تحقیق مقاله تقابل سنگ و آب

تجزیه فیزیکی و شیمیایی سطح بستر خاک و جدا شدن رسوبات:

1-2- مقدمه:

سنگهای رسوبی جدا شده معمولاً به این خاطر که شامل سنگهای اولیه می باشند از نظر کانی شناسی با سنگهای آذرین و دگرگون متفاوت هستند. ما ممکن است برای این مطلب هیچ توضیحی نداشته باشیم اگر چه که فلدسپار معمولاً رایج ترین کانی در سطح پوسته زمین است (در حدود 60%) با این وجود کوارتز معمولاً در سنگهای رسوبی جدا شده نفوذ داشته است. اما تجربه به ما می گوید که هه این عناصر در سطح پوسته موجود بوده و از طریق هوازدگی آزاد می شوند و باید دقیقاً همان سطح فراوانی در رسوبات نیز وجود داشته باشد.

(یک آب اقیانوس مرکب را فرض کنید) بنابراین متوسط ترکیب شیمیایی همه رسوبات از گراندودیوریت است که تقریباً تمام متوسط پوسته زمین را تشکیل         می دهد.

به طور معمول سنگها در اثر هوازدگی به اجزا فیزیکی و شیمیایی تبدیل می شوند اما در واقع این اجزا به هم پیوسته حل نشدنی هستند. هوازدگی شیمیایی و زیست شیمی معمولاً در اثر تبادل آب در سطوح کانی در مناطق اشباع نشده که نزدیک سطح زمین می باشند یعنی معمولاً در 100 متری رخ می دهد. گیاهان زنده و مرده نقش مهمی در تنظیم این فرسایش بازی می کنند که اغلب فراگیر است. یک مقطع خاکی نتیجه ویژگیهایی است که بستگی به آب و هوا و نوع سنگ دارد. آب یکی از مهمترین واکنش دهندهاست و نقش مضاعفی بازی می کند. زیرا هم باعث جابجایی مواد حل نشده و تولیدات هوازدگی خاک می شود. شکل 1-2 نشان دهنده یک چرخه هیدروژنی خاک در نزدیک پوسته است.

واکنشهای آبی دارای اجزاء قوی زیست شیمی هستند آنها توسط جو حل نشده، گازهای تولید شده توسط خاک، اسیدهای رقیق شده واعضای مولکولی حمایت می شوند. این واکنش بسیار پیچیده است چرا که کانیهای سیلیکاتی با سازه های زیاد آنیونی و کاتیونی خود، همچنین میزان آب و یونهای مختلف حل نشده در مکان و زمان در آن نقش دارند.

 چهار مکانیسم مهم در فرسایش شیمیایی عبارتنداز: حلال، اکسیداسیون، آبکافت (هیدرولیز) و اسید های هیدرولیز.

فرسایش فیزیکی با وارد آوردن فشارهای به صخره ها در محل قدیمی و اصلی و انفصال کافی در مناطق اشباع نشده باعث خرد شدن آنها می شود. این فشارها شامل آزاد سازی، جاذبه، جریانهای بادی برعکس، بلور های نمکی از آبهای زیرزمینی ذوب یخ و انبساط گرمائی متفاوت می باشد. فرسایش خاکی به نوبه خود باعث ایجاد لایه خاکی نمی شود بلکه همکاری اعضای قبلی محل برای اینکار لازم است.

آب متشکل از تأثیرات هوازدگی فیزیکی و شیمیایی باعث تولید یک مقطع هوازده می شود که شامل:

سطح خاک با اعضای متشکل مؤثر آن.

ساپرولیت مخدوش شیمیایی که باعث تغییرات مهم شیمیایی می شود.

 عناصر شیمیایی بدون تغییر اما اغلب باعث جدا شدن فیزیکی سنگ بستر    می شوند.

سطح مشترک بین لایه هایی که حرکت آرام و روبه پایین دارند به عنوان کاهش دهنده عمل می کنند. در حقیقت، منظره خط‌چین توسط ایزوتوپهای گیتی شناسی و دیگر وسایل آشکار کننده طراحی شده و یک حالت ثابت از توده موازی که توسط هوازدگی جابجا می شوند و با میزان مساوی از مواد ساخته شده جایگزین می گردند را نشان می دهد.

هوازدگی شامل:

شکسته شدن اتصالاتی که در حالت فیزیکی ترک برداشته اند و در حالت شیمیایی حل می شوند.

 شکسته شدن اتصالات از طریق جدا شدن یونها.

 جابجایی الکترونها به سادگی از فلزاتی همچون Fe و Mn.

عمل هوازدگی روی :

مجموعه های کانی (سنگها!)که به سادگی آزمایشگاههای شیمیایی از یک بطری نیست.

 بلورهای ناقص با سطوح و شبکه معیوب.

هوازدگی بستگی دارد به:

 عملکرد آب

تفکیک آب به یونها H+ و OH-.

تلغیظ CO2 از طریق فرآیندهای خاک و هوا.

 دما از طریق نتایج اصولی آرهینوس (Arrhenius)

2-2- آبهای طبیعی بعنوان ارتباطات پروتونها: PH، اسید هیدرولیز (آبکافت) و فرسایش سنگ آهک (کلسیت).

مولکولهای آب در گرما به H+ (پروتون در این متن؛ در واقع پروتونهای هیدرات، H3O+، یونهای اکسیژن) و یونهای OH- (هیدروکسال) تبدیل می شوند. پروتونها مسئول اسید سیتریک محلول آبی هستند و ما را قادر می سازند تا بلافاصله متوجه دوره فرسایش دهنده های پروتون و حمایت کننده های آن شویم. غلظت یونی H+ در محلول رقیق شده آنقدر کم و متفاوت است که اسیدیته آن در مقیاس لگاریتم محاسبه می شود. همان طور که لگاریتم غلظت یونی H+ آزاد منفی است. این همان PH، با واحد mol/kg (نشان می دهد که PH بالاتر به منزله غلظت یونی پایینتر است!). در دمای اتاق تنها 7-10 mol/kg پرتون در آب خالص وجود دارد. (که با مقدار OH-) مساوی است. و این به منزله منبع ارزشیابی PH خنثی قرار دارد. (7=PH). مقادیر بالای این PH، قلیایی و مقادیر پایین تر آن اسیدی خوانده می شود. این شرایط (قلیایی و اسیدی) امکان پذیر است. زیرا که یونهای H+ و OH- ممکن است با دیگر محلولهای آبی نیز واکنش دهند.

هیچ آبی طبیعی خالص نیست. در تمام محلولهای مقادیر کم و بیشی از یونها بعلاوه یونهای H+ وجود دارد. ما معمولاً می خواهیم بدانیم که چه غلظتی از واکنش دهنده ها توسط واکنشهای خاص تولید می شوند. اما پی تکلیف حالت اشباع محلول چیست؟ چگونه می توانیم بگوییم که یک محلول آبی مثل باران یا آب رودخانه می تواند کانیهای صخره ای را در خود حل کند؟ (مثل: وجود حالت زیر اشباع). بطور مثال، یک سطح هوازده را مورد بررسی قرار می دهیم 1 کیلوگرم از آب رودخانه طبیعی در موقع تجزیه شامل gr3-102 از CaCo3 می باشد که یک کمیتی از قبیل همان چیزی که شناخته شده مثل تولید یون هالیت (IAP) یا غلظت آن. از آنجا که رابطه توده جرمی CaCo3، 100=(16×3)+12+40 می باشد، ما همان چیزی را داریم که فعالیت (a) نامیده می شود و از راه حل 5-10×2=100/002/0 بدست می آید.

این قبیل راه حلها نشان می دهد که بر اساس تجربیات آزمایشگاهی این ماده می تواند مقدار CaCo3 بیشتری را در خود حل کند. در حقیقت، در آب 25         می تواند، 2-10×91/2 CaCo3 را در خود حل کند. (نگه دارد). به همین ترتیب می بیند که حجم آن بیشتر از مثال ساده ما بود. بنابراین همانطور که گفته و فهمیده شد آب می تواند مقدار بیشتری CaCo3  را در خود حل کند.

از آنجا که خیلی از محلولهای آبی در ارتباط متقابل با هوا قرار دارند. ما همچنین مجبور می شویم که غلظت اجزاء گازی در محلول را هم توضیح دهیم (برای مثال CO2). البته این کار بخصوص نیست که فشار هر گازی از یک سو در تقابل با مایع است و از سوی دیگر این فشار رابطه مستقیمی با کسر اجزاء در گاز دارد. بنابراین ما در مورد بخشی از فشار یعنی جزء I صحبت می کنیم. PI= xIP