ژئوفیزیک

عنوان زیر فصل : زمینه‌هاى مطالعاتى ژئوفیزیک



ژئوفیزیک به بیان ساده مطالعه زمین با استفاده از روش هاى فیزیکى است این دانش با فیزیک زمین وجو اطراف آن سروکار دارد.
قلمرو دانش ژئوفیزیک شامل زمینه هاى مطالعاتى زیر مى گردد:
 
ژئودزى و گرانى سنجى
این بخش از ژئوفیزیک درباره شکل گرایش میدان زمین بحث مى کند.
این شاخه از دانش ژئوفیزیک درباره زمینلرزه ها و دیگر ارتعاشات زمین ناشى از انفجارات مصنوعی و همچنین در مورد ویژگیها و منشأ مغناطیس زمین و دیگر پدیده هاى الکتریکى با منشاء طبیعى و مصنوعى بحث مى کند.
 


تکتوفیزیک
این بخش از دانش ژئوفیزیک درباره جنبه هاى فیزیکى زمین ساخت جهانى منطقه اى گفتگو مى کند.
 
ژئوترمومترى
این بخش نحوه جریان یا شمارش حرارتى و توزیع آن در زمین را مورد بررسى قرار مى دهد.
 
ژئوکاسموگونى
این شاخه درباره جایگاه زمین در فضا و منشاء پیدایش آن بحث مى کند.
 
ژئوکرونولوژى :
این شاخه درباره تاریخ زمین و حوادث گذشته زمین بحث مى کند. ناپیوستگیها
ناپیوستگیها:
ناپیوستگى جایى است که یک محیط از لحاظ برخى خواص فیزیکى از محیط مجاور خود متمایز مى شود معمولاً خواص فیزیکى سنگها که در مطالعات ژئوفیزیکى مورد استفاده قرار مى گیرند شامل خواص الاستیک، چگالى ، هدایت ومقالات الکتریکى قابلیت مغناطیس شدگى ،هدایت گرماى ورادیواکتیو است.

فصل دوم-روشهاى لرزه‌اى
روش لرزه اى (بازتاب وشکست موج هاى لرزه اى :
این روش بر حسب شیوه اندازه گیرى زمان رسید موج هاى لرزه اى به دو صورت بازتابى وانکسارى انجام مى‌شود.
در روش لرزه اى بازتابى معمولاً زمان انتشار موج لرزه اى اندازه گیرى مى شود که از چشمه انرژى رها شده و در یک سطح بازتاب کننده بازتابش یافته به گیرنده سطح زمین مى رسد در حالیکه در روش لرزه اى انکسارى معمولاً زمان انتشار یک موج لرزه اى که در سطح ناپیوستگى در محیط انکسار یافته اندازه گیرى مى شود.
معمولا روش لرزه‌اى بازتابى براى شناخت ساختار زمین به کار گرفته مى‌شود و با ثبت تغییرات زمانهاى دریافتى از نقطه‌اى به نقطه دیگر در سطح زمین تصویرى از ساختار لایه‌هاى سنگى زیر آن ناحیه مشخص مى‌شود. در این روش با معلوم فاصله گیرنده و تولید چشمه انرژى و اندازه گیرى انتشار موج، سرعت و عمق مربوط به سطوح بازتابى قابل ملاحظه است.
امواج لرزه‌اى (قانون اسنل)
فرآیندهاى واقعى بازتاب و شکست موج هاى لرزه اى پچیده تر از موج هاى نورى مى باشد چراکه عموماً هر پرتو موج لرزه اى S وP که به یک سطح ناپیوستگ برخورد مى کنند به دو نوع موج بازتابى PءS تبدیل مى شوند ولى مولفه برشى SH به هیچ موج دیگرى تبدیل نمى شود.
1)موج اولیه (طولى)P وS
2)موج ثانویه لاو ،ریلى
بدین ترتیب مى توان قانون اسنل را براى پرتوهاى بازتابى وشکست به صورت زیر نوشت:
              (قانون اسنل)


سرموج
هنگامیکه پرتو موج لرزه اى در امتداد سطح حد فاصل د محیط منتشر مى شود. هر نقطه از سطح حدفاصل خود به صورت یک چشمه تولید موج عمل مى کند که مى توانند موج هاى ثانویه دیگرى به سمت لایه بالاى تحت زاویه حدى lic گسیل کند. موجى که در امتداد سطح سیر مى کنند داراى سرعتى معادل لایه دوم یا V2 تحتانى مى باشد این موج را موج شکست مرزى یاسر مو(head wave) مى نامند.
توضیح شکل اصول روش لرزه اى انکسارى منحنى زمان سیر براى موج هاى مستقیم وانکسارى براى یک محیط ساده اولیه نشان داده شده است.
 

 فصل سوم-کاربرد ژئوفیزیک در سنگها و کانیها
سرعت موج لرزه اى در سنگ ها :
مهمترین ویژگى سنگ ها در کاربر در روش هاى لرزه اى در مسائل زمین شناسى سرعت انتشار موج لرزه اى به ویژه سرعت موج طولى(P) مى باشد.
ویژگى شکست وبازتاب موج هاى لرزه اى به اختلاف سرعت در دو سوى یک سطح ناپیوستگى بستگى کامل دارد. سرعت هاى لرزه اى توده هاى سنگى به ضریب الاستیک وچگالى بستگى دارد.
                         نوع کانى
میانگین قابلیت مغناطیسى(emu)
گرافیت
106 *8-
کوارتز
106 *1-
زغال سنگ
106 *2
کالکوپیریت
106 *32
اسفالریت
106 *60
پیریت
106 *130
لیمونیت
106 *220
هماتیت
106 *550
کرومیت
106 *600
پیروتیت
106 *125
ایلمنیت
1011 *5/1
مگنتیت
1011 *5

قابلیت مغناطیسى انواع کانیها
که میدان مغناطیسى زمین تا جایى که به کاوش هاى ژئوفیزیکى ارتباط دارد از سه قسمت تشکیل شده است که عبارتند از :
الف)میدان اصلى که با زمان به آرامى تغییر مى کند منشاء آن داخلى است.
ب)میدان خارجى که جز کوچکى از میدان اصلى و داراى تغییرات سریع و در مواردى تصادفى است منشاء این میدان خارجى است.
ج)بى هنجارى هاى علمى مغناطیسى که معمولاً نه همیشه کوچکتر از میدان اصلى و با زمان و مکان نسبتاً ثابت است و منشاء آن بى هنجارى هاى محلى مغناطیسى در نزدیکى سطح زمین است.

فصل چهارم-عناصر اصلى میدان مغناطیسى
عناصر اصلى میدان ژئومغناطیسى
در هر نقطه اى از سطح زمین یک سوزن آهن ربا که بتواند آزادانه حول محور مرکزى خودش بچرخد را در راستاى میدان کلى مغناطیسى زمین قرار مى دهد معمولاً این جهت هم با امتداد قائم هم با امتداد شمال جغرافیایى زاویه اى را تشکیل مى دهد.
بردار کلى میدان مغناطیسى زمین داراى یک مولفه قائم Z و یک مولفه افقىH در راستای شمال مغناطیسى است.
اگر بزرگى این میدان را با f نمایش مى دهیم شیب بردار ازLF را زاویه میل مغناطیسى I Magnetic inclination) و زاویه افقى بین شمال مغناطیسى و شمال جغرافیایى را زاویه انحراف مغناطیسى یا زاویه D(D Magnetic Declination) مى نامند.
ناحیه اى که زاویه میل مغناطیسى در آن صفر است یعنى سوزن مغناطیسى به موازات سطح افق قرار مى گیرد ناحیه استواى مغناطیسى خوانده مى شود. از استوانه به سمت شمال ،یا جنوب زاویه میل زیاد مى شود ،تا اینکه در قطب شمال، یا جنوب سوزن مغناطیسى به صورت قائم قرار مى گیرد.چنین نقاطى را قطب هاى شمال و جنوب میدان مغناطیسى مى نامند.
تغییرات عناصر مغناطیسى زمین نسبت به مکان:
از آنجایى که کره زمین به طور همگن مغناطیس شده بنابراین عناصر مغناطیسى زمین نسبت به مکان متغییر مى باشد.در رابطه با این مسئله نقشه هاى متعددى موجود مى باشد که تغییرات هر یک از عناصر مغناطیسى زمین را نسبت به مکان به صورت خطوط کانتوری نشان مى‌دهند. این نقشه‌ها را به طور کلى ISOmagnetic مى‌نامند.
تغییرات عناصر مغناطیسى زمین نسبت به زمان :
علاوه بر تغییرات مکانى عناصر مغناطیسى زمین نسبت به زمان تغییر خواهند نمود.
تغییرات زمانى به شرح زیر تقسیم بندى مى شوند:
1)تغییرات عناصر مغناطیسى با فواصل بسیار طولانى (منطبق بر زمان زمین شناسى):
دوره تناوب این تغییرات در مقیاس ملیون سال بوده علاوه بر تغییر مکان قطبین معکوس شدن آنها را نیز شامل مى شود
2)تغییرات قرنى :secular variations
تغییرات کند و تدریجى در میدان مغناطیسى زمین را که دائماً در طول صدها سال صورت مى گیرد تغییرات قرنى مى نامند.
3)تغییرات سالیانه Annual Variations:
تغییرات عناصر مغناطیسى زمین را در طول یکسان تغییرات سالیانه مى نامند.
4)تغییرات روزانه Diunal Variation
این نوع تغییرات تاثیر مستقیمى در کارهاى اکتشافى مغناطیسى خواهند گذاشت.در این تغییرات تناوبى در حدود یک روز وجود دارد.تغییرات روزانه کلاً به دو دسته تقسیم مى شود: الف)تغییرات روزانه مربوط به روزهاى آرام:این نوع تغییرات روزانه خیلى نرم، منظم با دامنه کم مى باشد مى توان آنها را به دو نوع مجزا تقسیم نمود:
(a)   تغییرات روزانه خورشیدی  :
دوره تناوب این تغییرات 24 ساعت بوده که برابر با یکبار چرخش زمین به دور محور خودى مى باشد (یک روز شمسى)این تغییرات به وقت محلى و عرض جغرافیایى بستگى داشته و در رابطه مستقیم با تابش نور خورشید مى باشند.
(b)   تغییرات روزانه قمرى
زمان تناوب این تغییرات 25 ساعته بوده که مطابق با یک روز قمرى است تغییرات مربوط به روزهاى آرام را به خاطر نظم غیر قابل پیش بینى بودن آنها مى توان به سادگى تصحیح نمود.تغییرات مغناطیسى روزهاى آرام امکان تصحیح براى آنها وجود ندارد.

فصل پنجم-منشأ پیدایش میدان اصلى
میدان اصلى
میدان مغناطیسى: 1- میدان اصلی2- میدان خارجی3- بى هنجارى هاى مغناطیس محلی.
پژهشگران علل وجود میدان مغناطیسى در زمین را به علل درونى و سطحى تقسیم بندى کردند.تحلیل میدان مغناطیسى نشان داده است که حداقل 99% میدان بر سرچشمه هاى درونى 1% باقى مانده به سرچشمه هاى بیرونى و خارج از کره زمین ارتباط دارد. نظریه حاضر درباره علت پیدایش میدان زمین این است که میدان اصلى در اثر جریانهاى الکتریکى چرخنده در هسته خارجى ایجاد مى‌شود که حالت سیال دارد.
معمولا فرض مى‌شود که هسته زمین از ترکیب آهن و نیکل تشکیل شده است. در هر حال ترکیب هسته هرچه باشد تصور بر این است که چشمه میدان مغناطیسى زمین نوعى دیناموى خود برانگیخته است که در آن یک سیال بسیار رسانا با روند مکانیکى پیچیده‌اى حرکت مى‌کند در حالیکه جریانهاى الکتریکى که احتمالا بر اثر تغییرات شیمیایى یا گرمایى تولید مى‌شوند از میان آن مى‌گذرد. این ترکیب و جریان یک میدان مغناطیسى را به وجود مى‌آورد.
منشاء پیدایش میدان مغناطیسى خارجى:
این میدان خارجى سهم ناچیزى در میدان مغناطیسى زمین دارا مى باشد. در مورد ایجاد این مؤلفه خارجى از میدان زمین نظریه‌هاى مختلفى ارائه شده است. اکثر این نظریه‌ها برمبناى پدیده القاء حاصله از چرخش الکتریکى در لایه‌هاى یونسفر جو خارجى است.
منشاء بى هنجارى هاى محلى:
تغییرات میدان مغناطیسى زمین که بیشتر محلى هستند با مغناطیس حاصل از یک میدان مغناطیسى نظرى واقع در امتداد محور مغناطیس زمین متفاوتندبه بى هنجارى هاى محلى یا منطقه اى معروف مى باشند. این بى هنجاریها که در نتیجه تغییرات در محتواى کانیهاى مغناطیسى سنگهاى نزدیک به سطح زمین به وجود مى‌آید، گهگاه به اندازه کافى بزرگ مى‌شوند و میدان اصلى را در محلى حتى به دو برابر مى‌رسانند. معمولا این بى هنجاریها کوچکتر از میدان اصلى و نسبت به زمان و مکان ثابت مى‌باشند. منشأ این تغییرات بیشتر با عوارض سطحى ارتباط دارد.
فصل ششم-تصحیحات تغییرات مغناطیسى
1)تصحیح تغییرات قرنى:
نیاز به برقرارى ارتباط بین یافته‌هاى مغناطیسى برداشت شده در زمانهاى متفاوت و مقایسه‌ى پاسخهاى مغناطیسى حاصله از مناطق مختلف سبب توسعه مدلهایى از مقدار تخمینى و تغییر سالیانه‌ى مغناطیس اصلى زمین گردیده است. یکى از این موردها مدل مرجع ژئومگنتیک بین المللى مى‌باشد.
2)تصحیحات تغییرات روزانه:
تصحیح تغییرات روزانه دشوارتر است. از آنجاییکه تغییرات روزانه‌ى میدان مغناطیسى زمین خیلى متغیر است به آسانى نمى‌توان توسط مدلهاى ریاضى تصحیحى براى آنها انجام داد. تغییرات روزانه تابع تغییرات دامنه و فاز بوده و به موقعیت جغرافیایى مشاهده شده بستگى خواهد داشت. تغییرات روزانه همچنین مى‌تواند تحت تأثیر شرایط زمین شناسى مثل قابلیت مغناطیسى سنگها قرار بگیرند.

دستگاه هاى اندازه گیرى مغناطیسى:
Flux gate Magnetometer, proton preccission magnetometer  .
مغناطیس سنج flux مولفه هاى قائمZ و افقى H میدان را اندازه گیرى مى کند در حالیکه دستگاه هاى پروتون میدان کلى زمین را ثبت مى کند.اشکال دستگاه هاى پروتونى در این است که با اینکه مى توانند به طور پیوسته ثبت نمایند اما بین قرائت ها به زمانى در حدود 6 ثانیه یا بیشتر نیاز دارند.
           flux gate  
تفسیر داده هاى مغناطیسى
اصولاً دو عامل اساسى وجود دارد که موجب پیچیدگى در تفسیر داده هاى مغناطیسى مى شود .اولین عامل ماهیت دوقطبى میدان مغناطیسى، دومین عامل پارامتر نامعلوم دیگرى است که نتیجه امتداد مغناطیس شدگى در سنگهاست.
به طور کلى تفسیر اطلاعات مغناطیس سنجى بر دو روش صورت مى گیرد:(1) روش کمى (2)روش کیفى
تحلیل کیفى اطلاعات مغناطیسى مى توانند وسیله اى ارزشمند براى به تصویر کشیدن ساختارهاى زیر سطحى مى باشند بویژه در مناطقى که اطلاعات زمین شناختى در دسترش نباشد.در تفسیر کمى داده هاى مغناطیسى ساده ترین روش پیوند دادن بى هنجارى هاى مشاهده شده به بى هنجارى هاى بدست آمده از یک مدل ساده هندسى است.

کاربرد پیشمایش هاى مغناطیسى:
هدف اصلى پیمایش هاى مغناطیسى جستجو براى ذخیره کانسارى آهن ذخایر سولفیدى حجیم است.براى اینکه کانسارى بتواند بى هنجارهاى قابل ملاحظه اى تولید کند نسبت کانى هاى Magnetite بر Hematite باید زیاد باشد. کانى هاى مگنتیت،ایلمنیت وپیروتیت از جمله کانى هایى هستند که مى توانند در میدان مغناطیسى زمین ایجاد بى هنجارى کنند.
فصل هفتم-روش گرانى سنجى
هدف پیمایشهاى گرانى سنجى
روش گرانى سنجى :
وجود جاذبه نشانگر آن است که یک جسم در حال سقوط با سرعتى فزاینده به سطح زمین حرکت مى کند. میدان افزایش سرعت جسم را شتاب جاذبه با گرانش(g) یا به طور ساده گرانى مى نامند.
هدف پیمایش هاى گرانى سنجى
هدف پیمایش هاى گرانى سنجى بررسى ساختمان هاى زمین شناسى است که بر اساس بى هنجارى هاى مجدد در میدان گرانشى زمین در اثر تغییر چگالى سنگ هاى زیرین سطح زمین ایجاد مى شود. معمولاً سنگ هایى که نسبت به سنگ هاى اطراف خود چگالى بیشترى دارند میدان گرانشى زمین روى آن ها بیشتر است در مقابل سنگ هایى که چگالى کمترى دارند کمبود نیروى گرانشى زمین روى آنها قابل ثبت تشخیص است این تغییرات میدان گرانشى زمین که در اثر وجود بى هنجارى هاى محیطى ایجاد مى شوند بى هنجارى یا آنومالى گرانى نامیده مى شود.

اسفروئید و ژئوئید:                                                                                          
نیروى گرانشى سعى در کروى کردن شکل زمین و نیروى گریز از مرکز سعى در تخت کردن آن دارد.به دلیل تخت شدگى مقدار شتاب گرانى (G) در ناحیه استوا کمتر از ناحیه قطبى است.یک چنین شکلى را شبه کره یا اسفروئید مى نامند.
 در یک حالت اغراق آمیز تصور مى شود زمین شبیه بیضى است و آن را  Eliposid مى نامند و مى توان تغییرات گرانى را به کمک عرض جغرافیایى روى این سطح محاسبه کرد.
روى سطح اقیانوس ها این سطح هم پتانسیل فیزیکى بالاتر از سطح متوسط دریاهاست درخشکیها مى توان به سطح آب آبراهه هاى باریک که در خشکیها توسعه یافتند ارتباط داده شود.این سطح هم پتانسیل را سطح شبه زمین یا ژئوئید مى نامند.
در خشکیها به دلیل وجود جرم زیاد، سطح هم پتانسیل ژئوئید نسبت به سطح هم پتانسیل اسفروئید به سمت بالا و در اقیانوس ها به دلیل کمبود جرم سطح ژئوئید به سمت پایین انحراف یافته است.
                  ellipsoid 
                         geoid

ایزوستازى ISOSTASY
برقرارى تعادل بین بین واحدهاى لیتوسفر و قسمت هاى بالایى استنوسفر ایزوستازى مى نامند.اگر قرار بود وزن کوه هاى مرتفع را سنگ هاى داخل زمین تحمل نمایند باید گفت سنگ هاى داخل زمین در برابر چنین فشارى تاب نیاورده خرد مى شوند.این بدان معناست که در یک عمق معین از زیر پوسته زمین فشار حاصل از کل وزن سنگ هاى فوقانى بر واحد سطح یکسان خواهد بود.در رابطه با این مسئله دو نظریه معروف وجود دارد:
(1) فرضیه ایرى:                                                                             
ایرى چگالى سنگ هاى پوسته زمین را در تمام نقاط سطح زمین یکسان فرض مى کند ومعتقد است که پوسته زمین به حالت شناورى روى سنگ هاى گوشته با چگالى بیشتر قرار دارد.بنابراین هر چه مقدار ارتفاع کوه ها بیشتر باشد ریشه بیشترى در داخل گوشته و هرچه ضخامت پوسته کمتر باشد ریشه کمترى در داخل گوشته خواهند داشت.براساس فرضیه ایرى پوسته قاره اى و کوه هاى روى آن ریشه بیشترى نسبت به پوسته اقیانوسها در گوشته دارند. عمق حیران کمترین عمقى است که در آن فشار در تمامى نقاط یکسان است.
(2) فرضیه پرات                                                                                         
پرات معتقد بود که چگالى سنگ هاى پوسته زمین در مناطق قاره اى کمتر از زیر اقیانوس بوده و مرز پوسته و گوشته یک سطح صاف مى باشد (ضخامت پوسته زمین نسبت به سطح آب دریاها در تمام نقاط زمین یکسان هستند)به نظر پرات سنگ هاى تشکیل دهنده کوهها و قسمت هاى زیر آنها چگالى کمترى نسبت به کف اقیانوس داشته که این خود سبب از بین رفتن جرم خواهد شد به طوریکه در مرز گوشته و پوسته فشار وارده بر سنگ هاى گوشته یکسان خواهد بود.


فصل نهم-تصحیح یافته‌هاى گراویته
الف)تصحیح هواى آزاد (Free Air) :
فرض مى کنیم شتاب گرانى اندازه گیرى شده در محل که به اندازه H2 از سطح دریا ارتفاع دارد برابر با 90 باشد اگر دستگاه گراوى متر را در همان محل توسط هلیکوپتر بالا برده و در نقطه S2 که به فاصله H2 از سطح دریا قرار دارد شتاب گرانى را اندازه گیرى نماییم.مقدار گراویته قرائت شده gh قطعاً کمتر از 90 خواهد بود.
Gh-90=rg
قرائت شده
rg+g=g-
علامت منفى در رابطه نشاندهنده آن است که در اثر افزایش ارتفاع شتاب جاذبه افت خواهد نمود.
در این فرمول r به معنى تغییرات یا دلتا است.
ب)تصحیح بوگه Bouguer correction :
دو قرائت گراویته یکى در پاى دامنه S1 و دیگرى در بالاى تپه S2 در نظر مى گیریم.نقاط S1 وS2 به ترتیب به اندازه h1وh2 از سطح دریا(ژئوئید)ارتفاع دارد.
بنابراین اختلاف ارتفاع دو نقطه S1وS2 برابر با h خواهد نقطه S2 بر خلاف (هواى آزاد)در روى تپه قرار داشته و زیر آن جرم سنگ ها وزنه گراوى متر اعمال نماید به چنین شتاب اصطلاحاً اثر گراویته بوگه مى گویند.که مقدار آن از رابطه زیر محاسبه مى شود:
B=2πGph
H:اختلاف ارتفاع دو ایستگاه   p:چگالى سنگ هاى تشکیل دهنده تپه
مقدار تصحیح بوگه را باید از مقدار گراویته قرائت شده در ایستگاه هاى بالاتر از ایستگاه مبنا کسر و به گراویته قرائت شده در ایستگاه هاى پائین تر از ایستگاه مبنا اضافه نمود.
ج)تصحیح توپوگرافى Terrian :
حال فرض مى کنیم ایستگاه قرائت گراویته در جایى واقع شده که یک طرف آن دره و در طرف دیگر آن یک تپه برآمدگى وجود دارد.
در این حالت جرم تپه سبب اعمال شتاب منفى بر وزنه گراوى متر شده و در نتیجه مقدار شتاب گرانى قرائت شده کمتر از مقدار حقیقى آن خواهد بود.بنابراین مقدار این تصحیح همیشه باید بر مقدار گراویته قرائت شده اضافه گردد.
تصحیح کشند (جزرومد)
یکى دیگر از عوامل تغییر شتاب گرانى زمین با زمان جزرمد پوسته زمین است
على رغم جرم کوچک ماه اثر گرانشى آن بسیار بزرگتر از اثر خورشید مى باشند این امر به دلیل آن است که فاصله ماه از زمین بسیار کوتاهتر از فاصله خورشید تا زمین مى باشد.
این تغییرات بسیار کوچک شکننده سبب تغییر ارتفاع نقطه اندازه گیرى تا چند سانتى متر مى شود.تغییرات دوره گرانى که در نتیجه آثار ترکیبى ماه و خورشید ایجاد مى شوند تغییرات کشندى یا جزر ومدى نامیده مى شوند.
تصحیح اتوش و عرض جغرافیایى
ه)تصحیح اتوش:
این تصحیح زمانى روى داده هاى گرانى صورت مى گیرد که اندازه گیرى هاى روى یک وسیله متحرک از قبیل کشتى یا هواپیما انجام شده باشد.
 
تصحیح عرض جغرافیایى
شتاب گریز از مرکز به علت چرخش زمین در جهت مخالف شتاب گرانى اثر مى کند در حالیکه تخت شدگى قطبى باعث افزایش گرانى در قطبین مى شود. اثر اخیر تا اندازه اى با افزایش توده رباینده در استوا خنثى مى گردد بنا براین کاربرد تصحیح عرض جغرافیایى در مورد شبکه هاى شمالى جنوبى کاملاً الزامى است.


 فصل دهم-انواع آرایش الکترونى
چند نوع از آرایشهاى الکترونى مرسوم عبارتند از
1)آرایش ونر
2) آرایش لى پارتیشنینگ
3)آرایش شلامبرگر
 4)آرایش دایپل-دایپل
                  آرایش دایپل-دایپل
                    آرایش ونر