زمین لرزه

زمین‌لرزه یا زلزله لرزش و جنبش زمین است که به علّت آزاد شدن انرژی ناشی از گسیختگی سریع در گسلهای پوستهٔ زمین در مدّتی کوتاه روی می‌دهد. محلّی که منشأ زمین‌لرزه است و انرژی از آنجا خارج می‌شود را کانون ژرفی، و نقطهٔ بالای کانون در سطح زمین را مرکز سطحی زمین‌لرزه می‌گویند. پیش از وقوع زمین‌لرزهٔ اصلی معمولاً زلزله‌های نسبتاً خفیف‌تری در منطقه روی می‌دهد که به پیش‌لرزه معروف‌اند. به لرزش‌های بعدی زمین‌لرزه نیز پس‌لرزه می‌گویند که با شدّت کمتر و با فاصلهٔ زمانی گوناگون میان چند دقیقه تا چند ماه رخ می‌دهند.

زمین لرزه نتیجهٔ رهایی ناگهانی انرژی از داخل پوسته زمین است که امواج ارتعاشی را ایجاد می‌کند. زمین‌لرزه‌ها توسط دستگاه زلزله‌سنج یا لرزه‌نگار ثبت می‌شوند. مقدار بزرگی یک زلزله متناسب با انرژی آزاد شده زلزله است. زلزله‌های کوچک‌تر از بزرگی ۳ ریشتر اغلب غیر محسوس و بزرگ‌تر از ۶ ریشتر خسارت‌های جدی را به بار می‌آورند، البته ریشتر که هر واحد اضافه آن حدوداً ده برابر قبلی است (مثلا ۵ نسبت به ۶) فقط واحد اندازه و شدت انرژی تخلیه شده‌است اما عوامل متعدد دیگری از فاصله گرفته (عمق بیشتر تأثیر کمتر از زیر ده کیلومتر تا ۷۰۰ کیلومتر همین‌طور فاصله بیشتر افقی از رومرکز) تا جهت لرزش (عمودی یا ضربه‌ای) و نوع طول موج لرزش^{[نیازمند منبع]} (فاصله جابجایی مکانی رفتی و برگشتی در هر لرزش) در میزان تخریب تأثیر دارند. امواج زلزله سه نوع P و S (امواج بدنی) و سطحی دارند که نوع P که اول می‌آید به امواج فشاری یا طولی مشهور است زیرا امواجش ضربه‌ای بوده و در جهت انتشار می‌لرزانند (مانند بازی کشیدن طناب) و در پوسته زمین با سرعت ۱٫۵ تا ۸ کیلومتر در ثانیه پیش‌می‌روند برعکس امواج S یا امواج قیچی تا ۱٫۷ بار سرعتشان کمتر است و در جهت عمود بر خط انتشار می‌لرزانند (مانند تکاندن سفره) اما نمی‌توانند از مایعات مثلا آب یا سنگ مذاب مثل هسته بیرونی زمین رد شوند. زمین‌لرزه شدید در عمق با زاویه‌ای ۱۰۵ درجه نواحی سطحی را می‌لرزاند و نواحی ورای این زاویه منطقه سایه نامیده می‌شوند و از این رو تجربه نشان داده که امواج P فشاری نسبت به S دامنه بسیار وسیع‌تری از منطقه سایه را پوشش می‌دهند و موج P می‌تواند با تغییر جهت و گذر از گوشته یا هسته بیرونی زمین منطقه‌ای بسیار دور از رومرکز را بلرزاند.^[۱]

در نزدیکی سطح زمین، زلزله به صورت ارتعاش یا گاهی جابجایی زمین نمایان می‌شود. زمانی که مرکز زمین‌لرزه در داخل دریا باشد، در صورت تغییر شکل زیاد و سریع بستر دریا باعث ایجاد سونامی می‌شود که معمولاً در زلزله‌های بزرگ‌تر از بزرگی هشت ریشتر اتفاق می‌افتد. ارتعاشات زمین باعث ریزش کوه و همین‌طور فعالیت‌های آتشفشانی می‌شوند.

در حالت کلی کلمهٔ زمین‌لرزه هر نوع ارتعاشی را در بر می‌گیرد - چه ارتعاش طبیعی چه مصنوعی توسط انسان - که موجب ایجاد امواج ارتعاشی می‌شود. زمین‌لرزه‌ها اغلب نتیجه حرکت گسل‌ها هستند، و همین‌طور می‌تواند حاصل فعالیت‌های آتشفشانی، ریزش کوه‌ها، انفجار معدن‌ها و آزمایش‌های هسته‌ای باشد.

نقطهٔ آغازین شکاف لرزه را کانون می‌نامند. مرکز زمین‌لرزه نقطه‌ای در راستای عمودی کانون و در سطح زمین است. 

آمادگی

به منظور تعیین احتمال فعالیت‌های لرزه‌نگاری آینده، زمین شناسان و دانشمندان سنگهای منطقه را بررسی می‌کنند تا تعیین کنند اگر سنگها به نظر «فشرده» می‌رسد. مطالعهٔ گسلهای یک منطقه به مطالعهٔ زمان سپری شده برای تشکیل فشار کافی برای وقوع زلزله توسط گسل نیز به عنوان یک تکنیک پیش بینی، کمک می‌کند. اندازه‌گیری‌ها بر اساس میزان انرژی کرنش انباشته در گسل در هر سال، زمان سپری شده از آخرین زلزله بزرگ، و انرژی و قدرت آخرین زلزله بنا می‌شوند. تمام این حقایق به دانشمندان اجازه می‌دهد میزان فشار لازم برای ایجاد گسل زلزله را تعیین کنند. اگرچه این روش بسیار مفید است، آن را تا به حال تنها در گسل سان آندریاس کالیفرنیا اجرا کرده‌اند. امروزه راه‌هایی برای محافظت و آماده‌سازی محل‌های احتمالی زمین لرزه از آسیب شدید وجود دارد که از طریق فرایندهای زیر است: مهندسی زلزله، آمادگی دربرابر زلزله، ایمنی لرزه‌ای خانواده، دایر کردن تجهیزات لرزه‌ای (از جمله اتصالات، مواد و روش‌های خاص)، خطر زلزله، کاهش حرکت زمین لرزه، و پیش بینی زلزله. مقاوم‌سازی لرزه‌ای این است که ساختارهای موجود را نسبت به فعالیت‌های زمین لرزه، حرکت زمین یا شکست خاک ناشی از زلزله مقاوم تر و بهتر کند. با درک بهتر از تقاضا لرزه‌ای در سازه‌ها و با تجربه‌های اخیر زمین لرزه‌های بزرگ در نزدیکی مراکز شهری، نیاز به مقاوم‌سازی لرزه‌ای هرچه بیشتر است. قبل از معرفی کدهای مدرن لرزه در اواخر ۱۹۶۰ برای کشورهای توسعه یافته (آمریکا، ژاپن و …) و در اواخر ۱۹۷۰ برای بسیاری از دیگر نقاط جهان (ترکیه، چین و …)، سازه‌های بسیاری بدون جزئیات کافی برای محافظت و تقویت لرزه‌ای طراحی شده بودند. با در نظر گرفتن مشکل قریب‌الوقوع، کارهای تحقیقاتی مختلفی انجام گرفت. علاوه بر این، دستورالعمل‌های فنی برای ارزیابی لرزه‌ای، در سراسر جهان ایجاد و بازسازی شده‌اند و به چاپ رسیده‌اند—مانند ASCE - SEI ۴۱ و دستورالعمل انجمن مهندسی زلزله نیوزیلند (NZSEE).

تاریخ

پیش از قرون میانه

از زمان آناکساگوراس فیلسوف یونانی در قرن ۵ پیش از میلاد تا قرن ۱۴ میلادی، زمین لرزه معمولاً نسبت داده می‌شد به «هوا (بخار) در حفرات از زمین». تالس (۶۲۵–۵۴۷ پیش از میلاد) تنها کسی است که به‌طور مستند معتقد بود که زمین لرزه توسط تنش میان زمین و آب تولید می‌شود. نظریه‌های دیگری هم وجود داشت، از جمله فیلسوف یونانی آناکساماین(۵۸۵–۵۲۶ پیش از میلاد) باورداشت که شیب قسمت کوتاه از خشکی و رطوبت فعالیت‌های لرزه‌ای را ناشی می‌شود. دموکریتوس (۴۶۰ – ۳۷۱ پیش از میلاد) به‌طور کلی آب را برای زلزله سرزنش می‌کرد. پلینی ارشد کلیسا زلزله را «رعد و برق زیر زمینی» نامید.

بزرگی زمین‌لرزه

بزرگی زمین‌لرزه را به صورت زیر تعریف می‌کنند:

بزرگی زلزله، M برابر لگاریتم در پایه ده دامنه حداکثر (برحسب میکرون) حرکت، A، است که توسط لرزه‌سنج استاندارد ووداندرسون در فاصله صد کیلومتری از مرکز زلزله ثبت شده باشد.

• M = Log(10) A

همچنین، جهت تعیین انرژی آزاد شده توسط هر زلزله رابطه‌ای توسط ریشتر – گوتنبرگ در سال ۱۹۵۶ ارائه گردید که میزان انرژی آزاد شده در کانون زلزله بر حسب ارگ (erg) و بزرگی آن "M" مشخص می‌نماید.

• Log E =۱۱٫۴ + ۱٫۵ M

با یک محاسبه ساده می‌توان نشان داد که با افزایش یک درجه‌ای اندازه بزرگی زلزله، مقدار انرژی آزاد شده تقریباً ۳۲ برابر می‌گردد.

انواع زلزله

زلزله‌ها از دید جهت آزاد شدن انرژی به دو گونهٔ افقی و عمودی تقسیم‌بندی می‌شوند. خرابی‌های عمده و وسیع معمولاً بر اثر زلزله‌هایی از نوع افقی صورت می‌پذیرند. چرا که اغلب بناها در برابر بارهای عمودی مقاومت کافی دارند.

براساس میزان خرابی به وجود آمده زلزله‌ها به ده درجه بر مبنای مرکالی تقسیم می‌گردند.

ثبت زلزله‌ها

به منظور ثبت زلزله‌ها از دستگاهی به نام لرزه سنج یا شتاب نگار استفاده می‌شود. داده‌های به دست آمده از این دستگاه یا به صورت یک سری از اعداد بیانگر شتاب است که به صورت (شتاب - زمان) دسته‌بندی شده‌اند یا صرفاً یک سری اعداد بیانگر شتاب زمین است. در این مورد اخیر در ابتدای داده‌ها اشاره می‌گردد که فاصله زمانی این داده‌ها چند ثانیه‌است. داده‌های زلزله‌های ایران از سایت مرکز تحقیقات ساختمان و مسکن به نشانی http://www.bhrc.ac.ir/ قابل دریافت است.

زمین‌لرزه سراوان سال ۱۳۹۲

نوشتار اصلی: زمین‌لرزه سراوان (۱۳۹۲)

در تاریخ ۲۷ فروردین ۱۳۹۲ زمین‌لرزه‌ای به بزرگی ۷٫۵ ریشتر منطقه سراوان در استان سیستان و بلوچستان را لرزاند. نکته جالب و شگفت‌انگیز اینکه این زمین لرزه پس از زلزله طبس گلشن (۷٫۷ ریشتر) در سال ۱۳۵۷، در صد سال گذشته بی نظیر بود. زمین لرزه سراوان ارتفاع منطقه زلزله زده را به طول ۱۵ کیلومتر از حالت طولی و عرضی ۴۵ سانتیمتر بالاتر از سطح دریا برد

توپوگرافی کف اقیانوس ها

نیروهای حرکت دهنده صفحات لیتوسفر

صفحات تشکیل دهنده پوسته زمین شامل 12 صفحه و به اندازه های متفاوت است که به ترتیب شامل صفحه آرام، صفحه آفریقا، صفحه آمریکای شمالی، صفحه قطب جنوب، صفحه هندوستان- استرالیا، صفحه کارائیب، صفحه فیلیپین، صفحه کوکوس، صفحه نازکا، صفحه اوراسیا، صفحه آمریکای جنوبی و صفحه عربی می باشند. بر پایه مشاهدات فورسات (1975) سرعت پلیت مستقل از مساحت پلیت است و پلیت های متصل به ورقه ی لیتوسفری فرو رونده سریعتر از سایر پلیت ها حرکت می کنند. به علاوه صفحاتی که دارای مساحت بیشتری از پوسته قاره ای اند، خیلی کندتر حرکت می کنند و به عقیده آنان گشتاور هر پلیت در حال تعادل بایستی صفر باشد و این بدان معنی است که نیروی محرک با نیروی بازدارنده بایستی برابر باشند. بطور کلی نیروهایی که بر صفحات اثر می کنند شامل موارد زیر می باشند

نیروی فشارنده پشته FRP

در پشته ها نیروی فشارنده پشته بر لبه های صفحات جدا وارد می شود و این نیرو از رانش مواد داغ تزریق شده در حد فاصل دو صفحه منشا می گرد و باعث برآمدگی پشته می شود این نیرو از طرف لیتوسفر سرد و ضخیم شده نیز می تواند منشا گیرد که بر پوسته داغ و نازک فشار وارد کرده و آنرا خم می کند. اگر سرعت استنوسفر بیشتر از سرعت پلیت باشد، کشش گوشته، میزان حرکت پلیت را افزایش می دهد. اما اگر سرعت استنوسفر کمتر باشد، مانند مانعی عمل کرده و سرعت صفحه را کاهش می دهد. کشش گوشته در زیر قاره ها 8 برابر بیشتر از کشش گوشته در زیر اقیانوس هاست و این امر می تواند به خاطر سرعت زیاد لیتوسفر قاره ای می باشد که خود ناشی از گرادیان زمین گرمایی کمتر گوشته زیر پوسته قاره ای است.

نیروی شناوری منفی FNB

در زونهای فرو رانش نیروی اصلی وارد بر صفحات از نیروی شناوری منفی صفحه سرد و چگال فرو رونده ناشی می شود. در اعماق 200 تا 300 کیلومتری (محل تغییرات الیوین آلفا به الیوین بتا) که باعث تغییر ناگهانی چگالی می شود و افزایش چگالی نیرو قائم کشندی بر بخش بالای ورقه فرو رونده اعمال کرده و باعث سهولت رانش صفحه فرو رونده به درون گوشته می شود.

نیروی مقاومت پشته RR

نیروی مقاومت پشته که از پوسته شکننده بالایی منشا گرفته و وجود فعالیتهای لرزه ای در پشته های میان اقیانوسی نشان دهنده آن است. این نیرو کوچک بوده و برآیند کلی رانش پشته و مقاومت پشته در نهایت نیروی رانش است.

نیروی کشش اصطکاکی گوشته FDO,FDC

این نیرو بر قاعده سنگ کره (لیتوسفر) قاره ای و اقیانوسی عمل می کند که نیروی عمل کننده بر لیتوسفر قاره ای با FDC و نیروی عمل کننده بر لیتوسفر اقیانوسی با FDO مشخص می شود. اگر سرعت استنوسفر از کشش اصطکاکی گوشته بیشتر شود، این کشش حرکت صفحه را تشدید می کند و اگر سرعت استنوسفر کمتر باشد این نیرو از حرکت صفحه جلوگیری می کند.

نیروی کشنده صفحه FSP و نیروی مقاومت صفحه FRS

بخشی از نیروی شناوری منفی بصورت قائم و بصورت نیروی کشنده صفحه FSP به صفحه منتقل می شود و بخش دیگر آن شامل نیروی مقاومت صفحه FSR است که بر لبه صفحه فرو رونده اعمال میشود و در این بخش میزان آن 5 تا 8 برابر بیشتر از کشش اصطکاکی گرانروی بین سطوح بالا و پایین است. خمیدگی لیتوسفر فرورونده به هنگام زیر روی در پاسخ به نیروی FNB باعث توسعه رژیم کششی در بخش سطحی صفحه فرورونده می شود، در برابر این خمیدگی نیروی مقاومت خمش RB وجود دارد. نیروی دیگر مقاوم در برابر حرکت در مناطق فرو رانش، اصطکاکی بین دوصفحه است.

نیروی مقاومت صفحه بالایی RO

نیروی اصطکاکی بین دو صفحه در مناطق فرو رانش است که به صورت زلزله ای شدید و فعالیت های مشاهده شده در اعماق کم در مناطق فرو رانش دیده می شود. اگر نیروی رانش پشته (Fsp) بیشتر از Rs+RO باشد، در اینصورت صفحه فرو رونده با سرعتی بیش از سرعت نهایی فرو میرود و صفحه فرو رفته را در ژرفای کم دچار کشش می کند. اگر Rs+RO از Fsp کمتر باشد، بخش فرو رفته دچار فشارش میشود. در مناطق فرو رانش صفحه روئی، نیروی مکش ژرفا یا مکش گودال، دچار کشش شده و این امر باعث ایجاد شکستگی های موازی گودال در صفحه رویی می شود که معابر مناسب برای خروج گدازه ها و جایگیری ماگما را فراهم می کند. نیروی مکش گودال علل مختلفی دارد که از آن جمله می توان به افزایش تدریجی شیب زون بنیوف با افزایش عمق، عقب نشینی صفحه در حال فرورانش، وجود جریان همرفتی ثانویه در گوه گوشته ای و مکانیزمهایی که به تشکیل حوضه های کششی پشت قوس منجر می شوند، اشاره کرد.

نیروی مقاومت برخوردی FCR

نیروی مقاومت در برابر حرکت، بیشتر به هنگام برخورد دو صفحه قاره ای می باشد. این نیرو هم در زون جوش خورده و هم در صفحه بالایی توسعه می یابد.

نیروی مقاومت گسل ترانسفورم FTFR

این نیروی مقاوم در محل اتصال صفحات قاره ای و اقیانوسی (رسیدن یک پشته به زون فرو رانش) دیده می شود و این نیرو به موازات گسلها بوده و زمین لرزه های با ساز و کار امتداد لغز و کانون عمقی کم ژرفا تولید می کند.

الماس از پیدایش در زمین تا تولید صنعتی

الماس،ازپیدایش در زمین تا تولید صنعتی

الماس نام خود را از خاصیت سختی بالای آن و از کلمه یونانی (adamas) به معنی غیر قابل تسخیر (unconquerable) گرفته است هیچ چیز از نظر سختی نمی تواند با الماس رقابت کند سختی الماس (با درجه سختی۱۰) ۱۴۰ بار بیشتر از کرندم با درجه سختی ۹ وگوهر های مربوط به این خانواده یعنی یاقوت قرمز(ruby) و یاقوت کبود(sapphire) می باشد با وجود اینکه سختی الماس در جهت های مختلف کریستالی متفاوت است یک الماس را فقط می توان با یک الماس دیگر یا پودر الماس برش داد.

درخشش(Luster) بی مانند و قوی الماس راهی است برای شناسایی الماس بوسیله یک چشم با تجربه با کانیهای جانشین آن (imitation)،که امروزه این کانیها به وفور در بازار دیده می شوند. الماس معمولا" به واکنشهای شیمیایی غیر حساس است اما نقطه قابل ذکر در مورداین کانی این است که حرارت بالا می تواند باعث سیاه شدن سطوح الماس شود بنابراین در طی حرارت دادن وهویه کردن الماس (در عملیات نصب الماس بر روی فلزات گرانبها) باید دقت خاصی مبذول داشت.

در مقیاس موهو الماس سخت ترین و گرافیک نرم ترین است.حال آنکه اتمهای تشکیل دهنده هر دو کربن است.این تفاوت ناشی از آن است که در الماس اتمهای کربن در یک شبکه سه بعدی به یکدیگر متصل هستند در حالی که در گرافیک ورقه هایی هستند که با پیوند های سست به یکدیگر متصل اند.

برای به دست آوردن تنها ۵ گرم الماس می باید به میزان ۱۰۰۰ کیلو گرم استخراج معدن داشته باشیدکه تنها ۲۰ ذرصد آن کیفیت لازم جواهری را دارد و مابقی در صنعت مورد استفاده قرار می گیرد(که این نوع الماس به عنوان خرده الماس تراش دار یا نوعی الماس کدر (ریزتر) شناخته شده می باشد)

در ۵۰ سال اخیر انواع مختلف الماس با ویژگی ها و رنگهای مختلف شناخته شده اند بطور مثال الماس های تیپ IIa, IIb, Ib, Ia داریم که از نظر تجاری تفاوت زیادی ندارند ولی از نظر طریقه بر ش دادن شناخت این تیپ ها اهمیت فراوان دارد.

خصوصیات نوری ، سختی بالا و کمیابی ، الماس را پادشاه گوهرها نموده است برش های زیر در الماس از شهرت جهانی برخوردارند:

▪ معروفترین برش به نام برلیانت (Brilliant)

▪ برش مارکیز(Marquise)

▪ برش باگت ومعروفترین برش آن برش زمردی (Emerald)

▪ برش اشک (Pear)

▪ برش قلب (Heart Shape)

▪ برش تخم مرغی شکل (Oval)

● مشخصات کلی الماس (Diamond):

▪ فرمول شیمیایی :C کربن ناب

▪ گروه کانی شناسی (شیمیایی): عناصر

▪ رنگ: بیرنگ،زرد،قهوهای،آبی،سبز،قرمزرنگ،سیاه،نارنجی

▪ جلا: شیشه ای

▪ سیستم تبلور: کوبیک

▪ رخ: چهار جهت کامل

▪ شکستگی: صدفی

▪ سختی: ۱۰

▪ رنگ خاکه: ندارد

▪ وزن مخصوص: ۵/۳

▪ ضریب شکست:۴۱۹/۲ ۴۱۷/۲

▪ شفافیت: شفاف تا کدر

▪ کانیهای همراه: کانیهای فرامافیک به ویژه اولیوین

▪ نامهای دیگر این کانی : Boart (خرده های الماس) و Booart و Carbonado (الماس کدر)

▪ کانیهای پاراژنز: اکلوژیت،پریدوتیت،گرانولیت،گارنت،پیروکسن،فلوگوپیت

▪ نامهای دیگر این کانی : Boart (خرده های الماس) و Booart و Carbonado (الماس کدر)

▪ کانیهای پاراژنز: اکلوژیت،پریدوتیت،گرانولیت،گارنت،پیروکسن،فلوگوپیتشرایط تشکیل: زمانی که گرافیت( پلیمورف) در شرایط دما و فشار فوق العاده زیاد است سیستم تبلور آن کوبیک و با سختی بسیار بالا.دمای ذوب ۳۸۲۰ درجه کلوین به دلیل اتصال با تمام ظرفیت پیوندی عنصر کربن با سایر کربنها می باشد.

● چگونگی تعین قدمت الماس:

قدمت الماس ها حداقل به ۹۹۰ میلیون سال باز می گردد.بسیاری از آنها متعلق به ۲/۳ میلیارد سال پیش اند.ایا با سن سنجی کربن می توان تعیین سن کرد.این گونه نیست چرا که تنها می توان سن کربن هایی را که قدمت چندانی ندارند تعیین کرد. نشان دار کردن از روشهایی هست که برای تعیین سن میان بارها در الماس ها مورد استفاده قرار می گیرد(برای مثال اورانیم سرب)میان بارهای مورد استفاده در سن سنجی در حدود ۱۰۰ قطر دارند.

● محل پیدایش:

الماس برای نخستین بار در گالکوندا در هندوستان استخراج شد و شماری اندک از برنئو به دست می آمد. از زمان باستان تا سده هفدهم همین دو سرچشمه شده بود تا این که در این قرن در حفاری برای طلا در برزیل مورد دیگری یافت شد. در آن زمان الماس به عنوان سنگی گرانبها مورد نظر بود و از دید خواست مردم در رده سوم پس از یاقوت سرخ و زمرد قرار داشت. تراش دادن الماس به طوری که از دید صنعتی و بازرگانی مناسب باشد در سده های ۱۴و۱۵ توسعه یافت در قرن ۱۶، Jean Baptiste Jowernier از سفر حماسی خود به خاورزمین شماری الماس به فرانسه آورد. البته مانند تمام سنگهای گرانبها ، الماس نیز به مردم ثروتمند تعلق داشت ، تا زمانیکه نیمه دوم سده نوزدهم فرا رسید و سرچشمه ها و میدانهای غنی در آفریقای جنوبی کشف شدند و الماس به درون توده های میانی نیز راه پیدا کرد. دگرگونی های صنعتی رونقی فراوان به آن بخشید و برای نخستین بار الماس در گستره ای از جامعه وارد گشت.دو مکان عمده که امروزه از آنها بهره برداری می شود به تازگی کشف شده اند. با این که در سده ۱۹ ، استرالیا سرچشمه ای شناخته شده بود. اما تا سال ۱۹۷۰ از تمام استعدادهای این مکان استفاده نمی شد. تا اینکه در این سال در زمینه طرحها و ماشین آلات سرمایه گذاری کافی انجام شد. معادن الماس شوروی پیشین در زمره بزرگترین تأمین کننده سنگهای قیمتی در سراسر جهان اند که شماری از سنگهای ارزشمند با کیفیت را به بازار می فرستند.

الماسها به طور معمول در دو منطقه پیدا می شوند:

کهن ترین و رایجترین مکان در میان ریگ های ته نشین شده بستر رودخانه های کهن است. در این حالت ، الماس ها از فرسایش سنگ ها و تخته سنگهای مادر به وجود آمده اند. تا پیش از کشف سرچشمه های جدیدتر در آفریقا تمامی الماسها از همین مکانها به دست می آمده اند. در مناطق کیمبرلیتی الماسها درون دودکشهای آتشفشانی خاموش یافت میشود. این اولین باری بود که سنگهای قیمتی از میان سنگهای مادر برداشت می شدند. اکنون چنین استخراجهایی از رگه هایی در سیبری ، استرالیا و بوتسوانا انجام می شود.

معرفی پهنه زمین ساختاری ایران مرکزی

معرفی پهنه زمین ساختاری ایران مرکزی

ایران مرکزى

خرد قاره ایران مرکزى بخشى از ایران میانى است که با زمیندرزهاى افیولیتى سیستان، نائین، بافت، گسل دورونه و افیولیت‎هاى کاشمر – سبزوار احاطه شده و توسط گسل‎هاى طویلى که به سمت باختر خمیدگى دارند و از نوع امتداد‎لغز راستگرد‎اند، قابل تقسیم به بلوک لوت، فرازمین شترى، فرونشست طبس، فرازمین کلمرد، بلوک پشت‎بادام، فرو‎افتادگى بیاضه – بردسیر و بلوک یزد 000 است.

در گذشته، خردقارة ایران مرکزى را بخشى از تودة میانى ایران مرکزى مى‎دانستند ولى، به باور اشتوکلین (1968) ، پس از سخت‎شدن پى‎سنگ پرکامبرین، بخش یاد شده در زمان پالئوزوییک ویژگى‎هاى سکویى داشته و در زمان‎هاى مزوزوییک و سنوزوییک به منطقه‎اى پر تحرک و پویا تبدیل شده است. با وجود این، باید گفت که الگوى ساختارى حاکم بر این خرد قاره از نوع بلوک‎هاى جدا شده با گسل‎هاى عمده است که هر یک ویژگى جداگانه دارند و پویایى خرد قاره در همه جا یکسان نیست. شواهد موجود نشان مى‎دهندکه:

* کوهزایى کاتانگایى در این ناحیه در پرکامبرین پسین و پیش از یک رژیم سکویى حاکم شده است.

* به جز بلوک لوت و لبة جنوب باخترى که سنگ‎هاى ماگمائى ترشیرى برونزد دارند، در سایر نواحى سنگ‎هاى ترشیرى در کمترین مقداراند.

* در ردیف‎هاى پالئوزوئیک این ناحیه، نبودهاى چینه‎نگارى مهمى وجود دارد که مهم‎ترین آنها نبودهاى چینه‎اى آغاز دونین میانى (هیاتوس ایفلین) و کربونیفرپسین (هیاتوس استفانین) است.

ناهمسانى‎هاى ساختارى – رسوبى گسترده سبب شده تا بتوان خرد ‎قارة ایران مرکزى را به نواحى زیر تقسیم کرد.

بلوک لوت

بلوک لوت، با درازایى حدود 900 کیلومتر، خاورى‎ترین بخش خردقارة ایران مرکزى است. مرز خاورى آن با گسل نهبندان و حوضة فلیشى خاور ایران و مرز باخترى آن با گسل نایبند و بلوک طبس مشخص مى‎شود. در روى نقشة زمین‎ساخت ایران (اشتوکلین و نبوى، 1973)، مرز شمالى این بلوک به فروافتادگى جنوب کاشمر و مرز جنوبى آن به فرونشست جازموریان بسته مى‎شود. در 1968، اشتوکلین این بلوک را به دو بخش خاورى و باخترى تقسیم کرد که با رشته کوه‎هاى شترى از یکدیگر جدا مى‎شد. یافته‎هاى بعدى نشان داد که ویژگى‎هاى زمین‎شناسى این دو بلوک قابل قیاس نیستند. براى نمونه، روانه‎هاى آذرین بسیار ستبر (2000 تا 3000 متر) سنوزوییک بلوک لوت در بلوک طبس وجود ندارد و یا حرکت‎هاى زمین‎ساختى سیمرین پیشین، به ویژه سیمرین میانى که با دگر شکلى و پایدارى نسبى بلوک لوت همراه است، در بلوک طبس، نشانه‎هاى زمین‎زایى ملایم دارند. به همین دلیل، به ویژه به دلیل یافته‎هاى نوین، در گسترة بلوک لوت بازنگرى و بلوک طبس، فرونشست‎ جازموریان و کوه‎هاى بزمان ، به عنوان کمان ماگمایى، از این بلوک حذف شده است.

سیلیکات و انواع کانی های ان

کانی‌های سیلیکات از ترکیب شدن سیلیسیم، اکسیژن و یک یا چند فلز به دست می‌آیند و به دو دستهٔ سیلیکات‌های تیره(دارای آهن و منیزیم) و سیلیکات‌های روشن (بدون آهن و منیزیم) تقسیم می‌شود. الیوین، پیروکسین، آمفیبول، میکای سیاه، تورمالین، تالک، سرپانتین و آزبست، نمونه‌هایی از دستهٔ نخست و کوارتز، فلدسپات، میکای سفید و کائولینیت، نمونه‌هایی از دستهٔ دوم هستند.

کوچکترین واحد سازندهٔ سیلیکات‌ها به شکل یک هرم چهاروجهی است که سطوح آن را مثلث‌های متساوی الاضلاع تشکیل می‌دهند.

این بنیان‌های چهاروجهی سیلیکات، بار الکتریکی منفی دارند و باید یکدیگر را دفع کنند ولی در ساختمان بلورین کانی‌ها، این بنیان‌ها به وسیلهٔ یون‌های مثبتی چون آلومینیم، آهن، منیزیم و ... طوری به یکدیگر پیوند داده شده‌اند که واحد سازندهٔ بلوری در مجموع دارای بار خنثی است. یون‌های پیوند دهندهٔ بنیان‌ها دارای اندازه و بار الکتریکی متفاوتند.

به طور کلی یون‌های تقریباً هم‌اندازه می‌توانند جانشین یکدیگر شوند (آهن و منیزیم که شعاع یونی نزدیک به هم دارند با سدیم و کلسیم که جای یکدیگر را در ساختمان بلورین کانی اشغال می‌کنند) این وضع تغییر مهمی را در ساختمان کانی به وجود نمی‌آورد. جدای از دسته‌بندی کانی‌ها بر اساس رنگ و تیرگی یا روشنی آن‌ها، کانی‌های سیلیکاتی براساس ساختار بلوریشان به ۶ زیرشاخه تقسیم می‌شوند.

دید کلی

در تمام ساختمانهای سیلیکاتی بررسی شده (بجز آنهایی که در فشارهای فوق‌العاده زیاد تشکیل می‌شوند) سیلیسیوم بین چهار اتم اکسیژن قرار می‌گیرد. به نظر می‌رسد این ترتیب قرار گرفتن سیلیسیوم در ترکیبات سیلیکاتی جهان شمول باشد. زیرا پیوند بین سیلیسیوم _ اکسیژن آنقدر قوی است که چهار اتم اکسیژن همیشه در گوشه‌های چهار وجهی‌ای دیده می‌شوند که صرفنظر از شکل مابقی ساختمان همیشه دارای ابعاد ثابت و شکل منظمی است. سیلیکاتها از راههای گوناگونی که این چهار وجهی‌های سیلیسیوم _ اکسیژن به یکدیگر مربوط می‌شوند، تشکیل می‌گردند. این چهار وجهی‌ها ممکن است به صورت واحدهای جدا و مشخص حضور داشته باشند، یا ممکن است از طریق به اشتراک گذاشتن گوشه‌ها (یا عبارت دیگر اکسیژن) به یکدیگر متصل شوند.

طبقه بندی سیلیکاتها بر اساس انواع اتصالها

• گروههای چهار وجهی مستقل :
  
  در این نوع ساختمان چهار وجهی‌های سیلیسیوم _ اکسیژن به صورت محدوده‌های جدا و مستقل حضور دارند. ساختمان حاصل است و کانی تیپیک این گروه فورستریت به فرمول است. این گروه از سیلیکاتها به نزوسیلیکاتها (Nesosilicates) شهرت یافته‌اند.
  
  
• گروههای چهار وجهی با اتصال محدود :
  
  در این نوع سیلیکاتها ، چهار وجهی‌های سیلیسیوم _ اکسیژن از طریق به اشتراک گذاشتن یکی از اکسیژنها واقع بین دو چهار وجهی به یکدیگر متصل شده‌اند.
  
  
  • سوروسیلیکات (Sorosilicate) :
    
    اگر دو چهار وجهی از این طریق به یکدیگر متصل شوند، فرمول ترکیب حاصل بوده و کانی تیپیک آن آکرمانیت (Akermanite) به فرمول است و چنین ترکیباتی را سوروسیلیکات می‌نامند.
    
    
  • سیکلوسیلیکات (Cyclosilicate) :
    
    اگر بیش از دو چهار وجهی از طریق به اشترک گذاشتن اکسیژن به یکدیگر متصل شوند، واحد بسته‌ای با ساختار حلقوی تشکیل می‌شود که ترکیب کلی آن است. در این گروه حلقه‌هایی با شش اتم سیلیسیوم شناخته شده است. بنیتوئیت به فرمول با شش چهار وجهی متصل به هم نمونه‌ای از این نوع سیلیکات است. این گروه از سیلیکاتها را سیکلوسیلیکات می‌نامند.
    
    
• ساختمان زنجیری:
  
  چهار وجهی‌های متصل ، زنجیره‌هایی با گسترش نامحدود ایجاد می‌کنند. دو نوع از این ساختمان وجود دارد که باعث ایجاد و ترکیب شیمیایی کم و بیش مختلف می‌شود.
  
  
  • یک زنجیره‌ای (Single Chain) : در آنها نسبت سیلسیم به اکسیژن ، 1 به 3 است و به وسیله کانیهای خانواده پیروکن مشخص می‌شوند.
    
    
  • جفت زنجیره‌ای (Double Chain) : چهار وجهی‌های موجود در دو زنجیره موازی بطور یک در میان به یکدیگر متصل بوده و نسبت سیلسیم به اکسیژن ، 4 به 11 است و به وسیله کانیهای خانواده آمفیبول مشخص می‌شوند. این زنجیره‌ها دارای گسترش نامحدود بوده و در جهت C ساختمان بلوری کشیده شده و از طریق عناصر فلزی به یکدیگر متصل هستند. به این گروه از سیلیکاتها اینوسیلیکات (Inosilicate) می‌گویند.
    
    
• ساختمانهای صفحه‌ای (Sheet Structures) :
  
  در این ساختمان سه اکسیژن هر چهار وجهی با چهار وجهی مجاور به اشتراک گذاشته شده است تا صفحات تخت گسترده‌ای تشکیل شود. در واقع این ساختمان همان ساختمان جفت زنجیره‌ای اینوسیلیکاتی است که به جای یک جهت در دو جهت بطور نامحدودی گسترش یافته است. در این نوع اتصال ، نسبت سیلسیم به اکسیژن ، 2 به 5 بوده و واحد اصلی در ساختمان تمام میکاها و کانیهای رسی است.
  
  این صفحات ، شبکه‌هایی تخت و شش ضلعی بوجود می‌آورند که مسئول خواص اصلی کانیهایی از این قبیل است. شکل ظاهری و مشخص شش ضلعی کاذب و همچنین رخ قاعده‌ای کامل موازی با سطح صفحه نیز ناشی از این ساختمان است. به این گروه از سیلیکاتها فیلوسیلیکات (Phyllosilicate) می‌گویند.
  
  
• شبکه‌های سه بعدی :در این ساختمان ، هر چهار وجهی ، تمام گوشه‌های خود را با سایر چهار وجهی‌ها به اشتراک گذاشته است. نتیجه این امر تشکیل شبکه‌ای سه بعدی است که در آن نسبت سیلسیوم به اکسیژن ، 1 به 2 می‌باشد. انواع مختلف سیلیس _ کوارتز ، تریدیمیت (Tridymite)، کریستوبالیت (Cristobalite) دارای این نوع ساختار می‌باشند. در این ساختمان ، اتم سیلیسیوم چهار ظرفیتی به وسیله دو اتم اکسیژن دو ظرفیتی متعادل شده است.
  
  در این گونه سیلیکاتها بخشی از اتمهای سیلیسیوم به وسیله آلومینیوم جایگزین شده است. بنابراین ساختمان به صورت در می آید. جایگزینی به جای حضور یونهای مثبت بیشتری را ایجاب می‌نماید تا ساختمان از نظر بار الکتریکی همچنان خنثی بماند. فلدسپارها و زنولیت‌ها ، مثالهایی از این نوع سیلیکاتها می‌باشند که به تکتوسیلیکات (Tektosilicate) شهرت دارند.

شبکه سیلیکاتی

اجزای ساختمان سیلیکاتی (به غیر از O و Si وجود در واحدها) اتمهای بیشتر اکسیژن ، گروههای هیدروکسیل ، مولکولهای آب و کاتیونها به گونه‌ای با گروههای سیلیکاتی نظم و آرایش یافته‌اند که ساختمان از نظر مکانیکی ، پایدار و از نظر الکتریکی ، خنثی باشند. پس از سیلیسیوم ، آلومینیوم فراوان‌ترین کاتیون موجود در پوسته زمین بوده و نقش منحصر به فرد خود را ایفا می‌نماید. آلومینیوم هم در کوردیناسیون چهار و هم در کوردیناسیون شش پایدار است. بنابراین هم می‌تواند جانشین سیلیسیوم در گروههای شود و هم به جای کاتیونهای رایج برای کوردیناسیون شش مانند ، ، و غیره بنشیند.

هر سیلیسیوم دارای 4 بار مثبت و هر اکسیژن دارای 2 بار منفی است، بار ظرفیتی وارد بر هر واحد سیلیکاتی که تعیین کننده تعداد بار سایر یونهایی است که می‌توانند وارد ساختار شوند، را می‌توان به آسانی محاسبه نمود. بدین ترتیب که بار وارده بر یک واحد برابر با است. به همین ترتیب بار وارده بر یک واحد ساختمانی برابر ، -6 برابر 2- ، بر یک واحد برابر 2- و بالاخره برابر صفر است.

اب و هوای زمین

مقدمه

میزان تشعشعاتی که زمین از خورشید دریافت می‌دارد یا فصلهای مختلف سال ، عرض جغرافیائی و وضع هندسی مدار گردش زمین به دور خورشید در ارتباط است و هر گونه تغییری که در شدت و ضعف این تشعشعات روی دهد، به دگرگونیهایی در دما و فشار جو زمین منتهی می‌گردد و بالنتیجه روی آب و هوای میهن خاکی ما اثر می‌گذارد. باد که بر اثر اختلاف فشار تولید می‌گردد و هوای سرد و گرم و همچنین بخار آب را از جائی به جای دیگر پراکنده می‌سازد، از وضع توپوگرافی زمین به شدت متأثر است و پراکندگی قاره‌ها در شرایط اقلیمی نقش آفریننده و کوهها موجبات تکائف و باروری بخار آب را فراهم می‌سازند و اقیانوسها ، شرایط اقلیمی را به شدت تحت تأثیر قرار می‌دهند و همانند خازنی دمای سطح زمین را در خویش ذخیره می‌کنند و به آرامی آن را به هوای پیرامون خود منتقل می‌سازند.

تغییرات اقلیمی

از دگرگونیهای بزرگ اقلیمی زمین در گذشته زمین و در گذشته‌های دور آگاهی داریم و می‌دانیم که آخرین عمر یخبندان حدود ده هزار سال پیش به پایان رسیده است. مدارک و نشانه‌های موجود گویای آن است که در بین 7000 تا 5000 سال پیش یخبندان دیگری بر زمین حاکم بوده و علاوه بر آن میهن خاکی ما روزهای سردی را که به عمر آهن یعنی 2900 تا 2300 سال پیش مربوطه است پشت سر گذارده و در اوایل قرون وسطی یعنی حدود 1000 تا 800 سال پیش دوره گرمی جانشین آن گردیده است.

عمر یخبندان کوچک نیز که بین 500 ، 125 سال پیش وجود داشته و اواخر قرن هفدهم را در سرمای شدید فرو برده است، بجای خویش قابل ذکر است و روزهای گرم اوایل قرن حاضر هم پایان ادوار اقلیمی زمین تا زمان نسل کنونی را اعلام می‌دارد. از جمله عواملی را که در شرایط اقلیمی زمین نقش آفریننده می‌باشند، مختصراً می‌توان به ترتیب زیر بر شمرد:

مدار زمین

مدار گردش زمین طی مدتی حدود 90 هزار تا 100 هزار سال ، به آرامی از یک دایره تقریبی به یک بیضی گرایش می‌یابد و دوباره به وضع نخست باز می‌گردد. طول نجومی نقطه پری هلیون که نزدیکترین موقعیت زمین به خورشید است، در مدتی بالغ بر 21 هزار سال تغییر می‌یابد و علاوه بر آن زمین از سوی قطب جنوب به خورشید نزدیکتر می‌شود و از طرف قطب شمال از آن دور می‌گردد و این وضعیت پس از مدتی برابر ده هزار سال برعکس می‌شود. همچنین تمایل محور زمین نسبت به سطح مدار گردش آن طی مدت 20 هزار سال به مرور تغییر می‌یابد و فصلهای تابستان و زمستان زمین را تا حدی دگرگون می‌سازد.

ترکیبات جو زمین

افزون بر عوامل بالا ، هر گونه تغییری در ترکیبات جو زمین نیز در شرایط اقلیمی مؤثر است. متأسفانه میزان دی اکسید کربن جو زمین به دلیل استفاده از سوختهای هیدروکربن و قطع درختان و پاکسازی مناطق جنگلی روز به روز به فزونی می‌رود. می‌دانیم که دی اکسید کربن بوسیله گیاهان جذب می‌گردد. در مقابل ، فعالیتهای بدنی جانوران و بویژه انسانها بر آن می‌افزاید، همچنین فورانهای آتشفشانی نیز میزان دی اکسید کربن جو زمین را فزونی می‌بخشد.

برابر محاسباتی که بوسیله دانشمندان به عمل آمده ، میزان دی اکسید کربن در سال 2000 میلادی به مرز دو برابر طبیعی آن خواهد رسید، طبیعی است چنین وضعی به بالا رفتن دما به میزان دو کلوین منجر می‌گردد که خود برای پیدایش اثر گرمخانه مقدمه مناسبی است. نتایج مرگبار و دوزخ زای اثر گرمخانه‌ای را در سیاره ناهید دیدیم و با شرایط اقلیمی آن آشنا شدیم. سرنوشت این سیاره درس عبرتی برای ما زمینیان است.

تخریب لایه اوزون

علاوه بر فعالیتهای انسانی که ممکن است در مقدار اوزون جو زمین اثر گذارد. پاره ای سوانح طبیعی نیز ممکن است به نابودی و یا خنثی شدن لایه اوزون زمین منتهی گردد. مثلاً با فرا رسیدن زمان واژگونی قطبهای مغناطیس ، مغناطو کره زمین موقتاً نابود می‌گردد و پرتوهای کیهانی بدون برخورد به هیچ سیر و مانعی به جو زمین وارد شده و لایه اوزون را تباه می‌سازند. چنین وضعیتی در زمان شدت یافتن فعالیتهای خورشیدی و پیدا شدن مشعلهای بزرگ نیز محتمل است.

بسیاری از انواع موجودات زنده در دوران کرناسه که همزمان با واژگونی قطبهای مغناطیس زمین است نابود گردیده‌اند، هر چند که پاره‌ای از دانشمندان نابودی دایناسورها را ناشی از یکی حادثه طبیعی می‌دانند و معتقدند که شرایط جوی در پی برخورد سیارک بزرگی با زمین به شدت دگرگون شده و با نابودی سیر محافظ زمین دایناسورها به هلاکت رسیده‌اند.

اثر تغییرات ثابت خورشیدی

تغییرات ثابت خورشیدی نیز اثر ژرفی در اقلیم زمین به جای می‌گذراد. برابر محاسبات انجام شده فقط یک درصد تغییر بازده خورشید ، یک کلوین تغییر دمای زمینی را موجب می‌گردد. بین فوریه 1980 و اوت 1981 نشانه‌هائی از 0.1 درصد کاهش در بازده خورشید دیده شد که آثار آن را احتمالاً بایستی تا کنون در اقلیم زمین مشاهده کرده باشیم. برابر شواهد موجود ، عمر یخبندان کوچک با پیدایش کلفهای چندی در چهره خورشید همزمان بوده ، شاید وجود همین کلفها روزهای سردی را بر زمین تحمیل کرده باشد.

از سوی دیگر فورانهای آتشفشانی مقدار زیادی غبار و خاکستر به جو زمین روان می‌سازد، این خردیزه‌ها همانند پرده‌ای جلوی نور خورشید را می‌گیرند و کاهش دمای زمین را موجب می‌گردند. از سوی دیگر گسترش و پهناوری کویرها و دشتها ، تغییراتی را در نسبت بازتاب زمین موجب می‌شود که آن نیز به نوبه خود در اقلیم زمین موثر است و از میزان ریزش می‌کاهد. صرفنظر از رویدادهای طبیعی که کنترل آن از توان آدمی خارج است. انسان خود حادثه آفرین است و فعالیتهای آلاینده وی در شرایط محیط اثر می‌گذارد و اقلیم ناخوشایندی را به مرور بر زمین حاکم می‌سازد و پی آمدهای مرگبار آن را برای نسلهای آینده باقی می‌گذارد.