|
|
|
|
 |
از Inselberg تا Isostasy |
 |
|
| | تاریخ ارسال: 1396/8/13 | |
|
INSELBERG- اینسلبرگ
اصطلاحی توصیفی از ریشه زبان آلمانی است (اینسلبرگ در معنای تحت اللفظی آن یعنی "تپه جزیره ای شکل") و در انگلیسی برای توصیف تپه ای پرشیب که به طور منفرد و برفراز دشت اطراف خود قرار گرفته باشد، به کار می رود. این اصطلاح ابتدا به وسیلۀ و. بورن هارت [1] ، طبیعی دان آلمانی که در اواخر قرن نوزدهم به آفریقای شرقی مسافرت نمود، ابداع گردید تا شباهت های بصری بین تپه های پرشیب واقع بر روی ساوانای مسطح را با جزایر سر از آب درآمده دریایی مورد تاکید قرار دهد. اینسلبرگ ها اغلب به صورت گروهی یافت می شوند و چشم اندازهای اینسلبرگی را تشکیل می دهند.
عموماٌ پذیرفته شده است که اصطلاح اینسلبرگ را برای تپه ای به کار می برند که بواسطه پایین رفتن سطح زمین اطراف آن شکل گرفته باشد. بنابراین آتشفشان ها و هورست های کوچک تکتونیکی معمولاٌ اینسلبرگ خوانده نمی شوند. به این نکته نیز باید توجه داشت که اصطلاح اینسلبرگ خیلی بندرت برای توصیف تپه های مجزایی که از سنگ های رسوبی مسطح مانند مزا[2] و بوت[3] ساخته شده اند، به کار می رود، بنابراین این عقیده مطرح می شود که چشم اندازهای اینسلبرگی ، محدود به پهنه های با بستر سنگی می شوند. تلاش هایی صورت گرفته است که تا با استفاده از قیود کمّی و عددی برای اینسلبرگ ها، تعریف آن ها را متقن تر سازند. این ویژگی های رقومی اینسلبرگ ها شامل: حداقل ارتفاع 15 متر، نسبت طول به عرض که از 4 به 1 بیشتر نشود، و یا حداقل فاصله تا نزدیک ترین همسایه 8/0 کیلومتر باشد، می شود. هیچ یک از این ویژگی ها همه جا مورد پذیرش قرار نگرفته است و در تصمیم گیری مبنی براینکه کدام تپه را باید اینسلبرگ نامید کاملاٌ درجه ای از آزادی وجود دارد، که باعث می شود تا تحلیل های مقایسه ای چشم انداز های اینسلبرگی سخت شود.
اساس طبقه بندی اینسلبرگ ها را تفاوت های بصری آنها تشکیل می دهد، که به آسانی در تپه های گرانیتی قابل مشاهده هستند. برای اینسلبرگ ها سه نوع اصلی تشخیص داده شده است. اینسلبرگ ها گنبدی شکل[4] که دارای شیب های محدبی به سمت بالا هستند و از سنگ های توده ای که درزه های کمی دارند و همراه با کمی رگولیت بر روی سطح هستند تشکیل شده اند.
آن ها را بورن هارتس [5] می نامند، ولی توجه به این نکته مهم است که این دو اصطلاح معادل یکدیگر نیستند. تپه هایی که تمام ویژگی های بورن هارتس که در بالا فهرست شد را دارند در اراضی تپه ماهوری و کوهستانی نیز می توانند ایجاد شوند، بنابراین به هیچ وجه اینسلبرگ نیستند. مثال هایی از این دست شامل تپه های زوگارلوآف[6] در ریو دوژانیرو، یا گنبدهای گرانیتی در پارک ملّی یوزمیت[7] در ایالات متحده است. اینسلبرگ های قلعه ای شکل[8] که از سنگ هایی با درزه های زیاد ولی باریشه سنگ بستر ساخته شده اند و جزئیات مورفولوژی آن ها شامل برج ها، ستون ها و دیواره های یک قلعه است، که به وسیلۀ شکافهای منطبق بر درزه ها از یکدیگر جدا شده اند. اینسلبرگ های تخته سنگی[9] از تخته سنگ های جدا از هم ترکیب یافته اند، که هر یک به صورت بی نظم بر روی دیگری قرار گرفته اند. آن ها معمولاٌ از طریق فرسایش یک اینسلبرگ گنبدی یا قلعه ای، شکل می گیرند . به علاوه، برخی از اینسلبرگ ها، به ویژه در سنگ های دگرگونی ، ممکن است مخروطی باشند، و هم چنین تپه هایی وجود دارد که تماماٌ از ساپرولیت[10] ساخته شده اند.
اینسلبرگ ها تمایل دارند تا از سنگ های برهنه و مقاوم آذرین و دگرگونی مانند گرانیت یا گنایس ساخته شوند. آن ها به ویژه در گرانیت های با بافت درشت دانه که درزه های کمی دارند و غنی از فلدسپات پتاسیم دار هستند شکل می گیرند. هم چنین در سنگ های گابرو، سینیت، ریولیت و میگماتیت نیز شناخته شده اند. ولی تقریباٌ موارد اندکی ، وجود دارند که در آن ها ، پایه دامنه بر یک مرز لیتولوژیکی منطبق باشد، و تفاوت ترکیب کانی شناختی بین تپه و دشت نیز مهم نیست، عمدۀ اینسلبرگ ها بیش از کنترل لیتولوژیکی، درزه دارند، سنگ بستری که یک اینسلبرگ را می سازد نوعاٌ توده ای است، که همراه با تعداد اندکی شکستگی باز بوده و برتری با درزه ها ورقه ای کیپ است. درزه های ورقه ای اغلب به صورت متحدالمرکز نظم می یابند تا یک گنبد ساختمانی را شکل دهند، که توپوگرافی تابع طرح کلّی آن است. عموماٌ فرض می شود، هرچند معمولاٌ ثابت نمی شود، که تراکم درزه در اطراف یک تپه بیش از درون تپه است، وجود یک اینسلبرگ، اختلافات اولیه در درجه شکستگی تودۀ سنگی را منعکس می سازد. کنترل درزه ای، بروز دیگر خود را در طرح نشان می دهد. طرح کلی اینسلبرگ در بسیاری اوقات از درزه های اصلی تبعیت می کند.
علیرغم این عقیده که اینسلبرگ ها فقط توسط سنگ های آذرین حمایت می شوند، ولی تجمعات تماشایی اینسلبرگ ها می توانند از سنگ های رسوبی نیز ساخته شوند، به خصوص ماسه ها و کنگلومرای توده ای. آیرز راک[11] اولورو[12] درر استرالیای مرکزی که یکی از معروف ترین اینسلبرگ های جهان است، از ماسه سنگ آرکوزی پرشیب شده است، در حالیکه اولگاس[13] که در مجاورت با آن قرار دارد از کنگلومرای توده ای تشکیل شده است.
عکس 65: اینسلبرگ گرانیتی سپتیزکوپ[14] در بیابان نامیب متشکل از یک توده عظیم گرانیتی(که به همین دلیل بسیار مقاوم است) که برای آن ارتفاع 600 متر را محاسبه کرده اند.
مثال های بیشتری از برج های مجزای ماسه سنگی در نواحی خشک معینی گزارش شده است، از جمله بیابان صحرا در نیجر و مالی، یا بیابان های جنوب غرب اردن. جالب است که ، اینسلبرگ های ماسه سنگی در این نواحی با هیچ پرتگاهی که فعالانه مهارکننده باشند مرتبط نیستند بلکه بیشتر به دلیل برش توسعه یافته یک فلات پیشین ایجاد شده اند.
منشاء اینسلبرگ، موضوع مباحث همیشگی بوده است، ولی امروزه پذیرفته شده است که آن ها می توانند به طرق مختلف تشکیل شوند، و مسیرهای تکاملی متضادی می توانند لندفرم هایی ایجاد کنند که از لحاظ ظاهری بسیار شبیه به هم باشند. حداقل سه نظریه در این رابطه وجود دارد. شاید فراگیرترین نظریه پذیرفته شده این باشد که اینسلبرگ ها محصول توسعه دو مرحله ای هستند که شامل هوازدگی عمیق تفریقی در مرحله اول و برهنه سازی پوشش هوازده و در مرحلۀ دوم که قسمت هوانزده از سنگ را در سطح زمین نمایان می سازد. دلایل وجود اینگونه قسمت ها شامل فاصله یابی بسیار عریض تر درزه ها، وجود تودۀ اولیه ای که از شکستگی اندکی برخوردار است، از کانی های غنی کوارتز و یا فلدسپات پتاسیم دار ، یا تفاوت ها سنگ شناسی است. اعتبار فرضیه دو مرحله ای در حفاری ها و معادن عمیق در آفریقای استوایی تائید شده است، یعنی جایی که عوارض توده ای تپه مانند که تا 50 متر ارتفاع دارند درون پوشش ضخیمی از سنگ بستر متلاشی شده یافت شده است. در واقع، به نظر می رسد ضحامت متوسط پوشش های هوازده برای توجیه ارتفاع بسیاری از اینسلبرگ ها،که ممکن است از 200-300 متر فراتر رود،ناکافی است. بنابراین بیرون زدگی آن ها به احتمال زیاد طی مراحل متعدد هوازدگی و برهنگی صورت گرفته است. لندفرم های کوچک تر بر روی دامنه ها مانند شیب های نامنظم و سکوها به عنوان شواهد برونزد یافتن چند مرحله ای شناخته می شوند.
فرضیه دیگر عقب نشینی پرتگاه در سنگ بستر هوازده نشده ،ولی احتمالاٌ دارای افتراق در مقدار درزه را مورد توجه قرار می دهد و منشاء اینسلبرگ ها را با توسعه چرخه ای پستی و بلندی (برجستگی[15]) و عقب نشینی پرتگاه های بزرگی که چشم اندازهای فرسایشی (برهنگی[16]) با سن های متفاوت را از هم جدا می کند، مرتبط می سازد. تجمع اینسلبرگ ها در جلوی پرتگاه های عمده می تواند این تئوری را معتبر سازد، ولی سایرین در رابطه با نقش هوازدگی عمیق در توسعه پرتگاه ها و همچنین اینسلبرگ ها بحث می کنند.
طبیعت توده ای بسیاری از اینسلبرگ ها برجسته ای که در مناطق خشک و نیمه خشک یافت میشود، و شکل گیری قسمت هایی با درزه های بیشتر در اطراف پهلوهایشان، مبین این نکته است که بیرون زدگی و رشدارتفاعی الزاماً با هوازدگی عمیق در ارتباط نیست. پایین رفتن طولانی مدت سنگ بستر دارای افتراق در مقدار درزه، احتمالاً منشاء اینسلبرگ های تماشایی بیابان را توجیه می کند و می تواند در هر جایی دیگر کاربرد داشته باشد. به همین طریق ، تعدادی از گرانیت های نفوذی های کوچک تر می توانند به صورت اینسلبرگ هایی برونزد یافته باشند زیرا شیست های کم مقاوم تر در اطراف آن کاملاً فرسایش یافته اند.
اینسلبرگ ها،که یکبار برونزد می یابند یا مجزا می شوند، توسعه بیشتری را متحمل می شوند و شاهد فرآیندهای رقابت کننده رشد و تخریب مداوم هستند. بسیاری از نویسندگان تایید می کنند که اینسلبرگ ها لندفرم هایی بسیار بادوام و دیرپای هستند، زیرا سطوح آن ها آب باران را جاری می سازند و خشک می مانند، بنابراین در مقابل هوازدگی شیمیایی مصون هستند. در همان حال، چون آن ها از سنگ بستری ساخته شده اند که درزه های اندکی دارد، در مقابل هوازدگی فیزیکی نیز مقاومند . رواناب سریعی که از شیب های یک اینسلبرگ می آید، رطوبت اضافی برای پای شیب اینسلبرگ فراهم می کند، بنابراین نرخ و شدت هوازدگی افزایش می یابد. سپس اتفاقی پوشش ، رگولیتی از اطراف اینسلبرگ می تواند منجربه افزایش ارتفاع آن شود، مشروط بر اینکه پایین رفتن قلّه آن با نرخ کمتری ادامه پیدا کند. در استرالیا، گفته شده است که اینسلبرگ ها برای میلیون ها سال در حال افزایش ارتفاع بوده اند و سن سطوح فوقانی آن ها شاید به مزوزوئیک برگردد.
اینکه چگونه ارتفاع و وسعت اینسلبرگ ها کاهش می یابد بستگی به الگوی شکستگی آن ها دارد. اینسلبرگ های گنبدی شکل توده ای به دلیل رها شدن فشار و باز شدن درزه های ورقه ای ، در معرض هوازدگی پوست پیازی[17] عظیمی هستند. ورقه های منفرد از توده سنگی زیرین جدا شده و از روی شیب ها به پایین می افتد یا اینکه می لغزند و مخروط های واریزه ای به وجود می آورند که شیب های کمتر را می پوشانند. پیشرفت هوازدگی پوست پیازی به تدریج سطح یک اینسلبرگ را کاهش می دهد. سقوط سنگ نیز برای توسعه شیب اینسلبرگ های ماسه سنگی در بیابان ها رایج است. در الگوهای راست گوشه[18] درزه های عمودی نیز باز می شوند، واژگونی هایی رخ می دهد و قله به صورت برجستگی ویرانه مانند به نظر می رسد. پدیده های کوچک تر هوازدگی نقش مهمی در توسعه اینسلبرگ ها ایفا می کنند. هوازدگی گزینشی در امتداد شکستگی ها و رشد تافونی[19] ، استحکام تودۀ سنگی را کاهش می دهد و حرکت توده ای را تسهیل می کند، در حالی که سطوح افقی با توسعه چاله های[20] هوازده از بین می روند. غارها و برآمدگی های[21] توده ای بارها از اینسلبرگ های گرافیتی گزارش شده است که یا از طریق تعریض شکستگی ها، هوازدگی گزینشی در امتداد درزه های ورقه ای ،و یا تجمع نامنظم تخت سنگ های بزرگ بر روی شیب های کمتر ایجاد می شوند.
بحث در رابطه با منشاء اینسلبرگ ها مستقیماٌ به موضوع اهمیت آن ها در ژئومرفولوژی، به ویژه ژئومرفولوژی اقلیمی-تکوینی[22] در ژئومرفولوژی اقلیمی مربوط است. دو موضع از ادبیات مربوطه بر می خیزد.
یکی اینکه اینسلبرگ ها در سرتاسر جهان به وجود می آیند و نمی تواند آن ها را شواهدی از محیط های حال یا گذشته در نظر گرفت. کینگ[23] اظهار داشت که فرآیند عقب نشینی پرتگاه، مستقل از اقلیم است، بنابراین اینسلبرگ ها در هر صورت به شرایط اقلیمی وابسته نیستند . در مقابل، مکتب آلمانی ژئومورفولوژی مدعی است که اینسلبرگ ها محصول ویژه توسعه چشم انداز در نواحی حاره ای مرطوب فصلی هستند و از طریق هوازدگی عمیق و برهنه سازی ،که فرآیندهایی هستند که بیشترین تاثیر خود را در این مناطق برجای می گذارند، به وجود می آیند. در نتیجه ، اینسلبرگ هایی که در عرض های جغرافیایی متوسط یا بالا ، یا در نواحی خشک ، وجود دارند، لندفرم های باقیمانده ای هستند که از گذشته زمین شناسی به ارث رسیده اند.
هرچند احتمالاٌ صحیح است که نواحی مرطوب حاره با هوازدگی عمیق گسترده جهت ایجاد اینسلبرگ ها مساعدتر هستند، ولی این ادعا که اینسلبرگ ها قطعاٌ لندفرم های حاره ای هستند به احتمال زیاد نادرست است.
اینسلبرگ ها در بسیاری از نواحی بیابانی جهان وجود دارند، که شامل نواحی دارای عمر طولانی از جمله نامیب می شود، و در بسیاری از آنها شواهد مربوط به میراث شرایط مرطوب پیشین آشکارا وجود ندارد. با این وجود، منشاء آن هایی که در اروپای مرکزی و شمالی وجود دارند، و همچنین در آمریکای شمالی، معمولاٌ به اوایل ترشیاری برمی گردد، یعنی زمانی که اقلیم گرم تر و مرطوب تر بود و هوازدگی عمیق فراگیر بود.
توجه به این نکته ارزشمند است که حتی اگر این اینسلبرگ ها واقعاٌ مواریث گذشته مربوط به ترشیاری باشند، بدین معنی نیست که اقلیم حاره ای جهت شکل گیری آن ها ضروری بوده است.
چشم اندازهای اینسلبرگی از سرتاسر جهان گزارش شده است، که شامل قسمت هایی از قطب جنوب نیز می شود،؛ ولی آن ها احتمالاٌ در آفریقا بیشترین گستردگی را دارند، که درون پهنه های وسیع اراضی سنگ های بلوری واقع شده اند. نمونه های کلاسیک آن در ساوانای نیجریه، دشت های آفریقای شرقی در کنیا و تانزانیا ، زیمبابوه،آفریقای جنوبی،بیابان نامیب و آنگولا شناخته شده است. اینسلبرگ های نامیب، از جمله اینسلبرگ اشپیتزکوپه[24] با ارتفاع حدود 700متر، بلندترین این عوارض در جهان هستند. همچنین نمونه هایی در صحرا و حاشیه جنوبی آن وجود دارد، در سودان، نیجر ولیبی. اینسلبرگ ها در استرالیا نیز رایج هستند، به خصوص در قسمت مرکزی و غربی قاره. نمونه های بیشتری در شبه جزیره هند و نواحی پی سنگ[25] آمریکای جنوبی شناخته شده اند. چشم اندازهای اینسلبرگی متعددی که به نظر میراثی از گذشته می آیند، در اروپا توصیف شده اند، که شامل آلمان، جمهوری چک، لهستان، مجارستان و اسکاندیناوی است.
References
Bremer, H. (1993) Etchplanation, review and comments of Budel’s model, Zeitschrift fur Geomorphologie Supplementband N.F. 92, 189–200.
Brook, G.A. (1978) A new approach to the study of inselberg landscapes, Zeitschrift fur Geomorphologie Supplementband N.F. 31, 138–160.
Faniran, A. (1974) Nearest-neighbour analysis of interinselberg distance: a case study of inselbergs of southwestern Nigeria, Zeitschrift fur Geomorphologie Supplementband N.F. 20, 150–167.
Kesel, R.H. (1973) Inselberg landform elements: definition and synthesis, Revue Geomorphologie Dynamique 22, 97–108.
King, L.C. (1949) A theory of bornhardts, Geographical Journal 113, 83–87.
——(1975) Bornhardt landforms and what they teach, Zeitschrift fur Geomorphologie 19, 299–318.
Pye, K., Goudie, A.S. and Watson, A. (1986) Petrological influence on differential weathering and inselberg development in the Kora area of Central Kenya, Earth Surface Processes and Landforms 11, 41–52.
Selby, M.J. (1982) Form and origin of some bornhardts of the Namib Desert, Zeitschrift fur Geomorphologie Supplementband N.F. 26, 1–15.
Thomas, M.F. (1965) Some aspects of the geomorphology of domes and tors in Nigeria, Zeitschrift fur Geomorphologie Supplementband N.F. 9, 63–82.
——(1978) The study of inselbergs, Zeitschrift fur Geomorphologie Supplementband N.F. 31, 1–41.
Twidale, C.R. (1978) On the origin of Ayers Rock, central Australia, Zeitschrift fur Geomorphologie Supplementband N.F. 31, 177–206.
——(1981) Granite inselbergs: domed, block-strewn and castellated, Geographical Journal 147, 54–71.
——(1982) Granite Landforms, Amsterdam: Elsevier. Twidale, C.R. and Bourne, J.A. (1975) Episodic exposure of inselbergs, Geological Society of America
Bulletin 86, 1,473–1,481.
Watson, A. and Pye, K. (1985) Pseudokarstic microrelief and other weathering features on the Mswati Granite (Swaziland), Zeitschrift fur Geomorphologie Supplementband N.F. 29, 285–300.
PIOTR MIGO´N (مترجم: حمید کامرانی دلیر)
INSOLATION WEATHERING - هوازدگی تابشی
هوازدگی تابشی (دما شکافتگی[26] یا فرسودگی ناشی از تنش حرارتی) گسیختگی سنگ ها و کانی ها است. که عمدتاٌ ناشی از تغییرات زیاد دمای روزانه در محیط های خشک است که منجر به ایجاد گرادیان های دما در توده سنگی می شود. آتش سوزی ها می توانند به طریقی مشابه عمل کنند، هرچند مقادیر حدّی دما بیشتر است( آتش سوزی را ببینید).مناطقی که گرم می شوند نسبت به قسمت های سردتر سنگ منبسط شده و در نتیجه تنش ایجاد می شود.
در سنگ های آذرین، که از کانی های متفاوت بسیاری تشکیل شده است(پلی منیرالسی[27]) که هر کدام ضریب و جهت انبساط متفاوتی دارد، اینگونه تنش ها بیشتر است. به علاوه ، سنگ های متفاوت کانی هایی که در سطح برونز می یابند (پلی کروماسی[28]) باعث گرم شدن و سرد شدن افتراقی می شوند. چرخه های روزانۀ دمایی در شرایط بیابانی ممکن است از 50 درجه سانتی گراد بیشتر شود، و طی گرمای روزانه، سطوح سنگی ممکن است در بعضی مواقع از دمای 80 درجه سانتی گراد فراتر رود. ولی، سرد شدن سریع در شب رخ می دهد، و گمان می رود که باعث ایجاد تنش کششی زیادی در سنگ می شود. گردشگران بیابان، هم چون دیوید لیوینگستون، ادعا کرده اند که صدای شکافته شدن سنگ ها را که شبیه به شلیک تپانچه بوده است در هوای سرد غروب شنیده اند و مطمئناٌ، سنگ های شکافته شده در سطوح بیابانی زیادی قابل مشاهده است. هوازدگی ناشی از در معرض آفتاب قرار گیری[29] مکانیسمی بود که توجه قابل ملاحظه ای در نزد ژئومورفولوژیست های پیشگام بیابان پیدا نمود (مثلاٌ هیوم 1925; والتر 1997) در نگاه اول فرآیند هوازدگی تابشی، یک مکانیسم جاذب و وادار کننده برای تجزیه سنگ به نظر می رسد. امّا ، در مورد تاثیر آن بر روی زمین های متنوع تشکیل شده است. متقاعد کننده ترین مبنا برای شک در مورد توان آن از طریق کارهای تجربی اولیه ای که به وسیله ای ژئومرفولوژیست هایی مانند بلک ولدر، گریگز و تار در آزمایشگاه انجام شده ،عرضه گردید. همگی آن ها به این نتیجه رسیدند که در معرض آفتاب قرار گیری شبیه سازی شده، هیچ گونه تجزیه شدن قابل درکی در سنگ خشک ایجاد نکرد،ولی هنگامی که در مرحلۀ سردشدن چرخه هوازدگی،از آب استفاده شد، تجزیه قابل مشاهده بود. این آزمایش، اهمیت حضور آب را مشخص نمود. همچنین، مطالعه ساختمان ها و مقبره های باستانی در مناطق خشک آفریقای شمالی و عربستان نشانه های بسیار اندکی ازفرسودگی را نمایان ساخت، به جز در مناطقی که رطوبت وجود داشت، مثلاٌ نزدیک نیل. در واقع، در حالت های زیادی ، رطوبت در بیابان ها وجود دارد (مثلاٌ، در جایی که مه ، شبنم و نفوذ آب های زیرزمینی وجود دارد). وقتی که آب از لحاظ شیمیایی با کانی های حساس تر در یک سنگ ترکیب می شود، آن ها ممکن است متورم شده و حجمشان به اندازه کافی افزایش پیدا کند تا باعث شوند که لایه های بیرونی سنگ به صورت پوسته هایی متحدالمرکز بلند شوند، که به این فرآیند هوازدگی پوست پیازی[30] می گویند. بنابراین ، برخی از هوازدگی ها که قبلاٌ به در معرض آفتاب قرار گیری نسبت داده می شد را اکنون می توان به تغییرات شیمیایی ناشی از رطوبت که شامل هیدراسیون[31] می شود،نسبت داد. امّا، اهمیت در معرض آفتاب قرار گیری را نمی توان کلاّ از نظر دور داشت. کارهای ازمایشی اولیه محدودیت های مهمی داشتند: قطعات مورد استفاده بسیار کوچک و نامحدود بودند، چرخه های دمایی غیرواقعی بودند و فقط طیف محدودی از انواع سنگ ها مورد استفاده قرار گرفته شده بود. به علاوه ، مطالعات مهندسی و سرامیک نشان داده اند که مقدار آستانه برای شوک حرارتی نزدیک به نرخ تغییر دمای 2 درجه سانتی گراد در دقیقه است. مطالعات دیتا لاگر[32] نشان می دهد که اینگونه نرخ ها می توانند در مناطق قطبی، آن هم نه به مقدار کم، رخ دهند. به علاوه،به نظر می رسد که ملاحظه الگوهای شکستگی مشاهده شده بر روی سنگ در محیط های سرد و خشک ، اشکالی بسیار مشابه با آنچه در آزمایش های شوک حرارتی در آزمایشگاه ایجاد می شود را نشان داده است. سرانجام، به دلیل پاسخ حرارتی بلورهای مکسیت، به نظر می رسد مرمر به طور ویژه مستعد فرسایش حرارتی است.
References
Barton, D.C. (1916) Notes on the disintegration of granite in Egypt, Journal of Geology 24, 382–393.
Hall, K. (1999) The role of thermal stress fatigue in the breakdown of rock in cold regions, Geomorphology
31, 47–63.
Hall, K. and Andre M.-F. (2001) New insights into rock weathering from high-frequency rock temperature data: an Antarctic study of weathering by thermal stress, Geomorphology 41, 23–35.
Hume, W.F. (1925) Geology in Egypt, Vol. 1, Cairo: Government Press.
Rice, A. (1976) Insolation warmed over, Geology 4, 61–62.
Royer-Carfagni, G.F. (1999) On the thermal degradation of marble, International Journal of Rock Mechanics and Mining Sciences 36, 119–126.
Schattner, I. (1961) Weathering phenomena in the crystalline of the Sinai in the light of current notions, Bulletin Research Council of Israel 106, 247–266.
Walther, J. (1997) The Law of Desert Formation – Present and Past (translated by G. Meyer and edited by E. Gischler and K.W. Glennie), University of Miami, Geological Milestones, Vol. 4.
A.S. GOUDIE (مترجم: حمید کامرانی دلیر)
INTEGRATED COASTAL MANAGEMENT- مدیریت یکپارچه سواحل
ژئومورفولوژی ساحلی و منابع ساحلی مرتبط با آن در معرض فشار فزاینده ناشی از اثرات انسانی هستند. این موضوع از منظر جهانی به دو دلیل دارای اهمیت است. اولاٌ، عمدۀ مردم جهان در حال حاضر در نزدیکی ساحل زندگی می کنند و تصور می شود که نسبت ساکنین سواحل در آینده افزایش پیدا کند جمعیت ساحلی جهان به طرق گوناگون تخمین زده شده است از جمله اینکه بیش از نیمی از آن ها در 60 کیلومتری ساحل(UNCED 1992:17.3) با 2/1 میلیارد نفر در 100 کیلومتری ساحل (نیکولز و اسمال 2002،مبتنی بر داده های 1990) ؛ یا 2/3 میلیارد نفر در 200 کیلومتر و دوسوم در 400 کیلومتری (هینریکسین 1998) زندگی می کنند. ثانیاٌ، انسان ها وابستگی زیادی به منابع ساحلی دارند. بر طبق پژوهش های کلیدی در اقتصاد منابع، بیوم ساحلی در حال حاضر بیش از 40 درصد کل ارزش گردش جهانی خدمات اکوسیستمی را دربر می گیرد.
این فشارهای جمعیتی در سطح جهان و وابستگی انسان به ساحل نیازمند راهبردهای مدیریتی مناسبی است تا طبیعت پویای ساحل را در مقیاس های ژئومورفیک گوناگون و ابعاد فضایی متفاوت بشناسد. در حالی که مقیاس های طولانی مدت تر ممکن است از دیدگاه مدیریتی کمتر مشکل ساز باشند، ولی در همان حال تشخیص تغییرات سریع ژئومورفیک و تفکیک آن از تغییرات ناشی از انسان می تواند مشکل باشد. مثلاٌ ، اراضی مرطوب ساحلی ممکن در معرض اثرات انسانی احیا ، توسعه یا فرونشینی از طریق پسروی آب زیرزمینی که همزمان با فرآیندهای طبیعی تخریب اراضی مرطوب از جمله تغییرات نسبی سطح دریا یا فشرده شدن رسوبات عمل می کنند،قرار گیرد.هم چنین تشخیص اینکه اثرات محلی ساحلی ممکن است با فرآیندهای دریایی یا خشکی ارتباط وسیع تری داشته باشند از اهمیت برخوردار است. مثلاٌ آلودگی ساحلی، فرسایش یا رسوبگذاری[33] در نزدیکی دهانه رودخانه ممکن است بیشتر به فعالیت های مدیریتی ضعیف موضه نسبت داده شوند تا فرآیندهای ساحلی محلّی.
به این دلایل ، تشخیص داده شده است که ساحل همچون سایر انواع محیط ها ، نیازمند این است که بیشتر شیوه ای کلّی نگر مدیریت شود تا جزئی نگر. این موضوع باعث افزایش پذیرش مدیریت جامع منابع به طور عام، و مدیریت جامع ساحلی(ICM) به طور خاص شده است. هرچند مفهوم مدیریت ساحلی بر روی بیش از سی سال مطرح بوده است، به ویژه مقدمه قانون ساحلی ایالات متحده در سال 1972، ولی این کنفرانس محیط و توسعۀ سازمان ملل (UNCED)(که "قلّه زمین" نیز نامیده می شود.) در سال 1992 در ریودوژانیرو بود که یک فشار بین المللی جهت پذیرش مدیریت جامع ساحلی را همراه با توافقی مبنی بر اینکه کشورهای ساحلی بایستی خود را متعهد به مدیریت جامع و توسعه قابل تحمل نواحی ساحلی و محیط دریایی، تحت حوزه قضایی ملّی خود بدانند. ایجاد کرد.
اهداف مشابهی در کنفدراسیون تغییرات اقلیمی سازمان ملل (1992) تعبیه شده است که چهارچوب های نیاز به توسعه طرح های را برای مدیریت ساحلی طراحی کرده است. در سال بعد(1993)، انجمن سازماندهی برای همکاری و توسعه اقتصادی و اولین کنفرانس جهانی سواحل، راهبردهایی را برای مدیریت جامع منابع ساحلی اتخاذ و ایجاد نمودند. این Inter Alia نیازمند این بود که جوامعی که مدیریت جامع ساحلی خود را توسعه می دادند می بایست دورنمای سنتی، فرهنگی و تاریخی خود و علاقه مندی ها و استفاده های ناسازگار را مدنظر قرار دهند.
به منظور تعریف ICM، مفید است تا تعریف های پیشین از IPCC (1994)، سیسین-سن (CICIN-SAIN) و نکت [34] (1998) و همچنین از گروه همکاران متخصص بر روی جنبه های علمی حفاظت از محیط دریایی (GESAMP 1996)را مدنظر قرار دهیم.
مدیریت جامع ساحلی یک فرآیند مداوم و پویا است که حلقه های بازخورد را به هم پیوند می زند و هدف آن مدیریت استفاده انسان از منابع ساحلی به شیوه ای قابل تحمل و از طریق اتخاذ رویکرد کلّ نگر و یکپارچه نگر بین محیط های خشکی و دریایی؛سطوح و بخش هایی از دولت؛دولت و جامعه؛ و بخش هایی از اقتصاد است.
فهم این نکته مهم است که هرچند تعدادی تعریف برای ICM وجود دارد ، ولی هنوز از استفاده از سایر اصطلاحات و تعاریف مرتبط ساحلی سردرگمی وجود دارد.سیسین-سن و نکت(1998) وبربریج (1999) ذکر می کنند که این یک تغییر عمده از تاکید بر مدیریت منطقه ای یا ناحیه ای سواحل به سمت مدیریت جامع ساحلی بوده است . سیسین-سن و نکت اظهار می دارند که اصطلاحات مدیریت جامع مناطق ساحلی (ICZM) ،مدیریت جامع نواحی دریایی و ساحلی و مدیریت جامع سواحلی (ICM) همگی به یک مفهوم اشاره می کنند و آنها اصطلاح ICM را به دلیل استحکام و سادگی آن می پذیرند. سایرین هنوز از اصطلاح ICZM استفاده می کنند(به سالومونز و دیگران 1999 رجوع کنید)، هرچند برخی نویسندگان در همان مجلّه (بربریج 1999؛هاروی 1999) اصطلاح ICM را ترجیح می دهند. سورنسن (1997) در یک بازبینی عمده از ادبیات مدیریت ساحلی ، بین ICM عنوان مفهوم یا زمینه مطالعه و ICZM به عنوان برنامه ای که هدف آن تعریف مرزهای منطقه ای ساحلی است، تفکیک قائل می شود. در حالت تعادل به نظر می رسد که اگرچه استفاده از اصطلاح منطقه در اصل بر آن بود تا انعطاف پذیر باشد، ولی اگر از اهمیت شناسایی شرایط مرزی در مقابل نیاز به یکپارچگی بین آن ها کاسته شود، می تواند تجویزی نیز باشد. دلیل، استفاده از ICM دارد در ادبیات مربوطه قابل پذیرش تر و رایج تر می شود.
اکنون یک تمایل جهانی به رویکرد جامع تر برای مدیریت ساحلی وجود دارد که ارتباطات بین فعالیت هایی که در خشکی ها و آب های ساحلی انجام می گیرد را به هم می آمیزد . یک دهه قبل،قلّه زمین (UNCED7992) نیاز به یک رویکرد جدید برای مدیریت نواحی دریایی و ساحلی که در سطوح ملّی، زیرمنطقه ای، منطقه ای و جهانی انجام می گیرد را تشخیص داد. همچنین توضیح داد که هر رویکرد جدیدی به مدیریت ساحلی بایستی در محتوا،یکپارچه و در چشم انداز خود، پیشگیرانه و پیش بینی کننده باشد. متعاقباٌ ، تلاش های بین المللی گوناگونی به منظور ایجاد راهبردهایی برای ICM انجام گرفته است، که بر اهمیت تقویت کردن و هم آهنگ نمودن مدیریت میان بخشی (مقطعی_Cross-Sectional) تاکید داشته اند. در حالی که رویکردهای متفاوتی برای دسترسی به ICM وجود دارد، اکثراٌ توافق دارند که یکپارچه سازی افقی و عمودی و دسته بندی همه جانبه[35] بایستی بخشی از هرگونه تلاش برای دسترسی به ICM باشد.
سیسین-سن و نکت (1998) اظهار می دارند که اساس یک رویکرد جامع ابتدا آزمودن تاثیرات استفاده از اقیانوس و ساحل، و نیز فعالیت هایی که بیشتر به سمت داخل خشکی انجام می گیرد، بر روی محیط های اقیانوسی و ساحلی است؛ و دوم آزمودن اثراتی است که استفاده کنندگان از اقیانوس و ساحل می توانند بر روی یکدیگر بگذارند. کنفرانس جهانی سواحل آن را به سادگی به عنوان نیازی برای عمل مشترک بین تمام بازیگران مسئول درگیر در مدیریت ساحلی قرار داده است(IPCC1994). عناصر کلیدی یکپارچه سازی در مدیریت ساحلی را می توان به صورت زیر تعریف نمود:
- یکپارچه سازی بین دولتی (یکپارچه سازی عمودی) بین سطوح مختلف دولت همچون دولت های ملّی ،استانی یا ایالتی و محلی
- یکپارچه سازی بین بخشی (یکپارچه سازی افقی) بین بخش های مختلف دولت همچون صنعت، حفاظت،تفریح، گردشگری، حفاظت ساحلی و یکپارچه سازی خط مشی ها بین بخش های مختلف اقتصاد
- یکپارچه سازی فضایی بین مدیریت خشکی، اقیانوس و ساحل
- یکپارچه سازی بین علم و مدیریت به خصوص بین رشته های مختلف؛دانشمندان و مدیران؛ شامل رویکردهای اقتصادی ،فنی و حقوقی به مدیریت ساحلی
- یکپارچه سازی بین المللی بین ملت ها بر روی موضوعات بین مرزی مدیریت ساحلی
بری موفقیت ICM به یکسری چیزها نیاز است. به یک راهبرد بلند مدت همراه با اهداف ملی به خوبی تعریف شده و اصول راهنما برای مدیران ساحلی نیاز داریم. هم چنین لازم است تا اختیاراتی تعریف شده همراه با مسئولیت برای راهبرد داشته باشیم و در عین حال شاخص های کلیدی اجرا را رصد نمائیم و مهم تر از همه اینکه نیاز به یک ارادۀ سیاسی برای اجرای ICM است.مدل های مفهومی گوناگون (مثلاٌ سیسین-سن و نکت 1998) مربوط به مراحل مختلف فرآیند ICM، همگی ماهیت چرخه ای فرآیند و نیاز به ارزیابی دوباره مداوم را تایید می کنند. یعنی قبل از اینکه موفقیت ICM را بتوان به طور مناسب ارزیابی کرد، نیاز به حداقل یکبار پیش رفتن از میان تمام مراحل است. این احتمالاٌ چند سال طول می کشد.
از زمان قله زمین[36] و کنفرانس جهانی سواحل، ICM همراه با برنامه های مدیریت ساحلی و قانون مربوط به آن، از سوی ملّت های بسیاری پذیرفته شده است. سیسین-سن و نکت (1998) از بررسی میان-ملی[37] خود در 1996 نتیجه گرفته اند که حدود 150 تلاش ملّی ICM در سطح جهان وجود داشته است، که شامل کشورهای ذیل است: ایالات متحده، پادشاهی متحده، بلیز، برزیل،کاستاریکا، اکوادور، سریلانکا، ترکیه، استرالیا،کانادا،ایتالیا،چین،مکزیک،نیجریه،ونزوئلا و ایالت پوهنپئی[38] (ایالات فدرال میکرونزی)متعاقباٌ سورنسن یک پایگاه داده جهانی ایجاد کرد(www.uhi.umb.edu) که، در سال2000، مجموع 385 تلاش ICM را شامل می شد که 250 تا در 87 کشور ،100 تا در ایالات متحده و 35 تا بین المللی را در برمی گرفت.امّا، برای تفسیر داده های سورنسن در رابطه با تلاش های ICM که ترکیبی از برنامه ها، وضعیت خط مشی ها و مطالعات امکان سنجی را شامل می شد،باید شود با وجود تعداد فزاینده تلاش های جهانی ICM ، داده های اندکی در رابطه با موفقیت آن ها وجود دارد؛ مثلاٌ، توضیح سیسین-سن و نکت در مورد اینکه نتایج بررسی آنها در 1996، شواهد اندکی در رابطه با گستره اجرای ICM و تاثیرگذاری آن عرضه داشت. آنها نتیجه گرفتند که تولید مدل موفقی از ICM ، به دلیل عدم داده های ارزیابی هدف برای هریک از نمونه های ICM که آنها شرح دادند، بسیار مشکل است. سورنسن (1997) توضیح می دهد که در دانش ها در رابطه با مرحلۀ مهم اجرای برنامه های ICM که پس از مرحلۀ اتخاذ طرح ها و خط می های گوناگون می آید، عدم قطعیت وجود دارد.
بربریج (1997) بین ایجاد ابتکار عمل های ICM و ارزیابی موفقیت آن ها در رسیدن به اهداف تعیین شده تفکیک قائل شده و اظهار داشته است که نمونه های خوب زیادی از راهبردها، طرح ها یا فعالیت هایی که فراتر از یک سطح محلی و یک مساله ویژه گسترش یافته باشند، وجود ندارد. همچنین توجه به این نکته مهم است که تفاوت های اجتماعی-اقتصادی و سیاسی مهمی بین ملت های ساحلی وجود دارد که بایستی در ارزیابی دستاوردهای ICM مورد ملاحظه قرار گیرد.
بنابراین مفهوم ICM در سطح بین الملل به عنوان یک شیوۀ مناسب برای مدیریت قابل تحمل منابع ساحلی پذیرفته شده است. این مفهوم از فهم اینکه رویکرد بخشی[39] به مدیریت ساحلی اساساٌ معیوب است، تکامل یافته است. در حال حاضر آنچه که سست مآبانه تلاش های ICM نامیده شده است از سطح جهان در حال تکثیر است، هرچند چشم انداز بررسی شدیدتر این ها وجود دارد. سرانجام ، واضح است که پذیرش بین المللی ICM به عنوان یک رویکرد با معیارهای تعریف پذیر یا مدل هایی به منظور قضاوت در رابطه با موفقیت یا بهترین عملکرد آن ، مطابقت ندارد.
References
Burbridge, P.R. (1997) A generic framework for measuring success in Integrated Coastal Management, Ocean and Coastal Management 37(2), 175–189.
——(1999) The challenge of demonstrating the socioeconomic benefits of Integrated Coastal Management, in W. Salomons, R.K. Turner, L.D. de Lacerda and S. Ramachandran (eds) Perspectives on Integrated Coastal Zone Management, 35–53, Berlin: Springer-Verlag.
Cicin-Sain, B. and Knecht, R.W. (1998) Integrated Coastal and Ocean Management: Concepts and Practices, Washington, DC: Island Press.
Costanza, R., d’Arge, R., de Groot, R., Farber, S., Grasso, M., Hannon, B., Linburg, K., Naeem, S., O’Neill, R.V., Paruelo, J., Raskin, R.G., Sutton, P. and van den Belt, M. (1997) The value of the world’s ecosystem services and natural capital, Nature 387, 253–260.
GESAMP (IMO/FAO/UNESCO-IOC/WMO/WHO/ IAEA/UN/UNEP Joint Group of Experts on the Scientific Aspects of Marine Environmental Protection) (1996) The Contributions of Science to Coastal Zone Management, GESAMP Reports and Studies 61.
Harvey, N. (1999) Australian Integrated Coastal Management: a case study of the Great Barrier Reef, in W. Salomons, R.K. Turner, L.D. de Lacerda and S. Ramachandran (eds) Perspectives on Integrated Coastal Zone Management, 279–296, Berlin: Springer-Verlag.
Hinrichsen, D. (1998) Coastal Waters of the World: Trends, Threats and Strategies, Washington, DC: Island Press.
Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC) (1994) Preparing to Meet the Coastal Challenges of the twenty-first Century. Report of the World Coast Conference, 1–5 November 1993, The Hague: Ministry of Transport, Public Works and Water Management.
Nicholls, R.J. and Small, C. (2002) Improved estimates of coastal population and exposure to hazards released, EOS, Transactions, American Geophysical :union: 83(28), 301–305.
Salomons, W., Turner, R.K., de Lacerda, L.D. and Ramachandran, S. (eds) (1999) Perspectives on Integrated Coastal Zone Management, Berlin: Springer-Verlag.
Sorenson, J. (1997) National and international efforts at Integrated Coastal Zone Management: definitions,
achievements, and lessons, Coastal Management 25, 3–41.
United Nations Conference on Environment and Development (UNCED) (1992) Agenda 21 and the UNCED Proceedings, New York: Oceania Publications.
United Nations Framework Convention on Climate Change (UNFCC) (1992).
NICK HARVEY (مترجم: حمید کامرانی دلیر)
INTERDUNE – چاله های بین تلماسه ای
سطوح بین تلماسه ای ، چاله هایی هستند که در بین تلماسه ها واقع شده اند. بین تلماسه ها در اشکال متنوعی یافت می شوند که مورفولوژی تپه هایی که با آن در ارتباط هستند را منعکس می سازند. پهنه های تپه های هلالی شکل نوعاً از سطوح بین تلماسه ای بیضی شکل برخوردارند که در امتداد خط خط الراس تپه ها واقع شده اند. راهروهای بین تلماسه ای بسیار طویل همراه با تپه های ستاره ای یافت می شوند. درجه بندی کاملی وجود دارد که از پهنه های بین تلماسه ای که نسبت به تلماسه ها بخش وسیع تری از اراضی را می پوشانند گرفته تا چاله های بین تلماسه ای که در بین دامنه های پشت به باد و رو به باد تلماسه های مجاور در قرار گرفته اند را در برمی گیرد.
حداقل برای تلماسه های عرضی، شکل گیری یک سطح بین تلماسه ای را می توان با مشاهده یک نقطه ثابت در پایه شیب رو به باد و تپه متحرک،تجسم کرد. سطح بین تلماسه ای در این نقطۀ فرسایشی آغاز می شود و هنگامی که شیب رو به باد حرکت می کند، به صورت یک سطح محدود کننده بین تلماسه ها به سمت پایین دست باد گسترش می یابد. این سطح گسترش به سمت پایین دست باد را ادامه می دهد تا اینکه به وسیله رسوبات پشت به باد تپه بعدی بالا دست که اکنون به نقطه ثابت مهاجرت کرده است پوشیده شود.
هرچند تجسم آن ساده است،ولی توضیح سطوح بین تلماسه ای مورد مناقشه است، و رابطه نزدیکی با توضیح چگونگی جاگیری منظم تلماسه ها دارد. در یک فرضیه، جاگیری تلماسه ها تابعی از دینامیک سیال است که با جریان هوایی واقع بر فراز تلماسه ها به وجود می آید. همراه با تلماسه های عرضی، جداشدگی جریان در حاشیه تلماسه وجود دارد،که منجر به ایجاد یک سلول انفکاک در منطقه پشت به باد مجاور و الحاق دوباره در فاصله ای به میزان چند ارتفاع تلماسه از حاشیه،می شود. در نقطه الحاق دوباره، یک لایه مرزی جدید شکل می گیرد. سرعت باد و تنش برشی درون این لایه مرزی جدید به سمت پایین دست باد افزایش می یابد، که به شار حرکت[40] رو به پائین از جریان نسبتاً پرسرعتی که در بالا قرار گرفته است،مربوط می شود. تا زمانی که بادهای سطحی در حال شتاب یافتن (افزایش سرعت) باشند، حداقل ،کاهش بالقوه ای در سطح بین تلماسه ای وجود خواهد داشت. امّا، لایه مرزی به طور عمودی نیز گسترش می یابد، و در برخی نقاط این گسترش، اثرات شار حرکت را خنثی می کند، و سرعت باد و تنش برشی درون مرز بایستی کاهش یابد. در آن نقطه، رسوبگذاری (و شکل گیری یک تلماسه جدید) می تواند شروع شود. از این طریق، جاگیری تلماسه بعدی به سمت پایین دست جریان و طول سطح بین تلماسه ای توسط دینامیک سیال ناشی از تپه بالا دستی تعیین می شود.امّا، داده های میدانی، نشان می دهند که سرعت جریان و تنش برقی به شرایط حالت پایدار[41] می رسند که به عبور رسوب کمک می کند، و نه کاهش سرعت و رسوبگذاری. هنوز داده های کافی وجود ندارد تا نقش تلاطم را ، که می تواند نقش مهم ترین در جاگیری تلماسه های زیرآبی ایفا کند، مورد ارزیابی قرار دهیم.
از منظری دیگر، اراضی تلماسه ای به صوررت خود سازمانده در نظر گرفته می شوند و سطوح بین تلماسه ای به طور پیش فرض وجود دارند. شبیه سازی های کامپیوتری، شکل گیری انواع اصلی تلماسه را به صورت تابعی از جهت و مدت بادهای انتقال دهنده ماسه ها و مستقل از ایجاد یک لایه مرزی درونی، مدلسازی کرده اند. در این زمینه، تلماسه ها، به صورت مجموعه های کوچکی از ماسه ها که به صورت تصادفی جاگیری شده اند آغاز می شوندد که در حیین حرکت با هم ترکیب شده و بزرگتر می شوند. سپس شرایط حالت پایدار به وجود می آید که در آن تغییرات اندکی امکان پذیر است زیرا تمام تلماسه ها تقریباً از یک اندازه برخوردارند و با سرعت مشابهی حرکت می کنند. شکل گیری تپه های ماسه ای و رسیدن آن ها به حالت پایدار در جزیره پادره[42] ، تگزاس، قویاً با مدل شباهت دارد. آنگاه سطوح بین تلماسه ای در این مدل به طور ساده مکان هایی هستند که در آن ها تلماسه ها وجود ندارند.
سطوح بین تلماسه ای ، صرف نظر از منشاء آن ها، شامل برخی از متنوع ترین اشکالی هستند که در اراضی تپه ماسه ای یافت می شوند. اولین تقسیم بندی بین آن هایی است که انباشتگی در ان ها رخ می دهد و آن هایی که کاهش هستند، که در آن ها انباشتگی های قدیمی تر تلماسه ای، رگ یا سنگ بستر می توانند برونزد یابند. برای سطوح بین تلماسه ای کاهش، یا آنهایی که فقط عبور رسوبات در آنها رخ می دهد، پهنه های بین تلماسه ای اساساً سطح پیوسته ای را شکل می دهند که تلماسه ها بر روی آن حرکت می کنند. مشخصه اراضی تپه ماسه ای این است که در جایی که سطح آب زیرزمین، سطح تقلیل را کنترل می کند (سیستم های بادی مرطوب) سطوح موجداری بر روی کف بین تلماسه ای به وجود می آیند که انواع چینه بندی انباشتگی های تپه ماسه ای زیرین را منعکس می سازند.
جایی که رسوبات بر روی سطح بین تلماسه ای انباشته می شوند، این رسوبات را می توان به صورت نهشته های سطحی خشک، نم و مرطوب طبقه بندی کرد. انباشتگی های ماسه ای که سطح خشکی دارند نوعاً آن هایی که از ریپل های بادی منشاء می گیررند، Grain Fall ناشی از تلماسه های بالادست و تلماسه های اقماری هستند. چون سطح مذکور خشک و در معرض کاهش است،این انباشتگی های بین تلماسه ای واقع درون سیستم های بادی خشک معمولاً به چاله هایی که در سلول جدایی با سرعت باد کم وجود دارند، محدود می شوند. امّا پهنه های بین تلماسه ای خشک گسترده، رایج هستند و ممکن است تراکمی آزادانه های درشت که با آسانی کمتری منتقل می شوند را شامل شوند، که نوعاً به صورت ریپل های گرانولی و تلماسه های زیبار[43] سازمان می یابند. نهشته های ماسه ای معمولاً در اطراف پوشش گیاهی ای که رسوبات را به دام می اندازند، و متراکم می شوند.
در جایی که سطح بین تلماسه ای مرطوب یا نم است، نوعاً به این دلیل که آب زیرزمینی نزدیک به سطح است، دسته بندی عمده ای بین ان هایی که کانی های تبخیری را شامل می شوند و آن هایی که شامل نمی شوند به وجود می آید. سطوح بین تلماسه ای در اقلیم های معتدل (مثلاً اراضی ساحلی) نوعاً فاقد تبخیری ها هستند و نهشته ها تحت تسلط ساختارهای چسبندگی[44] ، wrinkle markها، ساختارهای فرار سیال و زیپل های زیرآبی، پوشش گلی، حصیرهای جنگلی جلبکی[45] ، کانال ها و سایر عوارضی هستند که در تالاب ها به وجود می آیند. در اقلیم های خشک، تقریباً همیشه مشخصه سطوح بین تلماسه ای مرطوب یا نم وجود تبخیری ها است. این ها ممکن است به صورت سبخاهای بین تلماسه ای ایجاد شوند که بافت رسوبی دندانه داری از خود به نمایش می گذارند که ناشی از رسوبگذاری توسط برجستگی های نمکی است. چون سطوح بین تلماسه ای در سیستم های بادی مرطوب ، محتوی آب موئینه ای زیادی دارند یا اینکه از تبخیری های سیمان کننده برخوردارند، در نتیجه علیرغم شتاب گیری جریان درون لایه مرزی بین تلماسه ای، انباشتگی می تواند بر روی این پهنه ها به وجود آید، و معمولاً این سطوح بین تلماسه ای از ریزدانه ترین رسوبات در اراضی برخوردارند.
References
Frank, A. and Kocurek, G. (1996) Toward a model of airflow on the lee side of aeolian dunes, Geomorphology 17, 47–54.
Kocurek, G. (1981) Significance of interdune deposits and bounding surfaces in aeolian dune sands, Sedimentology 28, 753–780.
Kocurek, G., Townsley, M., Yeh, E., Havholm, K. and Sweet, M.L. (1991) Dune and dunefield development on Padre Island, Texas, with implications for interdune deposition and water-table-controlled accumulation, Journal of Sedimentary Petrology 62, 622–635.
Nelson, J.M., Shreve, R.L., McLean, S.R. and Drake, T.G. (1995) Role of near-bed turbulence structure in
bedload transport and bedform mechanics, Water Resources Research 31, 2,071–2,086.
Walker, I.J. and Nickling, W.G. (2002) Dynamics of secondary airflow and sediment transport over and in
the lee of transverse dunes, Progress in Physical Geography 26, 47–75.
Werner, B. (1995) Eolian dunes: computer simulations and attractor interpretation, Geology 23, 1,107– ,110.
Werner, B. and Kocurek, G. (1999) Bedform spacing from defect dynamics, Geology 27, 727–730.
Further reading
Kocurek, G. (1996) Desert aeolian systems, in H.G. Reading (ed.) Sedimentary Environments: Processes,
Facies and Stratigraphy, 125–153, Oxford: Blackwell.
SEE ALSO: adhesion; boundary layer; bounding surface; dune, aeolian; sabkha
GARY KOCUREK (مترجم: حمید کامرانی دلیر)
INTERFLUVE- میاناب
میاناب ها مناطق نسبتاً مرتفعی هستند که بین دره های مجاور در یک حوضۀ زهکشی واقع شده اند. اصطلاح میاناب، در تحت اللفظی ترین مفهومش از اراضی واقع در بین رودخانه ها، برجستگی های تقطیع نشده ای اشاره دارد که در بین آبراهه ها واقع شده اند. امّا، این اصطلاح اغلب در یک مفهوم عمومی تری به کار می رود که معمولاً زمین های مرتفع (شامل آبراهه ها و یا دره های درجه پایین تر) واقع در بین سیستم های رودخانه ای اصلی را توصیف می کند. همچنین برای توصیف اراضی واقع در بین دره های یخچالی و آبراهه های جنب یخچالی به کار رفته است. به علاوه، مفهوم میاناب در مطالعات سکانس های رسوبی دیرینه نیز کاربرد دارد، بدین صورت که به منظور تفکیک اراضی مرتفع دیرینه از دره ای بریده شده مورد استفاده قرار می گیرد.
در بسیاری از قسمت های جهان، فاصله بین پشته ها[46] و دره ها به طور قابل توجهی منظم است. مثلاً ، تپه های ساحلی شمال کالیفرنیا، ایالات متحده، نمونه های زیادی از توپوگرافی پشته دره را شامل می شود که در آن ها حوضه های زهکشی درجه یک که در کنار درۀ اصلی تقریباً خطی واقع شده اند کاملاً با فواصل مساوی از یکدیگر واقع شده اند (برای مثال تصویر 1B از دیتریش و همکاران ،2003، را ببینید). این موضوع، مثلاً برای گودال های مرتفع در امتداد پشته های کوارتزیتی در ناحیه ریج اند ولی[47] در پنسیلوانیای ایالات متحده صادق است. در یک مقیاس بزرگتر، کمربندهای کوهستانی خطی بسیاری، فاصله دره های ساحلی بسیار منظمی را نشان می دهند. نه منشاء این نظم و نه عوامل کنترل کننده فاصلۀ دره ها هیچ کدام به خوبی شناخته نشده است، ولی از طریق تحلیل دینامیک فرآیندها، سرنخ هایی به دست می آید. مثلاً، بسیاری اظهار داشته اند که گذار از دامنه به دره (در نبود عوامل کنترلی لیتولوژیک با ساختاری مشخص) تعویض فرآیند مسلط را منعکس می کند طبق این اظهار نظر، دره ها چشم اندازهایی را به نمایش می گذارند که تحت تسلط فرآیندهایی هستند که از سطح شیبدار بالا دست یا تخلیه آب زیرزمینی تغذیه می شوند،و بنابراین تاثیر آن، با افزایش سطح زهکشی بیشتری می شود (بعضی اوقات به صورت ناگهانی، همانگونه که در مفهوم آستانه فرسایش جریان سطحی هورتون (1945) تبیین شده است. اینگونه فرآیندهای متمرکز می توانند شامل فرسایش جریان سطحی، تهی شدن آب زیرزمینی (قسمت آب زیرزمینی را مشاهده کنید)، شستشوی یخچالی و برخی از اشکال زمین لغزش (بخش زمین لغزش را مشاهده کنید) را شامل شوند.نزدیکتر به خطوط تقسیم آب ، فرآیندهایی که وابسته به جریان بالادست نیستند (مثلاً فرآیندهای حرکات توده ای مانند خزش خاک) در نوسان هستند. تئوری های مبتنی بر مفهوم فرآیند تسلط (یا مفهوم مرتبط فرآیند-آستانه ؛ اثر کرکبای ،1994 را مشاهده کنید)
بطور موفقیت آمیزی روابط مشاهده شده بین شیب[48] و سطح زهکشی در اطراف رأس درّه و کانال را توضیح می دهد. امّا، آنها صریحاً پاسخی برای فاصله بین پشته ها و میاناب ها ارائه نمی دهند، همچنین ناپایداری هایی که منجر به شکل گیری خودانگیزشی شبکه های کانال اولین بار به صورت ریاضی توسط اسمیت و برترتون (1972) مورد تحلیل واقع شد. آنها با استفاده آنالیز پایداری خطی، شرایطی را نشان دادند که تحت آن شرایط شکل گیری خودانگیزشی کانال های اولیه می تواند بر روی یک شیب تقطیع نشده تحت جریان ورقه ای یکسان و پایدار به وقوع بپیوندد. یکی از نتایج مفید این تحلیل این نظریه بود که هنگامیکه ظرفیت انتقال رسوب با افزایش تخلیه در واحد عرض منحنی میزان بیشتر از حالت خطی می شود، به گونه ای که دو واحد جریان با کمک یکدیگر بیش از دو برابر رسوب یک واحد حمل می کنند، تمایل به سمت کانالیزه شدن وجود خواهد داشت. امّا، ساده سازی هایی که در تحلیل اسمیت-برترتون انجام شده بود، اجازه پیش بینی فاصله یابی اولیه بین کانال ها را نمی داد. در کارهای بعدی، بر این نقطه ضعف تخلیه گردید. مثلاً، ایزومی و پارکر (2000) تحلیل پایداری خطی را مورد استفاده قرار دادند تا فاصله یابی اولیه کانال ها را در مورد جریان ورقه ای زیربحرانی (بخش های فرسایش ورقه ای، جریان ورقه ای، شیت واش را مشاهده کنید) بر روی یک سطح محدب متشکل از رسوبات چسبنده، پیش بینی کنند. تحلیل آن ها پیش بینی نمود که فاصله یابی اولیه کانال بایستی به عمق جریان وزبری وابسته باشد. آنها با استفاده از مقادیر مستدل برای این پارامترها قادر بودند فاصله یابی اولیه کانال را در محدوده ده ها متر توجیه کنند، مقداری که خیلی بی شباهت به فاصله یابی های محدوده 100 متر نبود. مدل های عددی توسعه حوضه های های زهکشی نیز قادر بوده اند تا توپوگرافی دامنه-دره را بازسازی کنند و تعدادی عوامل کنترلی مهم را در مقیاس دامنه و تراکم دره آشکار ساخته اند (برای مثال، ویلگوز وهمکاران، 1991؛ هاوارد 1997؛ تاکروبرس 1998 را ببینید).
همانگونه که پیش از این ذکر گردید، مفهوم میاناب ها اغلب فقط به پشته های منفرد اشاره ندارد، بلکه همچنین به اراضی بسیار وسیع تر که بین دره های بریده شده قرار گرفته اند اشاره می کند. یکی از این موارد منطقه فلات کلرادو در ایالات متحده است، که در آنجا زمین های مرتفع و با پستی و بلندی اندک به وسیله کانیون های تند و باجداره های پرشیب بریده شده اند (بزرگترین آنها گراندکانیون در آریزونای شمالی است) . این سطوح مرتفع کمتر تقطیع شده، اگرچه هنوز در معرض فرسایش رودخانه ای قرار دارند، را می توان با توجه به مزیت درجه بریدگی کمترشان، میاناب تلقی کرد.
References
Dietrich, W.E. and Dunne, T. (1993) The Channel Head, Channel Network Hydrology, Chichester: Wiley.
Dietrich, W.E., Bellugi, D.G., Sklar, L.S., Stock, J.D., Heinsath, A.M. and Roering, J.J. (2003) Geomorphic transport laws for predicting landscape form and dynamics, in P.R. Wilcock and R.M. Iverson (eds) Prediction in Geomorphology, 103–132, Washington, DC. American Geophysical :union:.
Gilbert, G.K. (1909) The convexity of hilltops, Journal of Geology 17, 344–350.
Horton, R.E. (1945) Erosional development of streams and their drainage basins; hydrophysical approach to quantitative morphology, Geological Society of America Bulletin 56, 275–370.
Hovius, N. (1996) Regular spacing of drainage outlets from linear mountain belts, Basin Research 8, 29–44.
Howard, A.D. (1997) Badland morphology and evolution: interpretation using a simulation model, Earth Surface Processes and Landforms 22, 211–227.
Izumi, N. and Parker, G. (2000) Linear stability analysis of channel inception: downstream-driven theory, Journal of Fluid Mechanics 419, 239–262.
Kirkby, M.J. (1987) Modelling some influences of soil erosion, landslides and valley gradient on drainage density and hollow development, Catena Supplement
10, 1–14.
——(1994) Thresholds and instability in stream head hollows: a model of magnitude and frequency for wash processes, in M.J. Kirkby (ed.) Process Models and Theoretical Geomorphology, 295–314, New York: Wiley.
Loewenherz, D.S. (1991) Stability and the initiation of channelized surface drainage; a reassessment of the short wavelength limit, Journal of Geophysical
Research, B, Solid Earth and Planets 96, 8,453–8,464.
Montgomery, D.R. and Dietrich, W.E. (1989) Source areas, drainage density, and channel initiation, Water Resources Research 25, 1,907–1,918.
Smith, T.R. and Bretherton, F.P. (1972) Stability and the conservation of mass in drainage basin evolution, Water Resources Research 8, 1,506–1,529.
Tarboton, D.G., Bras, R.L. and Rodriguez, I.I. (1992) A physical basis for drainage density, Geomorphology 5, 59–76.
Tucker, G.E. and Bras, R.L. (1998) Hillslope processes, drainage density, and landscape morphology, Water Resources Research 34, 2,751–2,764.
Willgoose, G., Bras, R.L. and Rodriguez, I.I. (1991) A coupled channel network growth and hillslope evolution model; 1, Theory, Water Resources Research 27, 1,671–1,684.
SEE ALSO: drainage density; hillslope-channel coupling; hillslope, form; hillslope, process; valley
GREG TUCKER (مترجم: حمید کامرانی دلیر)
INTERMONTANE BASIN - حوضه بین کوهی
حوضه های توپوگرافیک دارای اشکال و اندازه های گوناگون در بسیاری از اراضی مرتفع و کوه های کم ارتفاع تا متوسط رواج دارند، که تحت تاثیر تکتونیک افتراقی بسیار جدید قرار نگرفته اند . آنها توسط اراضی مرتفع تر در تمام جوانب احاطه شده اند و به وسیلۀ رودخانه هایی که معمولاً کف حوضه را از طریق یک دره باریک ترک می کنند، زهکشی می شوند. شیب های احاطه کننده اغلب تند هستند و ممکن است بین کف و شیب حاشیه ای یک نقطۀ اتصال تند وجود داشته باشد. در عمدۀ موارد، تکتونیک فعال در شکل گیری حوضه ها سهمی ندارد، بنابراین آن ها عوارض ناشی برهنه سازی افتراقی هستند. معمولاً انباشتگی اندکی درون حوضه های بین کوهی ایجاد می شود، به جز آبرفت های آبرفت های نازک در امتداد مسیرهای رودخانه و نهشته های محلی نشأت گرفته از شیب.
تبعیت حوضه های بین کوهی اغلب تحت تاثیر لیتولوژی و ساختار قرار دارد. طرح کلّی حوضه ها اغلب تمایل دارد تا از خطوط ساختاری در سنگ بستر تبعیت کند، مثلاً گسل های باستانی یا شکستگی های منطقه ای، مرزهای لیتولوژیکی، یا دره های متقاطع در کف حوضه، بنابراین منشأ حوضه ها را می توان به هوازدگی یا فرسایش انتخابی نسبت داد، که قطعات سنگی ضعیف تر را به طور موثرتر مورد بهره برداری قرار می دهند. مثلاً تروپ (1967) حوضه های تحت کنترل ساختار را در توده های گرانیتی نیجریه اثبات کرد.
برمر (1975) مدعی است که بسیاری از حوضه های واقع در نواحی حارّه را نمی توان از طریق مقاومت را بر توضیح داد و مفهوم هوازدگی واگرا را به کار می برد، که بیشتر تحت کنترل توپوگرافی است نه سنگ. یک گودال اولیه نسبت به زمین های اطراف که خشک تر هستند آب بیشتری دریافت نموده و در خود نگه می دارد، بنابراین پوشش هوازدگی توسعه یافته و ضخامت و بلوغ آن افزایش می یابد. برداشت هر از گاهی ساپرولیت از شیب مجاور سطح سنگ بستر را معرض دید قرار می دهد که خشک باقی می ماند و آب بیشتری را به درون گودال می ریزد. این باعث افزایش تباین محلی در شدت هوازدگی شده و هنگامی که محصولات هوازده گهکاه فرسایش یافته و منتقل می شوند منجر به تعمیق پیشرونده حوضه و افزایش شیب دامنه های احاطه کننده می شود. طبق نظر برمر، بزرگ شدن جانبی حوضه ها نقش محدودتری را ایفا می کند. کف حوضه ها ممکن است همواری باشد و پوشش هوازده داشته باشد، یا اینکه ممکن است دارای مقداری پستی و بلندی باشد که در جبهه هوازده شکل گرفته باشند. تپه های کم ارتفاع ، گروه هایی از تخته سنگ ها و تورهای (Tor) گهگاهی ممکن است وجود داشته باشد. بنابراین، حوضه ها از طریق هوازدگی عمیق محلی شکل می گیرند و نمونه هایی از شکل گیری دو مرحله ای بلند مدت لندفرم هستند.
حوضه هایی که به شیوۀ فوق الذکر ایجاد می شوند را نباید با حوضه هایی که زمین های حوضه و پشته[49] را می سازند اشتباه کرد. مورد دوم عوارض تیپیک تکتونیکی هستند و از گسلش رو به پایین قطعات پوسته در مناطقی که در معرض رژیم کششی هستند نشأت می گیرند. به علاوه، آنها لایه های ضخیمی از رسوباتی که از زمین های بالا آمده اطراف شسته شده اند را در خود دارند.
References
Bremer, H. (1975) Intramontane Ebenen, Prozesse der Flachenbildung, Zeitschrift fur Geomorphologie Supplementband N.F. 23, 26–48.
Thorp, M. (1967) Closed basins in Younger Granite Massifs, northern Nigeria, Zeitschrift fur Geomorphologie Supplementband N.F. 11, 459–480.
Further reading
Johansson, M., Migon´, P. and Olvmo, M. (2001) Jointcontrolled basin development in Bohus granite, SW Sweden, Geomorphology 40, 145–161.
Thomas, M.F. (1974) Granite landforms: a review of some recurrent problems of interpretation, in Institute of British Geographers, Special Publication 7, 13–37.
(مترجم: حمید کامرانی دلیر) PIOTR MIGO´N
INVERTED RELIEF - ناهمواری معکوس
یک نوع مورفولوژی سطحی است که در آن کف دره های پیشین مرتفع ترین بخش های چشم انداز را تشکیل می دهند. در حالی که پهلوها و خطوط تقسیم دره های پیشین آنقدر دچار تنزل شده اند که کم ارتفاع ترین عوارض توپوگرافیک را شکل می دهند.ناهمواری معکوس زمانی ایجاد می شود که مواد موجود در کف دره ها نسبت به موادی که پیکربندی شیب های مجاور را شکل می دهند مقاومت بیشتری داشته باشند یا اینکه دارای مقاومت بیشتری می شوند. این حالت در مورد جریان گدازه ای که لندفرم های مقعر را پر می کنند و همچنین دوریکاست هایی که به علت سخت شدن رسوبات آبرفتی یا دریاچه ای به وجود می آیند صادق است. سیلکویت ها،کالکویت ها و فریکویت ها به خصوص اغلب به صورت معکوس شکل می گیرند.
لندفرم های تیپیک ناشی از ناهمواری معکوس، برجستگی های مسطح پیچ و خم داری هستند که مسیرهای پیشین دره را به نمایش می گذارند. با ادامه فرسایش، این اشکال به صورت فلات های کشیده و باریک مجزا یا مزاها که به وسیلۀ بقایای مواد مقاوم تر پوشیده شده اند در می آیند. تشخیص ناهمواری های معکوس می تواند دلالت های اقتصادی مهمی داشته باشد. زیرا نهشته های پلاسری پیشین اکنون در وضعیت مرتفعی قرار دارند.
ناهمواری های معکوس بزرگ مقیاس اغلب به صورت اراضی چین خورده انگاشته می شود (چین خوردگی را مشاهده کنید.) اغلب مشاهده می شود که خطوط زهکشی محور طاقدیس ها را دنبال می کنند درحالی که ناودیس ها برجستگی های هر دو سوی دره را که به نظر می رسد در تضاد با ناهمواری اصلی قرار دارد تشکیل می دهند. توضیح این است که هنگامیکه فرسایش به مغزه نرم تر یک طاقدیس می رسد، شدت می یابد و تنزل ساختارهای ناودیسی مجاور را تسریع می کند که منجر به شکل گیری ناهمواری معکوس می شود. چاله های فرسایشی بیابان نقف در اسرائیل (مافننشیم) نمونه هایی از این نوع معکوس شدگی هستند. یک سناریوی پیچیده تر مبتنی بر تسطیح شدگی رشته کوه اصلی در مرحلۀ نخست و متعاقباً شکل گیری ناهمواری های معکوس به زیان سطح تسطیح شده است.
Further reading
Goudie, A.S. (1985) Duricrusts and landforms, in K.S. Richards, R.R. Arnett and S. Ellis (eds) Geomorphology and Soils, 37–57, London: George Allen and Unwin.
Pain, C.F. and Ollier, C.D. (1995) Inversion of relief – a component of landscape evolution, Geomorphology, 12, 151–165.
PIOTR MIGO´N (مترجم: حمید کامرانی دلیر)
ISLAND ARC - قوس جزیره ای
در اطراف حاشیه غربی اقیانوس آرام ، جزایر بسیاری به صورت گلبندهای قوسی ، با فواصلی نسبت به قاره،به صورت منفرد یا ردیف های دوتایی از جزایر مرتب شده اند. سایر قوس های جزیره ای شامل قوس های اندونزی، کارائیب، آمریکای مرکزی و اسکوتیا هستند. شعاع قوس ها از حدود 4000کیلومتر برای جاوه-سوماترا تا 1500 کیلومتر برای ژاپن و فقط 250 کیلومتر برای قوس سنجاق مویی شکل باندا متغیر است.
سطح قوس ها از جهات متفاوتی برخوردار است؛ قوس آلئوسین به سمت جنوب تحدب دارد، سوماترا-جاوه به سمت غرب ، ماریانا به سمت شرق و پاپوآگینه نو به سمت شمال. برخی از قوس های مستقیم مانند جزایر سلیمان و گودال تونگا – کومادک بسیاری از خواص قوس ها را دارند به جز انحنا.
بعضی از قوس ها به وسیلۀ حوضه های پشت قوسی از قاره جدا شده اند (ژاپن). قوس اسکوتیا هیچ قاره ای پشت سر خود ندارد و فقط کف اقیانوس آرام را دارد. در پشت سر قوس کارائیب ، قوس مستقیم آمریکای مرکزی قرار دارد. قوس ماریانا به وسیلۀ مجموعه ای از حوضه های پشت قوسی از قوس های فیلیپین جدا شده است.
ترتیب استاندارد لندفرم ها در یک قوس ساده بدین صورت است: قاره؛ حوضه پشت قوسی ؛ منشور افزایشی[50]؛ گودال ؛ اقیانوس (شکل94) . ساده ترین قوس- حوضه پیش قوس[51]. قوس ها خطوط آتشفشان های فعال هستند (مثلا قوس کوریل)، که می تواند آن ها را بر مبنای سنگ های تشکیل دهنده به آتشفشانی و قاره ای تقسیم بندی نمود. رایج ترین نوع قوس های دوتایی متشکل از دو ردیف آتشفشان است که یکی قدیمی تر از دیگری است. عارضه قدیمی تر که معمولاً خط بیرونی است ممکن است به طور کامل یا بخشی از آن به وسیلۀ آهک پوشیده شده باشد. قوس سوماترا-جاوه آتشفشانی است که قوس بیرونی آن از سنگ های رسوبی تشکیل شده است.
از لحاظ توپوگرافیکی، پیشانی یک قوس جزیره ای معمولاً در حال بالا آمدن است در حالی که پشت قوس در حال فرونشینی است. در نیو بریتین ، پیشانی قوس در حال بالا آمدن است که با پلکان هایی متشکل از تراس های مرجانی بالا آمده همراه است، درحالی که سمت دیگر دارای سواحل مغروق است که نشان دهنده فرونشینی است. بسیاری از قوس ها دارای جزایر کوهستانی وسیعی هستند که از سنگ های رسوبی، دگرگونی و گرافیتی ساخته شده اند (ژاپن،پاپوآگینه نو). آنها قبل از اینکه کوه های جدید بالا بیایند به صورت یک سطح تسطیح شده در آمده اند.جزایر ویرجین یک سطح فرسایشی را در ارتفاع حدود 300 متری همراه با تراس های بسیاری نشان می دهند بالاآمدگی در 2 میلیون سال گذشته اتفاق افتاده است.
در سمت اقیانوسی قوس ها گودال های عمیقی قرار گرفته اند . عمیق ترین ژرفای شناخته شده در اقیانوس ژرفای ماریانا (11035متر) است. خطوط متقاطعی از گودال ها نمایشگر گسل های عادی متعدد و گرابن هستند. گودال ها مقادیر متغیری از رسوب را دربردارند: بخشی از گودال شیلی در واقع خالی دارد. پهنه ای با عمق نسبتاً کم آب جزایر قوس را از کف گودال جدا می کند که آن را شکاف گودال قوس می نامند. این پدیده معمولاً بیش از 100 کیلومتر عرض دارد و 570 کیلومتر در شرق قوس آلئوسین واقع شده است. در زیر آن رسوبات ضخیم عموماً افقی مربوط به حوضۀ پیش قوس قرار دارند.
در حاشیه بیرونی حوضه پیش قوس یک شکستگی مشخص در شیب وجود دارد و شیب تندی که گودال را احاطه کرده است ممکن است یک گوۀ افزایشی را شکل دهد. گوه (یا منشور) افزایشی مجموعه ای از رسوبات و یا شاید بازالت اقیانوسی بسیار تغییر شکل یافته است و اینگونه انگاشته می شود که از قطعه پایین رونده جدا شده و در حاشیه قطعه بالایی تجمع کرده اند. از سویی دیگر، ساختارهای دگرشکلی را می توان ساختارهای گرانشی-تکتونیکی همراه با دکولمان ( که گسل خوردگی جدایشی نیز نامیده می شود) و راندگی تفسیر نمود. کل پهنه از قوس آتشفشانی تا اقیانوس که شامل گودال می شود، را پیش قوس می نامند. یکی دیگر از سناریوهای تکتونیک صفحه ای این است که رسوبات ، به جای اینکه جدا شده باشند، در زیر قوس دچار فرورانش شده اند. در پشت قوس های جزیره ای دریاهای کم عمقی وجود دارند که حوضه های پشت قوسی نامیده می شوند. حوضه های پشت قوسی مکان های در حال گسترش هستند. حوضه پشت قوسی ژاپن تا 2 کیلومتر رسوب دارد. چهرۀ انحنا دار قوس ارتباط ساده ای با الگوی زاویه دار مکان های متعدد در حال گسترش در پشت قوس (مثلا قوس اسکوتیا)ندارد.
شکل 94: نامگذاری عوارض گوناگون در یک قوس جزیره ای
این انحنا با صفحۀ اقیانوس آرام نزدیک شونده نیز ارتباط ندارد: بخشی از قوس آلئوسین موازی با حرکت است و بخشی دیگر تقریباً عمود بر آن است.
آتشفشان های فعال بر روی قوس ها به طور مکرر با شدت زیاد فوران می کنند، مانند کراکاتائو (1883) مونت پوله (1902) و مونت پیناتوبو(1991). استراتو ولکان ها رایج ترین نوع هستند و کالدراهای متعددی دارند. آتشفشان های آندزیتی در قوس ها غالب هستند، ولی بعضی از آتشفشان های شاخص بازالتی هستند.مانند کوه فوجی در ژاپن. بازالت 70 درصد جزایر ساندویچ جنوبی را تشکیل می دهد. قوس هایی همراه با آتشفشان در گذشته شکل گرفته اند و اکنون نیز وجود دارند که گاهی اوقات قوس های دوتایی را می سازند. در پاپوآ گینه نو قوس نیوبریتین دارای آتشفشان های کواترزی در داخل و قوس پالئوژن در خارج می باشد ولی قوس نیوآیرلند دارای آتشفشان های داخلی پالئوژن و یک قوس خارجی متشکل از آتشفشان های کوارتزی است.
در بعضی قوس ها (نیوهبرایدز در آمریکای مرکزی )، گسل های عادی سطح زمین را به صورت قطعات گسلی شکسته اند. گسل های عادی در گودال ها [52] و حوضه های پشت قوسی نیز رایج هستند. گسلش امتداد لغز در بعضی قوس ها از اهمیت برخوردار است که با کیلومتر ها جابجایی جانبی در امتداد گسل هایی که تقریباً با قوس موازی هستند همراه است. این گسل ها یک عارضه عمده در ژئومورفولوژی سوماترا و جاوه هستند. قوس آمریکای مرکزی در نیکاراگوا به وسیلۀ یک گسل امتداد لغز مایل نسبت به قوس که ادامۀ شکستگی کلیپرتون کف اقیانوس آرام است، بریده شده است. قوس های آمریکا تا حدی متفاوت از بقیه هستند. قوس کارائیب در شرق صفحه کارائیب واقع شده است. این قوس به سمت شمال به وسیلۀ چیزهایی که شبیه به تیغه های رگه مانند آمریکای شمالی هستند تحدید شده است که مشتمل بر سنگ های قاره ای است و جزایر گریتر آنتیلز را تا پورتوریکو می سازند. به همین نحو سمت جنوبی از سنگ هایی شبیه به آمریکای جنوبی ساخته شده است. قوس واقعی، قسمت شمالی-جنوبی جزایر لیوارد است، یعنی یک قوس دوتایی همراه با کارائیبی های آهکی در سمت شرق و کارائیبی های آتشفشانی در سمت غرب. سمت غربی صفحه کارائیب به وسیلۀ قوس آمریکای مرکزی تحدید شده است ککه همراه با گودال آمریکای مرکزی در کناره اقیانوس آرام است. این گودال هیچ گونه منشور افزایشی ندارد، و رسوبات افقی هستند که هیچ شواهدی مبنی بر فشار در آن ها دیده نمی شود. قوس مذکور تعدادی سنگ
کارائیبی ها[53]: گروهی از جزایر واقع در جنوب غربی هند غربی قسمتی از آمریکا (کارائیب هم نامیده می شود)
قاره ای قدیمی دارد و در سمت غربی آن سنگ های آتشفشانی قدیمی وجود دارد. از لحاظ توپوگرافی، این قوس یک فلات است که به سمت غرب کج شده است ولی یک باریکه وجود دارد که در کنارۀ اقیانوس آرام دچار گسل خوردگی رو به پایین شده است و این جایی است که قوس آتشفشانی کنونی واقع شده است. ایسموس پاناما بخشی از قوس های آتشفشانی نیست ولی از سنگ های قاره ای که به صورت بلوکی دچار گسل خوردگی شده اند تشکیل شده است.
قوس اسکوتیا در شرق صفحه اسکوتیا واقع شده است ، که دارای سنگ های قاره ای با منشأ آمریکای جنوبی به صورت رگه هایی در سمت شمال و سنگ های قطب جنوب در سمت جنوب است. جزایر ساندویچ جنوبی یک قوس واقعی را ساخته اند که با یک منطقه در حال گسترش در پشت همراه است که صفحه اسکوتیا را از صفحه بسیار کوچک تر ساندویچ که کمتر از 8 میلیون سال قدمت دارد جدا نموده است. این جزایر آتشفشانی ، ناهموار و یخچالی هستند. صفحه اسکوتیا به وسیلۀ یک گسل انتقالی از صفحه اقیانوس آرام جدا شده است. یک ناهنجاری گرانشی منفی بر روی گودال ها و یک ناهنجاری مثبت در فاصلۀ حدود 115 کیلومتری و در کناره قاره ای وجود دارد . زمین لرزه مشخصه قوس ها است. گاهی اوقات به نظر می رسد که کانون زلزله در منطقه ای (که آن را زون بنیوف می نامند) با حدود 50 کیلومتر ضخامت و در اعماق چند صد کیلومتری واقع می شود. این منطقه به سمت کنارۀ مقعر با زوایای گوناگون شیب می یابد و در زیر قوس ماریانا عمودی است. شناسایی قطعه ای که در حال فرورانش در محل گودال است مسلّم است. در بعضی از قوس ها (مثلاً آلئوسین) زون بنیوف در گودال پدیدار نمی شود، بلکه در شکاف قوس گودال ظاهر می شود رابطه بین قوس، گودال، ناهنجاری های گرانشی، زمین لرزه ها و آتشفشان ها در واقع کاملاً متغیر است.
برخی از قوس ها به داخل قاره ها کشیده می شوند. قوس سوماترا از طریق جزایر آندامان به برمه (میانمار) می رود و به صورت قوس حد خشکی کوه های هیمالیا ادامه می یابد که از همان اندازه برخوردار است. قوس آلئوسین در آلاسکا ادامه می یابد و بازوی جنوبی قوس کارائیب در کلمبیا. این موضوع در تئوری هایی که قوس های جزیره ای را به کوهزایی که یک مفهوم عمده در تکتونیک صفحه ای است مرتبط می کنند، از اهمیت برخوردار است. چون گسترش پشت قوسی، فاصله بین قاره و قوس را افزایش می دهد، بنابراین برخورد این دو با هم به نظر مشکل می آید ولی همیلتون (1988) نوشت که قوس های جزیره ای به سمت منطقه فرورانش[54] هستند، به طوری که قوس های جزیره ای با یکدیگر و با قاره ها برخورد می کنند. مفاهیم مرتبط با قوس های جزیره ای اغلب مورد استفاده قرار می گیرند تا عوارض خشکی که شامل ساختارهای قدیمی و کوه های جدید مانند کوه های آپنین است را تفسیر کنند.
تئوری حاکم تکتونیک صفحه ای قوس های جزیره ای را به عنوان مکان هایی که در آن ها پیوسته اقیانوسی در محل گودال ها فرو می روند تشریح می کند. این توصیف پارادوکس داشتن یک مکانیسم فشاری را عرضه می کند، در حالی که وجود گسل های عادی در گودال ها، جزایر و حوضه های پشت قوسی همگی نشان دهنده کشش هستند. سایر مکانیسم های پیشنهادی برای شکل گیری قوس ها شامل تومورهای زمینی[55] ، دیاپیریسم جبه، قطعات فرونشست کرده در گودال و تکتونیک موجی (surge tectonics) هستند.
References
Hamilton, W.B. (1988) Plate tectonics and island arcs, Geological Society of America Bulletin 100, 1,503–1,527.
Taylor, B. (ed.) (1995) Backarc Basins, Tectonics and Magmatism, New York: Plenum.
Further reading
Wezel, F.-C. (1986) The Origin of Arcs, Amsterdam: Elsevier.
The Island Arc (Blackwell) is devoted to arcs and related topics and appears four times a year.
SEE ALSO: plate tectonics
CLIFF OLLIER (مترجم: حمید کامرانی دلیر)
ISOSTASY - ایزوستازی:
اصطلاحی است که در سال 1882 و از کلمات یونانی Iso و stasis تشکیل یافته به معنای تعادل ایستایی می باشد. ایزوستازی برای توصیف وضعیتی از پوسته و گوشته زمین است که پوسته در غیاب نیروهای اخلال کننده بر روی گوشته متراکم زیرین در وضعیتی آرام و تعادلی قرار داشته باشد(وات 2001). با این حال ، ایزوستازی بوسیله فرایندهایی مانند رسوبگذاری، فرسایش، فعالیت آتشفشانی و ذوب صفحات یخچالی مختل و آشفته می گردد (نگاه کنید به ایزوستازی یخچالی). در ساده ترین شکل مفهوم ایزوستازی اینست که بلوکهای سخت پوسته زمین بر روی گوشته شناور بوده و حرکات آزادانه عمودی در آن داشته تا زمانیکه براساس وزن خود در حالت شناور به تعادل برسد(تعادل ایزوستازی). تعادل در چگالی و ضخامت پوسته زمین تا حد زیادی مسول تغییرات در تنظیم ایزوستازی در لیتوسفر زمین است. در حالت تعادل ایزوستازی قسمتی از لیتوسفر بالاتر از بخش دیگر می ایستد یا به دلیل تراکم کم چگالی (به اصطلاح مدل پرات ) یا بدلیل تراکم و چگالی برابر اما ضخیم تر (مدل ایری) یا بدلیل ترکیبی از این دو می باشد.
تعادل ایزوستازی بوسیله فرایندهای گوناگون ژئومورفولوژیکی دچار اختلال و آشفتگی می گردد. فرسایش باعث نازک شدن پوسته و سبک تر شدن آن تا جاییکه یک کوه فرسایش یافته تمایل به حفظ تعادل و آرامش خود برسد. در مقابل ، انباشتگی رسوبات بعنوان مثال در یک دلتا، نشانگر بار اضافی در آن ناحیه بود و تمایل به فرورفتگی دارد. فرسایش موجب گستردگی و رقیق شدن پوسته شده در حالیکه فشردگی در پدیده کوهزایی موجب ضخیم شدگی آن می شود. بارگیری و تخلیه یخ یخچالهای طبیعی نیز در تعادل ایزوستازی موثر می باشد که بر اثر آن تغییراتی در حجم آب اقیانوس ها یا حوضه های دریایی هیدرو-ایزوستازی دارد(بلوم ، 1967). به همین شکل خروج مواد آتشفشانی کوهستانهای بزرگ آتشفشانی می تواند وزن پوسته را افزایش داده و موجب فرونشینی آن شود.
ایزوستازی مرجعی برای درک طیف وسیعی از پدیده های ژئومورفولوؤیکی است. برای مثال، نواحی که قبلا یکبار توسط صفحات بزرگ یخی پوشانده شده اند(مثل Fennoscandia) همان مناطق کنونی بالاآمده ای هستند که از یخ پوشیده شده اند. برعکس، مناطق حاشیه صفحات یخی که بالا آمدگی داشتند این نواحی فرو رفتگی داشته اند(مثل جنوب دریای شمال). به همین ترتیب توسعه GUYOT ها، کوههای دریایی و جزایر مرجانی در اقیانوس آرام ممکن است مربوط به فرونشست ناشی از فوران های مواد آتشفشانی در محل پوسته باشد (مک نات و منارد 1978). بار تحمیلی حرکات عمودی تاثیر زیادی بر روی دلتاها دارند. بخصوص، فرونشست موجب افزایش عمق آب و همچنین افزایش تجمع رسوبات می شود که خود باعث در دسترس بودن رسوبات میگردد. ویژگی های برجستگی دره های ریفتی و عوارض زمینی به موجب گسترش پوسته و همچنین اثرات ایزوستازی از طریق مشارکت با توپوگرافی های گسترده و متورم است. پهلوهای دره های ریفتی غیرفعال شواهدی از بالاآمدگی و تخلیه فرسایش (مانند نامیبیا) و توصیفی از نحوه بالاآمدگی ریفتی را از یک شبکه زهکشی داخل قاره ها را نمایش می دهد. (مانند کالاهاری)(گیلکریست و سامرفیلد 1990). نوار ساحلی دریاچه های بزرگ دیرینه مانند دریاچه بونویل در جنوبغرب آمریکا بر اثر ازبین رفتن وزن آب دریاچه خشک شده پوسته آن دچار تغییر شکل شده است (کریتندن 1967).
شیب قاره ای بر اثر فشار وزن آب بالاآمده سطح دریاهای قدیمی (پیشروی فلندرین) فشرده شده اند. در نهایت، فرسایش موجب گود شدن و عریض شدن دره های رودخانه ای شده البته خطالراسها را به این اندازه فرسایش نمی دهد بلکه موجب ایجاد تودهای رسوبی در مناطق شده و باعث بالاآمدگی ایزوستازی میگردد. در نتیجه، ارتفاع سطح دریاها افزایش میابد زمانیکه میانگین ارتفاعی مناطق کاهش یابد(مولنار و انگلند 1990).
References
Bloom, A.L. (1967) Pleistocene shorelines: a new test of isostasy, Geological Society of America Bulletin 78, 1,477–1,494.
Crittenden, M.D. (1967) New data on the isostatic deformation of Lake Bonneville, US Geological Survey Professional Paper 454-E.
Gilchrist, A.R. and Summerfield, M.A. (1990) Differential denudation and flexural isostasy in formation of rifted-margin upwarps, Nature 346, 739–742.
McNutt, M. and Menard, H.W. (1978) Lithospheric flexure and uplifted atolls, Journal of Geophysical Research 83, 1,206–1,212.
Molnar, P. and England, P. (1990) Late Cainozoic uplift of mountain ranges and global climatic change: chicken or egg? Nature 346, 29–34.
Watts, A.B. (2001) Isostasy and Flexure of the Lithosphere, Cambridge: Cambridge University Press.
A.S. GOUDIE (مترجم: حمید کامرانی دلیر)
[7] - Yosemite National Park
[8] - Castellated Inselbergs
[22] - Climate-Genetic Geomorphology
[39] - Sectorial Approach
[44] - Adhesion structure
[47] - Ridge And Valley Prouince
[50] - Accretionary Prism
[51] - arc-foreavel basin
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
