وبلاگ بزرگ مقالات زمین شناسی

Time 2021-01-01 08:03:05

Web Name: وبلاگ بزرگ مقالات زمین شناسی

WebSite: http://www.egeology.blogfa.com

ID:152859

Keywords:

,

Description:

AggregatesIntroduction: Aggregates are composed of particles of robust rockderived from natural sands and gravels or from thecrushing of quarried rock. The strength and the elasticmodulus of the rock should ideally match theanticipated properties of the final product.Aggregates are used in concrete, mortar, road materialswith a bituminous binder, and unbound construction(including railway-track ballast). They arealso used as fill and as drainage filter media.In England alone some 250 million tonnes of aggregateare consumed each year, representing the extractionof about 0.1 km3 of rock, if necessary wastage istaken into account. Aggregates may be derived fromrocks extracted from quarries and pits, or from lessrobust materials. For example, slate and clay can beturned, by heating, into useful expanded aggregates oflow bulk density.The principal sources of aggregate are sand andgravel pits, marine deposits extracted by dredging,and crushed rock from hard-rock quarries. As extracted,these materials would rarely make satisfactoryaggregate. They need to be carefully preparedand cleaned to make them suitable for their intendedpurpose. The sources may also be rather variable intheir composition and in the rock types present, so itis essential that potential sources are carefully evaluated.At the very least, the preparation of the aggregateinvolves washing to remove dust and riffling toseparate specific size ranges.The classification of aggregates varies greatly. Anearly classification involved the recognition of TradeGroups, which were aggregates consisting of rocksthought to have like properties and which could beused for a particular purpose. A fairly wide range ofrock types was therefore included in a given Group.More recent classifications have been based on petrography.Again, these groups tend to be broad, andthey focus on the macroscopic properties of the materialsfor use as aggregate rather than on detailedpetrographic variation.Because aggregates consist of particulate materials,whether crushed or obtained from naturally occurringsands and gravels, their properties are normallymeasured on the bulk prepared material. There are34 AGGREGATEStherefore numerous standard tests that relate to theintended use of the material. Standard tests vary fromcountry to country, and, in particular, collections ofstandard tests and expected test results are given inspecific British and American Standards.Many defective materials can occur within an aggregate.It is therefore essential that detailed petrographicevaluation is carried out, with particularreference to the intended use. An example of failureto do this was seen in the refurbishment of a smallhousing estate: white render was applied to face degradedbrickwork. At first the result was splendid,but within 2–3 years brown rust spots appeared allover the white render because of the presence of verysmall amounts of iron sulphide (pyrite) in the sandused in the render.Aggregate sources: Sands and gravels can be obtained from river or glacialdeposits, many of which are relatively youngunconsolidated superficial deposits of Quaternaryage. They may also be derived from older geologicaldeposits, such as Triassic and Devonian conglomerates(to take English examples). Flood plain and terracegravels are particularly important sources ofaggregate because nature has already sorted themand destroyed or removed much of the potentiallydeleterious material; however, they may still vary incomposition and particle size. Glacial deposits tend tobe less predictable than fluvial deposits and are mostuseful where they have been clearly sorted by fluvialprocesses.Among the quarried rocks, limestones – particularlythe Carboniferous limestones of the British Isles – havebeen widely used as aggregate. Similarly, many sandstoneshave suitable properties and are used as sourcesof aggregate, particularly where they have been thoroughlycemented. Compact greywackes have beenwidely used, notably the Palaeozoic greywackes ofthe SouthWest and Wales.Igneous rocks are also a very useful source of quarriedstone when crushed to yield aggregates; theircharacter depends on their mineralogy and texture.Coarsely crystalline rocks such as granite, syenite,diorite, and gabbro are widely used, as are theirmedium-grained equivalents. Some finer-grained igneousrocks are also used, but the very finest-grainedrocks are liable to be unsatisfactory for a wide rangeof purposes. Reserves of rocks such as dolerite,microgranite, and basalt tend to be small in comparisonwith the coarse-grained intrusive plutons.Conversely, some of the high-quality granite sourceslie within very large igneous bodies, which sustainlarge quarries and provide a considerable resource.Regional metamorphic rock fabrics generally makepoor aggregate sources. On crushing they develop anunsatisfactory flaky shape. Schists and gneisses canprovide strong material, but of poor shape. On theother hand, metamorphism of some greywackes andsandstones can provide material of high quality, especiallywhen it has involved contact metamorphismassociated with the intrusion of igneous rocks, producinghornfels or marble. Such thermally metamorphosedrocks often have a good fabric and provideuseful resources.Investigation of Sources: There are three levels of investigation of the potentialaggregate source. The first is the field investigation, inwhich the characteristics and distributions of therocks present in the source can be established by mapping,geophysics, and borehole drilling. The secondconcerns the specific petrography of the materials.The third involves testing the physical and chemicalproperties of the materials. The material being extractedfrom the source must also be tested on aregular basis to ensure that there is no departurefrom the original test results and specification. Becausesources are inevitably variable from place toplace, there is always the risk that certain potentiallydeleterious components may appear in undesirableabundance.A number of features may make the aggregate unsuitablefor certain purposes; these include the presenceof iron sulphide (pyrite, pyrrhotite, and marcasite).Iron sulphide minerals are unacceptable because theybecome oxidized on exposure to air in the presence ofmoisture, producing iron oxides (rust) and sulphate.This can result in spalling of material from the surfaceof concrete and rendering. The presence of gypsumin the aggregate is also highly undesirable from thepoint of view of concrete durability. Gypsum is commonlyfound in aggregates from arid regions. Thepresence of gypsum in concrete leads to medium- tolong-term expansion and cracking. Other substancescan create both durability and cosmetic problems.Extraction of Aggregates: The development of aggregate quarries requires theremoval of overburden and its disposal, the fragmentationof rock (usually by a scheme of blasting),and the collection and crushing of the blast product(see Quarrying). Critical to the success of the operationis the stability of the size of the feed material tothe primary crusher. Screening is usually necessary toensure that the particles are suitable for the crusherregime. At this stage it is also necessary to removeAGGREGATES 35degraded and waste material that is not required aspart of the aggregate.In sand and gravel workings, the source material isexcavated in either dry or wet pit working. In marineenvironments, the process is based on suction anddredging using two techniques. In the first, the dredgeris anchored and a pit is created in the seabed;production continues as consolidated materialsfall into the excavation. In contrast, trail dredging isperformed by a moving vessel, which excavates thedeposit by cutting trenches in the seabed.Extracted crushed rock, sand, and gravel are thenprepared as aggregates through the use of jaw, gyratory,impact, and cone crushers. The type of crusheris selected according to the individual sizes of the feedmaterial. Grading by screening is an adjunct to comminutionand is also necessary in the production andpreparation of the finished aggregate in cases wherethe particle-size distribution of the aggregate is important.The product is also washed and cleaned. Theprocess of cleaning often uses density separation,with weak porous rock types of low density beingremoved from the more satisfactory gravel materials.Classification: The classification of aggregates has changed significantlyover the years but has always suffered from theneed to satisfy many different interests. Most commonlyaggregates are divided into natural and artificialand, if natural, into crushed rock, sand, andgravel. If the aggregate is a sand or gravel, it is furthersubdivided according to whether it is crushed, partlycrushed, or uncrushed. It may then be important tostate whether the material was derived from the landor from marine sources.Once produced, the aggregate is identified byits particle size, particle shape, particle surface texture,colour, the presence of impurities (such as dust,silt, or clay), and the presence of surface coatings orencrustations on the individual particles.Detailed petrographic examination is employed sothat specific rock names can be included in the description.This also helps in the recognition of potentiallydeleterious substances. However, the diversityof rock names means that considerable simplificationis required before this classification can be used todescribe aggregates. Following recognition of themain category of rock from the field data, more specificnames can be applied according to texture andmineral composition. Because aggregates are used forparticular purposes, they are sometimes grouped accordingto their potential use. This means that theymay be incorrectly named from a geological point ofview. The most obvious example of this is wherelimestone is referred to as ‘marble’. In 1913 a list ofpetrographically determined rock types was assembled,with the rocks being arranged in Trade Groups.This was thought to help the classification of roadstone in particular. It was presumed that each TradeGroup was composed of rocks with common properties.However, the range of properties in any oneGroup is so large as to make a nonsense of anyexpectation that the members of the Group will performsimilarly, either in tests or in service. The TradeGroups were therefore replaced by a petrologicalgroup classification.However, even rocks within a single petrographicgroup can vary substantially in their properties. Forexample, the basalt group includes rocks that are notbasalt, such as andesite, epidiorite, lamprophyre, andspilite. Hence a wide range of properties are to beexpected from among these diverse lithologies.In the first place a classification describes thenature of the aggregate in a broad sense: quarriedrock, sand, or gravel; crushed or otherwise. Second,the physical characteristics of the material are considered.Third, the petrography of the possibly diversematerials present must be established. This may requirethe examination of large and numeroussamples. While it may be reasonable to describe as‘granite’ the aggregate produced from a quarry in amass of granite, that aggregate will inevitably containa wide range of lithologies, including hydrothermallyaltered and weathered rocks. Whether a rock is geologicallya granite, a granodiorite, or an adamellitemay be less significant for the description of the aggregatethan the recognition of the presence of strainwithin the quartz, alteration of the feldspar, or thepresence of shear zones or veins.Aggregate Grading: Aggregate grading is determined by sieve analyses.Material passing through the 5mm sieve is termedfine aggregate, while coarse aggregate is whollyretained on this sieve (Figure 1). The fine aggregateis often divided into three (formerly four) subsets –coarse, medium, and fine – which fall within specifiedand partly overlapping particle-size envelopes. Thesize range is sometimes recorded as the ratio of thesieve sizes at which 60% passes and at which 10%passes. The shapes of the particles greatly affect themasses falling in given size ranges. For example, anaggregate with a high proportion of elongate grains ofa given grain size would be coarser than an aggregatewith flaky particles. This can affect the properties ofmaterials made using the aggregate for, say, concrete,road materials, and filter design. Commonly materialsneeded for particular purposes have standard36 AGGREGATESaggregate gradings. These include, for example,mortars, concrete, and road-surface aggregates. It issometimes useful to have rock particles that are muchlarger than the normal maximum, for example wherelarge masses of concrete are to be placed. Commonly,however, the maximum particle size used in structuralconcrete is around 20mm. An important parameter isthe proportion of dust, which is often taken as theamount passing the 75 mm sieve. In blending aggregatesfor particular purposes, it is usually necessary tocombine at least two and possibly more size ranges;for example, in a concrete the aggregate may bea mixture of suitable material in the size ranges0–5mm, 5–10mm, and 10–20mm.Figure 1 Aggregate grades. (A) Fine sand suitable for mortars or render (width of image: 10 mm). (B) Coarse sharp sand or‘concreting’ sand (width of image: 10 mm). (C) Coarse natural sand (width of image: 10 mm). (D) Flint gravel 5 10mm (width of image:100 mm). (E) Crushed granite 5 10mm (width of image: 100 mm). (F) Crushed granite 10 20mm (width of image: 100 mm).AGGREGATES 37The grading curve – a plot of the mass of materialpassing each sieve size – also determines the potentialworkability of mixtures and the space to be filled bybinder and can be adjusted to suit particular purposes.The grading curve can be designed to reducethe volume of space to less than 10% of the totalvolume, but at this level the aggregate becomesalmost completely unworkable.Particle Shape: Particle shape is important in controlling the abilityof the aggregate to compact, with or without a binder,and affects the adhesion of the binder to the aggregatesurface. Shapes are described as rounded, irregular,angular, flaky, or elongate, and can be combinationsof these (Figure 2). The first three are essentiallyequidimensional. The shape is assessed by measuringthe longest, shortest, and intermediate axial diametersof the fragments. In the ideal equidimensionalfragment, the three diameters are the same. Particleswith ratios of the shortest to the intermediate and theintermediate to the longest diameters of above about0.6 are normally regarded as equidimensional.For many purposes, it is important that the aggregateparticles have equant shape: their maximum andminimum dimensions must be very similar. Sphericaland equant particles of a given uniform size placedtogether have the lowest space between the particles.Highly angular particles and flaky particles with highaspect ratios of the same grading can have much morespace between the particles. The shape of the particlescan significantly affect the properties and compositionof a mixture.The overall space is also determined by thegrading curve. Sometimes highly flaky particles such asslate can be used in a mixture if they are accompaniedby suitably graded and highly spherical particles.Flakiness Index (British Standard 812): The flakiness index is measured on particles largerthan 6.5mm and is the weight percentage of particlesthat have a least dimension of less than 0.6 times themean dimension. The sample must be greater than200 pieces. The test is carried out using a standardplate that has elongate holes of a given size; theproportion passing through the appropriate holegives a measure of the flakiness index.Elongation Index (BS 812): The elongation index is the percentage of particles bymass having a long dimension that is more than 1.8times the mean dimension. This measurement is madewith a standard gauge in which pegs are placed anappropriate distance apart.Petrography: The petrography of the aggregate is mainly assessedon the basis of hand picking particles from a bulksample. Thin-section analysis either of selected piecesor of a crush or sand mounted in a resin is alsoemployed. The petrographic analysis is essential todetermine the rock types present and hence to identifypotential difficulties in the use of the material. It allowsrecognition of potentially deleterious components andestimation of physical parameters. The experiencedpetrographer, for example, can estimate the parametersrelevant to the use of a material for road surfacing.Published standards provide procedures for petrographicdescription, including the standards publishedby the American Society for Testing andFigure 2 Examples of particular particle shapes. (A) Wellrounded spherical metaquartzite. (B) Elongate angular quartzite.(C) Rounded flaky limestone.38 AGGREGATESMaterials and the Rilem procedures. These standardslist the minimum amounts of material to be examinedin the petrographic examination. In BS 812, for example,it is specified that for an aggregate with amaximum particle size of 20mm the laboratorysample should consist of 30 kg. The minimum massof the test portion to be examined particle by particleis 6 kg. Normally the analysis would be carried out onduplicate portions. The samples are examined particleby particle, using a binocular stereoscopic microscopeif necessary. Unfortunately, this procedure doesnot cover all eventualities, and some seriously deleteriousconstituents within the material may be missed.A rock particle passing a 20mm sieve may havewithin it structures that give it potentially deleteriousproperties (Figure 3). It is therefore essential that theaggregate is examined in thin section as well as in thehand specimen. It is helpful if the aggregate sample iscrushed and resampled to provide a representativeportion for observation in thin section. A large thinsection carrying several hundred particles is required.Some of the potentially deleterious ingredients maybe present at relatively low abundance. For example,the presence of 1–2% of opaline vein silica would belikely to cause significant problems.Where a sand or fine gravel is to be sorted by handit is first divided into sieve fractions, typically usingthe size ranges5mm. These size fractions are analysed quantitativelyby hand sorting in the same way as for coarseaggregate. The stereoscopic microscope is used tohelp with identification. Thin sections are also preparedfrom the sample using either the fraction passingthe 1.18mm sieve or the whole fine aggregate.The sample is embedded in resin and a thin section ismade of the briquette so produced.Specific Tests Measuring Strength,Elasticity, and Durability: For quarried rocks it is possible to take cores of theoriginal source material and to measure the compressiveand tensile strengths of that material directly.It may be necessary to take a large number of samplesin order to obtain a reliable representative result.However, for sands and gravels the strength of thematerial can rarely be tested in this way, and so aseries of tests has been developed that simulate theconditions in which the aggregate is to be used.There is often a simple relationship betweenthe flakiness index of the aggregate and its aggregateimpact value (AIV) and aggregate crushing value(ACV). In general, the lower the flakiness index,the higher the AIV and ACV. Hence, comparing theAIV and ACV values with specifications requiresknowledge of the flakiness index. Considerationalso needs to be given to the shape of the aggregatefollowing the test.Density and Water Absorption: Some of the most important quantities measured foran aggregate are various density values. These includethe bulk density, which is the total mass of material ina given volume, including the space between the aggregateparticles. The saturated surface-dry density isthe density of the actual rock material when fullysaturated with water but having been dried at thesurface. The dry density is the rock density afterdrying. In making these measurements, the waterabsorption is also recorded. These provide data thatare essential for the design of composite mixes. Aggregate Impact Value (BS 812):The aggregate impact value provides an indirectmeasurement of strength and involves the impactionof a standard mass on a previously well-sortedsample. The result is obtained by measuring the amountof material of less than 2.36mm produced froman aggregate of 10–14 mm. The lower the result, thegreater the resistance of the rock to impaction. It isalso useful to examine the material that does not passthe 2.36mm sieve, and it is common to sieve the totalFigure 3 An alkali reactive granite coarse aggregate particle(top) with cracks filled with alkali silicate gel. The cracks run intothe surrounding binder, which appears dark and contains quartzrich sand as a fine aggregate.AGGREGATES 39product at 9.5mm to establish whether there is anoverall general reduction in particle size.Aggregate Crushing Value (BS 812): The aggregate crushing value provides an indirectassessment of strength and elasticity in which a wellsortedsample is slowly compressed. The lower thedegradation of the sample, the greater the resistanceto crushing. The size ranges used are the same as forthe AIV test.10% Fines Value (BS 812): The 10% fines value is the crushing load required toproduce degradation such that 10% of the originalmass of the material passes a 2.36mm sieve, theoriginal test sample being 10–14 mm. The samplesare subjected to two different loads, and the amountpassing the 2.36mm sieve in each test is measured.Typically the two results should fall between 7.5%and 12.5% of the initial weight. The force required toproduce 10% fines is then calculated.Aggregate Abrasion Value (BS 812): In determining the aggregate abrasion value, fixedaggregate particles are abraded with standard sand,and the mass of the aggregate is recorded before andafter abrasion. The reduction in mass indicates thehardness, brittleness, and integrity of the rock.The Los Angeles Abrasion Value (ASTM C131 andC535): To determine the Los Angeles abrasion value, asample charge is mixed with six to twelve steel balls,and together these are rotated in a steel cylinder for500 or 1000 revolutions at 33 rpm. This causes attritionthrough tumbling and the mutual impact of theparticles and the steel balls. The sample is screenedafter the rotations are completed using a 1.68mmsieve. The coarser fraction is washed, oven dried,and weighed. The loss in mass as a percentage of theoriginal mass is the Los Angeles abrasion value.Micro Deval test: The Micro Deval test is widely used to determine theresistance of an aggregate to abrasion. Steel balls andthe aggregate are placed in a rotating cylinder. Thetest may be carried out either wet or dry. The MicroDeval value is calculated from the mass of materialthat passes the 1.6mm test sieve, as a percentage ofthe original aggregate mass.Polished Stone Value (BS 812, Part 114): To determine the polished stone value, the aggregate ismounted in resin and the exposed surface is polishedusing a wheel and standard abrasive. The result ismeasured using a standard pendulum, with the abilityof the rock to reduce the motion of the pendulumgiving an indication of the potential resistance of theaggregate to skidding. The sample is small and theresult can vary according to the proportions of rockthat are present. This test is difficult to perform reliably,and considerable practice is required to obtain aconsistent result. In practice it is found that good skidresistance is derived from a varied texture in therock with some variation in particle quality. Wellcementedsandstones and some dolerites tend tohave high polished stone values, while rocks such aslimestones and chert have very low polished stonevalues.Franklin Point Load Strength: The Franklin point load strength can be directlyassessed for large pieces of rough rock.Aload is appliedthrough conical platens. The specimen fails in tensionat a fraction of the load required in the standardlaboratory compressive-strength test. However, thevalues obtained in the test correlate reasonably wellwith those obtained from the laboratory-based uniaxialcompressive test, so an estimated value for thiscan be obtained, if necessary, in the field.Schmidt Rebound Hammer Value: The Schmidt Rebound Hammer test is a simple quantitativetest in which a spring-loaded hammer travellingthrough a fixed distance strikes the rock in agiven orientation. The rebound of the hammer fromthe rock is influenced by the elasticity of the rockand is recorded as a percentage of the initial forwardtravel. A sound rock will generally give a reboundvalue in excess of 50%, while weathered and alteredrock will tend to give a much lower value.Magnesium Sulphate Soundness Test (BS 812): In the magnesium sulphate soundness test the degradationof the aggregate is measured following alternatewetting and drying in a solution of magnesium sulphate.The test provides a measure of the tendency ofthe rock to degrade through the crystallization of saltsor ice formation. The result is influenced by the porosityand particularly by planes of weakness in theaggregate. Freeze–Thaw Test: In the freeze–thaw test the aggregate is subjectedto cycles of freezing and thawing in water. Eachcycle lasts approximately 24 h. The temperature isreduced over a period of several hours and then40 AGGREGATESmaintained at 15C to 20C for at least 4 h. Thesample is then maintained in water at 20C for 5 h.The cycle is repeated 10 times, and then the sample isdried and sieved, and the percentage loss in mass isdetermined.Slake Durability: IndexA number of small samples of known mass are placedin a wire-mesh drum. The drum is immersed in waterand rotated for 10 min. The specimens are dried andweighed, and any loss in weight is expressed as apercentage of the initial weight. This is the slakedurability index.Methylene Blue Absorption Test: Methylene blue dye is dissolved in water to give ablue solution. It is absorbed from the solution byswelling clay minerals, such as montmorillonite. Thequantity of potentially swelling clay minerals in asample of rock is assessed by measuring the amountof methylene blue absorbed.Chemical Tests: Aggregates are commonly tested by chemical analysisfor a variety of constituents, including their organic,chloride, and sulphate contents. Organic material isreadily separated from the aggregate by, for example,the alkalinity of cement paste. Its presence leads tosevere staining of concrete and mortar surfaces. Sulphatecauses long-term chemical changes in cementpaste, leading to cracking and degradation. Chlorideaffects the durability of steel reinforcement in concrete,accelerating corrosion and the consequentreduction in strength. Mortar Bar and Concrete Prism Tests: The durability of concrete madewith a given aggregateis evaluated by measuring the dimensional change inbars made of mortar or larger prisms of concretecontaining the specific aggregate. The mortar-bar testresults can be obtained in a few weeks, but the prismtest needs to run for many months or even years. Thetests allow the recognition of components in the rocksor contaminants (e.g. artificial glass) that take part inexpansive alkali–aggregate reactions.Aggregates for Specific Purposes: Railway Track Ballasts: Railway track is normally placed on a bed of coarseaggregate. A lack of fines is required: the desirableparticle size is generally 20–60mm. The bed requiresa free-draining base that is stable and able to maintainthe track alignment with minimum maintenance. Theaggregate is sometimes placed on a blanket of sand toprevent fines entering the coarse aggregate layer. Theaggregate layer may be up to 400mm thick.The favoured rock types are medium-grained igneousrocks such as aplite and microgranite. Sometimeshornfels is used. Some of the more durable limestonesand sandstones are also used. Weaker limestones andmany sandstones are generally regarded as unsatisfactorybecause of their low durability and readyabrasion. The desirable qualities for an aggregateused for ballast are that it must be a strong rock,angular in shape, tending to be equidimensional,and free from dust and fines.Aggregates for Use in Bituminous ConstructionMaterials: Aggregates for use with a bitumen binder in buildingconstruction (as used in bridge decks and in the decksand ramps of multistorey car parks) require a highskid resistance. They must also be highly impermeable,protecting the underlying construction fromwater and frost attack and from the effects of deicingsalts. The mix design is important: there shouldbe a high bitumen content and a high content of fineaggregate and filler in the aggregate grading.A wide range of rocks of diverse origin and anumber of artificial materials are used in the bituminousmixes. The rocks must be durable, strong, andresistant to polishing. The aggregate must show goodadhesion to the binder and have good shape. Skidresistance is also dependent on traffic density and, insome instances, a reduction in traffic has improvedskid resistance. Visual aggregates have been developedwhere high skid resistance is required, andthese include calcined bauxite, calcined flint, ballotini,and sinopal. Blast furnace slags yield moderatelyhigh polished stone values. The light-reflectingqualities are also important, and artificial aggregatessuch as sinopal, with their very high light reflectivity,are valued. Resistance to stripping, i.e., the breakdownof the bond between the aggregate and thebituminous binder, is also important. Stripping islikely to result in the failure of the wearing courseand not necessarily in failure of the base course. Thestripping tends to be most conspicuous in coarsegrainedaggregates that contain quartz and feldspar.Basic rocks show little or no detachment. The aggregatehas considerable strength, particularly in thewearing course. As an example, the aggregate crushingvalue for surface chasing and dense wearingcourses will typically be 16 to 23, while for the basecourse it may be as high as 30. Similarly, the aggregateimpact value might be 23 in the wearing course and30 in the base course.AGGREGATES 41 Aggregates in Unbound Pavement Construction: Aggregate is sometimes used in construction withoutcement or a bitumin binder. Examples are a workingplatform in advance of construction, structural layersbeneath a road system, a drainage layer, and a replacementof unsuitable foundation material. Aggregatesfor these purposes must be resistant to crushingand impact effects during compaction and in use, andwhen in place they must resist breakdown by weatheringor by chemical and physical processes andmust be able to resist freeze–thaw processes.It is likely that recycled aggregates will becomeincreasingly important in these situations, althoughlevels of potentially deleterious components, such assulphate, may point to a need for caution in the use ofsuch material. Aggregates for unbound constructionoften need to resist the ingress of moisture, since moisturerise and capillary transfer can cause progressivedegradation.Mortar: Mortar consists of a fine aggregate with a bindingagent. It is used as a jointing or surface-renderingmaterial. Sands for mortar production are excavatedfrom sand and gravel pits in unconsolidated clasticdeposits and are typically dominated by quartz. Theyare used in their natural form or processed byscreening and washing. Rock fines of similar gradecan also be used.The most important feature of sand for mortarmanufacture is that the space between the aggregateparticles must generally be about 30% by volume.The volume of binder needs to be slightly greaterthan this volume, and hence a relatively high proportionof cement or lime may be required. Should thespace be such that voids occur in the mix, the materialwill commonly show early signs of degradation andwill be readily damaged by penetration of moisture.The space also appears to reduce the capacity of themortar to bond with the substrate.The workability and ease of use of the mixture alsodepends on the shape of the particles and the gradingcurve. Very uniform sand tends to have a high voidspace and therefore requires a high cementitious orwater content and tends to develop a high voidage.On the other hand, the grading may be such that thespace between the particles is too small and the mixturebecomes stiff. The strength and elastic modulusof the rocks are also important because the resultantmixture of paste and aggregate must match thestrength and elasticity of the material to which themortar is applied. If it is not, then partings are liable todevelop between the binder and the substrate. Similarly,the material must exhibit minimal shrinkagebecause again it might become detached from thesubstrate.Concrete: This very widely used material has a very diversestructure and composition and serves many purposes.It is composed of aggregate graded for the specificpurpose and a binder containing cement. In general,the properties of the aggregate must match theintended strength and elasticity of the product, andit must be highly durable. For many purposes a combinationof coarse and fine aggregate with a maximumparticle size of 20mm is used. The gradingcurve is designed such that an appropriate amountof space occurs between the particles – typicallyaround 25% by volume of the mixture. There arenumerous components of aggregate that perform adverselyin the medium and long term, so careful studyof the material is required before use. The defectivecomponents are described in several standards, alongwith procedures for measuring their effects on theconcrete. Some of these are described below.In the 1940s it was recognized in the USA thatcertain siliceous aggregates could react with alkalisderived from Portland Cement. This led to spalling ofconcrete surfaces and cracking, sometimes in a spectacularmanner. The phenomenon occurs throughoutthe world, and few rock sources are immune. Anenormous amount of work has been carried out toevaluate the reaction, both in the laboratory and instructures. Major international conferences on thesubject have been held. The alkalis for the reactionderive from the cement and are extracted into thepore fluid in the setting concrete. The concentrationof alkali in the pore fluid can be affected by externalfactors as well as by the internal composition of thecement matrix. The rock reacting with the alkalis istypically extremely fine grained or has extremelysmall strain domains. Hence, fine-grained rocks,such as opaline silica within limestone, some cherts,volcanic glass, slate, and similar fine-grained metamorphicrocks, may exhibit a high degree of strainand so be able to take part in the reaction. Morerecently it has been found that certain dolomitic siliceouslimestones are also to be avoided, again becausethey react with alkalis to cause significant expansionof the concrete and severe cracking.See Also: Building Stone. Geotechnical Engineering. Quarrying.Rock Mechanics. Sedimentary Environments: AlluvialFans, Alluvial Sediments and Settings. Sedimentary Processes:Glaciers. Sedimentary Rocks: Limestones;Sandstones, Diagenesis and Porosity Evolution.42 AGGREGATESFurther Reading: American Society for Testing and Materials (1994) AnnualBook of ASTM Standards (1994), Section 4, Construction, Volume 04.02, Concrete and Aggregates. WestConshohocken: American Society for Testing andMaterials.Be´rube´ MA, Fournier B, and Durand B (eds.) (2000) AlkaliAggregate Reaction in Concrete. Proceedings of the 11thInternational Conference, Quebec, Canada.British Standards Institution (1990) BS812 Parts 1 to 3:Methods for Sampling and Testing of Mineral Aggregates, Sands and Fillers, Parts 100 Series TestingAggregates. British Standards Institution.Dolor Mantuani L (1983) Handbook of Concrete Aggregates: A Petrographic and Technological Evaluation.New Jersey: Noyes Publications.(1983) FIP Manual of Leightweight Aggregate Concrete,2nd edn. Surrey University Press (Halsted Press).Hobbs DW (1988) Alkali Silica Reaction in Concrete.Thomas Telford.Latham J P (1998) Advances in Aggregates and Armourstone Evaluation. Engineering Geology Special Publication 13. London: Geological Society.Popovics S (1979) Concrete Making Materials. Hemisphere Publishing Corporation, McGraw Hill BookCompany.Smith MR and Collis L (2001) Aggregates, Sand, Gravel,and Crushed Rock for Construction Purposes, 3rd edn.Engineering Geology Special Publication 17. London:Geological Society.West G (1996) Alkali Aggregate Reaction in ConcreteRoads and Bridges. Thomas Telford.کلمات کلیدی:آگرگات، آگرگاتها، منشاء آگرگاتها، بررسی منشا آگرگات ها، استخراج آگرگاتها، طبقه بندی آگرگاتها، تقسیم بندی آگرگاتها، شکل دانه ها در آگرگاتها، شاخص فلاکینس استاندارد انگلیسی 812، شاخص کشیدگی، پتروگرافی آگرگاتها، آزمایشات مخصوص اندازه گیری قدرت، الاستیسیته و دوام، چگالی و جذب آب، آزمایش ارزش تجمع دانه ای، آزمون ارزش سایش شن و ماسه، آزمون 10 درصد باقی مانده، آزمون ارزش صیقل پذیری دانه ها، ارزش ﺳﺎﯾﺶ ﻟﻮس آﻧﺠﻠﺲ، مقاومت سایشی با استفاده از دستگاه میکرو دوال، ارزش صیقلی، مقاومت بار نقطه ای فرانکلین، آزمایش چکش اشمیت، تست صحت سولفات منیزیم، آزمایش سرد و گرم کردن، تست دوام، تست جذب ماسه، آزمایش شیمیایی، آزمایش نمونه منشوری، آزﻣﺎﯾﺶ ﻣﻼت ﻣﻨﺸﻮري ﺗﺴﺮﯾﻊ ﺷﺪه،آگرگاتها و کاربرد آن در موارد خاص، بالاست جهت راه آهن، آگرگات و کاربرد آن در ساخت و ساز و بتن، آگرگات در مصالح ساختمانی، ملات و آگرگات، بتن + نوشته شده در یکشنبه ۱۳۹۰/۰۵/۱۶ ساعت 10:44 توسط علی فاضلی |in 1964 onthe basis of an assessment of available Rb–Sr and K–Ar ages in Africa. The Pan-African was interpreted as atectono-thermal event, some 500Ma ago, during which a number of mobile belts formed,surrounding older cratons.The concept was then extended to the Gondwanacontinents (Figure 1) although regional names were proposedsuch as Brasiliano for South America, Adelaidean for Australia, and Beardmorefor Antarctica. This thermal event was later recognized to constitute the finalpart of an orogenic cycle, leading to orogenic belts which are currentlyinterpreted to have resulted from the amalgamation of continental domainsduring the period 870to 550Ma. The term Pan-African is now used to describe tectonic, magmatic, andmetamorphic activity of Neoproterozoic to earliest Palaeozoic age, especiallyfor crust that was once part of Gondwana. Because of its tremendousgeographical and temporal extent, the Pan-African cannot be a single orogenybut must be a protracted orogenic cycle reflecting the opening and closing oflarge oceanic realms as well as accretion and collision of buoyant crustalblocks. Pan-African events culminated in the formation of the Late Neoproterozoicsupercontinent Gondwana (Figure 1).بزرگنمایی تصویر The Pan-African orogenic cycle istimeequivalent with the Cadomian Orogeny in western and central Europe and theBaikalian in Asia; in fact, these parts of Europe and Asia were probably partof Gondwana in pre-Palaeozoic times as were small Neoproterozoic crustalfragments identified in Turkey,Iran and Pakistan(Figure 1). Within the Pan-African domains, twobroad types of orogenic ormobile belts can be distinguished. One type consistspredominantly of Neoproterozoic supracrustal and magmatic assemblages, many ofjuvenile (mantlederived) origin, with structural and metamorphic histories thatare similar to those in Phanerozoic collision and accretion belts. These beltsexpose upper to middle crustal levels and contain diagnostic features such asophiolites, subduction- or collision-related granitoids, island-arc or passivecontinental margin assemblages as well as exotic terranes that permitreconstruction of their evolution in Phanerozoic-style plate tectonic scenarios. Such belts include the Arabian-Nubian shieldof Arabia and north-east Africa (Figure 2),the Damara– Kaoko–Gariep Belt and Lufilian Arc of south-central andsouth-western Africa, the West Congo Belt of Angola and Congo Republic,the Trans-Sahara Belt of West Africa, and the Rokelide and Mauretanian beltsalong the western part of the West African Craton (Figure 1). The other type of mobile belt generallycontains polydeformed high-grade metamorphic assemblages, exposing middle tolower crustal levels, whose origin, environment of formation and structuralevolution are more difficult to reconstruct. The protoliths of theseassemblages consist predominantly of much older Mesoproterozoic to Archaeancontinental crust that was strongly reworked during the Neoproterozoic. Wellstudied examples are the Mozambique Belt of East Africa, including Madagascar (Figure 2) with extensions into western Antarctica, the Zambezi Belt ofnorthern Zimbabwe and Zambia and, possibly, the little knownmigmatitic terranes of Chad,the Central African Republic,the Tibesti Massif in Libyaand the western parts of Sudanand Egypt(Figure 1). It has been proposed that the latter type ofbelt represents the deeply eroded part of a collisional orogen and that the twotypes of Pan-African belts are not fundamentally different but constitutedifferent crustal levels of collisional and/or accretional systems. For thisreason, the term East African Orogen has been proposed for the combined uppercrustal Arabian-Nubian Shield and lower crustal Mozambique Belt (Figure 2). AFRICA/Pan-African Orogeny 1 ThePan-African system of orogenic belts in Africa, Braziland eastern Antarctica has been interpreted asa network surrounding older cratons (Figure 1) and essentially resulting from closure of several majorNeoproterozoic oceans. These are the Mozambique Ocean between EastGondwana(Australia, Antarctica, southern India) and West Gondwana (Africa, SouthAmerica), the Adamastor Ocean between Africa and South America, the DamaraOcean between the Kalahari and Congo cratons, and the Trans-Sahara Oceanbetween theWest African Craton and a poorly known pre-Pan-African terrane innorth-central Africa variously known as the Nile or Sahara Craton (Figure 1).  Arabian-Nubian Shield (ANS): A broad region was uplifted in associationwith Cenozoic rifting to form the Red Sea,exposing a large tract of mostly juvenile Neoproterozoic crust. These exposurescomprise the Arabian-Nubian Shield (ANS). The ANS makes up the northern half ofthe East African orogen and stretches from southern Israel and Jordan south asfar as Ethiopia and Yemen, where the ANS transitions into the Mozambique Belt(Figure 2). The ANS is distinguished from theMozambique Belt by its dominantly juvenile nature, relatively low grade of metamorphism,and abundance of island-arc rocks and ophiolites. The ANS, thus defined,extends about 3000km north to south and >500 km on either side of the Red Sea(Figure 3).بزرگنمایی تصویر It is flanked to the west by a broad tract ofolder crust that was remobilized during Neoproterozoic time along with asignificant amount of juvenile Neoproterozoic crust, known as the Nile Cratonor ‘SaharanMetacraton’. The extent of juvenile Neoproterozoic crust tothe east in the subsurface of Arabia is notwell defined, but it appears that Pan- African crust underlies most of thisregion. Scattered outcrops in Omanyielded mostly Neoproterozoic radiometric ages for igneous rocks, and there isno evidence that a significant body of pre-Pan-African crust underlies thisregion. The ANS is truncated to the north as a result of rifting at about thetime of the Precambrian–Cambrian boundary, which generated crustal fragmentsnow preserved in south-east Europe, Turkeyand Iran.The ANS is by far the largest tract of mostly juvenile Neoproterozoic crustamong the regions of Africa that were affectedby the Pan-African orogenic cycle. It Figure 1 Map of Gondwana at the end ofNeoproterozoic time (540 Ma) showing the general arrangement of Pan Africanbelts. AS, Arabian Shield; BR, Brasiliano; DA, Damara; DM, Dom Feliciano; DR,Denman Darling; EW, Ellsworth Whitmore Mountains; GP, Gariep; KB, Kaoko; MA,Mauretanides; MB, Mozambique Belt; NS, Nubian Shield; PM, Peterman Ranges; PB,Pryolz Bay; PR, Pampean Ranges; PS, Paterson; QM, Queen Maud Land; RB,Rokelides; SD, Saldania; SG, Southern Granulite Terrane; TS, Trans Sahara Belt;WB, West Congo; ZB, Zambezi. (Reproduced with permission from Kusky et al., 2003.) 2 AFRICA/Pan-African Orogeny formed as aresult of a multistage process, whereby juvenile crust was produced aboveintra-oceanic convergent plate boundaries (juvenile arcs) and perhaps oceanicplateaux (ca. 870–630Ma), and these juvenile terranescollided and coalesced to form larger composite terranes (Figure4).There is also a significantamountof older continental crust (Mesoproterozoic age crust of the Afif terrane inArabia; Palaeoproterozoic and Archaean crust in Yemen, Figure 2) that was overprinted by Pan-African tectonomagmatic events.ANS terrane boundaries (Figure 3) are frequentlydefined by suture zones that are marked by ophiolites, and the terranes arestitched together by abundant tonalitic to granodioritic plutons. Most ANSophiolites have trace element chemical compositions suggesting formation abovea convergent plate margin, either as part of a back-arc basin or in a fore-arcsetting. Boninites have been identified in Sudanand Eritreaand suggest a forearc setting for at least some ANS sequences. Sediments are mostly immature sandstones andwackes derived fromnearby arc volcanoes.Deposits that are diagnostic ofNeoproterozoic ‘snowball Earth’ episodes have been recognized in parts of theANS, and banded iron formations in the northern ANS may be deep-waterexpressions of snowball Earth events. Because it mostly lies in the Sahara and Arabian deserts, the ANS has almost novegetation or soil and is excellently exposed. This makes it very amenable tostudy using imagery from remote sensing satellites. Juvenile crust of the ANSwas sandwiched between continental tracts of East and West Gondwana (Figure 4). بزرگنمایی تصویرThe precise timing of thecollision is still being resolved, but appears to have occurred after 630Ma whenhigh-magnesium andesite ‘schistose dykes’ were emplaced in southern Israel butbefore the 610Mapost-tectonic ‘Mereb’ granites were emplaced in northern Ethiopia. By analogywith the continuing collision between Indiaand Asia, the terminal collision between East and West Gondwana may have continued for a few tens of millions of years.Deformation in the ANS ended by the beginning of Cambrian time, although it haslocally continued into Cambrian and Ordovician time farther south in Africa. The most intense collision (i.e. greatestshortening, highest relief, and greatest erosion) occurred south of the ANS, inthe Mozambiquebelt. Compared to the strong deformation and metamorphism experienced duringcollision in the Mozambiquebelt, the ANS was considerably less affected by the collision. North-westtrending leftlateral faults of the Najd fault system of Arabia and Egypt (Figures 1 and 2) formed as a result of escape tectonicsassociated with the collision and were active between about 630 and 560Ma. Deformation associatedwith terminal collision is more intense in the southern ANS, with tight,upright folds, steep thrusts, and strike-slip shear zones controlling basementfabrics in Eritrea, Ethiopia, and southern Arabia.These north–south trending, collision-related structures obscure the earlierstructures in the southern ANS that are related to arc accretion, and theintensity of this deformation has made it difficult to identify ophioliticassemblages in southern Arabia, Ethiopia, and Eritrea. Thus, the transitionbetween the ANS and the Mozambique Belt is marked by a change from lessdeformed and less metamorphosed, juvenile crust in the north to more deformedand more metamorphosed, remobilized older crust in the south, with thestructural transition occurring farther north than the lithological transition.The final stages in the evolution of the ANS witnessed the emplacement ofpost-tectonic ‘A-type’ Figure 2 Pre Jurassic configuration of elements of the EastAfrican Orogen in Africa and surroundingregions. Regions in clude Egypt (Eg), Sudan (Su), Sinai Israel Jordan (SIJ),Afif ter rane, Arabia (Aa), rest of Arabian Shield (Ar), Eritrea and northernEthiopia (En), southern Ethiopia (Es), eastern Ethiopia, Somalia, and Yemen(ESY), Kenya (K), Tanzania (T), and Madagascar (M). Numbers in italics beneatheach region label are mean Nd model ages in Gy. AFRICA/Pan-African Orogeny 3 granites,bimodal volcanics, and molassic sediments. These testify to strong extensioncaused by orogenic collapse at the end of the Neoproterozoic. Extensionrelatedmetamorphic and magmatic core complexes are recognized in the northern ANS butare even more likely to be found in the more deformed regions of the southernANS and the Mozambique Belt. A well developed peneplain developed on top of theANS crust before basal Cambrian sediments were deposited, possibly cut by acontinental ice-sheet. The ANS has been the source of gold since Pharaonic Egypt. There isnow a resurgence of mining and exploration activity, especially in Sudan, Arabia, Eritrea, and Ethiopia.  Mozambique Belt (MB): This broad belt defines the southern part ofthe East African Orogen and essentially consists of medium- to high-gradegneisses and voluminous granitoids. It extends south from the Arabian-NubianShield into southern Ethiopia,Kenya and Somalia via Tanzaniato Malawi and Mozambique and also includes Madagascar(Figure 2). Southward continuation of the belt intoDronning Maud Land of East Antarctica (Figure 1) has been proposed on the basis ofgeophysical patterns, structural features and geochronology. Most parts of thebelt are not covered by detailed mapping, making regional correlationsdifficult. There is no Figure 3 Terrane map of the ArabianNubian Shield. (Reproduced with permission from Johnson PR and Woldehaimanot B(2003) Development of the Arabian Nubian Shield:perspectives on accretion and deformation in the northern East African Orogenand the assembly of Gondwana. In: Yoshida M, Windley BF and Dasgupta S (eds.)Proterozoic East Gondwana: SupercontinentAssembly and Breakup. Geological Society, London,Special Publications 206, pp. 289 325.) 4 AFRICA/Pan-African Orogeny overall modelfor the evolution of the MB although most workers agree that it resulted fromcollision betweenEast andWestGondwana. Significant differences in rock type,structural style, age and metamorphic evolution suggest that the belt as awhole constitutes a Pan-African Collage of terranes accreted to the easternmargin of the combined Congoand Tanzaniacratons and that significant volumes of older crust of these cratons werereconstituted during this event. Mapping and geochronology in Kenya haverecognized undated Neoproterozoic supracrustal sequences that are structurallysandwiched between basement gneisses of Archaean and younger age (Figure 5). A 700Ma dismembered ophiolite complex at theKenyan/Ethiopian border testifies to the consumption and obduction of marginalbasin oceanic crust. Major deformation and high-grade metamorphism is ascribedto two major events at 830 and 620 Ma, based on Rb–Sr dating, but the older of theseappears questionable. A similar situation prevails in Tanzania wherethe metamorphic grade is generally high and many granulite- facies rocks ofNeoproterozoic age show evidence of retrogression. UnquestionableNeoproterozoic supracrustal sequences are rare, whereas Late Archaean toPalaeoproterozoic granitoid gneisses volumetrically greatly dominate overjuvenile Pan-African intrusives. These older rocks, strongly reworked duringFigure 4 Adiagram of the suggested evolution of the Arabian Nubian Shield. Figure 5 Aschematic block diagram showing tectonic interdigitation of basement and coverrocks in the Mozambique Belt of Kenya. (Reproduced with permission from MosleyPN (1993) Geological evolution of the LateProterozoic ‘Mozambique Belt’ of Kenya. Tectonophysics 221: 223 250.)AFRICA/Pan-African Orogeny 5 the Pan-African orogenic cycle and locally migmatizedand/or mylonitized, either represent eastward extensions of the Tanzania Cratonthat were structurally reworked during Pan-African events or are separatecrustal entities (exotic blocks) of unknown origin. The significance of raregranitoid gneisses with protolith ages of 1000–1100Main southern Tanzania and Malawi isunknown. From these, some workers have postulated a major Kibaran (Grenvillian)event in the MB, but there is no geological evidence to relate these rocks toan orogeny. A layered gabbroanorthosite complex was emplaced at 695Ma in Tanzania. Thepeak of granulite-facies metamorphism was dated at 620–640Maoverwide areas of theMB in Tanzania,suggesting that this was the major collision and crustal-thickening event inthis part of the belt. In northern Mozambique the high-grade gneisses,granulites and migmatites of theMB were interpreted to have been deformed andmetamorphosed during two distinct events, namely the Mozambican cycle at 1100–850Ma, also known as Lurian Orogeny, andthe Pan-African cycle at 800–550Ma.Recent highprecision zircon geochronology has confirmed the older event torepresent a major phase of granitoid plutonism, including emplacement of alarge layered gabbro-anorthosite massif near Tete at 1025Ma, but there is as yet noconclusive evidence for deformation and granulite-facies metamorphism in theserocks during this time. The available evidence points to only one severe eventof ductile deformation and high-grade metamorphism, with a peak some 615–540Ma ago. A similar situation prevails insouthern Malawiwhere high-grade granitoid gneisses with protolith ages of 1040–555Mawere ductilely deformed together with supracrustal rocks and the peak ofgranulite-facies metamorphism was reached 550–570Maago. The Pan-African terrane of central andsouthern Madagascarprimarily consists of high-grade orthoand paragneisses as well as granitoids.Recent highprecision geochronology has shown that these rocks are eitherArchaean or Neoproterozoic in age and were probably structurally juxtaposedduring Pan- African deformation. Several tectonic provinces have beenrecognized (Figure 6), including a domain consisting oflow-grade Mesoproterozoic to Early Neoproterozoic metasediments known as theItremogroup which was thrust eastwards over high-grade gneisses. A Pan- Africansuture zone has been postulated in eastern Madagascar, the Betsimisaraka Belt(Figure 6), consisting of highly strainedparagneisses decorated with lenses of mafic–ultramafic bodies containingpodiform chromite and constituting a lithological and isotopic boundary withthe Archaean gneisses and granites of the Antongil block east of thispostulated suture which may correlate with similar rocks in southern India.Central and northern Madagascarare separated from southern Madagascarby the Ranotsara Shear Zone (Figure 6),showing sinistral displacement of >100 km and correlated with one of the majorshear zones in southern India.Southern Madagascar consists of several north–south trending shear-boundedFigure 6 Asimplified geological map showing the major tectonic units of the Precambrianbasement in Madagascar.Rs, Ranotsara Shear Zone; BSZ, Betsileo Shear Zone. (Reproduced with permissionfrom Collins and Windley 2002.) 6 AFRICA/Pan-AfricanOrogeny tectonic units consisting of upper amphibolite to granulite-faciespara- and orthogneisses, partly of pre-Neoproterozoic age. The peak ofgranulite-facies metamorphism in central and southern Madagascar,including widespread formation of charnockites, was dated at 550–560Ma. The distribution of zircon radiometric ages in theMB suggests twodistinct peaks at 610–660 and 530–570Ma (Figure 7) from which two orogenic events have beenpostulated, the older East African Orogeny (660–610Ma)and the younger Kuunga Orogeny (570–530Ma).However, the are no reliable field criteria to distinguish between thesepostulated phases, and it is likely that the older age group characterizessyntectonic magmatism whereas the younger age group reflects post-tectonicgranites and pegmatites which are widespread in the entire MB. بزرگنمایی تصویر ZambeziBelt: The Zambezi Belt branches off to the west fromthe Mozambique Belt in northernmost Zimbabwe along what has been described as atriple junction and extends into Zambia (Figures 1 and 8). It consists predominantly of strongly deformed amphibolite-to granulite-facies, early Neoproterozoic ortho- and paragneisses which werelocally intruded by 860Ma, layered gabbro-anorthosite bodies and generallydisplays south-verging thrusting and transpressional shearing. Lenses ofeclogite record pressures up to 23 kbar. Although most of the above gneisses seem to be 850–870Ma in age, there are tectonicallyinterlayered granitoid gneisses with zircon ages around 1100Ma. The peak of Pan-Africanmetamorphism occurred at 540–535 Ma. TheZambezi Belt is in tectonic contact with lower-grade rocks of the Lufilian Arcin Zambiaalong the transcurrent Mwembeshi shear zone.  Lufilian Arc: The Lufilian Arc (Figure 8) has long been interpreted to be a continuation of the DamaraBelt of Namibia, connectedthrough isolated outcrops in northern Botswana (Figure 1). The outer part of this broad arc in the CongoRepublic and Zambia is anorth-eastverging thin-skinned, low-grade fold and thrust belt, whereas thehigher-grade southern part is characterized by basement-involved thrusts. Themain lithostratigraphic unit is the Neoproterozoic, copper-bearing Katangasuccession which contains volcanic rocks dated between 765 and 735Ma. Thrusting probably beganshortly after deposition, and the main phase of thrusting and associatedmetamorphism occurred at 566–550Ma. بزرگنمایی تصویر Damara Belt: This broad belt exposed in central andnorthern Namibia branchesnorth-west and south-east near Figure 7 Histogram of radiometric ages for theMozambique Belt of East Africa and Madagascar. Data from Meert JG (2003) A synopsis of events related to theassembly of eastern Gondwana. Tectonophysics 362: 140, with updates.AFRICA/Pan-African Orogeny 7 the Atlantic coast andcontinues southwards into the Gariep and Saldania belts and northwards into theKaoko Belt (Figure 1). The triple junction so produced may haveresulted from closure of the AdamastorOcean, followed by closure of the Damara Ocean.The main lithostratigraphic unit is the Damara supergroup which records basinformation and rift-related magmatism at 760 Ma, followed by the formation of abroad carbonate shelf in the north and a turbidite basin in the south. Theturbidite sequence contains interlayered, locally pillowed, amphibolites andmetagabbros which have been interpreted as remnants of a dismembered ophiolite.Of particular interest are two distinct horizons of glaciogenic rocks which canprobably be correlated with similar strata in the Katangasequence of south central Africa and reflect asevere glaciation currently explained by the snowball Earth hypothesis. TheDamara Belt underwent north- and southverging thrusting along its respectivemargins, whereas the deeply eroded central zone exposes medium- to high-gradeductilely deformed rocks, widespread migmatization and anatexis in which boththe Damara supracrustal sequence and a 1.0–2.0Ga oldbasement are involved. Sinistral transpression is seen as the cause for thisorogenic event which reached its peak at 550–520Ma.Voluminous pre-, syn- and posttectonic granitoid plutons intruded the centralpart of the belt between 650 and 488Ma, and highly differentiated granites, hosting one ofthe largest opencast uranium mines in the world (Ro¨ ssing), were dated at 460Ma.Uplift of the belt during the Damaran Orogeny led to erosion and deposition oftwo Late Neoproterozoic to Early Palaeozoic clastic molasse sequences, theMulden group in the north and the Nama group in the south. The latter containsspectacular examples of the Late Neoproterozoic Ediacara fauna.  Gariep and Saldania Belts: These belts fringe the high-grade basementalong the south-western and southern margin of the Kalahari craton (Figure 1) and are interpreted to result fromoblique closure of the Adamastor Ocean. Deep marine fanand accretionary prism deposits, oceanic Figure 8 A simplified geological map ofthe Lufilian Arc and Zambezi Belt. (Reproduced with permission from Porada Hand Berhorst V (2000) Towards a new understanding of theNeoproterozoic early Palaeozoic Lufilian and northern Zambezi belts in Zambia and theDemocratic Republic of Congo.) 8 AFRICA/Pan-African Orogeny seamounts and ophioliticassemblages were thrust over Neoproterozoic shelf sequences on the cratonmargin containing a major Zn mineralization just north of the Orange River inNamibia. The main deformation and metamorphism occurred at 570–540Ma,and post-tectonic granites were emplaced 536–507Ma ago.The famous granite at Sea Point, Cape Town, which was described by Charles Darwin, belongsto this episode of Pan-African igneous activity.  Kaoko Belt: This little known Pan-African Belt branchesoff to the north-west from the Damara Belt and extends into south-western Angola. Hereagain a well developed Neoproterozoic continental margin sequence of the CongoCraton, including glacial deposits, was overthrust, eastwards, by a tectonicmixture of pre- Pan-African basement and Neoproterozoic rocks during an obliquetranspressional event following closure of the Adamastor Ocean. A spectacularshear zone, the mylonite-decorated Puros lineament, exemplifies this event andcan be followed into southern Angola.Highgrade metamorphism and migmatization dated between 650 and 550Ma affected both basement andcover rocks, and granitoids were emplaced between 733 and 550Ma. Some of the stronglydeformed basement rocks have ages between 1450 and 2030Ma and may representreworked material of the Congo Craton, whereas a small area of Late Archaeangranitoid gneissesmay constitute an exotic terrane.The western part of the beltconsists of large volumes of ca. 550Ma crustal melt granites and is poorly exposed belowthe Namib sand dunes. No island-arc, ophiolite or high-pressure assemblageshave been described from the Kaoko Belt, and current tectonic models involvingcollision between the Congoand Rio de la Plata cratons are ratherspeculative.  West Congo Belt: This belt resulted from rifting between 999 and 912Maalongthe western margin of the Congo Craton (Figure 1), followed by subsidence and formation of a carbonate-richforeland basin, in which the West Congolian group was deposited between ca. 900 and 570 Ma,including two glaciogenic horizons similar to those in the Katangan sequence ofthe Lufilian Arc. The structures are dominated by east-verging deformation andthrusting onto the Congo Craton, associated with dextral and sinistraltranscurrent shearing, and metamorphism is low to medium grade. In the west, anallochthonous thrust-and-fold stack of Palaeo- toMesoproterozoic basement rocksoverrides the West Congolian forelandsequence. The West Congo Belt may only constitute the eastern part of anorogenic system with the western part, including an 800Ma ophiolite, exposed in theAracuaı´ Belt of Brazil.   Trans-Saharan Belt: This orogenic Belt is more than 3000km long and occurs to thenorth and east of the>2 GaWest African Craton within the Anti-Atlas andbordering theTuareg and Nigerian shields (Figure 1). It consists of pre- Neoproterozoic basement strongly reworkedduring the Pan-African event and of Neoproterozoic oceanic assemblages. Thepresence of ophiolites, accretionary prisms, island-arc magmatic suites andhigh-pressure metamorphic assemblages makes this one of the best documentedPan-African belts, revealing ocean opening, followed by a subduction- andcollision-related evolution between 900 and 520Ma (Figure 9). In southern Morocco,the 740–720Ma Sirwa-Bou Azzer ophiolitic me´langewas thrust southwards, at 660 Ma, over a Neoproterozoic continental margin sequenceof theWest African Craton, following northward subduction of oceaniclithosphere and preceding oblique collision with the Saghro Arc. Farther south,in the Tuareg Shield of Algeria, Maliand Niger,several terranes with contrasting lithologies and origins have been recognized,and ocean closure during westward subduction produced a collision belt withPan-African rocks, including oceanic terranes tectonically interlayered witholder basement. The latter were thrust westwards over the West African Cratonand to the east over the so-called LATEA (Laouni, Azrou-n-Fad, Tefedest, andEge´re´- Aleksod, parts of a single passive margin in central Hoggar)Superterrane, a completely deformed composite crustal segment consisting ofArchaean to Neoproterozoic assemblages (Figure 9). In Mali,the 730–710Ma Tilemsi magmatic arc recordsoceanfloor and intra-oceanic island-arc formation, ending in collision at 620–600 Ma. The southern part of theTrans-Saharan Belt is exposed in Benin,Togo and Ghana where itis known as the Dahomeyan Belt. The western part of this belt consists of apassive margin sedimentary sequence in the Volta basin which was overthrust,from the east, along a well delineated suture zone by an ophiolitic me´langeand by a 613Myold high-pressure metamorphic assemblage (up to 14 kbar, 700[1]C),including granulites and eclogites. The eastern part of the belt consists of ahigh-grade granitoid–gneiss terrane of the Nigerian province, partly consistingof Palaeoproterozoic rocks which were migmatized at 600 Ma. This deformation andmetamorphism is considered to have resulted from oblique collision ofAFRICA/Pan-African Orogeny 9 the Nigerian shield with the West African Craton,followed by anatectic doming and wrench faulting.  بزرگنمایی تصویر Pan-African Belt in Central Africa (Cameroon, Chadand Central African Republic): The Pan-African Belt between the Congo Cratonin the south and the Nigerian basement in the north-west consists ofNeoproterozoic supracrustal assemblages and variously deformed granitoids withtectonically interlayered wedges of Palaeoproterozoic basement (Figure 10). The southern part displays medium- tohigh-grade Neoproterozoic rocks, including 620Ma granulites, which areinterpreted to have formed in a continental collision zone and were thrust overthe Congo Craton, whereas the central and northern parts expose a giant shearbelt characterized by thrust and shear zones which have been correlated withsimilar structures in north-eastern Brazil and which are late collisionalfeatures. The Pan-African Belt continues eastward into the little knownOubanguide Belt of the Central African Republic.بزرگنمایی تصویر  Pan-African Reworking of Older Crust inNorth-Eastern Africa: A large area between the western Hoggar andthe river Nile largely consists of Archaean toPalaeoproterozoic basement, much of which was structurally and thermallyoverprinted during the Pan-African event and intruded by granitoids. Theterrane is variously known in the literature as ‘Nile Craton’, ‘East SaharaCraton’ or ‘Central Sahara Ghost Craton’ and is geologically poorly known.Extensive reworking is ascribed by some to crustal instability followingdelamination of the subcrustal mantle lithosphere, and the term ‘SaharaMetacraton’ has been coined to characterize this region. A ‘metacraton’ refersto a craton that has been remobilized during an orogenic event but is stillrecognizable through its rheological, geochronological and isotopiccharacteristics.  Rokelide Belt: This belt occurs along the south-western marginof the Archaean Man Craton of West Africa (Figure 1) and is made up of high-grade gneisses, including granulites(Kasila group), lower-grade supracrustal sequences (Marampa group) andvolcano-sedimentary rocks with calc-alkaline affinity (Rokel Rivergroup). Pan-African deformation was intense and culminated in extensivethrusting and sinistral strike-slip deformation. The peak of metamorphismreached 7 kband 800[1]C and was dated at 560 Ma.Late Pan-African emplacement ages for the protoliths of some of the granitoidgneisses contradict earlier hypotheses arguing for extensive overprinting ofFigure 9 Diagramsshowing the geodynamic evolution of western central Hoggar (Trans Sahara Belt)between 900 and520 Ma.Stars denote high pressure rocks now exposed. (Reproduced with permission fromCaby R (2003) Terrane assembly and geodynamic evolutionof central western Hoggar: a synthesis.) 10 AFRICA/Pan-African Orogeny Archaeanrocks. The Rokelides may be an accretionary belt, but there are no modernstructural data and only speculative geodynamic interpretations.  Gondwana Correlations: The Pan-African orogenic cycle was the resultof ocean closure, arc and microcontinent accretion and final suturing ofcontinental fragments to form the supercontinent Gondwana. It has beensuggested that the opening of large Neoproterozoic oceans between the Brazilianand African cratons (Adamastor Ocean), the West African and Sahara–Congocratons (Pharusian Ocean) and the African cratons and India/ Antarctica(Mozambique Ocean) (Figure 1) resultedfrom breakup of the Rodinia supercontinent some 800–850Ma,but current data indicate that the African and South American cratons werenever part of Rodinia. Although arc accretion and continent formation in theArabian-Nubian shield are reasonably well understood, this process is stillvery speculative in the Mozambique Belt. It seems clear that Madagascar, Sri Lanka, southern Indiaand parts of East Antarctica were part of thisprocess (Figure 1), although the exact correlations betweenthese fragments are not known. The Southern Granulite Terrane of India (Figure 1) consists predominantly of Late Archaeanto Palaeoproterozoicc gneisses and granulites, deformed and metamorphosedduring the Pan-African event and sutured against the Dharwar Craton. Areas inEast Antarctica such as Lu¨ tzow- HolmBay, Central Dronning Maud Land andthe Shackleton Range, previously considered to beMesoproterozoic in age, are now interpreted to be part of the Pan-African Beltsystem (Figure 1). Correlations between the Pan-Africanbelts in south-western Africa (Gariep–Damara–Kaoko) and the Brasiliano belts ofsouth-eastern Brazil (Ribeira and Dom Feliciano) are equally uncertain, andtypical hallmarks of continental collision such as ophiolitedecorated suturesor high-pressure metamorphic assemblages have not been found. The mostconvincing correlations exist between the southern end of the Trans-SaharanBelt in West Africa and Pan-African terranes in north-eastern Brazil (Figure 1). Following consolidation of the Gondwanasupercontinent at the end of the Precambrian, rifting processes at the northernmargin of Gondwana led to the formation of continental fragments (Figure 1) which drifted northwards and are nowfound as exotic terranes in Europe (Cadomian and Armorican terraneassemblages), in the Appalachian Belt of North Figure 10 A sketch map showing PanAfrican domains in west central Africa. 1,Post Pan African cover; 2, Pan Africandomains; 3, pre Mesozoic platform deposits; 4, Archaean to Palaeoproterozoic cratons; 5, craton limits; 6, major strike slip faults; 7, state boundaries. CAR, Central African Republic; CM, Cameroun. (Reproduced withpermission from Toteu SF, Penaye J and Djomani YP (2004).) AFRICA/Pan-African Orogeny 11 America (Avalonian Terraneassemblage) and in various parts of central and eastern Asia.  Further Reading  Abdelsalam MG and Stern RJ (1997) Sutures and shear zones in the Arabian Nubian Shield. Journalof African Earth Sciences 23: 289 310. Caby R (2003) Terrane assembly and geodynamic evolution of central westernHoggar: a synthesis. Journal of African Earth Sciences 37: 133159. Cahen L, SnellingNJ, Delhal J, and Vail JR (1984) The Geochronology and Evolution of Africa.Oxford:Clarendon Press. Clifford TN (1968)Radiometric dating and the pre Silurian geology of Africa.In: Hamilton EIand Farquhar RM (eds.) Radiometric Dating for Geologists, pp. 299 416. London:Interscience. Collins ASand Windley BF (2002) The tectonic evolution of central andnorthern Madagascarand its place in the final assembly of Gondwana. Journal of Geology 110: 325 339.Fitzsimons ICW (2000) A review of tectonic events in the EastAntarctic shield and their implications for Gon dwana and earliersupercontinents. Journal of African Earth Sciences 31: 323. Hanson RE (2003) Proterozoic geochronology and tectonic evolution of southern Africa. In: Yoshida M,Windley BF, and Dasgupta S (eds.)Proterozoic East Gondwana: SupercontinentAssembly and Breakup. Geological Soci ety, London, Special Publications 206, pp. 427 463.Hoffman PF and Schrag DP (2002) Thesnowball Earth hypothesis: testing the limits of global change. Terra Nova 14: 129 155.Johnson PR and Woldehaimanot B (2003)Development of the Arabian Nubian Shield: perspectives on accretion anddeformation in the northern East African orogen and the assembly of Gondwana.In: Yoshida M, Windley BF, and Dasgupta S (eds.) Proterozoic East Gondwana: Supercontinent Assembly and Breakup. Geological Society,London, SpecialPublications 206, pp. 289 325. Kro¨ ner A (2001) TheMozambique belt of East Africa and Madagascar; significance of zirconand Nd model ages for Rodinia and Gondwana supercontinent formation anddispersal. South African Journal of Geology 104: 151166. Kusky TM, Abdelsalam M,Stern RJ, and Tucker RD (eds.) (2003) Evolutionof the East African and related oro gens, and the assembly of Gondwana.Precambrian Res. 123: 82 85.Meert JG (2003) A synopsis of events related to theassembly of eastern Gondwana. Tectonophysics 362: 140. Miller RMcG (ed.) (1983) Evolution of the Damara Oro gen of SouthWest Africa/Namiba. Geological Society of South Africa, Special Publications,11. Mosley PN (1993) Geological evolution of the late Protero zoic ‘MozambiqueBelt’ of Kenya.Tectonophysics 221: 223 250.Porada H and Berhorst V (2000) Towards anew under standing of the Neoproterozoic early Palaeozoic Lufilian and northernZambezi belts in Zambia andthe Demo cratic Republic of Congo. Journal ofAfrican Earth Sciences 30: 727 771. Stern RJ (1994) Arc assembly and continental collision in the NeoproterozoicEast African Orogen: implications for the consolidation of Gondwanaland. AnnualReviews Earth Planetary Sciences 22: 319 351. Toteu SF, Penaye J, and Djomani YP (2004) Geodynamic evolution of the Pan Africanbelt in central Africa with special reference to Cameroon. Canadian Journal of EarthScience 41: 73 85.Veevers JJ (2003) Pan African is Pan Gondwanaland: ob liqueconvergence drives rotation during 650 500Ma assembly. Geology 31: 501504.کلمات کلیدی:کوهزایی پان آفریقایی، سپر نوبی - عربی، کمربند موزامبیک، کمربند زامبیا، لوفیلیان آرک، کمربند دامارا، کمربند گاریپ و سالدانیا، کمربند کاوکو، کمربند غرب کنگو، کمربند ترانس - ساهاران، کمربند پان آفریقایی در افریقای مرکزی، کمربند پان آفریقایی در کشورهای چاد، کامرون و جمهوریهای مرکزی آفریقا، تحرکات جدید پان آفریقایی پوسته قدیمی تر در شمال شرقی افریقا، کمربند روکلید، وابستگی های گنوانا + نوشته شده در سه شنبه ۱۳۹۰/۰۵/۱۱ ساعت 13:28 توسط علی فاضلی | + نوشته شده در یکشنبه ۱۳۸۹/۰۹/۱۴ ساعت 11:40 توسط علی فاضلی | + نوشته شده در یکشنبه ۱۳۸۹/۰۹/۱۴ ساعت 11:39 توسط علی فاضلی | A diverse group of early jawed fishes from the Paleozoic Era, usually classified as a distinct class of vertebrates. Most acanthodians have tiny body scales with a cross section like that of an onion, the layers reflecting incremental scale growth. Most acanthodians have strong spines at the leading edges of all fins except for the caudal (tail) fin. Acanthodians mostly were small fishes with large mouths and large eyes, suggesting an active, predatory lifestyle feeding on small prey, including other fishes. The oldest well-preserved examples are of Early Silurian age, and the last surviving examples are of Early Permian age. Primitive forms tended to be from marine environments and to have stouter bodies, larger stouter fin spines, and larger numbers of paired spines in front of the pelvic fins. Later forms are found also in freshwater and estuarine habitats and had more slender bodies with fewer and more slender spines. Although experts do not currently consider acanthodians to be the most primitive of jawed vertebrates (the Placodermi have that distinction), acanthodians are the earliest jawed vertebrates to be represented in the fossil record by complete specimens. Superficially sharklike in appearance, they are instead currently grouped in the Teleostomi as the closest relatives of the bony fishes (Osteichthyes), with which they share characteristics such as small nasal capsules, large eyes, scales capable of continuous growth (in most species), and (in some specialized forms) three pairs of otoliths (ear stones).  See also: Osteichthyes; Placodermi; Teleostomi AnatomyMost acanthodians are small fishes, with size ranging from a few centimeters to half a meter. A few species reached lengths of more than 2 m (6.6 ft). The body usually was streamlined, with a blunt head, a terminal mouth, and a long, tapered, upturned tail. The large eyes were set close to the front of the head, behind a pair of small nasal capsules. The head usually was covered by large, flattened scales (tesserae), between which ran sensory canals similar to those in bony fishes. The braincase was ossified in advanced forms but not in primitive forms, where it remains cartilaginous. The ear region included three pairs of growing ear stones in some advanced acanthodians; primitive acanthodians had an open connection (endolymphatic duct) between the inner ear and the external environment, through which tiny sand grains entered and were used for the sense of balance, as in many sharks. All acanthodians had jaws (sometimes calcified) consisting of a pair each of upper palatoquadrate cartilages and lower meckelian cartilages. In some acanthodians, jawbones, usually with teeth, were attached to these jaw cartilages (Fig. 1). In many species, teeth were absent; where present, they were of several types: multiple cusps in a whorl attached to a single base, usually near the front of the mouth; separate teeth in whorl-shaped arrangements along the margins of the mouth; or permanent conical teeth and denticles fixed to the jawbones. Gills were positioned behind the head in a compact gill chamber, as in bony fishes; a few acanthodians appear to have had multiple external gill slits on each side, but most had ornamented, platelike bony armor that enclosed the gills, leaving only a single pair of gill slits for water flow.   Fig. 1  Jaws of an Early Devonian ischnacanthid from northern Canada. The upper palatoquadrate and lower meckelian cartilages have tooth-bearing jawbones along their facing edges. (From University of Alberta, Laboratory for Vertebrate Paleontology collection)   Primitive acanthodians had two dorsal fins, an anal fin, and paired pectoral and pelvic fins, all with leading-edge spines (Fig. 2a–c). Later forms retained a single dorsal fin (Fig. 2d). The tail usually was long and flexible. In primitive forms, a series of paired spines, the prepelvic series, was located along the belly in front of the pelvic fins (Fig. 2a). Paired prepectoral spines were present anterior and ventral to the pectoral fins, or were united by bony bases to form a ventral armor between the pectoral fins. These additional paired spines and associated bony plates were reduced or lost in later acanthodians.  Fig. 2  Examples of acanthodians from the Early Devonian of northern Canada. (a) Primitive climatiiform Lupopsyrus. (b) Diplacanthid Tetanopsyrus. (c) Ischnacanthiform Ischnacanthus. (d) Unnamed mesacanthid acanthodiform. (From the University of Alberta, Laboratory for Vertebrate Paleontology collection)   Scales of acanthodians were small and continuously growing. Most had an onionskin-like structure internally as successive increments of growth were added to the outside of the scale. The crown of the scale was rhombic in outline, made of dentine, and either smooth or ornamented with ridges, while the bulbous base was composed of cellular or acellular bone. Scales of acanthodians often are abundant and useful for dating and correlating rocks.  DiversityAt one time there was controversy about whether the most primitive acanthodians were those with many fin spines or those with fewer, but more recently it has been recognized that the most primitive acanthodians were those with multiple pairs of stout, heavily ornamented spines, usually classified in the order Climatiiformes. More advanced acanthodians include those in the orders Ischnacanthiformes and Acanthodiformes. Many other acanthodian species are of uncertain relationships because they are known only from isolated scales or fin spines. ClimatiiformesThis order includes the most primitive acanthodians, typically with broad, heavily ridged spines, multiple pairs of prepelvic spines, and either prepectoral spines or well-developed pectoral armor. Teeth, where present, were numerous and arranged in whorl-like sets superficially similar to those of sharks. Examples are the well-known Climatius, Ptomacanthus, Euthacanthus, Brochoadmones, and Lupopsyrus (Fig. 2a). Diplacanthids, including Diplacanthus, Gladiobranchus, Uraniacanthus, and Tetanopsyrus, sometimes included as a suborder within Climatiiformes, had a pair of large dermal plates on the side of the head, and had their prepelvic spines reduced to one pair or none (Fig. 2b). Climatiiformes appeared in the Silurian; they flourished and then declined in the Devonian. The gyracanthid fishes, sometimes considered to be climatiiform acanthodians, have scales more like those of early chondrichthyans; gyracanthids survived into the Pennsylvanian.  IschnacanthiformesThese acanthodians had tooth whorls at the front of their mouth as well as tooth-bearing jawbones borne on the upper and lower jaw cartilages (Fig. 1). They had slender fin spines and no prepelvic or prepectoral paired spines. Some ischnacanthiforms were rather large predators. Many species are known only from their toothed jawbones, which often are found separately. Examples include Poracanthodes and Ischnacanthus (Figs. 1, 2c). They are known from the Silurian to the end of the Devonian.  AcanthodiformesThese are advanced, streamlined, toothless forms with only one dorsal fin and at most one pair of prepelvic spines. One of the best-known acanthodians of any age is Acanthodes, thanks to its ossified internal cranial structures. Later acanthodiforms had long gill rakers and are thought to have been plankton feeders. The group appeared in the Early Devonian and survived until the Early Permian. Examples include Cheiracanthus in Cheiracanthidae, Acanthodes and Homalacanthus in Acanthodidae, and Triazeugacanthus, Melanoacanthus, and Mesacanthus in Mesacanthidae (Fig. 2d). Mark V. H. Wilson   Bibliography•R. H. Denison, Acanthodii: Handbook of Paleoichthyology, vol. 5, Gustav Fischer Verlag, Stuttgart, 1979•P. Janvier, Early Vertebrates, Clarendon Press, Oxford, 1996•J. A. Long, The Rise of Fishes: 500 Million Years of Evolution, Johns Hopkins University Press, Baltimore, 1995•J. A. Moy-Thomas and R. S. Miles, Palaeozoic Fishes, 2d ed., W. B. Saunders, Philadelphia, 1971Ali Fazeli = egeology.blogfa.comAdditional Readings•G. M. Bernacsek and D. L. Dineley, New acanthodians from the Delorme Formation (Lower Devonian) of N. W. T., Canada, Palaeontographica, Abt. A, Palaeozool. Stratigr., 158:25, 1977•P.-Y. Gagnier, Acanthodii, pp. 149–164, in H.-P. Schultze and R. Cloutier (eds.), Devonian Fishes and Plants of Miguasha, Quebec, Canada, Verlag Dr. Friedrich Pfeil, Munich, 1996•R. S. Miles, Relationships of acanthodians, pp. 63–103, in P. H. Greenwood, R. S. Miles, and C. Patterson (eds.), Interrelationships of Fishes, Academic Press, London, 1973•H.-P. Schultze, A new acanthodian from the Pennsylvanian of Utah, U.S.A., and the distribution of otoliths in gnathostomes, J. Vert. Paleontol., 10:49–58, 1990 Ali Fazeli = egeology.blogfa.com + نوشته شده در یکشنبه ۱۳۸۹/۰۹/۱۴ ساعت 11:37 توسط علی فاضلی |A genus of marine protozoans in the class Acantharea. The kingdom Protozoa contains 18 phyla. One of the parvkingdoms (a hierarchical classification between kingdom and superphylum that is controversial and not officially recognized as such) is the Actinopoda (originally a class) containing two phyla, Heliozoa and Radiozoa. Within the Radiozoa is the class Acantharea, in which the genus Acanthometrida is placed. All members are unicellular planktonic marine protozoa with axopodia. Long slender pseudopodia are found in certain protozoans. Mitochondria are always present and contain flattened cristae. No cilia are present in the trophic phase. Members have a skeleton, made up of strontium sulfate (celestite) limited to 20 radially arranged rods that extend from the center, forming a characteristic pattern in which angles are quite exact, as in Acanthometra (see illustration). Since strontium sulfate is soluble in seawater, no acantharean fossils exist. The central endoplasm contains numerous nuclei and other organelles. The cytoplasm surrounding the spines contains a conical array of contractile microfilaments (myophrisks or myonemes that are Ca2+-activated) containing the contractile protein actin. The microfilaments expand or contract the gelatinous sheath surrounding the cell, a phenomenon apparently responsible for changes in level of flotation. Electron microscopic research with related genera shows that the microfilaments are arranged in two sets of bands: one set runs parallel to the axis of the spine, and the other runs crosswise, thus producing a cross-fibrillar network. Cysts and flagellated swarmers represent two stages of the life cycle, which are not completely known at present. The endoplasm often contains zooxanthellae (small dinoflagellates living in the protozoan's endoplasm).  See also: Acantharea; Actinopodea; Celestite; Protozoa; Sarcodina; Sarcomastigophora; Strontium  Acanthometra. (After L. H. Hyman, The Invertebrates, vol. 1, McGraw-Hill, 1940)   T. Cavalier-Smith, Kingdom Protozoa and its 18 phyla, Microbiol. Rev., 57(4):953–994, 1993M. Grell, in H.-E. Gruner (ed.), Lehrbuch der Speziellen Zoologie, 4th ed., Gustav Fischer, Stuttgart, 1980K. Hausmann and N. Hulsmann, Protozoology, Georg Thieme Verlag, New York, 1996Ali Fazeli = egeology.blogfa.comAdditional Readings + نوشته شده در یکشنبه ۱۳۸۹/۰۹/۱۴ ساعت 11:27 توسط علی فاضلی | A departure of an optical image-forming system from ideal behavior. Ideally, such a system will produce a unique image point corresponding to each object point. In addition, every straight line in the object space will have as its corresponding image a unique straight line. A similar one-to-one correspondence will exist between planes in the two spaces. This type of mapping of object space into image space is called a collinear transformation. A paraxial ray trace is used to determine the parameters of the transformation, as well as to locate the ideal image points in the ideal image plane for the system. See also: Geometrical optics; Optical image When the conditions for a collinear transformation are not met, the departures from that ideal behavior are termed aberrations. They are classified into two general types, monochromatic aberrations and chromatic aberrations. The monochromatic aberrations apply to a single color, or wavelength, of light. The chromatic aberrations are simply the chromatic variation, or variation with wavelength, of the monochromatic aberrations. See also: Chromatic aberration Aberration measuresThe monochromatic aberrations can be described in several ways. Wave aberrations are departures of the geometrical wavefront from a reference sphere with its vertex at the center of the exit pupil and its center of curvature located at the ideal image point. The wave aberration is measured along the ray and is a function of the field height and the pupil coordinates of the reference sphere (Fig. 1). Transverse ray aberrations are measured by the transverse displacement from the ideal image point to the ray intersection with the ideal image plane. Some aberrations are also measured by the longitudinal aberration, which is the displacement along the chief ray of the ray intersection with it. The use of this measure will become clear in the discussion of aberration types.  Fig. 1  Diagram of the image space of an optical system, showing aberration measures: the wave aberration and the transverse ray aberration.   CausticsAnother aberrational feature which occurs when the wavefront in the exit pupil is not spherical is the development of a caustic. For a spherical wavefront, the curvature of the wavefront is constant everywhere, and the center of curvature along each ray is at the center of curvature of the wavefront. If the wavefront is not spherical, the curvature is not constant everywhere, and at each point on the wavefront the curvature will be a function of orientation on the surface as well as position of the point. As a function of orientation, the curvature will fluctuate between two extreme values. These two extreme values are called the principal curvatures of the wavefront at that point. The principal centers of curvature lie on the ray, which is normal to the wavefront, and will be at different locations on the ray. The caustic refers to the surfaces which contain the principal centers of curvature for the entire wavefront. It consists of two sheets, one for each of the two principal centers of curvature. For a given type of aberration, one or both sheets may degenerate to a line segment. Otherwise they will be surfaces. The feature which is of greatest interest to the user of the optical system is usually the appearance of the image. If a relatively large number of rays from the same object point and with uniform distribution over the pupil are traced through an optical system, a plot of their intersections with the image plane represents the geometrical image. Such a plot is called a spot diagram, and a set of these is often plotted in planes through focus as well as across the field.  Orders of AberrationsThe monochromatic aberrations can be decomposed into a series of aberration terms which are ordered according to the degree of dependence they have on the variables, namely, the field height and the pupil coordinates. Each order is determined by the sum of the powers to which the variables are raised in describing the aberration terms. Because of axial symmetry, alternate orders of aberrations are missing from the set. For wave aberrations, odd orders are missing, whereas for transverse ray aberrations, even orders are missing. It is customary in the United States to specify the orders according to the transverse ray designation. Monochromatically, first-order aberrations are identically zero, because they would represent errors in image plane location and magnification, and if the first-order calculation has been properly carried out, these errors do not exist. In any case, they do not destroy the collinear relationship between the object and the image. The lowest order of significance in describing monochromatic aberrations is the third order. Chromatic variations of the first-order properties of the system, however, are not identically zero. They can be determined by first-order ray tracing for the different colors (wavelengths), where the refractive indices of the media change with color. For a given object plane, the different colors may have conjugate image planes which are separated axially. This is called longitudinal chromatic aberration (Fig. 2a). Moreover, for a given point off axis, the conjugate image points may be separated transversely for the different colors. This is called transverse chromatic aberration (Fig. 2b), or sometimes chromatic difference of magnification. These first-order chromatic aberrations are usually associated with the third-order monochromatic aberrations because they are each the lowest order of aberration of their type requiring correction. The third-order monochromatic aberrations can be divided into two types, those in which the image of a point source remains a point image but the location of the image is in error, and those in which the point image itself is aberrated. Both can coexist, of course. Aberrations of geometryThe first type, the aberrations of geometry, consist of field curvature and distortion. Field curvatureField curvature is an aberration in which there is a focal shift which varies as a quadratic function of field height, resulting in the in-focus images lying on a curved surface. If this aberration alone were present, the images would be of good quality on this curved surface, but the collinear condition of plane-to-plane correspondence would not be satisfied.  Fig. 2  Chromatic aberration. (a) Longitudinal chromatic aberration. (b) Transverse chromatic aberration.  DistortionDistortion, on the other hand, is an aberration in which the images lie in a plane, but they are displaced radially from their ideal positions in the image plane, and this displacement is a cubic function of the field height. This means that any straight line in the object plane not passing through the center of the field will have an image which is a curved line, thereby violating the condition of straight-line to straight-line correspondence. For example, if the object is a square centered in the field, the points at the corners of the image are disproportionally displaced from their ideal positions in comparison with the midpoints of the sides. If the displacements are toward the center of the field, the sides of the figure are convex; this is called barrel distortion (Fig. 3a). If the displacements are away from the center, the sides of the figure are concave; this is called pincushion distortion (Fig. 3b).   Fig. 3  Distortion. (a) Barrel distortion. (b) Pincushion distortion. Aberrations of point imagesThere are three third-order aberrations in which the point images themselves are aberrated: spherical aberration, coma, and astigmatism. Spherical aberrationSpherical aberration is constant over the field. It is the only monochromatic aberration which does not vanish on axis, and it is the axial case which is easiest to understand.   Fig. 4  System with spherical aberration. (a) Wave aberration function. (b) Rays. (c) Spot diagrams through foci showing transverse ray aberration patterns for a square grid of rays in the exit pupil.   The wave aberration function (Fig. 4a) is a figure of revolution which varies as the fourth power of the radius in the pupil. The wavefront itself has this wave aberration function added to the reference sphere centered on the ideal image. The rays (Fig. 4b) from any circular zone in the wavefront come to a common zonal focus on the axis, but the position of this focus shifts axially as the zone radius increases. This zonal focal shift increases quadratically with the zone radius to a maximum from the rays from the marginal zone. This axial shift is longitudinal spherical aberration. The magnitude of the spherical aberration can be measured by the distance from the paraxial focus to the marginal focus.   Fig. 5  Caustics in a system with spherical aberration. (a) Diagram of caustics and other major features. (b) Rays whose envelope forms an external caustic.  The principal curvatures of any point on the wavefront are oriented tangential and perpendicular to the zone containing the point. The curvatures which are oriented tangential to the zone have their centers on the axis, so the caustic sheet for these consists of the straight line segment extending from the paraxial focus, and is degenerate. The other set of principal centers of curvature lie on a trumpet-shaped surface concentric with the axis (Fig. 5a). This second sheet is the envelope of the rays. They are all tangent to it, and the point of tangency for each ray is at the second principal center of curvature for the ray (Fig. 5b). It is clear that the image formed in the presence of spherical aberration (Fig. 4c) does not have a well-defined focus, although the concentration of light outside the caustic region is everywhere worse than it is inside. Moreover, the light distribution in the image is asymmetric with respect to focal position, so the precise selection of the best focus depends on the criterion chosen. The smallest circle which can contain all the rays occurs one-quarter of the distance from the marginal focus to the paraxial focus, the image which has the smallest second moment lies one-third of the way from the marginal focus to the paraxial focus, and the image for which the variance of the wave aberration function is a minimum lies halfway between the marginal and paraxial foci.  ComaComa is an aberration which varies as a linear function of field height. It can exist only for off-axis field heights, and as is true for all the aberrations, it is symmetrical with respect to the meridional plane containing the ideal image point. Each zone in its wave aberration function (Fig. 6a) is a circle, but each circle is tilted about an axis perpendicular to the meridional plane, the magnitude of the tilt increasing with the cube of the radius of the zone.   Fig. 6  System with coma. (a) Wave aberration function. (b) Rays. (c) Spot diagrams through foci, showing transverse ray aberration patterns for a square grid of rays in the exit pupil.   The chief ray (Fig. 6b) passes through the ideal image point, but the rays from any zone intersect the image plane in a circle, the center of which is displaced from the ideal image point by an amount equal to the diameter of the circle. The diameter increases as the cube of the radius of the corresponding zone in the pupil. The circles for the various zones are all tangent to two straight lines intersecting at the ideal image point and making a 60° angle with each other. The resulting figure (Fig. 6c) resembles an arrowhead which points toward or away from the center of the field, depending on the sign of the aberration. The upper and lower marginal rays in the meridional plane intersect each other at one point in the circle for the marginal zone. This point is the one most distant from the chief ray intersection with the image plane. The transverse distance between these points is a measure of the magnitude of the coma.   Fig. 7  System with astigmatism. (a) Wave aberration function. (b) Rays. (c) Spot diagrams through foci, showing transverse aberration patterns for a square grid of rays in the exit pupil.   AstigmatismAstigmatism is an aberration which varies as the square of the field height. The wave aberration function (Fig. 7a) is a quadratic cylinder which varies only in the direction of the meridional plane and is constant in the direction perpendicular to the meridional plane. When the wave aberration function is added to the reference sphere, it is clear that the principal curvatures for any point in the wavefront are oriented perpendicular and parallel to the meridional plane, and moreover, although they are different from each other, each type is constant over the wavefront. Therefore, the caustic sheets both degenerate to lines perpendicular to and in the meridional plane in the image region, but the two lines are separated along the chief ray. All of the rays must pass through both of these lines, so they are identified as the astigmatic foci. The astigmatic focus which is in the meridional plane is called the sagittal focus, and the one perpendicular to the meridional plane is called the tangential focus. For a given zone in the pupil, all of the rays (Fig. 7b) will of course pass through the two astigmatic foci, but in between they will intersect an image plane in an ellipse, and halfway between the foci they will describe a circle (Fig. 7c). Thus, only halfway between the two astigmatic foci will the image be isotropic. It is also here that the second moment is a minimum, and the wave aberration variance is a minimum as well. This image is called the medial image. Since astigmatism varies as the square of the field height, the separation of the foci varies as the square of the field height as well. Thus, even if one set of foci, say the sagittal, lies in a plane, the medial and tangential foci will lie on curved surfaces. If the field curvature is also present, all three lie on curved surfaces. The longitudinal distance along the chief ray from the sagittal focus to the tangential focus is a measure of the astigmatism. The above description of the third-order aberrations applies to each in the absence of the other aberrations. In general, more than one aberration will be present, so that the situation is more complicated. The types of symmetry appropriate to each aberration will disclose its presence in the image.   Higher-order aberrationsThe next order of aberration for the chromatic aberrations consists of the chromatic variation of the third-order aberrations. Some of these have been given their own names; for example, the chromatic variation of spherical aberration is called spherochromatism. Monochromatic aberrations of the next order are called fifth-order aberrations. Most of the terms are similar to the third-order aberrations, but with a higher power dependence on the field or on the aperture. Field curvature, distortion, and astigmatism have a higher power dependence on the field, whereas spherical aberration and coma have a higher power dependence on the aperture. In addition, there are two new aberration types, called oblique spherical aberration and elliptical coma. These are not directly related to the third-order terms. Expansions beyond the fifth order are seldom used, although in principle they are available. In fact, many optical designers use the third order as a guide in developing the early stages of a design, and then go directly to real ray tracing, using the transverse ray aberrations of real rays without decomposition to orders. However, the insights gained by using the fifth-order aberrations can be very useful.   Origin of AberrationsEach surface in an optical system introduces aberrations as the beam passes through the system. The aberrations of the entire system consist of the sum of the surface contributions, some of which may be positive and others negative. The challenge of optical design is to balance these contributions so that the total aberrations of the system are tolerably small. In a well-corrected system the individual surface contributions are many times larger than the tolerance value, so that the balance is rather delicate, and the optical system must be made with a high degree of precision. Insight as to where the aberrations come from can be gained by considering how the aberrations are generated at a single refracting surface. Although the center of curvature of a spherical surface lies on the optical axis of the system, it does not in itself have an axis. If, for the moment, the spherical surface is assumed to be complete, and the fact that the entrance pupil for the surface will limit the beam incident on it is ignored, then for every object point there is a local axis which is the line connecting the object point with the center of curvature. All possible rays from the object point which can be refracted by the surface will be symmetrically disposed about this local axis, and the image will in general suffer from spherical aberration referred to this local axis. A small pencil of rays about this axis (locally paraxial) will form a first-order image according to the rules of paraxial ray tracing. If the first-order imagery of all the points lying in the object plane is treated in this manner, it is found that the surface containing the images is a curved surface. The ideal image surface is a plane passing through the image on the optical axis of the system, and thus the refracting surface introduces field curvature. The curvature of this field is called the Petzval curvature. In addition to this monochromatic behavior of the refracting surface, the variation in the index of refraction with color will introduce changes in both the first-order imagery and the spherical aberration. This is where the chromatic aberrations come from. Thus there are fundamentally only three processes operating in the creation of aberrations by a spherical refracting surface. These result in spherical aberration, field curvature, and longitudinal chromatic aberration referred to the local axis of each image. In fact, if the entrance pupil for the surface is at the center of curvature, these will be the only aberrations that are contributed to the system by this refracting surface. In general, the pupil will not be located at the center of curvature of the surface. For any off-axis object point, the ray which passes through the center of the pupil will be the chief ray, and it will not coincide with the local axis. The size of the pupil will limit the beam which can actually pass through the surface, and the beam will therefore be an eccentric portion of the otherwise spherically aberrated beam. Since an aberration expansion decomposes the wave aberration function about an origin located by the chief ray, the eccentric and asymmetric portion of an otherwise purely spherically aberrated wave gives rise to the field-dependent aberrations, because the eccentricity is proportional to the field height of the object point. In this manner the aberrations which arise at each surface in the optical system, and therefore the total aberrations of the system, can be accounted for. See also: Lens (optics); Optical surfaces Roland V. Shack  Bibliography Ali Fazeli = egeology.blogfa.comK. Narigi and Y. Matsui, Fundamentals of Practical Aberration Theory, Ali Fazeli = egeology.blogfa.comW. Smith, Modern Optical Engineering, 2d ed., Ali Fazeli = egeology.blogfa.comW. T. Welford, Aberrations of Optical Systems, 1986 Ali Fazeli = egeology.blogfa.com + نوشته شده در یکشنبه ۱۳۸۹/۰۹/۱۴ ساعت 11:15 توسط علی فاضلی | AbaloneCommon name in California for several species of marine gastropod mollusks in the family Haliotidae; also known as ear shells in many tropical and warm-temperate seas, as awabi in Japan, as paua in New Zealand, and as ormers in the Mediterranean region, Spain, and the English Channel. The haliotid limpets constitute the most successful family of the primitive two-gilled gastropods included in the order Archaeogastropoda. They have a broad muscular sucker foot, an ear-shaped limpet shell (up to 30 cm or 12 in. long in some species) with a row of about seven shell apertures (see illus.), and a pair of featherlike gills (aspidobranch ctenidia). They live on rock surfaces in the low intertidal and sublittoral, and are grazing microherbivores, scraping and ingesting algal films with the relatively unspecialized dentition of a rhipidoglossan radula. Haliotids are among the relatively few living gastropods which are zygobranch (with two aspidobranch ctenidia) and diotocardiac (with two auricles in the heart). However, such paired symmetry of pallial, urinogenital, and cardiac structures is almost certainly characteristic of the earliest (ancestral) stocks of true gastropods. In the living forms, which include the rarer pleurotomariids and fissurellids as well as the haliotids, the symmetry of the organs requires a symmetrical respiratory flow through the branchial and pallial structures. The inhalant water current comes in to the mantle cavity from both sides ventrally, and the exhalant current passes out centrally and dorsally. In all of these living zygobranch gastropods (and all the more numerous fossil forms) there are shell slits or complex apertures in the shell to ensure that the exhalant current, bearing with it both feces and urinogenital products, does not discharge directly over the head. In the haliotids (see illus.) these form a curved series of six or seven exhalant apertures, maintained during shell growth by the oldest (most apical) aperture being filled from below with shell material while a new aperture is formed initially as an indentation in the margin of the shell. Under the penultimate functioning aperture lies the anus, and thus feces are flushed out of the mantle cavity dorsally and well away from the mouth and sense organs. The sexes are separate, with broadcast spawning (again through the older apertures) and external fertilization. The planktonic larvae are typical veligers. Shell of a typical haliotid limpet, or abalone, showing the characteristic curved series of exhalant apertures.    In all regions where they occur, flesh of the massive foot of these haliotids is prized as food, and the flattened ear-shaped shells, with characteristically green-blue iridescent inner surfaces (termed mother-of-pearl), have been used over many centuries in decorative arts by Maoris, Japanese, Amerindians (Wakashans), and Byzantine Greeks. Collected almost to extinction in some regions for their combined shell beauty and gourmet value, abalones and other haliotids, where protected, have recovered to become again very abundant. See also: Gastropoda; Limpet; Prosobranchia  Ali Fazeli = egeology.blogfa.com + نوشته شده در یکشنبه ۱۳۸۹/۰۹/۱۴ ساعت 10:52 توسط علی فاضلی | + نوشته شده در دوشنبه ۱۳۸۸/۰۶/۰۲ ساعت 10:56 توسط علی فاضلی | + نوشته شده در دوشنبه ۱۳۸۸/۰۶/۰۲ ساعت 10:56 توسط علی فاضلی | + نوشته شده در دوشنبه ۱۳۸۸/۰۶/۰۲ ساعت 10:55 توسط علی فاضلی | پرکننده هاپرکننده ها به موادي گفته مي شود که جهت تأمين چند يا يکي از اهداف زير به مايعات يا جامدات اضافه مي شوند:1- افزايش مقاومت مکانيکي2- افزايش خاصيت شکل پذيري3- کاهش يا افزايش وزن مخصوص4- افزايش مقاومت حرارتي5-  تغيير در غلظت6- بهبود کيفيت7- کاهش قيمت ماده تمام شده8- تزيين ماده مورد نظر9- افزايش هدايت الکتريکي10- تغيير رنگ و شفافيتباستان شناسان مشخص کرده اند که انسان بيش از 5000 سال قبل از موا آلي براي ضد آب نمودن پاره اي از مواد استفاده کرده است . مواد پرکننده کاربردهاي متعددي دارند . مواد پرکننده در صنايع لاس تيک سازي، کاغذسازي، پارچه بافي، پلاستيک سازي، مصالح ساختماني و محصولات شيميايي استفاده مي شوند . در جدول زير مهمترين مواد پرکننده و موارد مصرف هر يک از آنها آمده است . سختي، ترکيب شيميايي، اندازه ذرات، شکل ذرات، مقدار رطوبت، شاخص نسوز ندگي، ضريب شکست نوري، چگالي حجمي pH و مقدار جذب روغن از عوامل مؤثر در کيفيت پرکننده ها هستند. تصویر را در اندازه واقعی ببنید انواع مواد پرکننده1- مواد پرکننده لاستيک : مهمترين مواد پرکننده اي که در صنايع لاستيک سازي استفاده مي شوند شامل باريت، کائولين، آهک، ميکا، پيروفيل يت، اسليت و تالک است . کربنات کلسيم به دليل ارزان بودن، جذب روغن کمتر و پخش آسانتر در ماده اوليه لاستيک، بيشتر کاربرد دارد . از آزبست به منظور افزايش مقاومت مکانيکي و حرارتي و افزايش ضريب شکل پذيري لاستيک استفاده مي شود . باريت موجب افزايش وزن مخصوص و مقاومت لاستيک در مقابل مواد اسيدي مي شود . مقاومت فرسايشي لاستيک ارتباط مستقيمي با نوع و اندازه مواد پرکننده مصرف شده در آن و رابطه معکوس با اندازه ذرات دارد، بنابراين با کاهش ابعاد مواد پرکننده مصرف شده در لاستيکها، مقاومت فرسايشي آنها بيشتر مي شود . همچنين هر چقد ر گردي ذرات مواد پرکننده در لاستيک بيشتر باشد به همان مقدار مقاومت فرسايشي آن بيشتر خواهد شد.2- مواد پرکننده کاغذ : مهمترين مواد پرکننده اي که در صنايع کاغذسازي استفاده مي شود شامل کائولين، تالک، اکسيد تيتانيم، اکسيد روي و دياتوميت است. کيفيت و خصوصيات کاغذ توسط مواد پرکننده کنترل مي شود . در اين صنعت مواد پرکننده به ميزان 2 تا 4 درصد به ماده اوليه اضافه مي شود . شفافيت و درخشندگي کاغذ ارتباط مستقيم با نوع و اندازه ذرات مواد پرکننده دارد . مواد پرکننده با ضريب شکست بالا 0 ميکرون، بيشترين درخشندگي را در کاغذ ايجاد مي نمايد. مواد پرکننده / و ابعاد 25 صفحه اي مثل مسکويت باعث افزايش درخشندگي کاغذ مي شود . مواد پرکننده رنگي باعث مات شدن رنگ کاغذ مي شود . ميزان جذب و پخش جوهر نيز به شکل و اندازه ذرات بستگي دارد . ذرات صفحه اي و کوچک مثل تالک و کائولين ميزان جذب جوهر را کاهش مي دهد. 3-  مواد پرکننده پلاستيک : مهمترين مواد پرکننده مورد استفاده در صنايع پلاستيک شامل کربنات کلسيم، خاک رس، تالک، دياتوميت، کائولين، فلدسپات و ميکاها است. کائولين باعث افزايش مقاومت حرارتي، کششي و سختي پلاستيک مي شود .کربنات کلسيم به دليل ارزان بودن، جذب اندک روغن، سهولت پخش، درخشندگي خوب و سختي کم ، بهترين پرکننده براي پلاستيک است . کربنات کلسيم از نرمي و طويل شدگي پلاستيک جلوگيري مي کند . آزبست براي جلوگيري از کاهش مقاومت مکانيکي و حرارتي پلاستيک به آن اضافه مي شود . براي ساخت پلاستيکهاي مورد استفاده در خودرو ها بايد از پرکننده آزبستي استفاده نمود . تالک به دليل رنگ سفيد، نرمي، جلاي بسيار خوب، پخش شدگي آسان و درخشندگي زياد به عنوان پرکننده در پلاستيک استفاده مي شود . باريت به دليل وزن مخصوص بالا، غير محلول بودن در آب و مقاومت زياد در برابر اسيدها به عنوان پرکننده در پلاستيک استفاده مي گردد . براي ساخت ميز و صندليهاي پلاستيکي از پرکننده باريت استفاده مي شود. 4- مواد پرکننده رنگ : مهمترين مواد پرکننده رنگ شامل باريت، کربنات کلسيم . خاک رس، ميکا، تالک، اکسيد روي و دياتوميت است . قيمت، کيفيت، خصوصيات نوري و مکانيکي رنگ به نوع مواد پرکننده بستگي دارد.رنگها عموماً از دو بخش تشکيل مي شوند : بخش تبخير شونده که پس از استفاده به صورت گاز رنگ را ترک مي کنند و بخش جامد که پس از خشک شدن به صورت قشر نازکي بر جاي مي ماند .  مواد پرکننده صفحه اي مثل ميکاها و تالک ميزان انعکاس نور از سطح ر نگ را افزايش مي دهند. ذرات داراي قطر 3/0  ميلي متر بيشترين مقدار نور را منعکس مي کنند. پوشش يکنواخت جسم رنگ شده و سهولت استفاده از آن بستگي به غلظت رنگ دارد . مواد پرکننده با سطح خارجي زياد و حالت غير کروي باعث افزايش غلظت رنگ مي شوند. رطوبت، سايش، نور و مواد آلي موجب فرسوده شدن رنگ مي شوند. مواد پرکننده متخلخل سبب افزايش مقاومت رنگ در مقابل رطوبت مي شوند . مواد سيليسي و خاک رس مقاومت فرسايشي رنگ را افزايش مي دهند . نور بنفش باعث اکسيده شدن مواد رنگي ديگر مواد مي شود . موادي که باعث جذب نور فرابنفش و محدود شدن تخلخل مي شوند مقاومت فرسايشي رنگ را افزايش مي دهند. + نوشته شده در دوشنبه ۱۳۸۸/۰۶/۰۲ ساعت 10:47 توسط علی فاضلی | آجريکي از مصالح مهم و عمده ساختماني در ايران و جهان آجر است . هنر پختن رس براي تو ليد آجر ، سفال و يا لوله در واقع هنري بسيار کهن است . قطعاتي از آجر پخته متعلق به 1200 سال پيش از ميلاد مسيح در مصر يافت شده است و قطعات قديميتري نيز از بين النهرين و هندوستان به دست آمده است . در هر حال ماده ساختماني رايج در تمدنهاي کهن با شرايط آب و هوايي گرمتر ، آجر خشک شده در نور خورشيد بود که به طور معمول داراي فضولات حيوانات و يا قطعات ريز کاه بود . اين محصول در ساختن بخش اعظم اهرام مصر، ديوارهاي شهر جليله در فلسطين، بخش بزرگي از ديوار عظيم چين و ساخت ارگ قديم بم که بزرگترين بناي آجر خام جهان است به کار گرفته شده است.توليد آجر در پنج مرحله انجام مي شود که شامل استخراج رس، فرآوري رس، ساختن آجر، خشک کردن آجر و پختن آجر 1 مي باشد . کيفيت و مرغوبيت آجر به نوع مواد اوليه و نحوه پخت آن بستگي دارد. مواد اوليه توليد آجرمواد اوليه آجر را مي توان از شيل، مارن و رسها تأمين کرد. کانيهاي مهم موجود در مواد اوليه آجر عبارتند از : کائولينيت، ايليت، اسمکتيت 2 و به مقدار کمتر کلريتهاي منيزيم و آلومينيم دار، اکسيدها و هيدروکسيدهاي آلومينيم، اکسيدها و هيدروکسيدهاي آهن، کوارتز و مواد آلي.خاک رس مخلوطي از کانيهاي رسي، ما سه، سيلت، ذرات سنگ آهک، اکسيد آهن و ذرات فلدسپات است . جنس مواد تشکيل دهنده رسها بستگي به جنس سنگهايي ذرات ASTM دارد که خاک از تخريب و فرسايش آنها تشکيل يافته است . در استاندارد با ابعاد کمتر از 250/1 ميلي متر رس ناميده مي شوند . خاک رس تا ه نگامي که خشک است نمي چسبد ولي در صورتي که با آب مخلوط شود، چسبناک مي شود و به صورت خمير چسبناک و شکل پذير در مي آيد . ايليت و کائولينيت که از کانيهاي رسي اصلي آجر هستند قابليت پلاستيکي دارند در صورتي که کلريت قابليت پلاستيکي ندارد .اسمکتيت براي ايجاد قابليت شکل پذيري نياز به آب زيادي دارد. پس از فراهم آوردن خاک رس مناسب براي توليد آجر و قبل از عمليات خشت زني لازم است به وسيله غلطک فولادي 3 و يا آسياب گلوله اي اقدام به آسياب کردن خاک رس نمود . پس از اين مرحله نيز يا به صورت دستي و يا به صورت ماشيني اقدام به خش تزني يا قالب زني  مي شود.ماسه که از ذرات کوارتز تشکيل مي شود از عناصر تشکيل دهنده مواد اوليه آجر مي باشد. در واقع ماسه نقش استخوانبندي خشت خام را دارد . در صورتي که مواد اوليه توليد آجرهاي خشتي کمتر از 10 تا 15 درصد ماسه داشته باشند بايد ماسه به آن اضافه شود. اگر مقدار ماسه بيش از حد استاندارد باشد از چسبندگي خشت آجر کاسته  مي شود. از آنجا که کوارتز آب دوست  نيست حضور آن به صورت دانه هاي ماسه به جدا شدن خشت از قالب کمک مي کند . همچنين کوارتز با ايجاد بافتي باز در آجر، به فرآيند خشک شدن آجر کمک مي کند . کوارتز در برابر هوازدگي قوي و مقاوم است و حضور آن در محصول پخته شده دليل اصلي قدرت و دوام آجر مي باشد.مقدار Al2O3 موجود در مواد اوليه آجر و به ويژه کانيهاي رسي بايد حدود 12 تا 17 درصد باشد.اگر مقدار Al2O3 بيشتر از اين مقدار باشد آجر توپر مي شود و هنگام  خشک شدن ترک بر مي دارد . براي توليد آجرهاي نامرغوب مي توان از خاک رس با حداقل 10 درصد Al2O3  نيز استفاده نمود.آهک از مواد ضروري و در عين حال مزاحم در داخل ماده اوليه توليد آجر است. مقدار آهک مجاز در داخل مواد اوليه توليد آجر حدود 30 درصد وزني است. اگر سنگ آهک به صورت درشت دانه در ماده اوليه آجر وجود داشته باشد هنگام پخت آجر، تبديل به آهک زنده Cao شده و پس از آب زدن آجر در هنگام استفاده، ، آهک شکفته شده و تبديل به آهک هيدراته Ca(OH)2 مي شود. اين عمل باعث متلاشي شدن آجر خواهد شد.در صورتي که پودر سنگ آهک در داخل ماده اوليه آجر زياد باشد ، در هنگام پختن ذوب شده و باعث از شکل افتادن آجر مي شود. همچنين Co2 آزاد شده از پودر سنگ آهک در هنگام پختن آجر باعث احياء محيط شده و در نتيجه آجر به رنگ خاکستري در مي آيد. اگر ميزان Co2  زياد باشد مانع پخت آجر مي شود. مواد مزاحم در توليد آجرپاره اي از کانيها و ترکيبات در صورت حضور در مواد اوليه آجر به صورت ماده مزاحم عمل کرده و تا حد امکان بايد از فرآيند توليد آجر حذف شوند . از جمله اين کانيها و ترکيبات مي توان به مواد زير اشاره نمود:سولفاتها، کلرورها، گوگرد و آهنمقدار مجاز سولفاتها در خاک رس آجرپزي حدود 8/0 درصد است. اگر مقدار سولفات به صورت کاني ژيپس، بيش از حد مجاز باشد در هنگام حرارت دادن و در دماي 100 تا 300 درجه سانتي گراد، ژيپس ابتدا به انيدريت CaSo4 تبديل مي شود و در حرارتهاي بالاتر به Cao و So3 تبديل مي گردد. Cao توليد شده در آجر همانند Cao در توليد شده از سنگ آهک عمل مي کند. SO3 به وجود آمده در آجر نيز با جذب آب به اسيد سولفوريک تبديل شده و باعث متلاشي شدن آجر مي شود. وجود کلرورهاي سديم و پتاسيم (NaCl, KCl) ضمن سفيدک زدن آجر باعث کاهش مقاومت آن مي شود. براي توليد آجرهاي روکار، حداکثر مقدار مجاز کلرورسديم 6/0 درصد و براي آجرهاي توکار حداکثر مقدار مجاز آن 2 درصد است. در صورت وجود پيريت در مواد اوليه آجر، در هنگام پخت آجر، پيريت به سولفات اکسيد شده و سولفات با CaO به وجود آمده از آهک تشک يل ژيپس مي دهد . در خصوص مضرات مقدار زياد ژيپس در مواد اوليه آجر قبلاً توضيح داده شده است . در صورتي که ميزان پيريت زياد باشد هنگام پخت، گاز SO2  از آن خارج مي شود که باعث تورم در سطح آجر مي گردد. آهن موجود در مواد اوليه آجر، باعث کاهش دماي ذوب مي شود . کربن و مواد آلي نيز باعث ايجاد تغييرات رنگ در آجر مي گردد. عوامل مؤثر در رنگ آجر رنگ آجر به شرايط پخت و ترکيب مواد اوليه بستگي دارد . شرايط پخت آجر نسبت به نوع مواد اوليه متفاوت خواهد بود. کانيهاي آهن، توليدکننده بخش اعظم رنگ در آجرهاي پخته است . رايجترين کانيهاي آهن موجود در رس خام، هماتيت، گوتيت، ليمونيت، مگنتيت، پيريت و سيدريت (کربنات آهن) است. در شرايط پخت اکسيداسيوني تمام اين کانيها به هماتيتتبديل مي شود که در توليد رنگ قرمز آجر نقش مهمي دارد . به طور کلي هر چه دماي پخت آجر بيشتر باشد رنگ آجر نيز قرمزتر خواهد شد. با نزديک چيدن آجرها به يکديگر در کوره آجرپزي مي توان شرايط احياء کننده به وجود آورد به طوري که عبور هوا از ميان آجرها محدود شود . همين کار را با کنترل مقدار سوخت نيز مي توان انجام داد به طوري که تمام اکسيژن موجود در کوره بسوزد . در اتمسفر احياءکن نده، آهن با سيليکاتهاي موجود در رس ترکيب شده و سيليکاتهاي آهن دار توليد مي کند که برخلاف هماتيت در دماي کوره ذوب مي شود و بنابراين هنگام سرد شدن رنگ آبي تيره اي بر روي سطح آجر توليد مي کند. اگر افزايش دماي کوره به گونه اي باشد که پوسته اي شيشه اي به سرعت بر روي سطح بيروني آجر تشکيل شده و مانع فرار گازها از درون آن شود، شرايط احياءکننده در درون هر يک از آجرهاي مجزا به وجود مي آيد . اين امر به ايجاد هسته سياهي در آجر منجر مي شود . در برخي موارد اين هسته هاي سياه تا نزديکي سطح بيروني آجر گسترش مي يابد و هدف از ا نجام اين عمل ايجاد اثرهاي رنگي است . اما حضور اين هسته سياه ممکن است به ضعيف شدن آجر بيانجامد . بنابراين با کنترل دقيق دماي کوره و اتمسفر درون آن، مي توان مجموعه اي از رنگهاي متنوع را در آجر توليد نمود. مقدار کلسيت موجود در مواد خام آجر نيز در رنگ آجر مؤثر اس ت. اگر مقدار کلسيت کمتر از 12 درصد باشد در شرايط پخت اکسيداسيوني رنگ آجر قرمز مي شود .اگر مقدار کلسيت بين 12 تا 22 درصد باشد مقداري از آهن با Cao  تشکيل پيروکسن داده و به جاي رنگ قرمز، آجر به رنگ قهوه اي در خواهد آمد . اگر مقدار کلسيت بيش از 30 درصد باشد رنگ آجر به دليل تشکيل دوکلسيم فريت 2Ca.Fe2O3 و ولاستونيت، زرد تا قهوه اي خواهد شد.در صورتي که پخت در شرايط احيايي انجام شود (نزديک به هم چيده شدن آجرها و افزايش ميزان سوخت در مرحله نهايي پخت ) آهن به سيليکاتهاي آهن دو ظرفيتي تبديل شده و در سطح آجر، رنگ آبي ايجاد مي شود. در شرايطي که مقدار CaO زياد و بيشتر از اکسيد آهن باشد و پخت در شرايط احيايي انجام شود رنگ آجر زرد مي شود . در صورتي که ميزان CaO بيشتر از اکسيد آهن باشد و پخت در شرايط معمولي انجام شود رنگ آجر کرمي مي شود. گاهي براي رنگي نمودن آجرها مواد رنگ زا به مواد اوليه آجر اضافه مي شود . مواد رنگزاي به کار گرفته شده معمولاً رنگهاي صنعتي ارزان قيمت مثل گل اخرا ودي اکسيد منگنز است. پخت آجرپس از خشت زدن آجر به صورت ماشيني يا دستي، عمليات خشک کردن خشتها در هواي زياد و يا با قرار دادن خشتها در محفظه هاي پيش گرمکن صورت مي گيرد. پس از خشک شدن کامل خشتها عمليات پخت آجر شروع مي شود. ساده ترين روش پخت آجر همان روش سنتي يعني روش توده کردن  است . در اين روش خشتها  بر روي هم به گونه اي چيده مي شوند که اندکي هوا از ميان آنها جريان يابد . سوخت در يک سر توده آتش ز ده شده و به آتش اجازه داده مي شود تا در تمام توده نفوذ کند. روش نسبتاً پيچيده تر روش کوره محفظه اي  است که از يک س ري محفظه هاي آجري تشکيل مي يابد، اين محفظه ها معمولاً در دو سوي يک ساختمان چهارگوش قرار داده مي شود . محفظه ها از طريق يک سري مجاري به يکديگر م ربوط هستند. سوخت از بالا تغذيه شده و به آتش اجازه داده مي شود تا به ترتيب پيرامون محفظه ها حرکت کند .آجرها در مرکز هر محفظه چيده مي شود. کوره تونلي  از يک تونل طولاني با پوششي از مواد ديرگداز تشکيل شده است که در شبکه حمل کننده، بسته هاي آجر به کندي از آن ع بور مي کند . در مرکز تونل، ناحيه پختن قرار دارد که سوخت از بالاي آن تغذيه مي شود.نوع پختن آجر هر چه باشد، تفاوت قابل توجهي در روشهاي چيدن آجر وجود دارد و از الگوهاي متفاوتي استفاده مي شود . چيدن فشرده با فضاي اندک ميان آجرها، نفوذ کم گرما به مرکز آجرها را س بب شده و آجرهاي واقع در مرکز به جاي پختن در اتمسفر اکسيد کننده 5، در محيطي احياءکننده پخته مي شود . اين مطلب را مي توان با کنترل تنظيم جريان هوا به کوره تنظيم کرد . همچنين روشن است که هر روش پخت به گونه اي طراحي شده است که يک دوره پيشگرم کردن 6 و به دنبال آن پخت شديد وسپس سرد کردن تدريجي داشته باشد . تغيير اين عوامل، امکان توليد انواع گوناگون آجر را فراهم مي کند . چنان چه خواهيم ديد مناسب بودن فرآيند پخت و اثرهاي ناشي از آن به ميزان زياد از کاني شناسي اوليه رس تعيين مي شود . بنابراين مطالعه مواد خام، نخستين پيش نياز درک و فهم فرآيند توليد آجر است. پس از اتمام عمليات پخت آزمايشهاي مختلفي براي بررسي کيفيت آجر صورت مي گيرد، از جمله آزمايش بررسي مقاومت فشاري و مقدار جذب آب توسط آجر است.مقدار مقاومت فشاري آجر مورد استفاده براي ساختمانهاي بلند بايد 80 کيلوگرم بر سانتي متر مربع و براي ساختمانهاي کم طبقه بايد 30 کيلوگرم بر سانتي متر مربع باشد . حداکثر مقدار جذب آب نيز پس از مرحله پخت آجر، در طي 24 ساعت قرارگيري در داخل آب 15 تا 24 درجه سانتي گراد، براي آجرهاي نما بايد کمتر از 16 درصد و براي آجرهاي توکار بايد کمتر از 28 درصد باشد. + نوشته شده در دوشنبه ۱۳۸۸/۰۶/۰۲ ساعت 10:47 توسط علی فاضلی | فلوئوريت (فلوئورين)نام اين کاني که به فلوئوراسپار  نيز معروف است از واژه يوناني به معني جريان يافتن گرفته شده است و دليل آن نيز ذوب شدن سريعتر اين کاني نسبت به ساير کانيها است. فلوئورين با ترکيب شيميايي CaF2 در گروه هاليدها قرار داشته و به رنگهاي زرد، سبز، بنفش، آبي، صورتي، قهوه اي، سياه و بي رنگ ديده مي شود. محيط تشکيل فلوئوريتفلوئوريت هم راه با رگه هاي هيدروترمالي و در کنار کانيهايي مثل گالن، اسفالريت، کوارتز، کلسيت، باريت و نقره تشکيل مي شود . عيار اين رگه ها بين 25 تا 65 درصد است. اين کاني همچنين با سنگهاي آذرين دروني از نوع اسيدي مثل گرانيت، گرانوديوريت و پگماتيت ديده مي شود . فلوئوريت مم کن است در کنار چشمه هاي آب معدني با حرارت خيلي بالا نيز تشکيل شود . فلوئوريت به صورت استراتيفورم (چينه سان) در داخل سنگهاي کربناته ديده مي شود (امريکا و مکزيک ). کانسارهاي فلوئوريت همراه با سنگهاي آلکالن، فوق آلکالن و کربناتيت نيز مشاهده مي شود . فلوئوريت م ي تواند پس از شستشوي ساير کانيهاي موجود در سنگهاي فلوئورين دار به صورت غني شده و بر جاي مانده تشکيل شود. کاربردهاي فلوئوريتفلوئوريت توسط يونانيان قديم براي ساخت ظروف تزئيني مثل فنجان، ليوان و سطح ميزها استفاده مي شده است . سه مصرف عمده فلوئورين در ص نايع توليد اسيد فلوئوريک (HF)، سراميک و متالورژي است . بيش از 50 درصد توليد کاني فلوئوريت در جهان در صنايع شيميايي و براي توليد اسيد هيدروفلوئوريک مصرف مي شود .خلوص اين نوع فلوئوريت بايد حداقل 97 درصد باشد. حدود 40 درصد توليد فلوئوريت نيز به عنوان کمک ذوب د ر صنايع ذوب فلزات به کار برده مي شود . عيار اين نوع فلوئوريت بايد 60 درصد باشد . ميزان مصرف فلوئوريت در اين صنعت بين 1 تا 10 کيلوگرم در تن است . فلوئوريت باعث رواني بيشتر سرباره شده و موجب سهولت انتقال گوگرد و فسفر به سرباره مي گردد.از فلوئوريت در ساخت شيشه ، فايبرگلاس ، عدسي و مواد آرايشي استفاده مي گردد. در صنايع کوزه گري، ميناکاري و سراميک نيز از اين کاني استفاده مي شود . خلوص اين نوع فلوئوريت بين 95 تا 96 درصد است. از فلوئوريت براي تهيه کريوليت صنوعي Na3AlF6 که براي ذوب آلومينيم اساسي است استفاده مي شو د. فلوئوريتهاي خوش رنگ و شفاف مي توانند به عنوان کاني زينتي مورد استفاده قرار گيرند. کشورهاي توليدکنندهاز کشورهاي توليدکننده فلوئوريت مي توان به مکزيک، شوروي سابق، افريقاي جنوبي، و توليد جهاني فلوئوريت در سال 1996 درچين، فرانسه، انگلستان، هند، ايتاليا، مغولستان، آلمان و امريکا اشاره نمود. ميزان ذخيره و توليد جهاني فلوئوريت در سال 1996 در شکل زير نشان داده شده است. در ايران نيز چند معدن فلوئوريت وجود دارد که توليدات آنها اغلب به کارخانه هاي ذوب فلزات مثل ذوب آهن اصفهان منتقل مي شود . از جمله اين معادن مي توان به معادن فلوئوريت در استانهاي اصفهان، خراسان و سمنان اشاره نمود.    + نوشته شده در دوشنبه ۱۳۸۸/۰۶/۰۲ ساعت 10:46 توسط علی فاضلی | الماسنام این کانی از واژه یونانی به معنای شکست ناپذیر گرفته شده است . الماس از قرن چهارم قبل از م یلاد مسیح شناخته شده بود . خصوصیات شیمیایی این کانی برای نخستین بار به صورت علمی توسط لاووازیه (1794 – 1743) تشریح گردید . الماس در سیستم کوبیک متبلور می شود. چند شکلی  آن که لونزدالیت نامیده می شود در سیستم هگزاگونال متبلور شده و در شهابسنگها یافت می گردد. وزن مخصوص الماس 5/3 و و سختی آن در مقیاس موس  برابر 10 می باشد.الماس به رنگهای سفید، زرد (دارای نیتروژن )، قهوه ای (دارای آهن دوظرفیتی )، آبی روشن (دارای بور)، صورتی (دارای منگنز)، خاکستری و سیاه دیده می شود. بمباران نوترونی الماس باعث تغییر رنگ آن به زرد یا قهوه ای و بمباران الکترونی آن باعث رنگ آبی الماس می شود. واحد اندازه گیری وزن الماس قیراط است که معادل 2/0 گرم می باشد. سنگهای دارای الماس و منشأ آنهاکیمبرلیتها  و لامپروئ یتها مهمترین سنگهایی هستند که الماس در درون آنها یافت می شود. کیمبرلیتها از سنگهای آذرین اولترابازیک غنی از پتاسیم هستند که مقدار K2O  آنها بیشتر از 3 درصد است . کیمبرلیتها به دو نوع کیمبرلیت غنی از میکا و کیمبرلیت بدون میکا تقسیم می شوند . این سنگها از ذوب بخشی گوشته فوقانی حاصل شده و در نواحی با پوسته قاره ای خیلی قدیمی (سپرها) مشاهده می شوند . لامپروئیتها نیز نوعی از سنگهای غنی از پتاسیم و منیزیم هستند که به صورت آتشفشانی یا نیمه عمیق دیده می شوند. لامپروئیتها بر خلاف کیمبرلیتها در حاشیه سپرها دیده می شوند. کانیهای اصلی کیمبرلیت غنی از میکا شامل اولیوین، فلوگوپیت، دیوپسید غنی از کرم، انستاتیت، اسپینل غنی از کرم، پیروپ و آلماندن است.بالا بودن میزان گازهای Co2، H2O و F در ماگمای کیمبرلیتی، موجب ماهیت انفجاری آن می شود . انفجاری که در اعماق زیاد رخ می دهد موجب تشک یل مجرایی هر دیاترم در اعماق به یک دایک و در سطح به یک دهانه آتشفشانی ختم می شود رنگ کیمبرلیتها خاکستری تیره تا آبی است و در هنگام هوازدگی به صورت زرد رنگ در می آید. در مورد منشأ الماس در درون کیمبرلیتها دو نظریه وجود دارد:1- الماس از خردشدن اکلوژیتهای 2 حاوی الماس حاصل می شود . یعنی الماس در بخش دیگری از درون زمین که به افق الماس معروف است تشکیل و توسط سنگهای کیمبرلیتی به سطح زمین رسیده است.2- الماس به صورت مستقیم از ماگمای کیمبرلیتی متبلور می شود. با توجه به مطالعات ایزوتوپی، سن الماسهای درون کیمبرلیتها اغلب بسیار قدیمیتر از سن سنگهای کیمبرلیتی است لذا نظریه اول بیشتر مورد قبول می باشد. کاربردهای الماسبیشترین مورد مصرف الماس به دلیل شفافیت و درخشندگی بسیار زیاد، برش پذیری عالی و سختی بالای آن، در صنایع جواهرسازی است . الماس بر اساس نوع مصرف صنعتی به سه گروه تقسیم می شود:1- الماس بورت  که از قطعه های کوچک و با شکل نامنظم (گردشده) تشکیل می شود.2- الماس کاربونادو  که مخلوطی از الماس، گرافیت و کربن بی شکل است.3- الماس بالاس  که دارای تجمع شعاعی است.حدود 89 درصد از تولید الماس دنیا صرف مصارف صنعتی می شود . در صنعت، قطعات الماس برای بریدن شیشه به کار می رود . پودر دانه ریز الماس برای تراش و صیقل دادن الماسهای بزرگ در جواهرسازی به کار می رود . برای بریدن سنگها و قطعات سخت از چرخهایی که تیغه آنها از الماس است استفاده می شود . از قطعات ریز الماس در ساخت مته های حفاری چاههای نفت و آب استفاده می شود (5/12 درصد تولید الماس صرف این کار می شود) برای برش مواد بسیار سخت نظیر فولادهای آلیاژی و کاربید تنگستن از الماس استفاده می شود . 75 درصد تولید الماس به صورت پودر برای تولید مواد ساینده به مصرف می رسد . پس از جنگ جهانی اول به دلیل توانایی الماس در برش فلزات و آلیاژه ای سخت، کاربرد آن گسترش چشمگیری پیدا کرده است.الماس مصنوعی الماس به طریقه مصنوعی و آزمایشگاهی نیز تولید می شود. این کار برای اولین بار در سال 1955 صورت گرفت. الماس در واقع پلیمرف فشار بالای کربن است و در فشار پایین به کربن تبدیل می شود. علت این که در فشارهای کم الماس و گرافیت در کنار هم پایدار هستند به این جهت است که واکنش تبدیل پلیمرف الماس به کربن بسیار کند است.برای ساختن الماس مصنوعی نیاز به دستگاهی است که به طور همزمان فشار و حرارت لازم را اعمال کند (فشار حداکثر 600 پوند بر اینچ مربع و حرارت حداکثر 2750 درجه سانتی گراد ).  برای تولید الماسهای مصنوعی غیر از کربن می توان از ترکیب نیترید بور (BN)  که از نظر ساختمانی شبیه به گرافیت است استفاده نمود . الماس به دست آمده از این روش را بورازون  می نامند . میزان تولید سالیانه الماس طبیعی در حدود 97 میلیون قیراط است که حدود نیمی از آن کاربرد صنعتی دارد. علاوه بر آن 60 تا 80 میلیون قیراط الماس مصنوعی در جهان تولید می شود. گسترش جهانی و کشورهای تولید کننده الماسکیمبرلیتها دارای گسترش وسیعی در دنیا هستند و از جمله در کشورهای افریقای جنوبی، تانزانیا، زامبیا، لسوتو، آنگولا، سیرالئون، گینه، لیبریا، برزیل، ایالات متحده، استرالیا، هند و روسیه دیده می شود. الماس برای اولین بار در کشور هند یافت شد . در سال 1725 کشور برزیل و در سال 1886 افریقای جنوبی به تولید کنندگان الماس دنیا پیوستند . بزرگترین معدن الماس دنیا به نام پرمیردر افریقای جنوبی است که تا کنون حدود 30 میل یون قیراط الماس از آن استخراج شده است . بزرگترین الماس دنیا به نام کولینان  در سال 1905 در این کشور پیدا شد که وزن آن بالغ بر 3106 قیراط بود . برای به دست آوردن یک گرم ( 5 قیراط) الماس، حدود 25 تن سنگ استخراج و فرآوری می شود. زئیر تولیدکننده اصلی الما س از نهشته های پلاسری است که حدود 20 درصد نیاز دنیا را تأمین می کند . در حدود 75 درصد الماس دنیا نیز توسط کشورهای افریقای جنوبی، آنگولا، زئیر، بوتسوانا، غنا، سیرالئون، لیبریا، افریقای مرکزی و تانزانیا تولید می شود. کشورهای استرالیا، هند، شوروی سابق، برزیل و ونزوئلا از دیگر کشورهای تولیدکننده الماس دنیا هستند . میزان تولید الماس در این کشورها در جدول زیر نشان داده شده است.   + نوشته شده در دوشنبه ۱۳۸۸/۰۶/۰۲ ساعت 10:46 توسط علی فاضلی | گوگردکاني گوگرد با ترکيب شيميايي که در طبيعت به صورت توده اي، کليه اي و استالاکتيتي مشاهده مي شود رنگ گوگرد زرد و از نظر فراواني دهمين عنصر کره زمين است.  منشأ گوگردمنشأ اصلي گوگرد گازهاي آتشفشاني خارج شده از دهانه آتشفشانها مي باشد (گازه هاي فومرولي) گاز هيدروژن سولفوره H2S از گازهاي اصلي موجود در ماگماست که از  اکسيداسيون ناقص آن گوگرد به دست مي آيد . از اکسيداسيون کانيهاي سولفيدي نيز گوگرد توليد مي شود. گوگرد همچنين از تأثير باکتريهاي گوگردساز بر روي سولفاتها به دست مي آيد.در بخش فوقاني گنبدهاي نمکي و همراه با سنگهاي رسوبي تبخيري مثل گچ نيز مقاديري گوگرد يافت مي شود . گوگرد در اين ذخاير از طريق تبديل بيوژنيک  ژيپس به دست مي آيد . همراه با کانسارهاي سولفيد توده اي و آهن رسوبي نيز مقادير متنابهي گوگرد وجود دارد . در حدود نيمي از گوگرد دنيا به صورت طبيعي به دست مي آيد و بقيه يا از تلخيص کانيهاي سولفيدي مثل پيريت، مارکازيت و پيروتيت (25 درصد) و يا طي فرآيند پالايش نفت و گاز در پالايشگاهها (25 درصد) حاصل مي شود .همان گونه که در بالا اشاره شد يکي از منابع مهم تأمين گوگرد، گنبدهاي نمکي مي باشد. در اين گنبدها از بالا به پايين(عمق) به ترتيب آهکهاي بدون گوگرد، زون گوگرددار، زون انيدريت و زون هاليت قرار دارد. گنبدهاي نمکي در استانهاي هرمزگان، فارس، قم، سمنان و آذربايجان شرقي گسترده هستند . استخراج گوگرد از گنبدهاي نمکي با تزر يق آب داغ به بخش گوگرددار و خارج نمودن آن به صورت مايع از طريق چاهها صورت مي گيرد . به اين روش استخراجي روش فراش گفته مي شود. تصویر را در اندازه واقعی ببینید مصارف گوگردبيش از 85 درصد گوگرد توليد شده در دنيا جهت توليد اسيد سولفوريک استفاده مي شود و حدود نصف اسيد سولفوريک توليدي نيز براي تهيه کودهاي شيميايي مصرف مي گردد . بقيه اسيد سولفوريک توليدي در صنايع نفت، کاغذسازي، پلاستيک، توليد فرآورده هاي شيميايي و استحصال فلزات مختلف مورد استفاده قرار مي گيرد .همچنين به منظور بهبود کيفيت خاک، خشک نمودن ميوه هاي مثل زردآلو و انگور، توليد حشره کشها، چسب مصنوعي، پاک کننده ها، ضد يخ، صنايع دارويي، جوهر نوشتن، ابريشم مصنوعي، فيلمهاي عکاسي، مواد منفجره، صابون سازي، باطري سازي، صنايع چرم و فيلم عکاسي مورد استفاده قرار مي گيرد. توليد گوگرد در دنيالهستان با توليد 5 ميليون تن و امريکا با توليد 2/3 ميليون تن گوگرد در سال به روش فراش از توليد کنندگان اصلي گ وگرد در دنيا هستند . کشورهاي مکزيک، کانادا، اسپانيا و جمهوريهاي شوروي سابق در رده هاي بعدي توليد گوگرد به روش فراش قرار دارند .در شکل زير مقدار توليد گوگرد در سالهاي بين 1950 تا 1980 در کشورهاي غرب (اروپاي غربي و امريکا) نشان داده شده است . کشورهاي توليدکنند ه نفت نيز مقادير عظيمي گوگرد در پالايشگاههاي نفت و گاز خويش توليد مي کنند.   + نوشته شده در دوشنبه ۱۳۸۸/۰۶/۰۲ ساعت 10:46 توسط علی فاضلی | آپاتيتنام آپاتيت از واژه يو ناني به معني فريبنده گرفته شده است زيرا انواع جواهري 2 آپاتيت شبيه ساير کانيهاي مهم جواهري است. آپاتيت با ترکيب شيميايي Ca5(PO4)3(F, Cl, OH) در گروه فسفاتها قرار مي گيرد . اين کاني با سختي 5 جزء کانيهاي سختي موس مي باشد.آپاتيت مي تواند به صورت فلورآپاتيت، کل رآپاتيت و هيدروکسيل آپاتيت وجود داشته باشد . فلوئور آپاتيت بسيار فراوانتر از دو نوع ديگر است . مقدار P2O5 فلورآپاتيت در حدود 42 درصد است . اين کاني به رنگهاي سبز، قهوه اي، آبي مايل به بنفش و بي رنگ ديده مي شود . آپاتيت اغلب به صورت منشوري يا سوزني مشاهده مي شو د. کلوفان نوعي آپاتيت توده اي و مخفي بلور است که بخش اعظم سنگهاي فسفاته را مي سازد. محيطهاي تشکيل آپاتيتآپاتيت مي تواند همراه با سنگهاي آذرين، رسوبي و دگرگوني تشکيل گردد . در سنگهاي پگماتيتي، رگه هاي هيدروترمالي و به ويژه سنگهاي آذرين آلکالن با ساخ تار حلقوي تشکيل مي گردد . همچنين آپاتيت همراه با سنگهاي آذرين بازيک، اولترابازيک، کربناتيتي، کيمبرليتي و به ويژه همراه با توده هاي مگنتيتي تيتان دار در درون ريفتهاي درون قاره اي مشاهده مي شود . در شبه جزيره کولا 5 روسيه، آپاتيت همراه با سنگهاي نفلين سينيت به صورت انبوه تشکيل شده است. سنگهاي رسوبي مهمترين منابع آپاتيت دنيا هستند . اين سنگها 80 درصد فسفات دنيا را تأمين مي کنند . سنگهاي رسوبي حاوي آپاتيت به دو گروه فسفريت (با عيار بيش از 10 درصد آپاتيت) و فسفاتيت (با عيار کمتر از 10 درصد آپاتيت) تقسيم مي شوند. کاربردهاي آپاتيتتوليد انواع کودهاي فسفاته مهمترين کاربرد کاني آپاتيت است . بيش از 90 درصد آپاتيت توليد شده براي تهيه کودهاي شيميايي مصرف مي شود . فسفات کلسيم با اسيد سولفوريک ترکيب شده و به سوپر فسفات تبديل مي شود . ديگر کودهاي فسفاته شامل منوفسفات آمونيم و دي فسفات آمونيم است. آهن، آلومينيم، پيريت و مواد آلي جزء مواد مضر همراه آپاتيت براي توليد کودهاي فسفاته به شمار مي آيند . از ديگر کاربردهاي فسفات مي توان به توليد خوراک دام، پاک کننده ها، فرآورده هاي غذايي و نوشيدني، دندانسازي، مواد آتشبازي، عکسبرداري، تصفيه نفت، مواد سراميکي، حشره کش و خمير دندان اشاره نمود . از فرآورده هاي جانبي سنگهاي آپاتيت دار مي توان به اورانيم، سلنيم، واناديم و فلوئور اشاره کرد. در کارخانه نيوولز  در ايالت فلوريدا امريکا هر ساله حدود 500 تن کيک زرد (اکسيد اورانيم غني شده ) از فسفات به دست مي آيد . از فلوئور بازيافت شده براي توليد کريوليت Na3AlF6 مصنوعي استفاده مي شود. کشورهاي مهم توليدکننده آپاتيت دنياروسيه، امريکا، چين، مراکش، کانادا، نروژ، سوئيس، اسپانيا، فرانسه و الجزاير از مهمترين کشورهاي توليد کننده آپاتيت در دنيا هستند . حدود 51 کشور دنيا داراي ذخاير فسفات هستند که از بين آنها 11 کشور فسفات خود را از سنگهاي آذرين استخراج مي کنند و بقيه 40 کشور فسفات را از واحدهاي رسوبي استخراج مي نمايند. کشورهاي روسيه، افريقاي جنوبي، برزيل و زيمبابوه از مهمترين توليد کننده هاي فسفات با منشأ آذرين هستند . در سوئد، آپاتيت از کانسار آهن کايرونا 3 استخراج مي شود . در نروژ آپاتيت به صورت عدسيهايي در داخل گابرو ديده مي شود . در کانادا آپاتيت به صورت بلورهاي درشت درون سنگ آهک وجود دارد. ميزان توليد فسفات دنيا در سال 1900 ميلادي حدود 3 م يليون تن بوده است که در سال 1985 به حدود 130 ميليون تن رسيده است . ميزان ذخاير جهاني فسفات نيز در شکل دوم نشان داده شده است.بيشتر کانسارهاي فسفات ايران از نوع رسوبي است که در داخل واحدهاي رسوبي با سن کامبرين زيرين (سازند سلطانيه )، دونين فوقاني (معدن جيرود در استان تهران)، کرتاسه فوقاني - پالئوسن زيرين و ائوسن - اليگوسن نهشته شده اند . تنها کانسار آپاتيت ايران با منشأ آذرين کانسار اسفوردي در شهرستان بافق يزد مي باشد . ذخيره کانسار اسفوردي 66/5 ميليون تن با عيار 7/12 تا 3/16 درصد P2O5 است. تصویر را در اندازه واقعی ببینید مناطق مهم داراي ذخاير فسفات در دنيا با منشاء آذرين و رسوبي (Leofond, 1983)   + نوشته شده در دوشنبه ۱۳۸۸/۰۶/۰۲ ساعت 10:45 توسط علی فاضلی | باریتنام این کانی از واژه یونانی به معنی سنگین گرفته شده است . وزن مخصوص آن حدود 5/4 می باشد . این کانی با ترکیب BaSO4 در گروه سولفاتهای بدون آب قرار می گیرد . باریت به صورت توده ای، دانه ای، شعاعی، گلوله ای و ک نکرسیونی 1 دیده می شود . اینکانی به رنگهای سفید، آبی، قرمز، زرد، خاکستری، قهوه ای، سبز، سیاه و بی رنگمشاهده می شود.  محیط تشکیل باریتباریت اغلب به صورت باطله د ر رگه های هیدروترمالی و همراه با کانیهای گالن، اسفالریت، فلوئوریت، سیدریت، هماتیت و کلسیت دیده می شود. همچنین باریت همراه با ماسه سنگها، سنگهای کربناته، سنگهای رسی و شیلهای سیلیسی به شکل چینه سان (استراتیفورم) تشکیل می شود . این کانسارها به کانسارهای نوع در ه میسی سی پی (MVD) معروف هستند. گاهی نهشته های باریت از فعالیت چشمه های آبگرم حاصل  می شود. در کانسارهای سولفید توده ای نوع کوروکو 2 که منشأ آتشفشانی رسوبی دارند، باریت در قسمت فوقانی و اطراف ذخیره سولفید توده ای دیده می شود. اگر سنگهای باریت دار هوازده شده و فرسایش یابند، باریت به دلیل وزن مخصوص زیاد و مقاومت شیمیایی در محل باقی می ماند و تشکیل کانسار بر جای مانده را می دهد. عیار باریت در این نوع کانسارها اغلب بین 10 تا 20 درصد است. بیش از 80 درصد باریت تولید شده در جهان به عنوان گل حف اری در حفاری چاههای آب و نفت به کار می رود . به دلیل وزن مخصوص زیاد گل حاصل از پودر باریت، ضمن تشکیل کیک گلی 1 در دیواره چاهها، با جلوگیری از ریزش دیواره چاهها، مواد کنده شده از کف چاه را به حالت غوطه ور از چاه خارج می کند . خلوص این نوع باریت بین 92 تا 94 درصد است.باریت یکی از منابع اصلی تأمین باریم در صنایع شیمیایی است . بیشترین مصرف باریم به صورت لیتوپون  است که ترکیب یکنواختی از باریت و سولفور روی است . لیتوپون در صنایع رنگ سازی به عنوان سیال کننده رنگ و در صنایع نساجی کاربرد دارد. رسوب سولفات باریم به ع نوان ماده پرکننده در صنایع پوشاک و لوازم آرایشی و همچنین به عنوان رنگدانه سفید مورد مصرف قرار می گیرد . باریت در صنایع لاستیک سازی، کاغذسازی، چرم سازی، شیشه سازی (جهت صاف و شفاف کردن آن )، سرامیک سازی(به عنوان لعاب )، تهیه مواد حشره کش، پنبه نسوز، لنت ترمز و ساخت راکتورهای اتمی (به دلیل جذب اشعه های گاما توسط باریم ) کاربرد دارد . در صنایع سرامیک از ترکیب کربنات باریم در صنایع تصفیه و تهیه شکر از ملاس و نیترات باریم برای تولید گلوله های منور و چاشنی انفجاری استفاده می گردد . مخلوطی از لاستیک، اسفالت و 10 درصد با ریت برای پوشش سطح پارکینگها، جاده ها و فرودگاهها استفاده می شود. میزان تولید باریت در کشورهای دنیا و ایرانمیزان تولید باریت در سال 1996 در دنیا حدود 5/4 میلیون تن بوده است. انگلستان، رومانی، چک، اسلوواکی، مراکش، الجزایر، آلمان، روسیه، مکزیک، کاناد ا و امریکا از کشورهای مهم تولید کننده باریت در دنیا هستند . معادن متعددی از باریت در ایران وجود دارد. معادن مهم باریت ایران در جدول زیر نشان داده شده است . حدود 20 معدن فعال باریت در ایران وجود دارند که سالیانه قریب به 160000 تن باریت تولید و روانه بازار داخلی و خارجی می کنند.  اندازه واقعی تصویر  + نوشته شده در دوشنبه ۱۳۸۸/۰۶/۰۲ ساعت 10:45 توسط علی فاضلی | اوليويننام اوليوين از رنگ سبز زيتوني آن گرفته شده است . پريدوت  نام قديمي گونه هاي اوليوين مي باشد . ترکيب شيميايي کلي اوليوينها به صورت (Mg,Fe)2SiO4 است. اوليوينهاي غني از منيزيم داراي رنگ سبز مايل به زر د و سبز و زيتوني و اوليوينهاي غني از آهن سبز مايل به قهوه اي هستند. سختي آنها بين 5/6 تا 7 مي باشند.  محيط پيدايش اوليوينهااوليوين کاني نسبتاً رايج در داخل سنگهاي آذرين دروني و خروجي بازيک و اولترابازيک نظير گابرو، بازالت، پريدوتيت  و دونيت  است . دونيت به سنگي گفته مي شود که 95 درصد آن از اوليوين تشکيل شده است . اين سنگ که با ارزشترين سنگ از نظر اقتصادي براي استخراج اوليوين است مي تواند همراه با کمپلکسهاي اولترابازيک مثل کمپلکس بوشفلد ، اسکارگارد  و دايک بزرگ زيمبابوه و يا همراه با مجموعه هاي افيوليتي مشاهده گردد. اوليوين به صورت دانه هاي شيشه اي در شهابسنگها نيز مشاهده مي شود . اوليوينها در صورت دگرساني به کانيهاي گروه سرپانتين مثل کريزوتيل، منيزيت و اکسيد آهن تبديل مي شوند. کاربرد اوليوينهااز اوليوين به صورت گسترده در صنايع ديرگداز استفاده مي شود. اوليوين به دليل نقطه ذوب بالا ( 1890 درجه سانتي گراد )، رسانايي گرمايي خوب، ظرفيت گرمايي بالا (که به آن مقاومت در برابر شوک گرمايي مي دهد ) و ضريب انبساط گرمايي پايين از مدتها پيش به عنوان ماسه ريخته گري استفاده مي شد . برتري ديگر اوليوين آن است که مانند ماسه هاي سيليسي براي سلامتي مضر نبوده و خطر ابتلاء به بيماري سيليسکوسيس براي کارگران وجود ندارد . يکي ديگر از کاربردهاي اوليوين، استفاده از آن در صنايع شستشوي ماسه اي  است بدليل سخني 5/6 تا 7. کاربرد ديگر اوليوين، توليد سرباره در تهيه فولاد از آهن به ج اي آهک و دولوميت است . از ميان کاربردهاي اوليوين مي توان به تهيه آجرهاي ديرگداز اشاره نمود. چگالي بالاي اوليوين باعث شده که از آن به عنوان بالاست در سکوهاي نفتي درياي شمال و نيز پوشاندن لوله هاي زيردريايي استفاده شود . منظور از بالاست خرده سنگهاي زاويه داري است که خطوط راه آهن بر روي آنها قرار داده مي شوند. از اوليوين براي تأمين منيزيم خاک نيز استفاده مي شود. در قديم از نوع شفاف اوليوين که به پريدوت يا زبرجد معروف بود براي تزئين و جواهرسازي استفاده مي کرده اند . قبل از استفاده از اوليوين لازم است عمليات شستشو، خردايش و دانه بندي بر روي محصول استخراج شده به عمل آيد. توليدکننده هاي اوليوين در دنيابرمه و امريکا توليدکننده اوليوين جواهري هستند . توليد اوليوين در سال 1989 در دنيا حدود 4 ميليون تن بوده است . نروژ و اسپانيا بزرگترين توليدکننده اوليوين در جهان هستند. کشورهاي سوئد، روسيه، استراليا، ژاپن، نيوزلند، زيمبابوه، افريقاي جنوبي، امريکا، کالدونياي جديد، ايتاليا، يونان، هند، برزيل و کانادا از ذخاير مهم اوليوين برخوردار هستند. + نوشته شده در سه شنبه ۱۳۸۸/۰۳/۰۵ ساعت 10:34 توسط علی فاضلی |نقش سازند تبخيري گچساران در ويژگيها ي ريخت – زمينساختيدرياچه سد مخزني جره ، رامهرمز سد مخزني جره در شمال خاوري شهرستان رامهرمز در استان خوزستان و بر روي رودخانه رود زرد ساخته ميشود . محدوده طرح بطور عمده از سازندهاي گروه فارس بويژه سازند تبخيري گچساران پوشيده شده است محور سد بر روي گنگلومراي بختياري قراردارد ولي نزديك به دو سوم از درياچه سد در تماس با سازند گچساران است كه در اين منطقه شامل تناوبي از انيدريت ، مارنهاي قرمز و خاكستري نمك و آهك ماسه أي است. از ديدگاه لرزه _ زمينساختي محدوده طرح در كمربند چين خورده فعال زاگرس قرار ميگيرد و چند گسل رانده مهم از محدوده درياچه سد ميگذرد . علابر آن خطواره هائي نيز در محدوده درياچه شناسائي شده است. شيب صفحات راندگي به سمت شمال خاوري است . شيب لايه بندي در محل محور سدبين ١٦ تا ٢٤ درجه به سمت شمال خاوري است . ولي در محدوده درياچه به دليل عملكرد راندگي هاي موجود و گسترش سازند گچساران مقدار شيب متغير است . در محدوده درياچه دو راندگي در جهت شمال باختري – جنوب خاوري و به صورت موازي با يكديگر تشكيل شده اند به نحوي كه يك فرونشست زمين ساختي بين آنها بوجود آمده است . درون اين افتادگي يك آبراهه بزرگ جريان دارد. اين دو راندگي به سمت انتهاي جنوب خاوري آبراهه به هم نزديك ميشوند به گونه اي كه لايه هاي بين أنها شيب نزديك به قائم پيدا كرده اند حساسيت زياد سازند گچساران نسبت به فرسايش به دليل تاثير سي ستم هاي راندگي تشديد شده است و انواع مختلفي از فرسايش بويژه در محل برخورد روندهاي گسلي به خوبي گسترش يافته است . تاثير اين عملكرد را بر پديده هاي انحلالي نيز ميتوان به صورت پيدايش دولن و چاله هاي غول و ظهور تعدادي چشمه در امتداد راندگي هاي درياچه مشاهده كرد . علاوه بر آن خرد شدگي سنگهاي فوق سبب شده است تا لغزشهاي كوچك و متعددي در كرانه هاي درياچه رخ دهد . شيب لايه بندي در اين محدوده ها بر اثر گسلش گاه تا ٩٠ درجه افزايش يافته است . بررسي روندهاي شكستگي بر روي عكس ماهواره أي منطقه نشان ميدهد كه بخشهاي خطي و مستقي م مسير رودخانه جره در حد فاصل محور سد تا تقريبا " انتهاي درياچه بر شكستگيهاي با روند شمالي – جنوبي و شمال خاوري – جنوب باختري منطبق است . جابجائي لايه هاي سازند اغاجاري و سازند بختياري در پائين دست محل محور سد و تغيير ضخامت ظاهري أنها در دو سوي رودخانه رود ز رد حاكي از أن است كه به احتمال زياد اين رودخانه در مسير يك شكستگي كششي با روند تقريبي NN30E جريان دارد . مجموع اين ويژگي ها و اندازه گيري برخي از شاخص هاي ريخت – زمينساختي مانند ميزان چم و خم پيشاني كوهستان و نسبت پهناي كف دره به عمق آن و شاخص طول رودخان ه به شيب آن حاكي از فعال بودن زمينساخت در اين محدوده است . هر چند پويائي منطقه از ديدگاه زمينساختي امري آشكار است اما گسترش سازند شكل پذير گچساران و توالي چينه شناسي آن سبب تغيراتي در شدت و گسترش ويژگيها ي ريخت – زمينساختي محدوده مورد بررسي شده است.  كلمات اصلي و مهم :ريخت- زمينساخت ، سد جره ، گچساران ، راندگي ، شكلپذير ، شكستگي ، فعاليت زمينساختي مقدمهرشته كوههاي زاگرس در جنوب باختري ايران داراي روند كلي شمال باختري – جنوب خاوري است. روند كلي ساختارهادر اين منطقه از الگوي كلي فشارش ناشي از برخورد صفحا ت ايران و عربستان پيروي ميكند . از آنجائي كه اين كمربند كوهزائي يكي از مناطق فعال جهان به شمار ميايد ، آثار اين فعاليت را به خوبي ميتوان در ويژگيهاي ريخت شناختي منطقه نيز مشاهده كرد . منطقه رامهرمز كه سد مخزني جره در آن واقع شده است نيز از اين قانون پيروي مي كند ودر مطالعه حاضر تلاش گرديده تا با استفاده از مطلعات زمين شناختي قبلي ؛روشهاي كيفي و كمي ريخت – زمينساختي با هم تلفيق گردد و نقش ليتولوژي سازند گچساران كه منطقه به طور عمده از آن پوشيده است بر نحوه گسترش و ظهور عوارض ريخت شناختي بررسي گردد. موقعيت جغرافيائيسد مخزني جره كه با هدف بهبود و تامين نيازهاي آبي دشت رامهرمز اجرا ’ خواهد شد در منطقه اي واقع در جنوب باختري ايران در استان خوزستان و در فاصله تقريبا " ٣٥ كيلومتري شمال شهرستان رامهرمز قراردارد. مختصات جغرافيائي محدوده طرح عبارت از ٤٩ درجه و ٣٠ دقيقه تا ٤٩ درجه و ٥٠ دقيقه طول خاوري و ٣١ درجه تا ٣١ درجه و ٣٠ دقيقه عرض شمالي .اين سد بر روي رودخانه رود زرد بنا ميشود ، درياچه آن حدود ١٢ كيلومتر طول دارد. حجم كل مخزن آن ٢٤٢ ميليون متر مكعب برآورد شده است . دسترسي به ساختگاه سد از طريق جاده آسفالت رامهرمز – باغملك صورت ميگيرد كه از محل روستاي رود زرد با يك انشعاب خاكي بطول نزديك به ٨ كيلومتر تا محل سد ادامه پيدا ميكند. توپوگرافي و ژئومورفولوژيساختگاه سد جره در تنگه كم و بيش ژرفي قرار دارد كه درون سازند كنگلومراي بختياري بوجود آمده است و در اين مح ل ، رودخانه با روندي تقريبا " شمالي – جنوبي لايه هائ سازند ياد شده را قطع مي كند . درازاي تنگه نزديك به ٦٠٠ متر است و پهناي آن به سوي پائين دست كاهش پيدا ميكند . شيب تكيه گاههاي سد تا فرازي نزديك به ١٥ متر از بستر رودخانه تقريبا" ٧٠ درجه است. در دامنه راست سا ختگاه ، دو آبراهه عميق همراه با تعدادي آبراهه هاي فرعي كه به آنها مي پيوندند جريان دارند . آبراهه هاي دامنه چپ كم عمق هستند و به صورت كم و بيش موازي با خط الراس ادامه ميابند.مخزن سد با روندي هم سو با رودخانه يعني شمال خاوري – جنوب باختري تا مسافت حدود ١٢ كيلومتر به سوي بالا دست ادامه مي يابد . بستر سيلابي رودخانه پهناي چنداني ندارد و پادگانه هاي آبرفتي كم ارتفاع و رسوبات دامنه اي در دو سوي آن مشاهده ميشود .در دو سوي رودخانه به سمت بالا دست از محل ساختگاه ، ديواره هايي با فرازاي حدود ٥٠ متر به صورت غالب ديده ميشود كه جنس آنها به طور عمده از رسوبات گچي سازند گچساران است . شيب دامنه هاي پيرامون رودخانه به تدريج به سمت بالا دست كاهش ميابد . بيشترين فرازاي توپوگرافي در محدوده مخزن در محل راندگي هاي موجود در مجاورت روستاي رود زرد سادات است كه نزديك به ٣٠٠ متر ميباشد . مهمترين آبراهه جاري كه به نام آبراهه دوز مادوئي ( دوز و مدوئي ) خوانده ميشود در همين محل بين دو راندگي است كه در كرانه چپ مخزن نمايان شده اند . جريان در اين آبراهه دائمي است. آبراهه هاي محدوده مخزن از ديدگاه ژئومورفولوژيكي جز ’ رده آبراهه هاي شاخه درختي هس تند اما رودخانه رود زرد به دلايلي كه عنوان خواهد شد از يك روند خطي پيروي كرده است و بخشهاي مختلفي از آن حالت خطي دارند . اين رودخانه كه از دامنه جنوب باختري كوه منگشت با فرازاي ٣٦١٣ متر سرچشمه ميگيرد در محدوده درياچه به طور عمده از ميان سازند گچساران ميگذرد و در غالب مسير خود ساختارهاي زمين شناسي را با روندي تقريبا" عمود بر آنها قطع ميكند(Oberlander, 1985). چينه شناسي و ليتولوژيهر چند چينه شناسي ناحيه أي محدوده طرح متنوع است اما در منطقه مورد بررسي رخنمونهاي زمين شناسي به چند سازند محدود ميگردد . به طور ك لي در مقياس ناحيه أي سازندهاي مختلفي از سن كرتاسه تا عهد حاضر در منطقه رخنمون دارد كه قديميترين آنها، سازندها گروه خامي است كه در هسته تاقديس منگشت رخنمون دارند . در محدوده محور سد رخنمون سازند كنگلومرائي بختياري به ضخامت تقريبي ٣٥٠ متر قرار دارد كه ميتوان آن را به دو بخش زيرين با سيمان آهكي و بخش روئي با سيمان ضعيف تقسيم كرد. بخش زيرين حدود ١٦٠ متر ضخامت دارد كه با ميان لايه هائي از ماسه سنگ و لاي سنگ با ميانگين ضخامت به ترتيب ٣ متر و ٥ متر همراه اند . كمي پائين تر از اين محل ماسه سنگهاي آغاجاري به صورت لا يه هاي ماسه سنگ با ميان لايه هاي مارني رخنمون دارد (شکل 1)در محدوده درياچه سد بيش از دو سوم از بيرون زدگيها را سازند تبخيري گچساران تشكيل ميدهد . اين سازند در حدود ٢٠٠ متري بالا دست روستاي جره بر اثر راندگي جره بر روي سازند بختياري رانده شده است . توالي رسوبي اين سازند در اين محدوده شامل لايه هاي انيدريت ، مارنهاي بيشتر قرمز رنگ و گاه خاكستري رنگ ، مقادير جزئي نمك و آهك ماسه أي است . در حدود ٣ تا ٤ كيلومتري بالا دست محور ، دو راندگي كم و بيش موازي در سمت چپ مخزن سازند گچساران را قطع كرده اند و يك فرونشست زمينساختي را در بين خود بوجود آورده اند . آبراهه دوز مادوئي درون اين فرونشست جريان دارد . انتهاي مخزن به سازندهاي ميشان و  آغاجاري ختم ميشود كه اولي از تناوب مارنهاي خاكستري رنگ و آهكهاي مارني خاكستري تا زرد رنگ تشكيل شده است و دومي شامل تناوبي از ماسه سنگهاي آهكي قهوه أي تا خاكستري رنگ با ميان لايه هاي مارني قرمز است . در بخش جنوبي منطقه مورد مطالعه ، بخش لهبري از سازند آغاجاري رخنمون دارد كه با يك لايه كنگلومراي چرتي مشخص ميشود . اين بخش شامل تناوب لايه هاي لاي سنگ ، مارن سيلتي و ماسه سنگ كربناتي است كه رنگ زرد تا نخودي دارد. جوانترين نهشته هاي منطقه ، رسوبات كواترنر است كه به صورت پادگانه أي ، رسوبات بستر رودخانه و رسوبات واريزه أي تشكيل شده اند (مهاب قدس، 1368).  شكل ١: تصوير ماهواره اي مخزن سد جره وموقعيت واحدهاي سنگي وجبهه هاي اندازه گيري شده ساختارهاي زمينشناختيالف- گسلها و درزه هامنطقه مورد مطالعه از ديدگاه لرزه – زمينساختي در كمربند چين خورده فعال زاگرس قرار دارد . از آنجا كه ساز و كار اصلي در اين منطقه فشارش ناشي از برخورد صفحات است ، گسلهاي اصلي منطقه داراي سازو كار راندگي هستند كه مهمت رين ساختار منطقه به شمار مي آيند . روند كلي آنها شمال باختري – جنوب خاوري است و شيب صفحات آنها نيز به سمت شمال خاوري است .مهمترين اين گسلها در محدوده ساختگاه و درياچه عبارتند از : راندگي جره ، راندگي لهبري ، راندگي دشت شير و راندگي انار  (شكل ١).گسل جره نزديكترين گسل به ساختگاه سد است كه نزديك به ٥٧ كيلومتر طول دارد و سازند گچساران را بر روي سازند بختياري رانده است ، شيب صفحه گسل ١٥ تا ٢٠ درجه است . در محدوده درياچه نيز دو راندگي دشت شير و انار درون سازند گچساران شكل گرفته اند و فرونشست دوز مادوئي بين آنها قرار دارد اين دو راندگي نيز روند و مختصات ياد شده را دارند . طول اين دو راندگي نزديك به ٥ كيلومتر است . آخرين راندگي مهم ، گسل لهبري است كه با درازاي حدود ٨٠ كيلومتر سازند گچساران را بر روي نهشته هاي جوانتر رانده است ، شيب صفحه اين گسل حدود ٣٠ درجه به سمت شمال خاوري است. با توجه به اينكه بيشتر محدوده مخزن از سازند شكلپذير گچساران تشكيل شده است درزه بندي به شكل چشمگيري در آن توسعه نيافته است اما در بيرون زدگيهاي مجاور به راندگيها به ويژه در محل فرونشست دوز مادوئي دو سيستم درزه را با ميانگين روند N30E,N25W رد يابي كرد . در محل محور و تكيه گاه هاي سد نيز سه دسته درزه با روندهاي N25W,N75E,N0E قابل شناسائي است. شيب اغلب درزه ها نزديك به قائم است. ب – چين هامحل ساختگاه سد جره بر حاشيه يال خاوري تاقديس هفتگل واقع است. امتداد عمومي لايه ها در اين محل، N 50 W وشيب بين ١٦ تا ٢٤ درجه به سوي شمال خاوري است . در محدوده درياچه شيب لايه بندي به دليل رفتار شكلپذير سازند گچساران متغير است و بين ١٢ تا ٦٠ درجه ميباشد. اين مقدار در مناطق نزديك به راندگي ها به ٩٠ درجه نيز ميرسد. هر چند سازند گچساران در محدوده مخزن داراي بهمريختگي زيادي است اما ميتوان دو ساختار تاقديسي را در كرانه راست درياچه در باختر روستاي رودزرد سادات مشاهده كرد.بهرحال امكان اندازه گيري شيب لايه ها و تعيين جهت محورهاي چين خوردگي ميسر نبوده است. ريخت – زمينساخت با توجه به اينكه بيشترين بخش از محدوده درياچه سد را سازند گچساران اشغال كرده است ، ويژگيهاي ريخت شناسي و ريخت - زمينساختي موجود از يك سو به دليل فعاليت زمينساختي منطقه و از سوئي به دليل رفتار پلاستيك و شكلپذير سازند گچساران از دو عامل ياد شده پيروي كرده است . بطور ك لي ميزان فرسايش پذيري اين سازند با توجه به ترادف چينه شناختي و ليتولوژئ أن زياد است ( احمدي و فيض نيا ، ١٣٧٨ ) اما تاثير گسلش سبب شده است تا ميزان خرد شدگي ، ريزش و فرسايش افزايش پيدا نمايد. مطالعه عكسهاي هوائي ، تصاوير ماهواره اي و پيمايشهاي صحرائي نشان ميدهد كه آبراهه هاي موجود در محدوده اغلب داراي بخشهاي خطي و مستقيمي هستند كه اين مسيرها بر روندهاي شكستگي قابل روئيت بر عكس ماهواره أي منطقه منطبق است . تعدد سيستمهاي شكستگي و راندگي و خمشها ئي كه در ساختارهاي چين خورده پيرامون منطقه مشاهده ميشود حاكي از فعال بودن اين منطقه است . در عين حال روند چين خوردگيها به دليل ماهيت شكلپذير سازند گچساران نامنظم است و نمي توان وضعيت ثابتي را براي آنها در نظر گرفت (Falcon, 1973). عملكرد سيستمهاي راندگي محدوده درياچه سبب شده است كه ميزان خرد شدگي و انحلال پذيري سازند گچسا ران در مجاورت سيستمهاي ياد شده افزايش يابد به گونه أي كه پديده هاي انحلالئ موجود همچون چالهاي غول ، دولن ها و چشمه ها بر مسيرهائي قرار دارند كه منطبق بر راستاي راندگيهاي محلئ است . هرچند ميزان دگر ريختي در سازندهاي پيرامون منطقه از جمله آهكهاي آسماري و ما سه سنگهاي آغاجاري با توجه به نوع چينهاي تشكيل شده در آنها زياد نيست اما در سازند گچساران چينهاي جناغي با زاويه بين يالي كوچك و افزايش شيب لايه بندي تا نزديك به ٩٠ درجه در محدوده درياچه مشاهده شده است . نقش گسلش بر سازند گچساران به گونه أي است كه لغزشهاي متع دد و بسياري در كرانه هاي رودخانه رود زرد رخ داده است كه ديواره هاي حاصل همگي روندهاي خطي را از خود نشان ميدهند و اندازه گيري سو گيرش ديواره ها و نمودار گلسرخي انها ( شكل ٢ ) دو روند اصلي و يك روند فرعي را با مختصات N0-5E,N30-40E,N95E نشان می دهد. فراوانترين روند حاكم ، روند N35E است. همچنين بررسي بخشهاي مستقيم رودخانه رود زرد نشان ميدهد كه اين قسمتها بر روندهاي ياد شده قبلي منطبق است . در عين حال مسير كلي رودخانه نيز بر يك شكستگي با روند تقريبي N35E منطبق ميباشد. آثار اين روند را در محل ساختگاه سد به صور ت اختلاف در ميزان پائين افتادگي ديواره هاي دو سوي رودخانه ميتوان مشاهده نمود . رودخانه هاي ديگر منطقه نيز مسيري منطبق بر همين روند را نشان ميدهند . به منظور تعيين شدت نسبي فعاليت زمينساختي در محدوده مورد بررسي از سه شاخص چم و خم پيشاني كوهستان (smf) و نسب ت پهناي كف دره به عمق آن Vf و شاخص طول به گراديان رودخانه SL استفاده شده است (Keller &Pi nter, 1996). جبهه هاي مورد بررسي در شكل ١ و تلفيق نتايج دو شاخص نخست در جدول ١ آورده شده است . هرچند شواهد مطالعات زمينساختي پيشين در منطقه زاگرس ساده چين خورده فعال بودن منطقه را تائيد كرده است (Oberlander,1985; Ameen,1991)شكل ٢: نمودار گلسرخي روند أبراهه ها در مخزن سد جره اما مقادير شاخصهاي اندازه گيري شده بالا بويژه Sl كه در محدوده گسترش سازند گچساران برآورد شده است (SL=550) حاكي از آن است كه شدت و گسترش فعاليت زمنساختي در اين محدوده چشمگير تر است. نتيجه گيرياز بررسيهاي انجام شده ميتوان موارد زير را استنباط نمود :١ _ منطقه مورد بررسي از نظر زمينساختي يك منطقه فعال است و عملكرد راندگيها و نقش آنها در ريخت شناسي منطقه چشگير است.٢ -سيستم آبراهه هاي موجود و رودخانه هاي اصلي جاري سازگاري زيادي با روندهاي شكستگي و گسلش منطقه دارد.٣ - ظهور چشمه ها و حفرات انحلالي بيشتر در راستاي شكستگيهاي موجود بوده است.٤-  شدت خرد شدگي و فرسايش در سازند گچساران بويژه در مناطقي كه محل گذر گسلها است ، قابل توجه است.5- روندهاي ريخت – زمينساختي و ساختاري موجود در سه دسته عمده با روندهاي N----E, N-S,NE-SW قرار ميگيرند در پايان ميتوان بيان نمود كه هر چند ساختار كلي منطقه از نظر زمين ساختي و ريخت – زمينساختي بيانگر فشارش ناحيه أي ناشي از همگرائي قاره أي در بخش جنوب باختري ايران است ولي ويژگيهاي ليتولوژيكي و مكانيكي سازند گچساران به طور محلي در چگونگي گسترش فرآيند دگر ريختي موثر بوده است. + نوشته شده در سه شنبه ۱۳۸۸/۰۳/۰۵ ساعت 10:33 توسط علی فاضلی |چينه نگاری زيستی و محيط رسوبی سازند آسماری درچاه شماره ٣٠ آغاجاری، خوزستان چکیدهسازند آسماري دراي ضخامت ۳۸۵ متر در چاه شماره ۳۰ ميدان نفتي آغاجاري ميباشد. اين سازند از نظر زيست چينه نگاري و محيط رسوبي مورد مطالعه قرار گرفته است. مطالعه فرامينيفرهاي بنتيك در اين چاه منجر به شناسايي ۲۲ جنس و ۱۷ گونه شد. بر اساس پخش و پراكندگي فرامينيفرها سه زون تجمعي مورد شناسايي قرار گرفت. فرامينيفرهاي شناسايي شده سن اليگوسن پسين؟‐ ميوسن پيشين(آكي تانين‐ بورديگالين) براي سازند آسماري در ميدان نفتي آغاجاري پيشنهاد ميكند. ريز رخسارههاي سازند آسماري در ناحيه مورد مطالعه شامل ٧ريزرخساره کربناته و ١ ريزرخساره آواری است. بر اين اساس رخساره های محيط ساحلي، مردابی، سدی و کم عمق دريای باز براي رسوبگذاري تشخيص داده شد. يك رمپ هموكلينال براي رسوبگذاري سازند آسماري در اين ناحيه پيشنهاد ميشود.واژه های کليدی: چينه نگاری زيستی، سازند آسماری، ميدان نفتی آغاجاری، اليگوسن‐ ميوسن، فرامينيفرهای بنتيک مقدمهسازند آسماري به سن اليگو‐ ميوسن، در جنوب غرب ايران شامل سنگهاي كربناته و در برخي مناطق ماسه سنگ و سنگهاي تبخيري ميباشد. در بسياري از مناطق زاگرس اين سازند بر روي سازند پابده و زير سازند گچساران قرار گرفته است.  تصویر را در اندازه واقعی ببینید شکل ۱‐ موقعيت جغرافيايی و راههای دستيابی به منطقه مورد مطالعهدر منطقه خوزستان بخش ماسه سنگ اهواز و در منطقه لرستان بخش تبخيري كلهر در سازند آسماري تشخيص داده شده است(مطيعی ١٣٧۲ )  از نظر سني رسوبگذاري سازند آسماري از اليگوسن پسين شروع و تا ميوسن پيشين(بورديگالين) ادامه مييابد. بر اساس تجمع روزنداران كف زي، اين سازند به سه زير بخش زيرين، مياني و بالايي تفكيك شده است (Adams and Bourgeois 1967). سازند آسماری در ناحيه فرو افتادگی دزفول دارای حداکثر گسترش بوده و از سمت شمال باختری تا .( خاک عراق و از جنوب تا عمان تداوم دارد) مطيعی ١٣٧٢ ميدان نفتی آغاجاری واقع در ٩٠ کيلومتری جنوب شرقي اهواز قرار دارد. اين ميدان در حد فاصل شهرهای اميديه وبهبهان است و همچنين بطور تقريبی در ١٠٠ کيلومتری جنوب کوه بنگستان واقع است(شکل ۱).  ضخامت سازند آسماری مقطع تيپ ٣١٤ متر گزارش گرديده است( مطيعی ١٣٧۲). زيست چينه نگاري و ريز رخسارههاي سازند آسماري در منطقه مورد مطالعه تا كنون بررسي نشده است. هدف از اين نوشتار بررسي ريز رخساره ها، محيط رسوبي و تعيين سن سازند ياد شده است. سنگ چينه نگاریدر اين چاه توالي سنگ چينه اي با استفاده از مقاطع نازک ، نمودارهای الکتريکي، پرتو گاما و نوترون به پنج محدوده تقسيم شدند که از پائين به بالا عبارتند از(شكل ۲)۱‐ با ۶۵ متر ضخامت معادل بخش پائينی آسماری زيرين میباشد. آهکها در اين بخش بيشترين گسترش را دارا بوده ضمن اينکه گسترش دولوميتها در اين بخش کم میباشد. گسترش ماسه سنگها و مارنها در اين بخش نسبتا زياد میباشد. تصویر را در اندازه واقعی ببینید شکل ٢‐ ستون چينه شناسی زيستی سازند آسماري در چاه شماره ٣٠ ميدان آغاجاري ۲‐ با ۱۰۵ متر ضخامت قسمت بالايی آسماری زيرين وقسمت زيرين آسماری ميانی را در بر میگيرد. آهکهای دولوميتی در اين بخش گسترش خوبی داشته، ضمن اينکه ماسه سنگها با سيمان آهک دولوميتی در اين قسمت از توسعه خوبی برخوردارند.۳‐ با ۷۳ متر ضخامت معادل بخش زيرين آسماری ميانی میباشد. گسترش آهک دولوميتی در اين زون چشمگير بوده و ماسه سنگها نازک لايه بوده و دارای گسترش محدود هستند. ضمن اينکه سيمان آنها غالبا دولوميتی است.۴‐ با ۵۳ متر ضخامت بخش بالائی آسماری ميانی و قسمت زيرين آسماری بالايی میباشد، شدت دولوميتی شدن در اين قسمت کمتر است، ماسه سنگها در داخل اين بخش کمياب بوده و گسترش چندانی ندارند. مارنهابصورت نازک لايه بوده و گسترش چندانی ندارد.۵‐ با ۸۹ متر ضخامت بالا ترين قسمت سازند آسماری را در بر میگيرد. عمده ترين سنگهای اين بخش آهکهای دولوميتی می باشد. ميان لايه های نازک ماسه سنگ در آن نيز وجود دارند. سيمان در ماسه سنگها دولوميتی شده است. زيست چينه نگاريدر اين مطالعه ٢٢ جنس و ١٧ گونه از فرامينيفرهای كف زي مورد شناسايی قرار گرفت(شکل ۲). درمقطع مورد مطالعه با توجه به ميکروفسيلها ازقاعده به سمت بالا سه زون تجمعی به شرح ذيل مورد شناسايی واقع شده است: زون تجمعی شماره ١ريز سنگواره های شناسايي شده عبارتند از:Lepidocyclina sp., Eulepidina sp., Ditrupa sp.,Asterigerina sp., Spiroclypeous blankenhornicomplanata, Rotalia sp., Operculina sp., OperculinaRotalia viennoti, miliolids ياد آور میگردد که بعلت عدم وجود فسيل نوموليتس همراه با سنگواره های فوق،سن زون مذکور را احتمالا اليگوسن پسين، معادل با بخش بالائی آسماری زيرين، ميتوان در نظر گرفت. بيوزون مذکور با ضخامت ۱۶۶ متر در قسمت قاعده سازند آسماری در چاه ۳۰ آغاجاری از عمق ٢٣٢٥ تا عمق ٢١٥٩ متری قرار دارد. اين بيوزون نسبت به دو بيوزون ديگر از ضخامت بيشتری بر خوردار میباشد. زون تجمعی شماره ۲ريز سنگواره های شناسايي شده عبارتند از:Archaias kirkukensis, Archaias operculiniformis,Elphidium sp., Miogypsina gunteri, Miogypsinaasmariensis, Miogipsinoides sp., Miogipsinoidescomplanatus,Peneroplise cf. farsensicAsterigerina rotula, Dendritina rangi, Rotalia viennoti,Peneroplis farsensis,Peneropolis sp., Peneropolis thomasi, Valvulinid sp.,Heterostegina sp., Discorbis sp.,Austrotrillina howchini, Austrotrillina sp., Spiroclypeoussp., Spirolina sp., Rotalia sp. اين بيوزون با ضخامت ۹۶ متر از عمق ۲۱۵۹ متری شروع شده و تا ۲۰۶۳ متری ادامه دارد و نسبت به بيوزون های ديگر از ضخامت کمتری برخوردار است. اين زون هم ارز بخش مياني سازند آسماری بوده و سن آن معادل ميوسن پيشين(آکی تانين)می باشد. زون تجمعي شماره ٣ ريز سنگواره های شناسايي شده عبارتند از:Borelis sp. Meandrepsina anahensis, Spirolina sp.,Dendritina sp., Borelis melo melo, Meandropsinairanica, Valvulinid sp., Dendritina rangi, Peneroplisthomasi., Elphidium sp., Discorbis sp., تصویر را در اندازه واقعی ببینیدشکل ۳‐ ستون ريز رخسارهها سازند آسماري در چاه شماره ۳۰ ميدان آغاجاري شكل ۴‐ مدل رسوبي پيشنهاد شده برای تشكيل رسوبات كربناته و تخريبی سازند آسماري در ميدان نفتی آغاجاری چاه شماره3اين زون باضخامت ١٢٣ متر از عمق ٢٠٦٣ متری شروع شده و تا عمق ١٩٤٠ متری در چاه شماره ۳۰ آغاجاري ادامه دارد. اين زون هم ارز بخش بالايي سازند آسماری بوده و سن آن معادل ميوسن پيشين(اشکوب بورديگالين) میباشد. شرح ريزرخسارهمطالعه ريز رخسارههاي سازند آسماری در چاه شماره ٣٠ آغاجاری منجر به شناسايی ٧ ريز رخساره کربناته و ١ ريز رخساره آواري شد(شکل ۳). همچنين چهار زير محيط رسوبی دريای باز ، سد يا بار، مرداب و ساحل تشخيص داده شد(شکل ۴ )ريزرخساره به ترتيب دور شدن از ساحل عبارتند از:الف)گروه ريزرخساره تخريبیA- ريزرخساره کوارتز آرنايتاجزا اصلی اين ريز رخساره را دانه های آواري کوارتز تشکيل میدهند که دانه های کوارتز دارای گرد شدگی متوسط بوده و از نظر بلوغ بافتی، ساب مچور تا مچور میباشند. ريزرخساره مذکور میتواند حاکی از محيطي ساحلي فعال و پر انرژیباشد. ارتباط عمودي اين رخساره با رخساره مادستون و فراواني دانههاي كوارتز نشانگر تشكيل اين رخساره در محيط كم عمق (ساحل) ميباشد .(PLATE2,A) ب) گروه ريزرخساره های كربناتهB- مادستون کوارتز داراين رخساره از گل آهكي تشكيل شده است. دانه هاي كربناته و غير كربناته با درصد كمي وجود دارند. از دانه هاي غير كربناته ميتوان به كوارتز اشاره نمود. فقدان سطوح خارج از آب، فراواني گل و ارتباط عمودي آن با رخسارههاي تالاب و تنوع كم فونا حاكي از تشكيل اين  رخساره در بخش پائين اينترتايدال ميباشد .(PLATE2,B)C- مادستون بيو کلاست دار با تيغه های ژيپساين ريز رخساره از مارنهای ژيپس دار و داراي فرامينيفر از نوع ميليوليد و بيو کلاست از نوع اکينودرم تشکيل شده است. بافت سنگ مادستون میباشد و بندرت تا وکستون تغيير مييابد.تصویر را در اندازه واقعی ببینید A: Eulepidina cf. dilatate(Lemoine and Doville) 1904 x25B: Peneroplise cf. farsensic x40C: Asterigerina sp. x40D: Miogypsina gunteri Adams 1966 x40E: Meandropsina iranica Henson 1950 x40F: Archaias kirkukensis Henson 1950 x40G: Valvulinid sp. x40H: Borlis melo(Fichtel & Moll) curdica(Richel) 1937 x40I: Dendritina sp. x40J: Amphistegina sp. x40K: Operculina complanata Defrance 1822 x25 تصویر را در اندازه واقعی ببینیدبا توجه به فقدان تنوع فوني، فراواني گل و همراه بودن رخساره فوق در توالي رسوبي با رخسارههاي لاگون و حضور ميليوليد و ژيپس، محيط تشكيل اين رخساره به تالاب محدود شده نسبت داده ميشود .(PLATE2,C)D- پلوئيد ميليوليد گرينستوناجزا اصلی اين ريزرخساره را دانه های گرد و جور شده پلوئيد و فرامينيفر از نوع ميليوليد تشکيل میدهند. اجزا فرعی آن شامل دانه های اسکلتی مولوسکا، اکينيد و فرامينيفر های مئاندروپسينا، دندريتينا، پنروپليس و ديسکوربيس میباشد. اندازه فرامينيفرهاي تشکيل دهنده آن کوچک میباشد. از اجزا غيراسكلتي در آن میتوان کوارتز را نام برد. بافت تشکيل دهنده سنگ از وکستون تا گرينستون تغيير میکند. افزايش ميليوليدها نشانگر محيط لاگون است. ميليوليدها موجوداتی غير هم زيست با جلبک ميباشند که در محيط های هيپر سالين (خيلی شور) کم عمق(کمتر از ٧٥ متر) و با آشفتگی کم زندگی میکنند. اين موجودات در آبهای آشفته جائيکه رسوبات دانه ريزند،فراوانتر میباشند. گيل (Geel, 2000) سنگ های حاوی ميليوليد و ويلسون (Wilson, 1975) حضور فراوان پلوئيدها را به لاگون نسبت داده است .(PLATE2,D)E- بيو کلاستيک بنتيک فرامينيفر (مخلوط فرامينيفرهاي  با ديواره هيالين و پورسلانوز) پکستون گرينستوندر اين ريزرخساره فرامينيفرهای بنتيک هيالين و پورسلانوز با هم ديده میشوند. ميليوليد و اکينودرم در اکثر مقاطع وجود دارند. از فرا مينيفر های با ديواره پور سلانوز علاوه بر ميليوليد ميتوان دندريتينا، پنروپليس، مئاندروپسينا، آرکياس، بورليس را نام برد و فرامينيفرهای با ديواره هيالين ميوژيپسينوئيدس، ميوژيپسينا، آستروژرينا، آمفيستژينا، اپرکولينا، روتاليا و هتروستژينا حضور دارند. از اجزا فرعی کورال، کورا ليناسه آ، مولوسکا و بريوزوئر میباشند. در بعضی مقاطع کوارتز نيز وجود دارد. زمينه ريزرخساره مذکور بعضا دولوميتی شده است. اين ريزرخساره در محيط لاگون نيمه محصور (بعلت حضور همزمان فرامينيفرهايی با ديواره هيالين و ديواره پورسلانوز) تشکيل شده است. رخساره مشابهی توسط کوردا و براندو (Corda and Brandano, 2003) از بخش داخلی رمپ رسوبات ميوسن از اسپانيا گزارش شده است. در بعضي از مقاطع فرامينيفرهاي با ديواره هيالين مشاهده نميشوند، بنابراين محيط تشكيل آنها لاگون محصور ميباشد و فاسيس مشابهی(تنها با حضور فرامينيفرهاي با ديواره پورسلانوز) توسط اخروی و امينی ( ١٩٩٨ ) از محيط لاگون رسوبات ميوسن سازند قم گزارش شده است. در بعضی مقاطع بافت سنگ تا وکستون هم تغيير میکن (PLATE3,A).F- اائيد پکستون گرينستوناين ريزرخساره از دانه های گرد و جور شده اائيد تشکيل شده است. فرامينيفرهايی نظير ميليوليد, دندرتينا, آستروتريلينا و پنروپليس به عنوان عناصر فرعی اين ريز رخساره میباشند. با توجه به حضور فراوان دانه هاي اائيد به عنوان آلوکم اصلی تشکيل دهنده اين ريزرخساره و همچنين بر اساس ميکروفاسيسهای استاندارد که توسط ويلسون (Wilson, 1975)  و فلوگل (Flugel, 2004) تصویر را در اندازه واقعی ببینیدG- بيو کلاستيک روتاليا گرينستوندانه های اسکلتی کوراليناسه آ اجزاء اصلی آن میباشد. از فرامينيفرها میتوان روتاليا را نام برد. اجزا فرعی شامل بيو کلاستهای اکينيد و مولوسکا ميباشد. از قطعات غير اسكلتي میتوان کوارتز را نام برد. سيمان کلسيتی از نوع اسپاری، در متن موجود بوده و بافت سنگ گرينستون میباشد. گل آهکی و مواد دانه ريز بين آلوکمها شسته شده اند و سيمان کلسيت اسپاری جايگزين آنها شده است. انرژی محيط در اين ريزرخساره زياد بوده و محيط تشکيل به بار يا سد بيو کلاستی نسبت داده میشود .(PLATE3,C)H- بيو کلاست لپيدوسيکلينيده گرينستوندانه های اسکلتی اکينودرم و فرامينيفر لپيدوسيکلينا اجزاء اصلی اين ريزرخساره میباشد. از اجزا فرعی آن میتوان به کوراليناسه آ، مولوسکا و فرامينيفرهای اپرکولينا، آمفيستژينا ، روتاليا و ميليوليد اشاره نمود که اندازه همگی آنها درشت میباشد. متن سنگ سيمان کلسيتی بوده و بافت آن گرينستون میباشد. وجود نمونه های درشت فرامينيفر با ديواره هيالين نظير لپيدوسيكلينا و اوپركولينا نشان دهنده رسوبگذاری در شرايط دريايی نرمال میباشد. چون فرم های هيالين درشت همزيست با جلبک میباشند، بنابراين آنها محدود به ناحيه نوری دريا هستند. در يک شلف باز لپيدوسيکلينهای درشت از قسمت خارجی شلف کم عمق تا نواحی عميق تر شلف زندگی میکنند. محيط رسوبی اين ميکروفاسيس بخش کم عمق دريای باز (مجاور سد) میباشد. حضور جلبکهای کوراليناسه آ به همراه فرامينيفرهای بزرگ با ديواره منفذ دار پيشنهاد کننده بخش ميانی رمپ میباشد. (Pedley,1996)، (Pomar,2001)  . (PLATE3,D) تعبير و تفسير مدل رسوبیبراساس شناسايی و تفکيک رخساره های سنگی موجود در نهشته های اليگوميوسن در ناحيه مورد مطالعه و نيز با توجه با کميت و نوع اجزای اسکلتی و غير اسکلتی، شرايط تشکيل هريک از رخسار هها مشخص و تفسير شده است. برای ارايه مدل رسوبی رخساره های کربناته توالی مورد مطالعه از مدل رسوبی رخساره های کربناته ويلسون (Wilson, 1975)، فلوگل (،(Flugel, 2004  بورچت و رايت (Burchet and Wright, 1992) و گیل (Geel,2000) استفاده شده است.به نظر میرسد که رسوبات اليگوميوسن مقطع مورد مطالعه در قالب يک رمپ کربناته نهشته شده اند(شکل ۴) بر اساس انرژی محيط و فراوانی آلوکمهای تشکيل دهنده ميکرو فاسيسها در بخشهای مختلف توالی، امکان تفکيک چهار زير محيط روی اين محيط کربناته وجود دارد. اين زير محيطها به ترتيب از مناطق عميق به کم عمق عبارتند از: محيط های کم عمق دريای باز، سد ، لاگون و ساحلي. رخساره های دريای باز در محيطهايی با انرژی متوسط نهشته شده اند. نوع بافت و اندازه دانه های اسکلتی نشانگر آن است که اين رخساره (H) در بخش های کم عمق دريای باز ته نشست شده اند. اجزای اصلی اين رخساره مسافت کوتاهی را پيموده اند. فسيل های موجود در اين ميکروفاسيس، جلبكهاي کوراليناسه، مولوسکا و لپيدوسيکلينيده بوده که معرف شرايط دريای باز و کم عمق میباشند. در زير محيط سد مقدار گل آهکی کاملا کاهش يافته و سيمان کلسيت اسپاری فزونی دارد. انرژی زياد سبب گرديده که دانه های بيو کلاست و اائيد در اين قسمت ته  نشست پيدا کنند. با توجه به اين اختصاصات، اين رخسارهها احتمالا در محدوده خط اثر امواج رسوبگذاری کرده اند. اين زير محيط پر انرژی ترين رخساره توالی مورد مطالعه میباشد. زير محيط لاگون به دليل حضور سدهای بيوکلاستی و اائيدی دارای انرژی کم و چرخش نسبتا محدود آب میباشد. بنابراين در اين منطقه تنها فونهای محدودی که با اين شرايط سازگاری دارند فراوان شده اند. اين زير محيط با رخساره های B,C,D,E مشخصشده و عمدتا شامل فرامينيفرهای بنتيک شاخصلاگون مانند ميليوليد ، پنروپليس و آرکياس میباشد. زير محيط ساحلی با رخساره مشخصشده و بدليل فراوانی دانه های ماسه نسبتا گرد شده و رسيدگي بافتي, ميزان انرژی بالا میباشد. مجموعه بيو کلاستي و غير اسکلتی (پلوئيد و اائيد) موجود در ناحيه مورد مطالعه مطابقت با مجموعه فتوزوآن دارد (James, 1997). اجزای زيستی اين مجموعه وابسته به نور هستند و حاکی از محيط های دريای گرم و کم عمق میباشند. مجموعه فتوزوآن عمدتا محدود به عرضهای جغرافيايی ٣٠ درجه شمالی و جنوبی بوده و بنظرمی رسد عامل اصلی کنترل کننده آنها میباشد. نتيجه گيری‐ پنج بخش سنگ چينه ای از سازند آسماري شناسايي گرديد که عمده ترين سنگهای اين زونها آهکهای دولوميتی، آهکهای ماسه ای, آهکهای ماسه ای دولوميتی و مارنها میباشند.‐ تعداد ٢٢ جنس و ١٧ گونه از فرامينيفر های كف زي شناسايی شدند. سن سازند آسماری در چاه شماره ٣٠ آغاجاري معادل اليگوسن پسين‐ ميوسن پيشين (بورديگالين) تعيين شده است.‐ با مطالعه مقاطع ميکروسکوپی، ٧ ريزرخساره کربناته و ١ ريزرخساره آواري تشخيصداده شد که به ترتيب در زير محيط های کم عمق دريای باز، سد ، لاگون و ساحلي قرار میگيرند.‐ مدل رسوبی مقطع مورد نظر پلاتفرم کربناته از نوع رمپ همو کلينال میباشد. منابع١‐ رئيسی ع. و لاسمی ی.، بررسی ميکروفاسيسها محيطرسوبی و سکانس های سازند آسماری (اليگوميوسن) در فروافتادگی دزفول جنوبی: خلاصه مقالات چهارمين همايش انجمن زمين شناسی ايران، 1379 كلانتري، ا.، سنگچينهاي و رخسارههاي ميكروسكوپي زاگرس: انتشارات شركت ملي نفت ايران، ۴۲۱ صفحه.۱۳۷۱٣‐ مطيعي، ه ., زمين شناسي ايران، چينه شناسي زاگرس : انتشارات سازمان زمين شناسي كشور، ٥٣٦ صفحه..١٣٧٢٤‐ ملکی خيمه سری، س.، تفسير محيط رسوبی سازند آسماری در حاشيه شمالی فروافتادگی دزفول: پايان نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه شهيد بهشتی،دانشکده علوم . زمين. ١٣٧٨  9- T. D., Adams, and F. Bourgeois, Asmari biostratigraphy: Geological and Exploration Div; IOOC Report, no. 1074 . (1967). 10-H. T. Buskand Mayo, Some notes on the geology of the Persian oil fields. –J. Inst. Petrol. Tech., no. 5, 5-26. (1919). 11-L., Corda, and M. Brandano, Aphotic zone carbonate production on a Miocene ramp, Central Apennines, Italy: Sedimentary Geology, no.161, p. 55-70. (2003). 12-E. Flugel, Microfacies of carbonate rocks, analysis interpretation and application, Springer-Verlag Berlin Heidelberg, 976 p. (2004).  13-T., Geel, Recognition of stratigraphic sequences in carbonate platform and slope deposites, Emprical model based on microfacies analysis of Paleogene deposits in southeastern Spain: Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, v. 155, p. 211- 238. (2000). 14-A., Hamadani, H., Torabi, W., Piller, O., Mandic, F. F., Steininger, U., Wielandt, M., Harzhauser, L. H.Nebelshck, and F., Schuster, Oligocene/Miocene + نوشته شده در سه شنبه ۱۳۸۸/۰۳/۰۵ ساعت 10:32 توسط علی فاضلی | زیرکنتصور می شود که نام زیرکن از کلمات فارسی زر به معنی طلا و گون به معنی ر نگ گرفته شده است . این کانی با ترکیب شیمیایی ZrSiO4 دارای سختی 5/7 بوده و به رنگهای خاکستری، سبز، قهوه ای، قرمز، زرد، نارنجی و بی رنگ دیده می شود.  محیط پیدایش زیرکنزیرکن در سنگهای آذرین درونی اسیدی مثل گرانیت، پگماتیت، گرانودیوریت، آلکالی گرانیت، س ینیت و مونزونیت دیده می شود . این کانی در سنگهای دگرگونی مثل مرمر، گنیس و شیست نیز دیده می شود . به علت پایداری زیاد و وزن مخصوص بالا به صورت پلاسری در ماسه های ساحلی و رودخانه ای تجمع می یابد. کاربردهای زیرکناکسید زیرکنیم یکی از دیرگدازترین مواد شنا خته شده در دنیا است . به علت داشتن نقطه ذوب بالا، ضریب انبساطی کم، خنثی بودن از نظر شیمیایی و هدایت حرارتی، در پوشش داخلی کوره ها و تهیه پاتیلهای  مخصوص ذوب فلزات از زیرکن استفاده می شود. 25 درصد تولید زیرکن جهان در این بخش مصرف می شود . از زیرکن در صنایع س رامیک سازی ( 51 درصد)، ساخت شیشه های آزمایشگاهی، لامپهای فلاش دوربینهای عکاسی، ساخت شمع اتومبیل، حرارت سنج، ساخت راکتورهای اتمی و تهیه عنصر هافنیم  استفاده می گردد.به خاطر سختی نسبتاً زیاد از ماسه های زیرکنی در صنایع ساب و صیقل و شستشوی ماسه ای استفاده می شود . از زیرکنهای خوش رنگ برای مصارف زینتی استفاده می شود.   مهمترین کشورهای تولیدکننده دنیااسترالیا، برزیل، مالزی، امریکا و افریقای جنوبی از مهمترین تولید کنندگان زیرکن در جهان هستند . در شکل زیر کانسارها و معادن زیرکن جهان نشان داده شده است . زیرکنهای قیمتی در ماسه های رودخانه ای سریلانکا، کوههای اورال، استرالیا، ماداگاسکار، برزیل و ایالت فلوریدای امریکا استخراج می شود.تصویر را در اندازه واقعی ببینید  + نوشته شده در چهارشنبه ۱۳۸۸/۰۲/۱۶ ساعت 11:23 توسط علی فاضلی |مقدمهشناخت گوهرها و روش استحصال، پي جويي و استخراج آنهابه علت ارزش و زيبايي و كميابي و خصوصيات ارزشمند ديگر، از دير باز مورد توجه انسان بوده است. كشور عزيز ما نيز در گذشته از اين امر مستثني نبوده و مطالعات باستان شناسي و معدنكاري قديم و همچنين كتابهاي ارزشمندي كه از دانشمنداني چون ابوعلي سينا، زكرياي رازي و.... به جا مانده، همه حاكي از اهميتي است كه پيشينيان ما براي اين علم قائل بوده اند.امروزه اقتصاد و تجارت جهاني تا حد زيادي به اين علم وابسته است؛ و گسترش و پيشرفت اين دو بطور قابل توجهي لازم و ملزوم يكديگر شده اند و كتابها و سايتهاي بي شماري در زمينه اين علم به وجود آمده است ليكن در كشور ما با وجود داشتن منابع ارزشمندي همچون فيروزه بي همتاي نيشابور ـ عقيق، انيكس و غيره توجه ويژه و همه جانبه اي نسبت به اين علم چه از نظر پايه اي (مدارس و دانشگاهها) و چه تحقيقات اكتشافي (توسط سازمانهاي اجرايي مثل سازمان زمين شناسي)، از نظر انتشارات (نبود سايتهاي علمي و كتابهاي مفيد اندك) و چه از نظر اقتصادي (بخش تجارت سنگهاي قيمتي) نشده است كه اين خود به كمبود اطلاعات و نداشتن شناخت كافي و دقيق از ارزش و اهميت و نوع گوهرها و علم گوهرشناسي برمي گردد، لذا جهت گسترش اين علم پيشنهاداتي ارائه مي گردد. نگاهي به علم گوهر شناسيدنياي گوهر ها، دنياي زيبا و رنگارنگ مملو از سنگهاي قيمتي ارزشمندي است كه هر يك شرايط خاص زمين شناسي را براي بوجود آمدن خويش طلب كرده و به خاطر كميابي كه در طبيعت دارند خواستار فراوان دارند. آنچه در اين زمينه بايد مورد توجه قرار گيرد اين است كه يك زمين شناس بايستي از ديد گوهرشناسي به هر سنگي كه پيش روي خود در فيلد مي بيند نظر داشته باشد تا ارزش واقعي بسياري از گوهرها را كه شايد بي توجه بارها از كنار آن گذشته است در يابد. هزاران كاني مثل اپيدوت، ديوپسيد، اوپال و گارنت، آندالوزيت، كرديريت و..... در دنياي امروزه از ارزش فوق خوبي در علم گوهر شناسي برخوردارند در حاليكه بسياري از زمين شناسان ما مثل ديگر مردم تنها گوهرهای الماس و فيروزه،یاقوت را ارزشمند دانسته و بدون اعتنا از كنار ساير گوهرها در اين بهشت زمين شناسي (ايران) عبور مي نمايند. شناخت اين علم در جوامع علمي ما به حدي ضعيف است كه ما حتي در تعريف آن دچار مشكل هستيم بطوريكه آنچه به طور معمول متداول است گوهرشناسي و جواهر شناسي را مترادف و هم معني مي دانند در حاليكه گوهرشناسي شناخت سنگهاي قيمتي آن هم از ديدگاه خاصي است كه به آن پرداخته خواهد شد در حاليكه جواهرشناسي استفاده از سنگهاي قيمتي بر روي فلزات گرانبها مثل طلا و نقره و.... مي باشد و بيشتر خاص صنف جواهرفروشان است. ارزش واقعي گوهرها وقتي براي يك زمين شناس يا فرد عادي ملموس تر خواهد بود كه بداند اگر بطور مثال يك گرم طلا ده هزار تومان قيمت دارد و قيمت دو گرم آن بيست هزار تومان مي باشد اين قيمت گذاري براي الماس و ديگر سنگهاي قيمتي به طور تصاعدي است يعني اگر يك گرم گوهر طبیعی ارزشمند قيميت ده هزار تومان قيمت داشته باشد قيمت دو گرم آن صد هزار تومان خواهد بود (بر طبق قانون تاورنيه : قيمت اقيراط × 2(وزن) = قيمت گوهر Tavernier's law )  در ضمن علاوه بر وزن مواردي چون زيبايي (Beauty)، استقامت (Durability) كميابي (Rarity)، مد روز بودن (Fashion) و قابل حمل بودن (portability) نيز در ارزش گذاري تعيين كننده مي باشند. براي صدور شناسنامه براي يك سنگ قيمتي كه البته اين مورد نيز ارتباط مستقيم با قيمت گذاري دارد سه بخش اصلي مورد توجه قرار مي گيرد: 1 ـ خصوصيات رنگ شامل رنگ اصلي (Hue)، غلظت (Saturation)، تيرگي و روشني (Tone) 2 ـ پاكي (پاك بودن از ناخالصي داخلي، خراش و پريدگي و...... ) 3 ـ برش و درجه بندي آن (تناسب و تقارن، صيقل و اتمام كار) مباني علم گوهرشناسي اگر چه در مواردي بسيار مشابه با كاني شناسي است اما بايد دانست در روشهاي شناخت يك گوهر از آنجاييكه استفاده از آزمايشهاي تخريبي مثل درجه سختي، سطح شكستگي، خاكه گرفتن، استفاده از اسيد و ساير موارديكه به گوهر صدمه وارد مي نمايد ممنوع بوده و در عوض آزمايشهايي چون گرفتن ضريب شكست، طيف نوري، وزن مخصوص، مشاهدات ميكروسكپي و خواص نوري، شناخت ناخالصي هاي دروني، استفاده از فيلتر هاي خاص مثل Chelsea filter و ... مهم مي شوند. دغدغه اوليه يك گوهرشناس در درجه اول و در حال حاضر (بعلت پيشرفت اين علم و ساخت انواع غير طبيعي و استفاده از انواع مشابه) شناخت گوهر و استفاده آن در جايگاه واقعي آن است زيرا امروزه گوهرها انواع مختلفي دارند: 1 ـ طبيعي (Natural) سنگهايي كه درطبيعت وجود دارند و در طبيعت ساخته شده اند. 2 ـ مصنوعي (Synthetic) سنگهايي كه در لابراتوار ساخته مي شوند و مانند نمونه طبيعي هستند 3 ـ جايگزين (Imitations) سنگهايي كه مي توانند هم طبيعي باشند و هم مصنوعي كه داراي ارزش كمي هستند و به جاي سنگ ارزشمند استفاده مي شوند مثل گارنت به جاي ياقوت (Ruby) 4 ـ ساخته بشر (Man Made) ـ از اين جهت اين نوع جزو گروه مصنوعي(Synthetic) محسوب نمي شوند اين است كه سنگها در طبيعت وجود ندارند و تنها بدست بشر ساخته شده اند مثل G.G.G (Gallium Gadolinium Garnet) كه يك نوع شبه الماس است.چه بايد كرد؟علم شناخت سنگهاي قيمتي (gemology) بايستي جايگاه واقعي خود را در كشورمان پيدا نمايد ما بايستي همگام با پیشرفت این علم در دنياي امروزو در نهايت توسعه تجارت جهاني اطلاعات خویش را به روز نماییم در اين رابطه شناخت درست مباني و منابع اطلاعاتي اين علم و تشكيل يك بخش گوهرشناسي جهت اكتشاف و استحصال اين سنگها و تدريس آن در دانشگاهها و مراكز آموزشي مي تواند گامي مؤثر باشد.با توجه به اينكه تجديد منابع ارزشمند كشورمان همچون فيروزه نيشابور به عنوان يك سنگ قيمتي بي نظير و پرطرفدار در دنيا غير ممكن و احتياج به شرايط خاص و زمان طولاني زمين شناسي دارد توجه به ارزش واقعي اين گوهرها و نظارت دقيق بر نحوه استخراج ، فرآوري و صادرات آنها احتياج به بازنگري كلي و اصولي دارد.   اگات ( عقیق)آگات يكي از زيباترين و فراوانترين سنگهاي قيمتي جهان است كه شكستگي صدفي داشته و تحت عنوان عقيق در جواهرسازي بكار مي‌رود.ندولهاي سيليسي آگات به صورت فراوان در سنگهاي آتشفشاني با ميليونها سال قدمت در سراسر جهان وجود دارد.تحقيقات زيادي بر روي چگونگي تشكيل شدن آگات صورت گرفته است اما توجيه ساختارهاي ندولهاي آگات با روشهاي موجود و متداول كاني‌شناسي آزمايشگاهي هنوز ميسر نشده و نظريات ارائه شده هنوز از نظر علمي اثبات نگرديده‌اند.اكثر نظرياتي كه در خصوص ژنز آگات ارائه شده با تشريح چگونگي تشكيل حفرات گاز در داخل گدازه‌ها آغاز شده و در ادامه چگونگي نفوذ يك منبع سيليسي مانند محلولهاي سيليس‌دار را كه در محيط موجودند به داخل اين حفرات بيان مي‌نمايد. (م. نظري. آگات)آگات معمولاً به رنگهاي زيبايي ديده مي‌شود و نوارهاي ظريف و موازي آن معمولاً منحني شكل مي‌باشند.گاهي اكسيدهاي منگز و آهن در آن طرحهايي مانند شاخه درختان ايجاد مي‌نمايد كه آن را عقيق خزه‌اي (MassAgate) مي‌خوانند.امروزه بسياري از عقيق‌هايي كه در تجارت استفاده مي‌شوند به طريقه مصنوعي رنگ‌آميزي شده‌اند.    شناخت گوهرها و روش استحصال، پی جویی و استخراج آنهابه علت ارزش و زیبایی و كمیابی و خصوصیات ارزشمند دیگر، از دیر باز مورد توجه انسان بوده است. كشور عزیز ما نیز در گذشته از این امر مستثنی نبوده و مطالعات باستان شناسی و معدنكاری قدیم و همچنین كتابهای ارزشمندی كه از دانشمندانی چون ابوعلی سینا، زكریای رازی و.... به جا مانده، همه حاكی از اهمیتی است كه پیشینیان ما برای این علم قائل بوده اند.امروزه اقتصاد و تجارت جهانی تا حد زیادی به این علم وابسته است؛ و گسترش و پیشرفت این دو بطور قابل توجهی لازم و ملزوم یكدیگر شده اند و كتابها و سایتهای بی شماری در زمینه این علم به وجود آمده است لیكن در كشور ما با وجود داشتن منابع ارزشمندی همچون فیروزه بی همتای نیشابور ـ عقیق، انیكس و غیره توجه ویژه و همه جانبه ای نسبت به این علم چه از نظر پایه ای (مدارس و دانشگاهها) و چه تحقیقات اكتشافی (توسط سازمانهای اجرایی مثل سازمان زمین شناسی)، از نظر انتشارات (نبود سایتهای علمی و كتابهای مفید اندك) و چه از نظر اقتصادی (بخش تجارت سنگهای قیمتی) نشده است كه این خود به كمبود اطلاعات و نداشتن شناخت كافی و دقیق از ارزش و اهمیت و نوع گوهرها و علم گوهرشناسی برمی گردد، لذا جهت گسترش این علم پیشنهاداتی ارائه می گردد.● نگاهی به علم گوهر شناسیدنیای گوهر ها، دنیای زیبا و رنگارنگ مملو از سنگهای قیمتی ارزشمندی است كه هر یك شرایط خاص زمین شناسی را برای بوجود آمدن خویش طلب كرده و به خاطر كمیابی كه در طبیعت دارند خواستار فراوان دارند. آنچه در این زمینه باید مورد توجه قرار گیرد این است كه یك زمین شناس بایستی از دید گوهرشناسی به هر سنگی كه پیش روی خود در فیلد می بیند نظر داشته باشد تا ارزش واقعی بسیاری از گوهرها را كه شاید بی توجه بارها از كنار آن گذشته است در یابد. هزاران كانی مثل اپیدوت، دیوپسید، اوپال و گارنت، آندالوزیت، كردیریت و..... در دنیای امروزه از ارزش فوق خوبی در علم گوهر شناسی برخوردارند در حالیكه بسیاری از زمین شناسان ما مثل دیگر مردم تنها گوهرهای الماس و فیروزه،یاقوت را ارزشمند دانسته و بدون اعتنا از كنار سایر گوهرها در این بهشت زمین شناسی (ایران) عبور می نمایند.شناخت این علم در جوامع علمی ما به حدی ضعیف است كه ما حتی در تعریف آن دچار مشكل هستیم بطوریكه آنچه به طور معمول متداول است گوهرشناسی و جواهر شناسی را مترادف و هم معنی می دانند در حالیكه گوهرشناسی شناخت سنگهای قیمتی آن هم از دیدگاه خاصی است كه به آن پرداخته خواهد شد در حالیكه جواهرشناسی استفاده از سنگهای قیمتی بر روی فلزات گرانبها مثل طلا و نقره و.... می باشد و بیشتر خاص صنف جواهرفروشان است. ارزش واقعی گوهرها وقتی برای یك زمین شناس یا فرد عادی ملموس تر خواهد بود كه بداند اگر بطور مثال یك گرم طلا ده هزار تومان قیمت دارد و قیمت دو گرم آن بیست هزار تومان می باشد این قیمت گذاری برای الماس و دیگر سنگهای قیمتی به طور تصاعدی است یعنی اگر یك گرم گوهر طبیعی ارزشمند قیمیت ده هزار تومان قیمت داشته باشد قیمت دو گرم آن صد هزار تومان خواهد بود (بر طبق قانون تاورنیه :قیمت اقیراط × ۲(وزن) = قیمت گوهر Tavernier s law ) در ضمن علاوه بر وزن مواردی چون زیبایی (Beauty)، استقامت (Durability) كمیابی (Rarity)، مد روز بودن (Fashion) و قابل حمل بودن (portability) نیز در ارزش گذاری تعیین كننده می باشند.▪ برای صدور شناسنامه برای یك سنگ قیمتی كه البته این مورد نیز ارتباط مستقیم با قیمت گذاری دارد سه بخش اصلی مورد توجه قرار می گیرد:۱ ) خصوصیات رنگ شامل رنگ اصلی (Hue)، غلظت (Saturation)، تیرگی و روشنی (Tone)۲) پاكی (پاك بودن از ناخالصی داخلی، خراش و پریدگی و...... )۳) برش و درجه بندی آن (تناسب و تقارن، صیقل و اتمام كار)مبانی علم گوهرشناسی اگر چه در مواردی بسیار مشابه با كانی شناسی است اما باید دانست در روشهای شناخت یك گوهر از آنجاییكه استفاده از آزمایشهای تخریبی مثل درجه سختی، سطح شكستگی، خاكه گرفتن، استفاده از اسید و سایر مواردیكه به گوهر صدمه وارد می نماید ممنوع بوده و در عوض آزمایشهایی چون گرفتن ضریب شكست، طیف نوری، وزن مخصوص، مشاهدات میكروسكپی و خواص نوری، شناخت ناخالصی های درونی، استفاده از فیلتر های خاص مثل Chelsea filter و ... مهم می شوند.دغدغه اولیه یك گوهرشناس در درجه اول و در حال حاضر (بعلت پیشرفت این علم و ساخت انواع غیر طبیعی و استفاده از انواع مشابه) شناخت گوهر و استفاده آن در جایگاه واقعی آن است زیرا امروزه گوهرها انواع مختلفی دارند:۱) طبیعی (Natural) سنگهایی كه درطبیعت وجود دارند و در طبیعت ساخته شده اند.۲) مصنوعی (Synthetic) سنگهایی كه در لابراتوار ساخته می شوند و مانند نمونه طبیعی هستند۳) جایگزین (Imitations) سنگهایی كه می توانند هم طبیعی باشند و هم مصنوعی كه دارای ارزش كمی هستند و به جای سنگ ارزشمند استفاده می شوند مثل گارنت به جای یاقوت (Ruby)۴) ساخته بشر (Man Made) ـ از این جهت این نوع جزو گروه مصنوعی(Synthetic) محسوب نمی شوند این است كه سنگها در طبیعت وجود ندارند و تنها بدست بشر ساخته شده اند مثل G.G.G (Gallium Gadolinium Garnet) كه یك نوع شبه الماس است.● چه باید كرد؟علم شناخت سنگهای قیمتی (gemology) بایستی جایگاه واقعی خود را در كشورمان پیدا نماید ما بایستی همگام با پیشرفت این علم در دنیای امروزو در نهایت توسعه تجارت جهانی اطلاعات خویش را به روز نماییم در این رابطه شناخت درست مبانی و منابع اطلاعاتی این علم و تشكیل یك بخش گوهرشناسی جهت اكتشاف و استحصال این سنگها و تدریس آن در دانشگاهها و مراكز آموزشی می تواند گامی مؤثر باشد.با توجه به اینكه تجدید منابع ارزشمند كشورمان همچون فیروزه نیشابور به عنوان یك سنگ قیمتی بی نظیر و پرطرفدار در دنیا غیر ممكن و احتیاج به شرایط خاص و زمان طولانی زمین شناسی دارد توجه به ارزش واقعی این گوهرها و نظارت دقیق بر نحوه استخراج ، فرآوری و صادرات آنها احتیاج به بازنگری كلی و اصولی دارد. الماسالماس نام خود را از خاصیت سختی بالای آن و از كلمه یونانی (adamas) به معنی غیر قابل تسخیر (unconquerable) گرفته است هیچ چیز از نظر سختی نمی تواند با الماس رقابت كند سختی الماس (با درجه سختی۱۰) ۱۴۰ بار بیشتر از كرندم با درجه سختی ۹ وگوهر های مربوط به این خانواده یعنی یاقوت قرمز(ruby) و یاقوت كبود(sapphire) می باشد با وجود اینكه سختی الماس در جهت های مختلف كریستالی متفاوت است یك الماس را فقط می توان با یك الماس دیگر یا پودر الماس برش داد.درخشش(Luster) بی مانند و قوی الماس راهی است برای شناسایی الماس بوسیله یك چشم با تجربه با كانیهای جانشین آن (imitation)،كه امروزه این كانیها به وفور در بازار دیده می شوند. الماس معمولا" به واكنشهای شیمیایی غیر حساس است اما نقطه قابل ذكر در مورداین كانی این است كه حرارت بالا می تواند باعث سیاه شدن سطوح الماس شود بنابراین در طی حرارت دادن وهویه كردن الماس ( در عملیات نصب الماس بر روی فلزات گرانبها) باید دقت خاصی مبذول داشت .در ۵۰ سال اخیر انواع مختلف الماس با خواص و رنگهای مختلف شناخته شده اند بطور مثال الماس های تیپ IIa, IIb, Ib, Ia داریم كه 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 كمیابی ، الماس را پادشاه گوهرها نموده است برشهای زیردر الماس از معروفیت جهانی برخوردارند.۱) معروفترین برش به نام برلیانت Brilliant۲) برش ماركیز Marquise۳) Emerald برش باگت ومعروفترین برش آن برش زمردی۴) برش اشك Pear۵) برش قلب Heart Shape۶) برش تخم مرغی شكل Oval ● نحوه تشكیل الماسالماس بیشتر در كیمبرلیت یافت می شود كیمبرلیت به سنگهای آذرین الترامافیك غنی از پتاسیم اطلاق می شود اكثر كیمبرلیت ها متعلق به دوره كرتاسه می باشند كیمبرلیتهای مهم در قاره افریقا (به خصوص كشور افریقایی جنوبی ) ، روسیه و امریكا و هندوستان واقع شده است . مطالعه انكلوزیونهای سیال در الماس منطقه ای از آفریقا نشان داده است كه دمای تبلور الماس حدود ۱۱۰۰ و فشار ۵۰ كیلو بار است تمامی كیمبرلیتها حاوی الماس نیستند عمق و تركیب شیمیایی مهمترین عوامل در تبلور الماس هستند الماس به صورت پراكنده در زمینه سنگهای كیمبرلیتی یافت می شود عیار الماس در این سنگها بین ۱/۰ تا ۶/۰ گرم در تن است .بر طبق یافته های جدید الماس می تواند در لامپورئیتهانیز وجود داشته باشد بطور مثال الماس های یافت شده در معادن لامپورئیت استرالیا ازاین نمونه هستند دانستن این مطلب از اینجهت مهم است كه سنگهای لامپورئیتی در كشورمان ایران نیز وجود دارد بنابراین تحقیق در مورد امكان وجود الماس در ایران بهشت زمین شناسی دنیا، امری ضروری به نظر می رسد. + نوشته شده در چهارشنبه ۱۳۸۸/۰۲/۱۶ ساعت 11:23 توسط علی فاضلی | کوارتزاکسید سیلیسیم SiO4 می تواند به صورت 9 چند ریختی تشکیل گردد که یکی از آنها مصنوعی و بقیه به اسامی کوارتز β و α، تریدیمیت β و α، کریستوبالیت β و α، استیشویت و کوئزیت در طبیعت تشکیل می گ ردد. کئاتیت چند ریختی مصنوعی اکسید سیلیس است. کوارتز آلفا معمولترین نوع اکسید سیلیس می باشد. کوارتز دارای خاصیت شدید پیزوالکتریک 1 و پیروالکتریک است . منظور از خاصیت پیزوالکتریک این است که اگر بلور کوارتز در جهت مشخصی تحت فشار قرار گیرد یک بار الکتریکی در آن ایجاد می شود و باعث عبور جریان الکتریکی از بلور کوارتز می گردد . پس از قطع فشار، بلور کوارتز به صورت جسم عایق عمل می کند . در صورتی که تغییرات مشخص حرارتی موجب تشکیل بارهای الکتریکی مخالف در دو سوی بلور شود به آن بلور پیروالکتریک گویند. کوارتز به رنگهای شیر ی، زرد، قرمز، سیاه، بنفش و بی رنگ شفاف مشاهده می شود. برخی از انواع کوارتز به صورت درشت بلور بوده که می توان از کوارتز شفاف، آمتیست و سیترین نام برد و برخی از انواع کوارتز به صورت ریز بلور می باشد که می توان به کلسدون ، کارنلین ، عقیق ، انیکس ، فلینت ، ژاسپ و چرت اشاره کرد.  محیطهای پیدایش کوارتزکوارتز در بسیاری از سنگهای آذرین از جمله در سنگهای آذرین درونی و یا خروجی اسیدی و حد واسط مثل گرانیت، ریولیت، گرانودیوریت، کوارتز لاتیت، تونالیت، داسیت، پگماتیت، مونزونیت، لاتیت، سینیت و تراکیت دیده می شود. کوارتز فراوانترین باطله در کانی سازیهای فلزی با منشأ هیدروترمالی است . این کانسارها همیشه به صورت رگه ای بوده و با توده های نفوذی اسیدی وابستگی دارند . خلوص این رگه ها بسیار متفاوت است . گرچه ممکن است بلورهای بزرگ کوارتز به صورت کاملاً شفاف در آنها پیدا شود ولی اغلب به دلیل وجود سیالات درگیر به صورت شیری رنگ بوده و نمی توانند در تولید شیشه های شفاف استفاده شوند. کاربردهای کوارتزبشر از حدود 2000 سال قبل از میلاد مسیح از کوارتز در ساخت اشیاء هنری و زینتی استفاده می کرده است . بیشترین استفاده کوارتز در صنایع شیشه سازی است . بیش از 99 درصد ماده اولیه تولید انواع شیشه، کوارتز می باشد . از کوارتز و سیلیس در تولید آجرهای ماسه سیلیسی، آجرهای نسوز سیلیسی برای کوره ها، ماسه ریخته گری، صنایع سرامیک وچینی، رنگ سازی، پرکننده چوب، تولید ساینده ها و شستشوی ماسه ای استفاده می گردد . از برخی از انواع کوارتز مثل آمتیست، کارنلین، کوارتز چشم ببری و عقیق به عنوان کانی زینتی و قیمتی استفاده می شود. با توجه به خاصیت پیزوالکتریک کوارتز، از این کانی در صنایع برق، الکترونیک و اپتیک به وفور استفاده می گردد . پس از تراش بلورهای بسیار شفاف کوارتز از آنها در ساخت منشورهای میکرسکپهای مختلف استفاده می شود. به دلیل خاصیت پیزوالکتریک از کوارتز به عنوان نوسانگر 1های رادیویی در فرستنده ها و گیرنده های امواج با فرکانس ثابت، تولید ساعتهای دیجیتالی، اندازه گیری فشارهای لحظه ای و زودگذر مثل فش ار حاصل از شلیک توپ یا انفجار اتمی استفاده می گردد. از سال 1900 به بعد استفاده از کوارتز در مصارف رادیو، بی سیم و انواع وسایل نقلیه دریایی، هوایی، زمینی و نیز مسایل نظامی افزایش چشمگیری یافت . بعد از جنگ جهانی دوم به علت پیدایش مواد دیگری که دارای خاصیت پ یزوالکتریکی بودند، مصرف کوارتز کاهش پیدا کرد ولی در عوض مصرف آن در رادا ر ، تلویزیون ، مدارهای تلفنی اتوماتیک راه دور و وسایل مشابه بیشتر شد تولید کوارتزهای مصنوعیاز سال 1947 تولید کوارتز مصنوعی برای هدفهای نوری و پیزوالکتریکی آغاز شده است. شرکت وس ترن الکتریک 2 اولین تولید کننده کوارتز مصنوعی در دنیا می باشد  ابعاد بلورهای رشد یافته به بیش از 25 سانتی متر می رسد. در کشورهای انگلستان، روسیه و ژاپن نیز کوارتز مصنوعی تولید می شود . کوارتزهایی که جنبه زینتی دارند نیز به صورت مصنوعی و در رنگهای متنوع تولید می شوند. کشورهای مهم تولیدکننده کوارتز دنیاکوارتز شفاف در برزیل، ماداگاسکار، ژاپن، امریکا و کوههای آلپ یافت می شود . آمیتیست (کوارتز بنفش ) در رشته کوههای اورال، چک و اسلوواکی، اتریش، زامبیا، امریکا و برزیل یافت می شود . منبع اصلی عقیق در حال حاضر جنوب برزیل و شمال اروگوئه است . برزیل بزرگترین تولیدکننده شفاف از داخل رسوبات رودخانه ای است که فقط 01/0 درصد کوارتزهای تولید شده، قابلیت مصر ف در صنایع و الکترونیکی را دارند. مهمترین معادن سیلیس ایرانحدود 80 معدن فعال و نیمه فعال سیلیس در ایران وجود دارد که تولیدات آنها عمدتاً در صنایع شیشه سازی و تولید ماسه ریخته گری مصرف می شود . سیلیس بیشتر از واحدهای رسوبی به دست می آید . از این 80 م عدن تعداد 35 معدن در کوههای البرز و استانهای سمنان، تهران، قزوین و زنجان، 7 معدن در استان یزد، 7 معدن در استان کرمان، 1 معدن در خراسان، 1 معدن در سیستان و بلوچستان، 27 معدن در زون سنندج- سیرجان و استانهای کردستان، همدان، کرمانشاه، مرکزی و لرستان، 1 معدن در استان آذربایجان شرقی و 1 معدن در استان آذربایجان غربی قرار دارد.   تصویر را در اندازه واقعی ببینید  + نوشته شده در چهارشنبه ۱۳۸۸/۰۲/۱۶ ساعت 11:22 توسط علی فاضلی | میکاها – مسکویت و بیوتیتمیکاها زیرگروه مهمی از فیلوسیلیکاتها 2 یا سیلیکاتهای ورقه ای هستند که از مهمترین آنها می توان به مسکویت ، بیوتیت ، فلوگوپیت ، ورمیکولیت و لپیدولیت اشاره نمود . نام میکا احتمالاً از واژه یونانی به معنی درخشان و براق گرفته شده است . نام مسکویت از شهر مسکو گرفته شده است . مسکویت بیشترین خاصیت تورق را در بین میکاها دارد. به صورت پولکی، پرمانند و کروی نیز مشاهده می شود . ورقه های نازک مسکویت بی رنگ و شفاف بوده ولی ورقه های ضخیم آن به رنگهای زرد، قهوه ای، سبز و قرمز دیده می شود . نام بیوتیت به افتخار فیزیکدان فرانسوی جی . بی. بیوت انتخاب شده است. بیوتیت به صورت توده های ورقه ای نامنظم، پولکهای پراکنده، انبوهه های فلسی شکل و یا شش گوشه دیده می شود . رنگ بیوتیت سبز تیره، قهوه ای تا سیاه و به ندرت به صورت زرد روشن است. ورقه های نازک بیوتیت دودی است. محیطهای پیدایش مسکویت و بیوتیتمسکویت یکی از کانیهای مهم سنگهای آذرین درونی اسیدی مثل گرانیتها و پگماتیتها است. ابعاد بلورهای مسکویت در داخل پگماتیتها گاهی به چند ده سانتی متر می رسد. در سنگهای دگرگونی مثل شیستها و گنیسها نیز مسکویت به فراوانی یا فت می شود . در بعضی از سنگهای شیستی، پولکهای ریز مسکویت به صورت انبوهه های رشته ای با جلای ابریشمی ظاهر می شود که به آن سریسیت می گویند. سریسیت به صورت ثانویه از تجزیه و دگرسانی کانیهایی مثل فلدسپات، آندالوزیت، توپاز، کیانیت و اسپودمن حاصل می شود.بیوتیت را می توان در بسیاری از سنگها مشاهده نمود. این کانی در سنگهای آذرین مختلف از جمله در گرانیتها، پگماتیتها، دیوریتها، گابروها و حتی پریدوتیتها دیده می شود. همچنین بیوتیت در سنگهای آذرین خروجی نیز مشاهده می شود. در سنگهای دگرگونی در گستره وسیعی از شرایط دما و فشار تشکیل می شود و علاوه بر سنگهای دگرگونی از نوع همبری، در سنگهای دگرگونی ناحیه ای نیز مشاهده می گردد. ورمیکولیت نیز از میکاهایی است که عمدتاً از دگرسانی بیوتیت حاصل می شود. استیلپنوملان 1 کانی مشابه بیوتیت است که در سنگهای دگرگونی مثل شیستها و سازنده های آهن نواری دیده می شود.مسکویتمسکویتبیوتیت کاربردهای بیوتیت و مسکویتبیشترین میکایی که در صنعت مورد استفاده قرار می گیرد مسکویت و فلوگوپیت است ولی بیوتیت نیز دارای استفاده های فراوانی در صنایع مختلف است . غیر از چند مورد، کاربرد این دو کانی مشابه یکدیگر می باشد. در صنعت، میکاها به دو شکل عمده مصرف می شوند:1- میکای ورقه ای2- میکای پودریمیکاها بر اساس کیفیت و به ویژه از نظر درشتی و ریزی به 6 دسته تقسیممی شوند:1- میکای ورقه ای با کیفیت بالا2- میکای کتابی3- میکای بلوکی4- فیلم میکا5- پانچ میکا6- میکای خردشدهبه علت خاصیت دی الکتریک، مق اومت گرمایی زیاد و قابلیت خمشی زیاد، این دو میکا به عنوان عایق الکتریسیته در ساخت لوازم برقی، خازنها، مدارهای رادارها، اتوی برقی، حافظه کامپیوترها و کندانسورها استفاده می شوند . از مسکویت به عنوان شیشه در کوره ها استفاده می شود . از میکای پودری در ساخت کاغذ دیواری، روان کننده، تولید واشر، بتونه و ماده ضد آتش استفاده می شود. از میکاها به عنوان پرکننده در صنایع لاستیک، رنگ سازی، سیمان و افزایش مقاومت در مقابل رنگ، رطوبت، چسبندگی و فرسایش استفاده می گردد . از نوع ورمیکولیت به دلیل قابلیت انبساط بسیار شدید برای عایقهای ضد صدا و حرارت استفاده می شود. میکانیت 1 محصولی است صنعتی که به جای میکا در صنایع مختلف از جمله صنایع سرامیک مصرف می شود ولی هزینه تهیه آن نسبتاً زیاد است . قبل از استفاده از میکاها باید عملیات فرآوری که شامل خردایش، شستشو و دانه بندی است انجام گیرد . گرد و غبار میکا در حد بیش از 6 میلی گرم در متر مکعب برای سلامتی انسانها خطرناک است. کشورهای تولیدکننده میکاکشورهای انگلستان، ایرلند، سوئد، روسیه، هندوستان، امریکا ، کانادا، کره جنوب ی ، چین و ماداگاسکار از مهمترین تولید کنندگان میکا در دنیا هستند . تولید میکا در سال 1994 در دنیا در حدود 240000 تن بوده که 60 درصد سهم امریکا، 17 درصد سهم روسیه، 13 درصد سهم هندوستان و 4 درصد سهم کره جنوبی بوده است. پگماتیتهای الوند همدان، گرانیتهای مشهد، پگماتیتهای بین اراک و بروجرد و جندق اصفهان وگرانیتهای روستای قره باغ ارومیه از مناطق مهم میکادار ایران به شمار می رود. + نوشته شده در چهارشنبه ۱۳۸۸/۰۲/۱۶ ساعت 11:22 توسط علی فاضلی |The study of the isotopic composition of stable and radioactive lead in geological and environmental materials to determine their ages or origins.  See also: Lead Stable IsotopesLead isotope geochemistry provides the principal method for determining the ages of old rocks and the Earth itself, as well as the sources of metals in mineral deposits and the evolution of the mantle. GeochronologyLead (Pb) has four stable isotopes of mass 204, 206, 207, and 208. Three are produced by the radioactive decay of uranium (U) and thorium (Th) [reactions ((1)–(3)),  بزرگنمایی فرمولهاwhere t1/2 is the half-life of the isotope and α and β denote alpha and beta particles, respectively]. The lead produced by the decay of uranium and thorium is termed radiogenic. Since 204Pb is not produced by the decay of any naturally occurring radionuclide, it can be used as a monitor of the amount of initial (nonradiogenic) lead in a system. This will include all of the 204Pb and variable amounts of 206Pb, 207Pb, and 208Pb.  See also: Alpha particles; Beta particles; Radioactivity; Thorium; Uranium Closed systemsIt is possible to calculate the isotopic composition of lead at any time t in the past by calculating and deducting the amount of radiogenic lead that will have accumulated, provided a mineral or rock represents a closed system. A closed system is one in which there has been no chemical transfer of uranium, thorium, or lead in or out of the mineral or rock since it formed. All calculations for uranium-lead dating should yield the same age; this is a unique and powerful property. The ratio of radiogenic 207Pb to 206Pb is simply a function of age, not the U/Pb ratio. Certain minerals such as zircon, monazite, and uraninite are particularly well suited for dating because of extremely high concentrations of uranium or thorium relative to initial lead. However, the degree to which they behave as closed systems can vary. For samples having concordant U-Pb ages, data lie along a curved line called the concordia, the line defined by the daughter/parent ratios of each isotopic system that have equal ages (Fig. 1). There are several uranium-rich minerals that commonly yield concordant ages, the most useful being the rare-earth phosphate monazite, a common accessory mineral in crustal rocks. However, there are many minerals with appreciable radiogenic lead which have discordant ages, indicating they have not been a closed system throughout their history as a discrete phase. Zircon (ZrSiO4), a common accessory mineral in many types of crustal rocks, has been used more than any other phase for U-Pb dating. However, the data are normally discordant. Data for a series of zircons from the Little Belt Mountains, Montana, lie on a well-defined straight line that intersects the concordia at two points (Fig. 1). It has been shown that phases subject to lead loss (or uranium gain) during a period of time that is short compared with the age of the phase yield daughter/parent ratios defining a straight line termed a discordia. The lower intersection of the discordia with the concordia indicates the time of the episodic bulk lead loss, while the upper intersection represents the age of the phase. Discordance in zircons is more pronounced in uranium-rich varieties and is caused by the severe damage to the lattice produced by recoiling alpha particles.  See also: Monazite; Rock age determination; Zircon  Fig. 1  Systematics of Uranium-lead (U-Pb) dating. For a closed system containing uranium but no primary lead, the ratios of 206Pb/238U and 207Pb/235U will vary with the age of the sample, as shown by the concordia line. Ages indicated by marks along each line are in units of 1 billion years. The data for uraninites are consistent with this. For systems where episodic losses of lead have occurred in the past, values may lie along a discordia, as shown for zircons from the Little Belt Mountains of Montana.  Isochron methods Even if a rock or mineral contains appreciable initial lead, it may still be dated by using isochron methods. Since the amount of radiogenic lead relative to nonradiogenic lead is a function of the U/Pb ratio and time, the slope on a plot of 206Pb/204Pb against 238U/204Pb is proportional to age. An isochron is a line on a graph defined by data for rocks of the same age with the same initial lead isotopic composition, the slope of which is proportional to the age. In practice, the 238U/204Pb ratio may well have been disturbed by recent alteration of the rock because uranium is highly mobile in near-surface environments. For this reason it is more common to combine the two uranium decay schemes and plot 207Pb/204Pb against 206Pb/204Pb; the slope of an isochron on this plot is a function of age. Isochron dating has been used to determine an age of 4.55 billion years for the Earth and the solar system by dating iron and stony meteorites (Fig. 2). The position of data along the isochron is a function of the U/Pb ratio. The iron meteorites are particularly important for defining the initial lead isotopic composition of the solar system since they contain negligible uranium. The meteorite isochron is commonly termed the Geochron.  See also: Earth, age of; Geochronometry; Meteorite  Fig. 2  Plot of 207Pb/204Pb versus 206Pb/204Pb for troilite primordial lead and selected stone meteorites. The slope of the primary isochron (Geochron) for modern lead indicates an age of 4.55 million years for these materials. The white rectangular area illustrates the range of variation in most terrestrial leads and corresponds approximately to the region detailed in Fig. 3.  Geochemistry of Earth By using the position of data for typical continental crustal rocks and samples of basalt that are derived as magmas from the mantle as shown on the Geochron (Fig. 2), the indication is that the silicate Earth has a U/Pb ratio of about 0.1. This is high relative to chondritic meteorites, commonly considered the best representative of primitive unprocessed preplanetary solar system material. A significant fraction of the Earth's total lead inventory could be in the metallic core. Also, lead is extremely volatile and may have been lost at the temperatures that inner solar system objects may have experienced in their accretionary history. The Earth's mantle has been depleted by repeated melting during its 4.55-billion-year history, and the loss of such melts should leave the mantle with a low U/Pb ratio. However, close inspection reveals that the lead isotopic compositions of most mantle-derived magmas plot to the right of the Geochron (Fig. 3), implying a higher U/Pb ratio since the Earth formed. Originally it was thought that this discrepancy was caused by late accretion of the Earth or late core formation, either of which would displace the mantle to the right of the Geochron. However, there is independent isotopic evidence that the Earth did not accrete late, and there are theoretical reasons why the Earth's core almost certainly formed very early. A more likely explanation is that the mantle has been modified throughout its history by the subduction of ocean-floor basalt enriched in uranium and depleted in lead by low-temperature seawater alteration. The basalt lavas of some ocean islands such as St. Helena have especially radiogenic lead, thought to reflect an extreme example of such reenrichment.  See also: Subduction zones  Fig. 3  Lead isotopic compositions of most ocean-floor and ocean-island basalts plot to the right of the Geochron defined by meteorite data (Fig. 2). The composition is the opposite of that predicted from the effects of depletion of the Earth's mantle by partial melting and suggests reenrichment by uranium-enriched subducted ocean floor.   Tracers Lead isotopes can serve as tracers in the lithosphere, atmosphere, and hydrosphere. Lead isotopes are commonly used to trace the sources of constituents in continental terranes, granites, ore deposits, and pollutants. For example, the class of low-temperature hydrothermal lead-zinc (Pb-Zn) mineralization known as Mississippi Valley type ore deposits have extremely variable 206Pb/204Pb ratios in their galenas, ranging up to 100. These variations reflect the time-integrated U/Pb ratio of the source of the lead, and they can be used to identify specific geological units from which the lead was scavenged. Similarly, some granites such as those of the Isle of Skye in northwest Scotland have very unradiogenic lead, indicating that the magmas were derived by melting portions of the lower continental crust that were depleted in uranium about 3 billion years ago.  See also: Ore and mineral deposits The industrialized countries of the world use large tonnages of lead annually, about one-third of which is widely distributed in the air, water, soil, and vegetation of the environment. Isotopic composition of lead in various environmental samples has identified sources and pathways of lead pollution. Most of the lead in the atmosphere originates from the combustion of gasoline containing alkyl lead antiknock compounds. The second-largest emission source of atmospheric lead is coal combustion. Lead aerosols eventually fall to the ground as precipitation or as dust and accumulate in topsoil and in surface water, where they may be incorporated into terrestrial or aquatic life. Lead isotopes have been used to trace contaminant dispersion in the environment. Lead isotope studies, for example, have helped support the contention that high concentrations of lead near roadways are the result of local deposition of large aerosols from automobile exhaust. Similarly, the isotopic composition of lead in natural waters and in sediments has been useful in identifying the extent to which sources are anthropogenic.  See also: Air pollution; Water pollution   Radioactive Isotopes While there are at least 11 known radioactive isotopes of lead, only 212Pb, 214Pb, and especially 210Pb have been of interest geochemically. The usefulness of these isotopes stems from the unique mechanism by which they are separated from parent isotopes in the uranium or thorium decay series. Atmosphere Unlike their noble-gas parents, the radioactive lead isotopes as well as other daughter products have a strong affinity for atmospheric aerosols. On formation, the daughter products exist as small positive ions associated with polarized air or water molecules; they form light aggregate particles within periods of tens of seconds. Both 212Pb and 214Pb have been used to study the process of diffusion of ions in gases and the mechanism of attachment of small ions to aerosols. Measurement of the distribution of radon (Rn) daughter product activities (212Pb and 214Pb) with respect to aerosol size has been important in the development of theoretical models of ion-aerosol interactions. The short half-lives of 212Pb and 214Pb also make these isotopes suitable for studies of near-ground atmospheric transport processes. While the short-lived lead isotopes disappear from the atmosphere primarily by radioactive decay, 210Pb, because of its longer half-life, is removed mainly by precipitation and dry deposition. Its horizontal and vertical distributions are the result of the integrated effects of the distribution and intensity of sources, the large-scale motions of the atmosphere, and the distribution and intensity of removal processes. The inventory of 210Pb in the air is about a thousand times lower than expected, given the amount of its parent 222Rn, a measure of the efficiency with which aerosols are removed from the atmosphere. Numerous measurements of 210Pb as well as other daughter products indicate a tropospheric aerosol residence time of under 1 week. Since the residence time of 210Pb is so short and the oceans are not a significant source, the isotope sometimes can be used to distinguish between air masses originating over the continents and over the oceans.  See also: Aerosol; Air mass; Atmospheric chemistry; Radon Aquatic systems An important use of 210Pb is as a particle tracer in aquatic systems. Concentrations of 210Pb in surface waves of the oceans generally show the same latitude variations as seen in air and rain. Concentrations in surface waters are roughly 20 times less than expected if there were no removal mechanisms other than radioactive decay. On entering ocean waters, 210Pb is incorporated into microscopic marine organisms, particularly zooplankton, whose remains eventually sink, rapidly conveying 210Pb to underlying waters. Using 210Pb as a tracer has helped explain the mechanisms by which various substances, including pollutants, are removed from the oceans.  See also: Seawater Most of the 210Pb in deep ocean waters is produced from the decay of dissolved 226Ra. The activity of 210Pb is as low as 20% of the activity of radium, indicating the operation of a deep-water scavenging mechanism acting preferentially on 210Pb. Measurements of 210Pb concentrations in deep ocean water indicate a scavenging residence time of around 40 years. The removal process appears to involve horizontal transport of 210Pb to selected areas of intense scavenging by sediments. One of the most important uses of 210Pb is for dating recent coastal marine and lake sediments. As the isotope is rapidly removed from water to underlying deposits, surface sediments often have a considerable excess of 210Pb. The excess is defined as that present in addition to the amount produced by the decay of radium in the sediments. When the sedimentation rate is constant and the sediments are physically undisturbed, the excess 210Pb decreases exponentially with sediment depth as a result of radioactive decay during burial. The reduction in activity at a given depth, compared with that at the surface, provides a measure of the age of the sediments at that depth. Typically, excess 210Pb can be measured for up to about five half-lives or about100 years, and it is therefore ideally suited for dating sediments that hold records of human impact on the environment.  See also: Radioisotope (geochemistry); Sedimentology Bibliography + نوشته شده در چهارشنبه ۱۳۸۸/۰۲/۱۶ ساعت 11:21 توسط علی فاضلی |عبرت شود، پس کيست که پند گيرد؟» یکی از این داستان ها، ماجرای طوفان و کشتی نوح(ع) است. علی رغم آنکه کاوش های باستان شناسی وقوع این ماجرا را تأیید کرده اند و سالها از کشف کشتی نوح می گذرد، اما  کمتر در مورد این کاوشها و کشفیات چیزی شنیده ایم. در اینجا با نقل یک مقاله جالب به این موضوع می پردازیم. این مقاله که با اندکی حذف و اضافه ارائه می شود، نوشته دکتر «جاناتان گری»، باستان شناس و محقق استرالیایی است که مدت 30 سال از عمر خود را در نقاط مختلف جهان به کشف و حفاری مشغول بوده است:   در سال 1959، یک خلبان ترک، براساس مأموریت محول شده، چندین عکس هوایی برای مؤسسه ژئودتیک ترکیه برداشت. هنگامی که مأموریت به پایان رسید، در میان عکس های او تصویری جلب نظر می کرد که بیشتر شبیه یک قایق بود تا چیزی دیگر، قایقی بزرگ که بر سینه تپه ای، در فاصله بیست کیلومتری کوههای آرارات آرمیده بود.  تصوير هوايی از فسيل کشتی که محل آسيب ديدگی ناشی از برخورد به يک صخره در آن مشخص است.بلافاصله پس از مشاهده این تصویر، تعدادی از متخصصان، علاقه مند به پیگیری شدند. دکتر براندنبرگ از دانشگاه ایالتی اوهایو یکی از این علاقه مندان بود. او کسی بود که قبلاً در زمینه کشف تأسیسات روی زمین از طریق هوا، مطالعات دانشگاهی داشت و پایگاههای موشکی کوبا را در دوران کندی کشف کرده بود. دکتر واندنبرگ با دقت عکس ها را مورد مطالعه قرار داد و اظهار کرد: «من هیچ شکی ندارم که شیء موجود در عکس های هوایی یک کشتی است. من تا به حال در طول مدت فعالیتم، هرگز چنین شیء عجیبی در یک عکس هوایی ندیده بودم.» پس از آن یک گروه کاوشگر آمریکایی نیز به منطقه مورد نظر اعزام شد، ولی حتی با انجام تحقیقات کوتاه مدت، نتوانست اطلاعات قابل توجهی بدست آورد.17 سال از آخرین تحقیقات در منطقه گذشت و هیچ اکتشافی تا سال 1976 انجام نگرفت. در سال 1976 یک باستان شناس آمریکایی به نام «ران ویت» تحقیقات جدید خود را در منطقه آغاز کرد. او بسیار زود دریافت که این شیء قایق مانند، بسیار بزرگتر ازحدی است که قبلاً تصور می کرد. او بزودی با انجام محاسبات دقیق دریافت که طول این شیء عظیم الجثه بلندتر از طول یک زمین بازی فوتبال و اندازه آن به بزرگی یک ناو جنگی است که کاملاً در زمین دفن شده است. اما کشتی کشف شده در زیر گل و لای قطوری دفن شده بود و بسختی به جز از ارتفاع قابل رؤیت بود. به دلیل همین عدم مشاهده دقیق از سطح زمین، امکان هر تحقیقی غیر ممکن بود. از سوی دیگر جسم کشف شده آنقدر بزرگ و سنگین بود که هر گونه اقدامی را در وهله اول عقیم می ساخت. «ران وایت» و گروه همراهش که مشتاقانه کار را پیگیری می کردند، به جایی رسیدند که تنها وقوع یک حادثه عجیب و نادر می توانست راهگشای کار آنها باشد:«زمین لرزه!» آنها متوجه شدند که حرکت دادن و در آوردن جسم مذکور از درون زمین، به دلیل ابعاد وسیع و بزرگ آن غیر ممکن است و تنها با یک لرزش زمین، این شیء می تواند از دل خاک سر در آورد و مورد کاوش قرار گیرد.از تحقیقات ران ویت مدت زیادی نگذشته بود که در 25 نوامبر سال 1978، وقوع زمین لرزه ای در محل، باعث شد تا کشتی مزبور به طور شگفت آوری از دل کوه بیرون بزند و سطح زمین اطرافش را به بیرون براند. بدین ترتیب دیواره های این شیء، شش متر از محوطه اطرافش بالاتر قرار گرفت و برجسته تر شد.   بدنبال این زمین لرزه، ران وایت ادعا کرد که شیء مذکور می تواند باقیمانده کشتی نوح باشد. سپس بدبینی ها به خوش بیین مبدل و این سؤال ها مطرح شد: «اگر این جسم عظیم قایقی شکل به طول یک زمین فوتبال، در ارتفاع 1890 متری کوههای آرارات، کشتی نوح نیست، پس چه چیز می تواند باشد؟ و اگر جسم کشتی نوح است، آیا طوفان نوح واقعاً بوقوع پیوسته است؟... آیا ما شاهد بقایای کشتی افسانه ای حضرت نوح که در کتب مقدس ادیان جهان از آن صحبت شده است، هستيم؟»طوفان و سیل در زمان حضرت نوح در سطح وسیعی بوسعت کره زمین واقع شده است. به اعتقاد مسیحیان و بنا به نص انجیل، این حادثه عظیم و دهشت آور، برای تنبیه مردمان آن روزگار که دست به سرکشی زده بودند و به منظور نجات نوح پیامبر و پیروانش واقع شده بود.بررسیهای زمین شناسی در نقاط مختلف دنیا، نابود شدن و مرگهای دسته جمعی موجودات زنده را بر اثر حادثه ای غیر منتظره نشان می دهد. برخی از این حوادث با زمان طوفان نوح همخوانی دارد. وجود لایه های مخلوط  فسیل شده حیواناتی چون فیل، پنگوئن، ماهی، درختان نخل و هزاران هزار گونه گیاه جانوری، تأییدی بر این واقعیت است. این سنگواره ها که بعضاً در برگیرنده حیوانات مناطق گرمسیر با مناطق سردسیر (در کنار هم) هستند، نشان می دهند که با فرونشستن آب، جانوران و گیاهان خارج شده، در زیر رسوبات مانده و به فسیل تبدیل شده اند. امتزاجی عجیب از جانوران خشکی و دریا، حاره و قطبی که مرگی آنی و دلخراش را روایت می کنند. تاریخ در مورد محل به گل نشستن کشتی چه می گوید؟داستان کشتی نوح از گذشته های دور مورد توجه اقوام مختلف بوده است. مورخان از 2000 سال پیش نقل کرده اند که توریست ها و مسافران کنجکاو بسیاری از قدیم این منطقه را در کوههای آرارات کشور ترکیه، مورد بازدید قرار می دادند و گاهی تکه های کوچکی از آن  به غنیمت برده می شد. در تاریخ آمده است که حدود 800 سال قبل از میلاد مسیح، آشوریان اقدام به ورود به کشتی کردند و موفق به ورود به طبقه سوم آن که در زیر زمین واقع شده بود شدند. این نشان می دهد که اقوال مختلف در مورد موقعیت جغرافیایی کشتی، متفقند. تکنولوژی پیچیده در ساخت کشتیاینجا صحبت از ساخت یک قایق کرجی کوچک هشت نفره با ظرفیت چند حیوان کوچک نیست. بحث بر سر تکنولوژی پیچیده ای است که مهارت ذوب فلزات، ابزار پیشرفته و نیروی انسانی حاذق می طلبیده است. از آنجا که یاران حضرت نوح تعداد بسیار کمی بوده اند، این سؤال پیش می آید که نوح براستی  چگونه این کشتی را ساخته است. کشتی ای که تاکنون از عجایب کتب مقدس به شمار می رفت و اکنون یک واقعیت علمی لمس شدنی است. آیا نوح به تنهایی توانسته است کشتی ناوگونه خود را به طول یک زمین فوتبال و به وزن تقریبی 32000 تن بسازد؟ آیا ساخت یک کشتی با دست خالی با امکانات آن زمان، به گنجایش 494 اتوبوس دو طبقه مسافربری با تصورات ما درباره قدما، همخوانی دارد؟ براستی چه تعداد جانور و چگونه جمع آوری شدند و در کشتی جایگزینی شدند؟ آب و غذا چگونه تأمین می شد؟ جانوران وحشی چگونه به سوی کشتی هدایت شدند؟ باید کار جمع آوری و هدایت حیوانات کاری سخت بوده باشد ولی بهرحال فرمان خدا باید انجام می شد....خوشبختانه تحقیق بیشتر در محل، حضور حیوانات را در کشتی یافت شده، تأیید کرد. کشف مقادیر قابل توجهی فضولات حیوانات که به صورت فسیل در آمده اند و از ناحیه خسارت دیده کشتی به بیرون رانده شده اند ، فرضیه ما را بیشتر به واقعیت نزدیک کرد. علاقمندان به کاوش در مورد کشتی نوح بارها و بارها سعی کرده اند به درون کشتی فسیل شده راه یابند ولی همیشه با توده های عظیم سنگ و خاک نیمه ویران مواجه شده اند. در آخرین تلاشها، کاوشگران سعی کردند لایه های گل و لای خشک شده اطراف کشتی را در هم بشکنند و از میان بردارند تا شاید راهی برای ورود به اتاقکهای زیرین کشتی پیدا کنند، اما خیلی موفق نبودند. در سال 1991، «گرگ برور» باستان شناس، بخشی از شاخ فسیل شده جانوری را کشف کرد که از قسمت تخریب شده کشتی که فضولات حیوانی بیرون ریخته بودند، به بیرون افتاده بود. به تشخیص محققان، این شاخ که مربوط به یک پستاندار بوده است، مقارن با شاخ اندازی سالانه جانور به هنگام خروج از کشتی در آنجا رها شده است... کشتی نوح: اسکلت فلزی، بدنه چوبیآزمایشات دانشمندان وجود قطعات آهن را در فواصل منظم و معین در ساختار کشتی تأیید کرده است.باستان شناسان با کشف رگه ها و تیرهای باریک آهنی، الگویی ترسیم کرده اند که حاصل کار به صورت نوارهای زرد و صورتی بر روی کشتی علامتگذاری شد. آنها همچنین گره ها و اتصالات آهنی محکم و برجسته ای را یافته اند که در 5400 نقطه کشتی بکار رفته اند.تصویر برداری های راداری نشان داده که در محل تصادم کشتی با صخره به هنگام فرود آمدن یا به عبارت دیگر به گل نشستن، نوارهای آهنی یا تیرهای فلزی کج شده اند. آنها می گویند که استفاده وسیع و همه جانبه از فلزات در ساخت کشتی خارج از حد تصور ماست.به نظر می رسد که تکنولوژی پیشرفته و رشدیافته ای در آن دوران وجود داشته که به هر حال نوح توانسته از آن بهره مند شود. تکنولوژی و تمدنی که ذهن ما را از تمرکز بر روی بناها و اماکن منحصر به فرد در نقاط مختلف دنیا به این نقطه از جهان معطوف می کند.اکتشافات زمانی جالبتر شد که باستان شناسان توانستند طرح مشبکی حاصل از تقاطع تیرهای فلزی افقی و عمودی بکاررفته در بدنه کشتی بدست بیاورند. تصاویری که نشان می دهند 72 تیر فلزی اصلی در هر طرف کشتی به کاررفته است. به نظر می رسد که برای هر چیزی طرح و الگویی وجود داشته است. وجود اتاقها و فضاهای کوچک و بزرگ در طبقات مختلف، نظریه وجود طرح مهندسی پیشرفته را تأیید می کند. در طول تحقیقات، بررسیهایی در مورد تعیین طول، عرض و قطر کشتی انجام گرفته است که متخصصان را قادر ساخته تا از جزییات کف کشتی، ساختمان و الگوی اولیه و مواد تشکیل دهنده آن اطلاعاتی بدست آورند.دستیابی به چنین کشفیاتی مبهوت کننده بود، چرا که در بسیاری از مواقع، درک واقعیت کشف شده از حد تصور خارج بود.کشف یک لایه غلافی و کپسولی شکل در داخل کشتی از این جمله بود که در واقع کشتی را به دو لایه یا پوسته اصلی مجهز می کرد. این آزمایشات، وجود دیوارهای داخلی کشتی، حفره ها، اتاقها و دهلیزها و همچنین وجود دو مخزن بزرگ استوانه ای را تأیید کرد. در این آزمایشها که به «رادار اسکن» یا «اسکن های راداری» معروفند، معلوم شد که دو مخزن استوانه ای بزرگ که هر کدام چهار متر و 20 سانتی متر بلندی و هفت متر و بیست سانتی متر عرض داشته اند و به دور هر یک از آنها کمربندی فلزی نصب شده بود، در نزدیکی تنها در ورودی کشتی وجود داشته اند. در یکی از آزمایشات رادار اسکن که به درخواست استاندار استان آگری ترکیه انجام شد، معلوم شد که جنس بدنه کشتی از سه لایه چوب به هم چسبیده تشکیل شده است. این سه لایه با مواد محکم چسبنده، بهم چسبیده بودند. در سال 1991، یک عدد میخ پرچ فسیل شده با حضور 26 نفر محقق در بقایای کشتی کشف شد. تجزیه و تحلیل ترکیبات این میخ وجود آلیاژهای آلومینیوم، تیتانیوم و برخی از دیگر فلزات را تأیید کرد.این در حالی است که گمان می رفت در زمان حضرت نوح، آهن و آلومینیوم هنوز به مرحله کشف و استخراج نرسیده باشد. آیا ما نیازمند بازنگری در تاریخ استفاده و استخراج بشر از فلزات هستیم؟ لنگرهای کشتی هم کشف شد! بر بلندیهای تپه های اطراف محل کشتی، باستان شناسان چند جسم بزرگ حجیم سنگی یافتند که در بالای هر کدام سوراخی بزرگ تعبیه شده بود.این اجسام مثلثی شکل سنگی و نیمه صیقلی، شبیه به لنگرهای کشتی های باستانی بودند که «دراگ» نامیده می شدند. اینها در واقع ابزاری بودند که به علت وزن زیاد به جای وزنه یا لنگر به هنگام پهلو گرفتن کشتی به آب پرتاب می شدند. چگونه و با چه نیرویی؟ دقیقاً نمی دانیم ولی حدس هایی در این زمینه وجود دارد.کشف شش وزنه یا لنگر کشتی، هر یک مجهز به سوراخی در بالای آن، حدس باستان شناسان را به یقین تبدیل کرد. این وزنه ها در فواصل متفاوت، ظاهراً به هنگام پهلو گرفتن کشتی به آب پرتاب شده بودند. ... اندازه کشتی نوح در کتاب مقدس 300 ذراع یاد شده است. واحد ذراع در مصر قدیم در زمان حضرت موسی(ع) برابر با 52.7 سانتی متر بوده است. با محاسبه این رقم، عدد 158.46 متر بدست می آید.طول کشتی مورد کاوش توسط دو تیم مختلف در دو زمان اندازه گیری شد. رقم بدست آمده دقیقاً 158.46 متر را نشان می داد. این محاسبات، محققان را در ادامه کاوشها مصمم تر کرد... کتیبه ای که ادعای دانشمندان را اثبات کردروایت است که حضرت نوح(ع) قبل از به زمین نشستن کشتی و فروکش کردن آب، پرنده ای را که باید مانند کبوتر یا کلاغ بوده باشد به بیرون فرستاد تا مطمئن شود خشکی نزدیک است یا نه. بار اول پرنده با خستگی به کشتی بازگشت و این بدان معنی بود که خشکی در آن نزدیکیها وجود ندارد. بار دوم پرنده به کشتی باز نگشت و این آزمایش نشان داد که عمل لنگر انداختن نزدیک است. [در کتاب مقدس که گویا این روایت از آن نقل شده، آمده است حضرت نوح(ع) ابتدا یک کلاغ را می فرستد که از فرستادن کلاغ نتیجه ای نمی گیرد و بعد از آن کبوتری را می فرستد- انصاف]درست در دو کیلومتری شرق محلی که کشتی هم اکنون قرار دارد، دهکده ای وجود دارد که «کارگاکونماز» نامیده شده است. نام این دهکده ترکی را چنین ترجمه کرده اند: «آن کلاغ نه توقف می کند نه باز می گردد.» [چارلز برلیتز در کتاب "کشتی گمشده نوح" (ترجمه احمد اسلاملو) نام این محل را "جایی که کلاغ نمی نشیند" ترجمه کرده است- انصاف] محل کنونی کشتی در دل کوههای آرارات از گذشته های دور، به منطقه هشت معروف شده و دره پایین منطقه، محله هشت نام گرفته است. چرا؟ [در کتاب "کشتی گمشده نوح" آمده نام این منطقه به «تمانین» (Temanin) معروف است که به معنی «هشت» است. شیخ صدوق در کتاب عیون الاخبار از امام رضا(ع) نقل کرده است که "نوح در همان محلی که کشتی به زمین نشست قریه ای بنا کرد و نام آن را قریه «ثمانین» (هشتاد) گذاشت." همانطور که می بینیم بین کلمات «ثمانین» (هشتاد) و «تمانین» (هشت) از نظر شکل و معنی شباهت زیادی وجود دارد- انصاف] در نزدیکی محل فرود کشتی در بالای تپه، لوحه ای کشف شد که ادعاهای باستان شناسان را به طرز زیبایی اثبات کرد. کتیبه ای که حداقل 4000 سال قدمت دارد. بر روی اين تابلوی سنگ آهکی، در سمت چپ، تصویر رشته کوههایی دیده می شود که در کنار یک تپه و سپس یک کوه آتشفشان قرار دارد. در سمت راست، یک تصویر قایقی شکل با هشت نفر انسان کنده کاری شده است... در بالای سنگ کتیبه، دو پرنده در حال پروازند. کشف این کتیبه همگان را به شگفتی واداشت. + نوشته شده در چهارشنبه ۱۳۸۸/۰۲/۱۶ ساعت 11:21 توسط علی فاضلی | صفحه اول                    صفحه دوم                     صفحه سومStructure and pore space Although the mineralogical nature of the clay fraction and the textural classification of the soil are of basic importance to soil physical properties, other factors often have even greater importance. Decomposed organic matter, or humus, and certain inorganic compounds, such as iron and aluminum oxides, form coatings on soil particles, and these, along with some clays, bind soil particles together into granules or aggregates. The size and distribution of such aggregates are major factors in determining pore size and distribution in soil and are important in the physical behavior of soils. Additionally, fragmented organic materials, undecomposed or only partially so, if present in soil in significant quantity, also can play a major role in determining physical properties. The manner in which mineral soil particles are assembled and maintained in aggregate form, together with quantity, size, and distribution of fragments of partially decomposed organic materials, is referred to as soil structure. Soil structure may develop as a consequence of natural processes such as wetting and drying, freezing and thawing, transport of minerals in moving water and their deposition, or mechanical forces exerted by plant roots or by other biological agents. Natural structure also may be modified by plowing, cultivation, and mechanical forces associated with cultural activities. There are two aspects to the evaluation of soil structure which have major practical importance: measurements of pore size and configuration, and assessments of the stability of these characteristics against various natural and cultural forces which act to change the physical arrangement of primary particles and secondary aggregates. Pore size and configuration determine water retention and water and air transport properties of a soil and, in some cases, the ease with which plant roots penetrate and living organisms can move. The equivalent pore size of the largest water-filled pore in a soil sample (that is, the radius of a cylindrical pore which would behave with respect to water retention similarly to the largest water-filled soil pore) may be measured by using the hanging water column apparatus (Fig. 19), and the equation for capillary rise, r = 2s/Dgh, where s is the surface tension of water, D its density, g the acceleration of gravity, and h the height of rise of water in a capillary tube of radius r.   Fig. 19  Measurement of equivalent pore size. (a) Porous plate apparatus. (b) Schematic representations of the air-water interfaces and (c) the particle-water interfaces.  The porous plate apparatus for relating water-filled pore size to the force of removal exerted by the hanging water column (Fig. 19a) is based upon a capillary tube model where soil pores are presumed to be equivalent to small sections of capillary tubes (Fig. 19b). Pores in the porous plate are all considerably smaller than the size of the capillary tube (Fig. 19a), so that they remain water-filled as h is varied. More typically, the shape of air-water interfaces (Fig. 19c) has a radius of curvature, R, given as a combination of a positive radius r1 measured axially and a negative radius r2 at right angles, or 1/R = (1/r1) + (1/r2). A plot of water content of a soil sample in the hanging column apparatus against the height of the hanging water column characterizes the pore size distribution of the sample. A large change in water content with a small change in hanging water column length indicates a large volume of pores of similar size, whereas a small change in water content with a large change in hanging water column length indicates a relatively small volume associated with pores over a wide size range. More direct evidence of pore size and arrangement may be obtained by microscopic examination. The second factor which is basic to determining the structural state of soil has to do with soil stability against disruptive forces. The existence of binding forces between clay particles themselves and between clay and other mineral surfaces, together with colloidal organic decomposition products, polysaccharides and polyuronides, and inorganic cementing substances, determines how well a particular geometrical organization of soil particles resists change against disruptive forces. Hence, structural evaluation usually involves both geometrical properties and some indication of how stable a particular arrangement of particles will be against the disruptive forces of a plow, falling raindrops, the weight of an animal, or some other force. Although the nature of the pore space, by implication at least, is a part of any characterization of soil structure, often the measurement involves application of a particular disruptive force and noting the degree to which an existing arrangement is destroyed.  Bulk density An important property which can be used to characterize the structural state of a soil is the bulk density. Where the particle density of soil materials is uniform (often taken as 2.65 g/cm3), it is possible to determine the total pore space fraction of a soil from measurement of the bulk density (mass of dry soil per unit bulk volume) and use of the formula, pore space fraction = 1 − (Db/Dp), where Db and Dp are the bulk and particle densities. The presence of organic materials having particle densities differing appreciably from those of the mineral particles introduces some error into such computations. Agricultural soils in the plow depth ordinarily have bulk densities ranging from 1.0 to 1.5 g/cm3 and a pore-space fraction from 0.4 to 0.6, or roughly half particles and half pore space.  Soil horizonation From some perspectives the physical properties of soil may be presented adequately by a description of the properties of a sample of surface soil. However, horizonation, whether produced by natural or cultural processes, may profoundly affect water flow and retention near the surface or within the rooting zone of plants. Such influence is particularly noticeable at boundaries between materials having different pore sizes. Horizonation may be the result of the method of original deposition, for example, alluvial or loess derived profiles, or it may develop over time as a consequence of weathering processes which differ near the soil surface from those at depths beneath. Root growth and development and organic matter decomposition near the surface may promote both the development of aggregates and their stabilization. Also, fine soil particles, silts and clays, may be displaced downward through a profile by moving water, accumulating in layers below. Solutes carried in water also may dissolve minerals, carrying them in the direction of water flow and depositing them as precipitates or leaving them behind as water evaporates. Horizonation also may occur in soil as a consequence of plowing and cultivation operations. It is not unusual for a plow pan to develop in cultivated soils (Fig. 20) as a consequence of the smearing action of an implement surface as it slides through the soil. Decreased porosity at an interface between disturbed and undisturbed soil can profoundly affect water flow and bring about both filtering of fine particles, which may be carried in moving water, and deposition of substances by precipitation. Also, soil may become severely compacted in the surface by vehicle and animal traffic, with a consequent decrease in porosity and increase in soil hardness.   Fig. 20  Interface between disturbed soil and compact soil produced by the smearing action of a tillage implement as shown by a scanning electron micrograph. Water flow across such an interface is greatly reduced. Forces acting on soil water Flow of water in soil depends upon forces existing within the soil matrix and upon forces associated with gravity acting upon the water itself. In saturated soil the force of gravity acting upon water within the soil and by standing water upon the soil surface constitutes the moving force, and it can cause flow in any direction depending upon the geometry of the system. In unsaturated soil, gravity still acts upon the water but, except in very wet soil, this force may be small compared to forces due to the attraction of solid surfaces for water. These are the same forces that cause water to rise in a capillary tube, and they are sometimes referred to as capillary forces. In soil, such forces are called matric forces. In addition to matric forces, three other forces may be present in a soil system: osmotic forces, relating to the attraction between solutes and water; local gas pressures, which may exert a force upon air-water interfaces within soil pores; and overburden forces, which may arise where substances dissolved or suspended in water add to its density and increase its weight. Overburden forces may exist also in saturated soil, but usually such forces are neglected under both saturated and unsaturated conditions. The nature of the various forces acting on water in soil differ appreciably, and the direction in which each acts may be highly complicated. Hence, it is difficult to apply them quantitatively to soil water. To circumvent this difficulty, the contribution of the various forces to the energy state of soil water is considered, thus permitting the addition of the contributions of each type of force. This involves measuring the work required to remove a unit quantity of water, and is known as the potential. Such work depends upon the degree of wetness, so that the energy state is not a linear function of water content. The units of measurement are energy content per unit of liquid volume of water. The commonly used units for potential are the bar, the millibar, and centimeter of water. Above the water table, work is required to remove water, and by convention, potential is negative. The potential at a flat or free air–water interface is taken to be zero. Practical problems of water flow in unsaturated soil involve mostly the matric and gravity potentials. For flow into roots, because they are semipermeable membranes, additional work must be done by a plant to remove water from those ions which do not readily pass through root membranes. Thus, in dealing with flow of water in soil-plant systems, osmotic potentials also must be considered. However, gravity potential often is small in unsaturated soil compared to matric and osmotic potentials, and sometimes may be neglected. Matric potential is a function of water content, pore size, and pore size distribution in the soil. As with capillary tubes, small pores hold water tightly, and considerable work must be done to remove it. The capillary rise equation may be used to relate the size of the largest water-filled pores (the size of a cylindrical pore with similar water-retentive properties) to the force required to remove water from wet soil, h = 2s/dgr as described earlier. Such air-water interfaces in small pores are essentially hemispherical so that this radius also approximates the spherical equivalent of the irregularly shaped pore. The capillary rise equation can be applied to a porous soil system in the wet range (Fig. 19). Pores in the porous plate are all small enough to remain water-filled at the elevation of the hanging water column (smaller than the radius of a capillary tube which would raise water to this elevation). The radii of the air-water interfaces in the soil are given by the capillary rise equation. If the elevation h is decreased, larger pores become water-filled; if h is increased, only smaller pores remain water-filled. The elevation is an index of the matric potential, and the potential on a mass basis may be obtained by multiplying by the acceleration of gravity: hg (or if potential is on a volume basis, the value is hDg, where D is the density of water). The pressure in the water just below the interface as given by the equation p = 2s/r, and if the radius is taken as negative (the radius of a raindrop is positive and the pressure inside also is positive), the pressure may be seen to be negative or less than the pressure of the atmosphere. The use of the hanging water column apparatus (Fig. 19) is confined to the very wet range because of the limitation in the length of a hanging water column due to possible cavitation. However, positive pressures applied in a pressure chamber over a porous plate upon which samples are placed achieve the same result without any serious limitation to the range of measurements which can be made. Matric potential in wet soil equals the work done per unit mass or volume to remove water from the air-water interface or against surface tension forces. As the soil becomes drier, larger and larger proportions of the water are associated with particle surfaces, and more work per unit quantity must be done to remove this water, which is tightly held by adsorptive forces in the particle surface. Hence, matric potential may be seen to involve both surface tension and the attraction of particle surfaces for water. Curves showing this relationship over a wide range of water content are obtained experimentally and used to characterize different soils (Fig. 21). However, since it is the porosity (a characteristic dependent not only upon textural classification but also upon the degree and kind of aggregation) that defines the relationship, different curves can exist for the same basic soil material treated differently.   Fig. 21  Relationship between water potential (index of retentive forces) and water content for different soil materials. Wide variations often exist, even for materials in the same textural class. 1 bar = 102 kPa; 1 cm3 = 0.6 in.3 The water potential–water content curves (Fig. 21) are desorption curves obtained in the process of removing water from saturated soil. A slightly different curve would exist for the wetting cycle because filling and emptying of large pores is controlled by the size of entryways rather than the size of the pore itself. Air is easily trapped in large pores during filling, and water is retained in large pores during drying, until entryways are emptied. This hysteresis phenomenon sometimes complicates use of water potential–water content curves, since it is impossible to determine one from the other without knowledge of the wetting history.  Water movement and retention Water moves in soil in response to the net force acting. Above the water table in the region of a soil profile primarily involved with growing plants, matric forces are the major forces involved. Only near the water table where soil is very wet do gravitational forces play an important role. Where matric forces dominate, the water flow (flux) is the product of a conductivity factor and the moving force, which is the gradient of the matric potential. The conductivity factor is expressed as the product of a dimensionless number between 0 and 1 which expresses the degree to which the channel is filled with water and the value of the conductivity for saturated flow. This relationship describes saturated flow when the channels are full and where the matric potential is replaced by an equivalent potential derived from gravity and positive pressure, which is associated with saturation. The channel-filling factor falls off rapidly as large pores empty, so that the cross section available for liquid flow is greatly reduced. As the soil desaturates, the pressure potential disappears and is replaced by a negative matric potential term. Matric forces are “pulling” rather than “pushing” forces, and water is pulled from regions of high potential into regions of low potential. Liquid water flows through water-filled interstitial space and along surfaces. The air-filled pores contribute nothing to liquid flow. Under such circumstances it may be seen that coarse materials, such as gravels, which would have high conductivity when saturated, would have extremely low conductivity at low water content. Thus water movement in unsaturated soil may be retarded in regions of large pores as well as in regions with fine pores. Aside from the influence of air-filled pores in reducing conductivity, conductivity also is reduced, beyond the amount expected from reduction of flow cross section, as pore size is reduced. The conductivity of capillary tubes varies with the fourth power of the capillary radius (Hagen-Poiseuille equation). On a unit area basis, the variation is with the square of the radius. Hence, with the force term held constant, reducing pore radius by a factor of 2 would reduce flow by a factor of 22, or 4. Movement of water into soil, infiltration, and redistribution of water in soil following water addition slow down with time as a consequence of both changing gradients and reduction of unsaturated hydraulic conductivity as water moves from wet zones into drier zones. Slow redistribution is of particular importance to consideration of water retention in soil. Water is nearly always moving, downward into dry soil or toward a water table, and upward in response to evaporative forces at the soil surface. Hence, soil has no unique retentive capacity. Water-retentive capacity is a dynamic property and must be defined in the context of change with time. A practical field capacity may be specified as the quantity of water in a defined depth of soil when rate of downward flow, or loss from a designated part of the profile, reduces to a value beyond which any further loss may be regarded as negligible. For agricultural purposes, and depending upon the nature of the profile, this rate would be reached in a period of time ranging from a fraction of a day to 10 or more days. The presence of soil horizons, involving either coarse or fine layers, reduces liquid water flow rates and increases water retention, generally reducing the time required to reach a negligible loss value. An important application of unsaturated flow of water in soil concerns contamination of soil by radioactive materials or by other chemical or biological substances in spills. The seriousness of contamination depends upon the amount of water that is applied to soil as precipitation or through artificial means. From an agricultural point of view, slow movement of liquid water deep in the profile below the normal depth of roots may be of little consequence. However, when soil contains contaminants, particularly long-half-life isotopes, such flow could become important. Under some circumstances, the presence of layers of sand or gravel might constitute an effective barrier to the spread of some contaminants, but not when long periods might allow diffusion of substances in extremely thin films, which might under some conditions be present on particle surfaces or in vapor form. Water vapor is present in soil air with relative humidity ranging from 98.9 to 100%, existing in soil wet enough to support plant growth. At uniform temperature the sum of matric and osmotic potentials, which affect evaporation, may be equated to relative humidity by the equation: matric + osmotic potential = (RT/M) ln (p/p0), where R is the universal gas constant, T the Kelvin temperature, M the molecular weight of water, and p/p0 the vapor pressure divided by the vapor pressure of saturated air at the same temperature, or the relative humidity. Where gradients of matric plus osmotic potential exist in soil, vapor pressure gradients also exist, and vapor flow can take place, even when liquid flow is negligibly small. If temperature gradients also exist, appreciable vapor flow can occur because of large vapor density gradients. However, in the absence of temperature gradients, vapor flow over large distances is small in dry soil. Because of low hydraulic conductivity values in dry soil, evaporative water loss from below depths of 25–50 cm (10–20 in.), in the absence of plants, generally is negligibly small, and moist soil, even in deserts, may be found below such depths. Flow of water in dry soil is primarily in vapor form, and the insulation properties of dry soil are high, so that high temperature gradients required for rapid diffusion of vapor do not exist. Where deep-rooted plants, particularly trees, are present without a water source, soil can be dried to great depths through the process of plant water uptake and evapotranspiration. Plant uptake has been used to remove unwanted chemical substances from soil and, in some coastal reclamation projects, to dry soil.  Air composition and flow Gaseous composition of soil air, apart from water vapor discussed above, tends toward the composition of the atmosphere, with somewhat higher concentrations of carbon dioxide and lower concentrations of oxygen due to metabolic processes which utilize oxygen and give off carbon dioxide. Exchange with the atmosphere is most rapid in dry soil having high porosity and least rapid in dense or wet soil. The composition of the soil air affects plant growth and the growth of microorganisms and insects which inhabit the soil. Hence, limited air exchange with the atmosphere often has a marked effect on plant disease and plant growth generally. Oxygen requirements of plant roots vary with different plants, so that plant composition often is dependent upon aeration characteristics of soils.  Solute movement Physical conditions of soils affect solute movement. Water is necessary in the vicinity of roots to solubilize nutrients contained in clays and other minerals and to form liquid paths through which the nutrients may diffuse and become available for absorption by roots. Also, solutes may be carried in water taken in through roots to form the transpirational stream.  See also: Plant mineral nutrition Solutes may be carried with moving water downward out of the rooting zone of plants and upward in moving water due to evaporation at the soil surface. In the latter case, transport to the surface and deposition through evaporation of pure water constitute a concentration process which may lead to high salt concentration in and on the soil surface.  See also: Root (botany)  Mechanical strength Single-grain soil materials like dry sands have only a limited capability to withstand stress or compressive forces when unconfined. With small amounts of water added, this capability is increased because of surface tension forces in air–water interfaces which tend to hold particles together. Elimination of air–water interfaces by further additions of water, together with lubrication of particle surfaces, reduces the ability to withstand stress. Aggregated soil behaves somewhat in the same fashion except that stabilizing materials such as humus tend to bind particles into aggregates. Soil, particularly when moist, has some tensile strength. However, tensile strength is limited, as may be seen with swelling soils which may shrink and form large cracks upon drying. Compressive strength varies with degree of compaction brought about by animal or vehicle traffic, particularly at critical water contents somewhere between wet and dry. The water content for maximum compaction depends upon textural characteristics and types of clay minerals present. In a like manner an optimum water content generally exists for maximum effectiveness of tillage operations designed to fragment the soil and reduce hardness. Mechanical strength is an important consideration in agriculture as well as construction engineering. The agriculturalist needs soil which is strong enough to support small plants and trees, yet soft enough to permit easy movement of roots. Additionally, the soil should be sufficiently resistant to the mechanical forces of rain and running water to hold its position. The engineer needs soil with minimum shrink and swell properties and maximum strength over a wide range of water contents.  See also: Soil mechanics  Soil temperature Soil temperature depends upon absorption of solar radiation, reradiation from the surface, conductive exchange with the air, heat flow within, and the heat capacity of the soil. Soil color and surface texture influence both absorption and reradiation. Smooth, light-colored materials generally reflect light energy and are poor radiators, while rough, dark materials absorb or reradiate energy best. Thus, rough, dark soils tend to warm faster than smooth, light-colored materials. Organic residues on the soil surface play a major role in determining soil temperature through interception of both incoming and outgoing radiation and reduction in the velocity of air movement at the soil surface. Water content is the major factor involved in both heat transfer and heat retention, increasing both thermal conductivity and thermal capacity. Change of state of soil water—freezing, thawing, and evaporating—involves significant quantities of energy as latent heat. Soil temperature at a given depth and time depends on both heat conductance and storage, and complicated mathematical models are required for its prediction.  Plant growth and biological activity Growth of plants, microorganisms, and insects in soil all involve establishment of an optimum physical environment. In turn, the presence in soil of organic materials and their decomposition products profoundly affects these physical properties. Broken or partially decomposed organic materials behave somewhat the same as mineral particles, and the decomposed material or humus acts as a binding substance imparting stability to mineral particle arrangements of soil aggregates. From a soil physical point of view, the major factors affecting biological activity are water, temperature, and gas composition. With some exceptions, soil supporting growing plants must have a matric-plus-osmotic potential ranging from about −15 bars (−1.5 megapascals) up to a small fraction of −1 bar (−0.1 MPa). If the soil is too wet, aeration becomes limiting. But, because aeration depends upon the quantity of air–filled pores, which will be different in different soils, it is difficult to specify a definite water potential value which will be limiting. Also, numerous agricultural plants grow best when the water potential is above −1 bar, even though plants might survive at potentials even below −15 bars. Soils having mostly fine pores tend to remain wet in the spring and to warm slowly, so that many plants are delayed in growing because of low temperature. Optimum temperature for plants varies widely with species, and temperature thresholds exist for many plants; for example, corn and tomatoes grow poorly or not at all until day-time temperatures are well above 59°F (15°C), and growth is reduced if soil temperature greatly exceeds 86°F (30°C). However, many plants do well in cold soil. Mechanical properties of soil can restrict root growth. Hard pans or plow pans formed by tillage operations often limit the growth of all but the hardiest of plants. Such pans may reduce the depth of the rooting zone. The hardness of the soil also is a factor in plowing and tillage operations. Since soil water content affects hardness, certain tillage operations are timed so as to take advantage of a water content that produces softer soil. If too wet, however, a soil may puddle badly when tilled. Thus an optimum water content for such operations exists. Appreciable attention is being given to no-till or minimum tillage to avoid creating hard soil by excessive traffic compaction and to maintain the protection of plant cover against erosion. Weed control, one of the important functions of tillage, is done chemically when these practices are followed.  See also: Herbicide; Plant growth Spatial Variability Soil properties vary vertically at a given site, horizontally from place to place, and both vertically and horizontally with time. Determination of the spatial variability of soil can be accomplished by kriging, a geostatistical technique that was developed to aid mining engineers make better estimates of ore deposits in unsampled locations. Geostatistics is the statistics of spatially correlated data; since soil properties are generally correlated spatially, geostatistics and kriging have become popular methods for describing and dealing with this complex aspect of soils. Kriging is a technique of making optimal, unbiased estimates of soil properties at unsampled locations. Describing spatial variability of soil is important only insofar as it enables users of land resources to make better predictions of soil behavior and performance. The precision with which soil behavior and performance can be predicted depends on the uniformity of the land in question. While it may be possible to use an average value to estimate soil behavior or performance, it is often not very useful and sometimes dangerous to depend on averages, especially if different parts of a land parcel behave very differently. For example, a home owner who plans to install a septic tank needs to know the hydraulic characteristics of the plot and not the average value for the neighborhood. Since the performance of each plot as a septic tank field depends on the hydraulic behavior of the field, there is economic value in any method that enables a user to estimate the local value with greater precision than the regional mean. Kriging achieves this aim by using observed values in the neighborhood to estimate values at unsampled locations. If all observed values are identical, the average of the observed values would be an excellent estimator of the same property at any point in the region. The problem arises when the variance in the observed data is high, and the user is unwilling to accept the mean as an estimator of values at unsampled locations. In such cases, kriging can provide better results, provided certain conditions are met. Kriging depends on the fact that closely spaced samples tend to be more alike than samples separated by large distances. The difference in clay content between soil samples taken 1 m apart, for example, more likely will be smaller than that of the samples taken 1 km apart. In kriging, the clay content is expected to vary from point to point, but the difference in clay content between two points is expected to vary only with separation distance. Very often, however, the difference varies not only with separation distance but with orientation as well. Considering the simpler case, in which the difference varies only with separation distance, that information can be captured and condensed in a statistical representation known as a semivariogram: each point on such a curve (Fig. 22) represents the sum of squared differences for a particular separation distance divided by twice the number of pairs. The semivariogram is calculated from Eq. (1),   where γ(h) is the semivariogram [2γ(h) is the variogram], n is the number of pairs, z is the soil variable at location x, and h is the separation distance. In the “ideal” semivariogram, γ(h) = 0 when h = 0; that is, samples separated by zero distance are identical. In practice, the curve frequently intersects the vertical axis at a value above zero. The point of intersection is called the nugget variance, a term that links geostatistics to its early beginning in the gold mining industry. Another characteristic of the semivariogram is that it levels off to a value called the sill. It turns out that in the ideal case the sill corresponds to the ordinary sample variance. The sill, therefore, corresponds to variances associated with samples that are spatially independent. The maximum distance at which sample pairs are correlated is called the range. For sample distances shorter than the range, the sample property is said to be spatially dependent. Note that if by chance the sampling distance exceeds the range, one obtains a semivariogram in which the nugget variance and sill are the same. For purposes of kriging, separation distances within the range of spatial dependence are required. Choosing the minimum sampling distance so that it falls well within the range requires knowledge of the study area. Trends in the data and anisotropy are frequently encountered. Trends are regular changes in a value, such as soil temperature decreasing with elevation. Special techniques are required to eliminate the trend from the data. Anisotropy is encountered when the difference between sample values depends not only on separation distance but on orientation as well.   Fig. 22  Semivariogram of sand content showing a range of spatial depedence of about 9 mi (15 km). Data points represent the experimental values, and the curve is an exponential model. In order to use the structure in the variance for kriging, the experimental semivariogram is fitted to a model semivariogram. The three most commonly used models are the spherical, exponential, and linear models: the exponential model (Fig. 23) is fitted to the experimental semivariogram.   Fig. 23  Locations of 268 points for kriging sand content. The points are 1 km (0.6 mi) apart. In kriging, local values are estimated from the weighted average of observed values within the range of the point to be estimated. The estimated value of the variable z at location x0 is given by Eq. (2), where n is the number of observed values z(xi), and λi are weights applied to each z(xi). The weights are calculated so that the estimate is unbiased and the estimation variance is minimized. The estimation involves solving a set of n + 1 linear equations with n + 1 unknowns that describe the expected autocorrelation between observed values and the value to be estimated. For purposes of mapping, the points to be estimated can be located in a square grid (Fig. 23). The estimated values and their corresponding estimation variance can then be used to produce isarithm maps (Fig. 24). Areas with low sampling densities will show high estimation variances, so that the estimation variance map can be used to guide subsequent sampling to improve map quality. If the variable in question is difficult or costly to measure, it is easier and cheaper to measure another variable that correlates highly with the variable of interest, and then compute linear estimates through the technique of cokriging. Local estimates of undersampled variables can also be improved through cokriging. Cokriging is, therefore, an interpolation technique that increases the accuracy of an estimated property by using additional information provided by the structure in the variance of a covarying property. Cokriging can be especially useful in soil science because most soil properties are spatially correlated and intercorrelated. Fig. 24  Isarithm maps. (a) Map of actual sand content; values at the isarithms are in percent. (b) Map of the estimation variance of percent sand content; values at the isarithms are in percent squared.  It is often more practical to estimate the local value of a block of land than a point in the landscape. This procedure, known as block kriging, provides a way to estimate an average value for an area of land. The area may be the size of a experimental plot, septic tank field, or a corn field. The difference between point kriging and block kriging is in the calculation of the weighing coefficients. In block kriging, the semivariances between observed points and the estimated values of point kriging are replaced by the average semivariances between the observed points and all points in the block. As in point kriging, the weights are calculated so that the estimation variance is minimized. The ability to determine the property of a soil at any point or block in the landscape provides users of land resources with information that permits sounder economic and safer environmental land-use decisions to be made. Spatial variability can be costly to farmers and other users of land resources. Farmers who apply agricultural chemicals uniformly in a field with spatially varying soils will add too much to places where the requirement for the chemical is low, and too little where the requirement is high. Farmers who cultivate large tracts of land are finding it profitable to invest in farm machinery that can match application rates to spatially varying soil and crop requirements with a high degree of precision. While economic considerations serve as the main incentive, stricter environmental regulations may compel farmers to adopt precision farming, and kriging offers a way to predict optimum application rates of agricultural chemicals.  ManagementSoil management can be defined simply as the manner in which people use soils to produce food, fiber, and forages. Soil management includes determination and use of many factors and practices, such as land survey maps, cropping systems, organic matter and tilth, soil fertility, salinity, and irrigation. Most often, it is not a single soil that is managed; management is carried out on a field or a portion of a landscape composed of a number of physical and biological features, like climate, vegetation, topography, and drainage. In a true sense, applying soil management strategies involves an integration of a number of factors. Such integration involves a difficult synthesis of many individual characteristics, both measured and observed, to arrive at a meaningful interpretation of how a soil responds to management. In fact, the value of any agricultural soil is determined by how well that soil responds to proper management. Standards Meaningful assessment of how soils are responding to a particular management system can be judged only if standards are established. There are two primary standards for judging quality of management: prevention of soil deterioration or degradation, and improving the soil system in ways that result in increased plant production. Examples of deterioration that must be prevented are excessive erosion, fertility depletion, and accumulations of salt within the rooting zone of plants. Examples relating to improving the soil system are conservation of precipitation, irrigation development, reclaiming salt-damaged land, and increased water use efficiency by proper fertilization.  See also: Agricultural soil and crop practices The two goals are very broad and therefore require the integration of many aspects of science. Incorporation of the basic areas of chemistry, physics, and microbiology into management planning is essential. The sciences of ecology, genetics, and various types of engineering are also essential to modern soil management. Computer modeling will play an increasingly important role in soil management by making simulation models directly available to farm and ranch operators.  See also: Simulation Land capability classificationThe first step in planning a management system is assessment of the soil and environmental resources. This is accomplished through land classification—more specifically, through land capability classification, which groups land according to properties essential for identifying the opportunities or constraints the land offers for various uses. Interpretations of land capability classifications are most often based on physical, chemical, and economic considerations. Classification provides assessment of land suitability for agricultural and other uses, identifies adapted crops, estimates yields of crops under defined systems of management, indicates presence of specific soil management problems, and delineates opportunities and limitations of various management practices. Through land capability classification, there usually are identified several alternative management strategies for a given type of land. From this information, analyses can be made to determine which land use or management strategy will be most desirable for both economic and wise land utilization. The basic requirements for developing a good classification system are soil-survey and soil chemical and physical data; climatic, topographic, and hydrologic data; field and laboratory research data; long-time land-use records; and experience and observations of land response to various uses. Soil surveys are basic in that they identify soil properties important for determining land-use capability. Surveys provide maps showing the location and boundaries of soils. Soil depth, texture, kinds of minerals, salinity and kinds of salts, and acidity are some properties utilized in determining land capability. The particular set of properties needed for determining land capability is dependent on the particular use. Land classifications cannot be static because they depend upon interpretation. As technology changes and economic and social conditions change, interpretations change. With basic soil, climatic, and topographic data and maps, however, these interpretations can be revised easily. Combinations of alternative land-use and management strategies, as well as social and economic conditions, do change, but the physical and chemical factors of well-managed land do not change very much. Land classifications have been developed for specific purposes, for example, tax assessment, sales and credit, soil and water conservation, irrigation potential and management, wildlife suitability, watershed management, recreational uses, industrial uses, or highway construction. Effective extrapolation of management or use strategies to the land depends on an adequate inventory of basic data and how well an existing classification is chosen or a classification developed that fits the specific need at a given time and place. With appropriate facts and maps, through land classification, predictions can be made about the results of using a specific type of land in a particular way. Then, planning of land use includes the practical combinations of management practices required, and the effects of management on the quality of land resources. Without land classification and appropriate maps, it is difficult to extrapolate experience and research results to the land. Land capability classification systems have been utilized for many years by the Soil Conservation Service, USDA, and other land resource planning and management agencies. Their utilization is being enhanced greatly through the use of computer data storage and management systems.  See also: Land-use classes  Long-term impactsModern soil management practices have a cumulative effect on the soil's future productivity. The foremost management question for the soil manager is whether a given practice or system is causing soil degradation. Many current agricultural problems have developed because managers did not realize the long-term impact of their management techniques. Some practices may appear to be sustainable for periods of time equal to a human lifetime, and yet they could be causing slow soil degradation that will ruin the soil for long-term use. Therefore, long-term plans that identify causes of soil deterioration and avoid it successfully are essential to a nation's future agricultural productivity. For example, proper use of fertilizers and manures can enhance long-term productivity and maintain environmental quality. Poor management choices including fertilizers and manures can actually ruin a soil and damage the environment, almost irreparably. Civilizations have often missed the “clues” that a particular system was not sustainable. This has led to loss of their food supply, and with their being conquered eventually or ceasing to exist. Soil waterWater conservation and efficient use of stored water are important issues within soil management. Since plant growth is limited by water supply in almost every climate situation at some point in the crop cycle, having adequate stored soil water is critical. Irrigation becomes important in climates where the natural precipitation will not meet plant demands or in areas where rainfall patterns are erratic. Water conservation principles are the same in either rain-fed or irrigated situations, and can be divided into two phases: water capture in soil, and water retention in the soil. Water capture is maximized by maintaining open pores at the soil surface and protecting these surface pores from raindrop impact which would otherwise destroy surface soil structure and ultimately plug the pores. Crop-residue mulches are effective protectors of structure, and these are best maintained by reducing tillage. Residues also slow runoff water and increase the opportunity for infiltration into the soil. The second phase of water conservation, retention of captured water, requires prevention of weed growth that would waste the captured water, and reduction of evaporation. Protecting the soil surface from exposure to sunlight and wind by maintaining crop residues at the surface is an important management tool for evaporation control. Residues serve as reflectors of light energy, as insulators to keep the soil surface cool, and as wind deflectors. Reducing and even eliminating tillage maximizes the crop residue on the soil surface and consequently maximizes water retention. Irrigation is not always an option. Many locations in the world do not have adequate water supplies to allow irrigation, even though the crops could benefit from additional water. In some cases, underground water supplies are present but are so deep that the additional crop growth with irrigation would not offset the cost of pumping the water. Soil factors such as texture, depth, and salt content also dictate the feasibility of irrigation. Some very fine textured soils will not absorb water readily and are not good candidates for irrigation; others are so shallow that the storage capacity is too little. If soils have too many soluble salts, they are not suitable for irrigation. There are many combinations of climate, soils, water supply, and economic parameters that must be considered when determining if irrigation will be feasible or profitable. All irrigation waters, whether they are diverted from rivers or pumped from the underground supply, contain some dissolved salts. Thus, when soils are irrigated they receive a dose of these salts. If the irrigation manager does not plan for these salts, the soil can become saline and lose productivity.  See also: Water conservation Integrated systemsSoil management involves integration (Fig. 25). The resource block includes climate, soil, and plants; these are the natural-resource inputs. Modifications can and will be made on them, but for the most part they are the constants of the system. The agriculturist enters the scheme at this point to impose a management system, which has as its goal the production of food, fiber, or forages. Figure 25 also shows that the cropping system imposed is directly related to the soil, climate, and plant resources. The manager implements a cropping system through choice of crop rotation and tillage system. Choice of tillage system is often conditioned by the rotation chosen.  Fig. 25  Diagram showing an integrated system of soil management. Erosion control, organic matter conservation, and water conservation are the classical concerns of soil management; they are all highly linked. A change in one or more of these three factors creates feedbacks to the others. For example, control of erosion leads to direct savings in soil organic matter and soil water and thus soil conservation. Furthermore, the control of erosion, which relates to the first goal of preventing soil deterioration, is linked directly to the second goal, namely, improvement of the soil system. Erosion prevention techniques also improve soil water storage by reducing water runoff. Conservation of organic matter may increase water infiltration, which decreases runoff and thus decreases erosion. The other blocks in Fig. 25 represent pest management and irrigation and drainage. They are equally important, but have not been studied to as great an extent as the first three factors. In fact, pest and pesticide management are relatively new concepts in soil management. Soil tillage methods and rotations are intimately involved in pest and pesticide management. Finally, basic economic principles are involved in all sound soil management systems, as indicated in Fig. 25 by the enclosure of all other factors by economics. This is true in even the most primitive civilizations. If the people cannot live on the food or income produced, the system cannot survive. In more developed nations, quality of management has even influenced the potential value of the land. The ability to cope with the problems of a particular soil eventually determines its economic value to society. Forces external to the system, such as changes in government policy, can greatly impact the overall management system. For example, the government has funded land set-aside programs for multiple reasons, ranging from attempts to decrease production of various crops to efforts to slow soil erosion. These interventions cause multiple, and often unexpected, interactions within the system. The programs encourage producers to take land from production of annual crops, such as corn, cotton, sorghum, and wheat, and to replace them with perennial grasses. During the contract period, the producer cannot harvest or graze the grass, and it is left as a cover crop on the soil. Quite obviously these land set-aside programs have an economic impact on both the producer and local community. The producer experiences less risk because inputs to the system are low and the income is stable, no matter what the weather is. At the same time, the community merchants and the local labor market are often negatively impacted because the merchant sells fewer inputs and there is less need for seasonal labor. In contrast to the mixed economic outcome, the set-aside programs have nothing but positive influences on the soil itself. Soil erosion is slowed, relative to the conditions prior to the set-aside program, and soil organic matter contents stabilize or rise. However, these potentially positive soil changes may not be long-lasting because government policies change on a short-term basis (5–10 years) while soil changes require multiple decades to be of long-term value to the nation. Depending on the management scheme adopted by the producer, the benefits of 10 years in perennial grass can be lost in 1–2 years. High-quality, efficient management of the natural resources of climate, water, and soil is needed to provide the food and fiber that will sustain life on Earth. Soil management decisions will have an important effect on the future food supply. Salinity Soluble salt and exchangeable cation concentrations play major roles in determining the pH, physical characteristics, and chemical composition of soils. When a salt dissolves in water, it dissociates or separates into cations and anions. The predominant cations in salt-affected soils are calcium (Ca2+), magnesium (Mg2+), sodium (Na+), and potassium (K+); the predominant anions are chloride (Cl−), sulfate (SO42−), carbonate (CO32−), and bicarbonate (HCO3−). Clays and organic matter contain negative electrically charged sites. In salt-affected soils, this charge is satisfied by calcium, magnesium, sodium, and potassium ions. The cations, bound to the exchange sites by electrical charge, are known as exchangeable cations because they can be removed from the charged surface only by replacement with another cation from the soil solution.  See also: Humus; Soil chemistry Classification Each soil can be classified as normal, saline, sodic, or saline-sodic, based on its salt content and exchangeable cation ratios. Normal soils These soils do not contain sufficient soluble salts or exchangeable sodium to adversely affect plant growth or soil physical properties. Normal soils have saturation paste pH values less than 8.3 and saturation paste extract electrical conductivities of less than 4 decisiemens per meter and an exchangeable sodium percentage less than 15. A saturation paste is made by mixing just enough distilled water with a soil sample to fill the voids without having excess water standing on the surface of a well-mixed sample after 4–16 h. These electrical conductivities are defined upper limits, but if salt-sensitive plants are grown on soils with an electrical conductivity of 3.5 dS/m, a significant yield reduction will result. Likewise, using a high-volume sprinkler system to irrigate a soil with an exchangeable sodium percentage of 12 could produce serious runoff rates because of low infiltration rates.  See also: Hydrolysis; pH  Saline soils These soils contain sufficient soluble salts (electrical conductivity greater than 4 dS/m) in the upper root zone to reduce yields of most cultivated crops and ornamental plants. The exchangeable sodium percentage is less than 15, the sodium absorption ratio is less than 13, and the pH is less than 8.3. The predominant cations are calcium, magnesium, and, in a few cases, potassium. The predominant anions are chloride and sulfate. Water entry and movement through these soils is not inhibited by high exchangeable sodium concentrations. Osmotic effects and chloride toxicity are the predominant causes of plant growth reduction.  See also: Osmosis Sodic soils These soils are lower in soluble salts than saline soils (electrical conductivity less than 4 dS/m). The exchangeable sodium percentage is greater than 15 and the sodium absorption ratio of the saturation paste extract is greater than 13. The pH of the saturation paste is greater than 8.5. Bicarbonate, carbonate, and hydroxide (OH−) ions are the predominant anions in these soils; these anions cause calcium to precipitate from solution as calcium carbonate (CaCO3; lime). The combination of high exchangeable sodium percentage and pH, and low electrical conductivity and exchangeable calcium causes the clay and organic matter to disperse, which in turn destroys the soil structure or tilth, causing so-called slick spots. These spots have extremely low rates of water and air exchange. They often have a black, greasy, or oily-looking surface due to the dispersed organic matter. Vegetation may be absent because of low water infiltration and insufficient plant-available water.  Saline-sodic These soils are similar to saline soils in that the electrical conductivity is greater than 4 dS/m and the pH is below 8.3. Saline-sodic soils differ from saline soils in that more than 15% of the exchangeable cations are sodium and the saturation-paste sodium absorption ratio is greater than 13. The anions are a mix of bicarbonate, chloride, and sulfate. As long as the electrical conductivity remains above 4 dS/m, infiltration rates and hydraulic conductivities are similar to those of normal or saline soils. Irrigating saline-sodic soils with water having low salt concentrations will convert them into sodic soils if they do not contain gypsum (a calcium sulfate mineral). This happens as the electrical conductivity decreases without a decrease in the exchangeable sodium percentage, causing the undesirable properties of sodic soils to be expressed. It is not uncommon to have a mix of two or more classes of salt-affected soils within a field. Salt-affected soils tend to be highly variable from one part of a field to another.  Sources Most soluble salts and exchangeable cations are derived from rock and mineral weathering of the soil parent materials. In high-rainfall, humid, and tropical areas, rain and melting snow leach the salts from the soil as they form. In arid and semiarid areas, the annual evapotranspiration potential is greater than the total annual precipitation, and the salts are not always leached from the soil as they are released. With time, they may accumulate in the root zone at concentration levels that affect plant growth. Salts can also accumulate above shallow water tables as water moves to the soil surface by capillary rise (wicking) and evaporates, leaving the salts on or near the surface. Shallow water tables may occur naturally, induced by irrigating poorly drained areas, by irrigating upslope from lowlands, or by construction activity that blocks natural subsurface lateral drainage. All natural waters contain dissolved salt. In many arid and semiarid areas, good-quality irrigation water (low in salts and low in sodium) is not available; consequently, irrigation water is used that contains more salts or sodium than is desirable. If sufficient water does not move through the soil and leach the salts below the root zone, salts or sodium will accumulate in the soil. It is often stated that under irrigation “hard water makes soft soils and soft water makes hard soils.” This implies that irrigation waters containing predominantly calcium and magnesium salts (sodium absorption ratio less than 3 or 4) tend to promote a more friable soil condition than do waters with high sodium concentrations. Four conditions must be satisfied in order to remove soluble salts and excess sodium from soils: (1) less salt must be added to the soil than is removed; (2) salts must be leached downward through the soil; (3) water moving upward from shallow water tables must be removed or intercepted to avoid additional salts moving back to the soil surface; and (4) in sodic and saline-sodic soils the exchangeable sodium must be replaced with another cation, preferably calcium, and the sodium leached out. Applications of soil amendments (gypsum, iron sulfate, sulfur, or sulfuric acid) are beneficial only on sodic soils when leaching also occurs and on leaching of saline-sodic soils that do not contain natural gypsum. Saline and sodic soils are found primarily in arid and semiarid areas of the world. Exceptions are recently drained coastal areas, salt marshes, and soils formed in depressions from marine deposits where the weathering products are not leached from the soil. Sodic and saline-sodic soils can also form where mists are carried from ocean waters by the wind and deposited on soil surfaces in arid and semiarid coastal areas. Aridisols and Entisols include most salt-affected soils. Low rainfall and unweathered soil materials result in insufficient salts leaching from the root zone of these soils. Mollisols, Alfisols, and Vertisols also contain considerable saline and sodic soil areas. Human activities such as spills or intentional dumping of salts or solutions from oil well drilling-mud ponds, mines, food-processing plants, municipal sewage water, power-plant cooling-tower water, or heavy applications of wood ash can induce saline and sodic conditions in any soil when soluble salts are applied faster than they are leached from the soil. + نوشته شده در سه شنبه ۱۳۸۸/۰۱/۰۴ ساعت 18:35 توسط علی فاضلی | این وبلاگ تمامی موضوعات و مقالات و اطالاعات تخصصی زمین شناسی را که از سایتهای علمی جهان برگرفته شده در اختیار بازدیدکنندگان محترم قرار می دهد.گفتنی است که مطالب موجود در این وبلاگ در نوع خود بی نظیر بوده و از هیچ وبلاگ ایرانی ای کپی برداری نشده است و اگر هم شده منبع آن به طور کامل ذکر شده است.لطفاً جهت مشاهده تمامی لینکها تا پایان صفحه را مرور نمایید.

TAGS: 

<<< Thank you for your visit >>>

وبلاگ بزرگ مقالات زمین شناسی بانک مقالات،کتابها،مطالب،فلشها و نرم افزارهای تخصصی زمین شناسی

Hot Websites