل ناودیس شکنجی، در می آید. از جمله دیگر قسمت های مهم ژیو سنکلین ها، حوضه های کوهزایی آنهاست.
انواع ژیو سنکلین ها
الف ) میوژیوسنکلین - این نام به آن دسته از ژیو سنکلین ها اطلاق می شود که تقریبا تمام نهشته های آن را سنگ های رسوبی تشکیل می دهند. از جمله سنگهایی که در این دسته ژیو سنکلین ها دیده می شود می توان از آهک، شیل، ماسه سنگ کوارتزی و کنگلومرا نام برد. وجود بعضی از مشخصات از جمله ترک های گلی، اوولیتها، آثار آلگ ها و مشخصات مشابه ان، موید این مطلب است که رسوبگذاری در ابهای کم عمق انجام گرفته است. ندرتا ممکن است سنگ های اذرین نفوذی یا آتشفشانی نیز در داخل رسوبات این دسته مشاهده می شود.
ب ) ایوژیوسنکلین – ایوژیوسنکلین، به نوعی ژیوسنکلین اطلاق می شود که در آن، بطور متناوب سنگهای رسوبی و آتشفشانی قرار گرفته اند. ضخامت این رسوبات به مراتب بیشتر از رسوبات میوژیوسنکلین است. سنگهای رسوبی این دسته، عموما آواری و شامل شیل، گریواک و کنگلومراست. سنگهای آتشفشانی آن نیز معمولاً جریان های گدازه، توف، سیل و دایک های کم عمقی است که جنس انها غالبا آندزیت و ندرتا بازالت یا ریولیت است.
ج ) پارالیاژیوسنکلین – این نام به ان دسته از ژیو سنکلین ها گفته می شود که در حاشیه ارام قاره ها قرار دارند. رسوبات این حوضه ها، گسترش وسیعی دارند و سرعت رسوبگذاری در انهابه 34 متر در سال می رسد. و معمولاً در بین رسوبات ان مواد اتشفشانی وجود ندارد.
مراحل مختلف ژیوسنکلین
الف ) مرحله اصلی – فاز اولیه از مرحله اصلی ژیو سنکلین معمولاً توام با تشکیل بعضی گسل های است که کف ان را قطع می کند. بعضی از قطعات کف ژیو سنکلین، از اطراف به توسط گسلها محدود شده و فرونشینی انها سبب ایجاد گودی ژیو سنکلین می شود. مطالعه رابطه بین گسل ها و قطعات موجود نشان دهنده این است که عامل اصل بوجود اورنده انها، حرکات افقی یا قائمی است که در فواصل متفاوتی ادامه داشته است.
از جمله ویژگی های مهم گودی سنکلین ها، سیستم گسل های عمیق و نیز نواحی ای است که فاقد پوسته قاره ای اند. که بعد ها در طی توسعه ژیو سنکلین ها حقیقی، سنگهای گسل های عمیق مربوط به قشر های بازالتی و یا حتی قسمت های بالای گوشته، ممکن است و در امتداد گسله ها به سطح زمین رانده شده و در انجا نمایان شود. در فاز نهایی مرحله اصلی، تقریبا تمام گودی ژیو سنکلین از رسوبات متناوب رس و ماسه سنگ موسوم به فلیش پر می شود. در داخل این رسوبات، لایه های مارلو و کربن های مختلف نیز مشاهده می گردد.
ب ) مرحله کوهزایی پس از خاتمه چین خوردگی در مرحله اصلی در اثر فرونشینی، گودیهای دیگری موسوم به گودیهای کوهزایی بوجود می اید و در همین زمان، بالا امدگی کوهزایی نیز تشکیل می شود. گر چه در بعضی موارد، این گودیها عمیق ترین قسمت ژیو سنکلین ها را تشکیل می دهد ولی این امر در تمام موارد صادق نیست، گودیهای موجود در حواشی کراتن ها از جمله معروفترین گودیهای کوهزایی به شماره می ایند. این گودیها معمولاً با رسوبات ضخیمی از مواد رسوبی و اتشفشانی پر می شود.

فصل چهارم - درزه ها
درزه شکستگی است که در ان هیچ گونه جابجایی در بخش های طرفین شکستگی نسبت به هم رخ نداده است و یا به قدری کم است با چشم غیر مسلح دیده نمی شود. در صورتی که در طرفین شکستگی رخ دهد گسل نامیده می شود. ابعاد درزه از چند سانتی متر تا چند صد متر متفاوت است. درزه راهی برای دخول اب در سنگها بوجود می اورد و عمل فرسایش را تسریع می کند. دهانه بسیاری از درزه ها بسته است ولی در اثر هوازدگی وسیعتر شده و در نهایت به یک شکاف باز تبدیل می گردد.
تقسیم بندی هندسی درزه ها
الف ) درزه امتدادی – نوعی درزه استه که امتداد ان موازی یا تقریبا موازی امتداد لایه بندی یا شیستوزیته طبقات اطراف می باشد.
ب ) درزه شیبی – درزه ای است که امتداد ان موازی یا تقریبا موازی جهت شیب سطح لایه بندی یا شیستوزیته طبقات اطراف می باشد.
ج ) درزه مایل - اگر امتداد درزه نسبت به امتداد یا جهت شیب سطح لایه بندی یا شیستوزیته سنگهای اطراف به حالت غیر مشخص باشد بدین نام خوانده می شود.
د ) درزه طبقه ای – اگر سطح درزه موازی سطح لایه بندی سنگها باشد بنام درزه طبقه ایخوانده می شود.
طبقه بندی بر اساس وضعیت درزه ها نسبت به هم
در این تقسیم بندی وضعیت درزه ها نسبت به هم مورد مطالعه قرار گرفته و بر اساس ان می توان انواع درزه های زیر را تشخیص داد :
الف ) درزه های منظم – اگر درزه های یک منطقه با هم موازی یا تقریبا موازی باشند درزه های منظم خوانده می شوند معمولاً امتداد مشترک این درزه ها امتداد محور چین خوردگی اصلی ناحیه و یا امتداد گسل های اصلی می باشد.
ب ) درزه های نامنظم - این درزه ها وضعیت مشخصی نداشته و بطور نامنظم پراکنده اند. معمولاً مجموعه درزه های موازی موجود در یا ناحیه بنام یک دسته درزه نامیده می شود و اجتماع دو یا چند دسته درزه بنام سیستم درزه خوانده می شود.
اهمیت مطالعه درزه ها
مطالعه درزه ها در بسیاری از کار های مهندسی ضرورت دارد. مثلاً هنگام استخراج سنگهای ساختمانی، بخصوص سنگهایی که بایستی به قطعات بزرگ استخراج شود (مثل مرمر و تراورتن)، شناسایی درزه ها محل ضروری است.
هنگام انتخاب محل تونل های راهسازی و معدنی، بایستی قبلا وضعیت درزه های محا را بررسی کرد زیرا وجود انها، از طرفی مسایلی در امر حفر تونل بوجود می اورد و از طرف دیگر، نگهداری انرا مشک می سازد. قبل از احداث سد ها نیز مطالعه درزه های منطقه ضروری است.
هنگام پی جویی منابع معدنی نیز وقوف به وضعیت درزه های محل ضروری است زیرا بسیاری از رگه ها معدنی، از شکستگی های سنگها و از جمله درزه ها تبعیت می کنند. از نظر زمین شناسی ساختمانی نیز مطالعه درزه ها اهمیت شایان دارد زیرا با مطالعه اماری انها، می توان مشخصات تنش های وارده به سنگهای ناحیه را مشخص کرد.
نتایج تحقیقات تجربی
برای تجزیه و تحلیل رابطه بین نیروهای خارجی اعمالی و درزه های حاصله، نمونه های مختلف سنگها را تحت ازمایش های کششی، فشارش، کوپل و پیچش قرار می دهند.
عوامل بوجود اورنده درزه ها
الف ) عوامل تکتونیکی
ب ) تنش های باقی مانده در زمین
ج ) انقباض
د ) حرکات سطحی زمین
فصل پنجم – گسله
تعریف گسل – گسل ها، شکستگی هایی همراه با تغییر مکان نسبی هستند که به موازات سطح گسل انجام گرفته اند. . بعضی از گسل ها فقط چند سانتی متر طول دارند و جابجایی انها در حدود سانتی متر است، در صورتی که گسل هایی هم با صد ها کیلومتر جابجایی در حدود چند کیلومتر و حتی دهها کیلومتر دیده می شوند.
عناصر و ویژگی های گسل
الف ) شیب و امتداد گسل
در حالت کلی سطح گسل را می توان به صورت یک سطح مستوی در نظر گرفت، لذا شیب و امتداد ان را همانند شیب و امتداد طبقات اندازه گیری می نمایند. در حالت کلی، امتداد گسل، امتداد یک خط افقی در سطح گسل است، که مقدار ان نسبت به شمال بیان می شود.
زاویه بین سطح افق و سطح گسل را شیب گسل می نامند.
ب ) کمر بالا و پایین
قطعه ای واقع در بالای سطح گسل بنام کمر بالا و قطعه پایین ان بنام کمر پایین نامیده می شود. بدیهی است این تعاریف در مواردی صادق است که گسل قائم نباشد زیرا در این حالت بالا و پایین صفحه گسل مفهومی نخواهد داشت.
ج ) اثر گسل
محا تقاطع صفحه گسل با سطح زمین بنام اثر گسل یا خط گسل نلمیده می شود. خط گسل در بسیاری حالات یک خط مستقیم است اما در مواردی که شیب صفحه کم بوده و پستی و بلندی سطح زمین زیاد باشد، ممکن است به حالت نامنظم دیده شود.
د ) زاویه ریک یا پیچ
این زاویه عبارت است از زاویه بین خطی که اثر حرکت گسل را در روی صفحه ان نشان می دهد یا خط افقی که در صفحه گسل قرار دارد.

ه ) زاویه میل
زاویه های بین خط موجود در صفحه گسل با صفحه افقی را زاویه میل نامند.
تقسیم بندی هندسی گسل ها
الف ) گسل امتداد لغز
گسلی است که در ان لغزش کلی به موازات امتداد گسل می باشد در این حالت لغزش کلی گسل معادل لغزش امتدادی بوده و در جهت شیب، مولفه لغزش وجود نخواهد داشت. همچنین زاویه ریک لغزش کلی در این حالت معادل صفر خواهد بود.
ب ) گسل شیب لغز
گسلی است که در ان لغزش کلی در جهت شیب سطح گسل می باشد به عبارت دیگر در مورد این گسل ها. لغزش کلی و شیبی با یکدیگر مساوی بوده و مولفه لغزش امتدادی معادل صفر خواهد بود زاویه ریک لغزش کلی در مورد این دسته از گسل ها معادل 90 درجه است.
ج ) گسل مورب لغز
در این دسته از گسل ها، لغزش کلی نسبت به امتداد یا شیب به سطح گسل مورب می باشد. بدیهی است در این گسل ها لغزش کلی دارای هر دو مولفه امتدادی و شیبی خواهد بود. زاویه ریک لغزش کلی در این حالت از صفر بیشتر و از 90 درجه کمتر می باشد.
تقسیم بندی بر اساس زاویه شیب گسل
در این روش، زاویه شیب گسل مبنا قرار گرفته می شود :
الف ) گسل های پر شیب
گسل هایی پر شیب انهایی هستند که زاویه شیبشان از 45 درجه بیشتر است.
ب ) گسل های کم شیب
هرگاه زاویه شیب کل کمتر از 45 درجه باشد، بدین نام خوانده می شود.

تقسیم بندی بر اساس حرکت ظاهری
الف ) گسل عادی یا مستقیم
گسلی که در ان کمر بالا نسبت کمر پایین به طرف پایین حرکت کرده باشد.
ب ) گسل رانده یا معکوس
گسل معکوسی که در ان کمر بالا به طرف بالا حرکت کرده باشد. در حالت کلی شیب گسل بیشتر از 45 درجه است.
تقسیم بندی زایشی گسل ها
معیار تقسیم بندی در این جا حرکت ظاهری گسل است :
الف ) گسل رانده
گسلی که در ان کمر بالا نسبت به کمر پایین به سمت بالا حرکت کرده باشد. معمولاً گسلهای رانده را بر حسب زاویه شیب به سه دسته تقسیم می کنند. اگر زاویه شیب بیش از 45 درجه باشد گسل، بنام گسل معکوس و اگر کمتر از 45 درجه باشد بنام رانده خوانده می شود. اگر زاویه شیب این گسل ها کمتر از 10درجه و لغزش کلی انها زیاد باشد گسل بنام رورانده موسوم است تشکیل گسل های رانده با کوتاه شدن لایه ها و طبقات همراه است.
ب ) گسل عادی
هرگاه کمر بالا به کمر پایین بطرف پایین حرکت کرده باشد، گسل حاصل بنام گسل عادی یامستقیم موسوم است این گسل ها بنام گسل های وزنی نیز خوانده می شوند.
ج ) گسل مورب
گسلی است که امتداد ان نسبت به امتداد لایه بندی یا شیستوزیته سنگهای اطراف به حالت مورب می باشد.
د ) گسل طولی
هر گاه امتداد گسل تقریبا موازی امتداد عمومی ساختمانهای زمین شناسی منطقه باشد، بنام گسل طولی خوانده می شود.
ر ) گسل عرضی
هرگاه امتداد گسل، عمود یا تقریبا عمود بر امتداد عمومی ساختمانهای زمین شناسی منطقه باشد، بنام گسل عرضی خوانده می شود.
تقسیم بندی بر اساس وضعیت گسل ها نسبت به هم
الف ) گسل های موازی
در بعضی موارد گسل های موجود در یک منطقه دارای شیب و امتداد یکسان یا تقریبا یکسانند که به مجموعه انها گسل های موازی اطلاق می کنند. اگر امتداد عمومی گسل های منطقه یکسان بوده شیب انها متفاوت باشد، می توان انها را به دو یا چند دسته گسل های موازیتقسیم کرد.
ب ) گسل های پوششی
گسل های نسبتا کوچکی که یکدیگر را می پوشانند بدین نام خوانده می شوند.
ج ) گسل های محیطی
این دسته گسل های دایره ای یا قوسی شکل هستند که یک منطقه دایره ای شکل یا قسمتی از منطقه دایره ای شکل را محدود می کند.
د ) گسل های شعاعی
این به گروه گسل هایی اطلاق می شود که تقریبا همگی از یک منطقه منشعب می شوند. گسل جدا شونده نوعی خاص از گسل های عادی است که در ان زاویه شیب گسل کم است.
ح ) گسل امتداد لغز
گسلی است که در ان لغزش کلی به موازات امتداد گسل می باشد به عبارت دیگر در این دسته گسل ها، لغزش شیبی در مقایسه با لغزش امتدادی ناچیز است.

پرتگاه ها
پرتگاه به قسمت های نسبتا پر شیبی از سطح زمین گفته می شود که ارتفاع انها از چند سانتی متر تا چندین صد متر تغییر می کند.
بایستی توجه داشت که پرتگاه ها نیز مشخصه قطعی گسله نیستند و ممکن است منشا دیگری، بجز گسله داشته باشد. پرتگاه ها به انواع زیر تقسیم می شوند :
. 1. پرتگاه های گسلی – این پرتگاه ها، مستقیما در اثر گسله ها بوجود می اید و اختلاف ارتفاع انها مربوط به حرکت نسبی گسله است. بعبارت دیگر، پایین رفتن یا بالا امدن یکی از قطعات گسله، باعث تشکیل این پرتگاه ها شده است.
در بعضی موارد، که گسله امتداد یک رودخانه را قطع می کند، در پایین پرتگاه گسلی، ممکن است در اثر تجمع اب، یک دریاچه یا باتلاق کوچک بوجود می اید.
. 2. پرتگاه های خط گسله – در این نوع پرتگاه ها، ارتفاع پرتگاه مربوط به اختلاف فرسایش طبقات در طرفین سطح گسله است. مثلاً هرگاه گسله ای باعث شود کهدو طبقه با مقاومت مختلف – مثل ماسه سنگ و شیل – در مجاورت یکدیگر قرار گیرد، پس از مدتی، در اثر فرسایش بیشتر طبقات شیلی، اختلاف ارتفاعی بین انها بوجود خواهد امد. بعدها، طبقه ماسه سنگ نیز فرسوده می شود و این بار، ممکن است اختلاف ارتفاعی در جهت عکس حالت اول، بوجود اید.
. 3. پرتگاه های مرکب – در این نوع پرتگاه ها، قسمتی ار اختلاف ارتفاع مربوط به لغزش اولیه گسله و قسمتی از ان نیز، به علت اختلاف در قابلیت فرسایش طبقات طرفین گسله است.
. 4. پرتگاه های کوهپایه ای – این پرتگاه ها که بنام اسکار پلت نیز نامیده می شوند، در پای سلسله کوهها تشکیل می شوند.
این گونه پرتگاه ها، بیشتر در نواحی که گسله های فعال دارند، مشاهده می شود و ارتفاع انها از چند سانتی متر تا چندین ده متر در تغییر است.
پرتگاه های کوهپایه ای، معمولاً مستقیم نیستند و در انها فرسایش تأثیری ندارند و یا به طورخفیف موثر بوده است. به عبارت دیگر، سطح پرتگاه در حقیقت همان سطح گسله است. بعضی از این پرتگاه ها، در سنگهای بستر نیز تأثیر کرده اند. در صورتی که عده ای دیگر، تنها به طبقات نامتحجر رویی محدوداند. گاهی نیز پرتگاه های گسلی حاصله در سنگهای رویی، در نتیجه وجود گسله های اصلی در سنگهای بستر، بوجود می ایند.
. 5. پرتگاه های مثلثی – در بعضی موارد، سطح پرتگاه در اثر عوامل فرسایش مثل رودخانه یا یخچال فرسوده می شود و بریدگی های مثلث شکلی در ان به وجود می اید که در نهایت، باعث می شود که سطح پرتگاه به قطعات مثلثی شکلی، تقسیم شود.
سایر نشانه های تشخیص گسله
علاوه بر نشانه هایی که گفته شد، در پاره ای موارد پدیده های دیگری نیزهمراه گسله ها بوجود می اید که به کمک انها، می توان گسله ها را تشخیص داد این پدیده عبارتند از :
. 1. چشمه ها – چشمه هایی که در پای کوهها دیده می شود، غالبا ناشی از وجود گسله در ان محل است و به خصوص اگر اب چشمه ها گرم باشد به احتمال زیاد می توان انها را با گسله ها در ارتباط دانست. در حقیقت در چنین حالاتی گسله معبر عبور اب و بخصوص ابهای گرم در اعماق زمین است.
. 2. تغییر ناگهانی مسیر رودخانه ها – هرگاه گسله ای، امتداد رودخانه را طی زاویه نسبتا بزرگی قطع کند، باعث تغییر ناگهانی مسیر ان شود.
. 3. تغییر ناگهانی در نیمرخ بستر رودخانه – اگر در حوالی بستر رودخانه، گسلی بوجود اید،باعث بالا امدن یا پایین رفتن زمین می شود. و اگر فرسایش رودخانه با بالا امدن یا پایین رفتن متناسب نباشد، در حوالی گسله، شیب بستر رودخانه با سایر نقاط تفاوت پیدا می کند که این امر، می تواند نشانه ای برای تشخیص گسله باشد.
فصل ششم - چین
بطور کلی چین ها را می توان بعنوان پیچ و موج های حاصله در سنگها تعریف کرد. بعبارت دیگر، چین ها ان دسته از تغییر شکل های سنگها هستند، که فقط باعث تغییر وضعیت سنگ می شوند، بدون انکه در ان گستگی بوجود اورند.

مشخصه های چین
. 1. لولای چین – لولای چین خط فرضی است که نقاطی از یک لایه را که دارای حداکثر انحنا هستند، به یکدیگر وصل می کند. لولای چین می تواند افقی، قائم و مایل باشد.
. 2. سطح محوری چین – سطح فرضی که تمام لولا های چین را در برداشته باشد، بنام سطح محوری چین خوانده می شود. این سطح، حتی المقدور چین را به دو قسمت متقارت تقسیم می کند.
. 3. محور چین – محور چین خطی است که به موازات لولای ان است و در حقیقت می توان ان را بصورت خط مستقیمی تعریف کردکه هرگاه به موازات خود در فضا حرکت کند، چین را بوجود می اورد. در بعضی از کتاب ها محور و لولای چین را بعنوان دو مفهوم مترادف بکار می برند.
. 4. دامنه های چین – طرفین چین، بنام دامنه های ان خوانده می شود.
. 5. اثر محوری چین – فصل مشترک سطح محوری با یک سطح افقی یا قائم بنام اثر محوری ان نامیده می شود. معمولاً سطح افقی را، سطح زمین در نظر گرفته می شود.
. 6. خط الراس یا ستیغ – خط الراس چین، خط فرضی ای است که بالاترین نقاط یک چین را بهم وصل می کند. بایستی توجه داشت که اگر چه در بعضی موارد خط الراس و لولای چین خط واحدی هستند ولی این امر الزامی نیست و در پاره ای اوقات باهم متفاوت هستند.
. 7. خط القعر – خط القعر هر چین، خط فرضی است که پایین ترین نقاط ان را به یکدیگر وصل می کند.
. 8. قله – بالترین نقطه یک چین بنام قله ان نامیده می شود.
. 9. زاویه میل چین – وضعیت هر چینی را می توان با لولای ان مشخص کرد. در حالت کلی، لولای چین مورب است و بنابراین، برای مشخص کردن ان بایستی ازیموت و شیب ان را مشخص کرد.

تاقدیس و ناودیس
تاقدیس – در حالت کلی، تاقدیس را می توان به صورت چینی که تحدب ان رو به بالاست. از انجا که در بسیاری موارد، خط الراس چین فرسایش می یابد و نمی توان حالت یاد شده را در ان مشاهده کرد، لذا در تعریف جامع تر، تاقدیس به صورت چینی تعریف می شود که طبقات قدیمی تر در مرکز ان قرار دارند.
شیب دو دامنه تاقدیس در جهت خلاف یکدیگر است.
ناودیس – در حالت کلی، ناودیس عبارت از چینی است که تحدب ان به طرف پایین است. در اینجا تعریف جامع تر ان، عبارت از چینی است که طبقات جوانتر در مرکز ان قرار دارند.
شیب دو دامنه به سوی یکدیگر است.

تقسیم بندی هندسی چین ها
. 1. چین متقارن – چین متقارن چینی است که سطح محوری ان قائم باشد و چین را به دو قسمت متقارن تقسیم کند.
. 2. چین نا متقارن – در حالتی که سطح محوری چین قائم نبوده و ان را به دو قسمت قرینهتقسیم نکند. دو دامنه این نوع چین دارای شیب زیاد است.
. 3. چین برگشته - چین برگشته. چینی است که سطح محوری ان مایل و هر دو دامنه ان در یک جهت شیب داشته باشد. شیب دو دامنه این چین ها مختلف و یکی از انها برگشته است.
. 4. چین خوابیده – در حالتی که سطح محوری چین افقی یا تقریبا افقی باشد، بنام چین خوابیده خوانده می شود.
. 5. چین هم شیب - این نام به چین هایی اطلاق می شود که در یک جهت شیب داشته و شیب انها مساوی باشد. دامنه های این چین ها ممکن است قائم، و مایل و یا افقی باشد.
. 6. چین جناغی – اگر دو دامنه چین طی زاویه تندی نسبت بهم قرار گرفته باشند، چین حاصله بنام چین جناغی نامیده می شود.
. 7. چین جعبه ای – اگر قسمت لولای چین مسطح باشد، ان را بنام چین جعبه ای می خوانند.
. 8. چین بادبزنی – چین بادبزنی چینی است که هر دو دامنه ان برگشته است. در چین بادبزنی تاقدیسی، هر دو دامنه به سوی یکدیگر است در صورتی که در چین بادبزنی ناودیسی، شیب دو دامنه از هم دور می شوند.
. 9. چین از دو سو متمایل – اگر لولای چین، از هر دو سو، شیب داشته باشد، به نام چین از دو متمایل خوانده می شوند.
. 10. گنبد – عبارت است از تاقدیس که امتداد مشخصی ندارد. به عبارت دیگر، شیب طبقات در تمام قسمت ها، به طرف خارج متوجه است.
. 11. تشتک – ناودیسی است که امتداد و محور معینی ندارد و شیب طبقات در تمام قسمت ها، به طرف مرکز ان، متوجه است.

تقسیم بندی چین ها بر اساس عمق انها
الف ) چین های موازی – چینی که در ان ضخامت لایه ها ضمن چین خوردگی ثابت می ماند.
ب ) چین های مشابه - چین مشابه چینی است که وضعیت ان نسبت به عمق ثابت مانده و تغییری نکند. بطوری که دیده می شود، در این چین ها، ضخامت لایه ثابت نیست بلکه اندازه ان در قسمت های بالا و پایین چین به مراتب بیشتر از ضخامت لایه در دامنه های ان است.
ج ) چین های هماهنگ و ناهماهنگ – در بسیاری موارد، طبقات رویی و زیرین، در مراحل مختلف چین خوردگی پیدا می کنند. اگر وضعیت عمومی چین خوردگی سنگها بالا و پایین یکسان باشد، یعنی یک تاقدیس در قسمت های پایین هم چنان تاقدیس باقی بماند، چین خوردگی، بنام هماهنگ و در غیر این صورت بنام ناهماهنگ نامیده می شود.
د ) چین های سوراخ کننده – ممکن است چندین لایه روی هم قرار گرفته و طبقات زیرین، ازجنس مواد شکل پذیری مانند نمک، گچ و مواد نظیر انهاباشد. ممکن است این مواد شکلپذیر، در نقطه ای جمع شوند و طبقات رویی را به صورت گنبد در اورند.

سیستم چین ها
طول موج چین - بطوری که گفتیم چین ها منفرد نیستند. فاصله بین دو قله دو تاقدیس یا ناودیس متوالی، بنام طول موج چین خوانده می شود.
طول موج چین ممکن است از چند سانتی متر تا چندین کیلومتر تغییر کند.
دامنه چین – نصف فاصله عمودی بین خط الراس یک تاقدیس و خط القعر یک ناودیس مجاور، بنام دامنه چین خوانده می شود.
ناودیس شکنجی – در بسیاری موارد ناودیس بزرگ، خود از چین های کوچک و متعددی تشکیل یافته است که در این حالت بنام ناودیس شکنجی نامیده می شود.
تاقدیس شکنجی – تاقدیس شکنجی نیز تاقدیس بزرگی است که از چین های کوچک متعدد تشکیل یافته است. پهنای تاقدیس شکنجی نیزدرحدودچندکیلومتر است. دررشته
جبال البرز نمونه های متعددی از ناودیس و تاقدیس های شکنجی رامی توان مشاهده کرد.
ژیوسینکلینال – گرچه از نظر لغوی ژیوسینکلینال به معنی ناودیس زمین است اما نبایستی ان را به جای ناودیس بزرگ بکار برد. ژیو سیکلینال حوضه رسوبی وسیعی است که ضخامت رسوبات ان به چند هزار متر می رسد. علیرغم ضخامت زیاد رسوبات ژیوسیکلینال ها، محیط رسوبگذاری انها عمیق نیست و علت اصلی تجمع رسوبات، فرورفتن تدریجی کف ژیو سیکنلینال می باشد.
ژیو آنتی کلینال – ژیو انتی کلینال، یک بالا امدگی وسیع است که ابعاد ان در مقایسه با ابعاد ژیو سیکلینال است. چنین پدیده ای ممکن است در داخل یا خارج ژیو سینکلینال دیده شود.
چین های پوششی - در موارد، چین های منفرد و مجزایی دیده می شوند که توسعه چندانی ندارند ولی روی یکدیگر می پوشانند. این چین ها بنام چین های پوششی نامیده می شود.

تک چین و پادگانه ساختمانی
اگر در ناحیه ای سنگ ها، نسبت به سنگهای مجاور خود، بدون ایجاد شکستگی بالاتر قرار گیرند، سنگ های بین انها از حالت افقی خارج شده و به حالت شیب دار قرار خواهند گرفت، این چین خوردگی که در ان،لایه ها در ناحیه ای بطور ملایم شیب دار می شوند، به نام تک چین نامیده شود. بنابراین، تک چین به طبقات شیب داری گفته می شود که شیب انها در یک جهت باشد. اگر طبقات تک چین را در امتداد شیب ان تعقیب کنیم، در منطقه محدودی شیب لایه ها کمتر شده و به طبقات اولیه قبل از تغییر شکل، تبدیل می شود. این گونه طبقات بنام پادگانه ساختمانی نامیده می شود.

ریز چین
هر گاه دو لایه مقاوم یک لایه نامقاوم را احاطه کند که این لایه بر اثر (تکتونیک) حرکتی انجام دهد زیر چین در لایه نامقاوم حاصل خواهد شد.

[
فصل هفتم – ساخت های اولیه سنگهای اذرین خروجی

گدازه – هنگامی که ماگما به سطح زمین راه می یابد، در سطح زمین جریان یافته و پس از سرد شدن، گدازه ها را بوجود می اورد.
گدازه ها، توده های اذرین لایه شکلی هستند که ضخامتشان در مقایسه با گسترش عرضی انها ناچیز است. حالت گدازه تابع مشخصات زمینی است که در ان جریان می یابد. مثلاً در مواردی که زمین تقریبا مسطح باشد، گدازه نیز قشر کم و بیش افقی خواهد بود، در صورتی که در دامنه اتشفشانها، گدازه ها به حالت شیب دار مشاهده می شود.
مشخصات گدازه ها – ضخامت گدازه ها معمولاً در حدود چند متر است و گدازه های باضخامت بیش از 100 متر، فوق العاده نادر است. گسترش عرضی گدازه ها تا حد زیادی به جنس انها بستگی دارد. گرانروی گدازه های بازی و متوسط کم است، بنابراین، این دسته از گدازه ها، بهاسانی جریان افتاده و سطح وسیعی را در بر می گیرند. ضخامت این دسته از گدازه کم وبیش در سرتاسر ان یکسان است. گدازه های اسیدی، لزج ترند و بنابراین، گسترش چندانی ندارند و غالبا به صورت توده های عدسی شکل اند.
ساخت گدازه ها
الف ) ساخت منشوری
ب ) ساخت بالشی
ج ) تغییرات داخلی قشر گدازه
آتشفشان ها
اتشفشان ها نیز اشکال دیگری از ساخت های اولیه سنگهای اذرین خروجی اند که در اثر خروج ماگما، بوجود می ایند.
مهم ترین قسمت های یک اتشفشان از نظر زمین شناسی ساختمانی، مخروط و دهانه اتشفشان است که اینک به بررسی انها می پردازیم.
. 1. مخروط آتشفشانی – مخروط اتشفشانی در اثر سرد شدن و تجمع مواد خروجی اتشفشان به وجود می اید این گونه ساختمانها را از نظر های مختلف می توان تقسیم بندی کرد. مثلاً اساس تقسیم بندی سنگ شناسی، جنس سنگهای تشکیل دهنده مخروط و اساس طبقه بندی فیزیوگرافی، مرحله فرسایش ان است اما در زمین شناسی ساختمانی، مخروط ها را از نظر ساختمان داخلی طبقه بندی می کنند. در این تقسیم بندی، می توان انواع مخروط های زیر را تشخیص داد :
الف ) مخروط گدازه ای – این مخروط ها از گدازه های خیلی سیال تشکیل شده و به همین جهتدارای دامنه های کم شیب اند. این مخروط ها تماما از جنس گدازه اند. و در مورد انها قسمت اعظم ماگما از درون دهانه اصلی اتشفشان، خارج شده است.
در مواردی که ماگماهنگام خروج از اتشفشان سرد و لزج باشد، در فاصله کمی پس از خروج از دهانه، منجمد می شود و مخروط پر شیبی را به وجود می اورد که بنام هورنیتو موسوم است.
ب ) مخروط های اذر اواری – این مخروط ها در نتیجه تجمع مواد اذر اواری که از اتشفشان خارج می شود تشکیل شده و در بعضی موارد ممکن است دارای دامنه های پر شیب باشد.
ج ) مخروط مرکب – این مخروط ها از قشر های متناوب گدازه و مواد اذر اواری تشکیل می شود. در این گونه مخروط ها، قسمت اعظم ماگما از دهانه های فرعی اتشفشان خارج می شود.
. 2. دهانه – قسمت بالایی مخروط اتشفشان، بنام دهانه خوانده می شود بسته به وضعیت دهانه، حالات زیر را می توان تشخیص داد :
الف – کرارتر
کرارتر فرورفتگی موجود در انتهای مخروط اتشفشان است که در حالت کلی، به صورت یک مخروط ناقص در بالای ان قرار دارد. قطر قسمت پایین کرارتر معمولاً کم است و ندرتا از 300 متر تجاوز می کند اما قطر قسمت بالای ان، در اثر ریزش دیواره، ممکن است خیلی زیاد باشد.
کرارتر معمولاً در اثر انفجار در قسمت های بالایی دود کش اتشفشان، بوجود می اید.
ب – کالدرا
کالدرا فرورفتگی بسیار بزرگی است که در قسمت های بالایی اتشفشان به وجود می اید. مقطع این فرورفتگی، معمولاً دایره و در بعضی موارد نامنظم است. قطر کالدرا ممکن است به جندین کیلومتر برسد.
کالدرا در نتیجه تخریب دیواره دهانه اتشفشان به وجود می اید.

فصل هشتم – ساخت های اولیه سنگهای اذرین نفوذی

تقسیم بندی توده های نفوذی
در زمین شناسی ساختمانی، توده های نفوذی را بسته به وضعیت انها نسبت به سنگهای مجاور، به دو دسته توده های هم شیب و ناهم شیب تقسیم می کنند. هر یک از این گروه ها، بسته به شکل و ابعاد توده خود به گروه های کوچک تر تقسیم می کنند.
معمولاً در مجاورت توده نفوذی، طبقات رسوبی یا سنگهای دگرگونی حاوی شیستوزیته وجود دارد. اگر توده نفوذی با سطح لایه بندی طبقات رسوبی یا شیستوزیته سنگهای دگرگونی مجاور موازی باشد، ان را توده نفوذی هم شیب و در غیر این صورت، ناهم شیب می گویند.
توده های نفوذی هم شیب
. 1. سیل ها – سیل ها، که بنام ورقه نیز خوانده می شوند، توده های نفوذی لایه ای شکلی اند که به موازات لایه بندی یا شیستوزیته طبقات مجاور، تشکیل می شوند. گسترش سیل ها در بعضی موارد فوق العاده زیاد و ممکن است به چندین هزار کیلومتر مربع برسد. نکته جالب ان است که در بسیاری حالات، ضخامت سیل نیز تقریبا ثابت باقی می ماند. بدیهی است سن سیل همواره از سن سنگهای درون گیر خود، کمتر است.
از نظر وضعیت، سیل ممکن است به حالت افقی، قائم و یا مایل دیده می شود. و بدیهی است در هر حالت، تابع مشخصات لایه های اطراف خود باشد. ضخامت سیل از چند سانتیمتر تا چند صد متر ممکن است تغییر نماید.
. 2. لاکولیت ها - لاکولیت ها توده های نفوذی عدسی مانندی هستند که در فصل مشترک لایه ها نفوذ کرده و طبقات رویی را به صورت گنبد در می اورند. باتوجه به این تعریف،در می یابیم که لاکولیت مشابه سیل ها هستند با این تفاوت که گسترش عرضی لاکولیت ها فقط چند برابر ضخامت انها ست در صورتی که در مورد سیل ها، ممکن است به چندین برابر برسد. سنگهای اذرین تشکیل دهنده لاکولیت معمولاً از نوع متوسط و بازی ( مثل آندزیت نفلین سنییت) می باشد.
. 3. لوپولیت ها – لوپولیت ها توده های نفوذی وسیعی اند که در نتیجه نفوذ ماگما در ساختمان های تشتکی شکل به وجود می ایند. ماگما تشکیل دهنده لوپولیت معمولاً از نوع بازی می باشد.
. 4. فاکولیت ها – فاکولیت ها توده های نفوذی کوچکی هستند که به شکل عدسی، در خط الراس تاقدیس ها و یا در خط القعر ناودیس ها، تشکیل می شوند. بایستی توجه داشت که تنها در حالاتی فاکولیت ها جزو ساختمانهای اولیه سنگهای اذرین به شمار می ایند که سنگها، قبلا به صورت تاقدیس یا ناودیس چین خورده باشند و در حالتی که یک توده نفوذی مثل سیل، همراه با طبقات درون گیر خود چین بخورد، ساختمان حاصله را بایستی در گروه ساخت های ثانوی، طبقه بندی کرد.

توده های نفوذی ناهم شیب
. 1. دایک ها – دایک ها توده های نفوذی لایه ای شکلی اند که طبقات اطراف خود را قطع می کنند. دایک ها غالبا در نتیجه تزریق ماگما در داخل شکستگی سنگها به وجود می ایند. در حقیقت فرق دایک و سیل، تنها درنحوه قرار گرفتن این توده ها نسبت به طبقات اطراف است و در مورد انها نیز همانند سیل ها، می توان انواع ساده مکرر، مرکب و تفریق شده راتشخیص داد.

شنبه 28 شهریور‌ماه سال 1388 ساعت 22:52

0 نظر

کانى

کانی ماده‌ی طبیعی، غیرآلی، بلوری و جامد است که در ترکیب سنگ‌های پوسته‌ی زمین یافت می‌شود. برخی کانی‌ها از یک عنصر خالص و بسیاری از آن‌ها از دو یا چند عنصر درست شده‌اند. در هر صورت، کانی‌ها ترکیب شیمیایی معینی دارند. واژه‌ی کانی از واژه‌ی فارسی کان گرفته شده است که در زبان عربی به آن معدن گفته می‌شود. بنابراین، کانی به ماده‌ای گفته می‌شود که به طور طبیعی از معدن(کان) به دست می‌آید و معدن بخشی از پوسته‌ای زمین است که در آن‌جا به اندازه‌ی چشم‌گیری، کانی یافت می‌شود. موادی مانند شیشه، چینی، آلیاژ‌های گوناگون، که انسان‌ آن‌ها را ساخته است، و موادی مانند مروارید صدف، استخوان، عاج و بسیاری دیگر، که جان‌داران می‌سازند، کانی نیستند.

ویژگی‌های کانی‌ها

کانی‌ها چیزهای همگنی هستند؛ یعنی، ویژگی‌های فیزیکی و شیمیایی همه‌ی ذره‌های سازنده‌ی آن‌ها، یکسان است. برای مثال، اگر یک قطعه هالیت(نمک خوراکی) را به ذره‌های بسیار کوچکی بشکنیم، همه‌ی ذره‌های به دست آمده، مزه‌ی شوری دارند، به سادگی در آب حل می شوند و دیگر ویژگی‌های نمک را نشان می‌دهند.

کانی‌ها مواد بلوری و جامدی هستند؛ یعنی، ذره‌های سازنده‌ی آن‌ها بر اساس نظم و قانون معینی کنار هم قرار گرفته‌اند؛ به نحوی که، همه‌ی سطح‌های بیرونی یک کانی، صاف است. شکل بلوری و منظم کانی‌ها از آرایش اتم‌ها و مولکول‌های درونی آن‌ها ناشی می‌شود.

هر کانی ترکیب شیمیایی ثابتی دارد. برای مثال، پیریت همیشه FeS₂ و کلسیت CaCO₃ همواره است. البته، در برخی کانی‌ها ممکن است نسبت برخی عنصرها تغییر کند. برای مثال، در کانی الوین( FeMgSiO₄ ) ممکن است درصد آهن و منیزیم از بلوری به بلوری دیگر، از صفر تا صد درصد تغییر کند.

برخی کانی‌ها، مانند طلا، از یک عنصر درست شده‌اند. البته، طلا کم‌تر به صورت خالص یافت می‌شود. بلورهای مکعبی و زرد رنگ طلا، اگر با نقره همراه باشند، روشن‌تر و اگر با مس همراه باشند، قرمزتر به نظر می‌رسند. بسیار از کانی‌ها از دو یا چند عنصر متفاوت هستند که با هم مخلوط شده و ماده‌ی مرکبی به وجود آورده‌اند. برای مثال، فراوان‌ترین کانی، یعنی کوارتز، ترکیبی از سیلیسیم و اکسیژن است.

شکل‌گیری کانی‌ها

کانی‌ها از پیوندهای گوناگون بین اتم‌های عنصرها به وجود می‌آیند. تا کنون 92 عنصر در طبیعت شناسایی شده است. از بین این 92 عنصر طبیعی، 8 عنصر اکسیژن، سیلیسیوم، آلومینیوم، آهن، کلسیم، سدیم، پتاسیم، و منیزیم، حدود 5/98 درصد کانی‌ها را می‌سازند. از ترکیب‌شدن این عنصرها با هم، کانی‌ها گوناگونی به وجود می‌آید. برای مثال، از ترکیب شدن اکسیژن با سیلیسیوم، اکسید سیلیسیوم SiO₂(کوارتز) و از ترکیب‌شدن اکسیژن، سیلیسیوم، منیزیم و آهن، الوین( FeMgSiO₄ ) به دست می‌آید.

کانی‌ها علاوه بر این که از نظر ترکیب شیمیایی با هم تفاوت دارند، از نظر شکل ظاهری، رنگ، اندازه و دیگر ویژگی‌ها نیز تفاوت‌های زیادی با هم دارند. این تفاوت‌ها از چگونگی شکل‌گیری آن‌ها برمی‌خیزد. برخی کانی‌ها از سرد شدن ماده‌ی مذاب به دست می‌آیند. همه‌ی کانی‌های سنگ‌های آذرین، مانند کوارتز، فلدسپات، میکا و الوین، این گونه به وجود می‌آیند.

برخی دیگر از کانی‌ها از سرد شدن بخار در سطح سنگ‌ها یا شکاف‌های موجود در آن‌ها به وجود می‌آیند. سرد شدن گاز گوگرد در قله‌های آتش‌فشانی دماوند و تفتان، نمونه‌ای از این فرایند است. کانی‌ها دیگری از بخار شدن محلول‌هایی به وجود می‌ایند که به اندازه‌ی اشباع رسیده‌اند. برای مثال، از بخار شدن آرام‌ دریاچه‌های مرکزی ایران، نمک و گچ به دست می‌آید.

برخی کانی‌ها از واکنش‌های شیمیایی یون‌ها در آب به وجود می‌آیند. برای مثال، در دریاهای گرم، یون کلسیم(⁺² Ca) با یون کربنات(⁺CO₃²)ترکیب می‌شود و کانی کلسیت(CaCO₃) ته‌نشین می‌شود. برخی کانی‌ها نیز پیامد تخریب شیمیایی کانی‌ها دیگر هستند. برای مثال، از تجزیه‌ی شیمیایی فلدسپات‌ها، کانی‌های رستی(کانی‌های تشکیل‌دهنده‌ی خاک) به وجود می‌آیند.

شناسایی کانی‌ها

زمین‌شناسان برای شناسایی کانی‌ها از روش‌های گوناگونی، مانند رنگ‌ شعله، طیف نوری، میکروسکوپ‌های پلاریزان، میکروسکوپ الکترونی و پرتو ایکس، بهره می‌گیرند.

رنگ‌شعله. در این روش تکه‌ای از کانی یا پودر آن را روی شعله نگه می‌دارند و با دستگاهی به آن می‌دمند. با تغییر رنگی که در شعله پدید می‌آید، می‌توان برخی از کانی‌ها را شناسایی کرد. سدیم رنگ زرد، پتاسیم رنگ نارنجی، منیزیم رنگ قرمز، کلسیم رنگ نارنجی، باریم رنگ سبز مایل به زرد و مس رنگ سبز درخشان، به وجود می‌آورد.

طیف نور. در این روش مقدار اندکی از یک کانی را در دستگاهی، که با جرقه‌ی الکتریکی و در فشار زیاد کار می‌کند، قرار می‌دهند تا کانی بخار شود. در این حالت، اتم‌های عنصرهای سازنده‌ی کانی، طول موج ویژه‌ای تولید می‌کنند که پس از عکس‌برداری می‌توان با کمک آن‌ها به عنصرهای سازنده‌ی کانی پی ‌برد.

میکروسکوپ پلاریزان. در این روش، ضخامت یک قطعه سنگ را که دارای کانی‌های گوناگون است، به اندازه‌ای کم می‌کنند تا شفاف شود و نور از آن بگذرد. سپس آن را زیر میکروسکوپ پلاریزان بررسی می‌کنند. اکنون از روی شکل ظاهری، نوع شکستگی، ضریب شکست نور، رنگ و دیگر ویژگی‌ها، کانی را شناسایی می‌کنند.

میکروسکوپ الکترونی. لایه‌ی نازکی از کانی را با این میکروسکوپ مطالعه می‌کننند. باریکه‌ی الکترونی به کانی برخورد می‌کند و بخشی از آن به کانی جذب می‌شود که سایه‌ای از کانی روی صفحه‌ی ویژه‌ای به وجود می‌آورد. بررسی این سایه از نظر شکل ظاهری، شکستگی‌ها و ساختمان درونی کانی‌ها، به شناسایی کانی می‌انجامد.

پرتو ایکس. این روش در شناسایی کانی‌ها، به‌ویژه کانی‌هایی که ترکیب شیمیایی مشابهی دارند، بسیار کارآمد است. پرتوهای ایکس را به بلور کانی می‌تابانند. بخشی از این پرتوها از کانی می‌گذرد و بخشی پس از برخورد با ذره‌هایی که در گوشه‌های شبکه‌ی بلور کانی قرار دارند، بازتاب می‌یابد. با برسی عکس به دست آمده از اثر این پرتوها بر فیلم عکاسی، می‌توان کانی مورد نظر را شناسایی کرد.

شناسایی کانی‌های آشنا

به کمک ویژگی‌های فیزیکی و شیمیایی کانی‌ها، می‌تـوان به روش‌های ساده‌تری برخی از کانی‌های بسیار شناخته شده را شناسایی کرد.

شکل بلور. اندازه‌ی بلورها ممکن است بسیار بزرگ یا بسیار کوچک باشد. در حالی که وزن کانی بریل ممکن است تا 200 تن هم برسید، برخی کانی‌ها تنها با پرتوهای ایکس دیده می‌شوند. شکل کانی‌ها نیز بسیار گوناگون است. با وجود این، زاویه‌های بین سطح‌های مشابه در همه‌ی بلورهای یک کانی همواره یکسان است. برای مثال، بلور نمک، چه بزرگ و چه کوچک، همواره مکعبی شکل است و بین سطح‌های خود، زاویه‌ 90 درجه دارد.

سختی. دانشمند اتریشی به نام فردریش موهس(1839-1773) مقیاسی برای درجه‌ی سختی کانی‌ها وضع کرد. مقیاس او از درجه‌ی یک برای تالک(نرم‌ترین کانی) تا درجه‌ی 10 برای الماس (سخت‌ترین کانی) است. بر اساس این مقیاس، سختی ناخن انسان، 5/2، سکه‌ی مسی 5/3 و چاقوی فولادی قلم‌تراش، 5/5 است. اکنون با توجه با این که در اثر کشیدن این چیزها بر سطح کانی، در آن خراش ایجاد می‌شود یا نه، سختی کانی را اندازه می‌گیرند و با توجه با سختی، کانی را شناسایی می‌کنند.

رَخ(کلیواژ). رخ به شکستگی کانی‌ها در راستای سطح صاف، پس از وارد شدن ضربه‌ای شدید، مانند ضربه‌ی چکش، گفته می‌شود. میکا در یک جهت می‌شکند و ورقه ورقه می شود؛ کوارتز خورد می‌شود؛ نمک خوراکی رخ سه جهتی قائم و کلسیت رخ سه جهتی غیر قائم دارد.

رنگ. برخی کانی‌ها همیشه به یک رنگ دیده می‌شوند. برای مثال، طلا همواره زرد، مالاکیت، گرافیت همیشه سیاه و مالاکیت به رنگ سبز فیروزه‌ای است. رنگ را باید در سحی که به تازگی شکسته شده است، مشاهده کرد. زیرا هوازدگی رنگ سطح رویی را تغییر می‌دهد.

اثر بر چینی بدون لعاب. در این روش کانی را بر چینی بدون لعاب( پشت نعلبکی بخشی که لعاب ندارد) می‌کشند تا لایه‌ی نازکی از آن بر سطح چینی بماند. کانی‌های نافلزی اثر بی‌رنگ یا به رنگ روشن دارند و کانی‌های فلزی رنگ‌های تیره‌تری پدید می‌آورند. برای مثال، کانی زرد رنگ پیریت، رنگ سیاه برجای می‌گذارد و اثر هماتیت، که بیش‌تر به رنگ خاکستری و ساه است، قرمز قهوه‌ای دیده می‌شود.

جلا. جلو یا درخشندگی سطح کانی نیز در شناسایی آن سودمند است. کانی‌های فلزی نور را به‌خوبی بازمی‌تابانند و به اصطلاح جلای فلزی دارند. هالیت و کوارتز، جلای شیشه‌ای و اوپال و اسفالریت، جلای صمغی دارند.

چگالی(جرم‌حجمی). برای به دست آوردن چگالی کانی‌ها، جرم آن‌ها را با ترازو و حجم را با استوانه‌ی درجه‌بندی شده دارای آب، اندازه می‌گیرند تا با تقسیم کردن جرم بر حجم، چگالی کانی به دست آید. چگالی بیش‌تر کانی های سیلیکاتی، که بخشی زیادی از پوسته‌ی زمین را می‌سازند، حدود 5/2 تا 5/3 گرم بر سانتی‌متر مکعب است. کانی‌هایی که در ساختمان خود عنصرهای سنگینی مانند سرب و باریوم دارند، دارای چگالی بالایی هستند. برای مثال، چگالی گالن(PbS)، حدود 5/7 گرم بر سانتی‌متر مکعب است.

نام‌گذاری کانی‌ها

بیش‌تر کانی‌ها نام‌های کهنی دارند و اثر واژگان یونانی و رومی را بر خود دارند. برخی کانی‌ها نیز به نام کاشفشان یا برای سپاس‌گذاری از کوشش‌های دانشمندان بزرگ نام‌گذاری شده‌اند. به‌طور کلی نام کانی‌ها به روش‌های زیر برگزیده شده است:

1. نام برخی کانی‌ها بسیار کهن است و هنوز دلیل نامیده شدن به چنین نام‌هایی را به‌درستی نمی‌دانیم؛ مانند کوارتز.

2. نام برخی از کانی‌ها از نام کاشفشان گرفته شده است؛ مانندکوولیت از کوولی، کانی‌شناس ایتالیایی.

3. نام برخی کانی‌ها از نام جایی گرفته شده که نخستین‌بار در آن‌جا پیدا شده‌اند؛ مانند آرگونیت از آرگون در اسپانیا.

4. برخی کانی‌ها نام‌های افسانه‌ای دارند؛ مانند مارتیت از مارس(خدای جنگ).

5. نام برخی کانی‌ها از ترکیب شیمیایی آن‌ها گرفته شده است؛ مانند سیدریت از سیدروس به معنای آهن.

6. نام برخی از کانی‌ها از ویژگی‌های فیزیکی آن‌ها گرفته شده است؛ مانند باریت از باروس به معنای سنگین.

7. نام برخی از کانی‌ها از نوع کاربرد آن ها گرفته شده است؛ مانند نفریت از نفرون کلیه‌ها، زیرا این کانی برای درمان آسیب‌ها کلیه سودمند است.

8. نام برخی از کانی‌ها از رنگ آن‌ها گرفته شده است؛ مانند الوین به معنای کانی سبز زیتونی.

9. برخی کانی‌ها نام محلی دارندکه جنبه‌ی جهانی پیدا کرده است؛ مانند کرندوم و سافیر که نام هندی این کانی‌هاست.

کانی‌هایی با نام‌های ایرانی

1. بیرونیت( Birunite ): سیلیکات کلسیم و کربنات کلسیم آب‌دار

این کانی در سال 1957 میلادی کشف و به افتخار دانشمند ایرانی، ابوریحان بیرونی نام‌گذاری شد تا بزرگ‌داشتی بر پژوهش‌های وی درباره‌ی کانی‌ها و سنگ‌ها باشد.

2. آویسنیت( Avicennite ): اکسید تالیوم و آهن

این کانی در سال 1958 میلادی کشف شد و به افتخار دانشمندایرانی، ابن سینا، نام‌ گذاری شد. ابن سینا نخستین طبقه‌بندی کانی‌ها را در کتاب شفا آورده است.

3. تالمسیت( Talmessite ): آرسنات آب‌دار کلسیم، منیزیم و باریوم)

این کانی را باریان و هرپن در سال 1960 در معدن قدیمی تالمسی در کنار دهی به همین نام در انارک یزد کشف کردند و نام این معدن را بر آن گذاشتند. این کانی ویژگی فاوئورسان دارد و رنگ آن بی‌رنگ تا سبز می‌شود.

4. ایرانیت( Iranite ): کرومات سرب آب‌دار

این کانی را باریان و هرپن در سال 1963 در یکی از معدن‌های قدیمی سه‌برز در شمال غربی انارک کشف کردند و نام ایرانیت را بر آن نهادند. این کانی زرد زعفرانی و دارای جلای شیشه‌ای، در پیرامون نایبندان نیز یافت می‌شود.

5. خونیت( Khuniite ): کرومات سرب، روی و مس

این کانی را ادیب و اتمان در سال 1970 میلادی در معدن قدیمی خونی در شمال انارک کشف کردند. این کانی به کانی ایرانیت شباهت زیادی دارد، اما رنگ زرد آن به قهوه‌ای گرایش دارد.

6. انارکیت( Anarakite ): کلرید بازی روی و مس

این کانی را ادیب و اتمان در سال 1972 در انارک کشف کردند و نام همین بخش را بر این کانی سبز رنگ نهادند.

7. خادمیت( Khademite ): سولفات بازی و آب‌دار آلومینیوم

این کانی را باریان، برتلون و صدرزاده در ساغند یزد کشف کردند و به افتخار نصرالله خادم، ریاست آن زمان سازمان زمین‌شناسی ایران، نام‌گذاری کردند.

طبقه‌بندی کانی‌ها

طبقه‌بندی کانی‌ها ممکن است برپایه‌ی چگونگی شکل‌گیری آن‌ها انجام شود. بر این اساس، آن‌ها را به کانی‌های ماگمایی، رسوبی و دگرگونی طبقه‌بندی می‌کنند. روش دیگر برای طبقه‌بندی کانی‌ها، توجه به ترکیب شیمیایی آن‌هاست که در این‌جا مورد توجه است.

1. سلیکات‌ها: از ترکیب شدن سیلیسوم، اکسیژن و یک یا چند فلز به دست می‌آیند. به دو دسته‌ی سیلیکات‌های تیره(دارای آهن و منیزیم) و سیلیکات‌های روشن(بدون آهن و منیزیم) تقسیم می‌شود. الوین، پیروکسین، آمفیبول، میکای سیاه، تورمالین، تالک، سرپانتین و آزبست، نمونه‌هایی از دسته‌ی نخست، کوارتز، فلدسپات، میکای سفید و کائولینیت، نمونه‌هایی از دسته‌ی دوم هستند.

2. سولفات‌ها: از ترکیب شدن اکسیژن، گوگرد و یک یا چند فلز به دست می‌آیند. حدود 150 کانی از این گونه وجود دارد که انیدریت، ژیپس، باریت و آلونیت از آن‌ها هستند.

3. کربنات‌ها: از حل شدن دی‌اکسیدکربن در آب باران، اسیدکربنیک به دست می‌آید و این اسد یون بی‌کربنات را به وجود می‌آیورد. از ترکیب شدن این یون با یون‌ها مثبت فلزی، حدود 70 گونه کانی کربناتی به وجود آمده است. کلسیت، دولومیت، منیزیت، سیدریت، اسمیت‌ سونیت، سروزیت و مالاکیت از آن‌ها هستند.

4. فسفات‌ها: از ترکیب شدن فسفر، اکسیژن و یک یا چند فلز به دست می‌آیند. آپاتیت و فیروزه نمونه‌هایی از این دسته هستند.

5. هالیدها: ترکیب‌های گوناگونی از هالوژن‌ها، یعنی کلر، فلئور، برم و ید با یک فلز هستند. هالیت، سیلویت و فلئوریت از این دسته‌اند.

6. سولفیدها: ترکیبی از گوگرد با یک فلز هستند. بیش از 200 نوع سولفید در طبیعت پیدا شده که گالن، پیریت، اسفالریت وکالکوسیت از آن‌ها هستند.

7. اکسیدها: از ترکیب شدن اکسیژن با یک فلز به دست می‌آیند. یخ، هماتیت، مانیتیت، لیمونیت و کورندوم از این دسته‌اند.

8. عنصرها: از بین همه‌ی عنصرهایی که در زیمن پیدا می‌شود، فقط حدود 20 عنصر به صورت خالص می‌تواند سازنده ی کانی باشند. طلا، نقره، مس، کربن و گوگرد از این دسته‌اند.

کاربرد کانی‌ها

کانی‌ها در آغاز به همان صورت که از پوسته‌ی زمین به دست می‌آمدند، به کار می‌رفتند. برخی از این کانی‌ها که بلورهای ظریف و پایدار در برابر فرسایش داشتند، پس از صیقل‌کاری و تراش خوردن، به عنوان آرایش به کار می‌رفتند. به این کانی‌ها سنگ‌های قیمتی یا جواهر می‌گوییم. الماس، فیروزه، یاقوت کبود، زمرد، زبرجد، لعل، چشم گربه، عقیق، مروارید، و درّکوهی از مهم‌ترین کانی‌های گران‌بها هستند.

از زمانی که بشر به فن‌آوری ذوب کردن فلز، قالب‌ریزی و تولید آلیاژ دست یافت، کاربرد کانی‌ها نیز گسترش یافت. امروزه بیش از 40 نوع کانی و صدها ترکیبی که از آن‌ها به دست می‌آید، در صنعت کاربرد دارند. در ادامه به برخی از این کاربردها اشاره می شود.

الیوین: جواهر و مواد دیرگداز

پیروکسن‌ها: جواهر، به دست آوردن فلزهای کمیاب

آمفیبول‌ها: جواهر، پارچه‌ی مقاوم به آتش و مواد دیرگداز

میکاها: عایق الکتریکی در رادیو، تلویزیون و دیگر دستگاه‌های الکتریکی، شیشه‌ی دریچه‌ی کوره‌های ذوب فلز، کاغذ دیواری، لاستیک‌سازی، کاغذ معمولی، رنگ‌روغن نسوز، طلق سماور و چراغ آشپزخانه

تورمالین: الکترونیک، به دست آوردن بُر، جواهر

تالک: کاغذسازی، نساجی، لاستیک سازی، صابون خیاطی، صفحه کلید برق، سرامیک‌سازی، حشره‌کش، عایق پشت‌بام، پودر بچه و مواد آرایشی

سرپانتین: سنگ‌ روکار ساختمان، مواد دیرگداز، به دست آوردن منیزیم

آزبست: پارچه‌ی نسوز، توری چراغ، عایق حرارتی، لنت ترمز، لوله و ورقه‌های سیمانی. کاربرد آن به دلیل نقش آن در بروز بیماری در شش‌ها، ممنوع شده است.

کوارتز : ساعت‌سازی، ابزارهای نوری و اخترشناسی، کاغذ، شیشه، سمباده و جواهر

ارتوزها: لعاب چینی و کاشی

پلاژیوکلازها: جواهر و نمای ساختمان

کائولینیت: ظرف چینی، کاغذ، رنگ‌ و پلاستیک

ژیپس: ساختمان‌سازی، مجسمه‌سازی، کاغذ، کند‌کننده در سیمان پورتلند، افزایش باروری خاک، بتونه‌ی نقاشی و برای رشد مخمرها در صنعت غذا.

باریت: دارو، عکس‌برداری از لوله‌ی گوارش، رنگ، پلاستیک، مواد عایق، کاغذ و گل حفاری

کلسیت: سنگ نمای ساختمان، مجسمه‌سازی، سیمان، تصفیه‌ی آب، شیشه‌سازی، چرم‌سازی، ابزارهای نوری برای ایجاد نور پلاریزه، کاغذ سازی، کشاورزی و ذوب فلزها

دولومیت: ساختن آجر برای آستر کوره‌های حرارتی و سیمان پورتلند

منیزیت: آجر نسوز، به دست آوردن منیزیم

زرنیخ: پزشکی، رنگ‌سازی، حشرهکش و تهیه‌ی ارسنیک

آپاتیت: کودهای شیمیایی و اسیدفسفریک

مالاکیت: مواد آرایشی، نمای درونی ساختمان و تهیه‌ی مس

هالیت : سدیم و کلر، شوینده‌ها، پارچه بافی، چوب‌بری، رنگرزی، چرم‌سازی، کودسازی، نگهداری مواد غذایی و خنک کننده‌ی موتور یخچال

سیلویت: به دست آودرن پتاسیم و کلر و کود شیمیایی

فلوئوریت: ذوب فلزها و ابزارها نوری

گوگرد: اسیدسولفوریک، لاستیک‌سازی، نساجی، دباغی، رنگ‌سازی، کاغذسازی، مواد منفجره، کبریت‌سازی، سم دفع آفت، کود و حشره‌کش

طلا: جواهر، سکه، دندان، ترانزیستورها و دیودها، هواپیماسازی، صنعت فضا وکاتالیزور فرایندهای شیمیایی

نقره: جواهر، سکه، کاغذسازی و کاتالیزور فرایندهای شیمیایی

مس: صنعت الکتریکی و الکترونیک، لوله‌سازی، سکه، ظرف، آلیاژ، رنگ آب و سبز، آبکاری، مواد آرایشی، فرایندهای شیمیایی و محلول شوایتزر(حلال سلولز پنبه)

الماس: جواهر، ابزار برنده و سایند و سرمته‌ی حفاری

گرافیت: ساختن بوته‌ی کوره‌های فولادسازی، رنگ‌سازی، صنعت برق، نیروگاه‌های هسته‌ای، واکس و مدادسازی

از بسیاری از کانی‌ها نیز فلزهای مهمی به دست می‌آید یا در فرآیند تولید فلز به کار می‌روند:. سیدریت، مانیتیت، هماتیت و لیمونیت(آهن)، اسمیت سونیت و اسفالریت(روی)، سروزیت و گالن(سرب)، کالکوسیت، کالکوپیریت و کوپریت(مس).

شنبه 28 شهریور‌ماه سال 1388 ساعت 22:50

0 نظر