تتشكل الأجسام البلورية من السوائل (محاليل أو مصهورات)، ومن الغازات ومن الأجسام الصلبة غير المتبلورة.
وعموماً فإن معدل نمو البلورات يزداد بزيادة درجة تركيز الأيونات في المحلول أو بزيادة درجة حرارة المحلول.
ويبدأ تكون البلورات من المحاليل فوق المشبعة عندما تنخفض درجة حرارة المحلول، وتتناقض معها الطاقة الحركية (الاهتزازية والانتقالية) للأيونات، وعندها تبدأ قوى التجاذب الكهروستاتيكية للأيونات بالسيطرة عليها.
فعند تصادم الأيونات مختلفة الشحنة بعضها مع بعض في محلول فوق مشبع، فإنها لا تتباعد بل ترتبط ارتباطاً قوياً، ويبدأ الارتباط بين أيونين، ثم يضاف إليهما أيون ثالث، فرابع وهكذا.. إلى أن تتشكل سلسلة من عدد قليل متبادل من الأيونات السالبة والموجبة، وهذه السلاسل تدعى بالبليرات (مصغر بلورة) وحيدة البعد.
ثم تقترب البليرات وحيدة البعد بعضها من بعض بحيث تتقابل اليونات السالبة بالأيونات الموجبة في السلسلة الأخرى، وهكذا تتكون البليرات ثنائية الأبعاد، ومن الأخيرة تتشكل الشبكة البلورية الأولية.
إن الأشكال البلورية الصغيرة السابقة يطلق عليها اسم براعم، أو مراكز التبلور، أما العملية فيمكن تسميتها بعملية بناء مركز البلورة أو نواة البلورة (Nucleation) وبنفس الطريقة تتكون مراكز التبلور في الأوساط المنصهرة أو الغازية.
إن الأشكال البلورية الصغيرة السابقة يطلق عليها اسم براعم، أو مراكز التبلور، أما العملية فيمكن تسميتها بعملية بناء مركز البلورة أو نواة البلورة (Nucleation) وبنفس الطريقة تتكون مراكز التبلور في الأوساط المنصهرة أو الغازية.
بعد أن تتكون مراكز البلورات تبدأ عملية النمو لتكن بلورات كبيرة، وتتم هذه العملية بأن تقوم المراكز أو البراعم البلورية بجذب ايونات أو ذرات جديدة منفردة، أو باقتراب براعم أخرى ويحدة أو ثنائية أو حتى ثلاثية الأبعاد والتحامها بالمراكز الأولى وبصورة متوازية.
ويمكن تلخيص عملية النمو هذه في أربع خطوات متتابعة على النحو التالي:
1- تنتشر جزيئات المادة المتبلورة في الوسط المحيط بها (في المحلول) متجهة نحو سطح البلورة.
2– تنتشر الجزيئات على سطح البلورة متخذة مواضع محددة على هذا السطح
3- ترتبط أو تندمج الجزيئات بمادة البلورة عند هذه المواضع
4- تنطلق حرارة التبلور من سطح البلورة لتنتشر في الوسط المحيط بها.
ومعدل نمو البلورة يتحدد بأي واحدة من الخطوات السابقة، كما أن هذا المعدل يزداد بزيادة درجة التشبع للمحلول أو بزيادة درجة حرارته كل على حدة.
وتزداد درجة فوق التشبع للمحاليل بانخفاض درجة حرارتها، حيث يصل معدل نمو البلورات أوجه في البداية ثم يأخذ تدريجياً في التناقص.
ويمكن إسراع عملية التبلر من المحاليل فوق المشبعة بسقوط بلورات من نفس المادة المذابة، أو بوقوع أجسام دقيقة مجهرية من أجسام غريبة كدقائق الغبار مثلاً.
هو تتابع محدد مكون من صخور مختلفة أحدها الفحم الحجري، ويتراوح سمك هذا النمط من عدة أمتار إلى عشرات الأمتار.
وعادة ما يتكرر هذا النمط مرات عديدة في الموقع الجيولوجي الواحد (المقطع الجيولودي لتلك المنطقة).
وقد وصف هذا النمط الترسيبي في الطبقات الحاملة للفحم في حقب الحياة القديمة في أمريكا الشمالية، ووجد ايضاً في صخور حقب الحياة المتوسطة الحاملة للفحم ايضاً.
وأول من استعمل المصطلح هو وِلَّرْ (J. M. Weller) عام 1930 غير أنه في عام 1958 طلب أن يحدد استعماله في الطبقات الحاملة للفحم في العصر الكربوني.
ومما يجدر ذكره أن صفة الدورية (Cyclicity) في الصخور الرسوبية ليست مقتصرة على الصخور الحاملة للفحم، بل هي صفة عامة جداً لا تكاد تخلو منها بيئة ترسيبية.
فعلى سبيل المثال هي موجودة في صخور الجريواك المكونة لرسوبيات القعائر العظمى – جيوسينكلينات (geocynclines) وتدعى دورة بوما (Bouma cycle)، وهي موجودة في رسوبيات البحيرات حيث تتعاقب رقائق بنية مع أخرى بيضاء (رواسب الجليديات Varves) أو رقائق بيضاء وأخرى رمادية (رسوبيات بحيرة اللسان في غور الأردن).
كما أنها موجودة في صخور الرف القاري حيث تتعاقب طبقات الصوان مع الحجر الجيري مرات عديدة في المقطع الواحد… الخ.
لذا فالدورية ليست دورات الفحكم الرسوبية إلاّ واحدة من هذه الدورات المعروفة في صخور الأرض المختلفة.
الصفات الرئيسية للنمط الدوري :
1- افترض أن هناك دورة مكونة من خمس مستويات هي أ، ب، ج، د، ه.
وأن المستوى (أ) مكون من صخور الحجر الجيري أو الصلصال البحري أو غير البحري، أما المستوى (ب) فهو الغرين بينما المستوى (ج) من الحجر الرملي والمستوى (د) من تربة قديمة ثم المستوى (هـ) من الفحم الحجري، ثم تأثي دورة جديدة يكون فيها المستوى (أ) مثل المستوى (أ) السابق ذكره.
لاحظ أن أهم تغير موجود بين المستويات الخمسة هذه هو الذي يقع بين مستوى (هـ) (أي الفحم) والمستوى (أ) الذي يعلوه في الدورة التالية. وهو العامل الرئيسي الذي يوضح بداية الدورة الجديدة في هذا المثال.
2- ولو فرضنا أن كمية الحبيبات الخشنة كالرمل مثلاً تزداد من المستوى (أ) حتى المستوى (ج) ثم تنقص من المستوى (ج) يقال الشيء نفسه عن نسبة الجير (الكلس).
فإذا كان الجزء السفلي من الدورة لا يساوي الجزء العلوي من تلك الصفة المقيسة فالدورة غير متناظرة. على أن التناظر لا يعني التساوي أو التشابه المطلق بين جزئي الدورة.
3- ثم إن الدورة ليس بالضرورة أن تكون متشابهة تماماً في تكرارها في المقطع. فقد يختفي أحد المستويات أو يتغير تغيراً جزئياً أو كلياً.
فمثلاً قد يختفي المستوى (د) أي التربة القديمة، وعندها يرتكز الفحم على المستوى (ج).
كما أن المستوى (أ) يمكن أن يكون من الحجر الجيري غير البحري أو الحجر الجيري المستحاثي أو الصخور الطينية البحرية أو غير البحرية أو غير ذلك. ويعتمد هذا التنوع في مكونات الدورات على بيئة الترسيب.
4- قد تنشأ دورات الفحم الرسوبية في البيئة الشاطئية – الدلتاوية وفي هذه الحالة فإن انتشارها الجغرافي يكون واسعاً. أي أن الدورة نفسها (ومن ثم مستوى الفحم فيها) يمكن أن يتتبع مسافات طويلة جغرافيا.
وتصبح مكونات هذا النمط الدوري مكونة من المستويات التالية (من الأسفل إلى الأعلى): صخور طينية بها مستحاثات بحرية (ويمكن أن تستبدل بالحجر الجيري المستحاثي) تعلوها صخور طينية غير بحرية ثم صخور الغرين فصخور الحجر الرملي ثم مستوى تربة قديمة وأخيراً يأتي الفحم.
لاحظ أن حجم حبات الصخور المكونة لهذا النمط الدوري يزداد حجمها نحو العلى أي من صخور الطين حتى صخور الرمل. فهي إذن دورة تخشن نحو الأعلى (Coarsening – upwards)، وهذه واسعة الانتشار في صخور الكربوني الأعلى في بريطانيا وألمانيا وأمريكا الشمالية.
5- أما إذا كانت البيئة نهرية فإن حجم الحبات عادة ما تصغر نحو الأعلى. وتسمى الدورة عندئذٍ دورة تصغر حبيباتها نحو الأعلى (Fining – upward cycle)
أما المكونات الصخرية في مثل هذه الدورات فهي من الأسفل إلى الأعلى: تبدأ الدورة بسطح عدم توافق يعلوه مباشرة مستوى المواد الخشنة مكوناً من الكونجلوميرات أو من الصخور الجريواكية أو الأركوزية أو خليط منها جميعاً، ثم يعلوه مستوى من الصخور الرملية الطينية،
فالصخور الطينية فالتربة القديمة وأخيراً مستوى الفحم. واضح من هذا الوصف أن الحبات المكونة للصخر تصغر نحو الأعلى. والفحم في هذا النوع من البيئات ليس له امتداد جغرافي واضح.
6- سمك النمط الدوري: ليس هناك سمك ثابت لمثل هذا النمط الدوري. إذ تتحكم فيه بيئة الترسيب. غير أنه يغلب عليه أن يكون 10 أمتار. وفي هذه الحالة فإن الدورة تحوي الفحم في نهايتها العلوية.
أما إذا كانت الدورة سميكة مثلاً 50 متراً، فإن الجزء السفلي يكون صخراً طينياً بحري المنشأ والأوسط رملياً غير بحري. أما الفحم فإنه لا يكون متطوراً بشكل جيد. وفي كثير من الأحيان توجد دورات كبيرة تحوي في داخلها دورات أوتكرارات أصغر.
كأن تكون هناك دورة سمكها 50 م يوجد بها 5 دورات كل منها 10 م أو عدة دورات مختلفة السمك 4 م و 10 م.
7- من المناسب أن نتحدث عن مستوى التربة القديمة الذي يقع عادة تحت مستوى الفحم. حيث توجد فيه في العادة بقايا جذور نباتية.
ويمكن أن تكون التربة القديمة طينية فتدعى طيناً نارياً (Fireclay) أو رملية فتدعى جانستر (ganister) أو تكون من معدن الكاولين فتدعى تونستين (Tonstein).
منشأ النمط الدوري:
يبدو أن الغالبية العظمى من أنواع النمط الدوري قد ترسب في بيئة دلتاوية بحرية. وأمثلة ذلك موجودة في الأنماط الدورية في العصر الكربوني في بريطانيا والولايات المتحدة. ومن ثم فإن العوامل التي تؤثر في نشأة الدورية هي:
1- تذبذب أو تغير مستوى سطح البحر في المنطقة المعنية لسبب أو لآخر.
2- ارتفاع أو انخفاض سطح الأرض في حوض الترسيب.
3- فعلية الدلتا في تلك المنطقة.
فلو أننا اعتبرنا طبقات الصخر الجيري البحري أو طبقات الصخر الطيني البحري هي بداية الدورة. فإن ذلك يعني أن المنطقة كانت عميقة نسبياً بحيث ترسبت فيها هذه الصخور البحرية. ثم يبدأ سطح البحر بالهبوط أو يبدأ سطح اليابسة وقاع البحر في منطقة الترسيب بالارتفاع.
كلاهما له نفس التأثير، لكن ما يحدث هو أن المياه في النهاية تنحسر، وتبدأ الأنهار بإلقاء حمولتها وتبدأ المستنقعات بالنشوء والتكون، ومن ثم تتكون التربة القديمة ويتكون الفحم في هذه البيئة.
ثم يعود البحر من جديد ليغطي المنطقة ويرسب الحجر الجيري أو الطيني البحري وتبدأ دورة جديدة.
أما أسباب هبوط سطح البحر فإنه لا يمكن أن يعزي لتغيرات مناخية كتلك التي أنتجت العصور الجليدية، فالعصور الجليدية محدودة في التاريخ الجيولوجي ولا تعلل كثرة الأنماط الدورية.
إذن هل يكون سبب ذلك ارتفاع أو انخفاض اليابسة في تلك المنطقة لأسباب تكتونية. إن المدة التي تستغرقها دورة سمكها 10 م تتراوح بين 50000 – 150000 سنة، وهي مدة قصيرة فعلاً لرفع أو خفض اليابسة، سيما وأن الأنماط الدورية تمتد مسافات كبيرة، ومن ثم فإن الدورات واسعة الانتشار ما زالت بحاجة إلى مزيد من البحث.
تعتبر الأودية النهرية من أكثر أشكال التضاريس الأرضية انتشاراً على سطح الأرض، وعن طريقها تنقل المواد التي تجرفها مياه الأنهار من مجاريها مباشرة، أو تلك التي تجلبها إليها روافدها من بقاع أحواضها المختلفة، بالإضافة إلى المواد التي تنقلها مياه الأمطار والتدفقات من جوانب المنحدرات.
وتعرف هذه المواد بحمولة النهر من المواد الصلبة (Solid Load) التي تنقلها معها الأنهار ليترسب معظمها في نهاية المطاف في البحار والمحيطات أو البحيرات.
وينقل النهر حمولته بعدة وسائل هي: الجر أو السحب (traction) والقفز (Saltation) والتعلق (Suspension) والإذابة.
أما عن حجم المواد الصلبة التي يحملها أي نهر فتتفاوت تفاوتاً كبيراً بين حبيبات طينية دقيقة إلى جلاميد كبيرة الحجم تبعاً لطاقة النهر.
وتختلف طاقة أي نهر في حمل هذه المفتتات باختلاف انحدار النهر وسرعته وحجم المفتتات وكيمتها. فإذا ما زادت سرعة مياه النهر أثناء الفيضان مثلا – والذي يرتبط بها زيادة كميات التصريف المائي – ازدادت طاقته على حمل المفتتات الصخرية الكبيرة الحجم.
كما أنه كلما قبل حجم المفتتات المكونة لحمولة النهر، فإن هذا يتطلب طاقة أقل لتحريكها وحملها. أما إذا زادت حمولة النهر من المفتتات التي معها لا يستطيع أن ينقلها النهر، فلا بد أن تتخلص مياهه من هذه الحمولة الزائدة وذلك بإرسابها،
ويتم هذا بصورة تدريجية. إذ يقوم النهر بترسيب المفتتات الكبيرة الحجم والجلاميد الصخرية أولاً، ويتم هذا في الأحباس العليا للنهر، ثم ترسيب المفتتات الدقيقة ثانياً في أحباسه الدنيا.
فالنهر بصفة عامة لا يستطيع أن ينقل حمولة تزيد عن طاقته بل الغالب أن يحمل النهر كمية من المواد أقل من طاقته، وأي إضافة جديدة طارئة ويقابلها إرساب.
حمولة النهر: River Loads
بما أن النهر هو الذي يشكل ويكيف مجراه فإنه يعمل باستمرار على إحداث حالة من التوازن بين عمليات النحت والإرساب على طول مجراه.
فالنهر يجاهد دائماً لكي يكون له انحدار منتظم يسمح لمياهه بسرعة وقوة تكفي لحمل المواد المفتتة في يسر دون إحداث نحت أو إرساب ويكون النهر في هذه الحالة قد بلغ مرحلة التعادل أو التوازن ويسمى حينئذ بالنهر المتعادل (graded stream).
فالنهر المتعادل إذن هو ذلك المجرى المتوازن الذي يكون فيه الانحدار متعادلاً تعادلاً دقيقاً مع التصريف المتوفر ومع الخصائص السائدة للمجرى، بحيث يهيئ فقط السرعة المطلوبة لنقل الحمولة التي يمده بها حوض التصريف.
ويجب في هذا المجال أن نميز بين اصطلاحين يهمان كل من له صلة بدارسة الأنهار كالجيمورفولوجيين والجيولوجيين ومهندسي الري وهما: الكفاءة (Competence) وطاقة النهر (Capacity).
فقد استخدم جيلبرت (Gilbert 1914) مصطلح الكفاءة للدلالة على قدرة النهر على تحريك المواد الصخرية المفتتة، والتي تقاس بأقصى ما يستطيع أن يحركة النهر من هذه المواد.
في حين تعنى طاقة النهر كل ما يستطيع أن يحمله النهر من المواد المفتتة تحت ظروف معينة وتقاس بالوزن الكلي للمواد المحمولة في وحدة الزمن.
وتتوقف درجة التعادل إضافة إلى الانحدار المنتظم للمجرى وكفاءته وطاقته على عدة عوامل أخرى وهي:
1– سرعة مياه النهر.
2- خصائص مجرى النهر من حيث اعتراضه أو عدم اعتراضه بالمساقط المائية والجنادل والمسارع أو مروره بمسطحات مائية كالبحيرات.
3- نوع وأحجام المواد المفتتة التي يحملها النهر.
وتنقسم الحمولة النهرية إلى ثلاثة أنواع هي:
1- الحمولة العالقة.
2- الحمولة المذابة.
3– حمولة القاع (حمولة الجر).
الحمولة العالقة:
تتألف من المفتتات الدقيقة كالغرين والطين والرمل الناعم (أقل من 0.64 مم) ويمكن أن تظل هذه المواد عالقة بالماء لمسافات طويلة حتى تصل إلى مصب النهر.
وهنا يجب أن نشير إلى أن هناك نوعاً آخر من الحمولة العالقة وهي حمولة الغسل (Wash Load)، التي تكون شديدة النعومة ويُحمل هذا النوع على شكل مواد غروية معلقة.
الحمولة المذابة:
وهي عبارة عن أنواع مختلفة من الملاح تنقل كما يدل اسمها في حالة ذائبة. هذه المواد المذابة قد تكون أحماضاً عضوية نتيجة تحلل مخلفات الغطاء النباتي في حوض النهر.
أو تكون مواد جيرية إذا مر النهر بمناطق تكوينات الحجر الجيري، بالإضافة إلى الأحماض والأملاح التي تسقط مع الامطار، كما يساهم الإنسان ايضاً من خلال أنشطته المختلفة بجزء من هذه الحمولة.
حمولة القاع:
وأحياناً تسمى هذه الحمولة بحمولة الجر (Traction Load) وتتكون من المواد والمفتتات الصخرية الشديدة الخشونة (أكثر من 0.64 مم).
بحيث لا يمكن حملها بواسطة المياه الجارية لمسافة طويلة فتتحرك بالانزلاق أو الجر أو القفز، وتظل هذه الحمولة قريبة بصورة مستمرة من قاع النهر شكل(1).
ويتضح من الجدول رقم (1) أن النقل بواسطة الذوبان يتباين إلى حد كبير من نهر إلى آخر، ويتحكم فيه عدة عوامل كالمناخ وجيولوجية مناطق التغذية والإنسان.
فالحمولة المذابة يمكن أن تزيد في بعض البيئات المدارية الرطبة على النقل بواسطة التعلق، كما أن الأنهار التي تتكون صخور أحواضها من صخور قابلة للذوبان كالمواد الكلسية تزيد بها نسبة المواد المذابة إلى المواد العالقة.
ويلعب الإنسان ايضاً دوراً بارزاً في زيادة نسبة الحمولة المذابة عن طريق أنشطته المختلفة، لا سيما التي تؤدي إلى زيادة نسبة التلوث ويتضح هذا في حالة نهر سانت لورنس.
وترجع أهمية دراسة حمولة الأنهار من الرواسب للأسباب الآتية:
1- حمولة النهار من المواد العالقة والمذابة تمدنا بمعلومات عن نوع التجوية السائدة في الأحواض النهرية ومدى مساهمة كل من الانسياب السطحي المباشر والمياه الجوفية للمياه التي تجري في الأنهار.
2- يمكن معرفة معدلات التعرية الإجمالية لسطح أي حوض نهري، بل لسطح اليابس ككل بواسطة قياس الحمولة العالقة والمذابة في الأنهار، ولا سيما وأنها تمثل نتاج نحت سطح الأرض بفعل الأمطار والمياه الجارية. واستناداً على مقدار الحمولة العالقة لأنهار العالم.
فقد تم رسم ثلاث خرائط لتوزيع معدلات التعرية على مستوى العالم، الأولى لفورنييه (Fournier, 1960) والثانية لستراكوف (Strakhov, 1967) والثالثة لكليو (Kleo, 1980).
وتعتبر واعتمدت الأخيرة على عدد كبيرة من أنهار العالم (1250 نهراً) وتغطي أغلب النطاقات المناخية في العالم شكل (2).
3- تعكس قيم الحمولة النهرية مدى تدخل الإنسان في الأحواض النهرية من خلال استخداماته المختلفة للأرض.
4– ومن الناحية التطبيقية، تعتبر الرواسب العالقة أو المذابة نوعاً من التلوث، ووجودها في مياه الأنهار يعتبر مؤشراً دقيقاً لنوعية المياه، ومدى صلاحيتها للاستخدام البشري، كما أن وجود الرواسب العالقة بكميات كبيرة في مياه الأنهار ينجم عنه مشكلات عدة مثل الإرساب في الخزانات والترع والقنوات.
النفط خليط معقد من الهيدروكربونات (الهيدروجين والكربون) يحتوي على كميات قليلة من مركبات الأكسجين والنيتروجين والكبريت وكذلك مقادير ضئيلة من الأملاح المعدنية.
وكلمة «نفط» كلمة عربية وردت في أشعار العرب، تعني الزيت المعدني الطبيعي، وهي مرادفة لكلمة «البترول» والنفط واسع الانتشار في القشرة الأرضية حيث يوجد في صورة غازية أو سائلة أو كمواد صلبة.
والنفط السائل في درجات الحرارة العادية يعرف بالزيت الخام، وهو يتمتع بملمس ومظهر زيتي ولا يمتزج بالماء بل يطفو عليه ولكنه يذوب في المذيبات العضوية.
تحظى معرفة كيفية تكون الزيت الخام في الطبيعة بأهمية كبيرة في البحث عنه، إذ أنه من الطبيعي أن يبحث الجيولوجي عن النفط بالطريقة وفي المكان الذي يتناسب مع تصوراته عن نشأة النفط. وقد تعددت النظريات عن أصل النفط من الأصل اللاعضوي إلى الأصل العضوي.
وتتمتع نظريات المنشأ اللاعضوي للنفط حالياً بأهمية تاريخية فقط، حيث إنه في الآنة الأخيرة تجمعت أدلة كثيرة تشير إلى الأصل العضوي للنفط، بحيث أصبح يعتقد في صحتها الغالبية العظمى من المهتمين بصناعة النفط على وجه العموم.
وهناك عدد من نظريات الأصل اللاعضوي للنفط ومنها «النظرية الكربيدية»، و «نظرية الأصل الكوني» و «الأصل البركاني» وغيرها.
وعلى العموم فإنه في الوقت الحالي يعتقد أغلب الجيولوجيين أن تجمع النفط يحدث على ثلاث مراحل: تولد الزيت، ثم الهجرة الأولية (حركة الزيت من صخر المصدر إلى صخر الخزان)، وأخيراً الهجرة الثانوية (إعادة توزيع الزيت في صخر الخزان ليكون بركة نفط).
وعلى أساس أفضل البيانات المتاحة حالياً فإنه من الممكن وصف هذه المراحل كما يلي:
أولاً – تولد الزيت:
وطبقاً لنظرية الأصل العضوي للنفط يتولد الزيت في الأحواض الترسيبية، وهذه الأحواض عبارة عن منخفضات قارية ضحلة غطتها مياه البحر بصورة متقطعة، أو هي أحواض بعيدة عن الشاطئ على الأرفف القارية، تبلغ مساحتها مئات الكيلومترات المربعة، وتحتوي على رسوبيات من ثلاثة أنواع:
1– حبيبات صخرية تتراوح في حجمها من الرمال إلى وحل الطين (clay muds)، تم نحتها من التلال والجبال وتم حملها ونقلها إلى الأحواض عن طريق مجاري المياه (Streams).
2- رواسب بيوكيميائية وكيميائية مثل الحجر الجيري والجبس والانهيدريت والظرآن.
3- مواد عضوية من النباتات والحيوانات البحرية أو التي حملت إليه بواسطة الأنهار. وبعض هذه الأنواع من الرسوبيات يترسب حالياً في أحواض ترسيبية مثل الخليج العربي وخليج المكسيك.
والنوع الأخير من الرسوبيات – المواد العضوية – هو مصدر النفط. ومن الدلائل على ذلك أن النفط يحتوي على كميات قليلة من مواد عديدة يمكن أن تأتي فقط من الكائنات الحية.
من أمثلتها البورفيرينات المنتسبة إلى مادتي الهيمين (hemin) والكلوروفيل والمركبات النشطة ضوئياً (المركبات التي تدير مستوى شعاع الضوء المستقطب)، والمركبات المتعلقة بالفيتول والكوليستيرول والكاروتين والتربينيويدات، إلى جانب عديد من النواتج المختلفة للنبات.
ويعتقد حالياً أن الزيت قد تولد من المادة العضوية بطريقتين , الأولى : تأتي بكمية صغيرة مباشرة من الهيدروكربونات التي تنتجها الكائنات الحية البحرية كجزء من خلاياها الحية , وتبلغ نسبتها أقل من 10%.
ويستدل على ذلك بوجود بعض الهيدروكربونات المعقدة في النفط ، والتي يمكن مضاهاتها بتلك التي توجد في (الهائمات الحديثة ) والكيلب (Kelp ) والكائنات الحية الأرقى بما في ذلك الأسماك .
فعندما تموت مثل هذه الكائنات الحية في مياه حوض الترسيب تنتقل بقاياها إلى المواد التي تتجمع في الحوض الترسيبي ويكون محتواها من المواد الهيدروكربونية منخفضاً (0.005- 0.1% بالوزن) ، كما أن جزءًا منها يتحطم بالبكتيريا المؤكسدة أو عن طريق إ عادة دورتها من خلال سلسلة الغذاء البحرية.
والكمية الإجمالية من الهيدروكربون الناتجة بهذه الوسيلة كبيرة جداً ( من المحتمل أن تكون أكثر من مليون برميل في السنة ) بحيث أن مقداراً كافياً منها يبقة لكي يشكل هذا الجزء من هذه الهيدروكربونات في تجمعات الزيت في العالم .
والطريقة الثانية : هي التي يتكون من خلالها حوالي 90% من الزيت ، وتشمل نشأة الهيدروكربونات من تحلل وتحول المادة العضوية المدفونة ، حيث يعتقد أن أكثر من نصف الجزيئات عالية الوزن (الهيدروكربونات التي تحتوي على ما يقرب من 10 ذرات كربون ) تكون قد تكونت بهذه الوسيلة.
ويمكن تصور حدوث هذه العملية على الوجه التالي : في الأمتار القليلة الأولى من دفن الرسوبيات ، تتحول المادة العضوية إلى هيدروكربونات أكثر تشابهاً مع النفط من خلال التفاعلات البيوكيميائية
ومع ازدياد العمق فإن التقطير البسيط عند درجات حرارة منخفضة يؤدي إلى إزالة الأكسجين والكبريت والنتروجين في آخر الأمر ، لتتكون هيدروكربونات .
ومع مرور الزمن تدفن الرواسب إلى أعماق من 500 إلى 700 متر حيث تكون قد تولدت هيدروكربونات كافية تمهد لتكوين حقل زيت اقتصادي تحت ظروف تراكم مواتية .
ويستمر تولد الهيدروكربونات في الزيادة باضطراد مع ازدياد درجات الحرارة التي تحدث عند أعماق أكبر . وتحت عمق 2000 متر فإنه يكون هناك اتجاه لتكوين كميات كبيرة من الهيدروكربونات الخفيفة ، التي تحتوي على ما يصل إلى 10 ذرات من الكربون .
وازدياد العمق يتسبب في أن يكون الصخر المصدر أكثر دموجاً بحيث تقل سهولة هجرة الهيدروكربونات من صخر المصدر إلى الصخر الخازن . وتكون النتيجة أن كميات هائلة من الهيدروكربونات تقبع في صخر المصدر ولا تخرج منه مطلقا .
لقد تم تقدير كمية النفط في الصخور الخازنة على القارات والرفوف القارية في العالم بمقدار 6000×10 9 طن من النفط .
وعلى الأقل فإن هناك ما يفوق هذه الكمية بمائة مرة من النفط لا تزال متبقية في طبقات صخور المصدر .
ومع دفن النفط والمادة العضوية إلى أعماق أكبر ، تحت عمق 10000 متر ، فإن كل شيء يتحول بالتدريج إلى المنتجين النهائيين لجميع المواد العضوية ، ألا وهما الميثان والجرافيت .
وتنشأ بعض الهيدروكربونات في كل أنواع الرسوبيات تقريباً ، ولكن الكمية الكبرى تتكون في أكثر البيئات اختزالا. إن افضل صخور المصدر للنفط هي تلك التي تكون دقيقة الحبيبات مثل الطين أو وحل الجير، التي ترسبت في الأحواض الترسيبية تحت ظروف مختزلة.
إن الرسوبيات الخشنة الحبيبات مثل الأحجار الرملية النظيفة المرجانية والصخور البطروخية لا تشكل صخوراً مصدرية لنفط، ذلك لأنها ترسبت في مياه ضحلة لمناطق مهوَّاة، حيث تعمل حركة المياه على تنحية المادة العضوي إلى الخارج، ويميل الأكسجين إلى تدمير الهيدروكربونات.
إن بعض الأحواض الترسيبية الموجودة في الزمن الحاضر مثل خليج المكسيك والأحواض الترسيبية خارج كاليفورنيا والخليج العربي وبحر قزوين وغيرها تمثل ظروفاً مشابهة تماماً لتلك التي نشأ تحتها الزيت في الماضي.
ومن هنا فإنه يمكن القول إن انتشار المادة العضوية في الصخور الرسوبية ضروري، إلا أن هذه المادة العضوية يجب أن يتحقق لها الوسط الملائم لحفظها وتطورها من حيث الدفن السريع والوسط المختزل وترسيب سمك مناسب من الصخور فوقها يسمح بتطوير وتحول المادة العضوية إلى نفط تحت تأثير درجات حرارة مناسبة.
ثانياً- الهجرة الأولية:
إن الخطوة الثانية في عملية التراكم هي الهجرة الأولية للنفط من الصخر المصدر إلى الصخر الخازن، وتنتج من حركة المياه التي تحمل الزيت أو المادة المكونة له بتركيزات أقل من 100 جزء في الميلون إلى خارج الرسوبيات المدموجة (Compacting sediments).
وعندما يترسب الوحل المصدر فإنه يكون محتوياً على نسبة تتراوح بين 70 إلى 80% من حجمه مياهاً. ويشكل الباقي مواد صلبة غالباً ما تكون ممثلة بمعادن الطين أو جزئيات الجير.
وبازدياد السمك في حوض الترسيب فإن المياه تُعتصر خارج الوحل المصدر بتأثير وزن الرسوبيات التي تعلوه.
وبعد الدمج، فإن الطين المصدر يحتوي على حوالي 25% فقط من حجمه مياهاً على عمق 700 متر ويحتوي على 10% فقط عند عمق 2000 متر.
ويتحرك الماء والزيت في اتجاه يتمتع فيه بأقل مقاومة ممكنة (اقل ضغط هيدروستاتيكي) بمعدلات من 2 إلى 10 سم/ سنة.
وفي المراحل المبكرة من الدموج يكون اتجاه حركة السائل أساساً إلى أعلى، ومع تقدم الدموج تكون حركة السوائل في الاتجاهات الجانبية أيضاً، كما أنها تكون في اتجاهات رأسية.
وتنشأ الحركة الجانبية أساساً من امتداد جزئيات معادن الطين المفلطحة في أن تمتد أفقياً كلما تضاغطت، وهذا يخفض النفاذية الراسية للطين المتعرض للدموج.
وبالإضافة إلى ذلك فإن الرمال الممتدة والمستمرة، الموجودة على حواف الأحواض الترسيبية توجه حركة السوائل في الاتجاهات الجانبية وذلك مع ازدياد عمق الدفن.
إن الميكانيكية التي يحمل بها الماء الزيت غامضة حتى الآن، فالزيت لا يمكنه أن يتحرك كقطرات صغيرة جداً أو جزيئات غروية، ذلك لأن كلاهما لا يمكنه اختراق فتحات المسام الدقيقة التي توجد في وحل الطين.
ويحتمل أن يتحرك الزيت على هيئة هيدروكربونات ذائبة في الماء، وهي تلك التي تذوب في مجال الوزن الجزيئي المنخفض، وكذل كمادة «بشائر النفط» (وهي مواد غير هيدروكربونية) وهي تذوب في مجال الوزن الجزيئي المرتفع.
إن المواد الأخيرة يمكن أن تتحول إلى هيدروكربونات من خلال تفاعلات تكسيرية (Cracking) بعد دخولها إلى الصخر الخازن. ويعتقد أن الهيدروكربونات الذائبة تنفصل في الصخر الخازن وذلك بسبب التغير في الظروف الفيزيوكيميائية.
وعندما يكون مثل هذا الصخر محصوراً تماماً في الطين الذي يتعرض للدموج، فإن جزيئات الزيت سوف تكون ممسوكة بالضغط الشعري في الطين في حين أن الماء سوف يمر بها.
وإذا كان هناك ممر مسامي يمكن أن يتخطى الطين، فإن التيارات الهيدروليكية الناشئة من الماء المتحرك سوف تطرد قطرات الزيت الصغيرة جداً إلى خارج الخزان. ومع تقدم الدموج، حيث تكون غالبية المياه قد خرجت من الطين، فإنه سوف يتحول إلى طفل متراص أو إلى جيريات كثيفة.
إن هذه الصخور تشكل الغطاء الحابس لجزيئات الزيت التي تجمعت في الصخر الخازن. وبالرغم من أن الهيدروكربونات تكون لا تزال تتكون باستمرار من المادة العضوية في الرسوبيات.
فإن عملية الهجرة تستغرق ما يربو على مليون سنة أو يزيد لكي يتكون تجمع للزيت ذو قيمة اقتصادية. وهكذا فإن الإنسان يستخرج الزيت من الأرض بمعدل أسرع بكثير من معدل تجمعه.
ثالثاً- الهجرة الثانوية:
تمثل الهجرة الثانوية آخر مرحلة من مراحل تجمع الزيت، حيث تتحرك قطرات الزيت الدقيقة خلال الصخر الخازن لكي تكون بركة النفط.
وفي بعض الحالات تتضمن الهجرة الثانوية خطوة أخرى وذلك عندما يحدث خلالها تحركات القشرة الأرضية تؤدي إلى إزاحة موضع البركة ضمن حدود الصخر الخازن.
ويتأثر موضع بركة النفط المتراكمة بعديد من العوامل التي تكون أحياناً متعارضة.
فالطفو مثلاً يتسبب في أن يبحث الزيت عن الجزء الأعلى نفاذية في الخزان، وتوجه القوة الشعرية الزيت، في المقام الأول، إلى داخل الجزء الذي يتمتع بأكبر حجم من الحبيبات ثم بالتتابع إلى أجزاء ذات حجم أصغر وذلك مع امتلاء الصخر الخازن، ويكون من تأثير عوائق النفاذية في الخزان أن يتفرع الزيت إلى توزيعات عشوائية إلى حد ما.
وغالباً ما تكون تجمعات الزيت في الصخور الجيرية غير منتظمة ذلك لأن جزءاً من الفراغات الأصلية تكون قد شغلتها معادن ترسبت من محاليل المياه بعد نشأة الصخر.
وفي أجسام الرمال السميكة تؤدي إلى العوائق الممثلة بطبقات رقيقة من الطفل الكثيف إلى فصل الزيت في هذه الرمال السميكة إلى مستويات مختلفة.
وعندما تحدث حركات تكتونية في القشرة الأرضية فإن برك الزيت تنحرف أحياناً بعيداً عن المكان الذي تجمعت فيه أصلاً، ما أن الصدوع أحياناً ما تقطع خلال الخزانات مدمرة بذلك جزءاً من البركة أو تتسبب في نقلها إلى أعماق مختلفة. إن عمليات الرفع والتحات تقرب البرك إلى سطح الأرض حيث تتبخر الهيدروكربونات الخفيفة.
كما أن حدوث تشققات في صخر الغطاء يسمح للزيت بالهجرة الراسية إلى أعماق أقل بكثيرة من مما كانت عليه. وقد يتحرك النفط أيضاً عند حدوث فرق في الضغط، وكذلك عند حدوث تشققات أو وجود ممرات تتمتع بنفاذية جيدة تسمح بإعادة هجرة النفط.
وأخيراً، فإن تركيب وخصائص الزيت المتولد يتحدد بجميع مراحل نشأته وهجرته، ويعتقد أن البنيات العضوية التي نشأ الزيت منها، وزيادة ظهور الهيدروكربونات الخفيفة مع زيادة العمق وانتقائية مرحلة الهجرة في حمل جزء فقط من الهيدروكربونات من الصخر المصدر، هذا إلى جانب تحول الزيت داخل الصخر الخازن بتأثير المياه الأرضية والحركات التكتونية – كل هذه العوامل يعتقد أنها جميعاً تلعب دوراً هاماً في تحديد تركيب النفط.
يوضح شكل (1) قطاعاً سيزمياً مثالياً لجزء من القشرة المحيطية، ونظام بناء قشرة الأرض وفقاً للنتائج السيزمية المتاحة.
ويمثل حد موهو قاعدة القشرة الأرضية حيث تبدأ عنده سرعة الموجات الزلزالية في الزيادة التدريجية تبعاً لاختراقها مواد «الوشاح» الأعلى كثافة.
ولكن عند عمق يتراوح بين 70 – 80 كم من سطح الأرض تنخفض سرعة الموجات الزلزالية، ويعزى هذا الانخفاض إلى أن جزءاً من مواد «المانتل» عند هذه الأعماق يكون في حالة شبه منصهرة.
ويطلق على قشرة الأرض والقسم الأعلى الجامد من مواد "المانتل" معاً تعبير الغلاف الصخري (Lithosphere).
أما القسم الأسفل من مواد «الوشاح» شبه المنصهرة فتعرف باسم الاثينوسفير (Asthenoshere).
وإذا كان سطح الأرض يتحرك بصورة منفصلة تماماً عن باطن الأرض، فإن الحد الفاصل بين الغلاف الصخري الجامد والاثنوسفير شبه المنصهر، يعد هو المنطقة المناسبة لحدوث الانفصال بين قشرة الأرض وباطنها.
أو بمعنى آخر فإن القشرة الخارجية للأرض في هذه الحالة تكون مرتبطة بشدة بالقسم الأعلى الجامد من مواد «الوشاح» وأنهما معاً يتحركان فوق مواد الوشاح شبه المنصهرة.
وقد اقترح الأستاذ «هيس» (Hess) وبعض الجيولوجيين الأوائل من قبل أن للأرض قشرة خارجية جامدة محدودة السمك، ومرتبطة ببقية الغلاف الصخري للأرض (الليثوسفير).
وتنقطع هذه القشرة الأرضية في بعض الأجزاء مكونة الألواح الجيولوجية الجامدة (Rigid Plates)، وقد يفسر لنا ذلك أسباب عدم تغيير أو إعادة تشكيل مساحات واسعة تقدر بآلاف الكيلومترات المربعة من القشرة المحيطة، وأن أجزاء من هوامش القارات لا تزال حتى الآن يمكن أن تتداخل فيما بينها.
وعلى ذلك فإن قشرة الأرض هي عبارة عن القسم الأعلى للألواح الجيولوجية، وعند تحرك الأخيرة فإنها تحمل معها أجزاء القارات التي تمثل أعالي القشرة الخارجية للأرض.
ويعد سمك القشرة القارية (Continental Crust) أكبر بكثير منه في حالة القشرة المحيطية (Oceanic Crust) للأرض.
فبينما يبلغ سمك الأولى نحو 35 فإنه يصل في الثانية إلى نحو 8.9 كم فقط، كما أن القشرة القارية أقل كثافة (متوسط كثافتها 2.85جرام/ سم3، بينما تبلغ في القشرة المحيطية نحو 3 جرام/ سم3).
ونتيجة لذلك فإن أجزاء من الألواح الجيولوجية التي تتغطى بالقشرة الأرضية تكون شديدة التماسك وقابلة للطفو بدرجة أكبر من تلك الأجزاء من الألواح الجيولوجية، التي تقع فوقها أجزاء من القشرة المحيطية فقط (تقع الألواح الجيولوجية تحت القشرة المحيطية والقشرة القارية للأرض على السواء).
وعندما تقع تكوينات القشرة القارية فوق الألواح الجيولوجية فإن الأخيرة تعرف باسم «الألواح الجيولوجية القارية» (Continental Plates).
أماتلك الألواح الجيولوجية التي تتوج بأجزاء من القشرة المحيطية فقط فتعرف باسم «الألواح الجيولوجية المحيطية» (Ocenaic Plates).
وبسبب صلابة الألواح الجيولوجية القارية وقدرتها على الطفو، فإنها تقاوم فعل الانغماس والانزلاق إلى أسفل في مواد الوشاح، ومن ثم نلاحظ أن العمر الجيولوجي لقشرة الأرض القارية يقدر بنحو 1000 مليون سنة، وقد يزيد عمرها إلى أكثر من 4000 مليون سنة مضت.
أما القشرة المحيطية للأرض المحدودة السمك فإنه يمكن لها أن تنزلق إلى أسفل وتنغمس في مواد «الوشاح» وتنصهر فيها، ومن ثم فإن أقدم صخور القشرة المحيطية لا يعود عمرها أبعد من 200 مليون سنة فقط.
ب- حدود الألواح الجيولوجية وأبعادها: Plate Boundaires
تبعاً لعظم السمك النسبي للألواح الجيولوجية فإنها تعد متماسكة وجامدة، وتتعرض هوامشها عند تحركها لقوى الضغط الشديد التي تؤدي بدورها إلى ثني التكنوينات ورفعها أو إلى تصدعها.
وتحدث عمليات الرفع إذا كانت قوى الضغط محدودة، أما إذا كانت هذه القوى شديدة فتؤدي إلى حدوث التصدع وانفصال التكوينات الصخرية على طول أسطح الصدوع، (الانكسارات) وقد يؤدي إلى حدوث موجات اهتزازية فجائية.
ويدل نظام الموجات السيزمية المسجلة على خصائص عمليات انفصال التكوينات الصخرية على طول أسطح الصدوع الجوفية.
ويوضح (شكل 3 ) كيفية انكسار التكوينات الصخرية وفقاً للاختلافات في عمليات انضغاط الصخور أو شدها، وتوضح الأسهم في هذا الشكل اتجاهات حركة التكوينات على طول أسطح الصدوع.
وأن لكل نوع من هذه الأنواع المختلفة من الصدوع شكله السيزمي الخاص به، ومن ثم فإن تحليل أنماط الموجات السيزمية يسهم في معرفة أنواع الصدوع التي تحدث في نطاق الألواح الجيولوجية.
ويمكن القول إن نظرية «هيس» الخاصة باتساع أرضية المحيطات تعد صحيحة ومقبولة علمياً. ولكن ينبغي أن ندرك أنه ليست قشرة الأرض فقط هي التي تتعرض للتكسر عند مناطق الحواجز المحيطية الوسطى والخنادق المحيطية العظمى، بل إن كل كتلة الألواح الجيولوجية في منطقة الليثوسفير تتعرض هي الأخرى لهذه العملية كذلك.
ومن ثم فإن من الضروري الإشارة إلى نظام بناء الألواح الجيولوجية ومعرفة أبعادها. ويمكن أن نميز ثلاثة أنماط مختلفة من الحركة على طول أسطح الصدوع الجوفية، تعرف بصدوع الشد (Tension).
اي شد التكوينات الصخرية في اتجاهين متضادين، وصدوع الضغط (Compression) أو ضغط أو دفع التكوينات الصخرية في اتجاهين متقابلين، وصدوع الانزلاقات الأفقية (Torsion)، أي تحرك التكوينات الصخرية على طول أسطح الصدوع تحركاً جانبياً أو أفقياً.
وتبعاً لنظرية اتساع أرضية المحيطات، فإنه كان من المتوقع أن نجد صدوع الشد في مناطق الحواجز المحيطية الوسطى. وكما أظهرت الدراسات السيزمية فإن تكوينات الاثنوسفير تقترب من السطح على طول هذه الحواجز المحيطية الوسطى عنها في اي منطقة أخرى.
وتدعم هذه الملاحظة فكرة أن الحواجز المحيطية الوسطى تتركز مواضعها عند خطوط تعرض الصهير لحركات الدفع من أسفل إلى أعلى، كما أنها تفسر كذلك أسباب ارتفاع الحرارة الجوفية ( أنظر شكل 3 ) والعمق المحدود للمراكز الداخلية للزلازل عند منطقة الحواجز المحيطية الوسطى.
ويلاحظ أن معظم قمم الحواجز المحيطية تتعرض لأخاديد صدعية تعزي نشأتها إلى الصدوع البسيطة، كما تشاهد الصدوع الجانبية على طول أسطح الصدوع التي تقطع الحواجز المحيطية عرضيا (شكل 3).
وعلى الرغم من أن الألواح الجيولوجية في كلتا الحالتين يتباعد بعضها عن بعض عند النقطة (Y) وتحدث في منطقتين مختلفتين في الحواجز المحيطية الوسطى، فإنه تبعاً لعلميات التصدع فإنها تنزلق تحت بعضها وتتغير معاً وتكونان حركة واحدة مرتبطة الأجزاء، ومن ثم يطلق عليها في هذه الحالة الصدوع المتغيرة (Transform Fault).
وإذا تحرك جزءان من الألواح الجيولوجية في اتجاهين متقابلين فإن أحد الألواح الجيولوجية سوف يركب فوق الآخر (شكل 4).
وقد يتألف من تكوينات القشرة القارية أو تلك المحيطية للأرض. ولكن يغلب على الألواح السفلية التي تقع أسفل الألواح الراكبة فوقها أن تكون من نوع القشرة المحيطية.
وتسهم الدراسات السيزمية في معرفة الكثيرة من خصائص مناطق تراكب الألواح الجيولوجية عند تقابل بعضها مع بعض.
وعلى الرغم من أن الحركة الرئيسية للصدوع هنا هي من نوع صدوع الضغط (في اتجاهين متقابلين) إلا أنه يمكن تمييز عدة حركات ثانوية منها:
1- عندما تنثني التكوينات الصخرية أسفل الخوانق المحيطية العظمى تتكون صدوع الشد (W) Tensional Faults في القسم الأعلى منها.
2– تتكون صدوع الانزلاقات الجانبية (Strike Slip Faults) عندما تنزلق التكوينات الصخرية أسفل تكوينات أخرى (X).
3- تتكون صدوع الشد (T) عندما تنزلق الألواح الجيولوجية إلى أسفل وتتعرض للتكسر إلى أجزاء مختلفة.
4- بعض الأجزاء المتكسرة التي انفصلت عن بعضها قد تتعرض لصدوع الضغط. كما توضح منطقة الاضطرابات السيزمية التي تنتهي عند عمق 710 كم من السطح أن الألواح الجيولوجية أسفل هذا العمق تكون منصهرة ومتداخلة أو منغمسة تماماً مع مواد الوشاح.
ج- حركة الألواح الجيولوجية: Plate movement
يقصد بحركة الألواح الجيولوجية انسيابها وانتقالها أسفل القشرة الخارجية للأرض في اتجاه محيط الكرة الأرضية.
وعندما يتحرك لوحان جيولوجيان في اتجاهين متضادين فإنهما يبتعدان عن بعضهما بالنسبة للخط الفاصل لحركتهما، أو ما يعرف باسم محول الحركة أو الدوران (Axis of rotation)
ويوضح شكل (5) انقسام قارة افتراضية إلى قسمين هما A، B وأن الحاجز المحيطي الأوسط هو الذي يمثل خط الانفصال بينهما، ويتألف بدوره من أجزاء الحواجز المحيطية والصدوع المتغيرة.
ويظهر أن أجزاء الحواجز المحيطية تقع موازية لخطوط طول تمتد عمودية على محور الحركة. أما الصدوع المتغيرة (Transform Faults) فتقع على خطوط عرض حول هذا المحول أي موازية لحركة دوران الألواح الجيولوجية.
وعلى ذلك فإن الحركة على طول الصدوع المتغيرة تحتفظ بموضع واتجاهات الحواجز المحيطية.
ويظهر كذلك أن مدى اتساع ارضية المحيطات بالقرب من المناطق القطبية (أطراف) لمحور الحركة أ، تكون أيضاً بالنسبة للمناطق الاستوائية Q ويتراوح مدى اتساع أرضية البحار من 2 سم إلى 6 سم في السنة على كل جانب من جوانب الحواجز المحيطية الوسطى.
د- ميكانيكية حركة الألواح الجيولوجية: Drining Mechanisms
إن القوى المسؤولة عن حركة الألواح الجيولوجية اسفل القشرة الخارجية للأرض حول محيط الكرة الأرضية لا تزال واضحة تماماً. واقترح العلماء الكثير من الافتراضات لتفسير تلك القوى.
ومن بين أقدم هذه الافتراضاتتلك التي اقترحت أن قشرة الأرض رفعت ونقلت عن طريق حركة التيارات الساخنة الصاعدة الحرارية (Thermal Currents) في مواد الوشاح (شكل 6) .
ولكن بعد أن العلماء الخصائص التفصيلية لنظام بناء مواد باطن الأرض، فقد تبين أن انسياب مواد باطن الأرض يرتبط بنطاق الاثينوسفير (شكل 6 ).
ومعنى ذلك أنه ينبغي أن نفترض أن نطاق التيارات الساخنة كان أعظم سمكاً بنحو 200 مرة عما كان عليه، ومثل هذه الحالة لا يمكن وجودها بهذه الصورة.
والواقع أن هناك ارتباطاً كبيراً بين كل من الحواجز المحيطية الوسطى والخنادق المحيطية العميقة، ومن الصعب اعتبار أن نشأة أي منهما مسؤولة عن نظام بسيط في حركة التيارات الساخنة الصاعدة.
ومن ثم اقترح بعض العلماء أن الألواح الجيولوجية هي أجسام طافية تتحرك بمساعدة خلايا التيارات الصاعدة الصغيرة الحجم جداً، والتي تنشأ أصلاً في مواد المانتل على تيارات حرارية جوفية دوامية الحركة(Greothermal Turbulence) (شكل 6).
وقد يؤدي الثقل الناتج عن قارة ما خاصة عند أحد أطرافها إلى تحرك الألواح الجيولوجية. ومع ذلك لا يمكن أن تفسر هذه الافتراضات كل حركة الألواح الجيولوجية أسفل قشرة الأرض.
وتقترح إحدى النظريات الأخرى أنه عندما اندفعت الماجما على طول خطوط امتداد الحواجز المحيطية الوسطى، امتصت معها بعض المياه ونتج عن ذلك زيادة حجمها مما أدى بها إلى دفع الألواح الجيولوجية إلى الحركة (شكل 6 د ).
ولكن من دراسة نظام بناء الألواح الجيولوجية يتبين أنها تأثرت بعمليات الشد (Pulling) أكثر من تأثرها بعمليات الدفع (Pushing).
وتفترض إحدى النظريات الحديثة كذلك أن الألواح الجيولوجية هي ببساطة عبارة عن الأسطح العلوية للحركات الانسيابية للتيارات الساخنة الصاعدة في مواد الوشاح.
وأن هذه الحركات لا تحدث عن طريق الخلايا الحرارية البسيطة، ولكن وفقاً لنظام انسيابي معقد من التيارات الساخنة الصاعدة.
فعندما ترتفع مواد الاثينوسفير إلى أعلى عند مناطق الحواجز المحيطية الوسطى تتعرض للبرودة والتجمد (كمثل القشرة التي تتكون عند برودة المواد المنصهرة للشمعة) وعند تشتت المواد الانسيابية (إلى الشرق وإلى الغرب من منطقة الحواجز المحيطية الوسطى) تتعرض أعاليها للبرودة ثم إلى التماسك.
وكلما بعدت الألواح الجيولوجية عند الحواجز المحيطية الوسطى تصبح أكثر برودة وأعظم سمكاً وأعلى كثافة، ومن ثم تصبح موادها في حالة عدم استقرار. وتسترد هذه المواد حالتها المستقرة من جديد عندما تتعرض الألواح الجيولوجية للتكسر أو عندما تنغمس أحد أطرافها إلى أسفل وينزلق في مواد الوشاح.
وقد ينتج عن ثقل الكتل الهابطة شد الألواح الجيولوجية التي خلفها وسحبها إلى أسفل، وينجم عن ذلك نشوء حركة ميكانيكية جديدة فيها.
وأخيراً قد تكون حركة الالواح الجيولوجية ناتجة عن فعل كل هذه العوامل مجتمعة، ولم يأت الوقت حتى الآن لكي نحدد تماماً وعن يقين القوى الميكانيكية المسؤولة فعلاً عن ترحك الألواح الجيولوجية.
وكما سبقت الإشارة من قبل فإن الألواح الجيولوجية تتميز بتماسكها وصلابتها، ولكن عندما تتأثر بعمليات قوى الضغط المختلفة (Stress) فإنه قد تتعرض للتصدع (Faulting)، أو تتغير موادها وتصبح في حالة لدنة (Elastic) وقابلة للطي والدفع إلى أعلى (Uplifting Folding).
وتحدث عملية الضغط هذه في الألواح الجيولوجية بصور مختلفة، منها شد في اتجاهين متضادين (Tension) أو ضغط أو دفع في اتجاهين متقابلين (Compression) أو انزلاق جانبي أفقي (Torsion).
ويمكن أن تحدث حالات الضغط في الألواح الجيولوجية عند هوامشها، وكذلك عندما تتداخل بعض الألواح الجيولوجية بعضها في بعض.
وعلى ذلك فإن كلا من مناطق هوامش الألواح الجيولوجية وداخلها تعرض للتمزق والتغير بأغشية تكتونية (Membrane Tectonics) يظهرها شكل (7) وأن تركز الحرارة الجوفية محلياً أي في جزء محدد من الألواح الجيولوجية عند تدفق انتفاخات من مواد «الوشاح» فيها قد يؤدي بدوره إلى حدوث أنواع مختلفة من أشكال الضغوط.
تسهم نظرية الألواح الجيولوجية في فهم التغيرات التكتونية التي تنتاب باطن الأرض اليوم، والتوزيع الجغرافي للسلاسل الجبلية ومناطق تركز حدوث الزلازل والبراكين على سطح الأرض.
وتلقي هذه النظرية الضوء على مورفولوجية أرضية البحار والمحيطات، وأسباب تكوين الحواجز المحيطية العظمى (Submarine Ridges) والسهول المحيطية (Abysal Plains) والخوانق المحيطية العميقة (Deep Seatrenches).
وترجح هذه النظرية أن قشرة الأرض (فيما بين عمق 50 حتى 150 كم) تتألف من القشرة القارية (Continental crust) والقشرة المحيطية (Oceanic crust) وأجزاء من وشاح الأرض (Mantle)، مكونة ما يعرف باسم النطاق الصخري (Lithosphere) للأرض.
ويقع هذا النطاق الأخير فوق النطاق الساخن شبه اللدن للاثينوسفير، الذي يمتد بدوره من قاعدة النطاق الصخري للأرض وحتى عمق 700 كم فيها.
وترجع هذه النظرية أن النطاق الصخري للأرض الهش ينكسر عادة إلى ألواح أو قطع فسيفسائية صلبة (mosaic of rigid plates) تتحرك أفقياً، الواحدة بعد الأخرى نحو سطح الأرض كمثل تحرك قطع الثلج في المياه، ويعمل النطاق الصخري للأرض على حصر حركة هذه الألواح أفقياً وأسفله.
ومن ثم فإن معظم مناطق حدوث النشاط التكتوني والهزات الأرضية وينابيع المواد اللابية، تتركز عند الحد الفاصل، بين لوح جيولوجي وآخر.
وتختلف نظرية الألواح الجيولوجية عن نظرية التزحزح الرأسي للقارات، والتي سبق أن رجحها من قبل كل من كلفن وسولاس ولاموارشا ولاف وجريجوري.
وعن نظرية زحزحة القارات أفقياً (Continental Drift Theory) والتي رجحها من قبل فرنسيس بيكون وانطونيو سنيلي والفريد فجنر، ذلك لأنها تفسر بصورة عملية كيفية تحرك أجزاء قشرة الأرض أفقياً من موقع إلى آخر، خلال الفترات الجيولوجية المختلفة.
وعدم تحركها بنفس المقدار في الوقت الحاضر، ذلك وفقاً للخصائص الجيوفيزيقية لمواد باطن الأرض سواء أكانت المنصهرة أم شبه المنصهرة أم المتبخرة تبعاً لمدى تفاعل المواد المشعة فيها.
هو نطاق جبلي يتكون من مجموعة من السلاسل الجبلية المستقلة مع ما يرافعها من الضهاب والسهول بين الجبلية، تمتد الكوردليرا بشكل خطي على طول قارة بأكملها.
أما الأجزاء المكونة لها فقد تكون خطية ومائلة على اتجاه الكوردليرا الرئيسي بزوايا مختلفة. وقد تكون هذه الأجزاء غير خطية.
يستعمل مصطلح «كوردليرا» كثيراً عند الحديث عن المناطق الجبلية غربي أمريكا الشمالية وأمريكا الجنوبية التي تقع بين المحيط الهادي غرباً والأراضي المنخفضة الداخلية شرقاً.
ويمكن تتبعه من قوس الاسكا وغرب ألاسكا شمالاً مروراً بغربي كندا والولايات المتحدة والمكسيك ثم أمريكا الوسطى، حيث يحدث له نوع من الانحراف نحو الشرق ليعود إلى الظهور على طول الساحل الغربي لأمريكا الجنوبية حتى أقصى نهايتها الجنوبية.
ثم ينحرف هناك مرة أخرى إلى الشرق في قوس سكوتيا (Scotia arc) ليظهر في شبه جزيرة بالمر (palmer Peninsula) إلى أن يختفي تحت جليد القارة المتجمدة الجنوبية، وهو أطول نطاق جبلي في العالم.
وقد استعمل مصطلح كوردليرا أول الأمر ليشير إلى جميع جبال الأنديز في أمريكا الجنوبية، على الرغم من أن بعض الباحثين يستعملون كلمة (كوردليرا) الآن للإشارة إلى سلاسل جبلية مستقلة ضمن نطاق جبال الأنديز. وكذلك، فإن المنطقة الجبلية المعقدة في غربي أمريكا الشمالية يطلق عليها رسمياً اسم «نطاق الكوردليرا» أو «أوروجين» أو «كوردليرا أورجين»
ويضم هذا النطاق الأخير أجزاء متباينة مثل سيرانيفادا (Sierra Nevada) ووادي كاليفورنيا المركزي (Central Valley) وسلسلة كاسكيد (Cascade Range)، وإقليم الحوض والسلسلة وهضبة كولورادو (Colorado Plateau) وجبال الروكي. (انظر: نظم جبلية).
تمثل الكوردليرا أنظمة تشويه شديدة في قشرة الأرض. وتنتج عادة عن تقارب (Convergence) وتفاعل مناطق كبيرة مستقرة نسبياً تسمى الصفائح (Plates) وفقاً لنظرية تكتونية الصفائح (Plate Tectonics)، والتي ظهرت في أواسط الستينات.
ومنذ ذلك الحين والبحوث تتتابع لتفسير نشأة أنواع السلاسل الجبلية في أوضاعها المختلفة.
ودون دخول في التفاصيل فإنه يمكن توضيح نشأة السلاسل الجبلية بثلاثة طرق مرتبطة بتقارب الصفائح:
1– تقارب صفيحتين قاريتين (Continental Plates) ثم اصطدامهما مما يؤدي إلى تشويه طبقات الصخر من طي وتصدع وتحرك وبالتالي ارتفاعها على شكل جبال.
ومن أفضل أمثلتها جبال الهمالايا التي نتجت من اصطدام الهند مع قارة آسيا. ويبلغ سمك القشرة الأرضية في جبال الهملايا 70 كم تقريباً. وهو ضعف معدل القشرة القارية.
ويبدو أنها – أي جبال الهملايا – قد نشأت من انزلاق أو دفع إحدى القشرين القاريتين فوق الأخرى.
2- تقارب جزيرة قوسية (Island Arc) محمولة على قشرة محيط مع صفيحة قارية، ثم اصطدامها معاً لينتج من ذلك سلاسل جبلية تشبه ما ذكر في (1) ولكن على مقياس أصغر.
3- تقارب صفيحة محيطية من صفيحة قارية ثم اندساسها تحتها. وهذا النوع الثالث هو المسؤول عن نشأة نطاق الكوردليرا غربي الأمريكيتين.
ولا يحدث الاصطدام بين الصفيحة المحيطية والصفيحة القارية لأن الأولى أقل سمكاً وأكثر كثافة، مما يؤدي إلى اندساسها تحت الصفيحة القارية. وتستمر الصفيحة المحيطية بالغوص في أعماق وشاح الأرض إلى عمق قد يصل إلى 700 كم.
ويؤدي استمرار هذا الغوص إلى احتكاك شديد ينشر حرارة كافية لصهر الصخر، تخرج على شكل براكين فوق سطح الصفيحة القارية. فإذا استمرت حركة الصفائح زمناً جيولوجياً كافياً أصبحت هذه الصخور البركانية مكوناً أساسياً من نطاق الكوردليرا وهذا ما هو موجود فعلياً. والصخور البركانية هي من نوع الأنديزيت في العادة.
ويفسر ما ذهبنا إليه في نشأة الكولديرا (نقطة 3) مجموعة صفاتها:
1- تكون موجودة على طول الهوامش القارية.
2- تنتشر فيها النشاطات البركانية والجوفية بشكل واسع. ومن ثم تكثر فيها هذه الأنواع من الصخور.
3– يوجد على طرفيها أنطقة من صدوع الدفع (Thrust Faults) قليلة الميل متجهة بعيداً عن محور نطاق الكوردليرا.
4– تكون خطية بمعنى أن طولها أكبر كثيراً من عرضها.
أما عن عمر نطاق الكوردليرا، فيبدو أن ذلك مرتبطة بحركة اندساس أو غوص صفيحة المحيط الهادي تحت القارة الأمريكية.
وتوجد أدلة على أن بداية عملية تشويه الصخر من طي وتصدع ودفع وغيرها، قد بدأت منذ عصر الترياسي في حقب الحياة المتوسطة.
ومنذ ذلك الوقت، اي قبل أكثر من 180 مليون سنة وحتى وقتنا الحاضر، وعمليات الترسيب والخفض والرفع والطي والتصدع وخروج البراكين وتكون الصخور النارية الجوفية والصخور المتحولة مستمرة.
وطبيعي أن يقال إن الأجزاء المختلفة في هذا النطاق الطويل لها أعمار مختلفة تبعاً للظروف المرافقة لنشأتها.
هو عبارة عن حزام حراري متدرج يتكون على هيئة نطاق يحيط بجسم متداخل من الصخور النارية الملتهبة، مثل الجرانيت أو الجرانوديوريت أو مواد كاملة الانصهار أو تجمعات هائلة للغازات والأبخرة.
ويتم التحول الحراري عندما تتعرض صخور رسوبية أو نارية سابقة التكوين لدئرة الحزام الحراري. ويصبح التحول في ذروته عند ملامسة تلك الصخور للكتل المتداخلة الملتهبة، أو لكم هائل من الصهير.
وفي هذه الحالة يعرف هذا الجزء من الحزام الحراري بمنطقة التماس، والتي فيها يتم عادة إعادة صهر وبتلور الصخور المحيطة نظراً لارتفاع درجة الحرارة.
وعلى العكس تماماً قد لا تتأثر الصخور المحيطة إذا ما وقت تحت تأثير حرارة ضعيفة ناتجة من أجسام نارية منصهرة مثل القواطع.
ومما يجب ذكره أن نطاق التحول الحراري يمتد من عدة أقدام إلى آلاف الأقدام، وبصفة عامة فإن درجة التحول الحراري وشدته تتوقف على عوامل عدة.
من أهمها حجم الجسم المتداخل الملتهب، وكذلك درجة حرارته وتركيبه الكيميائي، هذا بالإضافة إلى التركيب المعدني والكيميائية للصخور المحيطة.
وعادة يتم التعرف على نوعية التحول وشدته بعد تفحص ودراسة التراكيب والأنسجة للصخور المتحولة وكذلك تركيبها المعدني والكيميائي.
وتكون نطاقات التحول أكثر وضوحاً إذا تكونت في صخور لم يسبق تحولها، أو تحولت بدرجة ضعيفة، كما أنه يصعب التعرف عليها إذا تكونت في صخور متحولة بدرجة عالية.
وعادة ما تكون نطاقات التحول أكثر وضوحاً في صخور الطفل والحجر الجيري عنه في صخور الحجر الرملي، ويكون تأثير التحول أقل شدة واتساعاً حول الأجسام النارية المتداخلة صغيرة الحجم، إما ما قورنتا بمثيلاتها من الكتل الكبيرة.
وقد تكون إعادة التبلور أكثر تشتتا ومقتصر على بعض المعادن في جزء من النطاق، وكلما اتجهنا للداخل تكون إعادة التبلور أكثر اتساعاً وتتجمع الحبيبات الصغيرة مكونة حبيبات أكبر ومؤدية إلى أنسجة خشنة…
وقد تشتمل إعادة التكوين على ظهور معادن جديدة على حساب المعادن القديم، فمثلاً من الممكن أن يتكون البيوتيت، والبيروكسين، الاندالوسيت أو الكورديريت على حساب المكونات والمعادن الأصلية، وكما هو متوقع فإن مجموعة معادن درجات الحرارة العالية تظهر بالقرب من الجسم الناري.
ويستدل على إعادة التكوين في الأجزاء الخارجية من النطاق بوجود بقع صغيرة، أو تجمعات عقدية من المعادن الجديدة والتي نمت بالازدياد، أو بتكوين بلورات كبيرة ومتفرقة (بورفيروبلاست).
بالإضافة إلى هذا فإن صفائح الميكا الرفيعة من الممكن أن تنمو بطول مستويات التطبيق أو الشستزة (Schistosity) لتبرز تفلق الصخر. وتسمى الصخور التي تظهر فيها هذه المعالم الاردواز والشيست المنقطة والعقدية.
وغالباً ما تطمس التراكيب القديمة (التطبق أو الشستزة) داخل النطاق حيث يكون إعادة التبلور وظهور معادن جديدة أكثر وضوحاً.
وتميل الحبيبات إلى أن تصبح متساوية الأبعاد ودون ترتيب أو بقليل منه، ويكون الشكل الخارجي للحبيات مثل الموزايك، ويسمى الصخر هورنفلس وقد يحتوي الهورنفلس على عديد من البوروفيروبلاست المبعثرة.
وكقاعدة عامة، فإن إعادة التكوين تشمل تغيراً بسيطاً نسيباً في التركيب الكيميائي للصخور مع وجود قابلية للتخلص من الماء وثاني أكسيد الكربون، وفي عديد من الحالات فإن المواد الطيارة (البورون، الفلورين، الكلورين) المنبعثة من الصهير المتبلور تدخل في تركيب المعادن الجديدة (مثل التورمالي، فلوريت، توباز، سكابوليت) في الصخور الإقليمية.
وقد تدخل كميات كبيرة من الحديد فب بعض صخور الحجر الجيري لتكون رواسب السكارن، وهي صخور غنية بسيليكات الكلسيوم، الحديد، والمغنسيوم، وكذلك يدخل المغنسيوم ليكون صخور الكروديريت والانثوفيليت.
وقد تتكون بعض رواسب الخامات بداخل النطاق وذلك بإضافة مكونات هذه الرواسب. كما تغتني النطاقات التي تتكون حول بعض كتل الديابيز (Diabase) بالصوديوم.
ويتكون بكثرة الفلسبار القلوي بالقرب من حواف بعض كتل الجرانيت، وذلك بسبب إضافة القلويات من الصهير.
وكثيراً ما يكوّن هذا الفلسبار بلورات كبيرة (بورفيروبلاست) والتي تحل محل المعادن الموجودة أصلاً في الصخور الإقليمية، وكذلك أجزاء الصخور الإقليمية الدخيلية في الجرانيت.
وتبدو هذه الفلسبارات كبيرة الحجم في الحقيقة مشابهة للفلسبارات الكبيرة، والموجودة بداخل الجرانيت مشيرة إلى أن الفلسبارات الموجودة بداخل الجرانيت ذات أصل إحلالي.
فضلاً عن هذا فإن هذه العلاقة، كما يعتقد بعض علماء الصخور، تشير إلى أصل إحلالي معدني للجرانيت وقد يكون الحد الداخلي للنطاق والمتاخم للصخر الناري حاداً أو انتقالياً.
كما توجد قطع كثيرة من الصخور الإقليمية الدخيلة والتي فصلت وحبست داخل الجرانيت، وكذلك نتوءات من الجرانيت تمتد إلى مسافات داخل الصخور الإقليمية.
وفي بعض الأحيان يتميز الحد الداخلي للنطاق بوجود الميجماتيت، وخاصة إذا تداخل الجرانيت في صخور جيدة.
التطبق أو التورق، وهذهتمثل النيس المحقون والذي يتكون بتداخل (الصهير الجرانيتي) بين الرقائق الرفيعة للصخور الإقليمية.
وعموماً تكون التغيرات أكثر وضوحاً خلال مسافة قصيرة جداً من الكتلة النارية، وكذلك في أجزاء الصخور الإقليمية الدخيلة في الصخر الناري. ويميل الصهير إلى التفاعل مع هذه الأجزاء الغريبة، ويحولها إلى معادن مستقرة تحت درجة حرارة الصهير.
وعموماً يشتمل هذا التحول على تبادل الأيونات بين الصهير وتلك الأجزاء الصخرية الصلبة، ويعبر عنه ببساطة بقاعدة التفاعل (Reactin principle)، وذلك فإن احتواء هذه المواد الغريبة من الممكن أن يؤدي إلى تغير في تركيب الصهير، وبالتالي إلى تبلور معادن غير مألوفة من الصهير.
وقد تسبب عملية إذابة وامتصاص كميات كبيرة من الصخور الإقليمية إلى تغيير واضح في تركيب الصهير، وهذا يؤدي إلى تكوين صخر مختلف كليا عن ذلك الذي يفترض تكوينه من الصهير.
إن التفاعل بين الصهير والصخور الإقليمية على طول العديد من حواف الجسم الناري يؤدي إلى تكوين أنواع مهجنة من الصخور (Hybrid Rocks ) لها تركيب متغير.
وتبدو هذه الظاهرة بوضوح حيث يفصل الجرانيت عن صخور الجابرو القديمة حزام من صخر مهجن له تركيب الديوريت والكوارتزديوريت ، أو الجرانوديوريت.
وتمثل كثيراً من المادة المكونة لهذا الحزام الصهير الأصلي . وقد أضيف إليها الحديد والمغنسيوم والكلسيوم ، ولكن الجزء الأكبر من الممكن أن يمثل الصخر الصلب الذي تحول بواسطة الإحلال الميتاسوماتي إلى صخور جرانيتية .
وقد ظهرت تفسيرات عديدة لنطاقات التحول الموجودة حول الكتل الجرانيتية.(الصهيري ، والميتاسوماتي) وبناء على التفسير الصهيري فإن هذه النطاقات تمثل هالات (حرارية أساساً) تكونت حول الصهير الصخري المتداخل .
وفي تفسير الإحلال الميتاسوماتي ، فإن هذه النطق ما هي إلا أحزمة في صخر متغير تكونت بواسطة عملية الجرنتة ، والجرانيت يمثل الناتج النهائي لهذا التحول ، ومن وجهة النظر هذه ، فإن المواد الضرورية تأخذ مكانها في الصخر الصلب لتكوّن الجرانيت .
أما المكونات غير الأساسية (عادة الكلسيوم ، الحديد ، والمغنسيوم) فإنها تطرد ، ومن المحتمل أن تثبت في صخور المنطقة المحيطة أو بداخل نطاقات التحول .
والحرارة المصاحبة لعملية الجرنتة تعتبر هي المسؤولة عن إعادة تركيب كل من الجرانيت والنطاقات الملاصقة له .
يطلق هذا التعبير على الفترة الزمنية اللازمة لنصف كمية من المادة لإتمام التفاعل الكيميائي.
كما يطلق على الفترة الزمنية اللازمة لنصف كمية من المادة المشعّة حتى تنتهي من سلسلة إشعاعاتها الذرية (والذي تتحول تدريجياً إلى عنصر الرصاص في سلسلة العناصر المعروفة).
التفاعلات الكيميائية:
إن الزمن اللازم للتفاعل الكيميائي لأي مادة حتى تتبقى منها كمية ضئيلة، لزمن طويل بالنسبة للبطء الشديد في إتمام تفاعل هذه الكميات الصغيرة، وهذا الزمن يصل إلى زمن لا نهائي لإتمام التفاعل تماماً.
ولكن الزمن اللازم لإتمام نصف التفاعل فهو كمية محدودة، وبالتالي فإنه طريقة مفيدة لتحديد معدل التفاعل بثابت نوعي (ث) يمكن حسابه وفقاً للمعادلة:
حيث تمثل درجة التركيز الابتدائية قبل التفاعل ك تمثل درجة التركيز عند درجة حرار ز.
ويمكن وضع العلاقة بين الثابت ث والفترة الزمنية لنصف العمر كما يلي:
وهذه المعادلة تصلح للتفاعل ذي الدرجة الأولى التي لا يعتمد فيها على درجة التركيز الابتدائية
أما إذا أريد الحصول على التفاعل ذي الدرجة الثانية فهذا يعتمد على وفقاً للمعادلة:
التحلل الإشعاعي: radio active decay
إن النشاط الإشعاعي لأي مادة مشعّة يقل إلى النصف في فترة زمنية تسمى فترة نصف العمر، نظراً لأن هذا النشاط يتناسب طردياً مع عدد الذرات المشعة الموجودة. ومثال ذلك:
أن فترة نصف العمر لعنصر الكوبالت المشع هو 5.3 سنة، بمعنى أن نشاطه الإشعاعي يقل من النشاط الابتدائي الذي يقدر بـ 100 وحدة كوري ليصل إلى 50 كوري في فترة زمنية = 5.3 سنة.
والمعروف أن النشاط الإشعاعي لأي عنصر مشع يقل بمعدل أسّي بالنسبة للزمن أي يتناسب مع:
وبعد زمن نصف العمر، أي عندما تكون فإن النشاط الإشعاعي يقل بعامل وبعد مرور زمن نصف عمر آخر، فإن النشاط يقل مرة أخرى بعامل اي يقل النشاط إلى الربع بعد مرور ضعف نصف العمر، ثم يقل مرة أخرى إلى الثمن بعد مرور 3 أضعاف العمر وهكذا…
.jpg)
.jpg)
.jpg)
.jpg)
.jpg)
.jpg)
.jpg)
.jpg)
.jpg)
.jpg)
.jpg)
.jpg)
.jpg)
.jpg)
تمثل درجة التركيز الابتدائية قبل التفاعل ك تمثل درجة التركيز عند درجة حرار ز..jpg)
.jpg)
.jpg)
وفقاً للمعادلة:.jpg)
.jpg)
هو 5.3 سنة، بمعنى أن نشاطه الإشعاعي يقل من النشاط الابتدائي الذي يقدر بـ 100 وحدة كوري ليصل إلى 50 كوري في فترة زمنية = 5.3 سنة..jpg)
.jpg)
فإن النشاط الإشعاعي يقل بعامل .jpg)
وبعد مرور زمن نصف عمر آخر، فإن النشاط يقل مرة أخرى بعامل .jpg)
اي يقل النشاط إلى الربع بعد مرور ضعف نصف العمر، ثم يقل مرة أخرى إلى الثمن بعد مرور 3 أضعاف العمر وهكذا…