|
|
|
|
 |
از Gendarm تا Gilgai |
 |
|
| | تاریخ ارسال: 1396/8/13 | |
|
G
GENDARME – ژاندارم (قله تیز)
ژاندارم به سنگ سوزنی شکل واقع در امتداد خط الراس رشته کوه ها گویند. ژاندارم اصطلاح جهانی است با این وجود عمدتا در مباحث ژئومورفولوژی و کوهنوردی منطقه آلپ کاربرد دارد. ژاندارم از اسم پلیس فرانسوی گرفته شده است، از آنجایی که هر دوی آنها ممکن است عبور چیزی را مسدود کنند و و یا مانع از پیشرفت شوند، دلالت دارد. آنها عمدتا در کوه های آلپ مانند پیک ده راک[1] در چمونیکس[2] در آلپ های فرانسه پیدا می شوند. بهرحال چنین لندفرم های در سایر مناطق کوهستانی دنیا مانند منطقه بریس کانیون[3] امریکا نیز مشاهده می شوند. همچنین ژاندارم به سنگ های سوزنی شکل بلندترین نقطه کوه ها (قلل تیز[4]) و ستیغ ها (سنگ های تیز و سوزنی خط الراس رشته کوه ها) اشاره دارد با این وجود ژاندارم عمدتا تیزتر و بزرگتر از ستیغ ها[5] (ای قویل ها) هستند.
همچنین برای اطلاعات بیشتر به سنگ ها و برج و ستون های زمین مراجعه شود.
STEVE WARD (مترجم: علی نصیری)
GEOCRYOLOGY - زمین یخ شکافتی ( شناخت لندفرم های کریوکلاستی )
ژئوکریولوژی مطالعه مواد سطح زمین در دمای زیر صفر درجه سانتی گراد را گویند. بنابه شناخت Washburn 1979 ژئوکریولوژی در بعضی موارد شامل یخچال هم می شود، ولیکن این واژه به عنوان یک مفهوم برای مطالعات پدیده های ژئومورفولوژی پریگلاسیر و پرمافراست بطور خاص کاربرد دارد. در حقیقت عنوان فرعی جلد کتابش کریولوژی " مطالعه محیط و فرآیندهای پریگلاسیر" بود. در این جلد او پدیده هایی مانند زمین یخزده، یخبندان و هوازدگی یخبندان، زمین الگوها، بهمن ها، سولیفلوکسیون (جریانات گلی)، فرسایش یخبرف (نویشن) مورد مطالعه قرار داده است.
Reference
Washburn, A.L. (1979) Geocryology: A Survey of Periglacial Processes and Environments, London:
Edward Arnold.
A.S. GOUDIE (مترجم: علی نصیری)
GEODIVERSITY – تنوع زمین شناختی
ایده تنوع زمین شناسی نخست در استرالیا (بخصوص در تاسمانی) پدیدار شد، و شناخت گسترده تری از آن در اواسط دهه 1990 بوجود آمد علی رغم این که همیشه درک و فهم مناسبی از آن حاصل نشده بود. این مفهوم تنوع زمین شناسی قویاً در بیان مفاهیم روش شناختی هنوز جایگاه خودش پیدا نکرده است و کمتر به آن پرداخته شده است. رایج ترین تعریف از تنوع زمین شناختی در آئین نامه منابع طبیعی استرالیا (2002 AHC ) ارائه شده است.
تنوع زمین شناختی عبارت است از گستره و طیف طبیعی (تنوع) پدیده های زمین شناسی (مانند انواع سنگ ها و کانیها، ساختار های زمین شناسی و غیره) ژئومورفولوژی ( انواع گوناگون لند فرم ها) و تیپ های گوناگون خاک، مجموعه ها و گروه ها، انواع سیستم ها و فرایند ها را شامل می شود. تنوع زمین شناختی شامل شواهدی از زندگی گذشته، اکوسیستم ها و محیط ها در تاریخچه زمین همانند طیف وسیعی از فرآیند های جاری اتمسفری، هیدرولوژیکی و بیولوژیکی که با سنگ ها، لند فرم ها و خاک ها رفتارکنش و واکنش متقابل دارند.
تنوع زمین شناختی هم اکنون در حال استفاده از یک سازکار بسیار جامع با تاکید بر ارتباط بین زمین شناسان و حیات وحش و مردم در یک محیط یا سیستم می باشد. تعریف بالا با این بیان تکمیل می شود که، تنوع زمین شناختی همچنین مباحث و موضوعات کمی و کیفی یا شاخص ها در هر مقیاس زمانی را شامل می شود به طریقی که امکان تشخیص و تعیین پهنه های مختلف زمین شناختی و ویژگی های آنها را ممکن سازد. بدین وسیله هر پهنه زمین شناختی بعنوان یک واحد فضایی با رتبه طبقه بندی نامشخص را مشخص می نماید. این بدین معنی است که انواع سنگ بستر، انواع لندفرم ها و تیپ های مختلف خاک ها را می توان حداقل در 2 طبقه مهم طبقه بندی نمود: 1) طبقه واحد (یگانه) ساده و 2) طبقه نماینده یا مرکب (چندگانه). از دیدگاه تنوع ژئومورفولوژیکی، یک لندفرم ممتاز یک عارضه ای نادر، منحصر به فرد، یک واحد لندفرمی است، بطور استثناء یک نمونه کامل لندفرمی از نوع خودش است، یا در غیر این صورت یک عارضه ای با اهمیت خاصی در درون یک پهنه زمین شناختی است. یک لندفرم معرف (یا نماینده) به نوبه خود، ممکن است به صورت نادر و یا معمولی (مشترک) پدیدار شود، ولیکن آن ممکن است بعنوان یک نمونه به خوبی توسعه یافته و یا یک نمونه ای (شکیل) خاص از نوع خودش، حائز اهمیت باشد. یک نوع یا سیستم لندفرم می تواند بوسیله عواملی متعددی مانند شکل همگن (یک پارچه) بر حسب سیمای توپوگرافی اش، محتوای فیزیکی، کنترل ها و فرآیندهای مورفوژنتیکی به خوبی زمان تشکیل اش مشخص شود.
اصطلاح تنوع زمین شناختی معمولا در دو معنی ساده تر و گسترده تر به کار می رود. اولی به محدوده کل از تنوع پدیده های زمین شناسی، ژئومورفیکی و پدیده های خاک اشاره می کند و با تنوع زمین شناختی به عنوان یک هدف، دارای خواص ارزشی خنثی یک سیستم زمینی واقعی رفتار می کند. در این مورد، یک شرحی از تنوع ارائه شده است ولیکن سیستم زمینی در قالب چه نوعی از تنوع زمین شناختی است، مشخص نشده است، کم یا زیاد؟ در کاربرد دیگری این ایده را می رساند که تنوع زمین شناختی بطور خاص به سیستم های زمینی ویژه ای اشاره دارد که خودشان متنوع و یا پیچیده هستند، و بنابراین در سیستم هایی که همگن و یک شکل بوده و یا از تنوع داخلی کمتری برخوردارند کاربرد ندارد. مثال می تواند دره ای یک رودخانه ای که از میان کوه ها عبور می کند، زمین های مرتفع و زمین های پست، با تعداد زیادی دره پرشده، کانال و بسترها و غیره است، از این رو این لندفرم دره رودخانه، تنوع زمین شناختی بالایی را نشان می دهند، در حالی که یک منطقه ای با زمین پست بدون هر گونه جریان رواناب، حوضه های رودخانه ای یا تپه ها، تنوع زمین شناختی پایینی دارد. سوالات درمورد سنجش و اندازه گیری تنوع زمین شناختی دشوار است. کدام نواحی تنوع زمین شناختی بالاتری نشان میدهند ؟ نواحی که در آنها 15 موقوتز(Mogotes) و یا عوارض دیگری مانند 5 آتشفشان، 5 یخچال، 5 دره رود خانه ای و ... وجود دارند؟ یا سایر نواحی: آیا تنوع زمین شناختی در یک منطقه ای که توسط انسان تغییرات گسترده و زیاد ی یافته، افزایش یا کاهش می یابد؟ لندفرم ها توسط نقش های برجسته سطح اش تعریف می شوند. چرا بعضی از مردم ادعا می کنند که آشفتگی فرم برجستگی های مهم لندفرم ها (مثلا با حفاری) ارزش تنوع زمین شناختی آنها را تنزل خواهد داد، در حالی که دیگران این آشفتگی فرم ژئومورفولوژیکی را به عنوان غنی سازی تنوع زمین شناختی می دانند. بدیهی است، رفع این وضعیت بلاتکلیفی، مستلزم تعریف معیارهای مشخص تنوع زمین شناختی است. یکی از راه حلهای ممکن، طبقه بندی سلسله مراتبی لندفرم ها است: منطقه مورفوکلیماتیک (قطبی)، منطقه مورفوژنتیک (کوه ها)، مورفوسیستم ( سیستم یخچالی)، نوع بلندی (بلندی تراکمی)، مجموعه لندفرم ها (لندفرم های مورنی) و لندفرم تکی یا انفرادی ( مورن های پایانه ای). طبقه بندی تابع پیچیدگی های (پیچیدگی در ژئومورفولوژی ملاحظه شود) منطقه ای است از طرف دیگر پیچیدگی را کاهش می دهد. ممکن است استدلال شود که افزایش در پیچیدگی مستلزم افزایش در تنوع زمین شناختی است. تغییرات در این ارتباط یک موضوع دوتابعی (یا تابعی دو وضعیتی) است: خطی و نمایی.
از آنجائی که تنوع زمین شناختی از جنبه های مختلفی (مانند طبیعتی، اکولوژیکی، میراث و آثار به جا مانده زمین شناسی[6]، همچنین علمی ، آموزشی ، اجتماعی ، فرهنگی ، توریستی و... ) ارزشمند است. آنها بایستی تحت حفاظت زمین شناختی قرار گیرند در نتیجه، آن ممکن است برای ایجاد ژئوپارک ها، سایر سایت های زمین شناختی با رویکرد آموزشی و فرهنگی و غیره برای نسل حال و آینده برنامه ریزی شوند.
این نیز باید اضافه گردد که اصطلاح تنوع زمین شناختی مشابه با واژه تنوع زیستی است، که این برای تنوع گونه ای، ژنتیک و اکوسیستم ها استعمال می شود. نکته مهمی که در این خصوص حائز توجه است این که، تنها تشابه بین این دو، این است که، هر دو شامل تنوع پدیده ها هستند و در ماورای این شباهت خود آشکار، هیچ تشابه دیگری بین طبیعت اکولوژیکی و فرآیندهای ژئومورفیکی بیان نشده و اشاره ضمنی نشده است. برای مثال هر دو فرایند در مقیاس زمانی با یکدیگر تفاوت بسیار زیادی دارند. اکوسیستم هایی با چرخه های حیات گیاهی یا جانوری 10ها تا 100ها سال حداکثر فعالند لذا برای مدت طولانی فعال نیستند و بطور نزدیک موازی و یا همگام با چرخه ها و فرآیندهای سیستم های زمینی نیستند، لذا این سیستم ها شامل فرآیندهای مورفودینامیکی از جمله هوازدگی، فرسایش و رسوب گذاری، یا فرایند های درونی زمین مانند زمین لرزه و یا فعالیت های آتشفشانی و حرکات تکتونیکی(زمین ساختی) است، که بوسیله فرایندهایی بلند مدت زمین شناسی که در مقیاس زمانی چند هزار ساله یا میلیون ها سال فعالند و کنترل می شوند.
Reference
AHC (2002) Australian Natural Heritage Charter for the Conservation of Places of Natural Heritage Significance, Australian Heritage Commission in association with Australian Committee for IUCN, Sydney.
ZBIGNIEW ZWOLINSKI (مترجم: علی نصیری)
GEOINDICATOR - شاخص های زمین شناختی
ایده شاخص های زمین شناختی توسط اتحادیه بین المللی علوم زمین شناسی ارائه شد که آن در سال 1992 میلادی بنیان نهاده شد. وظیفه گروه IUGS مرتب کردن یک فهرست از شاخص های اندازه گیری و ارزیابی تحت هر برنامه پایشی محیطهای آبی – خاکی بود. این لیست به عنوان یک استاندارد جهانی در نظر گرفته نمی شود، اما ترجیحاً لیستی برای انتخاب گروه های پایش زیست محیطی ارائه شد. بدین ترتیب لیست مذکور می تواند در مطالعات آنها جهت منطقه مورد مطالعه و مدت زمان تحقیق کاربرد مفیدی داشته باشد. بنابراین با اینکه لیست محدود به 27 شاخص زمین شناختی است، لیکن انتخاب آنها برای توصیف و تشریح تغییرات زیست محیطی محدودیتی ندارد. هر شاخص زمین شناختی در ارتباط با مجموعه ای از پارامترهای چک لیست ارزیابی شده است. پارامترهایی مانند اسم، توصیف و تعریف، اهمیت، علت های انسانی و طبیعی، قابلیت کاربرد محیطی، انواع سایت های پایش، مقیاس فضایی، فرکانس اندازه گیری، محدودیت های داده ای، کاربرد در گذشته و آینده، آستانه های ممکن، منابع کلیدی و سایر منابع اطلاعاتی، موضوعات و ارزیابی کلی را شامل می شود(جدول 20).
از دیدگاه ژئومورفولوژی مخصوصا ژئومورفولوژی دینامیک، به نظر می رسد شاخص های زمین شناختی برای تعیین تغییرات مورفوژنتیک و محیط های رسوبی یا به طور کلی سیستم های زمین شناختی مناسب هستند. درست مثل تئوری سیستم ها و تجزیه و تحلیل آلومتریکی، ایده شاخص های زمین شناختی هم از علوم بیولوژیکی گرفته شده است. شاخص های زمین شناختی پدیده ها و فرآیندهای زمین شناسی سطح و نزدیک سطح زمین را اندازه گیری می کنند که، تمایل به تغییرات قابل توجه در کمتر از مدت 100 سال دارند، و هم اینکه اطلاعات پایه ای و مهم را برای برآورد و ارزیابی وضعیت محیط زیست تهیه می کنند. این تعریف، فواصل یا دوره های زمانی در ارتباط با کمتر از 100 سال را مشخص می کند. این بدین معنی است که شاخص های زمین شناختی آن فرایندها و پدیده هایی را که در مقیاس زمانی کوتاه مدت خیلی متغیر هستند را پوشش می دهند. بنابراین شاخص های زمین شناختی فرایند هایی مانند تغییر کند دگرگونی سنگها و یا رسوب گذاری در مقیاس بزرگ را پوشش نمی دهند. شاخص های زمین شناختی باید پاسخ چنین سوالاتی را بدهند:
- هر چند وقت یکبار یک فرایند اتفاق می افتد؟
- میزان حمل بار رسوبی رودخانه ای چقدر است؟
- چگونه یک لندفرم منفرد به پایداری می رسد ؟
- آیا آن لندفرم مشخص هنوز فعال است یا باقی مانده از یک مرحله تکاملی قبلی است؟
این سبک از سوال ها، فرمول ویژگی های خاص شاخص های زمین شناختی را تعیین می کند: که این ویژگی ها می توانند اندازه یا بزرگی، فرکانس، میزان و یا روند رفتار رخدادها، فرایند یا پدیده را تبیین کند. این بدین معنی است که شاخص های زمین شناختی می توانند کاربرد گسترده ای در تحقیقات ژئومورفولوژی امروزی داشته باشند، و هنگامی که بوسیله تحقیقات دیرینه زیست محیطی پشتیبانی شوند می توانند یک پایه عالی برای مطالعات پیش بینی ارائه دهند. این موضوع بویژه هنگامی مهم است که کسی بخواهد دهه های گذشته را با تغییرات آب و هوایی اش مورد توجه قرار دهد، و نتایج آن را برای بهره برداری از بیشترین سیستم های زمین شناختی در سراسر دنیا مورد استفاده قرار دهد. این خصوصیات شاخص های زمین شناختی می تواند به مشمول روابط متقابل بین محیط های زنده و محیط های غیر زنده تعمیم داده شود. همچنین این حقیقت که امکان استفاده از شاخص های زمین شناختی برای نواحی در مقیاس های مختلف جهت اندازه گیری حداکثرها و وقایع غالب و سکولار وجود دارد. ما می توانیم این شاخص ها را برای مشاهده و شناخت فرایند های طبیعی و انسان به کار گیریم. به طور کلی ژئومورفولوژیست ها این موضوع را خواهند یافت که ابزار تحقیقی به دست آورند که، آنها را در خصوص تغییرات روش شناختی در زمینه تخصصی شان پیش ببرد.
جدول 20 شاخص های زمین شناختی : طبیعی* در مقابل اثرات انسانی **و سودمندی برای بازسازی محیط گذشته ***
| P*** |
H** |
N* |
شاخص زمین شناختی |
| زیاد |
زیاد |
زیاد |
شیمی مرجانی و الگوی رشد |
| کم |
متوسط |
زیاد |
پوسته سطح بیابان و شکاف ها |
| متوسط |
متوسط |
زیاد |
تشکیل و فعالیت مجدد تپه های ماسه ای |
| متوسط |
متوسط |
زیاد |
مدت، زمان و فرکانس طوفان گرد و غبار |
| زیاد |
متوسط |
زیاد |
فعالیت زمین یخزده |
| زیاد |
کم |
زیاد |
نوسانات یخچالی |
| کم |
زیاد |
معتدل |
کیفیت آب های زیرزمینی |
| زیاد |
زیاد |
زیاد |
شیمی آب های زیرزمینی در مناطق غیر اشباع |
| کم |
زیاد |
متوسط |
سطح آب زیرزمینی |
| زیاد |
متوسط |
زیاد |
فعالیت کارست |
| متوسط |
زیاد |
زیاد |
سطح آب و میزان نمک دریاچه ها |
| زیاد |
متوسط |
زیاد |
سطح نسبی آب دریاهای آزاد |
| زیاد |
زیاد |
زیاد |
ترکیب و توالی رسوبات |
| کم |
متوسط |
زیاد |
لرزه خیزی |
| زیاد |
زیاد |
زیاد |
موقعیت خط ساحلی |
| متوسط |
زیاد |
زیاد |
شکست شیب (لغزش زمین) |
| متوسط |
زیاد |
زیاد |
فرسایش خاک و رسوبات |
| زیاد |
زیاد |
معتدل |
کیفیت خاک |
| کم |
زیاد |
زیاد |
جریان رود |
| کم |
زیاد |
زیاد |
مورفولوژی کانال های جریانات آب |
| متوسط |
زیاد |
زیاد |
ذخیره و بار رسوبات رود |
| زیاد |
متوسط |
زیاد |
رژیم دمای زیر سطحی |
| متوسط |
متوسط |
زیاد |
جا به جایی سطح زمین |
| کم |
زیاد |
زیاد |
کیفیت آب های سطحی |
| زیاد |
کم |
زیاد |
ناآرامی های آتشفشانی |
| زیاد |
زیاد |
زیاد |
گسترش، ساختار و هیدرولوژی تالاب ها |
| متوسط |
متوسط |
زیاد |
فرسایش بادی |
منبع : بعد از ITC 1995
Reference
ITC (1995) Tools for assessing rapid environmental changes. The 1995 geoindicator checklist,
International Institute for Aerospace Survey and Earth Sciences, Enschede, Publication Number 46.
Further reading
Berger, A.R. and Iams, W.J. (eds) (1996) Geoindicators. Assessing Rapid Environmental Changes in Earth
Sciences, Rotterdam: A.A. Balkema.
ZBIGNIEW ZWOLINSKI (مترجم: علی نصیری)
GEOMORPHIC EVOLUTION - تکامل ژئومورفیکی
تکامل ژئومورفیکی در ساده ترین معنی به حالت تغییرشکل لندفرم ها یا سیستم های ژئومورفیکی در طول زمان گفته می شود. تئوری های کیفی بیشتر در ژئومورفولوژی جاده افتاده و همچنان غالب هستند. اما تئوری های کمی از تکامل لندفرم ها در حال تبدیل به یک چالش بزرگ هستند. مدل های کیفی سنتی تکامل لندفرم ها، مانند چرخه ژئومورفلوژیکی ( 1899Davis)، تحلیل ژئومورفولوژیکی Penckian، (Penck 1924)، چرخه فرسایش نیمه خشک (king 1962) و ژمورفولوژی کلیماتوژنتیک (Budel 1977) را شامل می شود. این چهار مدل مذکور، چهارچوب ها و گزینه های تکامل چشم انداز را که از حدود سال های 1890 تا دهه 1960 مد نظر بودند را ارائه می دهند. هر یک از آنها (به جز آنالیز مورفولوژیک Penckian 1924) هنوز هم در میان محققینی که به موضوع تکامل چشم انداز در مقیاس ناحیه ای علاقه مندند، رایج است. چرخه ژئومورفولوژیکی (Davis 1899) هنوز هم به عنوان یک دستگاه آموزشی منحصر به فرد به صورت گسترده مورد ستایش است. تکامل منظم چشم انداز از طریق دوره های جوانی، بلوغ و پیری، و وقفه آن در نقاطی جداگانه بطور گسترده در طول زمان که بوسیله بالاآمدگی توده های تکنوتیکی انجام می شود، بسیار جذاب است. دیویس ادعا کرد که مدل وی شامل 5 فاکتور از قبیل ساختار ، روند، مرحله ، ناهمواری و بافت کالبدی است، ولیکن بسیاری از منابع می گویند که او فقط سه مورد اول را در نظر گرفته است. تنها مشکل بزرگ این مدل، عدم وجود اندازه گیریهای صحرائی سر زمین در تایید یا رد فرضیه های آن است. با این حال تعداد کمی مدل های کیفی بهتر برای تفسیر دگرشیبی فرسایشی گسترده قابل دسترس است، برای مثال دره های عمیق و باریک بزرگ در رودخانه کلرادو. با این حال اشتباه بودن چرخه جغرافیایی هرگز اثبات نشده است ولیکن به جای جایگزینی آن و یا تکمیل نمودن فرضیه مذکور، آن را کنار گذاشته اند.
چرخه تکاملی فرسایش Lester King 1962 (king 1962 ) شاید تنها رقیب جدی برای چرخه جغرافیایی به عنوان یک مفسر و تبیین کننده در مقیاس بزرگ سطوح فرسایشی کم شیب باشد. King که قویا به وسیله مشاهداتش در پرتگاه های آفریقا و سطوح فلات ها، تحت تاثیر قرار گرفته بود، مدلش را حول محور مفهوم عقب نشینی موازی پرتگاهها شکل داد. او همچنین با موفقیت قابل بحث، مدل اش را با چهارچوب نظریه تکتونیک صفحه ای پیوند زد، که این نظریه در طول زندگی حرفه ای وی تحول سازنده ایجاد کرده بود. مفهومی او از سیماتوژنی[7] )انحنای گسترده سطح زمین با تغییر شکل جزئی سنگ ها) ارائه کرد به عنوان یک بخش لازم مفاهیم سنتی کوه زایی و خشکی زایی بود، که در برابر نظریه تکتونیک صفحه ای سنتی ارائه کرد، که در آن حرکات افقی صفحات عظیم پوسته زمین مد نظر است. تلاش های او (king 1962) برای مرتبط کردن سطوح فرسایش قبل از دوران سوم به طور جهانی با بحث های جنجال برانگیز مواجه شد (به جز نقد سیماتوژنی) چرا که چند نفری از ژئومورفولوژیست ها روی این موضوع کار کرده اند.
سومین مدل جالب تکامل ژئومورفولوژیکی توسط Julius Budel 1977 ارائه شده و به عنوان یک مدل کلیماتوژنتیک شناخته شده است. عناصر اصلی این مدل توسطHanna Bremer برای خوانندگان انگلیسی زبان تشریح شده است. فرض اساسی این است که چشم انداز ها از چندین برجستگی یا ناهمواری تشکیل شده اند و چالش در شناخت، نظم و نظام ناهمواری ها و تشخیص تشکیل این ناهمواریها است. متاسفانه منابع انگلیسی زبان نسبت به این مدل شکاک بوده و بررسی های متعادلی در این خصوص انجام نداده اند(Bremer 1984). Twidale 1976 یک خلاصه جدیدی در ارتباط با دشت های فرسایشی[8] (حاصل از هوازدگی شدید شیمیایی) در تکامل چشم انداز استرالیا را ارائه کرده است (ETCHING, ETCHPLAIN AND ETCHOLANATION را ببینید).
مدل Penckian (Penck 1924) تحلیل مورفولوژیکی نامیده شد. فرضیه اساسی تحلیل او، میزان بالاآمدگی ناهمواریها و تغییرات میزان کوهزایی در طول زمان بود، که به نظر ایشان چگونگی تکامل لندفرم ها را تعیین می کند. ایده های وی در آلمان جدی گرفته نشد اما به طور گسترده ای در انگلیس و آمریکا انتشار یافت و این به دلیل علاقه دیویس و مخالفت با مدل بود. بررسی و درک جزئیات فرآیندهای دامنه ای به دلیل عدم وجود یا کمبود داده های صحرائی دشوار است. ولیکن به دلیل دفاع از فرآیندهای درونی و تاکید روی مستقل بودن از زمان، این مدل قویا متفاوت با سه مدل قبلی بود. مدل های مستقل از زمان (که در آنها ایده تکامل سوال برانگیز است) توسط G.K.Gilbert 1877 و J.T.Hack 1960 ارائه و ترویج داده شد.
دوگانگی بین مطالعات تکاملی تاریخی و ژئومورفولوژی کاربردی دلالت بر این دارد که این دو رویکرد به راحتی کنار هم قرار نمی گیرند. در واقع بریمر گفت که ژئومورفولوژی در جهت دو قملرو پیشرفت و توسعه می یابد: منشا لندفرم ها که نخست در قاره اروپا با عوامل کلیماتوژنیک (ژئومورفولوژی دینامیک) یا تکتوژنیک (ژئومورفولوژی ساختمانی) در پیش زمینه مطالعه قرار گرفت. در سرزمین هایی انگلیسی زبان مطالعه فرآیندهای ژئومورفولوژیکی غالب است.
در بحث های مطرح شده توسط Schumm (1973)، Twidale ( 1976)، Brunsden (1993; 1980) و Ollier 1991 تلاش شده است که این موضوعات ظاهرا متناقض را به وسیله بحث های کیفی بسیار قوی با یکدیگر تطبیق دهند. تشریک مساعی ضروری برای بحث های جدید اخیر در خصوص آستانه های ژئومورفیکی و پاسخ های ژئومورفیکی پیچیده است (Schumm)، رخدادهای شکل دهنده، زمان استراحت و مقاومت لندفرم ها (Brunsden 1993)، درک و فهم چشم اندازهای دوره ماقبل ترشیاری همچنان قابل تحقیق هستند (Twidale)، و همین طور اهمیت تطابق تئوری تکتونیک صفحه ای و شواهد مورفولوژیکی (Ollier 1991) و عدم تعادل همه چشم اندازها تحت تاثیر یخبندان های کواترنری (Church and Slaymaker 1989) را شامل می شود.
یک تئوری کمی تکامل لندفرم ها در مقابل با تئوری های بحث شده در بالا، نیازمند شناخت عواملی متعددی مانند ذخیره سازی و میزان دبی جریان آب و مسیرهای جریان آب (شبکه آبراهه ها) و مراکز فشار که به صورت کمی کنترل و مرز شرایط اقلیمی را تعیین می کند، خواص سنگ ها، توپوگرافی و چینه شناسی لایه های سنگی است. اما تا کنون بخش عمده ای از تحقیقات روی تکامل ژئومورفیکی در مقیاس های متوسط و میکرو انجام شده است. این فضایی است که تعارضات اساسی در تفکرات ژئومورفیکی بسیار مشهود است. مدل سازی های سیستمی و مدل های کمی (یا ریاضی) گرایش دارند که، بحث های ژئومورفیکی را به سمت مقیاس های کوچکتر لندفرم ها سوق دهند، برای مثال تکامل ژئومورفولوژیکی، به تکامل دامنه یا تکامل کانال (موفولوژی شبکه هیدروگرافی) یا تکامل مورفولوژی خط ساحلی بدل شده است.
کارهای Ahner et seg. 1967 وKirkby et seg. 1971 ساختاری است به طوری که آنها قادرند در آن، نیازمندی های تئوری کمی را با محدود کردن مقیاس مدل هایشان و ایجاد شرایط مرزی دقیق به شبیه سازی دنیای واقعی دامنه ها و حوضه های آبخیز بپردازند. از سال 1967 تا 1977 میلادی اهنرت یک سری مدل هایی که از روابط تجربی در آنها بهره گرفته بود را توسعه داد. این مدل ها در ارتباط با راه های ممکن برای رفع مشکل تولید مواد، تحویل و دفع زباله در یک نقطه برروی دامنه بکار گرفته شدند. مدل نهایی او یک مدل سه بعدی فرایند – پاسخ، توسعه لندفرم ها است. از سال 1971 تا حالا، Kirkby به طور فزاینده مدل های یکپارچه ای از توسعه حوضه های آبخیز و دامنه ها را توسعه داده است. بسیاری از این مدل ها به زحمت با استفاده از معادلات دیفرانسیلی تعادل جرم تهیه شده بودند. این مدل ها در رفتار واقع بینانه با پدیده هایی از قبیل زمین لغزه (بسیار سریع) انباشتگی رسوبی (بسیار آرام) با مشکل مواجه شدند. ولی آنها پیشگام مدل سازی ها در ژئومورفولوژی از دیدگاه فرایند دامنه محسوب می شوند.
هیدروژئومورفولوژیست ها مانند Dunne ، Dietrich ، Montgomery و Church موجب توجه گرایشات از مدل سازی فرایندهای رودخانه ای در مقیاس کوچک به سمت مدل سازی حوضه های آبخیز با مقیاس متوسط شدند، بدین ترتیب آنها فرایند های دوگانه شبکه زهکشی و دامنه ها را مد نظر قرار داده و از خواص و ویژگی های شبکه زهکشی برای تولید مدل های پویا واقع بینانه زهکشی حوضه ای بهره گرفته اند. Howard 1994یکسری از سوال های مهم در مورد پروژه مدلسازی از چشم اندازها مطرح نمود: ساده ترین مدل ریاضی شبیه سازی مورفولوژیکی واقع بینانه چشم اندازها چیست؟ اثرات شرایط اولیه و ثانویه در فرم حوضه های رود خانه ای و تکامل چه چیزی است؟ نقش نسبی فرایندهای قطعی و تصادفی در تکامل حوضه رودخانه ای چیست؟ آیا اشکال و فرایند ها در حوضه زهکشی بیانگر اصول بهینه سازی اند؟ و اگر همین طور چرا؟ آیا مشخصه هایی از حوضه رودخانه ای وجود دارند که نه تنها درطول زمان بلکه حتی تحت شرایط تغییر در اثر نقش نسبی فرآیندهای غالب و حاکم شکل دهنده زمین، ثابت بمانند؟ توسعه حوضه های زهکشی نیازمند حداقل دو فرایند مکمل هم است. او این فرآیند ها را خزش خاک و جریان آب نامید، در زبان مدل سازها، یکی بایستی خزش باشد مانند فرایند حرکت توده ای مواد سطحی است که قادر به فرسایش سطح زمین حتی در سطح ناچیزی در نواحی کوچک باشد، چنین فرآیندی مستلزم افزایش شیب دامنه به دلیل کاهش راندمان آن با افزایش سطح دامنه یا حوضه است.
فرآیند دیگر، فرآیند رودخانه ای است که کارائی آن با افزایش سطح مشارکت آن افزایش می یابد. اثر متقابل این فرآیندها، مجموعه ای مرکب از لندفرم های محدب و مقعر را می سازد. با تداوم افزایش دبی جریان و بار رسوب از طریق سیستم زوج معادلات دیفرانسیل جزئی، میزان تغییرات ارتفاع حوضه می تواند تابع جریان خالص بار رسوبی باشد بطوریکه با نیروئی بوسیله افزایش خطی دبی جریان آب، آن نیز افزایش می یابد. این مرحله اساسی در درک دانش خود سازماندهی چشم انداز است که بستگی به جفت و جور شدن توسعه چشم انداز با دبی جریان آب دارد.
Willgoose et al. 1992 یک مدل تکامل حوضه آبخیزی ارائه داد. این مدل اساساً یک مدل فرایند- پاسخ حساس به توسعه فرسایشی حوضه رودخانه و شبکه های آبراهه های آن می باشد. این مدل تغییرات بلند مدت ارتفاع حوضه را در زمان نشان می دهد. این تغییرات نتیجه فرایندهای انتقال رسوب و مواد در مقیاس بزرگی است که در سطح حوضه رخ می دهد. فرآیندهای های انتقال توده مواد رسوبی مدل شده عبارتند از کوهزایی (تکتونیک)، فرسایش رودخانه ای، خزش، فرسایش باران و زمین لغزه ها است. زمین لغزه های تکی مدلسازی نشده اند اما اثر مجموع بسیاری از زمین لغزه ها مدلسازی شده است. مدل صریحاً بخش های مختلف حوضه آبخیز را که شامل بخش شبکه آبراهه ها و بخش دامنه ها است را نشان می دهد. تابع اولیه کانال توسط Dietrich et al. 1992 ارائه شده است که آستانه تشکیل کانال را تعریف می کند.
هر دو حالت هم تعادل پویا و هم حالت های گذرا می توانند با این روش مدلسازی شوند. Howard 1994 میلادی متذکر شده است که فرایند های فرسایش ، انتقال و رسوب گذاری به ویژه در بسترهای رودخانه ها به خوبی در مدل Willgoose et al و همکاران ساده سازی شده است. او هر دو نسخه کانال آبرفتی و غیرآبرفتی برای مدل خود تولید کرد. اساسی ترین انتقاد مدل او در این است که ارتباط بین جنبه های اساسی دینامیک و وجود ارتباطات مقیاسی در شبکه و چشم اندازاش مشخص نیست. از این رو جستجو برای فهم پیشرفته جنبه های اساسی دینامیک حوضه آبخیز از طریق آنالیز مشخصات فرکتال حوضه های رودخانه ها، تغییرناپذیری به ویژه مقیاس، خود متشابهی و خود همبستگی لازم است. فرکتالی چندگانه به یک خواص ارزشمند برای تشخیص بخش های (یا دامنه های) در حال تغییر مجموعه فرایندهای ویژه تبدیل شده است (Montgomery and Dietrich 1994).
فهم تنوع مدل های تکامل ژئومورفیکی (زمین ریخت شناسی) در مقایس های زمانی و مکانی از بهترین شواهد پیشرفت در این زمینه است. در چند سال اول شروع این قرن، محققین انتظار داشتند که یک مدل واحد را قبول کنند و به آن تکیه کنند. در نتیجه این نظر، رشته و زمینه تحقیقات تحت تاثیر یک پارادایم (یا مدل) واحد راکد می ماند. در دوران معاصر ژئومورفولوژی، یکی از بزرگترین موضوعات و مسائل درونی مدل های تکامل در مقیاس سایت و حوضه آبخیز در ارتباط با رابطه بین مدل سازی قطعی و احتمالاتی است.
References
Ahnert, F. (1967) The role of the equilibrium concept in the interpretation of landforms of fluvial erosion and deposition, in P. Macar (ed.) L’Evolution des Versants, 23–41, Liège: University of Liège.
Bremer, H. (1984)Twenty one years of German geomorphology, Earth Surface Processes and Landforms 9, 281–287.
Brunsden, D. (1980) Applicable models of long term landform evolution, Zeitschrift für Geomorphologie Supplementband 36, 16–26.
--------------(1993) Barriers to geomorphological change, in
D.S.G. Thomas and R.J. Allison (eds) Landscape Sensitivity, 7–12, Chichester: Wiley.
Büdel, J. (1977) Klima-Geomorphologie, Berlin, Stuttgart: Borntraeger.
Church, M. and Slaymaker, O. (1989) Disequilibrium of Holocence sediment yield in glaciated British Columbia, Nature 337, 452–454.
Davis, W.M. (1899) The Geographical Cycle, Geographical Journal 14, 481–504.
Dietrich, W., Wilson, C.J., Montgomery, D.R., McKean, J. and Bauer, R. (1992) Erosion thresholds and land surface morphology, Geology 20, 675–679.
Gilbert, G.K. (1877) Report on the Geology of the Henry Mountains. US Geographical and Geological Survey of the Rocky Mountain Region. Washington, DC: US Government Printing Office.
Hack, J.T. (1960) Interpretation of erosional topography in humid temperate regions, American Journal of Science 258A, 80–97.
Howard, A.D. (1994) A detachment limited model of drainage basin evolution, Water Resources Research 30, 2,261–2,285.
King, L.C. (1962) The Morphology of the Earth, Edinburgh: Oliver and Boyd.
Kirkby, M.J. (1971) Hill slope process response models based on the continuity equation, in D. Brunsden (ed.) Slopes: Form and Process, 15–30, Institute of British Geographers Special Publication 3.
Montgomery, D.R. and Dietrich, W.E. (1994) Landscape dissection and drainage slope thresholds, in M.J. Kirkby (ed.) Process Models and Theoretical Geomorphology, 221–246, New York: Wiley.
Ollier, C.D. (1991) Ancient Landforms, London: Belhaven.
Penck, W.D. (1924) Die Morphologische Analyse: Ein Kapital der Physikalischen Geologie, Geographische Abhandlungen, 2 Reihe, Heft 2. Stuttgart: Engelhorn.
Schumm, S.A. (1973) Geomorphic thresholds and complex responses of drainage systems, in M. Morisawa (ed.) Fluvial Geomorphology, 299–310, Binghamton: Publications in Geomorphology.
Twidale, C.R. (1976) On the survival of paleoforms, American Journal of Science 276, 77–95.
Willgoose, G.R., Bras, R.L. and Rodriguez-Iturbe, I. (1992) The relationship between catchment and hill slope properties: implications of a catchment evolution model, Geomorphology 5, 21–38.
SEE ALSO: dynamic geomorphology; fractal; geomorphology
OLAV SLAYMAKER (مترجم: علی نصیری)
[6] -Geological Heritage عبارت است از حفاظت فرآیندهای ژئومورفولوژی پویا و تنوع زمین شناختی. sharples 1995 طبق تعریف
GEOMORPHOLOGICAL HAZARD - مخاطره ژئومورفولوژیکی
یک بخش عملی مهم ژئومورفولوژی، شناسایی سایتها و لندفرمهای پایداری است که فرایندهای طبیعی و انسانی نامطلوب، سکونتگاه یا کاربری انسان را با احتمال خطرکم ناگهانی و پیشرونده مواجه سازد. هنگامی که فرایندهای توسعه چشماندازها در تقابل با فعالیتهای انسانی باشد، در اغلب موارد منجر به خطرهای ناگهانی میشود. با مرگ انسانها، تخریب و ویرانی اموال و داراییهای آنها توسط وقایع ژئومورفولوژیکی فرین[1] و انتقال اجباری فعالیتهای اقتصادی به مناطقی که در گذشته کمتر مورد استفاده قرار میگرفت، مشکلات بیشتر خواهد شد. در حالی که جمعیت کره زمین به بیش از دو برابر 3 ملیون نفر سال 1960 رسیده، تلفات سالانه بحرانها[2] بیش از 10 برابر افزایش یافته است(Bruce 1993).
نمونههای هولناک اینگونه بحرانها فراوان هستندکه عبارتند از: درسال 1970، یک توفان سیکلونی، موجی به ارتفاع 3- 5 متر را روانه خلیج بنگال کرد. سیل ناشی از امواج دریا مانع ار تخلیه سیلهای رودخانهای به دریا شد و در نتیجه برآورد شده که 300- 500 هزارنفر در بنگلادش جان خود را از دست داده باشند. در سال 1970، جریان مواد ایجاد شده از زلزله در دامنههای کوه هواراسکان[3] در کشور پرو بیش از 25 هزار نفر را مدفون کرد. در سال 1991، با وقوع توفانی درکشور فیلیپین منجر، با شکلگیری روانهگلی، مجرای زهکشی بتونی را کاملاً پوشاند و حدود 7 هزار نفر را کشت. مورد دیگر اینکه به رغم داشتن یک طرح جامع کنترل سیل 50 ساله در تاریخ امریکا، سیل سال 1993 در امتداد رود می سی سی پی، جزء بحرانهای پرهزینه بود.
ژئومورفولوژیستها بهطور فزایندهای درگیر مسایل نقشهکشی و مدلسازی ژئوفیزیکی، هیدرولوژیکی و مشخصات مواد سطحی مناطقی هستند که در معرض شکستگی، گسیختگی، آتشسوزی، آبگرفتگی، حشکسالی فرسایش و به زیرآب فرورفتن[4] قرار دارند. همچنین ژئومورفولوژیستها در ارتباط بین تجزیه و تحلیل زیرساختهای انسانی با کاربری اراضی، موقعیت، ارزش، در معرض قرارگرفتن و آسیبپذیری محیطهای انسانی را با خسارات ناشی از خطرها بررسی میکنند(نگاه کنید به ENVIRONMENTAL GEOMORPHOLOGY). هنگامی که تراکم و تعداد جمعیت افزایش مییابد، عوامل بالقوه و خدمات مورد نیاز باید پیشبینی شود. این امر نیازمند، ترکیبی از علوم اجتماعی است که بر نیروهای اجتماعی، فنی، اداری، سیاسی، حقوقی و اقتصادی که ساختار راهبردها[5] و سیاستهای جامعه برای مدیریت ریسک(برای مثال، پیشگیری، مهاجرت، آمادگی، پیشبینی، اعلام هشدار و بازیابی)،آگاهیهای عمومی،آموزش شرایط اظطراری، تنظیم آییننامهها و بیمه اجتماعی را تشکیل میدهد، متمرکز شده است. درگذشته، اتخاذ چنین رویکرد جامعی غیرممکن بود اما با کامپیوتریشدن سیستم اطلاعات جغرافیایی(GIS)، تهیه اینگونه نقشهها، مدلسازی و سیستمهای تصمیمگیری، بیشتر فراگیر شدهاند(Carrara and Guzzetti 1995).
مساله حیرتآور اصلی، افزایش فراوانی خطرهای کاتاستروف است. تجزیه و تحلیل آماری دقیق چنین فراوانی وقایعی نیازمند دوره مشاهداتی بیش از یک قرن است(Berz 1993) در حالی که گزارشهای مربوط به اکثر بحرانها، سابقه تاریخی بسیارکوتاهتری دارد. اخیراً گسترش فنون پایش و مقیاسهای اندازهگیری(برای مثال ریشتر و بیوفورت)، سنجش از دور و رسانهها در مقیاس جهانی، مقایسه وقایع را امکانپذیرساختهاند. مطالعه فورانهای آتشفشانی توسط سیمپکین و همکاران[6](1981) مشخص ساخت که افزایش گزارش فعالیتهای آتشفشانی در طی 120 سال گذشته تقریباً بهطور کامل به بهبود گزارش و فنآوری رسانهها وابسته است. آنها همچنین کاهش فعالیت ظاهری را در طی دو جنگ جهانی گزارش کردهاند. به رغم تاثیر رشد پایگاه دادههای جهانی، هماهنگیهای علمی و رسانههای جدید، عوامل دیگری ممکن است برافزایش تعداد بحرانهای گزارش شده، موثر باشند.
در حالی که شکهای علمی قابل ملاحظهای درباره موضوع تغییرات اقلیمی جهانی وجود دارد، ژئومورفولوژیستها از تاثیر غیر مستقیم فعالیتهای انسان بخوبی آگاهی دارند(Rosenfeld 1994b). یقیناً جنگلزدایی در ابعاد گسترده باعث وقوع زمینلغزشها، افزایش فراوانی وقوع و اوج جریانهای سیلابی در بسیاری از مناطق شده و چرای بیش از حد، اثرات خشکسالی و فرسایش را تشدید کرده است. افت سطح آبهای زیرزمینی و انحراف شبکه آبیاری بر پوشش گیاهی طبیعی و خرد- اقلیم[7] در بسیاری از مناطق تاثیر داشته و در مواردی حتی منجر به وقوع زلزله شده است.
در حالی که مدلهای اقلیمی به تدریج، واقعگراتر میشوند، نتایج عددی آنها، بهطور پیوسته به مناطق خطرناکتر دنیا اشاره دارد. افزایش تمرکز گازهای گلخانهای در جو که عمدتاً ناشی از احتراق سوختهای فسیلی است، بیلان تشعشع را تغییر داده و احتمالاً اقلیم با بحران جدیدی مواجه خواهد شد. اتفاق نظر عمومی در بین متخصصان علوم جوی وجود دارد که بدون افزایش تعداد روزهای بارانی، دنیای گرمتر، دنیای مرطوبتری خواهد بود اما شدت بارندگی بیشتر خواهد شد. ترکیب این ویژگیها با اثرات هیدرولوژیکی تغییر کاربری اراضی، فراوانی و شدت سیلها را بویژه در اقلیمهای موسمی جنوب آسیا که قبلاً به شرایط کاتاستروف رسیده بود، مطمناً افزایش خواهد داد. فراوانی وقوع خشکسالی در منطقه ساحل در افریقا، امریکای جنوبی و استرالیا افزایش یافته و در نتیجه وقوع نوسانات النینوی جنوبی[8] شدید، پیامدهای آن بیشتر خواهد شد. افزایش سطح آب دریاها میتواند موجهای توفانی بیشتر یا ریسک سونامی را در مناطق پست ساحلی پرجمعیت مانند مصر، بنگلادش و بسیاری از جزایر اقیانوس آرام به دنبال داشته باشد. علاوه بر این، منابع آب شیرین جزایر را تهدید کند. در عرضهای جغرافیایی بالاتر، گرمایش جهانی، تاثیرات زیادی بر کاربری انسان و سکونتگاهها در مناطق دائماً یخزده[9] خواهد داشت. بدون توجه به عوامل، اثرات پیشبینی تغییرات در خطرهای جوی فرین که یکی از پیامدهای تغییرات جهانی اقلیم و بروز مشکلاتی برای فعالیت انسان است، مورد توجه ژئومورفولوژیستها است.
چهارچوب مشاهداتی: پارادیمهای خطرطبیعی
hazards paradigms) (Observational framework: natural
پژوهشهای دانشگاهی اولیه درباره خطرهای طبیعی با تاکید بر واکنشهای انسانی به وقایع طبیعی، قابل شناسایی هستند. جغرافیدان امریکایی، گیلبرت وایت[10](1974)، در رابطه با خطرهای طبیعی، پارادایمهای پژوهشی زیر را پیشنهاد کرد:
1-برآورد محدوده سکونتگاه انسانی در مناطق در معرض خطرهای طبیعی
2-تعیین دامنه سازگاری احتمالی توسط گروههای اجتماعی نسبت به وقایع فرین
3-بررسی چگونگی درک مردم از وقایع فرین و خطرهای پدید آمده
4-بررسی فرایندهای انتخاب روشهای کاهش خسارت
5-برآورد اثرات سیاستهای عمومی متنوع بر فرایندهای انتخاب
این دیدگاه بر واکنش انسان بر وقایع کاتاستروف خاص، بویژه وقایع فرین متمرکز شده و تصمیمات منطقی متکی بر درک فرهنگی جوامع را به کار میگیرد. مطالعات بعد، با تاکید بر احتمال وقوع، اهمیت ارزیابی ریسک را افزایش داد. اگرچه این دیدگاهها، نقش ژئومورفولوژیستها را کاهش داد اما ارزیابی یک سایت با توجه به یک ریسک خاص، اساس یک پژوهش درباره خطر را تشکیل میدهد.
بارتون و همکاران[11](1978)، با بررسی پارامترهای فیزیکی یک واقعه مورد توجه ژئومورفولوژیستها، رتبهبندی اهمیت خطرهای پتانسیل را پیشنهاد کردند. این پارامترها عبارتند از:
- بزرگی: زیاد تا کم
- فراوانی: زیاد تا نادر
- مدت: طولانی تا کوتاه
- محدوده: وسیع تا محدود
- سرعت وقوع: سریع تا آهسته
- توزیع فضایی: پراکنده تا متمرکز
- فاصله زمانی وقوع: منظم تا اتفاقی
اگرچه این پارامترها کیفی بودند اما پژوهشگران دریافتند که وقایع را میتوان به متمرکز(مانند امواج توفانی که امتداد خط ساحلی را تحت تاثیر قرار میدهند) تا فراگیر( مانند اثرات فرسایشی بالاآمدن سطح آب دریا در مقیاس جهانی) تقسیمبندی کرد.
وجود روابط علی در خطرهای ژئومورفیک، جایی که یک واقعه فرین ممکن است سایر وقایع استثنایی از یک نوع را به دنبال داشته باشد، امری بدیهی است. بنابراین خطرهای ژئومورفیک همراه با واکنش لندفرم ها، ممکن است توسط وقایع اقلیمی، هیدرولوژیکی، ژئوفیزیکی یا انسانی تحریک شوند. وقوع زمین لغزشها ممکن است با زمینلرزهها، فورانهای آتشفشانی، بارش سنگین یا فعالیتهای ساختمانی ارتباط داشته باشد. در یک حوضه آبریز، تغییر کاربری اراضی میتواند با بزرگی و فراوانی آبدهی رودها ارتباط موثری داشته باشد.
اغلب، برنامهریزان[12] و توسعهدهندگان[13] بر سایت یا منطقه خاصی متمرکز میشوند که نقشه تهیه شده از مناطق خطر، پتانسیل ریسک برای انواع خطرها را ارزیابی کرده باشند. بسیاری از دانشمندان فیزیکی[14] از کاربرد مفهوم "مکان بدون خطر[15] " برای خارج از محدوده مورد بررسی، پرهیز میکنند. بسیاری از دانشمندان علوم اجتماعی، وقوع خطر واقعی را فقط با پیامدهای فیزیکی فوری آن توصیف می کنند و بر واکنش اجتماعی تاکید دارند.
ژئومورفولوژیستها دریافتند، وقایع کاتاستروف با بزرگی زیاد و شدت کم( مانند زلزلههای بزرگ، هاریکانها)، با توجه به ارتباطی که بین حوادث بزرگ و خسارات مالی وجود دارد، نسبت به وقایعی با فراوانی متوسط(مانند زمینلغزشها، سیلها) تقریباً تخریب کمتری را به همراه دارند، توجه بیشتری را بخود جلب میکنند. خطرهای ژئومورفیک در انتهای زنجیره خطرها، دارای سرعت کم، مدت طولانی، پهنه گسترده، پراکندگی فضایی بیشتر و فاصله زمانی منظمتر هستند. استثناءهایی مانند گسیختگی دامنه وجود دارند اما تغییر عمومی لندفرمها در بلند مدت و با نرخهای پایین اتفاق میافتد. با اینحال، ژئومورفولوژیستها برای سازگاری بهتر در زمینه پژوهشهای پیچیده، اساسی و بین رشتهای، تلاش کردند تا یک پارادیم خطر را اتخاذ کنند.
پژوهش در زمینه مخاطرات ژئومورفیک(Geomorphic hazards research)
گارز و همکاران[16](1994)، از پارادیم پیشنهادی بارتون و همکاران(1978) برای بحث و بررسی در زمینه نقش پژوهش خطرهای ژئومورفیک با تاکید بر خطرهای ویژه، استفاده کردند. آنها تنوع گسترده فرایندهای درگیر را مورد بررسی قرار داده و ارزیابی ژئومورفیک را بر حسب موارد زیر پیشنهاد کردند که عبارتند از:
- دینامیک فرایندهای فیزیکی
- پیشبینی نرخ یا وقوع
- تعیین ویژگیهای فضایی و زمانی
- درک بینش مردم از پیامدهای وقوع
- آگاهی از جنبههای فیزیکی که برای تدوین سازگاری با واقعه میتواند مورد استفاده قرار گیرد.
تعریف ژئومورفولوژیستها از خطرهای ژئومورفیک بسیار متفاوت است. اگرچه بسیاری از خطرهای ژئوفیزیکی، هیدرولوژیکی و یا جوی باعث وقایع ژئومورفیک میشوند، اما گاررز و همکاران(1994) کارشان را فقط به عملکرد فرایندهایی که به تدریج ناهمواریها را شکل میدهند محدودکرده و عوامل تغییر کاتاستروف را شامل نمیشود. ولمن و میلر[17](1960) دریافتند که وقایع دارای فراوانی کم و بزرگی زیاد اغلب تخریبهای خاص و تغییرات ژئومورفیک ایجاد میکنند اما وقایعی با بزرگی متوسط، اغلب در بلند مدت تخریب و تغییرات زیادی را ایجاد میکنند. در یک نگاه دایره المعارفی، تعریف ما باید ضرورتاً همه عوامل تغییر سطحی، گسترده و آنهایی که دورهای هستند را شامل شود.
فرایندهای فراگیر مانند فرسایش در محیطهای طبیعی به حداقل میرسند اما با توجه به آشفتگیهایی مانند قطع جنگلها یا زهکشی زمینهای کشاورزی توسط انسان، میزان فرسایش را تا حد زیادی افزایش میدهد. درک فرسایش خاک به عنوان یک خطر متوجه کشاورزانی است که فعالیتهای زراعی در مناطق خندقی و فرسایش صفحهای را رها کنند. این موضوع باعث افزایش رسوبگذاری در مخازن سدها و کانالهای آبرسانی میشود. سپس افزایش این رسوبگذاری متوجه ماهیگیرانی میشود که میزان صید آنها به علت تجمع رسوب یا آشفتگی کاهش می یابد. علاوه براین عده کثیری از کاهش حاصلخیزی و آبدهی رنج خواهند برد. به ندرت فرسایش خاک، مستقیماً منجر به مرگ انسانها میشود اما آشفتگیهای گسترده، هزینههای زیاد احیاء اراضی و اثرات مستقیم بر تولید آب و سیل، از پیامدهای آن است. به رغم اینکه پژوهشهای کاهش فرسایش خاک قدمتی بیش از 70 سال دارد، با توجه به کاهش بازدهی خاک که از پیامدهای فرسایش است، هزاران نفر از سوء تغذیه رنج میبرند.
فرایندهای ژئومورفیک زیادی با فورانهای آتشفشانی ارتباط دارند. پایش ژئوفیزیکدانها و آتشفشانشناسان پیش از وقوع انفجار و آشفتگیهای پس از آن به مدیران بحران کمک کرد تا درباره نوع و بزرگی ریسک های قریب الوقوع، اطلاعات بیشتری کسب کنند. ژئومورفولوژیستها در کاهش اثرات فعالیتهای بعد از وقوع فوران، مانند جریان مواد آذرآورای، ریزش خاکسترآتشفشانی که منجر به ناپایداری دامنهها میشود، وقوع لاهار که منجر به مسدود شدن مجرای رودها میشود و تا حد زیادی رسوبدهی افزایش مییابد، نقش دارند. تهنشینی سیلتها و بار مواد انتقال یافته توسط رودها به خارج از منطقه فوران نیز راه یافته و منجر به کاهش ظرفیت کانالها، افزایش فراوانی سرریز سیل، انحراف جریان آب و فرسایش ساحلی میشود. کاربردهای ژئومورفولوژی شامل کنترل فرسایش و تجزیه و تحلیل تاثیرات مهندسی همراه با برنامهریزی در زمینه کاهش و احیاء منطقه است. از دهه 1980، پس از فورانهای کوه سنت هلن امریکا، کوه پیناتوبو[18] در فیلیپین و نوادا دل روئیز[19] در کلمبیا، ژئومورفولوژیستها سهم مهمی در این زمینه داشتهاند.
بارندگی شدید میتواند خاک را اشباع و وقوع روانههای سریع مواد و روانههای گلی را به دنبال داشته باشد. در سال 1938، چنین وقایعی توسط بارندگیهای تیفون تحریک شد و در نتیجه بیش از 130 هزار نفر بیخانمان و بیش از 2 هزار نفر جان خود را از دست دادند. بزرگی این تلفات توجه مقامات دولتی را جلب کرد تا بر روی کنترل زمینلعزشها تمرکز کرده و در نتیجه اینکه با وقوع بارندگی مشابه در سال 1976، تعداد بیخانمانها به 2 هزار مورد و کشته شدگان به 125 نفر کاهش یافت. کاهشهای مشابهی در سایر وقایع کاتاستروف، مشاهده شد. نسبت به مرگ و میر وحشتناک ناشی از امواج توفانی و سیل سال 1970، در شرایط مشابه امواج توفانی سیکلونی سال 1985، 30- 50 برابر کاهش یافت زیرا سیستم هشدار اولیه متکی بر دادههای ماهوارهای به امکان تخلیه ساکنان مناطق ساحلی و جزایر را فراهم کرد. این دو مورد، مثالهایی از دو اقتصاد کاملاً متفاوت در آسیا بودند. روزنفیلد[20] (1994 ای) خاطر نشان ساخت، کشورهای توسعهیافته اقتصادی اغلب از خسارات اقتصادی بزرگ رنج میبرند اما کشورهای کمتر توسعه یافته، متحمل مرگ و میر بیشتری میشوند. کشورهای در حال توسعه، اغلب در زمینه تخصیص منابع جهت دستیابی به توسعه اقتصادی و ریسک کاهش بحران، تصمیمات آگاهانهای اتخاذ نمیکنند و اغلب خسارات ناشی از تخریب زیرساختها و مرگ انسانها، بیشتر است.
در بعضی موارد، ممکن است راهبردهای کاهش بحران و تلاشهای بشردوستانه بینالمللی بهطور بخشی، عامل افزایش خسارات باشد. در بسیاری از کشورهای توسعهیافته، برنامههای بیمه بحران دولتی به گونهای طراحی شده که استفاده از منطقهبندی خطر و اجرای کدهای ساختمانی مقاوم در برابر تخریب، کاهش تقاضا برای اقدامات کنترل ساختمانی را به همراه داشته است. ممکن است، ترکیبی از اثرات هزینههای کم زمین و بیمه ارزان، افراد را به اسکان در مناطق مستعد خطر[21] تشویق کند. بنابراین، بیمهگزار، ریسک را به شرکت بیمهگر واگذار کرده و ممکن است، اقدامات پیشگیری از خسارات را نادیده بگیرد.
ژئومورفولوژیستها فرصت یافتهاند تا ماهیت مخاطرات ژئومورفیک(شکل 66)، را شناسایی کنند. سپس نقشه لندفرمی آنها را تهیه کرده و مواد سطحی بالقوه خطرناک و اثرات دخالت های انسانی را بر شرایط طبیعی نشان دهند. شرایطی که میتواند منجر به افزایش پتانسیل خطر شود. به عنوان یک دانشمند، نمیخواهیم ژئومورفولوژی را وارد بحث پذیرش راهبردهای مدیریت و کاهش خطرات ویژه کنیم زیرا اکثر مدیران کاربری زمین، برنامهریزان، توسعهدهندگان و تصمیم گیرندگان دولتی برای افزایش تجربه نیازمند تفسیر اطلاعات فنی در بحث ریسک و کاهش بحران هستند. این مدیران بر آموزش "حین خدمت[22] " تاکید دارند و این مساله، اغلب فقط در واکنش به خسارت عمده، انجام می شود.
شکل 66. خطرهای ژئومورفیک طیف گستردهای از فرایندهای نامحسوس برای افراد تا وقایع دورهای با فراوانی وقوع کمتر از آستانههای مورد توجه برنامهریزان اما با بزرگی زیاد را شامل میشود. این فرایندها شامل مجموعه کاملی از معیارهای فشار/ تنش و تقریباً تمام ویژگیهای رشته ژئومورفولوژی است.
شبکههای پایش خودکار و فنون مدلسازی کامپیوتری پیشرفته، ابزارهای مفیدی را در اهتیار ما قرار میدهد تا راهبردهای کاهش خطر متعدد را امتحان کنیم. ژئومورفولوژیستها باید از فنآوریهای جدید استقبال کنند زیرا این فنآوریها به آنها اجازه میدهد تا در سطح جهانی استعدادهای ویژهشان را بیازمایند، آسانتر با متخصصان خارج از علومزمین(مانند متخصصان علوماجتماعی و مهندسان) مبادله اطلاعات کنند و ضمن ارتباط نزدیک با شبکههای پایش و اتحادیههای علمی، وقایع بزرگ را از طریق شناسایی نشانههای اولیه فیزیکی، پیشبینی کنند. پژوهش در زمینه خطرهای طبیعی یک موضوع بین رشتهای است که متخصصان علوم طبیعی و اجتماعی را که ابعاد انسانی مسایل را ارزیابی میکنند، شامل میشود. شواهد محدود وقوع خطر در بسیاری از مناطق نشان داد، در مواردی که مساحت و فراوانی وقایع در مقیاس چشمانداز است، اتخاذ رویکرد ژئومورفولوژیکی، ضروری است. ممکن است رویکرد ژئومورفولوژیکی برای طراحی راهبردهای کاهش خطر در تعادل با دینامیک فرایندها در یک منطقه، منطق، "طبیعت بهتر میداند[23]" را ترغیب کند. در یک تجزیه و تحلیل نهایی، اشغال مناطق مستعد خطر از لحاظ فیزیکی و اقتصادی، موضوعی خود تنظیم، تابعی از علم موجود در جامعه است تا محدودیتها را شناسایی و براساس اصل طبیعی"درسهایمان را یاد بگیریم[24]" به راههای کاهش پیامدهای خطرناک، بپردازد.
References
Berz, G. (1993) The insurance industry and IDNDR: common interests and tasks, IDNDR Newsletter 15,Observatorio Vesuviano, 8–11.
-Bruce, J.P. (1993) Natural disasters and global change,IDNDR Newsletter 15, Observatorio Vesuviano,3–8.
-Burton, I., Kates, R.W. and White, G.F. (1978) The Environment as Hazard, Oxford: Oxford University Press.
-Carrara, A. and Guzzetti, F. (eds) (1995) Geographical Information Systems in Assessing Natural Hazards,Dordrecht: Kluwer.
-Gares, P.A., Sherman, D.J. and Nordstrom, K.F. (1994)Geomorphology and Natural Hazards,Geomorphology10, 1–18.
-Rosenfeld, C.L. (1994a) Flood hazard reduction: GIS maps survival strategies in Bangladesh, Geographical Information Systems2(3), 29–39.
-Rosenfeld, C.L. (1994b) The geomorphological dimensions of natural disasters, Geomorphology10, 27–36.
-Simpkin, T., Seibert, T., McClelland, L., Bridge, D.,Newhall, C. and Latter, J. (1981) Volcanoes of the World, Stroudsburg, PA: Hutchinson Ross.
-White, G.F. (1974) Natural hazards research: concepts,methods and policy implications, in G.F White (ed.)Natural Hazards: Local, National, Global, 3–16,Oxford: Oxford University Press.
-Wolman, M.G. and Miller, J.P (1960) Magnitude and frequency of forces in geomorphic processes, Journal of Geology 68, 54–74.
(مترجم: رضا خوش رفتار) CHARLES L. ROSENFELD
GEOMORPHOLOGICAL MAPPING - نقشهکشی ژئومورفولوژیکی
نقشهکشی ژئومورفولوژیکی شامل یکی از فنونی است که در طبقهبندی عمومی ارزیابی سرزمین و برای ثبت سیستماتیک شکل(یا موفولوژی)،لندفرمها، فرایندهای سازنده چشماندازها و مواد تشکیلدهنده سطح زمین، بهکار گرفته میشود. لی[25](2001)، سه شکل نقشههای ژئومورفولوژی را شناسایی کرد که عبارتند از:
- بررسیهای منطقهای شرایط سرزمین برای اهداف برنامهریزی کاربری زمین و مطالعات پایه جهت ارزیابی اثرات زیستمحیطی ( برای مثال، نقشههای با مقیاس 1:25000 توربی[26] تهیه شده توسط دورنکمپ[27](1988).
- ارزیابی عمومی منابع یا مخاطرات زمینی در مقیاسهای بین1:50000 تا 1:10000( برای مثال، بررسی منابع مواد سطحی بحرین توسط دورنکمپ و همکاران(1980)، مشکلات زمین در شهر سوئز مصر توسط جونز[28](2011).
- بررسیهای بزرگ مقیاس با اهداف ویژه برای ترسیم و تشریح لندفرمهای خاص( برای مثال، بررسیهای با مقیاس 1: 500 دراطراف ورودی چانل تانل[29]، فولکستون[30] توسط گریفیتز و همکاران[31](1995).
اولین مرحله نقشهکشی ژئومورفولوژیکی، ثبت واقعی شکل زمین از طریق فرایند نقشهکشی ژئومورفولوژیکی است. این کار نیازمند تولید نقشهای است که سطح زمین بر اساس تغییرات تدریجی یا شکست بارز شیب به واحدهای کوچکتر تقسیمبندی شود. در این نقشهها تغییرات و شکستهای شیب در قالب دامنههای کاو و کوژ شناسایی شده و با استفاده از خطوطی که برای اولین بار توسط سویگر[32](1965) بنیان نهاده شده، تزیین میشوند. پیکانهای همراه با اعدادی به درجه، زاویه شیب و... را مشخص میکند. چون در مورفولوژی، تفسیر ژئومورفولوژیکی ثبت شده، از این طریق جزییات لندفرمهای معاصر و میراث و فرایندهای ژئومورفولوژیکی به نقشه افزوده میشود. تفسیر ژئومورفولوژیکی، تولید نقشههای مشتق متعدد مانند نقشههای منابع و نقشههای زایش چشماندازرا امکانپذیر میسازد. اگرچه دمک[33] و امبلتون[34](1978)، مجموعه جامعی از سمبلها را جمعآوری کردند که نمایش تفاوتهای جزئی چشم انداز را امکانپذیر میسازد اما، سمبلهای استاندارد در همه نقشههای تهیه شده توسط کوک و دورنکمپ(1990)، وجود دارد. با اینحال در بسیاری از موارد، نقشههای ژئومورفولوژیکی با راهنمای سفارشی به عنوان محصولی خاص تهیه میشوند.
فنون مورد استفاده در جمعآوری دادهها در جایی که امکانپذیر باشد، بررسیهای میدانی و اطلاعات حاصل از سنجش از دور است. بهطور سنتی، شکل اصلی تجزیه و تحلیل دادههای سنجش از دور، تفسیر جفت عکس های هوایی عمودی با استفاده از استریوسکوپ است. با استفاده از عکسهای هوایی یک نقشه و تفسیر ژئومورفولوژیکی اولیه فراهم میشود اما معمولاً در عملیات میدانی، باید با واقعیات زمینی منطبق شود. با پیدایش تصاویر ماهوارهای با قدرت تفکیک زیاد، در این مرحله از تهیه نقشههای ژئومورفولوژیکی، استفاده از دادههای اسکنر جدید افزایش یافته است.
معمولاً یک گروه دو نفره به کار نقشهکشی میدانی میپردازند. ضرورت اصلی برای تولید نقشههای ژئومورفولوژیکی کارآمد وجود نقشه پایه دقیق با مقیاس مناسب است. نقشه پایه ممکن است نقشه استانداردی باشد که اشکال انسان ساخت و طبیعی از جمله توپوگرافی در آن نشان داده شده و یا عکسهای مایلی[35] باشند که روابط مکانی پدیدهها، تصحیح شدهاند. دادههای میدانی مستقیماً بر روی نقشه پایه انتقال مییابد. دادههای فضایی و اطلاعات مربوط به شیب ب استفاده از متر، قطبنما[36]، شیبسنج، فنون پیشرفته بررسیهای میدانی، سیستم موقعیت یاب جهانی یا ترکیبی از این روشها فراهم میگردد. دادههای ژئومورفولوژیکی، هیدرولوژیکی و مواد در دفترچههای برداشت اطلاعات میدانی ثبت شده و در نقشهها نشان داده میشوند.
در حالی که نقشهکشی ژئومورفولوژیکی برای بررسی کلی چشماندازها مورد استفاده قرار میگیرند، ژئومورفولوژیستهای کاربردی در استفاده از این نقشهها بویژه برای بررسیهای مهندسی، موفق بودهاند. براندسون و همکاران[37](1975)، اهداف نقشهکشی ژئومورفولوژیکی برای مهندسی بزرگ راهها را به صورت زیر بیان کردهاند:
- شناسایی مشخصات کلی سرزمین در مسیر راه از جمله پیشنهاد مسیرهای جایگزین و مکانهای خطرناک.
- تعریف وضعیت مسیر برای مثال شناسایی تاثیرات خارج از محدوده راه.
- تهیه خلاصه وضعیت تحول ژئومورفولوژیکی سایت از جمله مکان قرارگیری مواد مورد نیازکارهای ساختمانی و فرایندهای موثر بر ایمنی راه در طی ساخت و پس از آن.
- تعریف خطرهای ویژه برای مثال زمینلغزش، سیل و غیره.
- تشریح ویژگیهای زهکشی، مکان و الگوی زهکشی سطحی و زیرسطحی، ماهیت اقدامات زهکشی مورد نیاز.
- طبقهبندی دامنهها بر اساس میزان شیب، ژنز و پایداری.
- مشخصکردن ماهیت و حدود هوازدگی، قابلیت فرونشینی ناشی از معدنکاری و فرسایش.
- تعریف واحدهای ژئومورفولوژیکی به عنوان چهارچوبی برای نمونهبرداری گمانهها و تعمیم دادههای بدست آمده از نقاط نمونهبرداری شده.
اگرچه این اهداف به طور خاص برای پروژههای بزرگراه تدوین شدهاند اما در عین حال، چک لیست مناسبی را برای همه برنامههای نقشهکشی ژئومورفولوژیکی پروژههای مهندسی عمران ارائه میکند.
References
-Brunsden, D., Doornkamp, J.C., Fookes, P.G.,Jones, D.K.C. and Kelly, J.M.N. (1975) Large scale geomorphological mapping and highway engineering design,Quarterly Journal of Engineering Geology 8,227–253.
-Cooke, R.U. and Doornkamp, J.C. (1990)Geomorphology in Environmental Management, 2nd edition, Oxford: Oxford University Press.
-Demek, J. and Embleton, C. (eds) (1978) Guide to Medium-scale Geomorphological Mapping,Stuttgart: International Geographical :union:.
-Doornkamp, J.C. (ed.) (1988) Planning and Development: Applied Earth Science Background,Torbay, Nottingham: MI Press.
-Doornkamp, J.C., Brunsden, D., Jones, D.K.C. and Cooke, R.U. (1980) Geology, Geomorphology and Pedology of Bahrain, Norwich: GeoBooks.
-Griffiths, J.S., Brunsden, D., Lee, E.M. and Jones, D.K.C.(1995) Geomorphological investigation for the Channel Tunnel and Portal, Geography Journal, 161257–284.
-Jones, D.K.C. (2001) Ground conditions and hazards:Suez City development, Egypt, in J.S. Griffiths (ed) Land Surface Evaluation for Engineering Practice,Geological Society Engineering Geology Special Publication 18, 159–170.
-Lee, E.M. (2001) Geomorphological mapping, in J.S. Griffiths (ed.) Land Surface Evaluation for Engineering Practice, Geological Society Engineering Geology Special Publication 18, 53–56.
-Savigear, R.A.G. (1965) A technique of morphological mapping, Annals of the Association of American Geographers 53, 514–538
Further reading
-Fookes, P.G. (1997) Geology for engineers: the geological model, prediction and performance, Quarterly Journal of Engineering Geology 30, 290–424.
JAMES S. GRIFFITHS (مترجم: رضا خوش رفتار)
GEOMORPHOLOGY - ژئومورفولوژی
تعریف و قلمرو(Definition and scope)
ژئومورفولوژی، بررسی علمی است که منجر به فهم و درک چشم اندازها و لندفرمها میشود. این لندفرمها و چشماندازها شامل: قارهها، جزایر، بستر اقیانوسها، دریاچهها، رودها، یخچالها و سایر تودههای آبدار و حتی چشماندازها و لندفرمهایی که در سایر کرات و قمرهای منظومه شمسی وجود دارند، بررسیهای ژئومورفولوژی معاصر عمدتاً در چهارچوب علمی انجام میشود(نگاه کنید به: Rhoads and Thorn 1996) اما در عینحال، علایق علمی، کاربردی و مهندسی هم ممکن است انگیزهای برای بررسیهای ژئومورفولوژیکی باشد. طیف گستردهای از روششناسی پژوهشی توسط ژئومورفولوژیستها بهکار گرفته شده و تلاشهای پیشین، شکلگیری ساختاری نظاممند را در ژئومورفولوژی به همراه داشته که نتیجه آن ایجاد گرایشهای ریز[38] و پایداری زیاد در این علم بوده است. ژئومورفولوژیستها بر اهمیت درک زیباییشناسی ذاتی برای تنوع پیچیده اشکال سطح زمین، بهطور مکرر اذعان کردهاند و بر همین اساس، یکی از تعاریف شایسته ژئومورفولوژی، "علم مناظر"است(Fairbridge 1968).
موضوعات قدیم و کنونی ژئومورفولوژی بر توصیف و طبقهبندی لندفرمها(از جمله بر اساس شکل هندسی، ویژگیهای تحلیل مکانشناسی و ساختار درونی)، فرایندهای پویایی که نشانگر تطور و وجود آنها، روابطشان با یکدیگر و با سایر اشکال و فرایندها(ژئومورفیک، هیدرو-کلیماتیک، زمینساختی، زیستی، انسانی، فرازمینی و موارد دیگر) متمرکز بوده است. ژئومورفولوژی علمی تجربی است که تلاش میکند تا پاسخی نظاممند برای سوالات اساسی زیر فراهم کند:
چه چیز یک لندفرم را از سایر لندفرمها متمایز میسازد؟
لندفرمهای متفاوت و در عین حال مرتبط با همدیگر کدامند؟
یک لندفرم خاص یا یک چشمانداز پیچیده، چگونه تحول پیدا میکنند؟
چگونه یک لندفرم در آینده تحول خواهد یافت؟
تقسیمات ژئومورفولوژی برای بشر و جوامع بشری کدامند؟
در حال حاضر، ژئورفولوژی مدرن با توجه به قلمروهای تخصصی، دارای تقسیمات و زیرشاخههایی به شرح زیر است: ژئومورفولوژی جریانی[39]: ژئومورفولوژی جریانی در ارتباط با آبهای جاری(رودها، نهرها و کانالها) و کاری است که در بخش زمینی سیکل هیدرولوژی انجام میشود. ژئومورفولوژی جریانی در مقیاسهای متفاوتی کار میکند. نقش آشفتگی جریان آب در میزان حمل و نهشتهگذاری ذرات رسوبی در مقیاس کوچک. سازوکار شکلگیری پیچانرود، نیمکتهای شنی در بستر رود و گسترش دشت سیلابی در مقیاس متوسط، ماهیت و ویژگیهای تحول حوضه آبریز در مقیاس بزرگ از تقسیمات ژئومورفولوژی فلوویال است. ژئومورفولوژیستهای دامنهها[40]: یکی دیگر از زیر تقسیمات ژئومورفولوژی، ژئومورفولوژی دامنهها است. در این بخش از ژئومورفولوژی، ویژگیهای ژئوتکنیکی خاک و سنگ، سازوکار زمینلغزشها، حرکت آب در زیرزمین مورد بررسی قرار میگیرد. ژئومورفولوژیست تکتونیک: مطالعه نوزمین ساخت، میدانهای فشار، حوضههای رسوبی در مقیاس قارهای و چشماندازهای فعال و غیرفعال حاشیهای. ژئومورفولوژیست یخچالی و جنب یخچالی: مطالعه یخچالهای قارهای و کوهستانی، مناطق دائماً یخزده و سایر مناطق سرد و فرایندهایی که بر روی برف و یخ عمل میکند. ژئومورفولوژی کارست: که در ارتباط با سنگهای قابل حل(مانند سنگ آهک)، و فرایندهای شیمیایی و انحلال است که منجر به شکلگیری اشکالی مانند درههای کارستی، غارها و رودهای زیرزمینی میشود. ژئومورفولوژیست ساحلی: بررسی پیشکرانه، دریاچهها و سیستمهای دریایی تا جایی که فرایندهای جریانی غالب باشد. ژئومورفولوژیست بادی: بررسی حمل ماسه و گرد و غبار توسط باد بویژه در محیطهای بیابانی و نیمه خشک. سواحل بیچ، اراضی کشاورزی. سطح کره ماه و سیاره بهرام. علاوه بر تقسیمات فوق، میتوان از تقسیمات دیگری نام برد که عبارتند از: ژئومورفولوژی خاک، ژئومورفولوژی زیستی، ژئومورفولوژی اقلیمی، ژئومورفولوژی مناطق حاره، ژئومورفولوژی مناطق بیابانی، ژئومورفولوژی مناطق کوهستانی، ژئومورفولوژی ماوراءزمینی(سیارهای) ، ژئومورفولوژی سنجش از دور، ژئومورفولوژی زیستمحیطی، ژئومورفولوژی مناطق جنگلی، ژئومورفولوژی کاربردی، ژئومورفولوژی مهندسی و آنتروپوژئومورفولوژی.
موضوعات و مفاهیم اصلی در ژئومورفولوژی(Major themes and concepts)
لندفرمها در نتیجه عملکرد فرایندهای متفاوت در طی زمان بر روی مواد تشکیل دهنده سطح زمین تغییر یافته و در نتیجه میتوان آنها را پدیدههایی دینامیک و پویا دانست. ژئومورفولوژیستها بر اساس دلایل و شواهد به بررسی روابط متقابل فرم - فرایند میپردازند تا چگونگی تحول لندفرمها را تبیین کنند. بررسیهای ژئومورفولوژیکی فقط تعیین نوع و جهت تحول لندفرمها( پیشرونده، چرخهای، آرام یا سریع) نیست بلکه فرایندهای غالب یا مستقیم در تحول ناهمواری(از لحاظ نوع، شدت) و همچنین تعدیلهای متقابل و پسخورندها بین اشکال، فرایندها، انرژی و مواد در چشمانداز را بررسی میکند. ژئومورفولوژیستها جهت درک بهتر روابط پیچیده درونی بین اشکال، فرایندها، مواد و انرژی، مفاهیم متعددی را برای کمک به سازماندهی این موضوعات ساخته و معرفی کردهاند. تعدادی از این مفاهیم عبارتند از:
1- نیروهای درونی- بیرونی: سیستمهای ژئومورفیک تحت سیطره کنترل کنندههای دینامیکی درونی(اندوژنتیک) و بیرونی(اگزوژنتیک) قرار دارند. فعالیتهای زمینساختی، آتشفشانی و ایزوزستازی، تجلی نیروهای درونی زمین هستند و بارش و برخورد شهاب سنگها را میتوان در گروه نیروهای بیرونی قرار داد. در مقیاسهای زمانی و مکانی متفاوت، سیستمهای ژئومورفیک، تاثیر نیروهای درونی و بیرونی یکسان نبوده است. مفاهیمی مانند کنترل- حجم، نیرو- تعادل در مکانیک سیالات، برای تشریح و تبیین نیروهای درونی و بیرونی مورد استفاده قرار میگیرد.
2- فرایندهای مخرب- سازنده: بعضی از فرایندهای ژئومورفیک، لندفرمهایی مانند مخروطهای آتشفشانی، دهانههای برخوردی، تپههای ماسهای ایجاد میکنند در حالی که فرایندهای مانند هوازدگی شیمیایی، برخورد قطرات باران و فعالیتهای انسان، لندفرمها را تغییر داده و باعث برهنهسازی ناهمواریها در مقیاس وسیع میشوند. اکثر فرایندهای ژئومورفیک ممکن است همزمان با ایجاد ناهمواریهای جدید، ناهمواریهایی را تخریب کنند. برای مثال، در عین حال که آب جاری در یک رود، قسمتی از مئاندر را تخریب میکنند در قسمتی دیگر، رسوبگذاری صورت میگیرد. همچنین در یک سیستم یخچالی، در ارتفاعات درههای یخچالی شکل میگیرد و در پایین دست، یخرفتها انواع اشکال تجمعی را ایجاد میکنند.
3- اشکال فرسایشی- تراکمی: بعضی از لندفرمها(مانند کانیونهای ایجاد شده در سنگ بستر و سنگهای پشت گوسفندی[41]) در طی فرایند فرسایش با برش مواد تشکیل دهنده سنگ بستر و رسوبها شکلگرفته و برخی دیگر(مانند دلتاها و جریانهای گدازه) از طریق نهشتهگذاری مواد جدید، ایجاد میشوند. علاوه براین، اشکال ترکیبی (مانند دهانههای برخوردی) نیز از طرق عملکرد توامان فرسایش و نهشتهگذاری یا وجود تعادل درهم پیچیده و ظریف بین فرسایش و نهشتهگذاری در نقاط متفاوت یک شکل( مانند خزش تپههای ماسهای)پدید میآیند.
4- روابط فشار- مقاومت: اکثر فرایندهای ژئومورفیک از طریق اعمال فشار بر سیستمها توسط جریان آب، واکنشهای شیمیایی حرکات زمینساختی و عملکرد مداوم نیروی جاذبه، چشماندازها را تغییر میدهند. موادی که این فرایندها بر روی آنها عمل میکنند، بخاطر ویژگیهای ذاتی مانند ترکیب کانیشناسی، به هم چسبی ذرات و محل قرارگیری، میتوانند در برابر تغییرات مقاومت کنند. ژئومورفولوژستها معمولاً بیشتر تلاش میکنند تا فرایندها را اندازهگیری کنند تا چگونگی مقاومت مواد را. البته استثناءهایی هم وجود دارد برای مثال ژئومورفولوژیستهای ژاپنی بهطور سیستماتیک ماهیت کنترل سنگ بر ناهمواری را بررسی میکنند. بسیاری از ژئومورفولوژیستهای ساحلی، سواحل سنگی، تعدادی از زمینشناسان ژئومورفولوژیست به لندفرمهای میراث و چشماندازهای قدیمی و تعدادی از ژئومورفولوژیستهای مهندسی، گسیختگیهای دامنهای را بررسی میکنند.
5- لندفرمهای چندزادی[42] و میراث: چشماندازها مجموعه ناهمواریهایی دارند که به ندرت ساده هستند. در صورتی که فرایندهای متعدد بهطور همزمان فعال بوده و یا یک لندفرم میراث در برابر تغییرات مقاومت نشان دهد، ممکن است اشکال چندزادی با همدیگر در یک چشمانداز وجود داشته باشند. لندفرمهای میراث توسط فرایندهای کنونی تغییر شکل یافته و با ایجاد اشکال جدید، چشماندازهای پالیمپسست[43] را ایجاد میکند.
از ترکیب نیروهای درونی و بیرونی با عملکردهای مخرب و سازنده، اشکال فرسایشی و تراکمی پدید میآیند که با توجه به روابط بین نیروهای فشار و مقاومت، کاهش یا افزایش ارتفاع ناهمواری در یک دوره زمانی، مشخص میشود. شکلگیری کوههایی مانند هیمالیا با سیستمهای درهای و کوههای پرشیب مربوط به افزایش ناهمواری و در مقابل شکلگیری جلگههای ساحلی در منطقه عمیق اقیانوسها که ویلیام موریس دیویس آن را با اصطلاح دشتگون بیان میکرد مربوط به دوره کاهش ناهمواری است. ژئومورفولوژیستها برای تشریح روایط بین نیروهای فوق الذکر و تشریح پایههای نظری علم ژئومورفولوژی از مفاهیمی مانند مقیاس، علیت[44]، تعادل، پایان همسان[45]، آستانهها، بزرگی- فراوانی، حافظه چشماندازو رها شدگی استفاده میکنند.
توسعه تاریخی ژئومورفولوژی در مراحل اولیه((Early historical development
هزاران سال است که مسایل مورد بحث ژئومورفولوژی افکار بشر را بخود مشغول کرده و از اینرو اولین آثار و نوشتههای بشر در این زمینه را در بین فلاسفه یونان، روم، عرب و چین باستان جستجو کرد. برای مثال، ارسطو[46](384-322 قبل از میلاد) و استرابو[47](54 قبل از میلاد تا 25 میلادی) درباره منشاء چشمهها، عملکرد رودها و اهمیت زلزله و آتشفشانها اظهار نظرکردهاند. با اینحال تاریخ ژئومورفولوژی(نگاه کنید به:1989,Chorley et al. 1964; Tinkler 1985) را بهطور مشخص، قبل از رنسانس اروپا میتوان جستجو کرد زیرا از این دوره، اسناد مکتوبی بجا مانده که در ارتباط با دانش ژئومورفیک قبل از قرن شانزدهم است. در طی رنسانس، اکثر مطالعات مربوط به زمین را باید در نوشتههای فلسفی و تاریخ طبیعی جستجو کرد زیرا رشتههای علمی تخصصی هنوز تفکیک نشده بود و روشهای علمی هنوز شناخته شده نبود. لئوناردو داوینچی[48]، برناردو پالیسی[49]، ناتانیال کارپنتر[50]، برنارد وارینوس[51]، توماس برنت[52] و نیکولاس استنو[53] از اشخاص برجسته این دوره هستند و به صورت شفاهی، پایههای علم ژئومورفولوژی را بنا نهادند. متاسفانه این دوره، مصادف با زمانی بود که کلیسا، کنترل زیادی بر افکار دانشگاهی داشت و دانشمندان باید مشاهدات روزانه خود از فرایندهای طبیعی را با عقاید سختگیرانه مذهب ارتدکس[54] یا انجیل[55]، منطبق نمایند. اسقف اعظم جیمز اوشر[56] اعلام کرد که زمین در روز یکشنبه 23 اکتبر 4004 قبل از میلاد خلق شده و توفانی(سیل)که در عهد عتیق[57](بخش اول انجیل) از آن نام برده شده، در سال 2349 قبل از میلاد اتفاق افتاده است. اینگونه بیانات تاثیر بسیار زیادی بر توسعه علوم زمین داشته است. بنابراین تعجبآور نخواهد بود که تفسیر غالب از فرایندهای سازنده سطح زمین شامل وقایع ناگهانی عظیم[58]، کاتاکلیزم[59](سیل یا طوفان بزرگ) و بحرانهایی مانند سیل فراگیر و تحولات لرزهای باشد.
در دوره بعد از رنسانس و اوایل قرن نوزدهم، مکتب شکگرایی[60]، بحث و جدل شکل گرفت. همچنین چندین تغییر مفید صورت گرفت که بهطور مستقیم در توسعه ژئومورفولوژی به عنوان یک علم دانشگاهی موثر بود. این تغییرات عبارتند از:
1- تحول در زمینههای تخصصی مانند بیولوژی، فیزیک، ستارهشناسی، ریاضیات، هیدرولیک و زمینشناسی که پیامدهای این تخصصی شدن به زیر شاخههای آنها مانند سنگشناسی، کانیشناسی، دیرینشناسی، چینهشناسی و ژئومورفولوژی هم گسترش یافت.
2- تحولات تدریجی و آرام در مباحث دانشگاهی به دور از سیستمهای اعتقادی و کنترل کننده و حرکت به سوی هماهنگسازی و استاندارد کردن پژوهشها بر اساس شواهد تجربی و مشاهداتی.
3- توسعه و گسترش فزاینده ابزارهای پیشرفته، فنون اندازهگیری و عقد پیماننامهها[61].
4- جابجایی گسترده مردم و اطلاعات که بدین وسیله دسترسی عمومی به محیطها و ایدههای جدید را امکانپذیر میساخت.
5- پذیرش تدریجی اصل گراجوالیسم[62] (نگاه کنید به UNIFORMITARIANISM) در مقابل کاتاستروفیسم.
در طی این دوره، دو اندیشه غالب بروز کرد:
الف- نپتونیستها[63] (ورنرینها[64]) با پیروی از افکار کانیشناس آلمانی آبراهام گوتلب ورنر[65] اعتقاد داشتند که سنگهای کره زمین از فرایندهای فیزیکی و شیمیایی در اعماق اقیانوسها شکل گرفتهاند.
ب- پلوتونیستها[66] (یا ولکانیستها[67])، بر اهمیت فرایندهای آتشفشانی درونی و بیرونی در شکلگیری سنگها تاکید داشتند. از افراد برجسته این دوره از مکتب فرانسه میتوان از ژان اتینه گوتارد[68]، نیکولاس دسمارست[69]، ژان بابتیست لامارک[70] و همچنین زمینشناسی سویسسی هوراک برنارد دو سوسار[71] نام برد.
بنا به نظر عدهای، جیمز هاتن[72] بنیانگذار ژئومورفولوژی مدرن، پلوتونیستی بود که درباره اهمیت فرسایش تدریجی در طی میلیونها سال، با حرارت و اشتیاق خاصی بحث میکرد. ایدههای یونیفورمیتاریانی او در غالب عبارات معروفی مانند "زمان حال کلید گذشته است[73]، بدون نشانهای از آغاز، دورنمایی از پایان[74]"، انقلابی به پا کرد زیرا او توانست با تغییر نگاهها به دیدگاه کاتاستروفیزم درباره خلقت، به سمت عوامل مداوم و فعال فرسایش، انقلابی ایجاد کند. متاسفانه، آموزههای هاتن مورد توجه دانشمندان زمان خود قرار نگرفت. بعد از مرگ هاتن، دوست و همکارش، جان پلایفر[75] کتابی منتشر کرد که در آن نوشتههای هاتن را تشریح کرد و در آغاز قرن نوزدهم، تغییر آرامی به سوی گراجوالیسم شکل گرفت. نظریههای چرخهای[76] و مداوم[77] شکل گرفت. در این دوره در زمینه تحول لندفرمها، سه مکتب فکری شکل گرفت:
مکتب فکری دیلوویالیسم[78] با تکیه بر اصل کاتاستروفیسم شکل گرفت. دیلوویالیستهایی مانند ریورند ویلیام باکلند[79]، زمینشناس و دیرینهشناس انگلیسی(1784-1865) و ریورند آدام سدویک[80] اعتقاد داشتند که سیل بزرگی، بسیاری از اشکال سطح زمین را فرسایش داده است. در مقابل، استراکچرالیستهایی[81] مانند هنری توماس دولابچ[82] و جان فیلیپس[83] انگلیسی(1800- 1874)، معتقد بودند که کنترل کنندههای ساختمانی در درک ژنز چشماندار نقش اساسی دارند. این گروه، در عینحال معتقد به نقش فرایندهای کاتاستروفیک و تدریجی در فرسایش بودند. در مقابل، فلوویالیستها[84] ادعا میکردند رودهای کوچک و بزرگ با عملکرد آرام و در عین حال مداوم خود، نقش بارزی در فرسایش چشماندازها دارند.
یکی از پیشگامان اصلی فلوویالیسم و یونیفورمیتاریانیسم، سر چارلز لیل[85] بود که چاپ کتابش با عنوان اصول زمینشناسی[86] در سال 1830، دوازده بار تجدید چاپ شد. استدلال لیل بر مشاهده و اندازهگیری دقیق استوار بود و به شدت به افکار کاتاستروفیسم و دیلوویالیسم حمله کرد. نوشتههای او درباره یونیفورمیتاریانیسم را میتوان در چهار بخش خلاصه کرد:
1- قانون یکنواختی[87](قوانین طبیعت تغییر ناپذیرند).
2- یکنواختی فرایندها[88](فرایندهای کنونی در گذشته نیز فعال بودند).
3- یکنواختی نرخ[89](گراجوالیسم).
4- یکنواختی حالت[90](تغییر برای همیشه، چرخهای و بی ارادی خواهد بود).
انتشار کتاب لیل تردیدهای زیادی را به همراه داشت. افکار این دوره تا اواسط قرن نوزدهم، مخالفین و موافقین بحث درباره اهمیت عملکرد فلوویال، دنودیشن پلوویال[91]، فرسایش دریایی، تشکل یخچالها و جابجایی کوههای یخ به عنوان عوامل فرسایش را به دنبال داشت. علاوه براین، حتی لیل نیز به تشریح نقش فرسایش دریایی در تخریب فلوویال پرداخت. دلیل روی آوردن لیل به تشریح نقش فرسایش دریایی، توجیه ناپذیر بودن مشاهدات متعدد مانند ناپیوستگیهای بزرگ در اسناد چینهشناسی و سنگهای سرگردان عظیم یخچالی در مناطق دور از انتظار بود. عملکرد قدرتمند دریا راه حل مناسبی بود زیرا فرایندهای زیردریایی نمیتوانست مشاهده و بهطور مستقیم اندازه گیری شده و در نهایت فرایند نظریهسازی اتفاق بیافتد.
در اواسط دهه 1870، نشانههایی از پیدایش و شکلگیری ماهیت چندگونگی و پیچیده تحول چشمانداز ظاهر شد. برای مثال، براساس نظریه تسطح دریایی[92] سر اندرو کرومبی رامسی[93]، عمل امواج و جریانهای اقیانوسی نمیتوانست کف دریا را بریده و فرسایش دهد اما میتوانست با فرسایش ارتفاعات دریایی باعث شکلگیری دشتهای دریایی[94] شود. با بروز فعالیتهای زمینساختی، نیروهای بیرونی فعال شده و فرسایش فلوویال درهها را کنده و چشماندازها را فرسایش داد. وجود قلههای تخت و همسان در ارتفاعات ویلز[95] و انگلستان و همچنین بررسیهای بارون فردیناند ون ریشتهافن[96] در چین تاییدی بر این نظریات بود. بهطور همزمان، نظریههای یخچالی ایگنس ونتز[97]، جن دو کارپنتر[98] و لوئیس آگاسیز[99]، با اصلاحاتی که در مباحث اقلیمی و یخچالی رودخانهای صورت گرفت، چند دهه بعد از ارائه، مورد توجه و پذیرش گسترده قرارگرفتند. این مساله اهمیت بسیار زیادی در توسعه ژئومورفولوژی داشت زیرا پویایی زیستمحیطی با این نظریهها همخوانی نداشت. دیدگاه گراجوالیستها و کاتاستروفیستهای جدید هم در این چهار چوب جدید قرار میگرفت زیرا یکنواختی فرایندها(یکی بودن ماهیت گذشته و حال فرایندها) ضرورتاً به معنی عدم تغییر شدت و نرخ عملکرد آنها نیست.
پایان قرن نوزدهم، شروعی برای علم ژئومورفولوژی بود تا در یک چهارچوب جدید علمی قرارگیرد. اصطلاح ژئومورفولوژی در اواسط دهه 1800 معرفی شد و کتابهای متعدد درسی درباره ژئومورفولوژی نوشته شد. ژئومورفولوژی به عنوان یک موضوع مورد مطالعه دانشگاهی، در ابتداء با نقاب و ماسک فیزیوگرافی یا زمینشناسی فیزیوگرافیکی، به فعالیت پرداخت. در بسیاری از مراکز دانشگاهی کشورهای اروپایی و غیر اروپایی، ژئومورفولوژی پاگرفت اما هریک هویت و دستورالعمل مجزایی برای ایجاد این رشته داشتند. برای مثال، ژئومورفولوژیستهای بریتانیایی تلاشهای زیادی برای تکمیل کرونولوژی برهنه سازی پیچیده و ارتباط آن با فرایندهای دریایی و دورههای پایداری/ ناپایداری زمینساختی و نوسانات سطح دریا داشتند. ژئومورفولوژیستهای آلمانی(مانند ای. هتنر[100] و والتر پنک[101])، با پژوهشهایی که در کوههای آلپ و مناطق گرمسیری جنب حاره انجام دادند، به نقش آب هوا بر لندفرمها علاقهمند شدند. در مقابل، مکتب ژئومورفولوژی امریکای شمالی، به دنبال شواهد بی چون و چرای بدست آمده از سفرهای اکتشافی گسترده در مناطق غربی نیمه خشک فاقد پوشش گیاهی، ایده فلوویالیسم[102] غالب بود. سفرهای جان واسیلی پاول[103] به گراند کانیون و گزارشهایش درباره فلات کلرادو و کوههای یونیتا[104]، گواهی بسیار با ارزش در مورد کارآیی رودها در فرسایش چشماندازها بود. مطالعات گرو کارل گیلبرت درباره سازوکار فرسایش جریانی، حمل رسوب و آشفتگی جریان نمونههایی از کاربرد روشهای علمی را به همراه داشت. او هچنین منشاء پدیمنتها و گسترش جانبی آنها را مورد بررسی قرار داد و در بین افراد متعددی که به این بررسیهای پرداختند، گیلبرت، اولین ژئومورفولوژیست امریکایی است که بهطور دقیق این فرایندهای جریانی را شناسایی کرد. علاوه بر این، با تلاشهای پاول، گیلبرت، دانا، داتون و بسیاری از افراد شاغل در سازمان زمینشناسی امریکا، مکتب ژئومورفولوژی امریکای شمالی در سالهای بعد قرن بیستم، غالب بود.
توسعه ژئومورفولوژی در قرن بیستم(Twentieth-century developments)
ژئومورفولوژی در قرن بیستم رشد و تحولات سریعی داشته، بهطوریکه میتوان آن را در شش دوره که با همدیگر پوشش مشترک دارند، تقسیمبندی کرد:
- دوره تاریخی: (1890-1930). در این دوره، افکار ویلیام موریس دیویس و شاگردانش غالب بود. در سیکل جغرافیایی[105]، تحولات چشماندازها با بالاآمدگی سریع زمینساختی آغاز میشود و به دنبال آن برهنهسازی، مراحل مشخص جوانی، بلوغ و پیری را ایجاد میکرد. در این مدل، الگوی ژنتیک بازسازی تحول چشماندازها به مناطق گسترده و وسیع میپرداخت و اهمیت نسبتاً کمی به فرایندهای مکانیکی و شیمیایی فرسایش و نهشتهگذاری میداد. با اینحال، تعیین تاریخهای برهنهسازی[106]، علاقه زیادی در ژئومورفولوژی زمینساختی و اهمیت تشریح توالی تاریخی، ایجاد کرد که پیامد نهایی آن، چشماندازهای کنونی شد.
- دوره منطقهگرایی(1920-1950). این دوره با بررسی چشماندازهای منطقهای در عرضهای میانی معروف امریکای شمالی، اروپا و تا اندازهای مناطق دوردست کره زمین(مانند منطقه حاره، بیابانها و عرضهای بالا) مشخص میشود. این مطالعات منطقهای، دادههایی درباره لندفرمها تولید کرد که در چهارچوب سیکل جغرافیایی دیویس بویژه موضوع چالش برانگیز نرمالبودن فرسایش در مناطق مرطوب عرضهای متوسط نمیتوانست به آسانی تشریح شود. اگرچه دیویس در فرانسه و انگلستان حامیانی پیدا کرد اما سایر کشورهای اروپایی با آموزههای دیویس همراه نشدند. برای مثال، والتر پنک مدلی برای تحول چشمانداز ارائه کرد که در کنترل ناهمواری برای نرخ نسبی بالاآمدگی و دنودیشن، اهمیت نسبی بیشتری قایل بود. ژئومورفولوژیست آلمانی دیگر، جی بودل[107]، به نقش کنترل کنندههای اقلیمی توجه داشت و مفهوم گسترش دشت در نتیجه فرسایش جانبی دشتها و مناطق مورفوژنتیک[108] را مطرح کرد. لویس پلتیر[109] در امریکای شمالی و هم فکرانشان، ژان تریکارد[110] و آ گایلیوکس[111] در فرانسه نیز به ژئومورفولوژی اقلیمی پرداختند. بدین سان، ایدههای نرمال و هماهنگ دیویس به تدریج محبوبیت خود را از دست داد و ژئومورفولوژی تبدیل به اتحادیه یا کنفدراسیونی علمی[112] متشکل از چند مکتب منطقهای شد.
- دوره کمی(940-1970). این دوره در ژئومورفولوژی، بازتابی از روند گسترده ایجاد شده در بسیاری از علوم زمین بود که به استفاده از فنون دقیق (اغلب برگرفته از جنگ جهانی دوم) روی آوردند تا به اندازهگیری توصیف و تجزیه و تحلیل اشکال سطح زمین بپردازند. انتشار نوشتههای آر.ای. هورتن[113] درباره شبکه جریان و فرایندهای حوضه آبریز بهطور کلاسیک، پیشگام جنبش کمی بود اما کارهای اساسی مربوط به افرادی مانند بگنولد[114]، گیلبرت[115]، هولستروم[116]، لینتی[117]، رابی[118] و شیلدز[119] و بسیاری دیگر بود که به درستی مورد توجه قرار نگرفتهاند. این گروه از اولین پیشگامان کمیگرایی[120] در ارتباط با درک لندفرمها و فرایندهای ژئومورفیک با فلسفه جبرگرایی[121] یا امکان گرایی[122] بودند اما درعینحال، این ایدهها، بیش از اینکه بهطور منطقی بر اساس مدلهای ذهنی[123] باشند، مدلهای آزمایشپذیری بودند که قدرت پیشبینی محدودی داشتند. در این دوره، مکتب فلسفی اثباتگرایی[124] غالب بود و رویکرد روششناسی تحویلگرایی[125] برتری داشت. یکی از پیامدهای این دوره این بود که ژئومورفولوژی به دلیل ارتباط کمتر و کمتر بین زیر رشتههای تخصصی و فاصله گرفتن زیاد از رشتههای مادر جغرافیا و زمینشناسی، بیشتر و بیشتر تکهتکه و تخصصی شد. خوشبختانه، ارتباط با رشتههایی مانند مکانیک سیالات، هیدرولوژی مهندسی، آمار، ترمودینامیک، هواشناسی، خاکشناسی و فیزیک کشاورزی، اگرچه آنها را به سایر رشتهها متمایل ساخت اما، در عین حال به غنای نظری و مفهومی ژئومورفولوژیستها افزود.
- دوره سیستمی(1960-1980) با معرفی نظریه عمومی سیستمها توسط ریچارد جی چورلی به ابزارهای مفهومی ژئورفولوژی که حاصل منطقی دوره کمیگرایی بود، توسعه ژئومورفولوژی آغاز شد. کمیسازی دوره قبل، به دو بخش تقسیم میشد:
الف- توصیف آماری جعبه سیاه[126](برای مثال قانون هورتون[127] درباره تعداد جریانها)
ب- اندازهگیری و تفسیر دقیق فرایندهای دینامیکی (برای مثال، استرالر 1952).
قانون هورتون درباره تعداد جریانها، هیچ آگاهی نسبت به رفتار ژئومورفیک ایجاد نکرد و اندازهگیری و تفسیر در مقیاسی بسیار کوچکی بود بهطوری که تحول چشمانداز را نشان نمیداد. رویکرد سیستمها با معرفی رفتار ژئومورفیک در غالب مفاهیمی مانند جریان انرژی و ماده، جهت تعادلها، زمان رهاسازی و آستانههای واکنش[128](نگاه کنید به THRESHOLD GEOMORPHIC)سعی کرد تا اشکالات جعبه سیاه را کاهش دهد. مفاهیم زیادی مانند آلومتری[129]، آنتروپی[130] و ارگودسیستی[131](نگاه کنید به ERGODIC HYPOTHESIS)، از رشتههای دیگر مانند الگوهای نظری[132] به عاریه گرفته شد. این مفاهیم برای طیف وسیعی از سیستمهای ژئومورفیک مورد استفاده قرار گرفت که میزان موفقیت استفاده از آنها نیز متفاوت بود اما تعداد زیادی از مقالات مجلات و کتابهای درسی دارای نمودارهای جعبه و پیکانهایی[133]بودند که عمومیشدن این رویکرد را در مرحله سیستمی، تصدیق میکرد.
از حدود دهه 1980، ژئومورفولوژی وارد مرحله رو به تزاید آشتی[134] و یکپارچگی[135] شد که نشانههایی از تبدیل شدن آن به یک علم جدید بالغ بود. گفتمانها درباره ایدههای کاتاستروفیک در برابر یونی فورمیتاریانیسم، روششناسیهای کمی- جبرگرایانه/ اتفاقی[136] در برابر روش شناسیهای کیفی- تاریخی[137] و پاگرفتن موضوع ریشههای جغرافیایی یا زمینشناسی ژئومورفولوژی نه با اهداف رهبری علمی یا جایگاه برتر بلکه بیشتر پیامد یک ضرورت واقعگرایانه[138] برای ژئومورفولوژی بود تا نسبت به سایر رشتههای علومزمین[139](زمینشناسی، جغرافیا، رسوبشناسی، چینهشناسی و دیرینهشناسی)، هویت مشخصی پیدا کند. همچنین، طیف پیچیدهای از ایدههای مفهومی که ژئومورفولوژی برپایه آنها شکل گرفته است را دریابند(برای مثال،Rhoads and Thorn 1996). بسیاری از ایدههای حدگرای[140] گذشته(مانند نئوکاتاستروفیسم[141]، تاریخگرایی جدید[142] و منطقهگرایی جدید) با جهتگیریهای ملایمتر، مجدداً وارد مباحث علمی شدند تا نسبت به یونیفورمیتاریانیسم از نوع فلوویالسم که کمیگرایی و نگرش سیستمی را در ژئومورفولوژی غالب کرده بود، تعادل ایجاد کند. بهطور یکنواخت این ایده های مفهومی در زمینه شواهد واقعی با دیدگاهی به سوی تولید آگاهی نسبت به اشکال ژئومورفیک غیرعادی یا نواحی که نادرستی تبینهای سنتی را اشکار میساخت، مورد بحث قرار گرفت( برای مثال Baker 1981). ژئومورفولوژیستهای جدید برای استفاده از مطالعات تفضیلی مکانیکی- فرایندی[143]، بازسازی مجموعه لندفرمهای تاریخی در تشریح پیچیدگیهای سطوح کنونی، ارتباط درونی بین تخصصهای جنبی ژئومورفولوژی، علوم زمین و مهندسی و همساز با تواناییهای فنآورانه قرن بیست و یکم که با حس برنده ژئومورفولوژیست میدانی درباره حیات و سرزمین ترکیب میشود، فرایندهایی را که به آرامی، همراه با وقایع بزرگ- عظیم[144] با فراوانی وقوع کم عمل میکنند و آثارشان را درچشم انداز نمیتوان دید، اهمیت زیادی قائلند.
جهتگیریهای آینده(Future directions)
در قرن بیست و یکم، ژئومورفولوژی به عنوان یک علم و با تصریح اهمیتش در میان سایر رشتههای علوم زمین، به بالندگی خود ادامه خواهد داد. مساله مقیاس[145] در ژئومورفولوژی یک موضوع غالب در گفتمانها و بررسیهای ژئومورفولوژی باقی خواهد ماند و با گسترش موضوعات مربوط به کنترل کنندههای زمینساختی و ساختمانی بر سیستمهای ژئومورفولوژی در دورههای بلند مدت (یعنی مگاژئومورفولوژی[146])، تحول سطح خورشید و سیاره بهرام[147](یعنی ژئومورفولوژی سیارهای)، ارتباط درونی سیستمهای ژئومورفیک با سیستمهای بیوشیمیایی و جایگاه سلسله مراتبی در برابر ماهیت مقیاس-یکسانی[148] سیستمهای ژئومورفیک، غنای اطلاعتی بیشتری پیدا میکند. اصطلاح نئوژئومورفولوژی که اخیراً مطرح شده (Haff 2002)، پیشنهاد میکند که برحسب ضرورت، با توجه به این امر که انسانها بیش از رودها، یخچالها و باد، سالانه باعث جابجایی خاک و سنگ میشوند، شکل جدید و مدرنی از ژئومورفولوژی، ممکن است شکل بگیرد(Hooke 2000). جایگاه انسان بهطور مستقیم و غیر مستقیم در تغییر چشماندازها(برای مثال از طریق گرمایش جهانی) تا حد زیادی در آینده افزایش خواهد یافت. چون برای اینگونه تغییرات انسانی در رکوردهای چینهشناسی هیچ قیاسی نمیتوان یافت، به نظر میرسد برقرای ارتباط و بهرهبرداری از ژئومورفولوژی(که بر روابط متقابل فرایند-فرم سنتی متمرکز شده)، برای برنامهریزی و مدیریت زیستمحیطی، امکانپذیر نباشد. قبلاً، ژئومورفولوژیستها در ارزیابی تاثیرات زیستمحیطی فعالیتهای ساختمان، معدنکاری و جنگلداری نقش محوری داشتند و (در کنار زیستشناسان و گیاهشناسان) تجربیاتشان احیاء چشمانداز[149]، توانبخشی[150] و اقدامات ترمیمی،[151] رودها، اراضی آبدار[152] و تپههای ماسهای ساحلی را نیز دربر میگرفت.
در تلاش برای درک عمیقتر تحولات گذشته( بازگشت به گذشته[153]) و آینده( پیشبینانه[154]) سطح کره زمین، ژئومورفولوژیستها بهطور فزایندهای به فنآوریهای پیشرفته تکیه کردهاند. این فنآوریها شامل روشهای جدید تعیین تاریخ(برای مثال، پرتوهای هستهای کیهانی[155]، لومیناس نوری و حرارتی[156]، جلای سنگ[157]،گلسنگ سنجی[158]) که با استفاده از آنها میتوان سن نسبی عناصر سازنده لندفرمها و در نهایت توالی تاریخی وقایعی که منجر به شکلگیری چشماندازها شده را مشخص کرد. علاوه براین، فنآوری نوظهور سنجش از دور( تداخل سنجی رادار دهانه ترکیبی[159]، لیدار[160]، رادار نفوذی به درون زمین[161]، بازتاب سنجی زمان محور[162]) شامل طیف وسیعی از روشهای سطحی و زیرسطحی، روشهای کامپیوتری پیشرفته شامل سخت افزارهای قوی، کدهای نرمافزاری کارآمدتر و پلاتفرم دادههای ترکیبی و قابل تفسیر(برای مثال، سیستمهای اطلاعات جغرافیایی، مدلهای رقومی ارتفاعی[163] و پوشش گسترده ماهوارهای برای تهیه اطلاعات همدید[164] مناطق غیرقابل دسترس و دور با دقت مکانی رو به افزایش و حرکت نسبی از طریق سیستمهای موقعیت یاب جهانی[165] را امکانپذیر میسازد. علاوه براین، انتقال اطلاعات و ایدهها همزمان با ورود به جامعه ژئومورفولوژیستها تا حد زیادی از طریق شبکه گسترده وب جهانی[166] و سازمانهای ملی و بینالمللی مانند انجمن بینالمللی ژئومورفولوژیستها[167]که دارای مجلات الکترونیکی و فهرستهای آدرس/ عضویت[168] هستند، تسهیل شده است. برای اولین بار در تاریخ طولانی توسعه ژئومورفولوژی، این علم توان بالقوه آن را پیدا کرد تا براساس گستردگی و مشارکتی که دارد، موقعیت جهانی واقعی پیدا کند.
References
-Baker, V.R. (ed.) (1981) Catastrophic Flooding: The Origin of the Channelled Scablands, Stroudsburg,PA: Dowden, Hutchinson and Ross.
-Beckinsale, R.P. and Chorley, R.J. (1991) The History of the Study of Landforms or the Development of Geomorphology: Volume 3, Historical and Regional Geomorphology 1890–1950, New York: Routledge.
-Chorley, R.J., Beckinsale, R.P. and Dunn, A.J. (1973) The History of the Study of Landforms or the Development of Geomorphology: Volume 2, The Life and Work of William Morris Davis, London: Methuen.
-Chorley, R.J.,Dunn, A.J. and Beckinsale, R.P. (1964) The History of the Study of Landforms or the Development of Geomorphology: Volume 1,Geomorphology Before Davis, London: Methuen.
-Fairbridge, R.W. (1968) The Encyclopedia of Geomorphology, New York: Reinhold.
-Haff, P.K. (2002) Neogeomorphology, EOS,Transactions of the American Geophysical :union: 83(29), 310.
-Hooke, R. LeB. (2000) On the history of humans as geomorphic agents, Geology28, 843–846.
-Rhoads, B.L. and Thorn, C.E. (eds) (1996) The Scientific Nature of Geomorphology, Chichester: Wiley.
-Strahler, A.N. (1952) Dynamic basis for geomorphology, Geological Society of America Bulletin63,923–938.
-Tinkler, K.J. (1985) A Short History of Geomorphology, London: Croom Helm.
-Tinkler, K.J. (1989) History of Geomorphology, from Hutton to Hack, London: Unwin Hyman.
Further reading
-Leopold, L.B., Wolman, M.G. and Miller, J.P. (1964) Fluvial Processes in Geomorphology, San Francisco:Freeman.
-Ritter, D.F., Kochel, R.C. and Miller, J.R. (1995) Process Geomorphology, 3rd edition, Dubuque, IA:William C. Brown.
-Scheidegger, A.E. (1970) Theoretical Geomorphology,Berlin: Springer-Verlag.
-Schumm, S. (1991) To Interpret the Earth: Ten Ways to be Wrong, Cambridge: Cambridge University Press.
-Yatsu, E. (2002) Fantasia in Geomorphology, Tokyo:Sozosha.
BERNARD O. BAUER (مترجم: رضا خوش رفتار)
GEOMORPHOMETRY - ژئومورفومتری
در ارتباط با تجزیه و تحلیل کمی سطح زمین، ژئومورفومتری، موضوع اصلی ژئومورفولوژی نظری و کاربردی است(Pike and Dikau 1995). همچنین در ارتباط با لندفرمها و سطح زمین به عنوان سطح کاملاً ناهموار که موقعیت عمودی تابعی خاص از موقعیت افقی است، ژئومورفومتری بسیار متنوع است. ژئومورفومتری را میتوان ترکیبی از مورفومتری لندفرم[169] و مورفومتری سطح زمین در نظر گرفت. مورفومتری لندفرم و سطح زمین شامل نقشهبرداری، تهیه نقشههای توپوگرافی به کمک عکسهای هوایی و ترسیم نیمرخ نیست که دادههای خام برای ژئومورفومتری فراهم کند اما استفاده از دانشهایی از این قبیل، در بررسی حاشیههای خطا[170]، لازم است (Richards 1990: 36–41). ژئومورفومتری دارای میدان عملکرد وسیعی است که نه فقط در جنبههای متفاوت علوم زمین، بلکه در مهندسی، زیستشناسی و پژشکی هم حائز اهمیت است.کاربرد ژئومورفومتری در هر یک از زمینهها، چیزهایی برای آموزش به دیگران دارد (Pike 2000) که از کاربرد اولیه آن متمایز میشود. ژئومورفومتری الهام بخش ایده فراکتالهای آماری[171] است که به دنبال مشکلاتی برای نشان دادن " طول این ساحل چقدر است[172]؟ "، شکل گرفت.
جایی که لندفرمهای خاص را میتوان تعریف و از پیرامون متمایز کرد، با اندازهگیری تعدادی از ویژگیهای مورفومتریک میتوان مشخصات چند متغیره لندفرم را بدست آورد. چنین تجزیه و تحلیلی، ژئومورفومتری خاص نامیده میشود. این نوع ژئومورفومتری، از ژئومورفومتری عمومی سطح زمین به خاطر استفاده از تجزیه و تحلیل طیفی و فراکتالی یا بررسی مشتقهای سطحی[173] و روابط داخلی شان متمایز میشود(Evans 1980). قبل از استفاده از کامپیوترها، ژئومورفومتری عمومی بسیار مشکل بود اما امروزه کامپیوترها، پردازش مدل های رقومی ارتفاعی[174] خیلی بزرگ و بسیاری از کاربردهای دیگر در مدلسازی رقومی سرزمین را امکانپذیر کرده است(Pike 2000). ژئومورفومتری خاص تاریخ طولانی دارد که با اندازهگیری کراترهای ماه و پیچ و خم ساحلی در سده نوزدهم، آغاز شد.
این دو جنبه از ژئومورفولوژی، بهطور کامل از یکدیگر قابل تفکیک نیستند دلیل اول این است که بعضی لندفرمهای خاص مانند دامنه کوهها، تپهها و شبکه زهکشی بر روی کره زمین به حدی گسترده و پراکنده هستند که ژئومورفومتری خاص آنها نیازمند درک اهمیت عمومی آنهاست. دلیل دوم این است که تعدادی از فنون ژئومورفومتری عمومی را میتوان برای لندفرمهای خاص استفاده کرد(Evans 1987). بنا به این دلایل، تجزیه و تحلیل تفاوتها در یک لندفرم(تجزیه و تحلیل پخشی[175]) نه فقط تعمیم مشخصات کلی را امکانپذیر میسازد، بلکه در مدلسازی هم بسیار مفید است.
ژئومورفومتری عمومی: مشتقهای سطح (General geomorphometry; surface derivatives)
موضوع ژئومورفومتری عمومی با بلندی (ارتفاع) سطح، ارتفاع بالاتر از سطح دریا، آغاز میشود. ارتفاع تاثیر زیادی بر آب و هوا و در نتیجه فرایندهای سطحی دارد. فراوانی توزیع ارتفاع(هیپسومتری) اطلاعات زیادی درباره سطح زمین دراختیار ما قرار میدهد. قبل از ورود کامپیوتر به مباحث ژئومورفومتری، فراوانی توزیع ارتفاع با دامنه ناهمواری و با انتگرال هیپسومتریک- تقسیم ارتفاع متوسط بر ارتفاع حداقل، بیان میشد. مقدار انتگرال هیپسومتریک با توجه به اندازه منطقه مورد بررسی، متفاوت خواهد بود و در مناطق کوهستانی مرتفع، به چندین کیلومتر(خط الراس به دره) میرسد. برای کره زمین این مقدار 8852+11033 متر، 9/19 کیلومتر است. مقدار انتگرال هیپسومتریک از حدود./5 برای توپوگرافی خطالراسهای تیز و درهها، برای فلاتهایی با درههای کم عمق، نزدیک به 1 اما نخ خود 1 و برای مناطق پست دارای تپه هایی با ارتفاع چند متر، صفر است. اوانز[176](1972)، پیشنهاد کرد بهجای استفاده از دامنهها و مقادیر فرین[177]، از مفاهیم آماری استاندارد- انحراف استاندارد و چولگی[178] استفاده شود زیرا استفاده از آنها اقتصادیتر بوده، دادههای آماری پایدارتری فراهم میشود و نسبت به فرینها، پراکندگی کل منطقه در محاسبات نقش دارند.
اوهموری[179](1993) دریافت، منحنیهای هیپسومتریک مناطق کوهستانی مانند ژاپن بیشتر کاو یا S شکل هستند و انتگرال آنها بین 50/0 – 15/0 قرار دارد. بهطور تجربی، بر اساس روابط بین بالاآمدگی، ارتفاع، پراکندگی ارتفاعی و نرخهای برهنهسازی، میتوان دادههای به دست آمده از منحنیهای هیپسومتریک را شبیهسازی کرد. منحنیهای هیپسومتریک که با توجه به مساحت منطقه مورد بررسی، وجود سرشاخهها، مناطق یا حوضههای فرسایشی بزرگ از جمله دشتهای رسوبی تفاوتهای قابل توجهی دارند، مورد تجزیه و تحلیل قرار میگیرند. درک کامل تحول چشمانداز نه فقط از طریق بررسی شاخصهای بیبعد[180]، بلکه با استفاده از شاخصهای دارای بعد[181](مانند میانگین و انحراف استاندارد ارتفاعات)صورت میگیرد.
گرادیان (زاویه شیب)، دومین ارزش محلی یک سطح است که در ژئومورفولوژی و هیدرولوژی اهمیت بسیار زیادی دارد. زاویه شیب در ایجاد حرکات تودهای مواد نقش داشته و به جریانهای سطحی، انرژی میدهد. در حالی که ژئومورفولوژیستها ترجیح میدهند از واحد درجه استفاده کنند، برای مهندسین، واحد درصد، به عبارت دیگر،100*(تانژانت زاویه) الویت دارد. اگرچه در ابتداء، گرادیان متوسط مورد توجه قرار میگیرد اما انحراف استاندارد و چولگی نقطه به نقطه[182] شیب، اطلاعات بیشتری درباره توپوگرافی منطقه در اختیار ما قرار میدهد. مناطق تپه ماهوری بریده شده توسط رودها همراه با شیبهای نزدیک به آستانه، انحراف استاندارد گرادیان کمی دارند در حالی که کوهستانهای یخچالی با صخرهها، درههایی با کف عریض، مناطق کوهستانی پلهای و باقیمانده اغلب فلاتها و سکوهای افقی، انحراف استاندارد بالایی دارند.
مناطق پست، دامنههای پرشیب کم، شیب دامنهها عمدتاً ملایم است و گرادیان شیب، چولگی مثبت دارد. در مناطق کوهستانی شرایط برعکس است زیرا گرادیان شیب با پایداری دامنه و مقاومت جرم سنگ[183]، محدود میشود. برای مثال در مناطق کوهستانی ژاپن، در سنگهای آذرین و رسوبی با افزایش ارتفاع، مد گرادیان مشخصتر میشود. در تمام سه رشته کوه از آلپهای ژاپن[184] (هونشوی مرکزی)، مقدار مد بین 33 تا 37 درجه متغییر است بهطوری که در طبقه ارتفاعی بیش از 1000 متر تا بیش از 2800 متر، گرادیان میانگین با ارتفاع افزایش ودر بالاتر از 2000 متر، به حداکثر 32 - 35 درجه میرسد(شکل 67، Katsube and Oguchi 1999). در سنگهای بلورین ارتفاعات زیاد شمال غرب هیمالیا، به رغم نرخهای متفاوت بالاآمدگی وبرهنهسازی، گرادیان از صفر تا 60 درجه، مدها بین 33-37 درجه و میانگینها بین 30-34 درجه متغییر است(Burbank et al. 1996). ممکن است پراکندگی این دادهها، بازتاب تعادل پویا همراه با زمینلغزشهایی باشد که سنگهای درز و شکافدار را جابجا میکند و گرادیان رودها، میزان حمل مواد لغزشی را افزایش میدهد. مانند ژاپن، شاید گول زننده باشد که اندازههای هیمالیا، بهطور متوسط بیش از چند صد متر، کاهش یابد.
گرادیان، نرخ تغییر ارتفاع در امتدادی است که میزان نرخ حداکثر باشد( این گرادیان، گرادیان واقعی[185] است اما برعکس، گرادیان ظاهری[186] در یک امتداد اختیاری پروفیل است). گرادیان بر جهت شیب - امتداد یا آزیموت گرادیان واقعی که یک متغییر وابسته دلالت دارد. گرادیان و جهت شیب، متغیرهای بسیار مرتبط با هم هستندکه بردار[187]، شیب سطح را تعریف میکنند و تاثیر قابل توجهی بر آب و هوای دامنه(آب و هوای متوسط[188]) بویژه میزان دریافت تشعشع خورشیدی و قرار گرفتن در معرض باد، دارد. اگرچه بردارهای شیب به
شکل 67. تغییرات ارتفاع بر اساس (الف) میانگین و (ب) مد زاویه شیب(گرادیان) در سه قسمت از آلپهای ژاپن.
Source: Reproduced from Katsube and Oguchi (1999) with permission from the Association of Japanese Geographers
صورت عمود نسبت به سطوح مماس با سطح تجزیه و تحلیل میشوند، اما این رویکرد، طرق متفاوت تاثیر گرادیان و جهت شیب بر فرایندهای سطحی را نادیده میگیرد. جهت شیب، یک متغییر دایرهای( 0 تا تقریباَ 360 درجه) است و با استفاده از آمارهای خطی اختیای ممکن است نتایج گمراه کنندهای به دست آید. بنابراین، جهت شیب باید با آمارهای برداری، امتدادی یا دایرهای و در ارتباط با متغییرهای دیگر مانند سینوس و کوسینوس در آنالیزهای سری فوریه[189] در نظر گرفته شود.
نرخهای تغییرات گرادیان و جهت شیب نیز به نوبه خود، اجزاء سازنده خمیدگی[190]، مشتق دوم سطح را تعریف میکند. پس از ژئومورفولوژیستهای پیشگامی مانند یانگ[191](1972)که نرخ تغییرات شیب را به درصد بیان کرده بود، اوانز(1980)، کوژی را به صورت نرخ تغییرگرادیان(با مقادیر منفی دامنههای کاو)، ارائه کرد. بنابراین کوژبودن(منحنی میزان)، نرخ تغییرات جهت شیب را نشان می دهد. هردو متغییر در مدلهای رواناب سطحی مورد توجه قرار گرفتهاند( نگاه کنید به RUNOFF GENERATION). خمیدگی مماسی[192] و سایر تعاریف مورد استفاده قرار گرفت: از لحاظ ریاضی، خمیدگی دارای سه جزء مستقل است. یکی از راههای متعددی که میتوان خمیدگی سطح را تعریف کرد، میدان جاذبه است که در ژئومورفولوژی اهمیت بسیار زیادی دارد. چون انحراف استاندارد کوژی سطح، پیچیدگی منحنیهای میزان را ارزیابی میکند، میتواند بیانگر تراکم زهکشی باشد. این روابط نیازمند بررسیهای بیشتر است.
ناهمواری یا خشونت سطح[193]، مفهوم گستردهای است که میانگین، تغییرپذیری گرادیان و تغییرپذیری خمیدگی را در برش عمودی و سطحی نشان میدهد.
ارتفاع و مشتقهای اولیه و ثانویه آن، متغییرهای محلی اولیه را فراهم میکند و اگرچه در عمل، همسایههای کوچکی هستند که در اندازهگیریها استفاده میشوند اما بهطور مفهومی، وابسته به نقاط هستند. بافت و موقعیت بویژه در ارتباط با رواناب اهمیت بسیار زیادی دارد. مساحت منطقه فراشیب[194]،پتانسیل تولید رواناب را کنترل کرده و در مدلسازیها و کاربردها، مورد استفاده قرار میگیرد(Laneet al. 1998; Wilson and Gallant 2000).
سایر جنبههای مطالعات سطح( زمین)که بر حسب موقعیت، از لحاظ توپولوژیکی اهمیت خاصی دارند عبارتند از:قلهها[195]، گردنهها[196] و چالهها[197] که با توجه به الگوی زمینهای بلندتر و پستتر مجاور، میتوان آنها را بیشتر تقسیمبندی کرد. ستیغها[198]، درهها و شکستهای شیب[199]، با ایجاداشکال خطی، شیبها را تاحد زیادی تغییر داده و یا معکوس میکنند. جنبههای توپولوژیکی و سایر جنبههای خطی سطح زیر عنوان حوضههای زهکشی مورد بررسی قرار گرفتهاند. در نقاط یا خطوط خاصی بویژه جهت شیب و پلانهای کاو کوژ، به دلیل اینکه گرادیان از صفر عبور میکند، بعضی از مشتقها مبهم است. در دشتها، گرادیان شیب صفر و جهت شیب مبهم است. علاوه براین، وسعت این مناطق با توجه به قدرت تفکیک عمودی دادهها( برای مثال ارتفاع به متر یا دهم متر[200] و غیره)، متفاوت خواهد بود.
ژئومورفومتری عمومی، رویکردی عینی ارائه میدهد اما در عین حال مستلزم انتخاب دادههای منبع، قدرت تفکیک افقی و عمودی، الگوریتمهای میانیابی، هموارسازی[201] و محاسبات مشتقها است. مهمتر از همه اینها، تعریف مناطق برای بیان خلاصه وضعیت آماری است. آسانترین راه استفاده، نقشههای کاغذی یا موزاییکی از دادهها است اما تفکیک بر اساس مناطق طبیعی ممکن است مناسبتر باشد. جزایر کاملاً مشهود هستند اما دو راه مکمل، بستن حوضههای آبریز و کوهها با استفاده از درهها و گردنههای کم ارتفاع است که میتوان سطح زمین را به مناطق دقیق[202]،بدون پوشش مشترک، تقسیمبندی کرد.
سریهای فضایی و پیچیدگی(Spatial series, and complexity)
ارتفاع، یک متغیر خود همبسته[203] مثبت است که یک سطح معمولاً صاف را تعریف میکند. بنابراین، نرخ کاهش خودهمبستگی در فواصل مکانی، ویژگی مهمی است که اساس تجزیه و تحلیل طیفی را تشکیل میدهد(Pike and Rozema 1975). این مساله به استفاده از زمینآمارها[204] و فراکتالها[205] مربوط میشود. آنها مدلهای بسیار سادهای را فراهم میکنند که کمتر برای توپوگرافی سطح زمین مناسب هستند. سطح زمین پیچیده است و مورفومتری آن با توجه به نوع سنگ و ساختمان، متغیرها و تاریخ اقلیمی و تاریخ زمینساخت از منطقهای به منطقه دیگر متفاوت است. تلاش برای بیان تغییرپذیری سطح زمین با دو یا سه ویژگی آماری، با مشکلاتی همراه بوده است. بررسیهای چند متغیره، حداقل نه ویژگی را ارائه کرده است که تا حد زیادی مستقل از یکدیگر هستند(جدول 21).
جدول 21. ابعاد آماری سطح زمین (الف) وسسکس انگلستان برای 53 منطقه. (ب) فرانسه برای 72 منطقه.
| بعد |
توصیفگر آماری(متغیر کلیدی) |
ویژگی |
| (ب)فرانسه(دپرتر) |
(الف) وسسکس(اوانز) |
|
| 1. ناهمواری |
گرادیان متوسط |
گرادیان |
| 4. چولگی ارتفاع و (5) |
چولگی ارتفاع |
عظمت ناهمواری |
| |
ارتفاع متوسط |
تراز |
| 2. کوژی، گردنه ها و چاله ها |
چولگی کوژی نیمرخ عمودی |
کوژی نیمرخ عمودی |
| |
بردار وزنی(معیار 180 درجه) |
جهت یابی |
| |
انحراف استاندارد کوژی افقی |
کوژی افقی |
| 3. کوژی، خطالراس ها و دامنه ها |
همبستگی ارتفاع با کوژی برش عمودی |
کوژی ارتفاعی |
| |
انحراف استاندارد گرادیان |
تغییر پذیری نیمرخ عمودی |
| 5. چولگی گرادیان |
بردار وزنی(معیار 360 درجه} |
؟ |
یادداشت: ابعاد مناطق 10*10 کیلومتر و تجزیه وتحلیل بر اساس شبکهبندی 50 متر انجام شد. در ستون (ب)، اعداد نشان دهنده رتبه فاکتورها است.
منبع: اوانز به نقل از هرگارتن[206] و نگ باور[207](1999).
ژئومورفومتری ویژه(Specific geomorphometry)
اندازهگیری لندفرمها نیازمند تعریف دقیق(چه هست/ چه نیست...؟) و مرزبندی کامل با استفاده از طرح منطقی است اما ممکن است در بین پژوهشگران، دستیابی به توافق مشکل باشد. اگرچه موفومتری ویژه بیش از مورفومتری عمومی، ذهنی است، کار بر روی شناخت و مرزبندی لندفرمها بر اساس معیارهای عینی در مدل های رقومی ارتفاعی،آغاز شده است. در مورفومتری ویژه، متغیرها بهطور خاصی برای هر نوع لندفرم تعریف شدهاند. معمولاً این متغیرها شامل اندازه(طول، پهنا، ارتفاع، مساحت، حجم)، گرادیان و شکل( اغلب به صورت نسبتهایی بین متغیرهای اندازه) است. تعداد شاخصهای احتمالی در جایی که لندفرمها به چندین قسمت مانند دامنههای بیرونی آتشفشان(یا اشکال برخوردی) کراترها و قلهها تقسیم میشوند، افزایش پیدا می کنند. در مواردی، موقعیت(اغلب جایگزینی برای اقلیم) و زمینشناسی، بهطور بالقوه متغیرهای کنترل کننده هستند. لندفرمهای با تعریف مشخص و معین، در پایان فهرست تقسیمبندی شده قرار میگیرند. هر یک از لندفرمها، دارای گروهی از ادبیات مورفومتریک هستند. شکل لندفرم و الگوی فضایی(موقعیت نسبت به سایر پدیدهها از همان نوع) توسط جاروایز[208] و کلیفورد[209] مورد بحث و بررسی قرار گرفت(Richards 1990).
اوانز(1987) یک بررسی مورفومتریک ویژه را به هشت مرحله تقسیم کرد که عبارتند از: مفهومسازی[210]، تعریف، مرزبندی[211]، اندازهگیری، محاسبه شاخصها[212]، تجزیه و تحلیل آماری فراوانی توزیع[213]، نقشهکشی و تجزیه و تحلیل فضایی[214]، میانیابی دادهها[215] و ارزیابی. تجزیه و تحلیل میتواند بر اساس پراکندگی متغییرها(همانطورکه قبلاً مورد بحث قرار گرفت مانند ارتفاع، شیب و خمیدگی)، مجموعهای از شاخصها یا اندازهگیری مشخصه هر لندفرم(عمومیترین رویکرد)، معادلات مناسب برای کل شکل یا بخش انتخاب شده،........یا پروفیل،انجام شود. نتایچ چنین معادلاتی معمولاً ارئه الگوهای فضایی است و معادلات ساده به ندرت مدلهای خوبی برای لنذفرمها هستند.
مفاهیم عمومی در ژئومورفومتری ویژه شامل تقارن(شعاعی یا محوری)، مقیاس و روابط اندازه شکل است. شکل میتواند ایزومتریک[216] (با توجه به اندازه، شکل متفاوت نحواهد بود و ارزشهای مورد نطر تمام نسبتها ثابت باقی خواهد بماند) یا آلومتریک[217] باشد(نگاه کنید به ALLOMETRY، شکل اغلب به طور سیستماتیک به صورت تابعی توانی از اندازه تغییر مییابد). برای ژئومورفومتری عمومی و ویژه، مساله مقیاس اساسی است (1996 (Dietrich and Montgomery 1998; Wood.
شکل 68. شکست در نمودارهای روابط عمق/ قطر، نشان دهنده گذرمورفولوژیکی از کراترهای ساده به پیچیده است. (الف) در این نمودار، 230 کراتر ساده بزرگ در منطقه کراتری[218] سیاره بهرام نشان داده شده است. (ب) این نمودار بر اساس 203 کراتر در سطح و 136 کراتر مرتفع در کره ماه ترسیم شده است. کراترهای ساده در سطح تیره کره ماه و بهرام، مناطق مرتفع،(همچنین دو سوم سیاره بهرام)، با هم، روابط سادهای دارند. اما کراترهای پیچیده در مناطق مرتفع، تقریباً 12 درصد عمیقتر هستند.(ج) خلاصه روابط سه سیاره و ماه. با توجه به کاهش نیروی ثقل، اندازههای گذر از کراترهای ساده به پیچیده، افزایش مییابد.
References
-Burbank, D.W., Lel and, J., Fielding, E., Anderson, R.S, Brozovic, N., Reid, M.R. and Duncan, C. (1996)Bedrock incision, rock uplift and threshold hillslopes in the northwestern Himalayas, Nature 379, 505–510.
-Dietrich, W.E. and Montgomery, D.R. (1998) Hillslopes, channels and landscape scale, in G. Sposito (ed.) Scale Dependence and Scale Invariance in Hydrology,30–60, Cambridge: Cambridge University Press.
-Evans, I.S. (1972) General geomorphometry, derivatives of altitude, and descriptive statistics, in R.J. Chorley(ed.) Spatial Analysis in Geomorphology, 17–90, London: Methuen.
-Evans, I.S.(1980) An integrated system of terrain analysis and slope mapping, Zeitschrift für Geomorphologie N.F. Supplementband36, 274–295.
-Evans, I.S.(1978) The morphometry of specific landforms, in V. Gardiner (ed.) International Geomorphology 1986 Part II, 105–124, Chichester: Wiley.
-Hergarten, S. and Neugebauer, H.J. (eds) (1999) Process Modelling and Landform Evolution, Lecture Notes in Earth Sciences, 78, Berlin: Springer.
-Katsube, K. and Oguchi, T. (1999) Altitudinal changes in slope angle and profile curvature in the Japan Alps: a hypothesis regarding a characteristic slope angle,Geographical Review of Japan B72, 63–72.
-Lane, S.N., Richards, K.S. and Chandler, J.H. (eds)(1998) Landform Monitoring, Modelling and Analysis, Chichester: Wiley.
-Ohmori, H. (1993) Changes in the hypsometric curve through mountain building and denudation,Geomorphology8, 263–277.
-Pike, R.J. (1980) Control of crater morphology by gravity and target type: Mars, Earth, Moon, Proceedings,Lunar and Planetary Science Conference 11,2,159–2,189.
-Pike, R.J. (2000) Geomorphometry – diversity in quantitative surface analysis, Progress in Physical Geography24, 1–20.
-Pike, R.J. and Dikau, R. (eds) (1995) Geomorphometry, Zeitschrift für Geomorphologie N.F Supplementband 101.
-Pike, R.J. and Rozema, W.J. (1975) Spectral analysis of landforms, Annals of the Association of American Geographers64, 499–514.
-Richards, K.S. (ed.) (1990) Form, in A. Goudie (ed.)Geomorphological Techniques, 31–108, London:Unwin Hyman.
-Wilson, J.P. and Gallant, J.C. (eds) (2000) Terrain Analysis: Principles and Applications, New York Wiley.
-Wood, J. (1996) Scale-based characterization of digital elevation models, in D. Parker (ed.) Innovations in GIS 3, 163–175, London: Taylor and Francis.
-Young, A. (1972) Slopes, Edinburgh: Oliver and Boyd
SEE ALSO:
hillslope, form; hillslope, process; slope, evolution; and the landforms: alluvial fan; atoll; cave;channel, alluvial (hydraulic geometry); cirque, glacial; crater; doline; drumlin; dune, aeolian; fjord; inselberg; karren; lake; landslide; palsa; pingo; river delta; tafoni; tor; volcano; yardang
IAN S. EVANS (مترجم: رضا خوش رفتار)
GEOSITE - ژئوسایت
ژئوسایت یا اصطلاحات مترادف با آن، مانند ژئوتوپ[219]، سایتهای علومزمین، بخشهای از سیاره ما هستند که اهمیت ویژهای برای درک تاریخ کره زمین دارند. از نظر جغرافیایی، پراکندگی این سایتها محدود است و از دیدگاه علمی نسبت به محیط اطرافشان شناخته شدهتر هستند. بهطور دقیقتر، ژئوسایتها، سایتهای زمینشناسی و ژئومورفولوژیکی هستند که با توجه به درک و میزان بهرهبرداری انسان از کره زمین، از لحاظ علمی(مانند استراتوتیپ[220] های رسوبشناسی، یخرفتهای بجا مانده از دورههای یخچالی گذشته[221])، فرهنگی – تاریخی(برای مثال ارزشهای مذهبی و اسطورهای[222])، زیباییشناسی[223] (برای مثال بعضی از چشماندازهای کوهستانی و ساحلی) و اقتصادی- اجتماعی(برای مثال چشمانداز زیبایی که مقصد گردشگران است)حائز اهمیت هستند. در منابع مرجع، گروههای متفاوتی از ژئوسایتها ذکر شدهاست که عبارتاند از: ژئوسایتهای ساختمانی، سنگشناسی، ژئوشیمیایی، کانیشناسی، دیرینهشناسی، هیدرولوژیکی، رسوبشناسی، خاکشناسی و ژئومورفولوژیکی. برای ژئوسایتهای ژئومورفولوژیکی، از اصطلاحات دیگری مانند سایتهای ژئومورفولوژیکی و ژئومورفوسایتها هم استفاده میشود. بعضی از سایتهای انسانی[224] (مانند معادن) هم به عنوان سایتهای تاریخ زمینشناسی[225] مورد توجه قرار گرفتهاند. ژئوسایتها ممکن است به صورت منفرد (مانند چشمهها و روانههای گدازه) و سیستمهای بزرگ (مانند سیستم رود، حوضههای یخچالی، چشماندازهای ساحلی) باشند. ژئوسایتهای فعال[226] (مانند سیستم رودها و آتشفشانهای فعال) مشاهده فرایندهای زمینشناسی و ژئومورفولوژیکی را امکانپذیر میسازد، در حالی که ژئوسایتهای غیر فعال[227] مربوط به فرایندهای گذشته هستند و ارزش ویژهای در روند تحولات کره زمین دارند. ژئوسایتهای غیر فعال اهمیت زیادی در تاریخ حیات روی کره زمین، تغییرات اقلیمی و روند تحولات چشماندازها دارند. ژئوسایتها ممکن است توسط فرایندهای طبیعی یا اقدامات انسانی، تغییریافته، صدمه ببینند و یا حتی تخریب شوند. بهمنظور اجتناب از صدمه دیدن و تخریب، ژئوسایت باید حفاظت شوند. راهبردهای حفاظت، معمولاً مبتنی بر فهرستبرداری از ژئوسایتها است که این مساله نیازمند تکامل روشهای ارزیابی است. ارزیابی مبتی بر معیارهایی مانند: کامل بودن[228](آیا سایت یک نمونه کامل است)، نمونه بودن[229]( سایت مورد نظر تا چه حد نشان دهنده زمینشناسی و ژئومورفولوژی یک ناحیه یا کشور است)، کمیاب بودن[230] (با توجه به مرجع بودن یا جنبههای علمی)، دسترسی علمی[231] ( از لحاظ علمی به آسانی قابل مشاهده و بازدید است)، دسترسی عمومی[232] (برای فعالیتهای آموزشی)، آسیبپذیری[233] ارزش جغرافیای دیرینه ( در ارتباط با تاریخ حیات کره زمین)، ارزش زیباییشناسی و ارزش فرهنگی/ تاریخی است.
ژئودایورسیتی[234] معیاری است که برای ارزیابی ژئوسایتها مورد استفاده قرار میگیرد. در مناطقی که ارزش ژئودایورسیتی بالایی دارند، تمرکز ژئوسایتهای متفاوت، امکان بازدید و حفاظت از آنها را مهیا میکند. در زمینه ارزیابی ژئودایورسیتی، روشهای کمی و کیفی متعددی وجود دارد. تعدادی از کشورها اقدامات قانونی برای حفاظت از ژئوسایتها انجام دادهاند(برای مثال در انگلستان، سایتهای زمینشناسی و ژئومورفولوژیکی مهم ناحیهای تبین شدهاند). معمولاً، حفاظت از ژئوسایتها در کشورهای توسعه یافته زیاد و در کشورهای در حال توسعه، محدود است.
Further reading
-Actes du premier symposium international sur la protection du patrimoine géologique, Digne-les-Bains, 11–16 juin 1991, Mém. Soc. Géol. France, N.S., 165, 1994.
-Barettino, D., Vallejo, M. and Gallego, E. (eds) (1999)Towards the Balanced Management and Conservation of the Geological Heritage in the New Millenium, III International Symposium ProGEO on the Conservation of the Geological Heritage, Madrid:Ed. Sociedad Geológica de España.
-O’Halloran, D., Green, C., Harley, M., Stanley, M. and Knill, J. (eds) (1994) Geological and Landscape Conservation, Proceedings of the Malvern International Conference 1993, London: The Geological Society.
-Wilson, R.C.L. (ed.) (1994) Earth Heritage Conservation, London: The Geological Society and The Open University
SEE ALSO: geodiversity; landscape sensitivity
EMMANUEL REYNARD (مترجم: رضا خوش رفتار)
GILGAI
A form of micro-relief consisting of mounds and depressions arranged in random to ordered patterns (Verger 1964). There is a great variety of forms and they occur on a range of swelling clay and texture-contrast soils that have thick subsoil clay horizons. They tend to occur on level or gently sloping plains in areas subject to cycles of intense wetting and drying. Gilgai is an Australian aboriginal word meaning ‘small waterhole’ (Hubble et al. 1983) and some seasonal ponding of water does occur in some of the closed depressions of the larger forms. The mechanisms of gilgai development involves swelling and shrinking of clay subsoils under a severe seasonal climate. A widely adopted hypothesis for their formation is as follows (Hubble et al. 1983: 31):
when the soil is dry, material from the surface and the sides of the upper part of major cracks falls into or is washed into the deeper cracks, so reducing the volume available for expansion on rewetting of the subsoil. This creates pressures which are revealed by heaving of the soil between the major cracks which, once established, tend to be maintained on subsequent drying. This process is repeated, with the result that the subsoil is progressively displaced, a
mound develops between the cracks, and the soil surface adjacent to the cracks is lowered to form depressions. However, some gilgai are linear forms, known colloquially as ‘Adams furrows’, ‘black-men’s furrows’, ‘stripy country’ and ‘wavy country’ (Hallsworth et al. 1955). Beckmann et al. (1973: 365) see surface runoff and soil heaving as working together to produce such features, particularly on pediment slopes.
In the Kimberley there are individual linear gilgai up to 2 km long and it is possible that in their case aeolian processes have contributed to their development (Goudie et al. 1992).
References
Beckmann, G.G., Thompson, C.H. and Hubble, G.D. (1973) Australian landform example no. 22: linear gilgai, Australian Geographer 12, 363–366.
Goudie, A.S., Sands, M.J.S. and Livingstone, I. (1992) Aligned linear gilgai in the west Kimberley District, Western Australia, Journal of Arid Environments 23, 157–167.
Hallsworth, E.G., Robertson, G.K. and Gibbons, F.R. (1955) Studies in pedogenesis in New South Wales VIII. The ‘Gilgai’ soils, Journal of Soil Science 6, 1–34.
Hubble, G.D., Isbell, R.F. and Nortcote, K-H. (1983) Features of Australian soils, in Division of Soils, CSIRO, Soils an Australian Viewpoint, 17–47, Melbourne: Academic Press.
Verger, F. (1964) Mottureaux et gilgais, Annales de Geographie 73, 413–430.
A.S. GOUDIE
[1] -Extreme geomorphic events
[8]-El Niño–Southern Oscillation
[11]- Burton et al
[12] Planners
[15]-Hazardousness of place
[24]-Learning our lessons
[38]- Stilling tendencies
[39]-Fluvial geomorphology
[40]- Hillslope geomorphologists
[50] -Nathanael Carpenter
[65] -Abraham Gottleb Werner
[68] -Jean Étienne Guettard
[70] -Jean-Baptiste Lamarck
[71]- Horace Benedict de Saussure
[73]-The present is the key to the past
[74]-No vestige of a beginning, no prospect of an end
John Playfair-[75]
[79] -Reverend William Buckland
[80]-Reverend Adam Sedgwick
[82]-Henry Thomas de la Beche
[86] -Principles of Geology
[88] -Uniformity of process
[90] -Uniformity of state
[92] -Marine planation theory
[93]- Sir Andrew Crombie Ramsay
[96] -Baron Ferdinand von Richthofen
[102] - مکتبی که به عملکرد غالب رودها در تغییر چهره زمین اعتقاد دارد. پیروان این مکتب فلوویالیست نامیده میشوند. در فارسی بعضی مواقع، رودخانهگرایی ترجمه شده است.م
[103] -John Wesley Powell
[105] -The Geographical Cycle
[106] -Denudation chronologies
[108]- Morphogenetic Regions
[112] -Scientific confederacy
[128]-Thresholds of response
[132] -Theoretical templates
[133] -Box-and-arrow plots
[136]-Quantitative-deterministic/stochastic
[137]-Qualitative- historical methodologies
[143]-Processmechanical studies
[146]- Megageomorphology
[155]-Cosmogenic radionuclides
[156] -Optical and thermo-luminescence
[159] -Interferometric synthetic-aperature radar
[161] -Ground-penetrating radar
[162] -Time-domain reflectrometry
[163] -Digital Elevation Models
[164]-Synoptic information
[165] -Global Positioning Systems
[167]-International Association of Geomorphologists(IAG)
[168] -Membership/address lists
[169] -Landform morphometry
[171]-Statistical fractals
[172]-How long is a coastline
[173] -Surface derivatives
[174]-Digital Elevation Models (DEMs)
[175] -Distributional analysis
[180] -Dimensional indices
[181]-Dimensionless indices
[183] -Rock Mass Strength
[189]-Fourier Series Analysis
[192] -Tangential curvature
[203] -Autocorrelated variable
[212]-Calculation of indices
[213]-Analysis of statistical frequency distributions
[214]-Mapping and spatial analysis
[215]-Interrelation of attributes
[225]- Geohistorical sites
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
