Origin, hydrogeochemistry and evolution of Meighan Playa brine, Arak province

Authors

1 M.Sc student of Sedimentology, University of Tehran

2 Departement of Geology, University of Tehran

Abstract

Meighan Playa is a sedimentary inland closed basin which is located in 15 km northeastern part of Arak. In this playa water-level is controlled by the amount of rainfall, evaporation and groundwater input. To study brine origin and evolution 19 water samples from three transects were collected by digging holes with specified intervals of 2 km. By doing chemistry experiments on the brine and X-Ray diffractometer analysis on the sediments, the ions concentrations of brine and mineralogical composition of sediments were identified. Major cations, according to their abundance, are Sodium, Magnesium, Calcium and Potassium and anions include Chloride, Sulfate, and Bicarbonate, respectively. Dominant evaporative minerals in sediments are Calcite, Gypsum, Halite, Glauberite, Thernadite and Mirabilite. Chemical analysis studies of input water indicates that the water has molar ratio of HCO3 <<Ca + Mg and is following the second geochemical path (II) the same as, Saline Valley and Dead Valley brine lakes in the Brine Evolution Flow Diagram. The input water of the basin is from the Na-(Ca) - (Mg) SO4-Cl-(CO3) type which changes into Na-Cl-SO4 type during the geochemical evolution and deposition of evaporate minerals. In order to investigate the origin of major ions in the brine, the groundwater of the surrounding desert, which is the only supplies of ions in this area, was studied. The relations of the groundwater and the regional brine are reviewed. Accordingly, north and northeastern parts of the sedimentary basin of Meighan and AshtianRiver are the major suppliers of ions in Meighan Playa basin.
 
 
 

Keywords

Full Text


منطقه تبخیری و پست پلایا- دریاچه فصلی میقان‏، در 15 کیلومتری شهر اراک و در مرکز حوضه آبریز بسته دشت اراک که یکی از حوضه‌‌های مرکزی ایران‌ می‌باشد قرار گرفته است (شکل ١). این پلایا از جنبه‌‌های اقتصادی با توجه به وجود ذخایر تبخیری از قبیل سولفات سدیم و از نظر اثرات وسیع بر اکولوژی و محیط‌زیست و آب‌‌های منطقه حائز اهمیت خاص ‌می‌باشد؛ لذا در این تحقیق سعی شده‌است هیدروشیمی شورابه‌‌های محیط پلایایی، ارتباط کانی‌‌ها و املاح تبخیری با شورابه‌‌ها و تیپ شورابه‌‌ها مورد مطالعه قرار گیرد. تاریخچه تحقیقات در زمینه مطالعه و بررسی دریاچه‌‌های شور و پلایا نه تنها در ایران بلکه در سایر نقاط جهان سابقه چندانی ندارد. با این حال تاکنون مطالعات زیادی بر روی این مناطق در دنیا انجام شده‌است. از آن جمله ‌می‌توان به پاره‌ای مطالعات اساسی که کمک زیادی به شناخت این محیط‌‌ها نموده است، اشاره کرد. به‌عنوان مثال‌ می‌توان به مطالعه منشاء ته‌نشست‌‌های تبخیری (Hardie 1968)، تحول شورابه‌‌ها در حوضه‌‌های بسته (Hardie and Eugster 1970)، ژئوشیمی و رسوب‌شناسی نهشته‌‌های دریاچه‌‌های تبخیری (Eugster 1980, 1984)، هیدروشیمی دریاچه‌‌ها (Spenser et al. 1985)، منشاء شورابه‌‌ها (Spenser et al. 1990) و آبهای زیرزمینی مهم در پلایاها (Rosen 1994) اشاره نمود. پلایاها و دریاچه ها یا بطور کلی چاله‌های داخلی نقش اساسی در تعادل آب و هوایی و تغیرات اکولوژیکی در کواترنری، در مناطق اطراف خود داشته‌اند، به‌همین خاطر مطالعه آنها برای تعیین اقلیم گذشته همواره مورد توجه بوده است، به‌عنوان مثال می‌توان به مطالعات کانی‌شناسی و ژئوشیمی (عناصر ایزوتوپی) (Domagalski et al. ; Li et al. )، بررسی محتوای فسیلی، مطالعه ادخال سیال (Lowenstein et al. ; Ayora et al. ; Peuyo et al. 1987)، مطالعات پالینولوژی (Stevens et al. ) و خصوصیات بیولوژیکی (Wasylikowa et al. ) برای تعین اقلیم گذشته اشاره کرد. شیمی شورابه در یک حوضه بسته توسط ترکیب شیمیایی آب‌‌های ورودی به حوضه کنترل‌می‌‌شود (Jones 1965). آب‌‌های ورودی در حوضه‌‌های بسته عموماً از بیش از یک منشاء سرچشمه ‌می‌‌گیرند که شامل رودخانه‌‌ها، بارندگی و آب‌‌های زیرزمینی مختلف است (Jones 1966; Lowenstein et al. 1989). از آنجایی‌که آب‌‌های زیرزمینی گستره مورد مطالعه یکی از منابع مهم تأمین کننده آب پلایای اراک و خصوصیات کیفی آن ‌می‌‌باشد، مطالعاتی کمی و به‌ویژه کیفی بر روی آب‌‌های زیرزمینی دشت اراک (هیدروژئولوژی) انجام گرفته است و ارتباط کیفیت آب‌‌های زیرزمینی با سازندها و رخنمون‌‌های سنگی حوضه و سنگ کف منطقه، تیپ آب‌‌های زیرزمینی و ارتباط آب‌‌های زیرزمینی منطقه مورد بررسی و مطالعه قرار گرفته است.

موقعیت جغرافیایی و زمین‌شناسی منطقه
پلایا میقان دارای موقعیت جغرافیایی طول ́46 ˚49 تا ́55 ˚49 شرقی و عرض جغرافیایی ́09 ˚34 تا ́16 ˚34 شمالی است و در 15 کیلومتری شمال شرقی شهر اراک واقع شده‌است (شکل ١). حوضه رسوبی میقان به‌صورت حوضه بسته‌ای می‌باشد که 1970 کیلومتر مربع از وسعت آن را دشت اراک، 100 تا 110 کیلومتر مربع را پلایای میقان و بقیه را ارتفاعات حاشیه حوضه تشکیل‌ می‌دهند. بلندترین نقاط ارتفاعی حوضه مذکور مربوط به کوه‌‌های سفیدخانی و نقره کمر‌ می‌باشند که به‌ترتیب از سطح دریا 3120 و 3170 متر ارتفاع دارند و در جنوب غرب و شمال شرق حوضه واقع شده‌اند. پست‌ترین نقطه ارتفاعی این حوضه مربوط به پلایای میقان با ارتفاع متوسط 1650 متر از سطح دریا ‌می‌باشد. با توجه به اینکه منطقه مورد مطالعه در اقلیم نیمه خشک واقع شده‌است و بارندگی در این اقلیم به‌صورت فصلی اتفاق ‌می‌افتد، بنابراین فاقد رودخانه دائمی است. از طرف دیگر این حوضه عمدتاً به‌صورت دشت بوده و دارای آبرفت‌‌هایی با ضخامت زیاد و نفوذپذیری بالا می‌باشد. بخش اعظم آب‌‌های سیلابی در آبرفت‌‌ها‌ی مذکور نفوذ کرده و به‌صورت آب‌‌های زیرزمینی مورد بهره‌برداری قرار ‌می‌گیرند. همچنین به‌دلیل اینکه زمین‌‌های حاشیه کویر میقان عمدتاً به‌عنوان زمین‌‌های کشاورزی مورد استفاده قرار ‌می‌گیرند و به‌دلیل احداث سد، گسترش تأسیسات ساختمانی، کشاورزی و دامپروری در این زمین‌ها اجرای طرح‌‌های آبخیزداری و غیره میزان آب‌‌های جاری سطحی وارده به کویر میقان در طول سال بسیار ناچیز و حتی در حد صفر ‌می‌باشد. تنها در مواقع سیلابی شدید این کویر توسط آب‌‌های جاری سطحی به‌طور محدود تغذیه ‌می‌گردد. بر این اساس و با توجه به مورفولوژی پلایا و گسترش آن در پست‌ترین بخش حوضه رسوبی میقان و شیب توپوگرافی به نظر‌ می‌رسد که حداقل در حال حاضر آب‌‌های اصلی تأمین کننده یون‌‌های پلایا، آب‌‌های زیرزمینی ‌می‌باشند. براساس داده‌‌های موجود در پایگاه اینترنتی سازمان هواشناسی کشور و آمار‌‌های دوره‌ای آن (سازمان هواشناسی کشور، ١٣٨٧)، میانگین بیشینه دمای سالیانه منطقه 75/20 درجه سانتیگراد و میانگین بارندگی سالیانه 7/314 میلیمتر و بیشترین آن مربوط به ماه‌‌های اسفند و فروردین است‏، میانگین تبخیر 2072 میلیمتر در سال است.
به‌ لحاظ تقسیم‌بندی ساختاری ارتفاعات غربی و جنوبی منطقه (واقع در جنوب‌ غرب گسل تبرته) متعلق به زون ساختاری سنندج- سیرجان و ارتفاعات شرقی و شمالی منطقه (واقع در شمال‌شرقی گسل تبرته) متعلق به زون ایران مرکزی می‌باشند (امامی 1370؛ رادفر و همکاران 1383). مرز این دو پهنه ساختاری گسل تبرته می‌باشد. این موقعیت خاص باعث گردیده که منطقه مورد مطالعه به‌عنوان یک فروافتادگی درمیان مجموعه متنوعی از سنگ‌های رسوبی و دگرگونی متعلق به زون سنندج-سیرجان در غرب و جنوب غرب، مجموعه سنگ‌های رسوبی متعلق به زیر زون جنوب غربی ایران مرکزی در شمال غرب و جنوب شرق و سنگ‌های رسوبی و آذرین زیر زون مرکزی ایران مرکزی در شمال و شرق قرار می‌‌گیرد. سنگ‌های مذکور نقش اساسی در ترکیب کانی‌شناسی رسوبات منطقه مورد مطالعه دارند (امامی 1370؛ رادفر و همکاران 1383).

روش مطالعه
به‌منظور مطالعه هیدروشیمی شورابه‌‌ها و نحوه تکامل آن با حفر چاهک‌‌هایی به‌صورت دستی در سه روند مشخص از مرکز پلایا به سمت حاشیه آن و به فواصل مشخص ٢ کیلومتری (شکل ١)‏، ١٩ نمونه شورابه از محدوده پلایا برداشته شد و در ظروف پلی‌اتیلن ١ لیتری ریخته و به آزمایشگاه منتقل شدند. همچنین برای مطالعه رسوب‌شناسی، کانی شناسی و تعیین شوری، از رسوبات منطقه در محل برداشت شورابه و حواشی پلایا، ٩٥ نمونه رسوب، بوسیله دو نوع اوگر دستی، اوگر نوع ‍‍‍‍Purchauer (جهت نمونه‌برداری تا عمق حداکثر ١ متر) و اوگر نوع Eijkelkamp (عمق نمونه‌برداری بیشتر از 1 متر) برداشته‌شد. همزمان با نمونه‌برداری، محل نمونه و مسیر نمونه‌برداری با کمک دستگاه GPS دستی ثبت گردید، عمق نمونه‌برداری و وضعیت آن در روی زمین نیز همزمان یادداشت شد.


‌

 

 

 

 

 

 

 

 

 


شکل ١- قسمتی از نقشه زمین شناسی 1:250000 برگه قم (با اندکی تغییرات)، که سازندهای زمین شناسی اطراف پلایای میقان و موقعیت نقاط نمونه برداری در آن مشخص شده‌است.


نمونه‌‌های آب پس از عبور از کاغذ صافی، مورد آنالیزهای ژئوشیمیایی قرار گرفتند. به‌منظور تعیین مقدار کاتیون‌‌ها و آنیون‌‌های مختلف موجود در شورابه از روش‌‌های آزمایشگاهی مختلف استفاده گردید. از جمله روش‌های مورد استفاده، روش فلیم فتومتری ، برای تعیین مقادیر سدیم و پتاسیم؛ روش جذب اتمی ، جهت تعیین مقدار کلسیم و منیزیم؛ روش نیترات نقره جهت تعیین مقدار کلر؛ روش قلیائیت‌سنجی برای تعیین بی‌کربنات و روش سنجش میزان کدورت (روش وزنی) جهت تعیین مقدار سولفات بودند. همچنین قبل از اندازه‌گیری هر‌ یک از آنیون‌‌ها و کاتیون‌‌ها، شورابه مورد نظر با نسبت مشخصی رقیق گردید. برای تعیین EC و pH از دستگاه اتوماتیک کونداکتومتر و pH سنج استفاده گردید. این آزمایشات در دانشکده شیمی دانشگاه آزاد اسلامی واحد اراک انجام شده‌است.
برای تحلیل داده‌‌ها با استفاده از نرم افزار Rock-Works گزینه هیدروشیمی، نمودارهای پایپر مختلف
((Piper 1944 رسم شد که بر روی آن مقادیر مختلف آب‌‌های زیر‌‌زمینی و شورابه دریاچه پس از محاسبه میانگین مشخص شد. به‌همین طریق تیپ آب انواع ورودی‌‌های دریاچه نیز مشخص گردید. با استفاده از نرم‌افزار یاد شده، گزینه Stiff نمودارهای استیف برای ترکیب شورابه‌‌های پلایا و چاه‌‌های اطراف رسم شد. نتایج آزمایشات مذکور به همراه نتایج آزمایش‌‌های حاصل از بررسی ترکیب شیمیایی پلایا و چاه‌‌های اطراف آن (مهاجرانی ١٣٧٧)، جهت انجام این کار تحقیقاتی مورد بررسی قرار گرفته‌اند.

بحث
ترکیب و تحولات شیمیایی شورابه
ترکیب شیمیایی شورابه‌‌ها، به املاح موجود در آب‌‌های
وارده، آب‌‌های جوی و واکنش‌‌های هوازدگی شیمیایی وابسته است (Eugster 1980). اسیدیته شورابه در حد خنثی تا خیلی کم قلیایی و در محدوده 99/6 الی 77/7 بود (جدول ١). میزان هدایت الکتریکی (EC) شورابه‌ها از ١١٥٣٠ تا ١٥٩٩٠ میکرو‌زیمنس بر سانتیمتر بود (جدول ١). فراوانترین کاتیون‌‌ها در شورابه‌‌ها به‌ترتیب شامل سدیم، منیزیم، پتاسیم و کلسیم و فراوانترین آنیون‌‌ها به‌ترتیب شامل کلر، سولفات و بیکربنات بودند (جدول ١). این شورابه‌‌ها به‌طور معمول غنی از سدیم، کلر و سولفات ‌بوده و مقادیر پایین‌تری نیز منیزیم، کلسیم، پتاسیم و بیکربنات داشتند، میانگین این یون‌ها به‌ترتیب 07/102، 55/128، 71/47، 56/9، 17/0، 19/0 و 41/0 گرم در لیتر‌ بود (جدول ١).
شیمی آب‌‌های رقیق شامل آب باران، رودخانه، چشمه، چاه و قنات است. آب باران واجد کاتیون‌‌های سدیم، کلسیم، منیزیم و پتاسیم و آنیون‌‌های بیکربنات، کلر، سولفات و نیترات ‌می‌باشد (Eugster and Hardie 1978). برای اندازه‌گیری و تعیین نقش آب‌‌های جاری (آب‌‌های زیرزمینی) در میزان شوری، ترکیب آب‌‌های شیرین چاه‌‌های اطراف کویر (مهاجرانی ١٣٧٧) نیز مورد بررسی قرار گرفته‌است. میانگین یون‌‌های سدیم، کلر، سولفات، منیزیم، کلسیم، پتاسیم، بیکربنات و کربنات موجود در آب‌‌های زیر‌زمینی اطراف منطقه به‌ترتیب ٣٨١، ٢٩٤، ٧٧٥، ٦٨، ١٣٠، ٣، ٢٧١ و ٢ گرم در لیتر ‌بود (جدول 2). مقایسه نتایج آنالیزهای شیمیایی شورابه‌ها با آب‌های ورودی، مبین افزایش میزان غلظت آنیون‌‌ها و کاتیون‌‌ها به سمت مرکز حوضه ‌می‌باشد (جدول 3).
برای بررسی تحولات شیمیایی شورابه از نمودارهای پایپر و استیف استفاده شد. در نمودار پایپر، آنیون‌های اصلی در سه رأس یک مثلث و کاتیون‌های اصلی نیز در سه رأس مثلث مجاور قرار می‌گیرند و ترکیب شیمیایی هر نوع آب براساس درصد کاتیون‌ها و آنیون‌ها بر روی آن، به‌صورت یک نقطه رسم می‌گردد. با یک نگاه به نمودار می‌توان سریعاً به ترکیب شیمیایی و ارتباط بین انواع آب‌های حوضه آبریز پی برد. ترکیب شیمیایی آب‌های حوضه آبریز و درنتیجه آب‌های وارده به پلایا، مختلف و از انواع کربناته، سولفاته و کلروره (بیشترسولفاته) است. درحالیکه که ترکیب شیمیایی شورابه موجود در پلایا، کلروره و سولفاته (بیشتر کلروره) می‌باشد (شکل ٢).

NO. TDS
(gr/lit) pH EC
(ms/cm) Na+
(gr/lit) K+
(gr/lit) Ca2+
(gr/lit) Mg2+
(gr/lit) CO2-3 (gr/lit) HCO-3
(gr/lit) SO 2-4
(gr/lit) CL-
(gr/lit)
1 266.76 7.36 13.98 66.67 0.03 0.09 3.94 0.00 0.80 22.32 81.54
2 287.76 7.28 14.62 80.95 0.04 0.10 5.40 0.00 0.50 29.43 116.99
3 315.04 7.70 14.48 93.20 0.07 0.15 8.02 0.00 0.33 37.64 138.26
4 326.61 7.00 14.51 97.28 0.08 0.19 9.62 0.00 0.34 39.20 152.44
5 306.78 6.99 13.60 85.03 0.08 0.24 9.92 0.00 0.36 31.70 159.53
6 324.42 7.02 13.84 99.32 0.09 0.26 11.40 0.00 0.23 42.77 138.26
7 366.18 7.11 13.46 123.81 0.04 0.18 11.62 0.00 0.60 31.83 173.71
8 367.81 7.14 13.40 125.85 0.04 0.19 8.92 0.00 0.58 51.94 166.62
9 302.28 7.12 12.48 89.12 0.08 0.32 7.24 0.00 0.33 51.65 116.99
10 313.98 7.18 12.23 87.07 0.06 0.31 7.78 0.00 0.48 51.35 109.90
11 288.42 7.30 11.53 91.16 0.05 0.35 12.80 0.00 0.23 53.22 138.26
12 352.42 7.18 15.99 139.26 0.49 0.04 15.00 0.00 0.40 48.09 159.52
13 390.72 7.32 15.86 112.59 0.52 0.08 10.20 0.00 0.42 56.90 116.99
14 325.16 7.34 14.99 94.81 0.31 0.10 10.48 0.00 0.33 55.13 109.90
15 316.90 7.14 15.18 108.15 0.39 0.10 10.52 0.00 0.33 52.79 116.99
16 313.08 7.27 15.32 103.70 0.43 0.11 10.76 0.00 0.23 72.83 124.08
17 331.60 7.49 14.59 112.59 0.37 0.02 9.24 0.00 0.45 67.72 102.81
18 384.62 7.77 13.57 119.26 0.34 0.06 8.12 0.00 0.37 81.72 88.63
20 285.30 7.23 12.19 109.52 0.04 0.29 10.74 0.00 0.50 28.30 131.17

جدول1- مقادیر متوسط یون‌‌های موجود در شورابه‌‌های پلایای میقان بر حسب gr/lit، EC برحسب میلی‌زیمنس بر سانتیمتر (سال 1388).

جدول2– مقادیر متوسط یون‌‌های موجود در آب‌‌های زیرزمینی چاه‌‌های اطراف پلایای میقان واقع در مسیر رودخانه‌‌های فصلی اطراف حوضه (مهاجرانی ١٣٧٧) بر حسب mgr/lit.
CL-
(mgr/lit) SO 2-4
(mgr/lit) HCO-3
(mgr/lit) CO2-3 (mgr/lit) Mg2+
(mgr/lit) Ca2+
(mgr/lit) K+
(mgr/lit) Na+
(mgr/lit) نام رودخانه
41/607 36/1887 35/265 30/0 08/133 20/253 51/3 97/813 آشتیان
88/161 36/579 04/283 90/3 60/60 40/92 90/3 75/281 رودخانه فرمهین
43/94 68/211 22/245 70/2 00/30 60/56 56/1 70/135 رودخانه کرهرود
63/310 96/420 97/290 10/2 56/49 00/116 51/3 18/291 رودخانه ابراهیم آباد
59/293 84/774 15/271 25/2 31/68 55/129 12/3 65/380 متوسط آبهای ورودی

جدول3- مقایسه میزان آنیون‌‌ها و کاتیون‌‌های اصلی آب‌‌های ورودی اولیه و شورابه‌‌های پلایای میقان بر حسب gr/lit.
میانگین عناصر
نوع آب Na+
(gr/lit) K+
(gr/lit) Ca2+
(gr/lit) Mg2+
(gr/lit) CO2-3 (gr/lit) HCO-3
(gr/lit) SO 2-4
(gr/lit) CL-
(gr/lit)
آب‌‌های ورودی اولیه 381/0 003/0 130/0 068/0 002/0 271/0 775/0 294/0
شورابه‌‌ها (1377) 30/61 10/1 40/0 90/6 00/0 40/0 60/62 50/148
شورابه‌‌ها (1388) 07/102 19/0 17/0 56/9 00/0 41/0 71/47 55/128

 

 

 

 

 

 

 

شکل٢- نمودار پایپر ترکیب شیمیایی شورابه‌‌های کویر میقان (سال 1388)


همان‌طوریکه در شکل٢، مشاهده ‌می‌شود، ترکیب شورابه موجود در تمامی گستره پلایا، علیرغم ورودی‌هایی با ترکیب مختلف، در اطراف یک رأس مثلث تمرکز دارد. به‌طوری‌که در دیاگرام سه وجهی مربوط به آنیون‌‌ها، در نزدیکی وجه Cl و در دیاگرام سه وجهی کاتیون‌‌ها، در نزدیکی وجه Na+K قرار‌ می‌گیرد، بنابراین ترکیب شیمیایی شورابه از نوع Na-CL-SO4 است، اگرچه تمرکز آنیون‌‌ها و کاتیون‌‌ها در شورابه‌‌های نواحی مختلف گستره مورد مطالعه تا حدودی با یکدیگر متفاوت است، لیکن ترکیب شیمیایی را از نظر فراوانی ‌می‌توان به‌صورت یکنواخت و از نوع فوق در نظر گرفت. همچنین با توجه به شکل 3 اگر مقایسه‌ای بین سه کاتیون کلسیم، منیزیم و سدیم صورت گیرد، ملاحظه ‌می‌شود که به لحاظ نسبی مقدار منیزیم کاهش شدیدی ندارد، که این امر طبیعی است، زیرا از بین کانی‌‌های منیزیم‌دار فقط منیزیت، آن هم به مقدار ناچیز در منطقه مورد مطالعه شناخته شده‌است. اما در بین آنیون‌‌ها کاهش محسوس و شدید بیکربنات و سولفات به‌خوبی قابل رؤیت است. آب‌‌های ورودی (سطحی و زیرزمینی) در‌حین عبور از زیر محیط‌‌های مختلف منطقه ازجمله مخروط‌افکنه‌ها، کفه‌گلی-خشک، کفه‌گلی-شور و پهنه‌شور و به‌دلیل واکنش با رخساره‌های سنگی موجود در این زیر‌محیط‌ها و عمل تبخیر، تغلیظ یافته و با افزایش غلظت به‌تدریج نسبت به برخی عناصر اشباع ونسبت به برخی دیگر فقیر ‌می‌شوند.

 

 

 

 

 

 

 


شکل3- نمودار پایپر ترکیب شیمیایی کلیه آب‌‌های زیرزمینی و شورابه‌‌های کویر میقان (سال‌‌های 1377 و 1388).


به‌منظور شناخت املاح تبخیری موجود در شورابه‌‌ها، اطلاعات کمی مربوط به تجزیه شیمیایی شورابه‌‌ها با کمک دیاگرام استیف مورد تجزیه و تحلیل قرار گرفته است (اشکال 4 و5). در این نمودارها تمرکز کاتیون‌‌های مختلف در مقابل آنیون‌‌ها قرار داده شده و فراوانی املاح حاصل از ترکیب آن در روی محور افقی بر حسب میلی‌اکی‌والان گرم در لیتر مشخص شده‌است. استیف دیاگرام شورابه به‌خوبی نشان دهنده مقدار بالای یون‌‌های کلر و سدیم در شورابه ‌می‌باشد (شکل ٤)، تغلیظ تبخیری و ته‌نشست کانی‌‌ها سبب تفکیک املاح و تفریق ژئوشیمیایی عناصر موجود در شورابه و تکامل آن ‌می‌گردد. یکی از فرایندهای دیگر، سیکل‌‌های خشک و تر و به عبارت دیگر ته‌نشست و انحلال پوسته‌‌های شوره‌زده ‌می‌باشد (Jones and Vandenburgh 1966; Drever and Smith 1978)، این پوسته‌‌ها حاوی کربنات‌‌های آلکالن، ژیپس و کانی‌‌های قابل حلی از قبیل کلریدهای سدیم، سولفات‌‌ها و کربنات‌‌ها‌ می‌باشند. این پوسته‌‌های سطحی ممکن است توسط بارش‌‌های بعدی دوباره حل و به شورابه اضافه شوند، اما این انحلال انتخابی است و کانی‌‌هایی که کمتر قابل حل هستند از قبیل ژیپس و کربنات‌‌ها به‌صورت خرد شده و شکسته در ابعاد پبل، گرانول، ماسه و رس در داخل دریاچه باقی ‌می‌مانند و کلریدها حل ‌می‌شوند .(Krinsly 1970) پوسته‌‌های شوره‌زده گاه در اثر حرکت یک فیلم از شورابه از زیر سطح، در زون وادوز در اثر پدیده پمپ تبخیر و خشک‌شدگی کامل آن ایجاد‌ می‌شود.(Hsu and Seigenthaler 1969) این نمودار بیانگر آن است که با تبخیر آب پلایا و روند تکاملی شورابه، کلر آنیون غالب و سدیم کاتیون غالب است. ترکیب شیمیایی شورابه‌‌های اصلی سطح پلایا در سال 1377 (مهاجرانی ١٣٧٧) و ١٣٨٨ تغییر خاصی را نشان نمی‌دهد (شکل 4) درحالی‌که مقایسه استیف دیاگرام شورابه‌‌های اصلی با آب‌‌های اطراف حوضه نشان دهنده افزایش چشمگیر غلظت آنیون‌‌ها و کاتیون‌‌ها از اطراف حوضه به سمت مرکز ‌می‌باشد (مقایسه شکل‌‌های 4 و 5).

شکل 4 – نمودار استیف ترکیبات اصلی ترکیبات اصلی شوراب‌‌های پلایای میقان در سال‌‌های 1377 و 1388.
شکل5 – نمودار استیف ترکیبات اصلی آب در چاه‌‌هایی در مسیر رود خانه‌‌های اطراف پلایای میقان.


با بررسی و مقایسه دیاگرام‌‌های استیف مربوط به چاه‌‌های واقع در مسیر رودخانه‌‌ها ‌می‌توان نتیجه‌گیری کرد که از نظر فراوانی کاتیون‌‌ها و آنیون‌‌ها، تقریباً همه نمونه‌‌ها در شرایط ترکیب کاتیونی و آنیونی متفاوت وضعیت یکسانی دارند، درحالی‌که نمونه‌‌های مربوط به چاه‌‌های مناطق آشتیان (واقع در شمال پلایا) از شرایط ویژه‌ای برخوردار است. میزان کاتیون سدیم و پتاسیم و همچنین آنیون‌‌های سولفات و کلر به‌طور چشمگیری نسبت به مناطق حاشیه‌ای دیگر حوضه افزایش نشان‌ می‌دهد. همچنین نسبت کلسیم، منیزیم کربنات و بیکربنات در این نمونه نسبت به موارد دیگر افزایش چشمگیری نشان ‌می‌دهد (شکل 5). عامل ایجاد این حالت را‌ می‌توان به نوع لیتولوژی حوضه آبریز فرعی شمال شرقی که نمونه مورد نظر از چاه‌‌های واقع در آن منطقه برداشت شده‌است، نسبت داد. این حوضه فرعی دارای سازندهای تبخیری ‌می‌باشد (نقشه زمین شناسی قم، ١٣٧٠ ).
تکامل شورابه با جنس رخنمون‌های سنگی اطراف حوضه، واکنش آنها با آب‌های موجود و ویژگیهای آب ارتباط دارد (Jones and Deocampo 2003). جنس سازندهای زمین شناسی اطراف حوضه یکی از عوامل مهم در روند تکامل شورابه محسوب می‌شود. هوازدگی شیمیایی سنگ‌های مختلف در اثر واکنش با آب های ورودی، کاتیون‌ها و آنیون‌های متفاوتی تولید می‌کند (شکل 6). این امر موجب اختلاف در نسبت HCO3/Ca+Mg اولیه در محلول می‌شود، که عامل مهمی در روند تکامل شورابه محسوب می‌شود (Jones and Deocampo 2003). همانطوریکه در شکل دیده می‌شود در طی تکامل شورابه، ممکن است در اثر هوازدگی شیمیایی، سولفیدهای موجود در سازندهای اطراف حوضه نیز بصورت محلول درآیند، که در اینصورت نسبت‌های یونی تغییر خواهد کرد. بطوریکه در اثر هوازدگی شیمیای، رخنمون‌های سنگی اطراف حوضه، در ابتدا +CO32+>Ca2++Mg2 است ولی در اثر انحلال سولفیدها Ca22++Mg2+>CO32- خواهد شد که یکی از عوامل مهم در تکامل شورابه‌ها است. سنگ‌‌های حوضه آبریز پلایای میقان شامل تبخیری‌‌ها، کربنات‌‌ها، کلسیت، سولفات‌ها و سیلیکات‌‌ها‌ می‌باشند (شکل 6)، درنتیجه به‌نظر ‌می‌رسد که آب‌‌های وارده به حوضه یکی از ویژگی‌‌های زیر را دارا باشند.
Cl+SO4>HCO3
CO3Ca>Mg
Ca>CO3
Ca+Mg>CO3
بررسی آنالیزهای شیمیایی آب‌‌های وارده به پلایای میقان (جدول ٢)، بیانگر این موضوع است، که بطور کلی ترکیب یونی این آب‌ها، به علت نوع رخساره‌های سنگی موجود در اطراف حوضه، شامل موارد فوق می‌باشند. ترکیب آب‌های منطقه آشتیان به‌دلیل عبور از سازندهای تبخیری- آواری دوران سوم شامل تشکیلات مارنی، گچی- نمکی و آهک مارنی، آن‌‌ها را حل نموده‌اند، در نتیجه نسبت Cl+SO4>HCO3 در این منطقه نسبت به مناطق دیگر حوضه دارای اختلاف چشمگیری است. علاوه بر آن به‌دلیل وجود سنگ‌‌های کربناته (کلسیت) و سولفاته (ژیپس) و سیلیکاته (توف و سنگ آذرآواری و گدازه‌‌های آندزیتی- بازالتی) در مسیر رودخانه آشتیان، ترکیب آب‌‌های این منطقه دارای نسبت Ca>CO3 و ‌ Ca+Mg>CO3 می‌باشد. آب‌‌های زیرزمینی منطقه فرمهین، کرهرود و ابراهیم‌آباد نیز که از سازندهای آهکی، دولومیتی، شیل و ماسه سنگی عبور‌ می‌نمایند، از ترکیب فوق برخوردارند. بررسی نمودارهای موجود در شکل نشان می‌دهد که در اثر تکامل شورابه، ابتدا کانی‌های گروه کربناتی(HCO3-+CO32-)، سپس سولفات‌ها (-SO42) و در انتها کلریدها ‌(CL-) نهشته می‌شوند.

 

 

 

 

 

 

 

 


شکل 6- رابطه بین جنس واحدهای سنگی پیرامون حوضه و ترکیب شیمیایی شورابه در طی انحلال و هوازدگی شیمیایی (Jones and Deocampo 2003)


مسیر ژئوشیمیایی تکامل شورابه
فرآیندهایی که در یک حوضه بسته باعث تکامل آب‌‌های ورودی به شورابه‌‌های تغلیظ یافته ‌می‌شوند شامل: تداوم تبخیر، گردش مجدد همزمان با رسوبگذاری کانی‌‌های از قبل ایجاد شده، واکنش‌‌های دیاژنتیک، تبادل با سیالات حفره‌ای، احیای سولفات و تبادل یونی ‌می‌باشد (Drever and Smit 1978 ؛ Hardie et al. 1978). رسوبگذاری اولیه کانی‌‌های نسبتاً نا‌محلول از قبیل کربنات‌‌های قلیایی خاکی (کلسیت کم منیزیم، کلسیت پرمنیزیم و آراگونیت) و ژیپس یک مرحله اساسی است که تکامل شورابه را کنترل ‌می‌کند (Hardie and Eugster 1970). تا به حال مطالعات زیادی در رابطه با تکامل شورابه‌‌ها صورت گرفته است که از آن جمله ‌می‌توان به کارهای افرادی چون گارلس و مکنزی (Garrels and Mackenzi 1967)،‌‌ هاردی و اویگستر (Haedie and Eugster 1970)، اویگستر (1980 Eugster)، اویگستر و جان (Eugster and Jones 1979)، اسمیت و درور (Smith and Drever, 1976)، درور (Drever 1982)، هرزج و لیونز (Herczeg and Lyons 1991)، مور (Moore 1960)، فیاضی (Fayyazi 1991) و وارن (Warren,J., 2006) اشاره کرد. از جمله مطالعات اخیر صورت گرفته در رابطه با تکامل شورابه‌ها در ایران، می‌توان به کارهای افرادی چون، فیاضی و همکاران (Fayazi et al. 2007)، لک (1386) و ترشیزیان (1388) اشاره کرد. اما در این میان شاید بتوان گفت که بهترین کار انجام شده در تفسیر روند تکامل شورابه‌‌ها مربوط به کارهای ‌‌هاردی و اویگستر (Eugster and Hardie 1978) می‌باشد که در طی مطالعات گسترده خود نحوه تکامل شورابه را مورد بررسی قرار داده‌اند و اعلام داشته‌اند که سه نوع آب ورودی اصلی در تحولات شیمیایی آب در حوضه‌‌های بسته مؤثرند و در تعیین شورابه نهایی نقش دارند (شکل٦).
- فرایند I حاکی از آب‌‌های ورودی با میزان پایین یون کلسیم و منیزیم برای شورابه آلکالن قلیایی می‌باشد. ترکیب آب‌‌های ورودی به حوضه‌‌ها دارای نسبت مولی خیلی بالا (HCO3>>Ca+Mg), HCO3/Ca+Mg است. این آب‌ها در حوضه رسوبی سبب رسوب کربنات‌های قلیایی خاکی و ایجاد شورابه‌های آلکالن غنی از یون‌های SO42- ، -CO32‌‌، HCO3-، K+، Na+ و Cl- می‌گردند و ممکن است با تشکیل کانی‌های ترونا، ناترون، ناهکولیت، هالیت، میرابلیت و یا تناردیت همراه باشند (Warren 2006). این نوع شورابه‌‌ها در دریاچه ماگادی توسط (Surdam and Eugster 1976) و همچنین در دریاچه‌‌های موجود در دره‌های آلکالی ‌ در اروگوئه و دریاچه مونو در کالیفرنیا مطالعه شده اند(Eugster and Hardie 1978 Warren 2006) که به‌طور عمده آب‌‌های رقیق متئوریکی را شامل ‌می‌شوند.
- در فرایند II، آب‌‌های ورودی اولیه فقیر از یون بیکربنات بوده و نسبت مولی آن خیلی پایین (HCO3<<Ca+Mg) ,HCO3/Ca+Mg است، در نتیجه شورابه حاصل از نوع کلروره و یا سولفاته ‌است. در این مسیر بیکربنات به سرعت حمل شده درحالی‌که خاک‌‌های قلیایی غنی ‌می‌شوند. به‌علت از دست رفتن سریع بیکربنات این قبیل آب‌‌ها احتمالاً هرگز کربنات‌‌های غنی از منیزیم ایجاد نمی‌کنند، از اینرو بعد از رسوب کلسیت، ته‌نشینی ژیپس آغاز ‌می‌شود؛ سپس اگر عناصر قلیایی خاکی بر یون سولفات غالب شوند، شورابه نوع Ca-Na-Cl تولید ‌می‌شود که نمونه چنین شورابه‌‌هایی در دریاچه خشک برستول کالیفرنیا مطالعه شده‌است (Eugster and Hardie 1978 Warren 2006). همچنین نمونه این نوع شورابه با تیپ Na-Ca-(Mg)-Cl در حوض‌سلطان قم توسط فیاضی (Faayyazi 1991) شناسایی و تشریح شده‌است. درصورتی‌که یون سولفات غالب شود،‏ همان‌طوری‌که در پلایای میقان مشاهده گردید، نوع شورابه حاصل Na-SO4-Cl خواهد بود. کانی‌‌های شکل گرفته در این مسیر شامل ژیپس، ‌‌هالیت، گلوبریت، تناردیت، میرابلیت و اپسومیت است. در واقع مسیر II، شورابه‌ای با ترکیب Ca-Na-Cl یا Na-SO4-Cl ایجاد ‌می‌کند. ترکیب آب‌‌های وارده قابل رؤیت و امروزی پلایای میقان، دارای مقدار بیکربنات بسیار پایین ‌می‌باشد، بطوریکه HCO3<<Ca+Mg. است. مسیر تکاملی شورابه پلایای میقان از آب‌‌های وارده به آن، مسیر II در دیاگرام تکامل شورابه (Eugster and Hardie 1978 Warren 2006)‌ می‌باشد (شکل 7). بر اساس شکل 7، تیپ شورابه دریاچه در شرایط کنونی Na-SO3-Cl‌ می‌باشد که قابل مقایسه با داده‌‌های گزارش شده از دریاچه‌‌های Saline Valley و Dead Valley است (Eugster and Hardie 1978;Domagalski et al. 1989 Warren 2006). در نتیجه ترکیب شیمیایی آب‌‌های غالب وارده به حوضه، بایستی از نوع HCO3<<Ca+Mg باشد. با بررسی جداول 1 و 3 به‌رغم آنکه آب‌‌های قابل رؤیت وارده به حوضه دارای درصد یون‌‌های متفاوت ‌می‌باشند، به‌طور میانگین آب‌‌های وارده به حوضه، دارای ترکیب HCO3<<Ca+Mg‌ هستند، به‌گونه‌ای که نسبت HCO3/Ca+Mg که وابسته به سازندهای زمین ‌شناسی منطقه می‌باشد، در آب‌‌های زیرزمینی ناحیه آشتیان (سازندهای تبخیری-آواری دوران سوم شامل تشکیلات مارنی، گچی و آهک مارنی) کاهش چشمگیری نشان‌ می‌دهد و در آب‌‌های ناحیه کرهرود (شیل، ماسه‌سنگ‌های ژوراسیک و آهک‌های کرتاسه) تقریباً برابر ‌است.
-در فرایند III، در آب‌‌های ورودی اولیه هیچیک از یون‌‌های + Ca2+, Mg2و HCO3- (HCO3≥Ca+Mg) غالب نیستند. آب‌‌های ورودی دارای ترکیب یونی HCO3≥Ca+Mg است. در این مرحله یا آب‌‌ها فقیر از عناصر قلیایی خاکی و غنی از بیکربنات‌ می‌شوند که باعث ایجاد شورابه نوع Na-CO3-SO4 شده و یا برعکس، در این صورت اگر یون سولفات صرف تولید میرابلیت گردد و یا بوسیله باکتری‌‌ها احیاء شود،‏ شورابه‌ای از نوع Na-Mg-Cl ایجاد ‌می‌شود. این نوع شورابه‌ها در دریاچه بزرگ نمک آمریکا (Eugster and Hardie 1978 Warren 2006) و همچنین در دریاچه مهارلو (لک ١٣٨٦) گزارش شده‌اند. در غیر این‌صورت بعد از رسوب ژیپس، یون سولفات غالب نبوده و شورابه‌ای از نوع Mg-Ca-Na-Cl ایجاد ‌می‌گردد. اگر بعد از رسوب ژیپس باز هم یون سولفات غالب باشد، شورابه‌‌های نوع Mg-SO4-Cl تولید‌ می‌شود. قدرت یونی آب‌‌های اشباع از ژیپس بین 7/0 تا 11/0 در تغییراست (Hardie and Eugster 1970).

 

 

 

 

 

شکل 7– دیاگرام تکامل شورابه حاصل از آب‌‌های غیر دریایی (Eugster and Hardie, 1978 Warren,J., 2006). شورابه پلایای میقان در مسیر‌ II تکامل قرار دارد.


تعیین تیپ شورابه
برای تعیین تیپ شورابه ابتدا مقادیر کاتیون‌‌ها و آنیون‌‌ها بر حسب میلی‌اکی‌والان بر لیتر محاسبه گردید. سپس درصد مولی کاتیون‌‌ها و آنیون‌‌ها به‌طور مجزا محاسبه شد؛ به‌طوری‌که مجموع کاتیون‌‌ها 100 درصد و مجموع آنیون‌‌ها نیز درصد گردد. یون‌‌هایی که مقدار آن‌‌ها کمتر از 5 درصد باشند، در نامگذاری به حساب نمی‌آیند و یون‌‌های بین 5 تا 25 درصد‌‍، در داخل پرانتز نوشته ‌می‌شوند و مقادیر بالای 25 درصد منظور ‌می‌گردد (Hardie and Eugster 1970).
بر این اساس تیپ شورابه‌‌های کویر میقان Na-Cl-SO4‌ می‌باشد که نشان دهنده افزایش میزان کلر، سولفات و سدیم به سمت مرکز پلایا یعنی جزیره مرکزی ‌می‌باشد و از آنجایی‌که تیپ آب‌‌های حاشیه پلایا (واقع در مسیر رودخانه‌‌های ورودی به پلایا متفاوت و به‌صورت Na-(Ca)-(Mg) SO4-Cl-(CO3), Na-(Mg)-(Ca) SO4-(CO3)-(Cl), Na-Ca-(Mg) SO4-CO3-(Cl), Na-Ca-(Mg) SO4-Cl-(CO3)‌ می‌باشد، در کل ‌می‌توان تیپ شورابه‌‌ها را از نوع Na-Cl-SO4 در نظر گرفت. درحالی‌که جریان‌‌های ورودی تقریباً رقیق مربوط به حاشیه حوضه از نوع Na-(Ca)-(Mg) SO4-Cl-(CO3)‌ می‌باشند و همان‌طوری که به سمت مرکز پلایا غلظت افزایش ‌می‌یابد، کاهشی در مقدار HCO3، Ca، Mg و افزایشی در مقدار SO4 و به‌ویژه Cl و Na رخ ‌می‌دهد که البته میزان کاهش مقادیر Mg, Ca, HCO3 نسبت به میزان افزایش مقادیر SO4، Cl و Na خیلی ناچیز بوده که ‌می‌توان حتی این کاهش را به‌طور ثابت در نظر گرفت.
در کل تغییر ترکیب شیمیایی آب‌‌های جوی از ابتدای زیر حوضه‌‌ها به سمت مرکز پلایا در جهت افزایش مجموع کاتیون‌‌ها و آنیون‌‌ها و افزایش املاح و غلظت آب به دلایلی از قبیل هوازدگی شیمیایی سازندها و تأثیر آب بر روی سازندها و شستشوی یون‌‌های آنها، طول مسیر، عامل زمان، کاهش شیب توپوگرافی، کاهش اندازه رسوبات، تبخیر شدن و تغلیظ تبخیری، تأثیر سنگ کف، ته‌نشینی کانی‌‌های کم محلول مثل کلسیت، سیکل انحلال و ته‌نشینی کانی‌‌های شور پوسته شوره زده و غیره‌ می‌باشد.

منابع تأمین کننده یون‌‌های پلایای میقان
شیمی اولیه آب‌‌های وارد شده به حوضه‌‌های بسته، متأثر از لیتولوژی سنگ‌‌ها و رسوباتی است که در معرض هوازدگی قرار ‌می‌گیرند و مدت زمان ماندگاری آب‌‌های زیرزمینی درون سنگ‌‌های حوضه‌ می‌باشد Eugster and Hardie, 1978; Eugster 1980; Jones and Deocampo 2003)). دانستن زمین‌شناسی حوضه‌‌های بسته، برای فهم شیمی آب‌‌ها در مرحله اول ضروری است. آب‌‌های سطحی و زیرزمینی، منابع تأمین کننده یون‌‌هایی است که درنهایت به‌صورت نمک‌‌ها در حوضه رسوب ‌می‌کنند. آب‌‌های اسیدی سبب هوازدگی شیمیایی سنگ‌‌های سطحی حوضه آبریز ‌می‌شوند. هوازدگی شیمیایی سنگ‌‌های مختلف با آب‌‌های طبیعی کاتیون‌‌ها و آنیون‌‌های متفاوتی را تولید ‌می‌کند.
آب‌‌های رقیق حاوی مقداری یون‌‌هایی است که به‌صورت محلول وارد دریاچه ‌می‌گردند؛ این املاح شامل +K+, Ca2+, Mg2 , Na+ و آنیون‌‌های Cl-, HCO3-, CO32-, SO42-‌می‌باشد. براساس آنالیز‌‌های جمع‌آوری شده توسط ((White and Drake 1993; Cohen 2003‌ می‌توان موارد ذیل را عنوان کرد:
● آب‌‌های در تماس با سنگ‌‌های آهکی دارایCa (نسبت مولاری Ca/Na به بزرگی 20) و HCO3 بالا و SiO2 پایین (حدود ppm10)‌ می‌باشد و pH آنها به‌طور عادی قلیایی است.
● آب‌‌های در تماس با دولومیت مشابه آب‌‌های آهکی هستند اما دارای Ca و Mg در مقادیر مولاری مساوی ‌می‌باشند.
● آب‌‌های در تماس با شیل‌‌ها، HCO3 بالا داشته و بعضی از نظر SO4 خیلی غنی هستند، Ca و Na کاتیون‌‌های غالب آنها بوده و pH ممکن است از حد اسیدی 4 (غنی از سولفات) تا حد بازی 9 (غنی از کربنات) متغیر باشد. TDS کاملاً بالا است، به‌ویژه برای آب‌‌هایی که از سولفات و کلرید غنی هستند.
● آب‌‌های در تماس با ماسه سنگ‌‌ها از نظر کاتیونی
خیلی متغیر ولی از نظر آنیونی، HCO3 غالب است، سیلیس پایین و pH نزدیک خنثی است.
● هوازدگی سنگ‌‌های آذرین اسیدی تولید آب‌‌های غنی از HCO3, Ca, Na و SiO2 با pH نزدیک به خنثی را‌
می‌کند.
● آب‌‌های در تماس با بازالت مشابه آب‌‌های آذرین اسیدی است، بجز اینکه Ca و Mg کاتیون‌‌های غالب هستند.
● آب‌‌هایی در تماس با سنگ‌‌های اولترابازیک از نظر Mg و HCO3 غنی هستند و pH کمی قلیایی دارند.
● در آب‌‌های منشاء گرفته از سنگ‌‌های دگرگونی HCO3 غالب است، درحالی‌که نسبت‌‌های کاتیونی به‌طور زیاد از یک نوع سنگ به دیگری متغییر است.
تغییرات اندک آب و هوا در دوره‌‌های زمانی مختلف سبب ‌می‌گردد آب‌‌های ورودی و میزان تبخیر را متأثر نماید. دبی آب‌‌های ورودی تغییر ‌می‌کند و در نتیجه تأثیر اساسی بر روی سطح آب دریاچه‌‌ها و پلایا‌ می‌گذارد که خود سبب تغییر در ترکیب شورابه ‌می‌گردد. شوری آب پلایای میقان به‌دلیل ترکیب شیمیایی آب‌‌های وارده به آن است که خود متأثر از لیتولوژی و ترکیب شیمیایی سنگ‌‌های اطراف حوضه رسوبی‌ می‌باشد که عبارتند از:
- سازندهای موجود در نواحی شمال، شمال شرقی و شرقی حوضه که شامل زیرحوضه‌‌های آشتیان، شهراب، ساروق و ابراهیم آباد ‌می‌باشد، اساساً از سازندهای تبخیری-آواری دوران سوم شامل تشکیلات مارنی، گچی و آهک مارنی تشکیل شده‌اند (امامی، 1370؛ رادفر و همکاران 1383)، لذا از نظر میزان غلظت کاتیون‌‌ها و آنیون‌‌های اصلی سدیم، سولفات و کلر بالاترین رتبه را داشته و یون‌‌های منیزیم، کلسیم، بیکربنات در ردیف‌‌های بعدی قرار داشتند. البته با توجه به طولانی بودن مسیر و عدم یکنواختی سازندها در مسیر انتقال آب به پلایا به‌طورکلی اختلاف میان غلظت میانگین کاتیون‌‌ها و آنیون‌‌های اصلی نه در این زیر حوضه‌‌ها حتی در تمام قسمت‌های حوضه آبریز اراک کم ‌می‌باشد.
- در سازندهای موجود در نواحی جنوب غربی، غرب، جنوب و جنوب شرقی حوضه که شامل زیرحوضه‌‌های کرهرود، مهرآباد و امان آباد است، سنگ‌‌های رخنمون یافته اساساً از شیل‌‌ها، ماسه سنگ‌‌های ژوراسیک و آهک‌‌های کرتاسه ‌می‌باشند (امامی، 1370؛ رادفر و همکاران 1383)، که با توجه به این نوع لیتولوژی در جریان‌‌های آب ورودی رقیق میزان غلظت کلسیم و آنیون بیکربنات بیشتر بوده ولی مسئله اختلاف کم غلظت یون‌‌ها با یکدیگر همانند زیرحوضه‌‌های قبلی وجود دارد، به‌طوری‌که در آب‌‌های زیرزمینی رقیق حوضه در کل ‌می‌توان تیپ آب را از نظر غلظت کاتیونی به‌صورت Na>Ca≥Mg و از نظر غلظت آنیونی به دو صورت SO4≥Cl>HCO3 و HCO3>SO4≥Cl طبقه‌بندی کرد.


نتیجه گیری
آب‌‌های ورودی به حوضه میقان دارای نسبت مولی HCO3/Ca+Mg (HCO3<<Ca+Mg) پایینی هستند، به‌طوری‌که با ایجاد کربنات‌‌ها و ژیپس و با غالب بودن یون سولفات نسبت به عناصر قلیایی خاکی، در نهایت شورابه Na-SO4-Cl را ایجاد‌ کرده است. نوع شورابه نهایی ممکن است توسط عوامل مختلفی تغییر نماید، مثلاً در مناطقی که بیش از یک نوع منشاء آب ورودی دارند، تغییر نسبت حجم ورودی‌‌های مختلف در طول زمان، سبب تغییر شورابه حاصله ‌می‌شود. همچنین سیکل مجدد نمک‌‌ها در بستر حوضه تبخیری، واکنش‌‌های دیاژنتیکی درون رسوب و همچنین انتشار یونی شورابه داخل سیالات فضای خالی (Saline pore fluid) باعث تغییراتی در نوع شورابه نهایی‌ می‌شود.
در پلایای میقان پس از تشکیل کربنات‌‌ها و سولفات‌‌ها در قالب کانی‌‌هایی مثل کلسیت و ژیپس در اطراف پلایا، در اثر عمل تغلیظ تبخیری، تکامل شورابه‌‌ها با ته‌نشینی کانی‌‌های شور با قابلیت حلالیت بالا به سمت مرکز پلایا انجام ‌می‌شود.
سیکل مجدد نمک‌‌های موجود در پوسته‌‌های شوره‌زده سطحی مکانیسم مهمی برای افزایش بار محلول شورابه‌‌های پلایای میقان محسوب ‌می‌شود. وجود آب و هوای گرم و خشک در منطقه و میزان تبخیر زیاد و گسترش نهشته‌‌های نفوذناپذیر رسی-مارنی در قاعده رسوبات، تأثیرات بسیار مهمی در افزایش تراکم یون‌‌های محلول و رسوب کانی‌‌های تبخیری ‌‌هالیت، گلوبریت، تناردیت و میرابلیت دارد.

References

 
1- امامی، م.ه.، ١٣٧٠، گزارش زمین شناسی چهار گوشه قم در مقیاس 1:250٫000: انتشارات سازمان زمین شناسی کشور، ١٧٩ص.
2- ترشیزیان، ح، ١٣٨٨، تکامل شورابه‌ها و تشکیل کانی های تبخیری در پلایای ساغند ایران مرکزی، و مقایسه آن با دریاچه بزرگ نمک و حوضه دره مرگ در ایالات متحده: مجله بلورشناسی و کانی‌شناسی ایران، ش. ١، ص. ٥٤-٤٣.
3- رادفر، ج.، ر. کهنسال و ص. ذولفقاری، ١٣٨٣: سازمان زمین شناسی کشور: نقشه زمین شناسی اراک، مقیاس ١:100٫000.
سازمان زمین شناسی کشور، ١٣٧٠: نقشه زمین شناسی قم، مقیاس ١:٢٥٠٫٠٠٠.
4- سازمان هواشناسی کشور، آمار و اطلاعات، به نشانی: .http://www.irimo.ir/farsi/amar.
5- لک، ر.، ١٣٨٦، بررسی رسوب‌شناسی، هیدروشیمی و روند تکاملی شورابه دریاچه مهارلو، شیراز: رساله دکتری، دانشگاه تربیت معلم تهران، ١٨٨ ص.
6- مهاجرانی، ش.، ١٣٧٧، رسوب‌شناسی کویر میقان با نگرشی ویژه بر منشأ و نحوه گسترش نهشته های تبخیری: رساله کارشناسی ارشد، دانشگاه تهران، ١١٤ ص.
7- Ayora, C., D.L. Cendron, C.y. Taberner, and J.J. Pueyo, 2001, Brine- mineral reactions in evaporate brines: Geology, v. 9, no. 3, p. 251-254.
8- Cohen, A.S., 2003, Paleolimnology: The History and Evolution of Lake Systems: Oxford university press, 500p.
9- Drever, J. I., 1982, The Geochemistry of Natural Waters: Englewood Cliffs, Prentice-Hall, 388p.
10- Drever J. I., and  C. L. Smith, 1978, Cyclic wetting and drying of the soil zone as an influence on the chemistry of ground water in arid terrains: American Journal of Science, v. 278, p.1448-1454.
11- Domagalski, J.L., P. Eugster, and B. F. Jones, 1990, Trace metal geochemistry of Walker, Mono, and GREAT salt Lakes. In R.J. Spencer and I.M. Chou (Eds), Fluid-Mineral  Interactions: A Tribute to H. P. Eugster: Special Publication Geochemical Society, San Antonio,v. 2 315-354p.
12- Domagalski, J. L., W.H. Orem, and P. Eugster, 1989, Organic geochemistry and brine composition in Great Salt, Mono, and Walker Lakes: Geochimica et Cosmochimica Acta, v.53, p. 2857-2872.
13- Eugster, H. P., 1980, Geochemistry of evaporitic lacustrine deposits: Annual Review of Earth and Planetary Sciences, v .8, p. 35-63.
14- Eugster, H. P., 1984, Geochemistry and sedimentology of marine and non-marine evaporates: Science, Bold 77, p. 237-248.
15- Eugster, H. P., and L.A. Hardie, 1978, Saline lakes, In Lerman A.(Ed), Lakes, Chemistry, Geology and Physics: Springer Verlag, p. 237-293.
16- Eugster, H. P., and B. F. jones, 1979, Behavior of major solutes during closed-basin brine evolution: American Jornal of Science, v.279, p. 609-631.
17- Fayazi, F., 1991, Evaporates of the Howze Soltan lake basin: Ph.D. Thesis, University of East Anglia, 145p.
18- Garrels, R. M., and F. T. Mackenzie, 1967, Origin of the chemical composition of some springs and lakes, in Equilibrium Concepts in Natural Water Systems: Advances in Chemistry, American Chemical Society, v. 67, p. 222-242.
19- Fayazi, F., Lak, R., and M., Nakhaei, 2007, Hydrogeochemistry and brine evolution of MaharlouSalineLake, Southwest of Iran: Carbonates and Evaporites, v.22, n. 1, p. 34-42.
20- Hadie, L. A.,1968, The origin of the recent non marine evaporate deposit of SalineValley: California, Geochemica et Cosmochemica Acta, V. 32, p. 1279-1301.
21- Hardie, L. A., and H. P. Eugster, 1970, The evolution of closed basin brines. Mineralogical: Society of America Special, v. 3, p. 273-290.
22- Herczeg, A. L., and W. B. Lyons, 1991, A chemical model for the evolution of Australian sodium chloride lake brine: Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology, v. 84, p. 43-53.
23- Hsu, K. J.and C. Seigenthaler, 1969, Prelimnary experiments on hydrodynamic movement induced by evaporation and their bearing on the dolomite problem: Sedimentology, V. 12, p.11-26.
24- Jones, B. F., 1965, The hydrology and mineralogy of DeepSpringsLake, Inyo County, California: U.S. Geological Survey Professional Paper, v. 502, p.Al-A56.
25- Jones, B. F., and D. M. Deocampo, 2003, Geochemistry of saline lakes, In Treatise on Geochemistry: Elsevier, v. 5 (Drever, J.I.), p. 393-424.
26- Jones, B. F., and A. S. Vandenburgh, 1966, Geochemical influences on the chemical character of closed basins: IAHS Symp. Garda, Hydrol. LakesReservoirs, v. 70, p. 435-446.
27- Krinsley, D. B., 1970, Geomorphological and paleoclimatological Studies of the Playa of Iran: US Government Printing Office Washington D.C.,p. 20,402.
28- Li, J., and T.K., Lowenstein, 1995, Death Valley salt core evaporate minerals as climate indicators: Geology Society of American Annual Meeting Abstract with Programs.
29- Lowenstein, T.K., Li.J., and C. Brown, 1998, Paleotemperature from fluid inclusions in halite, Death valley: Chemical Geology. v. 150, no. 3-4, p. 223-245.
30- Lowenstein, T. K., R. J. Spencer, and P. Zhang., 1989, Origin of ancient potas evaporates; clues from the modern QaidamBasin, western China: Science, v. 245, p. 1090-1092.
31- Moore, G. W., 1960, Origin and chemical composition of evaporate deposits: U.S. Geological Survey Open-File Rep. 174p.
32- Peuyo, J.J., and M. Ingles-Urpinell, 1987, Substracte mineralogy, pore brine compositions and diagenetic processes in playa lakes of Los Monegros and Bajo Aragon, Spain. In: Geochemistry and Mineral Formation in the Earth Surface (Eds R. Rodriguez-Clemente and Y. Tardy), CSIC-CNRS,Granda, p.351-372.
33- Piper, A. M., 1944, A graphic procedure in the geochemical interpretation of water analysis: Trans., Am. Geophys. v 25, p 914-923.
34- Rosen, M.R., 1994, The importance of ground water in playa, a review of playa classifications and the sedimentology and hydrology of playas: Geological society of America, v. 289. p. 1-18.
 35- Sinha, R., and B. C. Raymahashay, 2004, Evaporite mineralogy and geochemical evolution of the Sambhar  Salt Lake, Rajestan, India: Sedimentary Geology., V.166, p. 59-71.
36- Smith, C. L., and J. I. Drever, 1976, Controls on the chemistry of spring at Teels Marsh, Mineral Country, Nevada: Geochemica et Cosmochimica Acta, v. 40, p. 1081-1093.
37- Spencer, R.J., H.P. Eugster, B.F. Jones, and S.L. Rettig, 1985, Geochemistry of Great Salt Lake, Utah I: Hydrochemistry since 1850.U.S.Geol.Surv, v. 49, p. 727-737.
38- Spencer, R.J., T.K. Lowenstein, E. Casas, and Z. Penxci, 1990, Origin of potash salts and brines in the Qaidam Basin, China: Geochem. Soc. Spec. Publ, Bold 2, p. 395-402.
39- Stevens, L. R., Ito, E., A. Schwalb, and H.E. Wright Jr, 2006, Timing of atmospheric precipitation in the Zagros Mountains inferred from a multi-proxy record from LakeMirabad: Iran, Quaternary Research, v. 66, p.494-500.
40- Surdam, R C., and H.P. Eugster, 1676, Mineral reaction in sedimentary deposits of LakeMagadi region, Kenya: Geological Society of America Bulletin, v. 87, p. 1739-1752.
41- Warren,J., 2006, Evaporates: Sediment, Resources and Hydrocarbons: Springer, 1035p.
42- Wasylikowa, K., A. Witkowski, A. Walanus, A. Hutorowicz, S. W. Alexandrowicz, and J.L. Langer, 2006, Paleolimnology of Lake Zeribar, Iran, and its climatic implications: Quaternary Research, v. 66, p. 477-493.
43- White, K., and N. Drake, 1993, Mapping the distribution and abundance of gypsum in south-central Tunisia from Landsat Thematic Mapper data: Zeitschrif fur Geomorphologie, v. 37, p. 309-325.
 

Files

Share

How to cite

Statistics