همه چيز در مورد ژئوفيزيك geophysics

[Borna66]

معمولا زمين لرزه با استفاده از ابزاری بنام لرزه نگار (seismograph) ثبت و با توجه به شدت آن، طبقه بندی می شود. سوزن جوهری لرزه نگار با حرکت در دو جهت افقی وعمودی برروی کاغذ، لرزه ها را بطور فيزيکی در دو بعد ثبت می کند. متداول ترين شيوه سنجش زمين لرزه ، درجه ًریشتر (Richter) است ، که بزرگی زمين لرزه را که بيانگر انرژی آزاد شده توسط آن است را می سنجد. اين شيوه سنجش بزرگی زلزله نام دانشمند آمريکائی که نزديک به يک قرن پيش آنرا اختراع کرد را برخود دارد. درجهً ريشتر يک مقياس لگاریتمی است. بعبارت ديگر زمين لرزه ای به بزرگی 7 درجه ريشتر، 10 برابر زمين لرزه 6 درجه ای است. لرزه های کمتر از درجه 2 احساس نمی شوند.

[Borna66]

تشخيص زمان و مکان وقوع زلزله از ديرباز يکی از دغدغه های اصلی بشر بوده است. بسياری
از دانشمندان و متفکران سالها از عمر خود را در جهت يافتن راه حل اين معما نموده اند.
در سال ۱۳۲ميلادیدانشمندی چينی به نام چانگ هنگ لرزه نمايی را اختراع کرد که به کمک آن جهت و امتداد کانون زلزله مشخص می شد و اولين لرزه نمای ساخت بشر بود.
در سال ۱۷۰۳ميلادی ژان دولا اوت فولی فرانسوی يک لرزه نمای جيوه ای و در اواسط قرن ۱۹پالميری ايتاليايی لرزه سنج مسافت دور را ساختند. ولی اولين لرزه سنجی که در تمام دنيا مورد استفاده قرار گرفت را جان ميلن ساخت. در نتيجه امکان مطالعه دقيق تر زلزله فراهم گشت. با پيشرفت زلزله شناسی و ساخت دستگاه های پيشرفته تر که هر سه مولفه زلزله را
ثبت می کردند، دانشمندان به فکر تاسيس يک شبکه لرزه نگاری در نقاط مختلف جهان افتادند
و ايستگاه های مختلفی در تمام دنيا تاسيس شد. در نتيجه امکان مکان يابی دقيق تر زمينلرزه
ها فراهم شد و سرعت امداد رسانی به مکان های آسيب ديده افزايش يافت

[Borna66]

اولین لرزه نگار 136 سال قبل از میلاد، در چین اختراع شده است. این لرزه نگار از یک ظرف مسی تشکیل می شد که سر هشت اژدها به آن وصل شده و زیر هر اژدها قورباغه ای دهان گشوده بود. هر اژدها گلوله ای در دهان داشت که در اثر تکان شدید زمین در دهان قورباغه زیرینش می افتاد. بعد از وقوع زمین لرزه، توجه به قورباغه هایی که گلوله داشتند، جهت احتمالی نقطه وقوع را نشان می داد

با داشتن چند وسیله و اندکی وقت می توانید لرزه نگار خودتان را بسازید.
برای انجام این کار به موارد زیر احتیاج دارید:
ابتدا باید بدانید طرز کار لرزه نگار چطور است.
لرزه نگار ما چنین ساختاری دارد:
• یک وزنه سنگین به یک میله افقی وصل شده است که می توانید آن را در این شکل زیرببینید.
• این میله به یک پایه متصل است و می تواند در زمان لرزیدن زمین آزادانه نوسان کند.
• در انتهای دیگر میله یک قلم قرار دارد که نوک آن روی کاغذی است که دور یک استوانه می پیچد.
• این استوانه دور خودش می چرخد. پس باعث می شود که قلم روی کاغذ یک خط ممتد رسم کند.
با لرزیدن زمین این خط صاف ممتد به یک زیگزاک تبدیل می شود. هر چقدر لرزه قویتر باشد، زیگزاگهای تیزتری رسم خواهند شد.

http://pnu-club.com/imported/mising.jpg

[Borna66]

خاصیت آهنربایی كره زمین
یكی از ویژگی های مهم كره زمین ، وجود خاصیت آهنربایی در آن است و مانند این است كه درون كره زمین، آهنربای بسیار بزرگی قرار داده شده است و تا كنون، نظریه های گو ناگونی برای علت آن ارائه شده است.
زمینه با پیدایش آهنربا ، پس از گذشت زمان كوتاهی پی بردند كه كرهٔ زمین نیز خاصیت آهنربایی دارد ؛ تا آنجا كه نام قطب های آهن ربا را را بر اساس نام قطب های زمین نام گذاری كردند .به دنبال آن ، برای اولین در سال ۱۶۰۰ میلادی ، توسط « گیلبرت » زمین به عنوان یك آهنربای بزرگ معرفی شد . برای دلیل وجود خاصیت مغناطیسی در كرهٔ زمین ، نظریه های متفاوتی از آغاز شناخت آن تا كنون ، ارائه شده است و حتی بعضی می گفتند ، خاصیت مغناطیسی كرهٔ زمین ، تحت تأثیر كره های دیگر است . اما آخرین نظریه ، این خاصیت را به مواد مذاب داخل كرهٔ زمین مربوط می داند .
● خاصیت مغناطیسی كرهٔ زمین
یكی از ویژگی های مهم كرهٔ زمین ، وجود خاصیت آهنربایی در آن است و مانند این است كه درون كرهٔ زمین ، آهنربای بسیار بزرگی قرار داده شده است و تا كنون ، نظریه های گو ناگونی برای علت آن ارائه شده است . آخرین نظریه این است كه درون كرهٔ زمین ، مواد مذاب در حال حركت وجود دارد و بیشتر این مواد ، از جنس آهن و نیكل هستند . هنگامی كه این مواد حركت می كنند ، در اطراف جریان های الكتریكی ضعیفی به وجود می آورند كه در مجموع ، باعث می شود كرهٔ زمین ، خاصیت آهنربایی پیدا كند و در اطراف كرهٔ زمین ، میدان مغناطیسی به وجود می آید . ما روی آهنربای بزرگی به نام «زمین » زندگی می كنیم .
چندین سیارهٔ دیگر از سیاره های منظومه شمسی نیز ، میدان مغناطیسی دارند كه از جمله آنها می توان از عطارد و مشتری نام برد . این خاصیت در خورشید و بسیاری ستاره های دیگر نیز دیده می شود . خاصیت مغناطیسی كرهٔ زمین ، نقش بسیار مهمی در جهت یابی كشتی ها و هواپیماها دارد . شمال و جنوب مغناطیسی زمین ثابت نیست و در فاصله های زمانی ، به میزان قابل ملاحظه ای تغییر می كند .
● زاویه انحراف
چنانچه به كمك عقربهٔ مغناطیسی به طرف قطب شمال یا جنوب برویم ، به قطب شمال و جنوب واقعی كرهٔ زمین نمی رسیم . علت این است كه قطب شمال و جنوب جغرافیایی و مغناطیسی كرهٔ زمین ، با هم یكی نیست ؛ یعنی اینكه قطب شمال مغناطیسی زمین ، درست روی قطب شمال جغرافیایی زمین قرار ندارد و اگر دو قطب جغرافیایی و مغناطیسی زمین را توسط خطی فرضی به به نام « محور » به هم وصل كنیم ، بین دو محور مغناطیسی و محور جغرافیایی زمین ، زاویه ای ساخته می شود كه به آن ، زاویهٔ انحراف گویند . این زاویه ، به مرور زمان ، جزئی تغییر می كند و ثابت نمی ماند ، و اندازهٔ آن در نقاط مختلف زمین متفاوت است . زاویهٔ انحراف در جهت یابی هواپیماها و كشتی ها بسیار مهم است . هم اكنون قطب شمال مغناطیسی كرهٔ زمین ، در شمال كانادا قرار دارد .
● زاویه میل
مطالعهٔ مغناطیسی زمین ، نشان می دهد كه خط های میدان مغناطیسی زمین افقی نیست و با سطح زمین زاویه ای می سازد همچنین می دانیم خاصیت مغناطیسی یك آهنربا در نقاط مختلف آن متفاوت است و در دو قطب آن ، این خاصیت بیشتر است . به همین ترتیب ، خاصیت آهنربایی كرهٔ زمین در دو قطب بیشتر است . پس اگر یك عقربهٔ مغناطیسی آزاد باشد تا بتواند در راستای عمودی نیز حركت كند ، نوك این عقربه نزدیك قطب ها به زمین متمایل می شود و در خط استوای مغناطیسی عقربه ، افقی قرار می گیرد و در قطب ها ، به عنوان مثال قطب شمال ، نوك عقربه n آن ، عمود بر سطح افقی خواهد شد . پس محور مغناطیسی عقربه های مغناطیسی در مكان های مختلف استوا تا قطب ، نسبت به سطح افق تغییر كرده و زاویه ای با افق می سازد ؛ این زاویه را زاویهٔ میل گویند . پس زاویه میل ، زاویه ای است كه محور مغناطیسی عقربه با سطح افق می سازد همچنین این زاویه ، در جهت یابی هواپیماها و كشتی ها نقش بسیار مهمی دارد ؛ در جغرافیا به این زاویه ، عرض جغرافیایی گویند .
● كشف معدن های آهنی زمین
مطالعهٔ میدان مغناطیسی زمین برای هدف های علمی و عملی ، از اهمیت به سزایی برخوردار است . وجود میدان مغناطیس زمین ، انجام پاره ای از بررسی های مهم دیگر را میسر كرده است ؛ از آن جمله ، می توان از روش های اكتشاف و مطالعهٔ ذخایر زمین نام برد . تحلیل دقیق میدان مغناطیسی زمین ، وسیلهٔ توانمندی برای بررسی ذخایر معدنی زمین است . در حال حاضر ، جست و جوی مغناطیس سنجی ، روش ژئوفیزیكی مهم و گسترده ای است كه برای اكتشاف و ذخایر معدنی به كار می رود .
در زمین ، نواحی ای وجود دارد كه در آن جا كمیت های مغناطیسی به طور ناگهانی تغییر می كنند و مقادیری به خود می گیرند كه با مقادیر مربوط به محل های مجاور ، تفاوت زیادی دارند تفاوت زیاد كمیت های مغناطیسی در این ناحیه ها ، ناشی از فشار تودهٔ بزرگی از سنگ آهن های مغناطیسی در زیر سطح زمین است ؛ به همین دلیل ، مطالعهٔ ناهنجاری های مغناطیسی ، دانسته های باارزشی در مورد وجود و محل مخزن های سنگ های مغناطیسی ارائه می دهد .
● مین های دریایی
مواد مغناطیسی مانند آهن كه در میدان مغناطیسی كرهٔ زمین قرار گرفته باشند . به مرور زمان ، خاصیت مغناطیسی پیدا می كنند ؛ مثلاً یك كشتی كه در آن آهن نیز به كار رفته است ، به مرور زمان آهنربا می شود . از این خاصیت برای به دام انداختن آن استفاده می شود . عملكرد یك مین دریایی ، به گونه ای است كه خاصیت آهنربایی كشتی بر آن اثر گذاشته و فرمان انفجار صادر می شود . در یك مین دریایی ، عقربه ای مغناطیسی قرار داده اند كه هنگام عبور كشتی از بالای آن ، عقربه تحت تأثیر قرار گرفته و مین از سطح زیرین دریا ، به سطح دریا می رسد و سپس منفجر می شود . برای خنثی كردن این مین ها دو روش وجود دارد .
الف ـ مغناطیس نیرومندی را با كابل های سیمی از زیر هواپیما آویزان كرده و آن را نزدیك سطح آب ، حركت می دهند . آهنربای قوی روی مین ها اثر گذاشته و آنها را خنثی می كند . گاهی كابل سیمی دایره شكل را به طور شناور روی سطح آب قرار می دهند و جریانی را از آن می گذرانند ، كه بر اثر این میدان مغناطیسی یا جریان جریان ساز و كار ، مین ها عمل كرده ، بدون هیچ خسارتی منفجر می شوند .
ب ـ حلقه هایی از سیم عایق شده را به كشتی وصل كنند و جریانی را از آنها می گذرانند ؛ به طوری كه میدان مغناطیسی این جریان مساوی و در خلاف میدان مغناطیسی كشتی كشتی ( كه یك مغناطیس دائمی است ) باشد . وقتی این میدان ها با هم تركیب شوند ، یكدیگر را خنثی می كنند و كشتی بدون این كه ساز و كار مین را به كار اندازند ، از روی آن می گذرد .
● باستان شناسی مغناطیسی
میدان مغناطیسی زمین ، منظم و پایدار نیست ؛ بلكه با گذشت سال ها در یك محل معین ، مقدار متوسط زاویهٔ انحراف و میل تغییر می كند . این انحراف محور مغناطیسی و در نتیجه ، تغییرات زاویه انحراف و زاویه میل در یك محل نسبت به زمان ، شاخهٔ جدیدی را در « باستان شناسی » به نام «باستانو مغناطیسی» ایجاد كرده است كه توسط آن ، عمر كوره ها ، اجاق ها و آتشكده های قدیمی تعیین می شود . اساس كار ، مبتنی بر این است كه بیشتر خاك رسهایی كه این اجسام از آنها ساخته شده اند ، حاوی مقدار كمی مواد مغناطیسی اند . سمتگیری این مواد مغناطیسی ، با گرم شدن در موقع استفادهٔ عادی تثبیت شده است . با مقایسهٔ جهت فعلی میدان مغناطیسی زمین با جهت میدان مغناطیسی این مواد ، می توان قدمت باستانی تقریبی آن ها را تعیین كرد .
در مقیاس طولانی تر زمان ( دوران زمین شناسی ) ، شواهدی وجود دارد كه نشان می دهد محور مغناطیسی زمین در مدت چهار میلیون سال گذشته ، نه بار كاملاً تغییر جهت داده است . این شواهد ، مبتنی بر اندازه گیری های خاصیت مغناطیسی ( ضعیف ) تثبیت شده در تخته سنگ های با عمر زمین شناسی معین هستند .

[Borna66]

آهنربایی كره زمین
میدان مغناطیسی زمین ، منظم و پایدار نیست ؛ بلكه با گذشت سال ها در یك محل معین ، مقدار متوسط زاویهٔ انحراف و میل تغییر می كند .
۱ . زمینه
با پیدایش آهنربا ، پس از گذشت زمان كوتاهی پی بردند كه كرهٔ زمین نیز خاصیت آهنربایی دارد ؛ تا آنجا كه نام قطب های آهن ربا را را بر اساس نام قطب های زمین نام گذاری كردند .
به دنبال آن ، برای اولین در سال ۱۶۰۰ میلادی ، توسط « گیلبرت » زمین به عنوان یك آهنربای بزرگ معرفی شد .
برای دلیل وجود خاصیت مغناطیسی در كرهٔ زمین ، نظریه های متفاوتی از آغاز شناخت آن تا كنون ، ارائه شده است و حتی بعضی می گفتند ، خاصیت مغناطیسی كرهٔ زمین ، تحت تأثیر كره های دیگر است . اما آخرین نظریه ، این خاصیت را به مواد مذاب داخل كرهٔ زمین مربوط می داند .
۲ . خاصیت مغناطیسی كرهٔ زمین
یكی از ویژگی های مهم كرهٔ زمین ، وجود خاصیت آهنربایی در آن است و مانند این است كه درون كرهٔ زمین ، آهنربای بسیار بزرگی قرار داده شده است و تا كنون ، نظریه های گو ناگونی برای علت آن ارائه شده است . آخرین نظریه این است كه درون كرهٔ زمین ، مواد مذاب در حال حركت وجود دارد و بیشتر این مواد ، از جنس آهن و نیكل هستند . هنگامی كه این مواد حركت می كنند ، در اطراف جریان های الكتریكی ضعیفی به وجود می آورند كه در مجموع ، باعث می شود كرهٔ زمین ، خاصیت آهنربایی پیدا كند و در اطراف كرهٔ زمین ، میدان مغناطیسی به وجود می آید . ما روی آهنربای بزرگی به نام «زمین » زندگی می كنیم .
چندین سیارهٔ دیگر از سیاره های منظومه شمسی نیز ، میدان مغناطیسی دارند كه از جمله آنها می توان از عطارد و مشتری نام برد . این خاصیت در خورشید و بسیاری ستاره های دیگر نیز دیده می شود .
خاصیت مغناطیسی كرهٔ زمین ، نقش بسیار مهمی در جهت یابی كشتی ها و هواپیماها دارد . شمال و جنوب مغناطیسی زمین ثابت نیست و در فاصله های زمانی ، به میزان قابل ملاحظه ای تغییر می كند .
۳ . زاویه انحراف
چنانچه به كمك عقربهٔ مغناطیسی به طرف قطب شمال یا جنوب برویم ، به قطب شمال و جنوب واقعی كرهٔ زمین نمی رسیم . علت این است كه قطب شمال و جنوب جغرافیایی و مغناطیسی كرهٔ زمین ، با هم یكی نیست ؛ یعنی اینكه قطب شمال مغناطیسی زمین ، درست روی قطب شمال جغرافیایی زمین قرار ندارد و اگر دو قطب جغرافیایی و مغناطیسی زمین را توسط خطی فرضی به به نام « محور » به هم وصل كنیم ، بین دو محور مغناطیسی و محور جغرافیایی زمین ، زاویه ای ساخته می شود كه به آن ، زاویهٔ انحراف گویند . این زاویه ، به مرور زمان ، جزئی تغییر می كند و ثابت نمی ماند ، و اندازهٔ آن در نقاط مختلف زمین متفاوت است . زاویهٔ انحراف در جهت یابی هواپیماها و كشتی ها بسیار مهم است . هم اكنون قطب شمال مغناطیسی كرهٔ زمین ، در شمال كانادا قرار دارد .
۴ . زاویه میل
مطالعهٔ مغناطیسی زمین ، نشان می دهد كه خط های میدان مغناطیسی زمین افقی نیست و با سطح زمین زاویه ای می سازد همچنین می دانیم خاصیت مغناطیسی یك آهنربا در نقاط مختلف آن متفاوت است و در دو قطب آن ، این خاصیت بیشتر است . به همین ترتیب ، خاصیت آهنربایی كرهٔ زمین در دو قطب بیشتر است . پس اگر یك عقربهٔ مغناطیسی آزاد باشد تا بتواند در راستای عمودی نیز حركت كند ، نوك این عقربه نزدیك قطب ها به زمین متمایل می شود و در خط استوای مغناطیسی عقربه ، افقی قرار می گیرد و در قطب ها ، به عنوان مثال قطب شمال ، نوك عقربه n آن ، عمود بر سطح افقی خواهد شد . پس محور مغناطیسی عقربه های مغناطیسی در مكان های مختلف استوا تا قطب ، نسبت به سطح افق تغییر كرده و زاویه ای با افق می سازد ؛ این زاویه را زاویهٔ میل گویند . پس زاویه میل ، زاویه ای است كه محور مغناطیسی عقربه با سطح افق می سازد همچنین این زاویه ، در جهت یابی هواپیماها و كشتی ها نقش بسیار مهمی دارد ؛ در جغرافیا به این زاویه ، عرض جغرافیایی گویند .
۵ . كشف معدن های آهنی زمین
مطالعهٔ میدان مغناطیسی زمین برای هدف های علمی و عملی ، از اهمیت به سزایی برخوردار است . وجود میدان مغناطیس زمین ، انجام پاره ای از بررسی های مهم دیگر را میسر كرده است ؛ از آن جمله ، می توان از روش های اكتشاف و مطالعهٔ ذخایر زمین نام برد . تحلیل دقیق میدان مغناطیسی زمین ، وسیلهٔ توانمندی برای بررسی ذخایر معدنی زمین است . در حال حاضر ، جست و جوی مغناطیس سنجی ، روش ژئوفیزیكی مهم و گسترده ای است كه برای اكتشاف و ذخایر معدنی به كار می رود .
در زمین ، نواحی ای وجود دارد كه در آن جا كمیت های مغناطیسی به طور ناگهانی تغییر می كنند و مقادیری به خود می گیرند كه با مقادیر مربوط به محل های مجاور ، تفاوت زیادی دارند تفاوت زیاد كمیت های مغناطیسی در این ناحیه ها ، ناشی از فشار تودهٔ بزرگی از سنگ آهن های مغناطیسی در زیر سطح زمین است ؛ به همین دلیل ، مطالعهٔ ناهنجاری های مغناطیسی ، دانسته های باارزشی در مورد وجود و محل مخزن های سنگ های مغناطیسی ارائه می دهد .
۶ . مین های دریایی
مواد مغناطیسی مانند آهن كه در میدان مغناطیسی كرهٔ زمین قرار گرفته باشند . به مرور زمان ، خاصیت مغناطیسی پیدا می كنند ؛ مثلاً یك كشتی كه در آن آهن نیز به كار رفته است ، به مرور زمان آهنربا می شود . از این خاصیت برای به دام انداختن آن استفاده می شود .
عملكرد یك مین دریایی ، به گونه ای است كه خاصیت آهنربایی كشتی بر آن اثر گذاشته و فرمان انفجار صادر می شود .
در یك مین دریایی ، عقربه ای مغناطیسی قرار داده اند كه هنگام عبور كشتی از بالای آن ، عقربه تحت تأثیر قرار گرفته و مین از سطح زیرین دریا ، به سطح دریا می رسد و سپس منفجر می شود . برای خنثی كردن این مین ها دو روش وجود دارد .
الف ـ مغناطیس نیرومندی را با كابل های سیمی از زیر هواپیما آویزان كرده و آن را نزدیك سطح آب ، حركت می دهند . آهنربای قوی روی مین ها اثر گذاشته و آنها را خنثی می كند . گاهی كابل سیمی دایره شكل را به طور شناور روی سطح آب قرار می دهند و جریانی را از آن می گذرانند ، كه بر اثر این میدان مغناطیسی یا جریان جریان ساز و كار ، مین ها عمل كرده ، بدون هیچ خسارتی منفجر می شوند .
ب ـ حلقه هایی از سیم عایق شده را به كشتی وصل كنند و جریانی را از آنها می گذرانند ؛ به طوری كه میدان مغناطیسی این جریان مساوی و در خلاف میدان مغناطیسی كشتی كشتی ( كه یك مغناطیس دائمی است ) باشد . وقتی این میدان ها با هم تركیب شوند ، یكدیگر را خنثی می كنند و كشتی بدون این كه ساز و كار مین را به كار اندازند ، از روی آن می گذرد .
۷ . باستان شناسی مغناطیسی
میدان مغناطیسی زمین ، منظم و پایدار نیست ؛ بلكه با گذشت سال ها در یك محل معین ، مقدار متوسط زاویهٔ انحراف و میل تغییر می كند . این انحراف محور مغناطیسی و در نتیجه ، تغییرات زاویه انحراف و زاویه میل در یك محل نسبت به زمان ، شاخهٔ جدیدی را در « باستان شناسی » به نام «باستانو مغناطیسی» ایجاد كرده است كه توسط آن ، عمر كوره ها ، اجاق ها و آتشكده های قدیمی تعیین می شود . اساس كار ، مبتنی بر این است كه بیشتر خاك رسهایی كه این اجسام از آنها ساخته شده اند ، حاوی مقدار كمی مواد مغناطیسی اند . سمتگیری این مواد مغناطیسی ، با گرم شدن در موقع استفادهٔ عادی تثبیت شده است . با مقایسهٔ جهت فعلی میدان مغناطیسی زمین با جهت میدان مغناطیسی این مواد ، می توان قدمت باستانی تقریبی آن ها را تعیین كرد .
در مقیاس طولانی تر زمان ( دوران زمین شناسی ) ، شواهدی وجود دارد كه نشان می دهد محور مغناطیسی زمین در مدت چهار میلیون سال گذشته ، نه بار كاملاً تغییر جهت داده است . این شواهد ، مبتنی بر اندازه گیری های خاصیت مغناطیسی ( ضعیف ) تثبیت شده در تخته سنگ های با عمر زمین شناسی معین هستند .

[Borna66]

اجازه اكتشاف lefton توسط فيزيكدانان
جستجو براي دستيابي به مخازن هيدروكربني كشف نشده وپنهان رنجي از تكنولوژيهاي گوناگون را طي سالهاي گذشته به خود جذب كرده است. اين روشها استفاده از تصاوير گرماي سطح دريا تا مشخص كردن نقاط سرد نامعين كه بالا آمدگيهاي آب عميق هدايت شده توسط حباب گازهاي طبيعي صعود كرده را معين مي‌كند،‌ از طريق هليكوپترهايي كه داراي دستگاههاي حساس به بوي هيدروكربن تا بررسيهاي هوا مغناطيسي (aeromugnetic) براي مشخص كردن انوماليهايي كه بواسطه مگنتيت تشكيل شده به وسيله باكتريهاي كه نفت را سوخت و ساز (metabolize) و هماتيت را به مگنتيت كاهش مي‌دهند.
شركت Technology lnvestmewt and Exploration Linited of Gueynsey وسيله‌اي را تحت عنوان «ژنراتور ميكرولپتن» ابداع كرد كه بر اساس كار مارتين پرل از دانشگااه استانفورد كه برنده جايزه نوبل شد و Subafomic tau lefton را در اوايل دهه 1990 كشف كرد، مي‌باشد. آنها مدعي هستند كه پرتو ميكرولپتن آنها وقتي براي روشن ساختن تصاوير ماهواره‌اي استفاده شوند، مناطقي كه مخازن هيدروكربن در زير آن قرار مي‌گيرد را نشان مي‌دهد. آنها استدلال مي‌كنند كه نفت خام مقدار زيادي ميكرولپتن توليد مي‌كند كه اثرات جزئي بر روي تصاوير ماهواره‌اي مي‌گذارد،‌ اما اين اثرات تنها با پرتوهاي ميكرولپتن TTEL قابل مشاهده است و اين شركت تلاش دارد تا يك detector ميكرولپتن كه بر روي هواپيما نصب مي‌شود، بسازند تا با پرواز بر روي مناطق مختلف بتوان جاهايي را كه آنها ادعا مي‌كنند علائم «tell . tale» دارد، به كمك اين ابزار مشخص شود. تاكنون فيزيكدانان نتوانسته‌اند ميكرولپتي‌ها را در شرايط آزمايشگاه نمايان كنند. كوچكترين لپتون شناخته شده الكترون است كه 1000 برابر بزرگتر از ميكرولپتون‌هاي ادعا شده توسط TIEL مي‌باشد. با اين وجود احتمال بسيار وجود دارد تا با حمايت مالي خوب اين كشف صورت بگيرد.
رابين مارشال، يك فيزيكدان در دانشگاه منچستر، كشف كرد كه تكنولوژي بر اساس مقاله‌اي توسط يك فيزيكدان رومي به نام آناتولي اوكارتين در مجله Doklady در1989مي‌باشد.يكي ازاهدافTIELS درCharnwood Forest در Leiceestershive مي‌باشد كه از نظر زمين‌شناسان نفت‌خير نمي‌باشد. در حقيقت اين منطقه در زير سنگهاي آتشفشاني نئوپروتروزوئيك قرار گرفته‌اند كه كراتون Midland مركز انگلستان را مي‌پوشاند و مانع تشكيل حوضه ممتد سيلورين تا زمانهاي جديد شده است. اجازه اكتشاف Onshor يك موضوع در دست اقدام براي كمپاني CV مي‌باشد.

[Borna66]

یک انفجار بزرگ
تئوری Big Bang سعی دارد پیدایش جهان هستی را توضیح دهد، طبق این نظریه جهان هستی میان 10 تا 20 بیلیون (میلیون میلیون) سال پیش بر اثر انفجار بزرگی تشکیل شده است و باعث شده تا اجرام بزرگ آسمانی به اطراف پخش شوند.

در سال 1927 یک کشیش بلژیکی بنام جرج لماتر (Georges Lemaître) اولین کسی بود که بیان کرد جهان هستی بر اثر یک انفجار بزرگ شکل گرفته است، نظریه او بر اساس یافته های ستاره شناسانی بود که مسئله تغییر (شیفت) طیف نور ستارگان دور دست را ارائه کرده بودند. سالها بعد ادوین هابل (Edwin Hubble) به شواهدی دست پیدا کرد که نظریه لماتر را تایید می کرد. او در یافت که کهکشان های دور از کهکشان ما با سرعتی که متناسب با فاصله آنها با راه شیری هست در حال دور شدن از ما می باشند.

تئوری انفجار بزرگ در ابتدا برای توجیه علت دور شدن کهکشان ها از یکدیگر ارائه شد اما در سال 1964 ، دو دانشمند بنامهای آرنو پنزیاس (Arno Penzias) و روبرت ویلسون (Robert Wilson) توانستند تشعشعاتی را ثبت کنند که از نظر آنها ادامه تشعشعات یک انفجار بزرگ اولیه بوده است که هنوز در حال انتشار می باشند. کشف این دو دانشمند بقدری مهم بود که بعدها جایزه نوبل را بخود اختصاص داد.

اگرچه امروزه اغلب دانشمندان تئوری انفجار بزرگ را قبول دارند اما به احتمال زیاد هرگز نخواهند توانست آنرا به اثبات برسانند و همواره سئوالهای بی پاسخی پیش روی دانشمندان باقی خواهد ماند.

لازم به ذکر است که به عقیده اخترشناسان منظومه شمسی حدود 4.5 بیلیون سال پیش در اثر تخریب یک توده بزرگ از گاز و غبار که مواد اولیه تشکیل ستارگان و سیارات هستند بوجود آمده است. این تخریب ممکن است به دلیل برخورد این توده با توده دیگر و یا بر اسر تشعشعات موجی انفجار یک ستاره دیگر بوقوع پیوسته باشد. پس از آن، با گذشت حدود 100 هزار سال یکی از سحابی های بوجود آمده بر اثر این واقعه منسجم شده و در مرکز آن جرمی بنام خورشید شکل گرفته و بتدریج منظومه شمسی تشکیل شده است.
- تاريخ كيهان معمولاً به 8 مقطع متفاوت وغير مساوي تقسيم مي شود مرحله اول (صفر تا 10 به توان 34 - ثانيه ) پژوهشگران مي كوشند تا اسرار اين ثانيه ها را پيدا كنند امّا درست براي ما روشن نيست كه چه چيزي تبديل به گلوله اتشين شده است .احتمالاً حرارت باورنكردني اين مان 10به توان 32 وفقط 10 به توان -33 ثانيه سانتي متر طول داشته باشد . در حدود 10به توان -30 تا 10 به توان -32 ثانيه پس از نفجار نخستين ، عالم جوان شايد با سرعتي فوق العاده زياد انبساط يافته است . اين فرايند را تورم مي نامند . مرحله دوم ( 10به توان 43 - ثانيه تا 10 به توان32 - ثانيه ) در ازاي هر ذره ، پاد ذرّ اي نيز وجود دارد كه از به اصطلاح پاد ماده يا ضدّ ماده تشكيل ميشود . هر گاه يك ذره با پاد ذره خود برخورد كند ، هر دو منهدم شده وتبديل به يك تشعشع برف اسا ميشود .اولين سنگ بناي ماده مثلاً كوارك ها والكترونها وپاد ذره هاي انها ، از برخورد پرتو ها با يكديگر به وجود ميايند قسمتي از اين سنگ بن ها ، دوباره با يكديگر برخورد ميكند وبه صورت تشعشع فرو مي پاشددر لحظه هاي آغازين ، ذرات فوق سنگين x بيشتر مييتوا نستهاند به وجود امده باشنداين ذرات در هنگام فرو پاشي ماده بيشتري نسبت به ضدماده ايييجاد ميكنند . مانند ايجاد كوارك هاي بيشتر نسبت به انتي كوارك ها . ذرات x كه فقط در همان اولين اجزاء بسيار كوچك ثانيه ها وجود داشته اند براي ما افزوني ماده در برابر ضد ماده اين ميراث مهم را به جا گذاشته اند این نوشته از کتاب فیزیک نوین هست اگر مقاطع بعدی را می خواهید بگید در ضمن شواهد زیادی برای اثبات بیگ بنگ یا انفجار بزر گ هست.

[Borna66]

درون زمین چه خبر است ؟
تحولات عمیق به وجود آمده در شناخت پدیده هایی كه در لایه های تقریباً سطحی زمین رخ می دهند و اصطلاحاً تكتونیك صفحه ای (Plate tectonics) نام دارند شایان توجه بوده است.
این تحولات كه معمولاً از آن به عنوان انقلابی در عرصه زمین شناسی (Geology) یاد می شود نقش چشمگیری در شكوفایی این عرصه از علوم طبیعی طی دهه های اخیر داشته است. اما این مورد ظاهراً با مورد دیگری كه از قضا ربط چندانی نیز به یكدیگر ندارند شباهت هایی دارد. فردی كاملاً عادی را در نظر بگیرید كه در طول عمر خود بارها روبه روی ساعت معروف Big Ben (در لندن پایتخت انگلیس) ایستاده و از نزدیك با نحوه چرخش ظاهری عقربه های آن آشنا شده است. آیا چنین فردی اصولاً می تواند ادعا كند كه تنها با نگاه دقیق به حركت عقربه ها و صفحات بسیار بزرگ این ساعت توانسته است به پیچیدگی ها و رموز عملكرد واقعی آن كه (پشت پرده نهان است) پی ببرد؟ البته خیر. وضعیت دانش امروزی بشر پیرامون تحولاتی كه در لایه های عمیق تر زمین رخ می دهند نیز اینگونه است. اگر قرار باشد كه با پی بردن به بخشی از حقایق مربوط به لایه های سطحی (كه معمولاً به لایه های چینش یافته تا عمق ۱۰۰ كیلومتری زمین اطلاق می شود) مدعی شناخت دقیق ویژگی های همه لایه ها شویم یقیناً اشتباه كرده ایم. آن ۶۳۰۰ كیلومتر باقی مانده از جنس سنگ و آهن كه زیر صفحات تكتونیكی خوابیده است جلوه تكامل یافته ای از نحوه عملكرد یك موتور حرارتی غول پیكر (كره زمین) را به نمایش می گذارد. «صفحات تكتونیكی» كه در نزدیكی های سطح زمین واقع شده اند نقش همان عقربه های متحركی را ایفا می كنند كه عملاً صورت ظاهری كاركرد پیچیده یك ساعت فوق العاده بزرگ را نشان می دهند: عقربه هایی كه از فواصل و زاویه های مختلف قابل رؤیت بوده، اما زبان گویایی در مورد پیچیدگی های ناپیدای عملكرد خود ندارند. زمین شناسان معاصر توانسته اند با بهره گیری از اطلاعات جمع آوری شده توسط همقطاران خود در عرصه «تكتونیك صفحه ای» به تصویر بسیار ساده ای از آرایش لایه های عمقی زمین دسترسی پیدا كنند. زمین از دیدگاه آنان همانند یك «پیاز» است. متخصصان با عبور دادن امواج ارتعاشی در اعماق زمین، به این نتیجه رسیده اند كه زیر پوسته شكننده صفحه ها لایه ای به ضخامت ۲۸۰۰ كیلومتر از سنگ قرار گرفته كه زیر آن نیز لایه دیگری به ضخامت ۳۴۷۰ كیلومتر از آهن مذاب (و در مركز، آهن جامد) قرار گرفته است. لایه سطحی تر زمین جبه (Mantle) خود به دو لایه جزیی تر كه مرز آن را عمق ۶۷۰ كیلومتری زمین مشخص می سازد تقسیم می شود. لایه دیگری نیز به ضخامت ۲۰۰ كیلومتر زیر جبه به عنوان یك لایه فرعی مورد اشاره قرار می گیرد. پس از بروز تحولات عظیم در عرصه شناخت لایه های سطحی تر زمین یا همان تكتونیك های صفحه ای عملاً «مدل پیاز» طرفداران بیشتری را در مجامع علمی و دانشگاهی به خود جلب كرد. تصویر غالب پیرامون فعالیت های درونی زمین، این سیاره را به سه لایه كلی تقسیم كرد: عمق ۶۷۰ كیلومتری به عنوان مرز دو لایه بالایی (همان طوری كه در بالا نیز به آن اشاره شد) و مركز (Core) به عنوان لایه سوم. بدین ترتیب، سیاره زمین همانند ماشین بخاری با سه لایه متفاوت در نظر گرفته شد. ساختار زمین تا عمق ۶۷۰ كیلومتری همانند دیگ بسیار كم عمقی است كه آب در آن به آهستگی می جوشد. طی این فرایند، گرما و سنگ از طریق برآمدگی های پدیدار شده در وسط اقیانوس به لایه های سطحی زمین راه می یابد كه در نتیجه آن پوسته جدیدی (Crust) ساخته شده و كمی از حرارت اعماق زمین كاسته می شود. در مقابل، تكه های سرد صفحات قدیمی از طریق گودال های موجود در كف دریاها به درون زمین راه می یابد. یك لایه نازك از سنگ داغ ممكن است از درست بالای مرز ۶۷۰ كیلومتری بالا بیاید تا یك نقطه داغ آتشفشانی، همانند هاوایی را بسازد. اما هیچ سنگ داغی از درون مرز ۶۷۰ كیلومتری بالا نیامده و هیچ سنگ سردی به درون آن فرو نرفته است. احتمال ضعیف تری نیز مطرح است كه جبه زمین همانند یك دیگ عمیق كار می كند كه لایه های نازك سنگ دائماً از مرز هسته با پوسته جبه به بالا جابه جا می شوند. چهل سال جست وجو پیرامون حقایق فعالیت های درونی زمین با استفاده از پیشرفته ترین ابزارهای ثبت ارتعاشات درونی باعث تقویت نظریه «موتور حرارتی زمین» شده است. با این حال، شدت مباحثات علمی پیرامون این نظریه هیچگاه فروكش نكرده است. ثبت ارتعاشات درونی زمین با استفاده از ابزارهای پیشرفته امروزی آشكارا نشان می دهد كه مرز ۶۷۰ كیلومتری زمین یك «سد نفوذناپذیر» نیست. تخته سنگ های بزرگ به درون این مرز رسوخ می كنند، هر چند به دشواری. مدافعان نظریه «تقسیم زمین به لایه های مجزا» نیز مرز رسوخ ناپذیر مورد ادعای خویش را به عمق ۱۰۰۰ كیلومتری یا حتی بیشتر از آن انتقال داده و به درستی خودشان را با اكتشافات نوین تطبیق داده اند. بعضاً نیز این احتمال مطرح می شود كه شاید مرز انعطاف پذیر نیمه رسوخ پذیری وجود داشته باشد كه فقط سنگ ها یا تیغه های بسیار قوی قادرند به درون آن نفوذ كنند. اكنون فناوری تصویربرداری ارتعاشات لرزه ای (Seismic imaging) همچنین به وجود دو توده بزرگ سنگ در لایه های پوسته ای تر در زیر قاره آفریقا و اقیانوس آرام اشاره می كنند. پژوهشگران با این عقیده مخالفند كه دمای این توده های پیستونی شكل از میانگین دمای پوسته بیشتر بوده و جرم حجمی آن نیز بیشتر باشد، ضمن اینكه آنها با فرض انتقال ناخواسته آنها به لایه های سطحی تر فقط به واسطه فشار جریانات پیرامونی نیز مخالفند. لایه های نازك سنگ كه تا حدی ذوب شده اند سطوح پایینی جبه را پوشانده اند، اما هنوز معلوم نیست كه آیا تیغه های بسیار باریك نیز در این سطوح یافت می شوند یا خیر. متخصصان زمین شیمی كه مطالعه خواص درونی عناصر و ایزوتوپ های موجود در سنگ های مشتق از جبه را در دستور كار خود دارند نشانه های وجود پنج مخزن با عمر طولانی را یافته اند كه باید میلیاردها سال در برابر اختلاط سنگ ها در جبه مقاومت كرده باشند. اما آنها نشانه ای در دست ندارند كه این مخازن ممكن است در كجای جبه پنهان شده باشند. چطور می توانیم از رازهای «ماشین سیاره ای زمین» كه به طور فزاینده ای نیز پیچیده تر می شوند پرده برداریم و مشخص سازیم كه چه عاملی باعث شده است تا این سیاره با وجود همه تحولات ریز و درشت درونی خود تا این اندازه قابل سكونت باشد؟ ظاهراً راهی جز تداوم پژوهش های قبلی و توسل جستن به عنصر شكیبایی وجود ندارد. روی هم رفته، تكتونیك های صفحه ای از بیش از نیم قرن پیش مورد مطالعه دقیق قرار داشته اند، اما باید پذیرفت كه پژوهشگران اولیه به دلیل دسترسی به فناوری های ابتدایی تر مجبور بودند فقط لایه های سطحی تر دریاها و اقیانوس ها را مورد كنكاش قرار دهند. بهبود توانایی های بشر امروزی در سنجش ارتعاشات درونی زمین به موازات عرضه لرزه سنج های بسیار پیشرفته تر به بازار باعث شده است تا امیدواری ها نسبت به تداوم اكتشافات پیشین در عرصه تكتونیك صفحه ای تا حد زیادی افزایش پیدا كند. داده های حاصل از این قبیل ابزارهای پیشرفته هم اكنون باعث بروز توانمندی های چشمگیری در تشخیص دما از آثار تركیبی نزد كارشناسان شده است. افزایش توانمندی های فناوری پژوهشگران به ترسیم تصویر حتی پیچیده تری از ساختار جبه انجامیده است. فیزیكدان های فعال در حوزه مواد معدنی در برخی از معتبرترین آزمایشگاه های دنیا هم اینك در حال رمزگشایی خواص بیشتری از سنگ های موجود در اعماق مختلف جبه هستند تا به كمك اكتشافات جدید بتوانند تفسیر دقیق تری را از داده های حاصل از فعالیت های لرزه نگاری ارائه دهند. البته، هنوز جزئیات فراوانی از تركیب ساختاری جبه ناشناخته باقی مانده و همین امر به مانعی بر سر راه پژوهشگران تبدیل شده است. كارشناسان، محققان و مدل سازان فعال در حوزه زمین شناسی قصد دارند تا در آینده با دقت بسیار بیشتری كل این ماشین (حرارتی) را شبیه سازی كنند. در صورت تحقق چنین فرضی یقیناً اطلاعات بیشتری در مورد ارتعاشات درونی زمین، فیزیك مواد معدنی و سایر ویژگی های مربوط به مشاهدات ژئوفیزیكی از قبیل تنوعات جاذبه ای حاصل خواهد شد. شاید ۴۰ سال دیگر برای تحقق چنین پیشرفتی لازم باشد. پس، امیدوارانه منتظر می مانیم.

[Borna66]

نحوه تشکیل شفق قطبی:

شفق قطبی چیست و چگونه تشکیل می شود؟

نیروهای لورنتس که موجب انحراف مسیر الکترونها در میدان های مغناطیسی می شود در بسیاری از پدیده های طبیعی تجلی می یابند و فقط با یاری گرفتن از این نیروها توضیح آنها ممکن است. یکی از تماشایی ترین و با شکوهترین پدیده ها از این نوع شفق قطبی است، که مشخصه عرض های جغرافیایی بالا , نزدیکی های شمال یا جنوب مدار قطبی است. پدیده شگفت آور و زیبایی که در طول شب قطبی طولانی در آسمان دیده می شود.


آسمان تابان می شود و نقش هایی با رنگها و شکل های گوناگون دیده می شود. گاهی دارای شکل کمان یکنواخت ، ساکن یا تپنده است و گاهی عبارت است از شمار زیادی پرتو با طول موج های متفاوت ، که مانند پرده ها و نوارها بازی می کنند و پیچ و تاب می خورند. رنگ تابانی از سبز مایل به زرد به سرخ و بنفش مایل به خاکستری تغییر می کند. طبیعت و منشا شفق های قطبی زمان درازی به کلی پوشیده مانده بود. تا اینکه به تازگی برای این راز توضیح رضایت بخشی پیدا شد.

ارتفاع شفق های قطبی:

قبل از همه , دانشمندان موفق شدند ارتفاعی را که شفق های قطبی ظاهر می شوند، تعیین کنند. به این منظور از یک تابانی از دو نقطه به فاصله چند ده کیلومتر از یکدیگر عکس گرفتند. به کمک چنین عکس هایی ثابت کردند که شفق های قطبی در ارتفاع 80 تا 100 کیلومتری بالای زمین (بیشتر اوقات در ارتفاع 100 کیلومتر) ظاهر می شوند. به این ترتیب دریافتند که شفق های قطبی تابانی گازهای رقیق موجود در جو زمین هستند، که تا اندازه ای به تابانی در لامپ های تخلیه گاز شبیه می باشند.

دوره تناوب ظهور شفق های قطبی:

رابطه جالب بین شفق های قطبی و پدیده های دیگر روشن است. شفق های قطبی با دوره های متفاوت مشاهده می شوند. اختلاف دوره های شفق قطبی بعضی اوقات به چندین سال می رسد. مشاهدات چندین ساله آشکار ساخته اند که دوره های زیادی ماکزیمم شفق های قطبی به طور مرتب در 11.5 سال تکرار می شوند . در طول این مدت ، شماره شفق های قطبی نخست سال به سال کاهش می یابد و سپس شروع می کند به زیاد شدن تا مقدار آن در 11.5 سال از نو به ماکزیمم می رسد.

سایر پدیده های زیبای جوی:

مشاهده سطح خورشید ، از خیلی پیش ، وجود لکه های تار و نامنظمی را روی قرص آن آشکار ساخته اند که اغلب شکل و جایشان عوض می شود، معلوم شده است که تعداد و مساحت کل این لکه ها از سالی به سال دیگر ، نه به طور کاتوره ای بلکه با همان دوره 11.5 سال , تغییر می کنند . در این فرایند , ماکزیمم لکه های خورشیدی ، یا فعالیت خورشیدی ماکزیمم ، همزمان با شفق قطبی ماکزیمم عارض می شوند و نابودی آنها نیز با هم هماهنگ می باشد.
تعداد توفان های مغناطیسی به ماکزیمم خود می رسد. در سالهای اخیر رابطه مشابهی بین فعالیت خورشیدی (تعداد لکه های خورشیدی) و شرایط انتشار امواج رادیویی در لایه های بالای جو اثبات شده است. بنابراین مساله ، علاوه بر معنای نظری محض ، اهمیت عملی نیز پیدا کرده است.

فرضیه بیرکلند در مورد لکه های خورشیدی:

بیرکلند (B.Birkeland ) دانشمند نروژی با مقایسه نتایج اخیر این فرضیه را مطرح کرد که لکه های خورشیدی ناحیه هایی هستند که آنها باریکه های ذرات باردار (الکترونها) به داخل فضای اطراف گسیل می شوند. این ذرات با رسیدن به لایه های بالای جو زمین ، از طریق برخوردهای الکترون در این لایه ها ، مشابه تخلیه گاز در لوله ، گازها را به تابانی وا می دارند. این الکترون ها همچنین روی میدان مغناطیسی زمین و شرایط انفجار امواج رادیویی مجاور زمین اثر می گذارند.

یک پرسش و یک پاسخ:

اگر نظریه بیرکلند درست باشد، چرا شفق های قطبی در عرض های بالا ، یعنی در نواحی نزدیک به قطب ها مشاهده می شوند؟ در صورتیکه می دانیم پرتوهای خورشید تمام سطح زمین را روشن می کنند. پاسخ این پرسش را استرمر (Stermer) ، دانشمند نروژی دیگر پیدا کرد. ذرات باردار گسیل شده از خورشید به جو زمین می رسند و به درون میدان مغناطیسی آن نفوذ می کنند. در آنجا نیروی لورنتس بر آنها اثر می کند. و آنها را از مسیر اولیه خود منحرف می سازد.
استرمر محاسبات ریاضی پیچیده ای انجام داد و مسیر این الکترون ها را در میدان مغناطیسی زمین حساب کرد. او نشان داد که ذرات باردار منحرف شده توسط میدان مغناطیسی زمین ، به یقین فقط به نواحی قطبی کره زمین وارد می شوند.

کاربرد ویژه نیروی لورنتس:

این نظریه که در انحراف ذرات باردار در میدان مغناطیسی زمین نیروی لورنتس را به حساب می گیرد، با شمار زیادی از نتایج آزمایشگاهی به خوبی همخوانی دارد و در حال حاضر پذیرش همگانی یافته است. هر چند به تازگی برای توضیح کمی تمامی این دیدگاه دشواریهایی بروز کرده است.
جو «زمین»

جو زمین لایه ای از گازها است که که زمین را احاطه کرده اند که این گازها بوسیله جاذبه زمین نگهداشته شده اند. جو زمین شامل نیتروژن (78.1%) و اکسیژن (20.9%) همراه مقدار کمی از آرگون (0.9%)، دی اکسید کربن (متغیر، ولی حدود 0.035%) ، بخار آب ودیگر گازها می شود. جو زمین موجودات روی زمین را از طریق جذب اشعه فرابنفش خورشید و کم کردن دمای بالای بین روز و شب محافظت می کند.

مرز دقیقی بین لایه های جو وجود ندارد ولی جو به سرعت با افزایش ارتفاع رقیق می شود و هیچ مرز مشخصی بین جو و فضای خارج از جو وجود ندارد. 75% از جو زمین تا ارتفاع 11 کیلومتر از سطح سیاره وجود دارد. در ایالات متحده کسانی که به بالای 50 مایل (80 کیلومتر) سفر کنند فضانورد شناخته می شوند. ارتفاع 400000 پا (75 مایل یا 120 کیلومتر) جایی است که تاثیر قابل توجهی هنگام ورود به آن می گذارد.همچنین ارتفاع 100 کیلومتری یا 62 مایلی به عنوان مرز بین اتمسفر و فضا به طور مکرر استفاده می شود.

دما و لایه های جوی

دمای جو زمین همراه با ارتفاع تغییر می کند؛ رابطه ریاضی بین دما وارتفاع مابین لایه های مختلف جومتغیر است:



*

تراپوسفر- 0- 17/7 کیلومتر، دما با افزایش ارتفاع کم می شود.
*

استراتوسفر- 17/7 -50 کیلومتر، دما با افزایش ارتفاع زیاد می شود.
*

مزوسفر- 50 – 85/80 کیلومتر، دما با افزایش ارتفاع کم می شود.
*

ترموسفر- 85/80 - +640 کیلومتر دما با افزایش ارتفاع زیاد می شود.
*

اگزوسفر

مرزهای بین این مناطق تروپوپوز، استراتوپوز و مزوپوز نامگذاری شده اند.
میانگین دمای جو در سطح زمین 14 درجه سانتی گراد است.

فشار

فشار جو نتیجه مستقیمی از وزن هواست. این به این معنی است که به همراه مکان و زمان تغییر می کند چون مقدار (و وزن) هوای بالای زمین به همراه مکان و زمان تغییر می کند. فشار جوی در اتفاع حدود 5 کیلومتری تقریبا به اندازه 50% سقوط می کند. میانگین فشار جو در سطح دریا حدود 101.3 کیلو پاسکال است.(حدود 14.7 پوند بر اینچ مربع)

جرم و جرم حجمی

جرم حجمی هوا در سطح دریا حدود 1.2 کیلو گرم بر متر مکعب است. این جرم حجمی با افزایش ارتفاع کم و به همین صورت فشار آن کاهش می یابد. مجموع جرم جو زمین در حدود 5.1 × 1018 کیلوگرم است که بخش بسیار ناچیزی از کل جرم زمین را تشکیل می دهد.جرم حجمی فشار جو زمین با افزایش ارتفاع تغییر می کنند. این تغییر تقریبا می تواند نمونه کاربردی Barometric formula باشد.

[Borna66]

ساختمان دروني زمين

زميني كه بر روي آن زندگي مي كنيم، شكلي كروي دارد. شعاع متوسط اين كره حدود 6368 كيلومتر و چگالي نسبي آن 5/5 است. از نظر ساختماني، زمين حالت لايه لايه دارد و هر لايه، داراي خواض فيزيكي و شيميايي متفاوت است.
بخشهاي سطحي بيشتر با نمونه برداري مستقيم و مطالعات آزمايشگاهي بر روي سنگها و ماگماها مورد مطالعه قرار مي گيرد. اما جزء بخشهاي سطحي ، دسترسي مستقيم به قسمت اعظم زمين امكان پذير نيست. با توجه به اطلاعات حاصل از مطالعه شهاب سنگها و ستارگان مي توان تا اندازه اي به تركيب كلي زمين پي برد.
اندازه گيري برخي از خصوصيات فيزيكي زمين (جرم، چگالي، گراني و ...) و مطالعاتي درباره ميدان مغناطيسي ماهيت مواد سازنده دروني زمين را آشكارتر مي كند.
مطالعه درباره ساختمان دروني زمين بيشتر به كمك امواج حاصل از زلزله يا انفجارهاي مصنوعي مسير مي شود. اين امواج همچون امواج نوري ، وقتي از محيطي وارد محيطي ديگر با جنس يا چگالي متفاوت مي شوند، شكسته شده و تغيير سرعت مي دهند. با مطالعه بر روي اين امواج، كره زمين را به سه لايه پوسته، گوشته (جبه) و هسته تقسيم كرده اند.

http://pnu-club.com/imported/2009/04/2383.jpg

تركيب شيميايي زمين

براي مطالعه ماهيت دروني زمين از اطلاعات گوناگوني كه با نمونه برداريهاي مستقيم و يا روشهاي غيرمستقيم به دست مي آيد، استفاده مي كنند.

الف) نمونه برداري مستقيم :
تجزيه شيميايي انواع مختلف سنگهاي آذرين، دگرگوني و رسوبي سطح زمين با نمونه هاي به دست آمده از حفاري ها مي تواند تا حدودي نوع مواد سازنده پوسته زمين را مشخص كند.
بر اثر فعاليتهاي آتشفشاني نيز نمونه هايي از بخشهاي عميق تر پوسته و بخشهاي بالايي گوشته در زير قاره ها به سطح زمين رسيده است. گاهي همراه مواد مذاب قطعات ذوب نشده و جامدي از قسمتهاي زيرين پوسته يا گوشته كه ميانبار ناميده مي شوند، به سطح زمين مي رسند. ميانبارها شواهد با ارزشي از چگونگي تركيب شيميايي اعماق پوسته و گوشته فوقاني را به دست مي دهند. در هر حال ميانبارها نمي توانند از اعماقي پايين تر از ناحيه خاستگاه ماگمايي كه حاوي آنها است، بالا آمده باشند.
نمونه هايي از پوسته و گوشته فوقاني زير اقيانوسها در سنگهايي موسوم به افيوليت به دست آمده است. افيوليتها مجموعه اي از سنگهاي لايه لايه به ضخامت حدود 5 هزار متر است كه تركيب آن را معادل پوسته اقيانوسي مي دانند كه در برخي نقاط در خشكيها از جمله در كشور ما ديده مي شوند. گفته مي شود، در چنين نقاطي ورقه هاي سنگ كره به يكديگر برخورد كرده اند و در قاره ها جاي گرفته اند.

http://pnu-club.com/imported/2009/04/2384.jpg
با توجه به تركيب ماگماهايي كه از گوشته فوقاني منشأ گرفته اند، همراه با بررسي هاي آزمايشگاهي بر روي فرايند ذوب و تبلور سنگهاي مختلف، مي توان در مورد تركيب گوشته فوقاني نتيجه گيري هاي بيشتري كرد.

ب ) روشهاي غيرمستقيم : با مطالعه سنگهاي آورده شده از ماه ، نيز شهاب سنگهايي كه به زمين برخورد مي كنند و گمان مي رود باقي مانده يك سياره قديمي باشند و همچنين مطالعه خورشيد و ساير ستارگان تا حدودي مي توان تركيب شيميايي مواد سازنده جهان را به دست آورد. و از اين طريق در مورد تركيب كلي زمين نيز نتيجه گيري كرد. پس از وقوع زمين لرزه دو نوع موج دروني و سطح توليد مي شود. امواج دروني خود از دو نوعند :‌ موج طولي يا P و موج عرضي يا S كه اين امواج در مطالعه ي داخل زمين بيشتري كمك را به دانشمندان مي كنند.
سرعت انتشار امواج لرزه اي در سنگها به چگالي و كش ساني (الاستيسيته ) آن ها بستگي دارد ( كش ساني خاصيتي است كه بر اثر آن وقتي يك ماده ي جامد تحت تأثير نيروهاي مخالف قرار مي گرد تغيير شكل و اندازه مي دهد ولي با از بين رفتن خير به حالت اول برمي گردد)
امواج لرزه اي دروني درست مانند امواج نوري، ممكن است ضمن انتشار، منعكس يا منعكس شوند. امواج لرزه اي بر اثر برخورد با سطوح بسياري در درون زمين، مثل سطح بين هسته و گوشته (اتصال گوتنبرگ) يا گوشته و پوسته (انفصال موهو) مي تواند منعكس شوند. انكسار نيز زماني رخ مي دهد كه سرعت امواج لرزه اي در محيط انتقال دهنده ي آنها تغييركند.


خصوصيات و تركيب پوسته

پوسته نسبتاً قشر نازكي در سطح يا بالاترين لايه هاي كره زمين است. ضخامت متوسط پوسته متفاوت و در قاره ها بين 20 تا 60 كيلومتر و در اقيانوسها بين 8 تا 12 كيلومتر است. مرز بين پوسته و گوشته به نام كسي كه اول بار آن را در سال 1910 تشخيص داد انفصال موهورو ويچ يا به اختصار موهو ناميده مي شود.
ضخامت پوسته از جايي به جاي ديگر فرق مي كند، ولي به طور كلي در زير رشته كوههاي قاره ها حداكثر مقدار خود را دارد. ضخامت پوسته در دشت ها كمتر است و در فلات قاره از آن هم كمتر مي شود. نازكترين بخش پوسته را در اقيانوسها، مخصوصاً در نزديكي محور رشته كوه هاي اقيانوسي، مي توان مشاهده كرد.
تركيب پوسته در قاره ها با تركيب آن در اقيانوسها متفاوت است. تركيب شيميايي متوسط پوسته قاره اي مشابه تركيب آندزيت است. بخش هاي رويي پوسته فني از سيليس (Sio2) و آلومين (Al2o3) است.
چگالي سنگهاي قاره اي 2/8/cm 3 و سن قديمي ترين آنها به 8/3 ميليارد سال هم مي رسد. اما چگالي سنگهاي پوسته اقيانوسي حدود 3/g/cm3 است. پوسته ي اقيانوسي،‌اساساً از دو بخش رسوبي (نازك) و بازالتي تشكيل شده است.


خصوصيات و تركيب گوشته

گوشته در زير پوسته قرار دارد و تا عمق 2900 كيلومتري ادامه دارد. دامنه چگالي گوشته از 3/3 گرم بر سانتي متر مكعب در نزديكي پوسته تا 5/5 گرم بر سانتي متر مكعب در نزديك هسته تغيير مي كند.
سرعت امواج p در پوسته بين 6 تا 7 كيلومتر بر ثانيه تغيير مي كند ولي در زير مرز موهو به بيش از 8 كيلومتربر ثانيه مي رسد. تجربيات آزمايشگاهي نشان مي دهد كه در سنگهاي غني از كاني هاي اليوين و پيروكسن مثل پريدوتيت، سرعت امواج لرزه اي بيش از 8 كيلومتر بر ثانيه است. بنابراين تصور مي شود كه اين كاني ها بايد جزء كاني هاي اصلي گوشته باشند. اين نتيجه با اطلاعاتي كه از راه هاي ديگر درباره تركيب گوشته به دست آمده سازگار است. سرعت امواج p و s در نواحي مختلف گوشته بي نظمي هايي نشان مي دهد.
اولين تغيير هم در عمق حدود 70 تا 100 كيلومتري شروع مي شود يعني ازقاعده پوسته تا عمق حدود 100 كيلومتر . سرعت به تدريج از حدود 8 به 3/8 كيلومتر بر ثانيه مي رسد. مطالعات نشان مي دهد كه اين قسمت سخت و سنگي است. اين بخش از گوشته را به همراه پوسته سنگ كره (ليتوسفر) مي گويند، در زير ليتوسفر سرعت امواج زلزله شروع به افت مي كند و كم كم به زير 8 كيلومتر بر ثانيه مي رسد و تا عمق حدود 350 كيلومتر در حد كم باقي مي ماند. اي منطقه را اصطلاحاً « لايه كم سرعت» مي گويند. مواد اين قسمت به نقطه ي ذوب خود نزديك هستند و از اين رو تا حدي سختي خود را از دست داده و نرم شده اند و به همين علت به آن سست كره ( استنوسفر) هم گويند. شواهدي كه نشان دهنده تغييرتركيب شيميايي سنگها در لايه كم سرعت باشد وجود ندارد.
يك توضيح احتمالي براي وجود لايه كم سرعت آن است كه در اعماق حدود 100 تا 350 كيلومتر درجه زمين گرمايي به دماي شروع ذوب سنگهاي گوشته نزديك مي شود در نتيجه سنگها از حالت جامد و سخت فاصله مي گيرند و به حالت خميرسان نزديك مي شوند.
به هر حال ، مقدار مواد مذاب (اگر وجود داشته باشد) بايد خيلي كم باشد؛ چون لايه كم سرعت موج S را عبور مي دهد، در حالي كه اين موج نمي تواند از مايعات عبور كند. بنابراين مي توان گفت سنگها در منطقه كم سرعت به صورت جامد ولي خيلي نزديك به ذوب باقي مي مانند.
لايه ي كم سرعت اهميت زيادي در توجيه نظريه ي زمين ساخت ورقي ( فصل 3) دارد. زيرا در اين نظريه، ورقه هاي تكنونيكي بايد به توانند بر روي يك منطقه تقريباً پلاستيك بلغزند . به علاوه چنان كه مي دانيم ماگماي بازالتي نيز براثر ذوب بخشي سنگها در گوشته فوقاني از اعمال حدود 100 تا 350 كيلومتر منشاء مي گيرد.
با توجه به شكل (4-2) مي بينيم كه در اعماق حدود 400 تا 670 كيلومتر نيز افزايش نسبتاً تندي در سرعت امواج ديده مي شود. بر اساس مطالعات آزمايشگاه اين تغييرات سرعت را ناشي از تغيير فاز ( تغييرات در كاني شناسي يا ساختمان بلورين بدون آن كه لزوماً تغيير در تركيب ايجاد شود) مي دانند

http://pnu-club.com/imported/2009/04/2385.jpg
در زير عمق 670 كيلومتر فشردگي موجب مي شود كه سرعت امواج لرزه اي به آهستگي و به طور تقريباً منظم تا مرز گوشته – هسته افزايش يابد. در اين قسمت سنگها چگال و بسيار الاستيك اند. به هرحال ماهيت اين لايه خيلي كمتر از لايه هاي فوقاني شناخته شده است.



خصوصيات و تركيب هسته

هسته از زير گوشته تا مركز زمين ادامه دارد. امواج p و s به شدت تحت تأثير مرزي كه در عمق 2900 كيلومتري زمين است قرار مي گيرند. در اين عمق از سرعت موج p شديداً كاسته شده و موج s جذب مي شود. مرز بين گوشته و هسته در اين عمق قرار دارد.
امواج p مي توانند از درون جامدات و مايعات عبور كنند. بنابراين مي توانند از سنگها و نيز ماگما و ديگر سيالات بگذرند، گر چه سرعت آن ها در محيط هاي مختلف تغيير مي كند. در عوض، امواج s نمي توانند از سيالات عبور كنند.
وقتي زمين لرزه ي بزرگي روي مي دهد، در فاصله بيش از 103 درجه از مركز سطحي زلزله، امواج s مستقيماً قابل دريافت نيستند. به عبارت ديگر يك «منطقه سايه» براي موج s از حدود 103 درجه به بعد در آن سوي زمين ايجاد مي شود.
بنابراين بايد گفت كه يك توده ي سيال در درون زمين راه عبور امواج s ‌ را مي بندد. اين توده سيال، هسته خارجي مايع زمين است. اندازه ي هسته ي خارجي با توجه به وسعت منطقه سايه معلوم شده است. هسته ي خارجي يك منطقه سايه حلقه مانند براي موج p نيز ايجاد مي كند

http://pnu-club.com/imported/2009/04/2386.jpg
منطقه سايه در نواري حدود 103 تا 142 درجه نسبت به مركز سطحي زلزله گسترده است. منطقه سايه موج p ناشي از شكست امواج p در مرز گوشته هسته است.
چنان كه گفتيم امواج لرزه اي مي توانند در مرزهاي بين لايه هاي با خصوصيات لرزه اي متفاوت منعكس شوند. به اين ترتيب است كه وجود هسته داخلي مشخص شده است، بخشي از امواج P ‌ در اثر برخورد با مرز بين هسته ي داخلي و خارجي منعكس مي شود و از آنجا كه سرعت ها در گوشته و هسته خارجي معلوم است، با محاسبه زمانهاي مسير امواج P منعكس شده از هسته ي داخلي مي توان عمق اين هسته را برآورد نمود. سرعت موج P در هسته ي داخلي خيلي بيشتر از هسته خارجي است. از اين مطلب نتيجه گيري مي شود كه هسته ي داخلي زمين بايد جامد باشد، تصور نمي شود كه ما در عميق ترين بخش دروني زمين به همان نسبت كه عمقي خيلي افزايش مي يابد زياد شود، ولي فشار به سوي مركز زمين به تدريج زياد مي شود و در مركز زمين به حداكثر مي رسد. به اين جهت حتي اگر تركيب هسته ي داخلي و خارجي يكسان باشد، هسته داخلي به علت فشارهاي زياد مي تواند به صورت جامد باشد، در حالي كه هسته ي خارجي مايع است.
با مقايسه نتايج حاصل از تجربيات آزمايشگاهي بر روي مواد مختلف تحت فشارهاي فوق العاده زياد، با نتايج اندازه گيريهاي سرعت امواج لرزه اي در هسته ، تصور مي شود كه هسته زمين عمدتاً مخلوطي از آهن و نيكل همراه با مقدار كمي عناصر ديگر باشد.
درهر صورت بعيد به نظر مي رسد كه هسته متشكل از سيليكاتها باشد. يكي ديگر از دلايلي كه وجود آهن و نيكل را در هسته تأييد مي كند تركيب شهاب سنگها است. گمان مي رود كه منشأ شهاب سنگهاي آهني، هسته ي يك سياره اي قديمي باشد كه از هم پاشيده شده و به صورت سيارك ها در آمده است. تمام شهاب سنگهاي آهني حاوي مقداري نيكل نيز مي باشند. به همين جهت گفته مي شود كه در هستهي زمين همراه با آهن، نيكل نيز وجود دارد. وجود ميدان مغناطيسي زمين عامل ديگري بر تأييد اين مطلب است كه هسته ي زمين از آهن و نيكل درست شده است.
برخي از عناصري كه از نظركيهاني فراوان و قابل امتزاج با آهن مذاب اند، مثل سيليسيم فلزي، اكسيژن و گوگرد نيز به عنوان سازندگان فرعي هسته ي خارجي پيشنهاد شده اند.


ميدان مغناطيسي

دانش امروزي ما از منشأ ميدان مغناطيسي زمين، محصول يافته هايي است كه درباره حركت الكترونها در اختيار داريم. فيزيكدانها دريافته اند كه با استفاده از جريان الكتريسته مي توان ميدان مغناطيسي ايجاد كرد و برعكس با حركت دادن يك جسم هادي الكتريسته از درون يك ميدان مغناطيسي جريان الكتريكي به وجود آورد.
دستگاهي كه چنين عملي را انجام مي دهد ديناموي خود القا نام دارد.
زمين را نيز مي توان به يك ديناموي خود القاي غول پيكر تشبيه كرد كه حركت الكترونها در آهن مذاب موجود در هسته ي خارجي آن مولد ميدان مغناطيسي است. زمين، هم در گردش وضعي و هم درحركت انتقالي خود پيوسته خطوط نيروي مغناطيسي خورشيد را قطع مي كند. حركت دوراني زمين و همچنين اختلاف دماي هسته ي داخلي و گوشته سبب ايجاد جريانهاي كنوكسيون در آهن مذاب هسته ي خارجي مي شود. از سوي ديگر قطع شدن ميدان مغناطيسي خورشيد توسط آهن مذاب در حال حركت جريان الكتريسته ايجاد مي كند . اين جريانها ميدان مغناطيسي زمين را پديد مي آورند كه خود مولد جريانهاي الكتريكي قوي تر مي شود. اين جريانها هم به نوبه ي خود ميدان مغناطيسي قوي تري را به وجود مي آورند.

وارونگي مغناطيسي:
ميدان مغناطيسي زمين به طور دائم در حال تغيير است. مثلاً موقعيت قطب هاي مغناطيسي زمين نسبت به قطب هاي جغرافيايي آن ثابت نيست و فعلاً ، با سرعت 2/0 درجه در سال، در حال جابجايي است. علاوه بر اين ميدان مغناطيسي زمين در فواصل زماني كه به طور متوسط نيم ميليون سال طول مي كشد، ضعيف مي شود و به تدريج به سمت نابودي مي رود. اما بعد از نابودي، ميدان دوباره شروع به تشكيل مي كند و اغلب ، جهت كنوكسيوني مواد، مخالف جهت قبلي خواهد شد (وارونگي مغناطيسي).
پس مي توان گفت قطبين مغناطيسي شمال و جنوب زمين در طول تاريخ خود صدها و بلكه هزارها بار جابه جا شده اند. نتيجه چنين وارونگي مغناطيسي را نخستين بار در قرن گذشته و در كشور فرانسه دريافتند.
به نظر مي رسد وارونگي مغناطيسي، حاصل تغييراتي است كه در جريانهاي همرفتي (كنوكسيوني) هسته ي خارجي ايجاد مي شود. وقتي مقدار گرماي موجود در درون زمين تغيير كند، جريان هاي همرفتي هم تغيير مي كنند. آشفتگي حاصل از اين جريان تغيير پذير، ممكن است ميدان مغناطيسي زمين را تضعيف يا تقويت كند. مدت زماني كه زمين فاقد ميدان مغناطيسي است، ممكن است چند قرن طول بكشد. يك وارونگي مغناطيسي از يك حالت ناپايدار تا حالت پايدار بعدي – بين 1000 تا 5000 سال طول مي كشد. روشن است كه عقربه ي قطب نما درحالت وارونگي مغناطيسي برعكس حالت امروزي خواهد ايستاد.


نيروي گرانشي

نيروي گرانش يا جاذبه به طور دائم و در همه جاي زمين عمل مي كند ولي شدت آن درجاهاي مختلف متفاوت است.
تغييرات شدت گرانش اطلاعات با ارزشي از ساختمان زمين و تركيب داخل آن، در نقاط مختلف به دست مي دهد.
طبق نظر نيوتن در قانون گرانش عمومي، بين دو جسم به جرم m و ََ m ، صرف نظر از جنس آن ها، همواره نيروي جاذبه (f) وجود دارد. اندازه ي اين نيرو با حاصل ضرب جرم دو جسم نسبت مستقيم و با مجذور فاصله ي آنها از يكديگر نسبت وارون دارد. قانون گرانش عمومي را به صورت F=G mm’/R2 مي نويسند.
(G ثابت جهاني گرانش و مقدار آن m3/kgS2 6/672×10-11 است )
در معادله بالا مي توان به جاي 'm جرم زمين (E) و به جاي m جرم هر جسمي كه در بيرون از زمين قرار دارد و مقدار R را هم فاصله ي جسم تا مركز زمين در نظر گرفت و به اين طريق نيروي گرانش زمين را در هر نقطه اي به دست آورد. مقدار شدت گرانش را توسط ابزاري به نام گراني سنج اندازه گيري مي كنند.
ناهنجاري هاي گرانشي : حتي بعد از در نظرگرفتن تأثير ارتفاع و عرض جغرافيايي محل، هنوز هم ميزان شدت گرانشي در همه جاي زمين مساوي نيست. تفاوت ميان مقدار واقعي شدت گرانش سنجيده شده با مقدار منتظره ي آن در يك نقطه را ناهنجاري گرانشي مي نامند. علت وجود اين ناهنجاري ها، تفاوت در چگالي قسمت هاي داخلي زمين است كه بر مقدار جرم و در نهايت، بر مقدار شدت گرانشي تأثير مي گذارد.


فشار

فشار دروني زمين نسبتاً به آساني قابل برآورد است. فشار هر نقطه، در زير سنگ كره ، با توجه به ضخامت و چگالي سنگ هاي فوقاني تعيين مي شود. چنان كه گفتيم چگالي لايه هاي مختلف را مي توان بر اساس داده هاي امواج لرزه اي به دست آورد. اين موضوع امكان محاسبه فشار را به عوان تابعي از عمق زمين فراهم مي كند.
http://pnu-club.com/imported/2009/04/316.gif

فشار در مركز زمين به بيش از 5/3 ميليون برابر فشار اتمسفر در سطح زمين مي رسد.


دما

دما در پوسته زمين به ازاي هر كيلومتر كه به عمق برويم حدود 30 درجه ي سانتي گراد افزايش مي يابد. البته براي قسمتهاي عميق تر اين روند افزايش كندتر مي شود. زيرا در غير اين صورت به طول مثال در عمق 2800 كيلومتري دما بايد به 8400 درجه سانتي گراد مي رسيد، كه در چنين دمايي سنگ ها ديگر نمي توانند به صورت جامد يا حتي مايع باشند. بنابراين دماي گوشته و هسته بايد خيلي كمتر از اين مقادير باشد.
شواهد نشان مي دهد كه در استنوسفر بايد دما مساوي يا كمي بيشتر از نقطه ذوب سنگها در اين عمق، و در ساير نقاط گوشته زير نقطه ي ذوب سنگها در اين اعماق باشد.
در هسته ي خارجي هم بايد دما بيشتر ازدماي نقطه ذوب آهن در اين فشار و در هسته داخلي برعكس، دما زير نقطه ذوب آهن در اين اعمال باشد.

[Borna66]

مقياس مرکالى چيست؟

در هنگام وقوع زلزله بارها با کلمه مقياس ريشتر مواجه ميشويم. شايد کلمه مقياس مرکالى هم به گوشتان رسيده باشد. هر چند که کمتر مورد استفاده قرار ميگيرد. اين دو مقياس قدرت يک زلزله را از دو جنبه مختلف بيان کنند. از مقياس ريشتر براى بيان بزرگى يک زمين لرزه يعنى مقدار انرژى آزاد شده طى يک زمين لرزه استفاده ميشود.
قدرت تخريبى يک زلزله علاوه بر قدرت آن به ساختار زمين در منطقه مورد نظر و طراحى و مکان سازه‌هاى ساخت بشر بستگى دارد. ميزان ويرانى‌هاى به بار آمده را معمولاً با مقياس مرکالى بيان مى‌کنند. دانشمندان مى‌توانند درجه مقياس ريشتر را درست پس از زمين لرزه و زمانى که امکان مقايسه اطلاعات از ايستگاه‌هاى مختلف زلزله نگارى به وجود آمده، معين کنند.
اما درجه مرکالى را نمى توان به اين سرعت مشخص کرد و لازم است که محققان زمانى کافى براى بررسى اتفاقاتى که حين زمين لرزه روى داده است، در اختيار داشته باشند. هنگامى که تصور دقيقى از ميزان خسارت هاى وارده به عمل آمد، مى توان درجه مرکالى مناسب را تخمين زد.

[Borna66]

ژئوفيزيك چيست؟ ?What is geophysics
ژئوفيزيك يك علم چندرشته‌اي است كه با بكارگيري دانش و تكنيك‌هاي فيزيك، رياضي، زمين‌شناسي و كامپيوتر به مطالعه نيروها و فرآيندهاي فيزيكي كه در گذشته و حال در حال تغيير سياره ما بوده‌اند مي‌پردازد. بعنوان مثال درك ماهيت زلزله‌‌ و حركت و تغيير شكل قاره‌ها از مسائل مهمي هستند كه همواره ذهن ژئوفيزيكدانان را به خود مشغول كرده‌اند.

اهميت روشهاي ژئوفيزيكي در آن است كه به ژئوفيزيكدانان اجازه مي‌دهد تا خواص فيزيكي درون زمين را كه از دسترس مستقيم انسان خارج هستند اندازه‌گيري نمايند. ژئوفيزيكدانان با استفاده از امواج لرزه‌اي و اندازه‌گيري ميدان‌هاي گرانش و مغناطيس زمين مي‌توانند خواص الاستيكي ومغناطيسي، چگالي، و دماي درون زمين را اندازه‌گيري كنند.

ژئوفيزيك را مي‌توان به دوشاخه عمده ژئوفيزيك جهاني و ژئوفيزيك اكتشافي تقسيم نمود. ژئوفيزيك جهاني علاقه‌مند به مطالعه فرآيندهاي دروني و بيروني است كه در حال تغيير سياره ما هستند و به مطالعه لرزه‌خيزي، ميدان‌هاي گرانشي و مغناطيسي، تحول گرمايي و تغيير شكل زمين و همچنين فرآيندهاي فيزيكي اتمسفر و .... مي پردازد. در ژئوفيزيك اكتشافي ژئوفيزيكدان با بهره‌گيري از روش‌هاي گوناگون به شناسايي لايه‌هاي كم‌عمق زمين جهت اكتشاف منابع انرژي و معدني زمين مي‌پردازد .

ژئوفيزيكدانان بطور گسترده‌اي از كامپيوتر در تحقيقات خود استفاده مي‌كنند و خود بطور موثري در ابداع سخت‌افزار و نرم‌افزار كامپيوتري سهم داشته‌اند. امروزه آنها از كامپيوتر براي اخذ و فرآوري داده‌هاي حجيم ژئوفيزيكي و شبيه‌سازي فرآيندهاي ژئوديناميكي استفاده مي‌كنند. ژئوفيزيكدانان در زمره‌ اولين دانشمنداني هستند كه توانسته‌اند مدلهاي پيچيده مكانيك سيالاتي اتمسفر وگوشته زمين را بر روي كامپيوترهاي موازي اجراء كنند

[Borna66]

ژئوفيزيك
ژئوفيزيك زمين و محيط پيرامون آن را از ديدگاه فيزيكي مطالعه مي كند و در اين مطالعه از اندازه گيري كمي پارامترها و ويژگي هاي فيزيكي مانند روشهاي انكسار و انعكاس لرزه اي, ثقلي, مغناطيسي, الكتريكي, الكترومغناطيسي و راديواكتيويته كمك مي گيرد. ژئوفيزيك با تركيب و پديده هاي فيزيكي زمين و پوششهاي مايع و گازي دربرگيرنده اش سروكار دارد. حوضه هاي مطالعاتي شامل علوم جوي و ستاره شناسي, زمين شناسي, لرزه شناسي, آتشفشان شناسي, اقيانوس شناسي و علوم دريايي وابسته مانند آب شناسي ميباشد.

(http://pnu-club.com/report.php?p=707099)

[Borna66]

شدت زمين لرزه
تا قبل از اختراع دستگاه‌هاى ثبت زلزله اهميت زلزله‌ها با توجه به وسعت تخريب حاصل از آن مطرح بود. اولين بار روبروت ماله (Robert Mallet) منحنى شدت را ترسيم کرد بدين صورت که در زلزله 1875 ايتاليا، وى نقاط داراى خسارت يکسان را به يکديگر وصل نمود و بدين ترتيب منحنى‌هاى هم شدت ترسيم شدند و محل داراى حداکثر خسارت را کانون زلزله ناميد که همان کانون بيرونى يا مرکز خارجى زلزله است.
اولين بار مقياس شدت در سال 1880 توسط روسى (Rossi) ايتاليايى و فورل (Foret) سويسى مطرح شد که در سال 1902 توسط مرکالى (Mercalli) ايتاليايى اصلاح شد. اين مقياس بعدا توسط افراد ديگر تکميل شد و امروزه تنها مقياسى است که براى بيان شدن زلزله مورد استفاده قرار مى‌گيرد. با توجه به اسامى تکميل کنندگان که وکارنيک (Karnik) اسپاکز (Sponkener) مدودر (Medveder) مى‌باشد آنرا مقياس M S K نيز مى‌گويند

[Borna66]

تشكيل كره زمين:

حدود 5 ميليارد سال پيش توده بزرگي ابر از گاز و ذرات ريز بر اساس جاذبه شروع به كشيده شدن به سمت همديگر كردند و با منقبض اين ابر مارپيچ كم كم بر سرعت چرخش آن افزوده شد و با گذشت زمان و انباشته شدن مواد براي تشكيل كره و اصابت ذرات سحابي با سرعت بالا و زوال عناصر راديواكتيو باعث افزايش تدريجي دما و تشكيل هسته اوليه شد و با گذشت زمان و سرد شدن باعث بوجود آمدن پوسته و گوشته گرديد.

تقسيم بندي كره زمين:

بعد از سرد شدن زمين مواد بر حسب چگالي و جرم مواد بر زمين سه لايه تشكيل دادند.

پوسته Crust: لايه اي نسبتا كم عمق ضخامت آن بين 40-35 كيلومتر قسمت فوقاني آن از سنگهاي گرانيتي و قسمت هاي زيرين از سنگهاي بازالتي مي باشد.

گوشته Mantel: لايه اي ضخيم توسط ناپيوستگي موهو از پوسته جدا مي گردد و تا فاصله 2885 كيلومتر مي رسد.

هسته Core: شامل – داخلي 2770 كيولمتر مي باشد.

- خارجي 1216 كيلومتر مي باشد.

تقسيم بندي فوقاني به دليل تغيير در سرعت امواج لرزه اي مي باشد.

شكل تقسيم بندي داخلي زمين

نظريه زمين ساخت ورقه اي Plate Tectonick

اين نظريه توسط وگنر و شواهدات فسيل شناسي و سنگ شناسي و انطباق حاشيه قاره ها اين بيان شد كه پوسته زمين داراي حركت مي باشد و بعد از آن فيزيكدانان چگونگي حركت رابررسي كرده و توانسته اند آن را به عنوان نظريه پليت تكتونيك بيان كنند. به طور كلي 9 صفحه اصلي و بزرگ وجود دارد كه اين صفحات حركت مي كنند و خشكي ها و درياها را ايجاد مي كنند.

حركت زمين فيزيكي از مهمترين عواملي است كه باعث ايجاد زمين لرزه مي شود.

به طور كلي سه نوع صفحه داريم:

1- صفحات همگرا: به هم نزديك مي شوند

2- صفحات واگرا: از هم دور مي شوند

3- صفحات امتداد لغز: در امتداد هم مي لغزند.

حركت بين دو صفحه با تكانهاي شديدي همراه است كه ايجاد شكستگي يك آشفتگي است كه باعث ايجاد موجهاي لرزه اي در تمام جهات مي شوند.

گسلها:

به شكستگي هايي كه دو طرف سطح گسل نسب به هم تغيير مكاني داشته باشند يعني جابجا شده باشند.

كه انواع خاصي دارند.

1- گسل معمولي 2- گسل معكوس 3- گسل امتداد لغز 4 – گسل قطر لغز

گسلها را به نوع ديگري دسته بندي هم مي كنند:

1- طبقه بندي بر اساس چينه بندي چينه اي

مطابق

نا مطابق

2- طبقه بندي بر اساس طبقات اطراف آن (طولي، عرضي، مورب، امتدادي، شيبي،چرخشي)

3- طبقه بندي بر اساس طرح آنها (موازي، شعاعي، پرمانند،محيطي،پوششي)

انواع فشار روي سنگها:

در فشار همه جانبه اي كه روي سنگها وارد مي شود سه گروه تغيير شكل در سنگها ظاهرمي شود

1- شكستگي يا جداشدگي

2- گسلش يا گسل شدگي

3- جريان يكنواخت

سنگها در هنگام تغيير شكل مراحل زير را طي مي كنند.

1- مرحله تغيير شكل الاستيك 2- مرحله تغيير شكل الاستيكووسيكاز

3- مرحله تغييرشكل پلاستيكي 4- مرحله شكستگي

حركاتي كه روي سنگها اثر مي گذارد نتيجه نيروهايي است كه توسط عوامل دروني و بيروني و پديده هاي ولكانيسم – پلوتونيسم از زمين لرزه ها توليد مي گردد.

زلزله:

به لرزش ناگهاني پوسته جامد زمين زمين لرزه يا زلزل مي گويند.

مطالعه زلزله در شاخه اي از علوم زمين شناسي مي باشد كه به آن لرزه شناسي يا Sies mology مي گويند.زلزله بيشتر به دليل فشار بيش از حد در داخل سنگ كره و طبقات دروني زمين مي باشند.

اغلب سنگ كره با زلزله توام است علت بيشتر زلزله ها حركت صفحه اي و در نزديكي مرز صفحات مي باشند.

تقريبا تمام زلزله ها همراه با پديدهاي صدا داري هستند كه باعث ايجاد وحشت مي شوند.

كانون زلزله Hypo center: به نقطه اي كه امواج از آن منتشر مي گردند را كانون زلزله مي گويند. در واقع اين همان محلي است كه سنگها شكسته مي شوند و منجر به آزاد شدن انر‍‍‍ژي و انتشار آن به اطراف مي گردد.

مركز سطحي زلزله Epi center: اگر كانون زلزله خطي به طور قائم به سمت زمين رسم نمائيم به محل برخورد اين خط با سطح زمين را مركز سطحي زلزله مي گويند.

عمق زلزله: به فاصله بين مركز زلزله و كانون زلزله را عمق زلزله مي گويند.

زلزله را بر حسب عمق به سه دسته تقسيم مي كنند.

1- كم عمق: در نزديكي سطح زمين تا فاصله 100 كيلومتر مي باشد.

2- متوسط:‌ از 100 كيلومتر تا فاصله 300 كيلومتري سطح زمين گفته مي شود.

3- عميق: از 300 كيلومتري تا فاصله 700 كيلومتري سطح زمين گفته مي شود.

هر چه بزرگي زلزله بيشتر و عمق زلزله كمتر باشد خطرات بيشتري دارد.

براي اندازه گيري عمق كانون زلزله فاز موجهاي p را كه مسير مختلفي را درون زمين طي مي كند.

شدت و بزرگي زلزله :

شدت : شدت زلزله عبارتست از گونگي احساس ارتعاش توسط مردم و خرابي انواع مختلف ساختمانها كه توسط واحد هاي مختلفي بررسي مي شود. مهمترين آن مركالي مي باشد اما امروزه از مقياسهاي ديگري همانند مركالي مثل مقياس jma كه توسط آژانس هوايي ژاپن كا شامل هفت درجه مي باشد تقسيم مي گردد يا درجه بندي جديدي كه اخيرا به نام Msk‌ بيان شده است كه آثار زلزله را به سه معيار اصلي درجه بندي مي كند:

كه شامل 1- درك توسط انسان ئ تاثير د رمحيط 2- تاثير بر رويه ز نوع سازه 3- تاثيرات زير زميني و تغييرات در سفره هاي زير زميني مي باشد ومانند مركالي 2 درجه دارد.

مقياس مركالي: 12 درجه مي باشد و از روي شدت تخريب دسته بندي مي گردد كه شامل 12 درجه است.



بي اهميت


توسط لرزه نگار


ضعيف


افراد حساس آن را حص كنند


ضعيف


لرزش ايجاد كند


متوسط


در درون ساختمانها احساس مي شود همانند برخورد يك كاميون سنگين به ساختمان


نسبتا قوي


بيشتر مردم آن را حس كنند گچ بعضي ساختمانها فرو ريزد


قوي


همه آن را احساس كنند


بسيار قوي


آگاهي از خطر به سازه هاست كم و بيش آسيب مي رساند


مخرب


آگاهي عمومي از خطر سازه هاي سست به سختي آسيب مي بينند سازه هاي سخت كمي آسيب مي بينند


ويرانگر


وحشت انگيز سازه است ب طور كلي آسيب مي بينند سازه هاي محكم كمي آسيب مي بينند پي ساختمانها آسيب مي بينند زمين شكاف بر مي دارد.


مصيبت بار


وحشت انگيز تنها بهترين ساختمانها آسيب مي بينند خط آهن خميده- شكستگي زياد در زمين ايجاد مي شود


بسيار مصيبت بار


وحشت انگيز شما راندكي از سازه اي مهندسي باقي مي مانند شكافهاي وسيع در زمين ديده مي شود.


بنيان كن


ويراني كامل- موجهاي سطحي زمين احساس مي گردد اشيا به هوا پرتاب مي شود.

بزرگس زلزله:

اندازه گيري دقيق تر قدرت زلزله را بر پايه مقياس ريشتر مي باشد كه لگاريتمي است يعني افزايش يك درجه در مقياس برابر 10 واحد در دامنه موج مي باشد.

اين مقياس از لگاريتم بزرگترين دامنه ارتعاش زمين لرزه توسط فرمولهايي بدست مي آيد.

مقايسه مقياس ريشتر با مركالي در يك جدول:

بزرگي


حداكثر تقريبي شدت


تعداد در سال


بر حسب مواد منفجره انري آزاد شده

0-1-2


700000


450 گرو تي ان تي

2.9-2


300000


3.9-3


49000


4


4.9-4


6200


5


بمب اتمي كوچك 20كيلو تن تي ان تي

5.9-5


800


6


بمب هيدروني امگاتين

6.9-6


120


7


7.9-7


18


8


8.6-8


هر ند سال يكبار


600000 بمب يك مگاتني

امواج زلزله: موجي است كه د راثر لرزه ايجاد مي شود و در زمين حركت مي كند

انري آزاد شده از زلزله به ثورت امواج ارتعاشي در زمين حركت مي كنند.

بررسي امواج حاصل از زلزله به ما نشان مي دهد كه زمين ساختار متحد المركزي دارد و دو ناپيوستگي عمده در خواص فيزيكي مواد موجود دارد. كه به سه بخش پوسته گوشته و هسته تقسيم مي كنند.

امواج موجود در زلزله انواع خاصي دارد. (كه با توجه به حركت در زمين به قسمت تقسيم مي گردند)

1- امواج دروني 2- امواج سطحي

امواج دروني امواجي هستند كه درون زمين منتشر مي شوند و در تمام جهات منتشر مي گردند وسعت آنها از امواج سطحي بيشتر است.

امواج طولي P : باعث كشش انقباض متوالي در امتداد حركت موج مي گردند. سرعت اين امواج زياد اولين موجي كه به ايستگاه مي رسد در تمام محيط حركت مي كند حركت مانند فنر را دارد. و خرابي زيادي توليد نمي كند و به سرعت سيدا مي شود.

2- امواج عرضي S: در اثر اين امواج سنگ ها خم مي شوند و شكل خود را از دست مي دهند اين امواج فقط در جامدات عبور مي كنند اثر تخريبي در تمام زلزله ها ار اين امواج مي باشد. در مايعات و گازها نمي تواند عبور كند.

ديرتر از موچ P به ايستگاه مي رسد.

امواج سطحي: امواجي هستند كه در سطح زمين حركت كرده و باعث تخريب مي گردند.

ناشي از زلزله هاي كم عمق هستند و دو نوع موج دارند:

1- امواج لاو Love: حركت شبيه به موج S با اين تفاوت كه امواج در سطح زمين و در جهت عمود بر انتشار موج حركت كرده و قدري سريع تر حركت كرده و زودتر از موج ريلي به ايستگاه مي رسد.

2- موج ريلي: به صورت خاصي حركت مي كند حركت امواج به صورت دايره اي (بيضي) صورت مي گيرد.

درست مانند حركت امواجها در اقيانوسها است.

امروزه براي بررسي حركت امواج از زلزله هاي مصنوعي كه توسط انفجار بدست مي آيد بررسي مي كنند.

انواع زلزله:

زلزله را بر حسب منشا آنها تقسي بندي مي كنند.

1- رمشبي نادر

2- آتشفشاني فراوانند

3- زمين ساختي متعدد

انري موجود در زمين توسط ندين لرزش آزاد مي گردند.

پيش لرزه: قبل از لرزه اصلي رخ مي دهد كه فراواني آنها با نزديك شدن به زلزله اصلي افزايش مي يابد.

لرزش اصلي: همان زلزله اصل ياست كه با قدرت زياد كه اكثر انري آن آزاد مي گردد.

پس لرزه: لرزشهاي ضيعفي كه بعد از لرزش اصلي رخ مي دهد و از حوالي كانون زلزله اصلي ا ست.

دسته لرزه: ارزه هايي كه در يك بازه زماني در يك منطقه رخ مي دهد.(نواحي آتشفشاني)

زير لرزه: زلزله هايي هستند كه كمتر از 3 ريشتر مي باشد و افزايش آنها نشان دهنده زلزله اصلي مي باشند.

شواهدي كه زمين لرزه به ما نشان مي دهد.

- نحوه توزيع مركز سطحي زلزله (به وي ه در زلزله هايي با عمق كم مرز صفحه ها را مشخص مي كند)

- نحوه توزيع كانون زمين لرزه ها شواهدي در مورد وجود صفحه هاي سنگ كره كه به داخل سنگ كره ادامه يافته و همچنين در مورد وجود صفحه هاي سنگ كره ادامه يافته اند در مورد جغرافياي سنگ كره در عمق زمين

- بررسي امواج زمين لرزه درباره جهت حركت هر صفحه نسبت به صفحه مجاور

پيش درآمدهاي قبل از وقوع زلزله:

قدرت تخريبي زلزله علاوه بر قدرت آن با ساختار زمين در آن منطقه مورد نظر و ساخت سازه هاي بيشتر بستگي دارد.

اثرات كوتاه مدت و بلند مدتي قبل از وقوع زلزله مشاهده مي شود. شامل:

1- حركات پوسته زمين

2- تغيير غير منتظره در شيب زمين

3- تغيير در فشار مايعات و ميدانهاي الكتريكي

4- افزايش گاز بي اثر رادون در درون آبهاي زير زميني

5- مدل استعاع پذيري

6- تغغير در شكل سطح زمين

7- افغزايش لرزشهاي كوچك

8- تغيير در سطح اساس آب چاهها

9- افزايش فاصله در محل شكستگي

10- تغيير در دماي زمين

11- رفتار حيوانات

مدل استاع پذيري:

با بررسي بر روي زلزله هاي متعددي كه تا كنون بوقوع پيوسته اند قبل از وقوع هر زلزله تغييرات بسيار محسوسي در سرعت امواج لرزه اي عبور كننده از درون سنگهاي واقع در نزديكي ناحيه زمين لرزه بوقوع مي پيوندد.

تجربيات نشان مي دهند كه سنگها قبل از شكستن دچار استاع يا افزايش حجم مي شود.

افزايش حجم در اثر اييجاد تركها يا حركت رو به بيرون گانها توليد مي گردد.

افزايش حجم مقداري شروع مي شود كه مقدار استرس وارده تقريبا به اندازه نصف استرس لازم براي شكستن سنگ رسيده است.

كنترل لرزه ها:

تا به امروز 10 زمين لرزه به دانسته هاي فوق به طور كامل پيش آمده است.

اما نتوانسته اند ميزان شدت و قدرت آن را به طور دقيق بيان كنند.

1) بويسله تزريقات سيال (مثل آب) اما اين عمل اگر يك گسل قفل شده باشد خطرناك مي باشد. و باعث فعال كردن آن گسل مي گردد.

اثرات زلزله:

2- خسارت به ساختمانها: در اثر حركات شديد باعث شكستگي در ساختمانها و فرو ريختن ساختمانها و سازه هاي مهندسي مي گردند. زمين لرزه 27 مارچ 1964 آلاسكا مدت زمان حركت صدمه زننده 3 دقيقه بوده است باعث فروريختن بسياري از امواج گرديد.

اثرات ثانويه اي هم در اثر تخريب پس ساختمانها وجود دارد كه مهمترين آنها آتش سوزي مي باشد. بيشتر در شهرهاي مدرن در اثر اختلال در طول مسير گاز و برق ايجاد مي گردد. مثل زلزله بزرگ شهر فرانسيسكو 23000 لوله شكست اين باعث آتش سوزي شديد گرديد.

3- امواج دريايي يا تسونامي:

اگر زلزله در كف دريا ايجاد گردد امواج لرزه اي با آب دريا و ارد شده و توليد امواجي با سرعت زياد و ارتفاع زياد مي كنند كه خود باعث تخريب ساحل و از بين رفتن شهرهايي ساحلي مي گردد در اين نوع زلزله ها بيشتر كانون زلزله در كف دريا مي باشد. سونامي جنوب شرق آسيا كه باعث تخيب و از بين رفتن بسيار از مردم گرديد. خسارات بسيار را بر جا گذاشت.

4- زمين لغزه ها:

پديدهايي هستند كه همراه زلزله رخ مي دهند بيشتر در مناطق كه شيب ها تند وجود دارد و يا در نواحي كه شرايط خاك آنها نسب به لرزش و ارتعاش زمين حساس و باعث ايجاد حركت مواد درون زمين مي گردد كه اين پديده توام با زمين لرزه هستند خطرناكترين 7 وئن 1962 رخ داد كه بيش از 20000 نفر جان خود را در شهر پورت يال واقع در جامائيكا از دست دادند.

5- ايجاد شكافهاي درون زمين حركت سنگها باعث مي گردد گه يك شكاف در روي زمين ايجاد مي گردد. كه بسيار خطناك هستند اين شكافها شعاعي و بي نظم در جهت مختلف مي باشد.

زلزله 1775 نوامبر در پرتقال در اثر زلزله باعث شد زمين دهان باز كند و 10000 از اهالي يك روستا همراه با گله ها آنها بلعيده شود و مجددا بسته گردند.

6- حركات زمين بعضي از زمين لرزه ها با حركات افقي و عمودي در سطح زمين همراه هستند و زمين در بعضي جاههها فرو مي نشيند و در بعضي جاهها ديگر بالا مي آيد كج مي گردد كه در اثر حركت امواج مي باشد.

7- روانگرايي Lique faction:

در عمق 8 متري از سطح زمين مطقه اي كه خاك آن از ماسه يكدست سست تشكيل شده باشد وقتي با آب حل مي شود بر روي پي ساختمان ها تاثير مي گذارد و ساختمانها بدون تخريب مي افتند صدمه ناشي از زلزله ساختمانها بيشتر به خاطر ضعف و شكست شالوده و يا نيز به خاطر لرزش ناشي از آبگونه شدن شدن خاك از اشباع يا رسوبات نرم مي باشند.

8- ايجاد صدا:

هنگامي كه زمين لرزه رخ مي دهد ارتعاشات و لرزشهاي زمين اغلب باعث تكان خوردن هوا گشته و امواج صوتي كه در محدوده شنوايي انسان مي باشد توليد مي كنند و صدا هاي آنها به صورت بم و غرش مانند مي باشذ.

9- نورهاي زلزله در هنگام وقوع زلزله نورهايي ايجاد مي گردد كه همكنون منشا آنها پيدا نيست زلزله و در سال 1669 كه نورهاي از سطح زمين خارج مي شد.

10- فرونشت زمين

11- پيش روي و پس روي آب دريا

12- تغيير در آبها و سفره هاي زير زميني

علل وقوع زلزله:

1- در اثر ريزش سقف غارها در سنگهاي قابل انحلال گه بوسيله آبهاي زير زميني ايجاد شده اند به اين گونه زمين لرزه هاي رمشبي مي گويند. منطقه انتشار آنها خيلي محدود و مننطقه شدت خيلي كم و عمق كانوني كم ولي خرابي زيادي ايجاد مي كند.

2- محرق شدن گازهاي متراكم در مجراي كوههاي آتشفشاني هنگامي كه بر اثر فشار گازها- گدازه هاي دودكش آتشفشان را مسدود كرده اند به بيرون رانده مي شود- زمين لرزه اي ايجاد مي گردد كه مخرب منطقه انتشار و شدت كم و عمق كانوني گم.

3- كند بودن جاي تغيير طبقات در اعماق پوسته زمين (اين جابجايها بر اثر شكستگي هايي كه موجب تشكيل و چين خوردگي ها و گسلها مي گردد.) گه با زلزله همراه است. از نظر شدت عمق كانون- در منطقه انتشار متفاوت است.

علت وقوع زمين لرزه ها:

مردم در دوران گذشته بر اين عقيده بودند كه علت حركات زمين و لرزشهاي اسرار اميز و ناآرامي هاي هيولاي نگه دارنده كره زمين هستند ارسطو فيلسوف يوناين بر اين عقيده بوده است كه علت وقوع زلزله در اثر خروج موادي مانند هوا و گاز ناشي خروج حفره هاي زير زميني محبوس شده مي باشند.

علت وقوع زمين لرزه در مورد سوم مي باشند بدليل زير مي باشد.

1- فرضيه بازگشت الاستيك:

جابجايي گه در طول گسل سان آندرياس رخ داد بهترين فرصت براي بررسي روي مكانيسم گسلش پديد آورد و باعث شد تا رايد فرضيه بازگشت الاستيك خود را بيان كند.

رايد نتيجه اندازه گيري خود را در سه گروه تجزيه كرد.

دو گروه اول و دوم نشان داد كه زمين در ناحيه گسل در حال پي خوردن بوده است. گروه سوم نشان دهنده جابجاي هايي كه در زماو وقوع زلزله رخ مي داد رايد علي رغم فوران شواهد مستقيم فرض كردكه ان دسته از سنگهاي پوسته زمين كه در منقطه گسل قرار دارند در تمام دوره ي آرام گسل در حال ذخيره كردن انري الاستيك بودند و اين وضعيت از ودتها قبل از زلزله قبل از اينگه در منطقه استرس باشد شروع ميگردد و با گذشت زمان بيشتر دچار پيچيدگي و تاب مي گردد هنگامي كه حركت دوطرف گسل در بعضي از جاهها به 6 متر هم مي رسند و مقدار پيچش از قدرت سنگ فزوني يافته و در نتيجه يك گسيختگي بوقوع مي پيوندد. پس از گسيخته شدن سنگها با استفاده از انري الاستيك ذخيره شد بود بلافاصله به وضعيت بدون استرس باز مي گردد اين بازگشت باعث ايجاد يه زلزله ميگردد اين فرضيه با بررسي بعدي به اين نتيجه رسيد كه مربوط به زلزله هاي است كه عمق كانوني آنها كم مي باشد

فرضيه پلاستيك:

در زلزله هايي كه عمق زلزله زياد است فرضيه الاستيك استفاده نمي گردد زيرا باعث فشار تا عمق 20 تا 30 كيلومتر تمام سنگها به صورت پلاستيك دگرديسه شده اند. كه در اين صورت توانايي ذخيره استرس دارند و نه توانايي بازگشت.

زلزله هاي القايي:

نوعي از زلزله هاي هستند كه به صورت بارگذاري سريع بر روي زمين يا برداشتن ناگهانيبار زيادي از روي آنها زلزله ايجاد مي گردد بر اثر آبگيري نهايي شيب سدها تزريق سيالات يا استخراج آب يا مداد از درون زمين ايجاد زلزله مي كند كه به آنها زلزله القايي مي گويند عوامل موثر در حركت هاي زلزله اي زمين

1- بزرگي زلزله

2- فاصله محل از چشمه تخليه انري

3- ويرگي زمين شناسي سنگهاي واقع در مسير انفصال امواج

4- مكانيسم چشمه زلزله

5- اثرات تداخل امواج مربوط به امتدا سرعت پاره شدن گسلها

6- شرايط خاك محلي

رده بندي لرزه صفحات بر حسب نوع زلزله

مرز صفحات


اقيانوسي-اقيانوسي


اقيانوسي-قاره


قاره-قاره

واگرا


زمين لرزه كم عمق و به صورت يك كمربند باريكك در اطراف گدازه هاي اقيانوسي-گودالهاي اقيانوسي و جزاير قوسي


زمين لرزه كم عمق و به صورت منطقه پهن

همگرا


زمين لرزه كم عمق-نيمه عميق-عميق به صورت يك كمربند پهنفعاليت آتشفشاني


گودالهاي اقيانوسي و رشته كوههاي جوان زمين لرزه هاي كم عمق-نيمه عميق و كمربند پهن آتشفشاني


زمين لرزه كم عمق نيمه عميق به صورت منطقه پهن

گسل تبديلي


زمين لرزه كم عمق بدون فعاليت آتشفشاني باريك


زمين لرزه كم عمق به صورت منطقه پهن

انواع زمين لرزه به كمربند فعال سطح زمين

عارضه هاي فعال


زلزله از نظر عمق

پشته هاي اقيانوسي


كم عمق

گسل تبديلي


كم عمق

جزاير قوسي آتشفشاني با گودالهاي اقيانوسي


كم عمق-متوسط-عميق

رشته كوههاي جوان همراه با گودالها


كم عمق-متوسط-عميق

رشته كوههاي جوان بوون گودالها


كم عمق-متوسط-عميق

مورفولوي مناطق زلزله خيز

1-نواحي باريك جريان شديد حرارت سطحي و فعاليت آتشفشاني بازالتي در طول محور پشته هاي ميان اقيانوسي مشخص مي شوند. كه در نواحي زلزله هاي كم عمق رخ مي دهد تا عمق 70 كيلومتري.

2- مناطق زلزله خيز بوسيله زمين لرزه هاي كم عمق كه بدون فعاليت آتشفشاني نمايان مي شوند. مثل گسل سان آندرياس- گسل آناتولي در تركيه.

3- مناطق زلزله خيز ازتباط نزديكي با گودالهاي اقيانوسي عميق دارد. مناطق زلزله خيز اطراف اقيانوس آرام كه همراه با سيستم حزاير آتشفشاني هستند زلزله هاي كم عمق- متوسط و عميق مي باشد.

4- مناطق زلزله خيز نسبتا عريض كمربند طويل آلپ هيماليا كا شامل مناطق قاره اي پراكنده و عريض مي باشد كوههاي بلند مرتبط بوده اند در اثر نيروي فشاري توليد مي گردند.

بعضي از زلزله ها:

زلزله در پرو (كمربند تراكمي بين صفحه اقياونس آرام و امريكاي جنوبي)

مرگبارترين زمين لرزه ثبت شده در اين منطقه در 31 مي 1970 رخ داد

حدود 50 هزار نفر در ظرف 5 دقيقه جان خود را از دست دادند. بزرگي اين زلزله 7.8 درجه ريشتر بوده است.

عامل اصلي مرگ مردم در زلزله 1970:

1- ويراني اغلب ساختمانها و بيش از 60 درصد نتيجه صدمه ناشي از ارتعاش بود.

2- هوايكو عامل دوم بود : هوايكو بهمنهاي سنگين شامل يخ-آب-گل سنگ

زمين ارزه در كاليفرنيا (سيستم گسل سان آندرياس در كاليفرنيا مرز بين صفحه اقيانوس آرام و صفحه آمريكاي شمالي) شديدترين زلزله در اين منطقه بزرگي 8.3 ريشتر در سال 1906 سانفرانسيسكو مي باشد. خسارت مالي زياد بود اما خسارت جاني 700 نفر كم بود. خسارت ناشي از آن آتش سوزي بود كه تا سه روز غير قابل كنترل بود.

زمين لرزه نيومادريد در غرب ميانه ايالت متحده

شديدترين زمين لرزه در درون صفحه پايدار امريكاي شمالي اتفاق افتاد. (زمين لرزه درون صفحه پايدار و خيلي كم رخ داد.)

در سال 1811تا 1812 سه زمين لرزه شديد با شدت كه در بخش مياني دره مي سي سي پي در نزديكي مرز ميوري ثبت شده است كه بيش از دوسوم ايالت متحده آن را احساس كردند و در واشنگتن كه 1300 كيلومتر از آن ناحيه دور بود احساس و شدتي برابر را داشت.

اين زمين لرزه تغيييرات بسيار شديدي در توپوگرافي منطه شدند و مسير رود مي سي سي پي تغيير كرد. و چون از نظر پراكندگي جمعيت كم بود تلفات جاني اندكي داشت و با بررسي هاي بدست آمده قدرت بزرگي زمين لرزه 8.5 ريشتر بوده است.



زلزله هاي با ريشتر بالا:

10 سمپتامر


1899


آلاسكا


8.6

.1 انويه


1906


كلمبيا


8.6

17 آگوست


1906


شيلي


8.4

3 انويه


1911


شوروي-چين


8.4

16 دسامبر


1920


چين


8.5

2 مارچ


1933


اپن


8.5

15 آگوست


1950


پاكستان


8.6

22 آگوست


1960


شيلي


8.4

27 مارچ


1964


آلاسكا


8.6

[Borna66]

فیزیک زلزله شناسی
معمولا هر زلزله وقتی خوب منعکس می‌شود که تلفات زیادی داشه باشد، و گرنه زلزله‌ای شدید ولی با تلفات کم از دید عام زلزله بزرگی محسوب نمی‌شود؛ سالیانه در کره زمین بطور میانگین یک زلزله بسیار شدید ۸ ریشتر ، ۱۰۰ زلزله نسبتا شدید ، هزاران زلزله متوسط و حدود ۳ میلیون زلزله ضعیف اتفاق می‌افتد، در روی زمین هر دقیقه با ۷ زلزله مواجه هستیم.
قویترین زلزله دنیا به بزرگی ۲۵/۸ ریشتر در سایفرانسیسکو سال ۱۹۰۶ به علت لغزش گسل سان آندریای کالیفرنیای غربی و بیشترین تلفات مربوط به شنسی چین در ۲۴ ژانویه ۱۵۵۶ با ۸۳۰۰۰۰ کشته ثبت شده است.
● تحولات داخلی زمین
شاید اولین نظریه‌پرداز زلزله ارسطو بود، که با اعتقاد به تلاش ماده برای رسیدن به مکان واقعی خود بر این باور بود هوایی که در شکافهای مرکز زمین محبوس شده ، در تلاش برای آزاد شدن باعث لرزش زمین می‌گردد. امروزه می‌دانیم که علت اصلی زلزله فعل و انفعالات مرکز زمین است که به صورت انرژی گرمایی شدید از طریق شکستگی‌های درز مانند زمین یعنی گسل‌ها ، آزاد می‌گردد.
مواردی مانند فعالیت آتشفشان‌ها ، ایجاد دریاچه‌های مصنوعی پشت سدها و عدم تعادل فشار هیدرواستاتیکی به علت برداشت بی‌رویه آب از سفرههای زیرزمینی آب نیز ممکن است باعث حرکت ناگهانی گسلها و زلزله گردد، زلزله با دو مقیاس مرکالی ( تخریب ظاهری و احساسی زلزله ) و ریشتر ( مقدار انرژی آزاد شده از کانون ) تعیین می‌گردد.
کانون ، مرکز درونی زلزله است که شکستگی و رها شدن انرژی از آنجا آغاز می‌گردد و ممکن است با مرکز سطحی زلزله که نقطه بالای کانون در سطح زمین است تا عمق ۷۰۰ کیلومتر فاصله داشته باشد. در مقیاس ریشتر به جای اصطلااح شدت از اصطلاح بزرگی استفاده می‌شود. ریشتر مقیاس لگاریتمی است بطوریکه با افزایش هر عدد شدت زمین لرزه ۳۱ بار بیشتر خواهد شد.
● امواج زلزله
فیزیک امواج زلزله با ۳ نوع اولیه ، ثانویه و سطحی منتشر می‌شوند. فیزیک امواج اولیه یا طولی که جهت انتشار آنها با ارتعاشات منطبق است با حرکت فنر وارد در جامدات ، مایعات و گازها حرکت می‌کنند و سرعت آنها بیش از سرعت سایر فیزیک امواج است. فیزیک امواج ثانویه یا عرضی که جهت انتشار آنها با ارتعاشات عمود است فقط در جامدات حرکت می‌کنند و این فیزیک امواج پس از امواج р می‌رسند و همچون پرده فیزیک امواج زمین زا تکان می‌دهند. و بالاخره فیزیک امواج سطحی که بر خلاف دو نوع قبلی در سطح زمین حرکت می‌کنند. و خطرناکترین فیزیک امواج زلزله هستند.
● ساختار زمین لرزه
زمین با ضخامت حدود ۶۴۰۰ کیلومتر از مرکز تا سطح شامل لایه‌های پوسته ، جبه و بالاخره هسته ( با حالتی مایع و حرارتی معادل ۶۶۶۰۰ درجه سانتیگراد ) است. ((لیتوسفر ، پوسته زمین یکپارچه نیست بلکه از صفحاتی تکنونیکی تشکیل شده که همواره تحت تأثیر نیروهای درونی زمین در حال حرکتند. مرز این صفحات تحت فشار و کشش ایجاد گسل یا ((چین خوردگی و کوه‌ها را سبب می‌شود. حرکات این طیف به صورت خفیف و مستمر و سیستماتیک در حد چند سانتیمتر در سال انجام می‌گیرد.
حرکت آرام گسلها باعث تخلیه انرژی به صورت زلزله‌های خفیف می‌گردد که این عمل همانند سوپاپی مطمئن احتمال وقوع زلزله‌های شدید می‌کاهد. اما در صورت برخورد سنگها در خطوط گسلها و توقف حرکت تجمع انرژی و رها شدن ناگهانی آن تا سرعت ۸۰۰۰ کیلومتر در ساعت ، ایجاد زلزله شدید می‌کند. اگر زلزله‌ها در حاشیه اقیانوس آرام موسوم به حلقه آتش پاسیفیک ، در اقیانوسهای هند و اطلس و نیز در نواری طولانی از شرق آسیا تا غرب به وقوع می‌پیوندد. حجمهای سهمگین شونامی که در تا ارتفاع ۶۰ ‌متر ساحلها را در می‌نوردد، نتیجه زلزله‌های اعماق اقیانوسهاست.
● ما و خطوط زلزله
ایران روی نوار طولانی زلزله تا اروپا در حاشیه جنوبی صفحه عظیم اوراسیا واقع شده است. صفحه اوراسیا از شمال صفحه هند و از استرالیا از جنوب شرقی و صفحه غربی از جنوب غربی در محل تلاقی خود ناحیه‌ای مثلثی شکل تشکیل داده که ایران را در بر می‌گیرد. هر ضلغ این مثلث مرز صفحاتی است که سنگهای مهم و فعال در آن قرار دارند. برآیند فشار این اضلاع حدود شمال شرقی کشور است. با این ترتیب حدود %۹۰ حوزه‌های انسانی کشورمان در معرض خطر زلزله‌اند. بطوریکه در قرن گذشته ۲۰ زمین لرزه بزرگ که هر کدام بیش از ۵۰۰۰ قربانی داشته در کشورمان ثبت گردیده است.
● علائم وقوع زلزله
یکی از بارزترین علائم زلزله پیش لرزه‌های خفیف ناشی از موج‌های اولیه است که در پی آنها فیزیک امواج اصلی زلزله اتفاق می‌افتد. گاهی صداهای انفجار گونه ناشی از حرکت لایه‌های زمین نیز توام با رسیدن این فیزیک امواج شنیده می‌شود. در شهر بم قبل از وقوع زلزله اصلی فیزیک امواج خفیف سه بار آنرا لرزانده بود و چند ساعت قبل نیز صداهای عجیبی از درون زمین شنیده شده بود.
نور نیز یکی از علائم وقوع زلزله می‌باشد. قبل از زلزله‌های رودبار و بم نوری در آسمان مناطق مشاهده گردیده بود. نور ناشی از زلزله احتمالا به دلیل آزاد شدن گازهای هیدروکربنی لایه‌های زیرین زمین قبل از انجام زلزله‌اند. که انتشارشان تولید نورهای شدید می‌کند.
از علائم دیگر وقوع زلزله ناآرامی حیوانات به دلیل حواس تیزشان است که توان تشخیص تکانهای خفیف توده‌های سنگ در شرف لغزیدن و سر و صداهای جزی آنها را دارند از جمله کبک ، سگ برخی ماهی‌ها ، کوسه‌ها و ...

سایت ابوالوفا

[Borna66]

ژئوفیزیک
ژئوفیزیک یا فیزیک زمین یکی از شاخه‌های علم زمین‌شناسی و همچنین فیزیک است، که به مطالعهٔ زمین با روشهای کمّی فیزیکی می‌پردازد. این رشته به مطالعهٔ خصوصیت‌های فیزیکی و رفتار پوسته و درون زمین می‌پردازد. این علم ولی امروزه همچنین شامل فیزیکِ اوزون (اوزونوگرافی) و فیزیک اتمسفر ( مترولوگی) نیز می‌شود. به عبارتی ژئوفیزیک به پدیده‌های طبیعی و همچنین رفتار زمین و اطرافش می‌پردازد.ژئوفیزیک به دو شاخه اصلی تقسیم می‌شود: ‍ژئوفیزیک محض و ژئوفیزیک کاربردی. هر کدام از این شاه‌ها به زیرشاخه‌های دیگری مرتبط می‌شوند. بعنوان مثال لرزه شناسی جزو شاخه‌های محض این زشته‌است. ژئوفیزیک کاربردی خود به دو شاخه ژئوفیزیک اکتشافی و مهندسی تقسیم میشود. زیرشاخه‌های ژئوفیزیک اکتشافی عبارتند از:

* ژئوفیزیک نفت که بیشتر لرزه نگاری را شامل می‌شود.
* ژئوفیزیک معدن که روش‌های گوناگونی چون الکتریکی ، مغناطیس سنجی، الکترومغناطیس و گرانی را در بر می‌گیرد
* ژئوفیزیک آب که در آن نیز بیشتر از روشهای الکتریکی و الکترومغناطیسی استفاده می‌شود.
* ژئوفیزیک باستانشناسی که بیشتر روشهای مغناطیسی، الکترومغناطیسی و رادار را شامل می‌شود.

[Borna66]

روش هاى اندازه گیرى جابه جایى پوسته زمین
اکسل بوجانوفسکى
ترجمه: على عبدالمحمدى (روزنامه شرق)


زمین لرزه ها قادرند مناطقى روى سطح زمین را تا فاصله اى بیش از ۲۰۰ کیلومتر دورتر از مراکز وقوع زلزله تحت تاثیر قرار دهند.

تا این اواخر، جابه جایى واقعى پوسته زمین (Crust) فقط از طریق تخمین و حدس قابل محاسبه بود. امروزه اما ظهور یک فناورى جدید باعث شده است تا محققان با دقت بسیار خوبى به آثار واقعى ارتعاشات مخرب اشاره کنند.

خطوط کج و معوجى که بر روى توپ هاى کاغذى یک دستگاه لرزه نگار (Seismograph) حک مى‌شوند به سختى کار ثبت دقیق زمین لرزه ها را انجام مى دهند. حتى بروز فقط یک انحراف چند میلیمترى رو به بالا در خطوط ثبت شده بر روى این توپ ها نمایانگر آزادى مقادیر غیرقابل تصورى انرژى در اعماق زمین خواهد بود.



این انرژى نیز به نوبه خود بر اثر گردش امواج ارتعاشى در داخل حجم هاى باورنکردنى از صخره هاى پوسته زمین و فشار آنها به یک سمت آزاد مى شود که در عرض فقط چند ثانیه قادر خواهد بود تا کف اقیانوس را تا چندین متر بالا بیاورد. با این حال، هنوز این خطوط کج و معوج ناخوانا هستند که زلزله شناسان براى تعیین قدرت یک زمین لرزه به آن تکیه مى کنند.

با مقایسه منحنى هاى ترسیم شده توسط دستگاه هاى لرزه نگار که از تعدادى حسگر متفاوت استفاده مى کنند، محققان همچنین قادر خواهند بود تا جهت حرکت میلیون ها تن سنگ را در اعماق زمین تعیین کنند. اما چنین اندازه گیرى هایى فاقد دقت لازم هستند. تصویر روشنى از میزان جابه جایى سنگ ها در اعماق زمین وجود ندارد و این سئوالى است که دهه هاى متوالى اذهان زلزله شناسان را به خود مشغول داشته است.


• خلق یک شیوه جدید و موثر

با این حال اکنون به نظر مى رسد که محدودیت قبلى یا به عبارتى همان «فقدان دقت کافى در سنجش میزان تأثیرات زلزله» تا حد قابل توجهى برطرف شده باشد؛ «شین ایچى میازاکى» از دانشگاه توکیو (ژاپن) و «کریستین لارسون» از دانشگاه کلرادو (آمریکا) به عنوان دو زلزله شناس معروف بین المللى اخیراً توانسته اند به پیشرفت چشمگیرى در این زمینه نائل آیند.

آنها با تمرکز کردن بر روى یک زمین لرزه شدید که ۲۵ سپتامبر ۲۰۰۳ ساحل شمالى ژاپن را لرزاند قادر به خلق یک انیمیشن رایانه اى گشته اند که میزان جابه‌جایى زمین را با دقت غیرقابل باورى با یک حاشیه خطاى فقط ۵/۴ میلیمترى تعیین مى کند.

آنها این کار را با استفاده از یک سیستم راهبرى ماهواره اى انجام دادند که پیشتر براى اندازه گیرى هاى زمان واقعى لازم جهت تجزیه و تحلیل آثار زمین لرزه غیرقابل اعتماد تشخیص داده شده بود. این سیستم که از آن به عنوان «سیستم ردیابى ماهواره اى GPI» یاد مى شود، در واقع، هماورد ژاپنى «سیستم ردیابى جهانى آمریکا» ( GPS) محسوب مى شود.

فیلم انیمیشنى تهیه شده توسط این دو محقق است که با بهره گیرى از اطلاعات حاصل از ۱۲۰۰ ایستگاه GPI در سراسر ژاپن و سه هزار ایستگاه سنجش زمین لرزه میسر گردیده این امکان را فراهم ساخته است که دقیق ترین نگاه به ابعاد وجودى یک زلزله از بدو پیدایش این علم تاکنون صورت تحقق به خود بگیرد.

زمین لرزه اى که «میازاکى» و «لارسون» براى انجام تحقیقات خویش بر روى آن تمرکز کردند در فاصله ۸۰ کیلومترى از ساحل شبه جزیره هوکایدو آغاز شد: در یک پلک به هم زدن، تنش ایجاد شده بین دو صفحه در عمق ۲۵ کیلومترى سطح زمین باعث شد تا انرژى بسیار عظیمى در حدود ۸۰ هزار برابر انرژى حاصل از فرو ریخته شدن بمب اتمى بر فراز هیروشیما آزاد شود.

این ارتعاش از بزرگى ۱/۸ ریشتر برخوردار بود و مستقیماً بر فراز مرکز وقوع آن مقادیر بسیار فراوانى سنگ با سرعت ۲۵ سانتیمتر بر ثانیه به اندازه بیش از یک متر جابه جا شدند.اما همانطورى که این دو محقق در ژورنال Geophysical Research Letters نگاشته اند، بیشترین جابه جایى ها در نقاطى دورتر از مرکز وقوع زمین لرزه نمایان مى شوند.

در فیلم انیمیشنى تهیه شده توسط ایشان نیز کاملاً مشهود است که بیشترین جابه جایى هاى ناشى از زمین لرزه سپتامبر ۲۰۰۳ در سواحل شمالى ژاپن در فاصله ۵۰ کیلومترى از مرکز اتفاق افتاده است: میلیون ها تن سنگ در داخل پوسته زمین با سرعت یک متر بر ثانیه به اندازه تقریبى نه متر جابه جا شدند.


• ثبت جابه جایى سنگ ها در فاصله ۲۰۰ کیلومترى

حتى در فاصله ۱۰۰ کیلومترى شمال غربى مرکز وقوع آن زمین لرزه نیز سنگ هاى سطحى به اندازه دو متر کامل جابه جا شدند. در واقع، مساحت ناحیه اى که تحت تاثیر تبعات آن ارتعاش قرار گرفتند حیرت آور است: دایره فرضى احاطه کننده مناطقى که پدیده جابه جایى زمین در آنها اتفاق افتاد وسعتى به اندازه تقریبى ایالت نیوجرسى آمریکا را در بر مى گیرد.

دستگاه هاى پیشرفته GPI حتى موفق به ثبت این قبیل جابه جایى ها در فاصله ۲۰۰ کیلومترى از مرکز وقوع آن زمین لرزه شدند.با این حال، شگفت انگیزترین نتیجه اى که در پرتو انجام تحقیقات مورد اشاره حاصل شد این بود که پس لرزه هاى حادث شده در سنگ هاى مدفون در اعماق زمین تقریباً به بروز هیچ جابه جایى بیشترى روى لایه هاى سطحى زمین نینجامیدند.

در پى وقوع ارتعاش اصلى در شبه جزیره هوکایدو تعدادى پس لرزه که بزرگى یکى از آنها به ۱/۷ ریشتر بالغ گردید منطقه واقع در دقیقاً جنوب غربى مرکز اصلى زمین لرزه را لرزاند. با این حال، به طور شگفت انگیزى، پوسته زمین بدون هر گونه جابه جایى یا تکانى ثابت باقى ماند. نتیجه اى که «میازاکى» و «لارسون» از مشاهدات خویش استخراج کردند قائل به این معنا بود که «بیشترین تنش در سطح زمین باید توسط نخستین ارتعاش ایجاد شده باشد».


• دقت اندازه گیرى اعجاب انگیز

مقایسه بین داده هاى حاصل از ابزارهاى پیشرفته GPI و دستگاه هاى قدیمى لرزه نگارى نشان مى‌دهد که فناورى جدید (GPI) بسیار دقیق تر عمل مى‌‌کند.

به عنوان مثال، در منطقه اى که بیشترین جابه جایى ها بر اثر وقوع زمین لرزه هوکایدو اتفاق افتاده بود، دستگاه هاى لرزه نگارى سنتى وقوع جابه جایى هاى حاصله در پوسته زمین را ۲۰ کیلومتر دورتر از آنچه سیستم GPI ثبت کرده بود ثبت کرده بودند.

«لارسون» در این باره مى گوید: «ما نشان داده ایم که با در اختیار داشتن شبکه اى از ابزارهاى راهبرى دریایى مى توان در آینده براى تخمین دقیق میزان جابه جایى هاى سطح زمین در پى بروز زمین لرزه ها اقدام کرد.»

تا این اواخر، دستاوردهاى این تیم تحقیقاتى اصلاً جدى گرفته نمى‌شدند، زیرا به عنوان مثال ابزارهاى GPI و GPS به حد کافى تکامل نیافته بودند تا بتوانند جابه جایى هاى کوچک زمین را بر اثر وقوع زمین لرزه هاى مختلف اندازه بگیرند.

در واقع، سیستم هاى راهبرى ماهواره اى فقط توسط زمین شناسان براى اندازه گیرى میزان جابه جایى صفحات قاره اى (Continental Plates) در طول زمان مورد استفاده قرار مى گرفت و این امکان را به دانشمندان مى داد که تعیین کنند قاره ها چند سانتیمتر در سال جابه جا مى‌شوند.

اما اکنون فناورى ماهواره اى یاد شده قرار است در آینده نه چندان دور براى اندازه گیرى میزان جابه جایى هاى فورى زمین بر اثر وقوع زلزله ها مورد استفاده قرار گیرد. «بنیاد ملى دانش» در ایالات متحده آمریکا توجه لازم را به این قضیه مبذول داشته است. این موسسه هم اکنون مشغول برنامه ریزى جهت نصب هزار ایستگاه GPS در سواحل زلزله خیز غربى است.

منبع: Spiegel Online, Jan. 2005

[Borna66]

بطور كلي ژئوفيزيك به مطالعه خصوصيات فيزيكي زمين و محيط اطراف آن مي‌پردازد. در عمل اين مطالعه به دو صورت محض و كاربردي دنبال مي‌شود. مطالعات ژئوفيزيکي به كشف گيلبرت (1600) كه مي‌گفت زمين مانند يك مغناطيس غول‌پيكر عمل مي‌كند، برمي‌گردد. اما اولين قدم در كاربرد اين علم براي اكتشاف مواد معدني به سال 1843 مي‌رسد و زمانيكه فون‌ورده از تئودوليت مغناطيسي براي اندازه‌گيري تغييرات ميدان مغناطيسي زمين به منظور اكتشاف توده‌هاي آهن استفاده نمود. بدنبال آن در سال 1879 پروفسور رابرت تالن با تاليف كتاب كشف ذخاير آهن بوسيله روشهاي مغناطيسي قدم موثري در جهت كاربردي نمودن ژئوفيزيك اكتشافي برداشت.

پس از آن تقاضاي روز افزون بازار به فلزات و افزايش بي‌سابقه استفاده از نفت، گاز و مشتقات آنها در ابتداي قرن بيستم منجر به توسعه بسياري از روشهاي ژئوفيزيكي شد. و در زمينه ابداع و توسعه دستگاههاي ژئوفيزيكي نيز از زمان جنگ جهاني دوم پيشرفتهاي بسياري حاصل شد.

از آغاز دهه 1960 با استفاده گسترده از رايانه در پردازش و تفسير داده‌هاي ژئوفيزيكي، تحول عظيمي در اين شاخه از دانش ايجاد شد.

از آنجا كه اكثر ذخاير معدني مدفون در زير سطح زمين، بوسيله يك روباره پوشيده شده‌اند، كشف اين ذخاير به خواصي كه آنها را از محيط اطراف متمايز مي‌نمايد بستگي دارد. در صورتيكه تفاوت خواص فيزيكي بين ماده معدني و سنگ درون‌گير آن وجود داشته باشد؛ مي‌توان از ژئوفيزيك سطحي براي كشف ماده معدني مربوطه استفاده كرد.

[Borna66]

ژئو فیزیک و روش های آن ...

مقدمه



بطور كلي ژئوفيزيك به مطالعه خصوصيات فيزيكي زمين و محيط اطراف آن مي‌پردازد. در عمل اين مطالعه به دو صورت محض و كاربردي دنبال مي‌شود. مطالعات ژئوفيزيکي به كشف گيلبرت (1600) كه مي‌گفت زمين مانند يك مغناطيس غول‌پيكر عمل مي‌كند، برمي‌گردد. اما اولين قدم در كاربرد اين علم براي اكتشاف مواد معدني به سال 1843 مي‌رسد و زمانيكه فون‌ورده از تئودوليت مغناطيسي براي اندازه‌گيري تغييرات ميدان مغناطيسي زمين به منظور اكتشاف توده‌هاي آهن استفاده نمود. بدنبال آن در سال 1879 پروفسور رابرت تالن با تاليف كتاب كشف ذخاير آهن بوسيله روشهاي مغناطيسي قدم موثري در جهت كاربردي نمودن ژئوفيزيك اكتشافي برداشت.


پس از آن تقاضاي روز افزون بازار به فلزات و افزايش بي‌سابقه استفاده از نفت، گاز و مشتقات آنها در ابتداي قرن بيستم منجر به توسعه بسياري از روشهاي ژئوفيزيكي شد. و در زمينه ابداع و توسعه دستگاههاي ژئوفيزيكي نيز از زمان جنگ جهاني دوم پيشرفتهاي بسياري حاصل شد.



از آغاز دهه 1960 با استفاده گسترده از رايانه در پردازش و تفسير داده‌هاي ژئوفيزيكي، تحول عظيمي در اين شاخه از دانش ايجاد شد.



از آنجا كه اكثر ذخاير معدني مدفون در زير سطح زمين، بوسيله يك روباره پوشيده شده‌اند، كشف اين ذخاير به خواصي كه آنها را از محيط اطراف متمايز مي‌نمايد بستگي دارد. در صورتيكه تفاوت خواص فيزيكي بين ماده معدني و سنگ درون‌گير آن وجود داشته باشد؛ مي‌توان از ژئوفيزيك سطحي براي كشف ماده معدني مربوطه استفاده كرد.



با توجه به نوع خواص فيزيكي، روشهاي مختلف ژئوفيزيكي ايجاد مي‌‌شوند و بر اين اساس روشهاي ذيل شكل گرفته‌اند.



· روشهاي لرزه‌اي مبتني بر خواص الاستيك (كشساني) سنگها در محيط مورد مطالعه‌اند.

· روشهاي الكتريكي وابسته به خواص الكتريكي زمين مورد مطالعه‌ مي‌باشند.
· روشهاي ثقل‌سنجي در ارتباط با ويژگيهاي چگالي سنگها مي‌باشند.

· روشهاي مغناطيس‌سنجي با خواص مغناطيس‌پذيري سنگها در ارتباط است.



و در نهايت

· روشهاي راديومتري با خاصيت راديواكتيو سنگها مرتبط‌اند.
با كاربرد اين روشها، اطلاعاتي از ساختارهاي مدفون زمين‌شناسي بدست مي‌آيد كه مي‌توان از آنها به صورت مستقيم يا غير مستقيم در اكتشاف موادمعدني، هيدروكربورها، آبهاي زيرزميني، بررسي‌هاي مهندسي، زيست‌محيطي، باستان‌شناسي و ... استفاده نمود.
امروزه اندازه‌گيريهاي ژئوفيزيكي كاربرد و گستره‌اي بسيار وسيع يافته‌اند تا حدي كه در حال حاضر اين مطالعات در كرات ماه و مريخ نيز انجام مي‌شوند.

ژئوفيزيك كاربردي كه عمدتاً در اكتشاف مواد معدني، هيدروكربوري و مطالعات آبهاي زيرزميني مورد استفاده قرار مي‌گيرد به روشهاي زير تقسيم‌بندي مي‌گردند:



- روشهاي ثقل‌سنجي

- روشهاي مغناطيس‌سنجي
- روشهاي لرزه‌نگاري
- روشهاي الكتريك
- روشهاي الكترومغناطيسي
- روشهاي راديومتري
- روشهاي چاه‌پيمايي

- روشهاي فيزيكي حرارتي و ...



ژئوفيزيك عمدتاً نشانگر ويژگيهاي زمين‌شناسي ساختارهاي مدفون همراه با ذخاير معدني نفت، گاز و ... است.



انتخاب نوع روش يا روشهاي ژئوفيزيكي در عمل به منظور موقعيت‌يابي يك ذخيره معدني معين وابسته به طبيعت (خواص فيزيكي) ماده‌معدني مربوطه و نشان‌دهنده مستقيم حضور ماده معدني مورد مطالعه مي‌باشد. مثل روش مغناطيس‌سنجي كه براي اكتشاف كانه‌هاي آهن يا نيكل كاربرد دارد.



در ديگر اوقات روش ژئوفيزيكي ممكن است نشانگر آن باشد كه آيا شرايط براي تشكيل ماده‌معدني مطلوب مساعد است يا خير؟



به عنوان مثال بهره‌گيري از روش مغناطيس‌سنجي در اكتشاف نفت، به عنوان ابزار تعيين ضخامت رسوبات تا سنگ بستر است و مشخص نمايد كه آيا رسوبات به اندازه كافي ضخيم هستند كه قابليت نگهداري قابل توجه هيدروكربور را در خود دارا باشند؟

از ديدگاه ديگر، بررسي‌هاي ژئوفيزيكي در عمل به چهار صورت زميني، هوايي، دريايي و درون چاهي اجرا مي‌شوند.

[Borna66]

برداشتهاي هوايي





روشهاي مغناطيس، الكترومغناطيس، راديومتري و اخيراً ثقل‌سنجي هوابرد، سريعترين روشهاي ژئوفيزيك اكتشافي مي‌باشند. به ويژه اينكه اين روشها براي پوشش مناطق وسيع، كم‌‌هزينه‌تر از روشهاي زميني هم هستند و عمدتاً در فاز پي‌جويي موادمعدني كاربرد دارند. در اين روش عمليات برداشت با نصب تجهيزات مناسب در داخل يا بدنبال هواپيما و بالگرد انجام مي‌شود.



اكتشاف دقيقتر مناطق اميدبخش شناسايي شده با روشهاي هوابرد، توسط روشهاي ژئوفيزيك زميني پيگيري مي‌شود.




http://pnu-club.com/imported/mising.jpg





-
برداشتهاي دريايي


محيط برداشت در اين بخش، محيط آبي است. هدف شناسايي ويژگيهاي فيزيكي زمين زيربستر آب است. تجهيزات موردنياز در اين بخش با بخشهاي ديگر تفاوتهاي ساختاري اندكي دارند؛ ولي تئوري همه اين روشها تقريباً يكسان است. اين تجهيزات مي‌توانند در داخل كشتيها يا بدنبال آنها نصب گردند. عمده روشهاي قابل اجرا در اين محيط، روشهاي لرزه‌نگاري، ثقل‌سنجي، مغناطيس‌سنجي، الكترومغناطيس و ... است.





http://pnu-club.com/imported/mising.jpg





-


برداشتهاي چاه‌پيمايي







در اين برداشتها، تجهيزات ژئوفيزيكي در يك محفظه استوانه‌اي به نام سوند با قطر كمتر از گمانه، توسط يك رشته كابل متصل به دستگاه اندازه‌گيري سر چاه (سطح زمين)، به داخل چاه (گمانه) فرستاده مي‌شود. ثبت پيوسته خصوصيات فيزيكي سازندهاي موجود در داخل گمانه از اهداف اين بررسي‌هاست. روشهاي قابل اجرا در اين بخش شامل روشهاي صوتي، راديومتري (پرتو نوترون، پرتو گاما، پرتو گاماگاما و ...)، مقاومت‌سنجي، ‌الكترومغناطيس‌القايي و ... است.





http://pnu-club.com/imported/mising.jpg





http://pnu-club.com/imported/mising.jpg







-


برداشتهاي زميني










اين برداشتها روي سطح زمين توسط دستگاههاي مختص اين امر انجام مي‌شود. متنوع‌ترين برداشتهاي ژئوفيزيكي در اين بخش صورت مي‌گيرد و بيش از ساير بخشها توسعه يافته است.




انواع روشهاي ژئوفيزيك زميني عبارتند از:








o


روش ثقل‌سنجي











در اين روش اندازه‌گيري تغييرات ميدان جاذبه ‌زمين در نقاط مختلف آن انجام مي‌شود. با توجه به وابستگي ميان ميدان جاذبه و چگالي توده‌هاي مختلف زيرسطحي، با ثبت ميدان جاذبه مي‌توان مواد معدني با چگالي بيشتر يا كمتر از سنگهاي درونگير آنها را كشف نمود.








http://pnu-club.com/imported/mising.jpg




اين روش را مي‌توان در سطح زمين يا در داخل تونلهاي زيرزميني اجرا نمود. در اكتشافات هيدروكربوري اين روش به همراه روش مغناطيس‌سنجي به عنوان يك ابزار شناسايي كاربرد دارد. اجراي اين روش ارزان تر از روشهاي لرزه‌نگاري و گران قيمت‌تر از ساير روشهاي ژئوفيزيكي است. در مطالعات مهندسي و باستان‌شناسي خصوصاً براي كشف حفره‌هاي زيرزمين كاربرد ويژه دارد.





http://pnu-club.com/imported/mising.jpg




در روش ثقل‌سنجي، همانند روشهاي مغناطيس‌سنجي، راديومتري و برخي روشهاي الكتريكي، اندازه‌گيري ميدان با چشمه طبيعي زميني انجام مي‌شود.
اولين بار گاليله در حدود سال 1589 تاثير شتاب جاذبه زمين بر روي اجسام با وزنهاي مختلف را كشف نمود. پس از او نيز كپلر قوانين حركت سيارات را اثبات كرد و بدنبال او نيوتن قوانين عمومي جاذبه زمين را در سال 1685 گزارش نمود.
پييربوگر طي سالهاي 45-1735 بسياري از روابط اساسي ثقل‌سنجي از جمله تغييرات شتاب جاذبه با ارتفاع، عرض‌جغرافيايي و ... را بدست آورد.
اولين دستگاه اندازه‌گيري ميدان جاذبه (آونگ مركب) در سال 1817 توسط كاپيتان هنري‌كِيتِر ابداع شد.
در سال 1901 اولين برداشت ثقل‌سنجي توسط رونالدفون اوتوس روي درياچه يخي والاتون انجام شد و به تدريج اين روش مطالعاتي گسترش يافت.
اولين اكتشاف ژئوفيزيكي نفت در دسامبر سال 1922 با اندازه‌گيريهاي ثقل‌سنجي در ميدان نفتي اسپين‌دلتا اجرا شد.

[Borna66]

روش مغناطيس‌سنجي





روش مغناطيس‌سنجي كه قديمي‌ترين روش ژئوفيزيك اكتشافي است؛ در اصول و حتي تعبير و تفسير شباهتهاي بسياري با روشهاي ثقل‌سنجي دارد. اما به طور معمول اين روش پيچيده‌تر است و تغييرات ميدان‌مغناطيسي نيز نامنظم‌تر و محلي‌تر از شتاب ثقل زمين است.













http://www.pnu-club.com/imported/2008/10/2.gif اندازه این تصویر کوچک شده است ! برای مشاهده تصویر اصلی اینجا کلیک کنید . اندازه اصلی تصویر 1024x768 و حجم آن 53 کیلوبایت میباشد.http://pnu-club.com/imported/mising.jpg



در اين روش اندازه‌گيري تغييرات ميدان مغناطيسي زمين انجام مي‌شود. چرا كه برخي از مواد مانند مگنتيت در ميدان مغناطيسي زمين، آنوماليهاي بالاي مغناطيسي نشان مي‌دهند. كانسارهاي آهن، مس‌هاي اسكارن، نيكل و آزبست به دليل همراهي با كانه‌هاي مغناطيسي، با برداشتهاي مغناطيس‌سنجي به راحتي قابل اكتشافند. حتي برخي از ژئوفيزيك‌دانان اكتشافي، اين روش را براي اكتشاف طلاي پلاسري به علت همراهي آن با ماسه‌هاي سياه حاوي مقادير بالاي مگنتيت، توصيه مي‌كنند.
اولين بار گيلبرت (سال 1600) پزشك مخصوص ملكه اليزابت اول در كتاب مغناطيس، مفهوم ميدان مغناطيسي زمين را با تعيين جهت آن در هر نقطه از سطح زمين مشخص نمود.


http://pnu-club.com/imported/mising.jpg



در حدود سال 1640 به منظور اكتشاف آهن، در سوئد آنوماليهاي محلي با اندازه‌گيري ميدان مغناطيسي زمين شناسايي شد. در پايان قرن هفدهم استفاده از اين روش مطالعاتي براي اكتشاف كانسارهاي آهن امري متداول و معمول بود.
اولين مگنتومتر نسبتاً دقيق اندازه‌گيري ميدان مغناطيسي در سال 1873 توسط پروفسور تالن ابداع شد.







o


روش لرزه‌نگاري












اساس روشهاي لرزه‌نگاري بر اين حقيقت استوار است كه امواج الاستيك با سرعتهاي متفاوت در لايه‌هاي مختلف زير سطح سير مي‌كنند. لذا در اين روشها، امواج در يك نقطه توليد شده و در يك سري نقاط ديگر، زمان رسيد انرژي منعكس يا منكسره از ناپيوستگي‌ها يا فصل‌مشترك لايه‌هاي مختلف اندازه‌گيري مي‌شود. با استفاده از روش لرزه‌نگاري موقعيت و ساختار لايه‌هاي زيرسطحي مشخص مي‌شود. مهمترين مزيت روشهاي لرزه‌نگاري نسبت به ساير روشهاي ژئوفيزيكي، اين است كه با بكارگيري مناسب اين روش تفسير دقيق‌تر و با وضوح‌ بيشتري از ساختار زير سطح حاصل مي‌شود.


http://pnu-club.com/imported/mising.jpg



عمده تئوريهاي لرزه‌اي پيش از ساخت دستگاههاي اندازه‌گيري آن شناسايي شده بود. پيش از اكتشافات لرزه‌اي، علم زلزله‌شناسي كه در تئوري‌، شباهتهاي زيادي با روش لرزه‌نگاري دارد؛ توسعه يافت.
در سال 1845، مالِت با ايجاد زلزله‌هاي مصنوعي، اندازه‌گيري سرعت امواج لرزه‌اي در لايه‌هاي مختلف زمين را آزمايش نمود.


http://www.pnu-club.com/imported/2008/10/2.gif اندازه این تصویر کوچک شده است ! برای مشاهده تصویر اصلی اینجا کلیک کنید . اندازه اصلی تصویر 745x913 و حجم آن 139 کیلوبایت میباشد.http://pnu-club.com/imported/mising.jpg



در سال 1899، نات در يك مقاله علمي، تئوري مربوط به عبور امواج انعكاسي و انكساري از مرز بين لايه‌ها را گزارش نمود.
طي جنگ جهاني اول قواي درگير در جنگ با انجام تحقيقاتي موقعيت توپخانه‌هاي سنگين يكديگر را با ثبت زمان رسيد امواج لرزه‌اي مشخص نمودند. اگرچه اين تحقيقات خيلي موفق نبود، اما قدم موثري در توسعه لرزه‌نگاري اكتشافي قلمداد مي‌شد. چراكه بر اساس نتايج تحقيقات فوق‌الذكر دانش فني گسترش يافت و تجهيزات لرزه‌نگاري ابداع شد.


http://pnu-club.com/imported/mising.jpg




شناسايي گنبدنمكي اورچارد تگزاس در سال 1924 طي يك عمليات برداشت لرزه‌نگاري انكساري، اولين موفقيت عملي در كاربرد روشهاي لرزه‌نگاري اكتشافي بود. تا سال 1930 اكثر گنبدهاي نمكي كم‌عمق ايالت فوق‌الذكر با استفاده از اين روش شناسايي شده بود. اما روش انعكاسي براي شناسايي ساير ساختارهاي مدفون زمين‌شناسي مناسب‌تر تشخيص داده‌شد.
عمده كاربرد روشهاي لرزه‌نگاري در اكتشافات نفت اين است كه در اين بخش اين روشها به‌طور وسيعي بكار گرفته مي‌شوند. روشهاي لرزه‌نگاري در شناسايي ساختارهاي زمين‌شناسي بزرگ مقياس به منظور بررسي‌هاي ساختگا‌هي و پروژه‌هاي مهم مهندسي نظير تعيين عمق سنگ كف، شناسايي ذخاير شن و ماسه، شناسايي مناطق خرد‌شده آبدار و ... نيز كاربرد زيادي دارند.

[Borna66]

روش‌هاي راديومتري










عناصر راديواكتيو در سنگها باعث ايجاد تشعشعات آلفا و بتا و گاما و کا-کپ مختلف مي‌شوند. شدت و ضعف اين تشعشعات بسته به نوع عنصر راديواكتيو و مقدار آن در سنگها متغير است. اگر بتوانيم اين شدت و ضعف و نوع تشعشع را ثبت نماييم؛ مقصود كه شناسايي عنصر راديواكتيو و مقدار آن در سازند است، حاصل مي‌شود.
در اكتشافات راديومتري تنها ثبت اشعه گاما قابل اهميت است؛ چرا كه تشعشعات آلفا و بتا تنها با وجود پوشش نازكي از خاك، آب يا هوا قابل آشكارسازي نيستند. البته اشعه گاما نيز تنها تا چند اينچ داخل سنگ و خاك و تا چندصد فوت در هوا نفوذ مي‌كند و قابل ثبت است. در نتيجه تنها ذخاير راديواكتيوي را مي‌توان با اين روش كشف نمود كه رخنمون داشته‌باشند؛ يا در اعماق بسيار كم زمين واقع شده ياشند.


















http://www.pnu-club.com/imported/2008/10/2.gif اندازه این تصویر کوچک شده است ! برای مشاهده تصویر اصلی اینجا کلیک کنید . اندازه اصلی تصویر 784x431 و حجم آن 56 کیلوبایت میباشد.http://pnu-club.com/imported/mising.jpg




مدت كوتاهي پس از كشف اشعه ايكس در سال 1859 توسط رونتگن، خاصيت راديواكتيويته توسط بكرل (1896) كشف گرديد. بكرل دريافت كه كانيهاي حاوي اورانيوم مثل نمكهاي اورانيوم تشعشعاتي ساطع مي‌كنند كه از مواد عبور مي‌كنند و فيلم عكاسي را مشابه اشعه ايكس تحت تاثير قرار مي‌دهند؛ و احتمالاً قادرند گازها را نيز يونيزه كنند. به دنبال اين كشف، عناصر راديواكتيو ديگري نيز شناسايي شدند. اگرچه تا كنون حداقل بيست عنصر كه به صورت طبيعي داراي خاصيت راديواكتيو هستند، شناخته شده است؛ اما تنها دو عنصر اورانيوم و توريم و يك ايزوتوپ پتاسيم (ايزوتوپ 40 پتاسيم) از اهميت اكتشافي برخوردارند. از سوي ديگر روبيديم در تعيين سن سنگها مفيد است، اما بقيه عناصر راديواكتيو يا خيلي نادرند يا از نظر راديواكتيويته ضعيفند؛ به همين دليل در ژئوفيزيك اكتشافي اهميتي ندارند. عناصر اورانيوم و توريم در دنياي امروز به عنوان منابع توليد انرژي قابل اهميت‌اند.




http://pnu-club.com/imported/mising.jpg





عمده روشهاي راديومتري، روشهاي ژئوفيزيك هوابرد است و روشهاي زميني چندان توسعه نداشته‌اند. چرا كه به ازاي افزايش هر صد متر ارتفاع، شدت اشعه گاماي ساطع شده از كانيها تنها 50% افت مي‌كند و از اين نظر روشهاي هوابرد بسيار مقرون به صرفه‌‌تر از روشهاي زميني است.
روشهاي راديومتري در مقايسه با روشهاي ديگر ژئوفيزيكي از اهميت كمتري برخوردارند. اين روش‌ها ابتدا در دهه 1930 براي تطبيق چينه‌شناسي در چاه‌پيمايي نفت بكار برده شد.
در اواخر دهه 1950 اكتشافات راديومتري هوابرد بطور قابل ملاحظه‌اي با استفاده از شمارشگرهاي گايگر با كريستالهاي بزرگ انجام شده‌است. البته نتايج برداشتها به دليل ناتواني تفكيك زمينه از و آنومالي چندان رضايت بخش نبوده است. پي‌جويي راديومتري طي دوره 1945- 1957 بسيار پرطرفدار بود و به دنبال آن به دليل كاهش تقاضاي مصرف اورانيوم، كاهش يافت. بازگشت مجدد براي استفاده از اورانيوم در اوايل دهه 1970 به دليل تحريم نفتي غرب توسط اعراب در زمان جنگ اعراب و اسرائيل و همچنين ابداع نشانگرهاي حساس و دقيق اشعه گاما، باعث رشد روشهاي اكتشاف مواد راديواكتيو شد.
لازم به ذكر اينكه عوامل فوق‌الذكر روشهاي راديومتري چاه‌پيمايي را هرگز تحت تاثير قرار نداد؛ چرا كه اين روشها بطور معمول از زمان ابداع آنها مورد استفاده قرار مي‌گرفتند.
شمارشگرهاي گايگر و سنتيلومترها كه از ابزار اندازه‌گيري اين روش مي‌باشند؛ به سادگي قابل جابجايي مي‌باشند و مي‌توانند به وسيله فرد، اتومبيل يا هواپيما حمل شوند.

[Borna66]

روش‌هاي الكتريكي











اين روش‌ها كه از متنوع‌ترين روشهاي ژئوفيزيك اكتشافي محسوب مي‌شوند، اطلاعات بسيار مفيدي در مورد توزيع جانبي يا عمقي خواص الكتريكي مواد زيرسطح زمين فراهم مي‌نمايند؛ كه اين اطلاعات بطور مستقيم يا غيرمستقيم مي‌تواند به منظور اكتشاف موادمعدني و يا اهداف ديگر مورد استفاده قرار گيرد. چشمه يا منبع انرژي در روش‌هاي الكتريكي مي‌تواند طبيعي يا مصنوعي باشد.
























الف-


روشهاي الكتريكي با چشمه طبيعي














برخي از مهمترين اين روشها عبارتند از:







































-


روش پتانسيل خودزا














در حدود دهه 1910 اولين بار شلومبرژه دريافت كه با قرار دادن دو الكترود به فواصل معين از يكديگر، اختلاف پتانسيل يا ولتاژي طبيعي بين دو سر الكترودها ايجاد مي‌گردد؛ اين پديده به نام پتانسيل خودزا ناميده شد. پس از مدتي، از اين روش براي اكتشاف كانه‌هاي سولفيدي كه در اعماق كم واقع شده‌اند؛ استفاده شد. در آن زمان اين روش به علت سهولت اجرا، سرعت بالا و هزينه‌هاي اندك محبوبيت زيادي بين ژئوفيزك‌دانان داشت. اما امروزه به علت كشف ذخايرنزديك به سطح زمين، استفاده از آن براي تشخيص كانسارهاي عمقي به علت محدوديت‌هاي اين روش، عملاً محدود شده است. اندازه‌گيري آنوماليهاي پتانسيل‌خودزا به منظور اكتشاف منابع زمين‌گرمايي نيز از اواخر دهه 1970 مورد توجه قرار گرفت.







روش پتانسيل خودزا همانطور كه از نام آن پيداست، بر پايه اندازه‌گيري اختلاف پتانسيل طبيعي كه در داخل زمين وجود دارد، بنيان نهاده‌شده است. بخشي از اين اختلاف پتانسيل ثابت و بخشي متغير (پلاريزاسيون‌القايي) است. در عمل اختلاف پتانسيل ثبت شده مربوط به بخش ثابت است كه به علت واكنشهاي الكتروشيميايي با مكانيزم‌هاي مختلف شكل مي‌گيرد.



مقدار پتانسيل‌خودزاي ثبت شده در سطح زمين از كمتر از يك ميلي‌ولت تا صدها ميلي‌ولت متغير است. مقادير بالاي پتانسيل‌خودزا بر روي توده‌هاي سولفيدي، گرافيتي، مگنتيت و چند كاني هادي ديگر مثل زغالسنگ و منگنز قابل اندازه‌گيري است.







































-


روش تلوريك


















جريانهاي تلوريك به جريانهايي گفته مي‌شود كه در زيرسطح زمين وجود دارند. چشمه ايجاد اين جريانات در خارج از كره زمين قرار دارد. تغييرات دوره‌اي و ناگهاني با تغييرات روزانه ميدان مغناطيسي زمين ارتباط دارد و علت آنها تشعشعات خورشيدي، شفق قطبي و ... مي‌باشد. اين فعاليتها تاثير مستقيمي روي جريانهاي يونسفري داشته و گمان مي‌رود جريانهاي تلوريك در زمين به وسيله جريانهاي يونسفري القا مي‌شود.







وجود جريانهاي زميني طبيعي در مقياس‌هاي بزرگ اولين بار توسط بارلو در سال 1847 طي يك سري مطالعه روي سيستم تلگراف كشور انگلستان شناسايي شد. اندازه‌گيريهاي طولاني مدت جريان‌هاي تلوريك در گرينويچ، پاريس و برلين در اواخر قرن نوزدهم انجام شد.



با اندازه‌گيريهاي تلوريك مي‌توان به شناسايي گنبدهاي نمكي، تاقديسها و ناوديسهايي كه در قاعده آنها سنگ با مقاومت ويژه بالا وجود دارد، پرداخت. چرا كه سنگ فوق‌الذكر باعث انحراف جريان‌هاي تلوريك در محور ساختارهاي مذكور مي‌شود. اين روش همچنين در شناسايي ناهمواري‌هاي سنگ بستر نيز كاربرد دارد.









http://pnu-club.com/imported/mising.jpg














































-


روش مگنتوتلوريك
















روش مگنتوتلوريك شامل مقايسه بين دامنه‌ها و فازهاي ميدانهاي الكتريكي و مغناطيسي مرتبط با جريانهاي تلوريك مي‌باشد. در روش تلوريك هدف اندازه‌گيري ميدان‌هاي الكتريكي و مغناطيسي ناشي از اين جريانهاست. اندازه‌گيري ميدان الكتريكي (روش تلوريك) نسبتاً‌آسان است. اما اندازه‌گيري ميدان مغناطيسي مشكل‌تر و پيچيده‌تر است چرا كه با فركانس‌هاي كمتر از 001/0 هرتز تا بالاي 10كيلوهرتز سروكار داريم.







به علت ضعيف بودن چشمه انرژي طبيعي در داخل زمين، سيگنال‌هاي اندازه‌گيري شده در اين روش ضعيف است و به طور عمده تحت تاثير پارازيت قرار مي‌گيرد. با اين حال عمق پي‌جويي در اين روش نسبت به روش‌هاي ديگر الكتريكي بيشتر است و حتي به چندين كيلومتر هم مي‌رسد. اين روش به دنبال توسعه تئوري‌هاي الكترومغناطيس و روش تلوريك شناسايي شده و گسترش يافت (اواخر دهه 1940).








http://pnu-club.com/imported/mising.jpg










تفسير داده‌هاي مگنتوتلوريك اولين بار توسط كانيارد در سال 1953 با استفاده از منحني‌هاي استاندارد مطرح شد.



اين روش در اكتشاف ذخاير هيدروكربوري، سولفيدهاي توده‌اي (ماسيوسولفيدها)، فلزات پايه و قيمتي و منابع انرژي ژئوترمال كاربرد دارد. به علاوه در بررسي‌هاي زمين‌شناسي ساختماني، سنگ‌شناسي (به خصوص مطالعه پوسته و گوشته بالايي زمين)، زيست‌محيطي و ژئوتكنيك نيز كاربرد دارد.
















































ب-


روشهاي الكتريكي با چشمه مصنوعي



















برخي از مهمترين اين روشها عبارتند از:


















































-


روش مقاومت‌سنجي







اين روش كه در كشور ما به غلط به نام روش ژئوالكتريك مصطلح است، از قديمي‌ترين روش‌هاي الكتريكي است.






در روش مقاومت‌سنجي هدف ثبت اختلاف پتانسيل ايجاد شده ناشي از ارسال جريان مستقيم يا متناوب با فركانس بسيار پايين به داخل زمين است. براي ثبت اين اختلاف پتانسيل از آرايش‌هاي مختلف الكترودي استفاده مي‌شود. اندازه‌گيري‌هاي انجام شده با استفاده از روابط ساده رياضي به مقاومت ويژه الكتريكي سنگها تبديل مي‌شود و در نهايت اطلاعات بدست آمده تعبير و تفسير مي‌شوند.


اين روش در اوايل دهه 1900 توسعه داده‌ شد؛ اما با دسترسي به كامپيوتر براي پردازش و آناليز داده‌ها، از دهه 1970 كاربرد وسيعي يافت.


به طور عمده از اين روش براي اكتشاف موادمعدني (خصوصاً فلزات)، شناسايي منابع آبهاي زيرزميني، بررسي‌هاي مهندسي به منظور شناسايي حفره‌ها، گسلها، شكافها، يخچالها، تونلهاي زيرزميني، باستان‌شناسي خصوصاً براي شناسايي ساختمان‌هاي قديمي و بناهاي مدفون و ... استفاده مي‌شود.



-
روش پلاريزاسيون‌القايي



مشابه روش مقاومت‌سنجي در اين روش نيز جريان مصنوعي با آرايش‌هاي مشابه روش مقاوت‌سنجي به داخل زمين ارسال مي‌گردد و اختلاف پتانسيل ايجاد شده بعد از قطع جريان ارسالي به داخل زمين، اندازه‌گيري مي‌شود. اندازه‌گيري‌هاي انجام شده در دو قلمرو فركانس و زمان قابل ثبت است.


پديده‌ پلاريزاسيون‌القايي براي اولين بار توسط كنراد شلومبرژه در سال 1912 شناسايي شد. از آن زمان اين روش مورد استفاده قرار گرفت تا اواخر دهه1940. تا اينكه اين روش در طي جنگ جهاني دوم توسط ويليام كك و ديويد بليل كه در يكي از پروژه‌هاي نيروي دريايي امريكا جهت شناسايي مين‌هاي دريايي مشغول فعاليت بودند؛ توسعه يافت. در دهه 1980 پيشرفت‌هاي قابل ملاحظه‌اي در بخش دستگاهي و روشها ايجاد شد؛ مثل ابداع روش پلاريزاسيون‌القايي ‌طيفي توسط پلتون و همكارانش در سال 1978.


كاربردهاي ويژه اين روش در اكتشاف فلزات افشان مانند مس پرفيري، سرب و روي افشان، گرافيت، منابع شيل و رس، اكتشافات نفتي، منابع زمين‌گرمايي، بررسي آبهاي زيرزميني و مطالعات زيست محيطي است.



-


روش اتصال به جرم









در اين روش يك الكترود جريان به توده كانساري هادي داراي رخنمون متصل مي‌شود و الكترود جريان ديگر در فاصله دور از الكترود اول قرار داده‌مي‌شود؛ آنگاه پتانسيل الكتريكي در چند نقطه روي سطح زمين يا درون گمانه‌ها پس از حذف پتانسيل‌خودزا اندازه‌گيري مي‌شود.





كاربرد ويژه اين روش در تشخيص اندازه و حجم توده‌هاي كاني‌سازي‌ هادي داراي رخنمون است. به عبارت ديگر مي‌توان با استفاده از اين روش دريافت كه اولاً چند توده زيرسطحي وجود دارد؛ ثانياً وجود يا عدم وجود كاني‌سازي در اعماق زمين نيز قابل تشخيص است.








-


روش مغناطيس‌سنجي مقاومت‌ويژه












در اين روش جريان مستقيم الكتريكي از طريق دو الكترود با فواصل نسبتاً‌ زياد از يكديگر، به داخل زمين تزريق مي‌شود. آنگاه رسانندگي آنومالي زيرسطحي در وسط دو الكترود فرستنده جريان با كمك ميدان مغناطيسي ثانويه ناشي از عبور جريان به داخل زمين، توسط يك مغناطيس‌سنج بسيار حساس با پارازيت كم كه عمود بر خط واصل بين دو الكترود قرار گرفته، اندازه‌گيري مي‌شود.





تئوري اين روش در سال 1933 توسط جاكوسكي شناسايي شد ولي به طور عملي از سال 1974توسط ادوارد بكارگرفته شد.




از اين روش براي شناسايي توده‌هاي هادي زيرسطحي و شناسايي گسل‌هاي هادي استفاده مي‌شود.




http://pnu-club.com/imported/mising.jpg













-


روش پلاريزاسيون‌القايي مغناطيسي









اين روش تشابه زيادي با روش مغناطيس‌سنجي مقاومت‌ويژه دارد؛ مشابهت اين دو روش به يكديگر همانند مشابهت روش پلاريزاسيون‌القايي به روش مقاومت‌سنجي است. اين روش نيز در دو قلمرو زمان و فركانس قابل اندازه‌گيري است. در اين روش دو كميت ثبت مي‌شود. يكي از مولفه‌هاي ميدان مغناطيسي ناشي از عبور جريان مستقيم نيز بكار گرفته مي‌شود. در قلمرو فركانس، ابتدا ميدان مغناطيسي اوليه نرماليزه و سپس مقدار مغناطيس‌سنجي مقاومت‌ويژه اندازه‌گيري مي‌شود. اما در قلمرو زمان، بارپذيري ميانگين در فواصل زماني معين با تقسيم بر ميدان مغناطيسي اوليه، نرماليزه شده، سپس ثبت مي‌شود.


اين روش همزمان با روش مغناطيس‌سنجي مقاومت‌ويژه و در سال 1974، توسط سيگل ابداع شد.


كاربرد ويژه اين روش در شناسايي كانسارهاي زيرسطحي هادي خصوصاً فلزي و كانسارهاي افشان و پرفيري است.



-
روش تشديد مغناطيسي هسته‌اي






اساس اين روش پديده فيزيكي تشديد مغناطيس هسته‌اي است؛ كه توسعه يافته روش طيف‌سنجي نور با فركانس‌هاي مايكروويو (تقريباً هزار تا صدهزار مگا هرتز) و راديويي (تقريباً ده كيلوهرتز تا صد مگارهرتز) مي‌باشد. در اين بازه‌هاي فركانسي نور جذب شده و به وسيله همان فرايندها در طول موج‌هاي ديگر طيف الكترومغناطيسي منتشر مي‌شود. فلسفه اصلي اين روش بر اساس اين واقعيت است كه هسته بسياري از اتمها از جمله پروتون‌هاي آب به دليل وجود ذرات باردار درحال چرخش، داراي يك گشتاور دوقطبي غيرصفر مي‌باشد.





اين روش اولين بار توسط دانشمندان روسيه ابداع شد. وسيله اندازه‌گيري در اين روش هيدروسكوپ ناميده‌ مي‌شود.




كاربرد عمده اين روش در بررسي كيفيت و اكتشاف منابع آبهاي زيرزميني است.











o


روش‌هاي الكترومغناطيسي










امروزه روشهاي الكترومغناطيسي در بين روشهاي ژئوفيزيكي به استثناي روش مغناطيسي بيشترين كاربرد را در اكتشاف موادمعدني دارد. اين روشها براي اكتشاف نفت مناسب نيستند چرا كه بهترين پاسخ در اين روشها مربوط به توده‌هاي هادي واقع در اعماق كم زيرسطح است. در فعاليتهاي مهندسي هم اين روشها خيلي استفاده نشده‌اند. با اينحال گاهي براي شناسايي لوله‌ها و كابلهاي مدفون، آشكارسازي مين‌ها و به منظور بررسي آلودگي‌هاي واقع در اعماق كم بكار برده مي‌شوند.







همانطور كه از نام اين روشها پيداست، اين روشها شامل انتشار ميدانهاي الكترومغناطيس موج مداوم يا گذرا بالاي سطح زمين يا در اعماق آن مي‌باشند. در اين روشها فرستنده، گيرنده و توده هادي مدفون، در يك تقابل سه‌جانبه با ميدان الكترومغناطيسي قرار دارند و جريانهاي الكتريكي در داخل توده‌ هادي به همراه القاي الكترومغناطيس، بطور همزمان به وجود مي‌آيند. عموماً در اين روش‌ها چشمه انرژي از طريق القا در داخل زمين ايجاد مي‌شود؛ هرچند در چند مورد از روشهاي زميني الكترومغناطيس، اين چشمه در تماس مستقيم با زمين قرار دارد. روشهايي مانند مگنتوتلوريك نيز كه چشمه انرژي آنها طبيعي است، بعضاً ‌جز روشهاي الكترومغناطيس مطرح مي‌شوند. گيرنده نيز پاسخ را توسط القا دريافت مي‌كند.



روش زميني الكترومغناطيس در دهه 1920 در كشورهاي اسكانديناوي، ايالات متحده امريكا و كانادا كه ذخاير فلزي پايه در آنها در داخل سنگ ميزبان مقاوم و عموماً‌ با روباره كم‌ضخامت وجود دارد؛ بكار گرفته شد.


روشهاي هوابرد الكترومغناطيس نيز 30 سال بعد (‌در دهه 1950) بكار گرفته شد. تا اوايل دهه 1960 تجهيزات الكترومغناطيس اعم از فرستنده و گيرنده طوري ساخته شده بودند كه ارسال و دريافت پاسخ به طور همزمان و در يك فركانس صورت مي‌گرفت. اين روش، روش الكترومغناطيس قلمرو فركانس ( FDEM يا FEM ) خوانده مي‌شود. اگرچه تلاشهاي چندي در دهه 1930 براي فرستادن پالسهاي گذرا و دريافت پاسخ زمين در زمان قطع جريان صورت گرفت؛ اما اولين كاربردهاي موفق اين تلاش‌ها تا سال 1962 به نتيجه نرسيد.












HTML کد:
P30World Forums (http://forum.p30world.com/editpost.php?do=editpost&postid=2443933)




روش الكترومغناطيس در قلمرو زمان ( TDEM يا TEM ) اولين بار در سال 1962 و در كشور شوروي سابق، به صورت هوابرد ابداع و بكار گرفته شد. از اوايل دهه 1970 رشد فزاينده‌اي در توسعه و كاربرد روشهاي الكترومغناطيس قلمرو زماني رخ داده‌است. تقريباً‌ همه مجموعه ميدانهاي الكترومغناطيس شامل يك چشمه انرژي قابل حمل مي‌باشند. با اينحال تاكنون استفاده از فرستنده‌‌‌هاي انرژي در فركانس‌هاي بين 100 كيلوهرتز تا 10 مگاهرتز (فركانس راديويي) و بخصوص در دامنه بسيار پايين (VLF)، (15تا25 كيلوهرتز) بسيار محدود بوده‌است.



البته در روش ديگري به نام روش ميدان مغناطيسي با فركانس شنوايي (AFMAG) كه جزو روشهاي الكترومغناطيس شناخته مي‌شود، از انرژي جوي ناشي از رعد وبرق استفاده مي‌كند.


















-


روش رادار نفوذي به زمين











اين روش كه عمده صاحبنظران آنرا جزو روشهاي الكترومغناطيس محسوب مي‌نمايند؛ عبارتست از انتشار امواج الكترومغناطيسي با فشار بالا به منظور بررسي‌هاي زيرسطحي كه اين موضوع به تحقيقات هولس مير در سال 1904 برمي‌گردد. درصورتي كه اولين منابع راجع به امكان استفاده از پالسهاي الكترومغناطيس به دهه 1920 توسط شركت آلماني سايزموس (1923) و آقاي هولسنبك (1926) برمي‌گردد. اما هيچ يك از اين فعاليت‌ها منتهي به ابداع يك سيستم پايدار براي بررسي‌هاي زميني با امواج الكترومغناطيس فركانس بالا تا اختراع رادار نشد.







رادار يك سيستم استفاده از پالسهاي الكترومغناطيس با دوره تناوب كوتاه است كه اولين بار توسط وزارت دفاع انگلستان به منظور شناسايي هواپيماهاي دشمن در طي جنگ‌ جهاني دوم بكار گرفته شد. گو اينكه چندين سيستم مشابه قبل از اين جنگ در فرانسه، آلمان، امريكا و حتي انگلستان وجود داشت.



بجز كاربردهاي بسيار متنوع نظامي و مهندسي، رادار امروزه يك وسيله بسيارمهم در بررسيهاي زيرسطحي است. با توجه به فركانس زياد مورد استفاده در اين روش، عمق نفوذ در زمين بسيار كم است لذا در اكتشافات موادمعدني جز براي مواد نزديك به سطح كاربرد ديگري ندارد. اما در بسياري از فعاليتهاي مهندسي خصوصاً ‌ژئوتكنيك، بررسي خاك، بررسي‌هاي زمين‌شناسي، شناسايي حفره‌ها، بررسي‌هاي باستان‌شناسي، بررسي‌ منابع آبهاي زيرزميني كم‌عمق و آلودگيهاي زيرسطحي كاربردهاي گسترده‌اي دارد.

[Borna66]

روش‌هاي الكتريكي











اين روش‌ها كه از متنوع‌ترين روشهاي ژئوفيزيك اكتشافي محسوب مي‌شوند، اطلاعات بسيار مفيدي در مورد توزيع جانبي يا عمقي خواص الكتريكي مواد زيرسطح زمين فراهم مي‌نمايند؛ كه اين اطلاعات بطور مستقيم يا غيرمستقيم مي‌تواند به منظور اكتشاف موادمعدني و يا اهداف ديگر مورد استفاده قرار گيرد. چشمه يا منبع انرژي در روش‌هاي الكتريكي مي‌تواند طبيعي يا مصنوعي باشد.
























الف-


روشهاي الكتريكي با چشمه طبيعي














برخي از مهمترين اين روشها عبارتند از:







































-


روش پتانسيل خودزا














در حدود دهه 1910 اولين بار شلومبرژه دريافت كه با قرار دادن دو الكترود به فواصل معين از يكديگر، اختلاف پتانسيل يا ولتاژي طبيعي بين دو سر الكترودها ايجاد مي‌گردد؛ اين پديده به نام پتانسيل خودزا ناميده شد. پس از مدتي، از اين روش براي اكتشاف كانه‌هاي سولفيدي كه در اعماق كم واقع شده‌اند؛ استفاده شد. در آن زمان اين روش به علت سهولت اجرا، سرعت بالا و هزينه‌هاي اندك محبوبيت زيادي بين ژئوفيزك‌دانان داشت. اما امروزه به علت كشف ذخايرنزديك به سطح زمين، استفاده از آن براي تشخيص كانسارهاي عمقي به علت محدوديت‌هاي اين روش، عملاً محدود شده است. اندازه‌گيري آنوماليهاي پتانسيل‌خودزا به منظور اكتشاف منابع زمين‌گرمايي نيز از اواخر دهه 1970 مورد توجه قرار گرفت.







روش پتانسيل خودزا همانطور كه از نام آن پيداست، بر پايه اندازه‌گيري اختلاف پتانسيل طبيعي كه در داخل زمين وجود دارد، بنيان نهاده‌شده است. بخشي از اين اختلاف پتانسيل ثابت و بخشي متغير (پلاريزاسيون‌القايي) است. در عمل اختلاف پتانسيل ثبت شده مربوط به بخش ثابت است كه به علت واكنشهاي الكتروشيميايي با مكانيزم‌هاي مختلف شكل مي‌گيرد.



مقدار پتانسيل‌خودزاي ثبت شده در سطح زمين از كمتر از يك ميلي‌ولت تا صدها ميلي‌ولت متغير است. مقادير بالاي پتانسيل‌خودزا بر روي توده‌هاي سولفيدي، گرافيتي، مگنتيت و چند كاني هادي ديگر مثل زغالسنگ و منگنز قابل اندازه‌گيري است.







































-


روش تلوريك


















جريانهاي تلوريك به جريانهايي گفته مي‌شود كه در زيرسطح زمين وجود دارند. چشمه ايجاد اين جريانات در خارج از كره زمين قرار دارد. تغييرات دوره‌اي و ناگهاني با تغييرات روزانه ميدان مغناطيسي زمين ارتباط دارد و علت آنها تشعشعات خورشيدي، شفق قطبي و ... مي‌باشد. اين فعاليتها تاثير مستقيمي روي جريانهاي يونسفري داشته و گمان مي‌رود جريانهاي تلوريك در زمين به وسيله جريانهاي يونسفري القا مي‌شود.







وجود جريانهاي زميني طبيعي در مقياس‌هاي بزرگ اولين بار توسط بارلو در سال 1847 طي يك سري مطالعه روي سيستم تلگراف كشور انگلستان شناسايي شد. اندازه‌گيريهاي طولاني مدت جريان‌هاي تلوريك در گرينويچ، پاريس و برلين در اواخر قرن نوزدهم انجام شد.



با اندازه‌گيريهاي تلوريك مي‌توان به شناسايي گنبدهاي نمكي، تاقديسها و ناوديسهايي كه در قاعده آنها سنگ با مقاومت ويژه بالا وجود دارد، پرداخت. چرا كه سنگ فوق‌الذكر باعث انحراف جريان‌هاي تلوريك در محور ساختارهاي مذكور مي‌شود. اين روش همچنين در شناسايي ناهمواري‌هاي سنگ بستر نيز كاربرد دارد.









http://pnu-club.com/imported/mising.jpg














































-


روش مگنتوتلوريك
















روش مگنتوتلوريك شامل مقايسه بين دامنه‌ها و فازهاي ميدانهاي الكتريكي و مغناطيسي مرتبط با جريانهاي تلوريك مي‌باشد. در روش تلوريك هدف اندازه‌گيري ميدان‌هاي الكتريكي و مغناطيسي ناشي از اين جريانهاست. اندازه‌گيري ميدان الكتريكي (روش تلوريك) نسبتاً‌آسان است. اما اندازه‌گيري ميدان مغناطيسي مشكل‌تر و پيچيده‌تر است چرا كه با فركانس‌هاي كمتر از 001/0 هرتز تا بالاي 10كيلوهرتز سروكار داريم.







به علت ضعيف بودن چشمه انرژي طبيعي در داخل زمين، سيگنال‌هاي اندازه‌گيري شده در اين روش ضعيف است و به طور عمده تحت تاثير پارازيت قرار مي‌گيرد. با اين حال عمق پي‌جويي در اين روش نسبت به روش‌هاي ديگر الكتريكي بيشتر است و حتي به چندين كيلومتر هم مي‌رسد. اين روش به دنبال توسعه تئوري‌هاي الكترومغناطيس و روش تلوريك شناسايي شده و گسترش يافت (اواخر دهه 1940).








http://pnu-club.com/imported/mising.jpg










تفسير داده‌هاي مگنتوتلوريك اولين بار توسط كانيارد در سال 1953 با استفاده از منحني‌هاي استاندارد مطرح شد.



اين روش در اكتشاف ذخاير هيدروكربوري، سولفيدهاي توده‌اي (ماسيوسولفيدها)، فلزات پايه و قيمتي و منابع انرژي ژئوترمال كاربرد دارد. به علاوه در بررسي‌هاي زمين‌شناسي ساختماني، سنگ‌شناسي (به خصوص مطالعه پوسته و گوشته بالايي زمين)، زيست‌محيطي و ژئوتكنيك نيز كاربرد دارد.
















































ب-


روشهاي الكتريكي با چشمه مصنوعي



















برخي از مهمترين اين روشها عبارتند از:


















































-


روش مقاومت‌سنجي







اين روش كه در كشور ما به غلط به نام روش ژئوالكتريك مصطلح است، از قديمي‌ترين روش‌هاي الكتريكي است.






در روش مقاومت‌سنجي هدف ثبت اختلاف پتانسيل ايجاد شده ناشي از ارسال جريان مستقيم يا متناوب با فركانس بسيار پايين به داخل زمين است. براي ثبت اين اختلاف پتانسيل از آرايش‌هاي مختلف الكترودي استفاده مي‌شود. اندازه‌گيري‌هاي انجام شده با استفاده از روابط ساده رياضي به مقاومت ويژه الكتريكي سنگها تبديل مي‌شود و در نهايت اطلاعات بدست آمده تعبير و تفسير مي‌شوند.


اين روش در اوايل دهه 1900 توسعه داده‌ شد؛ اما با دسترسي به كامپيوتر براي پردازش و آناليز داده‌ها، از دهه 1970 كاربرد وسيعي يافت.


به طور عمده از اين روش براي اكتشاف موادمعدني (خصوصاً فلزات)، شناسايي منابع آبهاي زيرزميني، بررسي‌هاي مهندسي به منظور شناسايي حفره‌ها، گسلها، شكافها، يخچالها، تونلهاي زيرزميني، باستان‌شناسي خصوصاً براي شناسايي ساختمان‌هاي قديمي و بناهاي مدفون و ... استفاده مي‌شود.



-
روش پلاريزاسيون‌القايي



مشابه روش مقاومت‌سنجي در اين روش نيز جريان مصنوعي با آرايش‌هاي مشابه روش مقاوت‌سنجي به داخل زمين ارسال مي‌گردد و اختلاف پتانسيل ايجاد شده بعد از قطع جريان ارسالي به داخل زمين، اندازه‌گيري مي‌شود. اندازه‌گيري‌هاي انجام شده در دو قلمرو فركانس و زمان قابل ثبت است.


پديده‌ پلاريزاسيون‌القايي براي اولين بار توسط كنراد شلومبرژه در سال 1912 شناسايي شد. از آن زمان اين روش مورد استفاده قرار گرفت تا اواخر دهه1940. تا اينكه اين روش در طي جنگ جهاني دوم توسط ويليام كك و ديويد بليل كه در يكي از پروژه‌هاي نيروي دريايي امريكا جهت شناسايي مين‌هاي دريايي مشغول فعاليت بودند؛ توسعه يافت. در دهه 1980 پيشرفت‌هاي قابل ملاحظه‌اي در بخش دستگاهي و روشها ايجاد شد؛ مثل ابداع روش پلاريزاسيون‌القايي ‌طيفي توسط پلتون و همكارانش در سال 1978.


كاربردهاي ويژه اين روش در اكتشاف فلزات افشان مانند مس پرفيري، سرب و روي افشان، گرافيت، منابع شيل و رس، اكتشافات نفتي، منابع زمين‌گرمايي، بررسي آبهاي زيرزميني و مطالعات زيست محيطي است.



-


روش اتصال به جرم









در اين روش يك الكترود جريان به توده كانساري هادي داراي رخنمون متصل مي‌شود و الكترود جريان ديگر در فاصله دور از الكترود اول قرار داده‌مي‌شود؛ آنگاه پتانسيل الكتريكي در چند نقطه روي سطح زمين يا درون گمانه‌ها پس از حذف پتانسيل‌خودزا اندازه‌گيري مي‌شود.





كاربرد ويژه اين روش در تشخيص اندازه و حجم توده‌هاي كاني‌سازي‌ هادي داراي رخنمون است. به عبارت ديگر مي‌توان با استفاده از اين روش دريافت كه اولاً چند توده زيرسطحي وجود دارد؛ ثانياً وجود يا عدم وجود كاني‌سازي در اعماق زمين نيز قابل تشخيص است.








-


روش مغناطيس‌سنجي مقاومت‌ويژه












در اين روش جريان مستقيم الكتريكي از طريق دو الكترود با فواصل نسبتاً‌ زياد از يكديگر، به داخل زمين تزريق مي‌شود. آنگاه رسانندگي آنومالي زيرسطحي در وسط دو الكترود فرستنده جريان با كمك ميدان مغناطيسي ثانويه ناشي از عبور جريان به داخل زمين، توسط يك مغناطيس‌سنج بسيار حساس با پارازيت كم كه عمود بر خط واصل بين دو الكترود قرار گرفته، اندازه‌گيري مي‌شود.





تئوري اين روش در سال 1933 توسط جاكوسكي شناسايي شد ولي به طور عملي از سال 1974توسط ادوارد بكارگرفته شد.




از اين روش براي شناسايي توده‌هاي هادي زيرسطحي و شناسايي گسل‌هاي هادي استفاده مي‌شود.




http://pnu-club.com/imported/mising.jpg













-


روش پلاريزاسيون‌القايي مغناطيسي









اين روش تشابه زيادي با روش مغناطيس‌سنجي مقاومت‌ويژه دارد؛ مشابهت اين دو روش به يكديگر همانند مشابهت روش پلاريزاسيون‌القايي به روش مقاومت‌سنجي است. اين روش نيز در دو قلمرو زمان و فركانس قابل اندازه‌گيري است. در اين روش دو كميت ثبت مي‌شود. يكي از مولفه‌هاي ميدان مغناطيسي ناشي از عبور جريان مستقيم نيز بكار گرفته مي‌شود. در قلمرو فركانس، ابتدا ميدان مغناطيسي اوليه نرماليزه و سپس مقدار مغناطيس‌سنجي مقاومت‌ويژه اندازه‌گيري مي‌شود. اما در قلمرو زمان، بارپذيري ميانگين در فواصل زماني معين با تقسيم بر ميدان مغناطيسي اوليه، نرماليزه شده، سپس ثبت مي‌شود.


اين روش همزمان با روش مغناطيس‌سنجي مقاومت‌ويژه و در سال 1974، توسط سيگل ابداع شد.


كاربرد ويژه اين روش در شناسايي كانسارهاي زيرسطحي هادي خصوصاً فلزي و كانسارهاي افشان و پرفيري است.



-
روش تشديد مغناطيسي هسته‌اي






اساس اين روش پديده فيزيكي تشديد مغناطيس هسته‌اي است؛ كه توسعه يافته روش طيف‌سنجي نور با فركانس‌هاي مايكروويو (تقريباً هزار تا صدهزار مگا هرتز) و راديويي (تقريباً ده كيلوهرتز تا صد مگارهرتز) مي‌باشد. در اين بازه‌هاي فركانسي نور جذب شده و به وسيله همان فرايندها در طول موج‌هاي ديگر طيف الكترومغناطيسي منتشر مي‌شود. فلسفه اصلي اين روش بر اساس اين واقعيت است كه هسته بسياري از اتمها از جمله پروتون‌هاي آب به دليل وجود ذرات باردار درحال چرخش، داراي يك گشتاور دوقطبي غيرصفر مي‌باشد.





اين روش اولين بار توسط دانشمندان روسيه ابداع شد. وسيله اندازه‌گيري در اين روش هيدروسكوپ ناميده‌ مي‌شود.




كاربرد عمده اين روش در بررسي كيفيت و اكتشاف منابع آبهاي زيرزميني است.











o


روش‌هاي الكترومغناطيسي










امروزه روشهاي الكترومغناطيسي در بين روشهاي ژئوفيزيكي به استثناي روش مغناطيسي بيشترين كاربرد را در اكتشاف موادمعدني دارد. اين روشها براي اكتشاف نفت مناسب نيستند چرا كه بهترين پاسخ در اين روشها مربوط به توده‌هاي هادي واقع در اعماق كم زيرسطح است. در فعاليتهاي مهندسي هم اين روشها خيلي استفاده نشده‌اند. با اينحال گاهي براي شناسايي لوله‌ها و كابلهاي مدفون، آشكارسازي مين‌ها و به منظور بررسي آلودگي‌هاي واقع در اعماق كم بكار برده مي‌شوند.







همانطور كه از نام اين روشها پيداست، اين روشها شامل انتشار ميدانهاي الكترومغناطيس موج مداوم يا گذرا بالاي سطح زمين يا در اعماق آن مي‌باشند. در اين روشها فرستنده، گيرنده و توده هادي مدفون، در يك تقابل سه‌جانبه با ميدان الكترومغناطيسي قرار دارند و جريانهاي الكتريكي در داخل توده‌ هادي به همراه القاي الكترومغناطيس، بطور همزمان به وجود مي‌آيند. عموماً در اين روش‌ها چشمه انرژي از طريق القا در داخل زمين ايجاد مي‌شود؛ هرچند در چند مورد از روشهاي زميني الكترومغناطيس، اين چشمه در تماس مستقيم با زمين قرار دارد. روشهايي مانند مگنتوتلوريك نيز كه چشمه انرژي آنها طبيعي است، بعضاً ‌جز روشهاي الكترومغناطيس مطرح مي‌شوند. گيرنده نيز پاسخ را توسط القا دريافت مي‌كند.



روش زميني الكترومغناطيس در دهه 1920 در كشورهاي اسكانديناوي، ايالات متحده امريكا و كانادا كه ذخاير فلزي پايه در آنها در داخل سنگ ميزبان مقاوم و عموماً‌ با روباره كم‌ضخامت وجود دارد؛ بكار گرفته شد.


روشهاي هوابرد الكترومغناطيس نيز 30 سال بعد (‌در دهه 1950) بكار گرفته شد. تا اوايل دهه 1960 تجهيزات الكترومغناطيس اعم از فرستنده و گيرنده طوري ساخته شده بودند كه ارسال و دريافت پاسخ به طور همزمان و در يك فركانس صورت مي‌گرفت. اين روش، روش الكترومغناطيس قلمرو فركانس ( FDEM يا FEM ) خوانده مي‌شود. اگرچه تلاشهاي چندي در دهه 1930 براي فرستادن پالسهاي گذرا و دريافت پاسخ زمين در زمان قطع جريان صورت گرفت؛ اما اولين كاربردهاي موفق اين تلاش‌ها تا سال 1962 به نتيجه نرسيد.












HTML کد:
http://forum.p30world.com/editpost.php?do=editpost&postid=2443933




روش الكترومغناطيس در قلمرو زمان ( TDEM يا TEM ) اولين بار در سال 1962 و در كشور شوروي سابق، به صورت هوابرد ابداع و بكار گرفته شد. از اوايل دهه 1970 رشد فزاينده‌اي در توسعه و كاربرد روشهاي الكترومغناطيس قلمرو زماني رخ داده‌است. تقريباً‌ همه مجموعه ميدانهاي الكترومغناطيس شامل يك چشمه انرژي قابل حمل مي‌باشند. با اينحال تاكنون استفاده از فرستنده‌‌‌هاي انرژي در فركانس‌هاي بين 100 كيلوهرتز تا 10 مگاهرتز (فركانس راديويي) و بخصوص در دامنه بسيار پايين (VLF)، (15تا25 كيلوهرتز) بسيار محدود بوده‌است.



البته در روش ديگري به نام روش ميدان مغناطيسي با فركانس شنوايي (AFMAG) كه جزو روشهاي الكترومغناطيس شناخته مي‌شود، از انرژي جوي ناشي از رعد وبرق استفاده مي‌كند.


















-


روش رادار نفوذي به زمين











اين روش كه عمده صاحبنظران آنرا جزو روشهاي الكترومغناطيس محسوب مي‌نمايند؛ عبارتست از انتشار امواج الكترومغناطيسي با فشار بالا به منظور بررسي‌هاي زيرسطحي كه اين موضوع به تحقيقات هولس مير در سال 1904 برمي‌گردد. درصورتي كه اولين منابع راجع به امكان استفاده از پالسهاي الكترومغناطيس به دهه 1920 توسط شركت آلماني سايزموس (1923) و آقاي هولسنبك (1926) برمي‌گردد. اما هيچ يك از اين فعاليت‌ها منتهي به ابداع يك سيستم پايدار براي بررسي‌هاي زميني با امواج الكترومغناطيس فركانس بالا تا اختراع رادار نشد.







رادار يك سيستم استفاده از پالسهاي الكترومغناطيس با دوره تناوب كوتاه است كه اولين بار توسط وزارت دفاع انگلستان به منظور شناسايي هواپيماهاي دشمن در طي جنگ‌ جهاني دوم بكار گرفته شد. گو اينكه چندين سيستم مشابه قبل از اين جنگ در فرانسه، آلمان، امريكا و حتي انگلستان وجود داشت.



بجز كاربردهاي بسيار متنوع نظامي و مهندسي، رادار امروزه يك وسيله بسيارمهم در بررسيهاي زيرسطحي است. با توجه به فركانس زياد مورد استفاده در اين روش، عمق نفوذ در زمين بسيار كم است لذا در اكتشافات موادمعدني جز براي مواد نزديك به سطح كاربرد ديگري ندارد. اما در بسياري از فعاليتهاي مهندسي خصوصاً ‌ژئوتكنيك، بررسي خاك، بررسي‌هاي زمين‌شناسي، شناسايي حفره‌ها، بررسي‌هاي باستان‌شناسي، بررسي‌ منابع آبهاي زيرزميني كم‌عمق و آلودگيهاي زيرسطحي كاربردهاي گسترده‌اي دارد.