|
|
|
|
 |
از Sediment تا Shore |
 |
|
| | تاریخ ارسال: 1396/8/16 | |
|
SEDIMENT WAVE - امواج رسوبی
موج رسوبی منطقه ترانزیت تجمع رسوبی در یک کانال رودخانه‌ای است که از رسوبات ورودی ایجاد می شود و به تنهایی از تنوع در توپوگرافی کانال به وجود نمی‌آید. واژه‌های دیگری از قبیل "حرکت حلزونی شکل رسوب" [1] برای این عمل وجود دارد. امواج رسوبی دارای حداقل میزان فضایی در عرض کانال و حداقل میزان حجمی بیانگر موانع اصلی میباشند؛ آنها در تعدادی از حوادث هیدروگرافیکی وجود دارند(Nicholas et al. 1995; Lisle et al. 2001). یک موج رسوبی لزوماً متشکل از بستر متحرک جریان رودخانه‌ای نیستند، اما به عنوان مزاحمت در تعامل بین جریان، توپوگرافی کانالی و حمل مواد بستر محسوب می‌شوند که ممکن است از هر قسمت بستر رودخانه، از جمله ورودی به وجود آمده باشند.
امواج رسوبی به واسطه میزان‌های مختلف پراکندگی و انتقال به وجود آمده‌اند، که بستگی به ته نشینی و شکل کانال دارد. پراکندگی[2] عبارت است از پخش و گستردگی موج است زمانی که نوک آن پایین می‌آید و ثابت باقی می‌ماند و انتقال[3] عبارت است از پیشروی موج که شامل نوک و لبه دنباله‌دار آن می‌شود. یک موج مواد بستری به شکل یکدست، یا شکل‌های دیگر حاکمیت دارد؛ که در اینجا تعداد فرود[4] در امواج ته نشینی- انتقالی معمولاً بالاست (1<)، و انتقال امواج در مسیرهای شنی که تعداد فرود پایین است (1≥) اهمیت دارد (Lisle et al. 2001). نمونههای مستند اینگونه اعمال مقایسه‌ای را ساترلند[5] و همکاران او در سال 2003 و مید[6] در سال 1985 فراهم کرده‌اند. مواد موج که ریزتر از مواد محدوده هستند می‌توانند باعث انتقال امواج شوند، اما امواج شنی در سراشیبی، مسیرهای شنی بیشتر از طریق پراکندگی به وجود می‌آیند(Lisle et al. 2001).
موارد فوق دارای شکل یکسان یا متحد هستند، اما سایر خصوصیات و فرآیندها در مسیرهای طبیعی ممکن است باعث گسترش انتقال امواج بشود. جریان‌های واریزه ای[7]، باعث انتقال مسیر رسوبی در حوادث کوچک می‌شود. گسترش موج پایین رسوب در مناطق رسوبی صورت میگیرد که(Church 1983)، توپوگرافی باعث تشدید و تقویت آن می شود. مناطق در حال پیشرفت انتقال افزایش یافته در لبه یک موج ممکن است باعث فعال شدن ته نشست ذخیره شده بشود و موج جاری بیشتری را ایجاد کند(Wathen and Hoey 1998). حاکمیت نسبی پراکندگی و انتقال برای منابع رودخانه‌ای اهمیت بسزایی دارد. پراکندگی ورودی رسوبات باعث رقیق و ضعیف شدن می‌شود اما بر روی جریانات به سوی پایین رسوب اثر می‌گذارد، در حالی که انتقال باعث گستردگی و پخش می‌شود .
References
Church, M. (1983) Pattern of instability in a wandering gravel bed channel, in J.D. Collinson and J. Lewin (ed.) Modern and Ancient Fluvial Systems, 169–180,Oxford: Blackwell Scientific.
Lisle, T.E., Cui, Y., Parker, G., Pizzuto, J.E. and Dodd, A.M. (2001) The dominance of dispersion in the evolution of bed material waves in gravel bed rivers, Earth Surface Processes and Landforms 26(13), 1,409–1,420.
Meade, R.H. (1985) Wavelike movement of bedload sediment, East Fork River, Wyoming, Environmental Geology Water Science 7(4), 215–225.
Nicholas, A.P., Ashworth, P.J., Kirkby, M.J.,Macklin, M.G. and Murray, T. (1995) Sediment slugs: large-scale fluctuations in fluvial sediment transport rates and storage volumes, Progress in Physical Geography 19(4), 500–519.
Sutherland, D.G., Hansler, M.E., Hilton, S. and Lisle, T.E. (2003) Evolution of a landslide-induced sediment wave in the Navarro River, California, Geological Society of America Bulletin, 114,1036–1048.
Wathen, S.J. and Hoey, T.B. (1998) Morphologic con-trols on the downstream passage of a sediment wave in a gravel-bed stream, Earth Surface Processes and Landforms, 23, 715–730.
THOMAS E. LISLE (مترجم: زهرا رنجبرباروق)
SEDIMENTATION - رسوب گذاری
واژه رسوب گذاری به قرارگرفتن مواد جامد حاصل از مواد محلول یک جریان اشاره دارد. در ژئومرفولوژی(علم برجستگی‌های سطح زمین و علل پیدایش آن) جریان سیال نوعاً به آب اطلاق می‌شود (مثل رودخانه‌ها، دریاچهها یا رسوبات دریایی) یا به هوا (مواد خاکی متشکله بادی) اطلاق می‌شود. فرآیند اصلی رسوب را قانون استوکس[8] شرح داده است که آن را رسوب گذاری مواد کروی جریانات می‌داند.
این قانون در فرمول V=(2gr2) (d1-d2)9h بیان می‌شود. در این فرمول Vسرعت افتادن ذرات (cm s-1)، g شتاب به خاطر جاذبه (cm sec-2)، r شعاع ذره (cm)، d1 چگالی ذره (g cm-3) ، d2 چگالی مواد سیال (g cm-3) و h غلظت نسبی مایع می باشد (dyne sec cm-2). در سیستم‌های طبیعی این رابطه ساده به واسطه طبیعت غیرکروی بودن ذرات ته نشین و به خاطر اینکه ذرات نوعاً از ستون متحرک جریان سیال جدا (منشعب) می‌شدند ، پیچیدگی پیدا می کند. در یک جریان متحرک سیال اجزای عمودی گرداب‌های آشفته باعث انتقال حرکت به اجزا یا ذراتی می‌شوند که ممکن است از سرعت جاذبه بیشتر باشند به طوری که ذرات معلق باقی می‌مانند. وقتی سرعت جریان کاهش می‌یابد ذرات ریزتر ستونی تشکیل می‌دهند به طوری که از نظر تئوری ساختار به سوی بالا می‌آید. در عمل، طبیعت رسوب، منبعی موقت و فضایی است و دارای تغییرات رسوب گذاری است، که به طور مشخصی باعث پیچیدگی و تعبیر رسوبات می‌شود. به منظور بررسی کنترل رسوبات و تفاسیر مربوط به آن به لیدر[9] 1992مراجعه شود.
در نتیجه مشکلات توسعه مدلهای فیزیکی انتقال رسوب و ته نشینی، ژئومرفولوژیست‌ها به طور تجربی به عمومیت دادن شرح و توضیح رسوبات در سیستم‌های خاص پرداخته‌‌اند. نمونههای آن شامل منحنی هجالستورم[10] 1935 می‌شود که به پیشگویی در مورد سرعت آستانه رسوب در اندازه‌های مختلف در سیستم‌های رودخانه‌ای پرداخته است. کارهای بیشتری بر روی شرح و توضیح شرایط دنبال کردن اولیه رسوبات انجام گرفته است. سرعت آستانه رسوب پایین از آنهایی است که به دنبال نقش بستری بعدی و سکون در حرکت اولیه محدود کننده وجود دارد. مثلاً رسوبات بستری در پروک ترکیه، نشان می‌دهد که آستانه‌های رسوبی فقط 35 درصد آستانه‌های دربرگیرنده[11] هستند (and Frostick 1994 . (Reid
مطالعات ژئومورفولوژیکی که در مورد رسوبات انجام گرفته است به دو دسته تقسیم می‌شوند: دسته‌ای مربوط به آنالیز و فرآیندهای رسوبی مدلهای عصر حاضر است، و دسته‌ای که مربوط به درک تقسیم محیط‌های گذشته و فرآیندهای مدارک و اسناد رسوبی است. اولی، بر اساس سنت شیلدس و بنگلد[12] است که دارای بخش مرکزی فرآیند مدرن است. دیدگاه روش دومی، که اغلب آن را در دسته علوم کواترنری یا ژئومرفولوژی تاریخی است، برای درک مناظر معاصر ضروری است.
در ژئومورفولوژی شرح و تعریف وسیع‌تری از رسوب مورد قبول قرار میگیرد که شامل جابجایی رسوبات از زیر یخچالها و صفحات یخی (رسوبات یخچالی) و رسوبگذاری به واسطه حرکات انبوه است. رسوب در محیط‌های یخچالی پیچیده است اعم از رسوب ته نشین شده یخچالی که رابطه نزدیکی بین روش رسوبگذاری و دینامیک یخ ،یخچالی است، که آبهای زیر یخ شناور را تا جریانات رودخانه وسیع شامل می‌شود. در معنای وسیع‌تر، رسوب را باید مترادف با رسوب گذاری گرفت و در نتیجه در مرکز مطالعات و تحقیقات محیط‌های رسوبی قرار میگیرد. رسوب فرآیندی است که نقطه پایان نتیجه فرسایش رسوبی است، رسوب به انتقال و رسوب گذاری اشاره دارد. پس، تجمع رسوب در مناطق رسوبی یک ترکیب جریانی اجرای ژئومرفیک است. هرجا سیستم استقامت اجازه بدهد که جایگاه دقیق رسوب به طور دائم باقی بماند یک آرشیو چینه شناسی میزان تغییرات جریان رسوبی به وجود می‌آید. این باقی مانده‌ها دارای اهمیت خاصی در فرآیند تعیین میزان زمان بعدی مشخص ژئومرفولوژیکی، فراتر از سال‌ها تنظیم اطلاعات است، رسوبات دریاچه‌ای نمونه خوبی از مکان ثابت رسوبات و مطالعات زیاد رسوبات دریاچه‌ای از حجم رسوب و کنترل زمانی چینه شناسی است (1998 (e.g. Desloges and Gilbert. در بافت‌های مناسب رسوبات دریاچه‌ای را می‌توان نه تنها برای اندازه‌گیری جریان رسوبی به کار برد، بلکه برای مشخص کردن تغییرات رسوبی که بیانگر تغییرات در روش میزان فرآیندهای رسوبی است هم به کار گرفت. مثلاً منانوس[13] (2000) از لایه‌های درشت مجزا در رسوبات دریاچه آلپی[14] در کلرادو برای بازسازی فعالیت جریان باقیمانده مورد استفاده قرار داد.
دو محقق به نام‌های چارچ و جونز[15] در سال 1982 از واژه مناطق رسوبی برای شرح و توضیح رودخانه‌ای که دارای تجمع رسوبی است که با افزایش مجزا می‌شود استفاده کردند. مناطق رسوبی دارای ذخایر بزرگی از رسوبات در سیستم چشم انداز[16] هستند. این ایده می‌تواند تا حدودی عمومیت پیدا کند. رسوبات در تمام سیستم‌های چشم انداز یک شکل نیستند اما نوعاً در مناطقی متمرکز شده‌اند که مورفولوژی چشم انداز به گونه‌ای است که رسوب مطلوب باشد. در یک تعریف واضح و محکم در مورد رسوب باید گفت که این مناطق پایین از سرعت جریانی یا حفظ و نگهداری فیزیکی رسوبات هستند، مثلاً دریاچهها یا مناطق رسوبات بادی در اطراف موانع توپوگرافیکی اصلی را می‌توان نام برد. یک نمونه بستر دیگر تپه های شنی کلرادو است که شن‌ها از سطح جریانی جدا شده‌اند و در پای کوه‌ها جمع شده‌اند(عکس 120). در یک تعریف وسیع‌تر، شکستن شیب‌ها، که باعث گسترش ته نشست‌های شیبی می‌شود، ممکن است به عنوان مناطق رسوبی ترجیحی نام برده شوند. در محیط‌های کوهستانی حوضچه‌های گرد تشکیل می‌شدند که به عنوان واحدهای مورفولوژیکی رسوبات محلی به حساب می‌آیند.
عکس 120: رسوبات آبرفتی در جلو، منبع رسوب برای رسوبگذاری بادی در سیستم های ریگ روان در جلوی کوه فراهم آورده است، یادبود ملی ریگ روان شنی، کلرادو
یک کاربرد عمومی در ادبیات رسوب شتابدار[17] با توجه به میزان افزایش یافته رسوب که عموماً در نتیجه اعمال انسانی می‌باشد. رسوب شتابدار لزوماً نتیجه جریان فرسایشی تقویت شده به خاطر تغییر کاربری زمین به دست انسان است یا به خاطر رسوب افزایش یافته مربوط به تغییر انسانی نسبت به جریانات رودخانه‌ای یا آبی است. رایج‌ترین تأثیر شامل معدن و گسترش کشاورزی می‌شود. مطالعات ریسک تأثیرات کارهای معدنی گیلبرت[18] در سال 1917 بر روی اثرات معادن طلای هیدرولیک در نودای آمریکای انجام داده است. بین سال‌های 1853 و 1884 بیش از یک میلیارد مترمکعب رسوبات به واسطه کارهای معدنی در دره‌ها و کوه‌ها انجام گرفته است. رسوبات در دره ساکرامنتو[19] در تمام طول قرن بیستم ادامه یافته است (James 1999). اکسیو[20] در سال 1998 تعداد 25 چین[21] را ذکر می‌کند که به رسوبگذاریها در رودخانه زرد چین طی 2200 سال اضافه شده است و این چین‌ها تا 40 چین طی سالیان اخیر در این رودخانه رسیده است. اوهارا و همکاران[22] در سال 1993 معتقد بودند که افزایش مشخص در میزان رسوب گذاری های دریاچه‌ای در مکزیک به خاطر گسترش بیش از حد اعمال کشاورزی است. به طور کلی بیشتر افزایش در میزان رسوبات در محیط‌های مختلف، نوعاً در طی 200 سال اخیر رخ داده است، که به واسطه مکانیزاسیون و میزان افزایش کاربری زمین به خاطر افزایش جمعیت بوده است.
واژه مربوطه که اغلب در این متن به کار رفته است، به خصوص در رابطه با مسیر رودخانه‌ها و ذخایر آبی، واژه لای گرفتگی[23] است. تعریف دقیق لای گرفتگی عبارت است ته نشین شدن ذرات گل و لای ریز اما این واژه برای نفوذ کانال‌ها و حوضچه‌ها دارای ذرات ریز ته نشینی نیز به کار می‌رود. با افزایش سریع لای، منابع آبی به طور مشخصی دارای ظرفیت کمتری می‌شوند و بیانگر یک نوع هزینه اقتصادی می‌شوند (Palmieri et al. 2001) که باید به کنترل آن پرداخت. ته نشین شدن ذرات ریز باعث مشکلات خاصی در قسمت‌های بالای جریانات رودخانه‌ای می‌شود و باعث مشکلاتی در تولید ماهی قزل آلا می‌شود. (1996 Hartman et al) در مناطق شمال غرب اقیانوس آرام که کارهای اقتصادی انجام میگیرد و ماهی قزل آلا رواج دارد این مشکلات بیشتر به چشم می‌خورد.
تغییرات دراز مدت در میزان ته نشین شدن به طورطبیعی بدون تأثیرات انسانی نیز صورت میگیرد. یکی از رودخانه‌های مهم در این زمینه که تأثیر می‌پذیرد بر اثر تغییرات آب و هوایی است که چه به طور مستقیم چه به طور غیرمستقیم و بر اثر تغییرات گیاهی اثر می‌پذیرد (e.g. Evans 1997; Xu 1998). یک تغییر مهم در میزان ته نشین شدن خصوصیات مناطق یخ بسته است که اوج ته نشین شدن در زمان باز شدن یخ‌ها صورت میگیرد. رسوبات نیمه یخ بندانی، که به واسطه حضوریخهای دوران یخبندان صورت میگیرد، عموماً در میزان پایین در بعضی مکان‌ها صورت میگیرد(Hinderer 2001). افزایش میزان رسوبات در یک نقطه دارای دو دلیل اصلی می‌باشد. یکی تغییرات در طبیعت فرسایش است به طوری که کشش رسوبی افزایش می‌یابد و میزان رسوبات بدون تغییرات لازم در مکان صورت میگیرد. دومین دلیل تغییرات انسانی[24] نسبت به طبیعت سیستم‌های چشم انداز[25] است که باعث تغییر میزان یا توازن رسوبات و انتقال رسوب به مکان‌های خاص می‌شود. درک رسوبات و فرآیندهای مربوطه به آن برای یک ژئومورفولوژیست اهمیت بسزایی دارد و کاربردهای زیادی در کنترل و کاهش صدمات دارد.
References
Bagnold, R.A. (1941) The Physics of Blown Sand and Desert Dunes, London: Methuen.
Church, M. and Jones, D. (1982) Channel bars in gravel-bed rivers, in R.D. Hey, J.C. Bathurst and C.R. Thorne(eds) Gravel-bed Rivers, Chichester: Wiley.
Desloges, J.R. and Gilbert, R. (1998) Sedimentation in Chilko Lake: a record of the geomorphic environment of the eastern Coast Mountains of British Columbia, Canada, Geomorphology 25, 75–91.
Evans, M. (1997) Temporal and spatial representativeness of alpine sediment yields: Cascade mountains,British Columbia, Earth Surface Processes and Landforms 22, 287–295.
Fullen, M.A. and Mitchell, D.J. (1994) Desertification and reclamation in North–Central China, Ambio23(2), 131–135.
Gilbert, G.K. (1917) Hydraulic mining debris in the Sierra Nevada, US Geological Survey ProfessionalPaper 105, Washington, DC: US Geological Survey.
Hambrey, M. (1994) Glacial Environments, Vancouver:UBC Press.
Hartman, G.F., Scrivener, J.C. and Miles, M.J. (1996) Impacts of logging in Carnation Creek, a high energy coastal stream in British Columbia, and their implication for restoring fish habitat, Canadian Journal of Fisheries and Aquatic Sciences 53, 237–251.
Hinderer, M. (2001) Late Quaternary denudation of the Alps, valley and lake fillings and modern river loads, Geodinamica Acta 14, 231–263.
Hjulström, F. (1935) Studies of the morphological activity of rivers as illustrated by the river Fyris, Bulletin of the Geological Institute, University of Uppsala 25,221–257.
James, A. (1999) Time and the persistence of alluvium:river engineering, fluvial geomorphology and mining sediment in California, Geomorphology 31, 265–290.
Leeder, M.R. (1992) Sedimentology: Process and Product, London: Chapman and Hall.
Menounos, B. (2000) A Holocene debris-flow chronology for an alpine catchment, Colorado Front Range, in O. Slaymaker (ed.) Geomorphology, Human Activity and Global Environmental Change,117–149, Chichester: Wiley.
O’Hara, S.L., Street-Perrott, F.A. and Burt, T.P. (1993)Accelerated soil erosion around a Mexican highland lake caused by pre-Hispanic agriculture, Nature 362,48–51.
Palmieri, A., Shah, F. and Dinar, A. (2001) Economics of reservoir sedimentation and sustainable management of dams, Journal of Environmental Management 61, 149–163.
Reid, I. and Frostick, L.E. (1994) Fluvial sediment transport and deposition, in K. Pye (ed.) Sediment Transport and Depositional Processes, 89–144,Oxford: Blackwell.
Shields, A. (1936) Anwendung der Aehnlichkeitsmechanik und der Turbulenzforschung auf die Geschiebebewegung, Mitteilung der Preussischen Versuchsanstalt für Wasserban und Schiffban, Heft 26, Berlin.
Xu, J. (1998) Naturally and anthropogenically accelerated sedimentation in the lower Yellow River, China over the past 13000 years, Geografiska Annaler 80A(1), 67–78.
MARTIN G. EVANS (مترجم: زهرا رنجبرباروق)
SEISMOTECTONIC GEOMORPHOLOGY - ژئومرفولوژی لرزه زمین ساخت
ژئومرفولوژی لرزه زمین ساخت عبارت است از مطالعه شکل زمین که بر اثر زلزله ایجاد شده است این مطالعه نتایج زلزله، بررسی برجستگی‌های زمین و تحقیقات زلزله‌های قدیمی را با هم ترکیب می‌کند. مطالعات زلزله های قدیمی در رابطه با سن، تکرار و اندازه زلزله‌های قبل از تاریخ می‌باشد(Wallace 1981). این علم به ضبط میزان بزرگی (M>6.5) و خیلی قدرتمند بودن (M≥7.8) زلزله‌ها می‌پردازد، زیرا اثرات زمین شناسی زلزله‌های متوسط یا ضعیف به ندرت در مناطق نزدیک سطح زمین باقی می‌ماند. فعالیت زلزله‌ای با گسل فعال در ارتباط است. گسل فعال را باید فعالیتی به حساب آورد که در زمان پتانسیل یا احتمال جابجایی آینده صورت میگیرد و انسان نگران آن است مثلاً ممکن است آنها طی هولوسن[26] (گسل فعال)[27] یا کواترنر (بطور بالقوه گسلهای فعال) صورت گرفته است. اینگونه فعالیت‌ها معمولاً تکه‌ای یا قطعه‌ای هستند و هر قطعه بیانگر تاریخ متفاوتی از حرکت است. زلزله‌های بزرگ به طور مکرر یک قسمت یا بخشی از گسل می باشند.
مدارک و شواهد از حال و گذشته زمین لرزه ها شامل تغییر شکل سطح زمین در امتدادگسل های زلزله(پرتگاه گسل، شکافها،خم شدن[28]، تالاب، انحراف دره های جریانی[29]، برآمدگی حائل[30]، تراس چین خورده، تغییر شکل مخروط افکنه های آبرفتی[31]، رودخانه های معکوس[32]، ساختارهای غاری شکسته شده،جابجایی برآمدگی ساحلی[33]، سکوهای مرجانی، دشت دلتا یا شکاف موج برش[34] )، ویژگیهای مقیاس بزرگ بالا بردن ناگهانی یا فرونشست در بالای گسلهای مرز صفحات(پیچ خوردگی تراسهای رودخانه، خط ساحل مرتفع، باتلاق غرق جزر و مد، ظهور یا فرونشست صخره های مرجانی) همچنین اثرات ژئومرفویک یا چینه شناسی لرزش زمین ساخت یا تسونامی دور از شکستگی زلزله‌ای مورد بررسی قرار میگیرد. (مثل رانش زمین، سقوط، ریزش سنگ‌ها، خصوصیات میعانی مثل آتشفشان‌ها یا رسوب‌های ماسه‌ای) (McCalpin 1996) .
شواهد مربوط به ژئومورفیک و فعالیت زلزله مربوط به گسل نرمال دارای پرتگاه های گسل هستند. این پرتگاهها از نظر اندازه در قسمت‌های کوهستانی تا یک کیلومتر بلندی دارند، بر روی صخره‌ها است و تا میزان چند سانتی متر در رسوبات میرسد. پرتگاه های گسل ساده (حوادث ساده) تقریباً به طور دائمی شکل گرفته‌اند و ارتفاعات آنها از یک دسی متر تا چند متر در هر حادثه‌ای میرسد. در گسلهای نرمال یا معکوس یا پرتگاهها دارای جهت خاصی هستند درحالی که درگسل های امتداد لغز[35] دارای جهات گوناگونی هستند. در پرتگاه‌های گسل اخیر، حوضچه‌های بسته یا معلق، که آنها را شکافها یا چاک‌های زلزله‌ای می‌نامند، باعث دگرگونی پرتگاهها، موادی با پایه‌های پرتگاه اما رو به بالا هستند. هورست و گرابن و گسل های نرمال غیرجفتی باعث ایجاد گرابن‌های نصفه یا نیمه شده‌اند. جابجایی بر روی گسلهای نرمال، ویژگی فرونشست های بزرگتر کمربند بالای گسل[36] هستند که با اندازه فرودیواره[37] قابل مقایسه میباشند. فروسایی پرتگاهها تحت تاثیر هر دو عامل سنگ شناسی و آب و هوا قرار گرفته‌اند. در آب و هوای نیمه بارانی، قسمت آزاد رسوبات کاملاً در یک دوره زمانی از بین رفته‌اند. این دوره زمانی از یک روز تا دو هزار سال است .(Crone et al. 1987; Wallace 1977) پرتگاه‌های سنگ بستر شکسته آرام آرام دارای یک زاویه خوابیده پیدا کرده‌اند که می‌تواند مربوط به یک میلیون سال یا بیشتر باشد. پرتگاه‌هایی که با بیش از یک زلزله به وجود آمده‌اند پرتگاه های ترکیبی یا چند حادثه‌ای[38] نامیده می‌شوند. زلزله فشاری[39] به طور دائمی در کمربندهای رانشی و کوهزایی[40] به وجود می‌آیند (مثل زلزله سال 1980 الجزایر) یا در مرزهمگرا صفحه قاره‌ای به وجود می‌آید (مثل زلزله سال 1978 ایران و 1988 ارمنستان) یا در مناطقی که نزدیک خم های تکتونیک فشاری[41] از گسل راستالغز[42] به وجود می‌آیند. طی این زلزله‌های فشاری، توده سنگی روی یک ساختار زمین شناسی مثل گسل بالا می آید و معمولاً از حد فرودیواره یا نشست تجاوز می‌کند و بخشی از آن تحت تأثیر تغییر شکل زلزله‌ای قرار میگیرد که بستگی به اندازه جابجایی دارد (به هندسه شکستگی، و سخت پوسته زمین نیز بستگی دارد). اندازه جابجایی به سوی بالا گرایش دارد، بنابراین، معمولاً توده سنگی روی یک ساختار زمین شناسی مثل گسل نزدیک به نوک یا رأس گرایش دارند. بسیاری از زلزله‌های بزرگتر از هفت ریشتر ممکن است به همراه موضوع ژئومرفیک نباشند. شکل زمینی نوع تولید شده به واسطه فشار و پرتگاه گسل رانشی معمولاً جدی‌تر و منظم‌تر از سایر انواع گسل‌هاست و قابل مقایسه با قسمت‌های جدا شده، کوتاه است و یا باعث تولید یک اثر زیگزاکی[43] در مقیاس متر می‌شود. این پرتگاهها دارای اشکال گوناگون هستند که بستگی به ترکیب زاویه کم گسل و چین خوردگی است. بین هفت تا هشت نوع پرتگاه گسل رانشی مشخص شده است. شدت شیب داری گسل معکوس در سنگ بستر دارای شکل ساده است، درحالیکه در رسوبات نامستحکم دارای پرتگاه‌های ریزشی کمربند بالای گسل است.گسل رانشی با زاویه کم باعث ایجاد فشار و شکل‌دهی می‌شود که بستگی به تغییر شکل جریانی[44] مواد سطح و بزرگی لغزش دارد. در مواد منسجم تر، اریبی اجزای شیب باعث تولید و تقویت فشار برآمدگی یا شکاف‌های کشش‌دار اریبی در جلوی برآمدگی فشاری می‌شود. راندگی زمین‌های بی‌فرم سطح آنها معمولاً دارای پیچیدگی آرام وسیع در سطح تراس رودخانه‌ای/ دریایی است. گسل فشاری در سنگ بستر تولید پرتگاه معلق[45] می‌کند، اما در رسوبات نامستحکم خیلی زود فرومی‌ریزند و یک سطح آزاد و واریزه ای شیبدار به وجود می‌آورند.
چین خوردگی فعال[46] یک فرآیند نزدیک به زلزله است که مربوط به راندگی کور[47] یا گسل لغزش شیب[48] در اعماق می‌باشد. این امر می‌تواند باعث تحریک ارتعاش به واسطه شیب خمشی[49] طی چین خوردگی بشود. جلوه‌های ژئومرفیک سطح چین خوردگی باعث تغییر شکل کانال‌های رودخانه‌ای و تراس‌ها می‌باشد. چین خوردگی سطح شیبدار کمربند بالای گسل می‌تواند باعث ایجاد سطوح جداگانه در رأس پرتگاهها بشود که شبیه پرتگاه‌های گسل نرمال هستند. با این وجود، ممکن است مستقل از گسل زلزله گذشته باشند. بعضی از چین خوردگی ها در رأس برآمدگی هم ممکن است باعث تولید پرتگاه بشوند.
گسلهای راستا لغز در ارتباط با مرزهای صفحه هستند یا در محیط داخلی صفحه، در مرز صفحات میکروقاره‌ای قرار دارند. زمین‌هایی که زلزله‌ها(ماقبل) در امتداد گسل های راستا لغز فعال به وجود آمده اند عبارتند از: دره‌های خطی (که ممکن است انحراف ساده رودخانه‌ها در امتداد اثر گسل ، حتی بدون برش به وجود آمده باشد) انحراف[50]، رودخانه ها و جریانات منحرف شده، انحرافبرآمدگی ها[51]، و گودی[52] و آبگیر فرونشستی[53] (مربوط به پیچیدگی فرودی فرونشست[54] بین دو رشته از منطقه گسلی).
تراس گسل دائماً از یک منطقه وسیع شکاف‌های کششی جانشینی (کششی) و فشرده تشکیل شده‌اند که دارای شیب اریبی میباشند. شکل‌های طبیعی سطح زمین نوعاً برای تخمین تعادل یا توازن زلزله گذشته به کار می‌روند که عبارتند از: تراسهای رودخانه‌ای[55]، کانال‌های جریانی و مخروط افکنه های آبرفتی[56]. میزان حداقل شیب مثلاً در گسل سن آندریاس[57] کالیفرنیا بر اساس انحراف مخروط افکنه آبرفتی این کار انجام گرفته است. حداکثر انحراف جریانی حادثه 9.5 متری بود که با F.t1857 به وجود آمد (McCalpin 1996).
References
Crone, A.J., Machette, M.N., Bonilla, M.G.,Lienkaemper, J.J., Pierce, K.L., Scott, W.E. and Bucknam, R.C. (1987) Surface faulting accompanying the Borah Peak earthquake and segmentation of the Lost River Fault, Central Idaho, Bulletin Seismological Society of America 77, 739–770.
Keller, E.A., Bonkowski, M.S., Korsch, R.J. and Shlemon, R.J. (1982) Tectonic geomorphology of the San Andreas fault zone in the southern Indio Hills, Coachella Valley, California, Geological Society of America Bulletin 93, 46–56.
McCalpin, J.P. (ed.) (1996) Paleoseismology, San Diego: Academic Press.
Wallace, R.E. (1977) Profiles and ages of young fault scarps, north-central Nevada, Geological Society of America Bulletin 88, 1,267–1,281.
——(1981) Active faults, paleoseismology, and earthquake hazards in the western United States, in D.W. Simpson and P.G. Richards (eds) Earthquake Prediction – An International Review, 209–216, Washington, DC: American Geophysical :union:.
Further reading
Burbank, D.W. and Anderson, R.S. (2001) Tectonic Geomorphology, Malden: Blackwell.
Keller, E.A. and Pinter, N. (1996) Active Tectonics, Upper Saddle River, NJ: Prentice Hall.
Schumm, S.A., Dumont, J.F. and Holbrook, J.M. (2000) Active Tectonics and Alluvial Rivers, Cambridge: Cambridge University Press.
Stewart, I.S. and Hancock, P.L. (1994) Neotectonics, in P.L. Hancock (ed.) Continental Deformation, 370–409, London: Pergamon Press.
Wallace, R.E. (ed.) (1990) The San Andreas Fault System, California, Washington, DC: US Geological Survey Professional Paper 1,515.
WITOLD ZUCHIEWICZ (مترجم: زهرا رنجبرباروق)
SELF-ORGANIZED CRITICALITY - حساسیت خودسازمان یافته
منظور از این عنوان روشی است برای درک سیستم‌های غیرخطی که پرباک و همکاران [58]در کتاب طبیعت چگونه کار می‌کند منتشر کرده‌اند (Bak 1997). این بررسی و روش یکی از روش‌های جدید است که شامل تئوری هرج و مرج، پیچیده و فرکتال می‌شود که به منظور فراهم آوردن توضیحات بهتر برای رفتار پیچیده سیستم‌های طبیعی غیرخطی وضع شده‌اند. از این روش برای بیان رفتار بسیاری از سیستم‌های طبیعی پیچیده استفاده می‌شود که به نظر میرسد سیر تکاملی خود را از یک حالت انتقادی و ثابت دور از موازنه و تعادل شروع کرده است.
پرباک از قیاس مفید این سیستم شبیه یک توده شنی ایجاد شده به وسیله ذرات شنی افتاده بر روی یک سطح گسترده استفاده کرد. طی مراحل اولیه توسعه توده شنی، به پیش بینی رفتار توده نسبتاً سبک که بستگی به خصوصیات فیزیکی رگه‌ها یا طبقات شنی پرداخت. با وجود این ایده‌های بسیاری در مورد خود سازمانی به کار گرفته در علوم وجود دارد که دارای معانی متفاوت است و بر اساس تفاسیر مختلف سیستم‌های طبیعی به وجود آمده‌اند. ژئومورفولوژیست‌ها از این اندیشه‌ها استفاده کرده‌اند (Phillips 1999).
در سال‌های اخیر ژئومورفولوژیست‌ها علاقه زیادی به ایده‌هایی از قبیل خودسازمانی (سازماندهی) داشته‌اند که ممکن است به شرح و توضیح بسیاری از زمین‌های پیچیده که ما اطراف خود می‌بینیم، کمک کند. چرا و چگونه نمونههای منظمی مثل شبکه‌های رودخانه‌ای، سنگهای چندگوشه، سیستم هلال و توده شنی ساحلی توسعه یافته‌اند؟ رویکرد کاهشی[59] به اینگونه سؤالات اینطور جواب می‌دهند که امیدوارند مطالعه فیزیک پایه و اساس فرآیندهای اجرایی در میزان میکرو بتواند یک پاسخ کلی برای اینگونه سؤالات فراهم کند. با وجود این، چنین روش‌هایی اغلب نمی‌تواند یک فرآیند ارتباطی موفقیت آمیز و الگوی کلی برای میزان‌های مختلف فراهم کند. آیا چنین الگوهایی به جای دیده شدن می‌توانند مثال‌هایی از خود سازماندهی باشند، که نمونههای منظم از رفتار پیچیده فرآیندهای میزان‌های کوچکتر ارائه داده‌اند.
بسیاری از زمین شناسان از مدلهای سلولی برای تحقیق در مورد چنین سیستم‌هایی استفاده کرده‌اند، که در آن قوانین ساده برای شرح و توضیح تعامل سلول‌های همسایه به کار رفته است (Werner,1999 ). با استفاده از این مدل‌ها، الگوهایی در سطح وسیع‌تر از این قوانین ساده حاصل می‌شود.
References
Bak, P. (1997) How Nature Works: The Science of Selforganized Criticality, Oxford: Oxford University Press.
de Boer, D.H. (2001) Self-organisation in fluvial landscapes: sediment dynamics as an emergent property, Computers and Geosciences 27, 995–1,003.
Phillips, J.D. (1999) Divergence, convergence and selforganization in landscapes, Annals, Association of American Geographers 89, 466–488.
Rodriguez-Iturbe, I. and Rinaldo, A. (1997) Fractal River Basins: Chance and Self-organization, Cambridge: Cambridge University Press.
Werner, B.T. (1999) Complexity in natural landform patterns, Science 284, 102–104.
Werner, B.T. and Fink, T.M. (1993) Beach cusps as selforganised patterns, Science 260, 968–971.
HEATHER A. VILES (مترجم: زهرا رنجبرباروق)
SENSITIVE CLAY - رس حساس
اصل ایده حساس این است که ساختار سیستم خاکی رس دارای اثراتی بر روی خواص است، به طوری که وقتی ساختار از بین می‌رود (از طریق دستخوردگی[60]) یک سری خصوصیات جدید مشاهده می‌شود. این موضوع احتمالاً در مورد تمام رس‌ها درست است اگرچه سیستم‌های خیلی سفت و محکم شده اثرات خیلی کمی دارد؛ اما در ساختار رس‌های حساس خیلی مهم است و وقتی از هم پاشیده می‌شود بیشتر خواص قدرتی آن از بین می‌رود. حساسیت بالا در زمین کارشناسی کاربردی جالب و مورد علاقه است زیرا شکستگی‌ها و شکل‌های زمینی مربوطه است.
حساسیت رس عبارت است از میزان قدرت دست نخوردگی نسبت به قدرت دستکاری[61] به نظر میرسد که این موضوع را اولین بار کارل ترزاقی [62]در سال 1944 بیان کرده باشد. پیشرفت بعدی به واسطه تحقیقات دو دانشمند دیگر در سال 1952 انجام گرفت و در این مقاله به بررسی مطالعات علمی در مورد حساسیت پرداخته‌ایم. تجارب اسکاندیناوی‌ها بنام رس‌های حساس سال‌ها مورد نظر بود اما تحقیقات این دو دانشمند در سال 1952 یک آغاز مهم محسوب می‌شود. این دو نفر (نوردی و اسکپتون)[63] میزان حساسیت را به شکل زیر تقسیم بندی کردند:
| نسبت حساسیت رس |
نوع حساسیت |
| حدود 1 |
رس‌های حساس |
| 2-1 |
حساسیت پایین |
| 4-2 |
متوسط |
| 8-4 |
حساس |
| 8 > |
خیلی حساس |
| 16 > |
فوق حساس |
بسیاری از تصیمات در مورد حساسیت در رس‌ها به بیان مکانیسمی می‌پردازد که با آن همراه است (Mitchell and Houston,1969). بحث‌های قابل توجهی در مورد این موضوع وجود داشته است وبسیاری از عوامل اثرگذار بر روی حساسیت مورد بررسی قرار گرفته است .(Quigley ,1979)
عوامل موثر بر حساسیت (Factors affecting sensitivity)
عواملی که قدرت بالای دست نخوردگی و حساسیت بالا ایجاد می‌کنند عبارتند از:
- لخته سازی رسوبی که شامل پتانسیل جنبشی الکتریکی، رسوب با غلظت بالا، یون مثبت دوظرفیتی.
- افزایش آرام در بارگیری رسوبی
- بسته‌های سیمانی، شامل کربنات و سسکوییدساید[64] (اکسیدی که در آن اکسیژن موجود به نسبت سه اتم به دو عنصر دیگر است) بی شکل[65]
عوامل تولیدکننده قدرت دستکاری پایین و حساسیت بالا:
- آب با محتوای سطح بالا (بزرگتر از حد مایع)، استحکام کم
- سطح خاص پایین دانه‌های خاک، محتوای شکاف‌دار سطح بالا یا محتوای آردی سنگی در ذرات گلی. مواد معدنی سطح بالا، محتوای معدنی گلی سطح پایین.
- پتانسیل بالای جنبشی الکترود (Zeta)، شوری پایین از طریق تراوش[66]، جداکننده[67] آلی و جداکننده غیرآلی، جذب یون مثبت تک نسبت به یون‌های دوتایی
- محتوای بی‌شکل پایین.
- محتوای اسمکتایت پایین(یک نوع از مواد معدنی خاک رس) (خاک رس گسترشی)[68]
این لیست نسبتاً جامع است، اما شامل عوامل اصلی و فرعی می‌شود. به نظر میرسد که احتمالاً دو نوع رس حساس پرتجمع وجود دارد: آنهایی که نسبتاً حساسیت پایین دارند، که شامل مواد معدنی رسی با نسبت مشخص می‌شوند؛ و آنهایی که دارای حساسیت بالای فاقد مواد معدنی هستند. این مواد معدنی با حساسیت بالا دارای اندازه‌های ریز در رس یا هر رسوب ریز دیگر هستند.
References
Mitchell, J.K. and Houston, W.N. (1969) Causes of clay sensitivity, Journal of Soil Mechanics, American Society of Civil Engineers 86(SM3), 19–52.
Quigley, R.M. (1979) Geology, mineralogy and geochemistry of soft soils and their relationship to geotechnical problems, Proceedings of the 32nd Canadian Geotechnical Conference, Quebec City; State of the Art.
Skempton, A. and Northey, R.D. (1952) The sensitivity of clays, Geotechnique 3, 30–53.
IAN SMALLEY (مترجم: زهرا رنجبرباروق)
SERPULID REEF - ریف سرپلید
ریف سرپلید را پلی کات‌ها[69](پرتاران، نژادی از کرمهای حلقوی) که دارای فرشدگی نهانی و زیادی هستند، و لوله‌های آهکی می‌سازند. این ریف‌ها که دارای فیکوپاماتوس انیماتیکس[70] (نوعی کرم لوله ای) هستند باعث به وجود آمدن ریف هایی با ضخامت بیشتر از 3 متر می‌شوند و این ضخامت گاهی تا 20 متر میرسد (Fornós et al. 1997). لوله‌های کرمی شکل منحصربفردی که[71] نوعاً دارای 100 میلی متر ضخامت، 5-4 میلی متر قطر و 100 میلی متر درازی هستند، و کرم لوله ای[72] از کربنات کلسیم همراه با موکوپلی ساکارید[73] (نوعی روان کننده و کمک فنر در بدن)هستند. اینگونه ریف‌ها در باقیمانده فسیل‌ها از دوران کرتاسه تا دوران اخیر پیدا می‌شدند و در بازسازی محیط دیرینه مهم هستند (Rouse and Pleijel 2001). نسبت جهانی انواع آن طی زمان‌های تاریخی افزایش یافته‌اند، که به واسطه کشتیرانی بین المللی است، که با چندین نوع سکونت و مسکن گزینی غیربومی و ساختارهای صنعتی مثل بارانداز کشتی همراه است.
ریف ها نوعاً در شرایط دریایی و آبهای شور شکل می‌گیرند. همچنین در مناطق اقیانوس و کم عمق، بر روی قسمت‌های پوسته‌ای یا سنگهای سخت درست می‌شدند. گاهی آنها گسترش می‌یابند، و به ندرت به صورت کلنی (مجتمع) درمی‌آیند. ریف های سرپلید تمایل به گسترش در سه مرحله دارند: (1) پوشش فردی سطح زیرلایه‌ای سخت؛ (2) سینوس، رشد اتفاقی و گسترش کلنی‌ها؛ و (3) گسترش ساختارهای ریف که با تلاطم‌های آبی و جهت جاری حاکم به وجود آمده‌اند. در جایی که ریف سرپلید برروی لایه ریز نرم به وجود می‌آید اغلب دارای نقش کاربردی مهمی هستند، که فقط زیر لایه سخت برای یکسری از انواع فراهم می‌کند.
References
Fornos, J.J., Forteza, V. and Martinez-Taberner, A. (1997) Modern polychaete reefs in Western Mediterranean lagoons: Ficopomatus enigmaticus (Fauvel) in the Albufera of Menorca, Balearic Islands, Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 128, 175–186.
Rouse, G.W. and Plejil, F. (2001) Polychaetes, Oxford: Oxford University Press.
LARISSA NAYLOR (مترجم: زهرا رنجبرباروق)
SHEAR AND SHEAR SURFACE - برش و سطح برش
برش مواد، زمانی اتفاق می‌افتد که فشار یا محدود کننده فشار وجود داشته باشد و در جهت خاصی عمل کند، یعنی از قدرت مواد بیشتر باشد. شکستگی‌های مواد در طول یک صفحه با حداقل مقاومت، که ممکن است خمیدگی پیدا کند، و توده‌ای که بر روی سطح این برش وجود دارد جابجا می‌شود به طوری که حرکت در جهت مخالف آن سطح نیز انجام میگیرد.
در ژئومورفولوژی، شکستگی برشی مواد معمولاً در حرکات توده‌ای رایج‌تر است. در یک تپه سراشیبی، مواد نزدیک سطح زمین (خاک یا سایر رسوبات، تولیدات آب و هوایی طبیعی) به خاطر فشار برشی به وسیله نیروی جاذبه یا اجزای پایینی به وجود می‌آید)، (در داخل مواد یا بین مواد مختلف بستگی به قدرت نسبی در تمام سطوح ممکن ضعف دارد) و توده بالای سطح به طرف پایین می‌رود. سطوح یا صفحات شکسته در پوسته زمین را می‌توان سطوح برشی محسوب کرد: صخره‌های روی یک سطح (طرف) یک شکستگی سطح دیگر صخره را در پاسخ به فشارهای مختلف به سوی عقب حرکت می‌دهد.
شرط دیگر که می‌تواند باعث برش شود زمانی است که مواد در عمق با فشارهای ستونی در یک جهت محدود می‌شود. سطح برش وقتی مواد به سوی مخالف صفحه حرکت می‌کند، شکل میگیرد.
طبیعت سطح برش و هر جابه‌جایی در طول مسیر را خصوصیات مواد، بزرگی و جهات فشارها، بافت زمینی یا توپوگرافی و میزان سطح فشار تعیین می‌کند. یک صفحه صاف حرکت در میزان بزرگ ممکن است یک سطح برش بی‌نظم در یک میزان کوچکتر داشته باشد. ممکن است مقاومت اصطکاکی قابل توجهی نسبت به حرکت داشته باشد، به خصوص اگر دندانه‌های به هم پیچیده بی‌نظم وجود داشته باشد. در این میزان، فشار برشی فقط باعث حرکت می‌شود به شرط آنکه برای فشار به دو طرف کافی باشد، یا باعث برش سختی های سطوح صاف می شود.
در مورد دیگر، فشارهای خیلی کوچک در مواد ریزدانه ممکن است باعث ذرات معدنی گلی شبیه صفحه و یا جهت فشار حاکم بشود. در طول زمان این میکروشکاف‌ها می‌توانند گسترش یابند، به هم متصل شوند و یک سطح برش‌دار به وجود آورند، که در میزان میکروسکوپی صاف است. بعضی مواد یک سطح برش‌دار مجزا به وجود نمی‌آورند، اما در عوض مناطق برشی پیچیده‌ای به وجود می‌آورند که اینگونه برش‌ها در جاهایی که جابجایی صورت میگیرد در کل ضخامت قابل اندازه‌گیری، به خصوص در موادی که نشان دهنده رفتار پلاستیکی[74] زیر فشار مثل شکل‌گیری گل خاص، یا رسوبات متناجنس هستند، اتفاق می‌افتد.
ALAN P. DYKES (مترجم: زهرا رنجبرباروق)
SHEET EROSION, SHEET FLOW, SHEET WASH - فرسایش، جریان و شستشوی ورقه ای
به طور کلی، واژه جریان ورقه ای[75] برای هر جریان آبی کم و بیش متجانس و سرعت بالای یک سطح بدون هرگونه توسعه یا ایجاد تونل شفاف تعلق میگیرد. این واژه برای توضیح جریانات بر روی رسوبات جریانی، ساحلی، و کنار دریا و تپه‌های پرشیب بدون شکاف تونلی قابل توجه به کار می‌رود. در اینجا، ما فقط به کاربرد واژه جریان ورقهای از دیدگاه دوم می‌پردازیم. جریان ورقهای بر روی سطوح شیبدار قابل مقایسه با جریان در تونل‌های شرح داده شده می‌باشد.
فرسایش ورقهای[76] اغلب به عنوان کنار زدن لایه نازک سطح خاک به واسطه فرآیندهای فرسایشی آّبی است که بدون توجه به وجود کانال‌های قابل توجه آن را تعریف می‌کنند(تصویر 121). به منظور بیان عدم وجود کانال‌ها این واژه جریان شیاری (نهری)، (جریان بر روی مناطقی که بین دو شیار و نهر) آب یا بدون نهر آب قرار دارند، گاهی اوقات از واژه بین النهرینی[77] استفاده می‌شود. تنوعات واژه‌ای در عمق جاری و سرعت لزوماً منجر به ایجاد تونل نمی‌شود.
فرسایش ورقه ای اساساً تحت شرایطی اتفاق می‌افتد که سطح خاک به اندازه کافی دارای پوشش سبز برای محافظت در برابر اثرات قطره‌ای و پوسته‌ای را ندارد: بنابراین دائماً مواجه با زمین‌های تازه شخم زده یا خیلی بریده شده هستند و نیمه بارانی محسوب می‌شوند. اگر سطح خاک فقط تحت تأثیر فرسایش ورقه ای قرار بگیرد باعث پایین آمدن تدریجی کل سطح خاک می‌شود. در بسیاری از زمین‌ها، این نوع فرسایش اغلب به طور همزمان با شیار و مسیر آب و فرسایش در تپه‌های مقعر همراه است، در حالی که این شیارها و مسیر آبها اساساً بر روی قسمت‌های شیبدار مستقیم باید اثر بگذارد.
عکس121: فرسایش ورقه ای شدید در زمین های زراعی در بلژیک مرکزی ، ناشی از یک بارندگی بسیار شدید
جریان ورقهای[78] بر روی تپه‌ها معمولاً دارای عمقی بین صفر تا 20 میلیمتر و سرعت نیم متر بر ثانیه است. به طور کلی، مطالعات تجربی در اینگونه زمین‌ها و آزمایشگاهی نشان می‌دهد که روش‌های کلاسیک برای پیش بینی اعماق جریانات و سرعت‌ها که بر اساس تخمین و پیش بینی اصطکاک دارسی ویزباخ[79] یا مانینگ[80] عامل n است فقط به طور متوسط موفقیت آمیز بوده است
(Abrahams et al. 1994). دلیل اصلی این است که تعامل بین عناصر سخت و جریان هیدرولیک اساساً متفاوت از جریان ورقهای است. در سطوح طبیعی که عناصر سفت فردی کم و بیش به طور تصادفی توزیع شده‌اند، مقاومت جریانی گرایش به افزایش همراه با تخلیه دارد تا عناصر سخت کاملاً در آب غوطه‌ور شوند. افزایش بیشتر تخلیه منجر به کاهش سریع جریان مقاومت می‌شود (Lawrence 1997). در سطوح زراعی[81] عناصر سخت به طور ناگهانی و تصادفی توزیع نشده‌اند و پیش بینی درستی نسبت به خصوصیات جریان گاهی نیازمند محاسبات جداگانه برای هر مسیر است .(Takken and Govers 2000)جداسازی بارانی اساساً با توازن بین فرسایش ریزش باران و مقاومت خاک در برابر پخش آب کنترل می‌شود. با وجود این علایمی وجود دارد که پارامترهای نسبتاً سنگین قطر قطرات بارانی محسوب می‌شود، مثل تولید همان بارانی و قطر قطرات، که پیشگویان بهتری نسبت به قطرات و پخش آب باران هستند (Salles et al. 2000). جداسازی پخشی قویاً با حضور و ضخامت لایه آب بر روی سطح کنترل می‌شود: بیشتر گزارشات بیانگر تعریف آبپاشی و عمق آب هستند و جداسازی پخش آب وقتی عمق آب زیاد باشد چندان زیاد نیست. مقاومت خاک در برابر آب را با چسبندگی خاک و وزن دانه‌های خاک تعیین می‌کنند. مقدار مقاومت حداقل برای خاک‌های رسی، وقتی که مواد آن از دانه‌های ریز تشکیل شده باشد، تعیین می‌شود با وجود این اغلب بدون چسبندگی هستند.
اگر شیب مشخصی وجود داشته باشد، توزیع مجدد مواد جدا شده باعث انتقال خاک می‌شود. میزان انتقال خاک تقریباً به طور خطی با میزان درجه شیب رابطه دارد. با وجود این وقتی فاصله پخش آب چندین دسی متر باشد، انتقال پخش آب معمولاً مقایسه با جریان انتقال ناچیز است، به استثنای مورد کوتاه که برای شیب‌های تند است.
فرسایش ورقه ای بستگی به شیب دارد، زیرا انتقال ظرفیت جریان ورقه ای با میزان شیب افزایش می‌یابد. افزایش فرسایش ورقه ای با درجه شیب کم و بیش حالت خطی دارد، تمام سایر عوامل ثابت هستند. در عمل سایر عوامل مثل اندازه دانه‌ها و توزیع رسوبات سطحی، پوسته و پوشش سبز به طور زیادی بستگی به شیب دارد، به طوری که روابط بین شیب و فرسایش ورقه ای ممکن است کاملاً شکل متفاوتی به خود بگیرد. یک بحث گسترده در مورد اثرات طول شیب بر روی میزان فرسایش ورقه ای وجود دارد: شواهد تجربی اخیر نشان می‌دهد که افزایش سریع میزان فرسایش در هر واحد سطح که اغلب در زمان طول نقاط محدود قابل مقایسه نمی‌تواند از طول شیب بیشتر باشد. افزایش میزان فرسایش با افزایش طول شیب برای شیب‌های کوتاه به دلیل اثراتی که در اولین فاصله زیر بار رسوبی در جریان ورقه ای دارد محدود است و بنابراین انتقال رسوب به سرعت با طول شیب افزایش می‌یابد. هرچه شیب بیشتر باشد، انتقال رسوب به وسیله ظرفیت انتقال دهنده جریان محدودتر می‌شود. این موضوع منجر به افزایش آرام‌تر محل رسوب با طول شیب می‌شود و در نتیجه با افزایش کندتر یا حتی کاهش میزان فرسایش در هر واحد محیطی همراه است (Rejman and Usowicz 2002).
با توجه به نقش اولیه اثرات قطرات باران در جداسازی و انتقال رسوب در جریان ورقهای، تعجب آور نیست که فرسایش ورقهای به طور زیادی بستگی به ریزش باران و انرژی بارانی دارد؛ یعنی در میان سایرین، این حقیقت وجود دارد که فرسایش بارانی معادل از دست دادن خاک و بررسی جهات آن که به منظور شرح و توضیح فرسایش شیاری و ورقهای طراحی شده است برابر با تولید گسترش باران و انرژی جنبشی باران طی یک دوره 30 دقیقه‌ای است. به طور کلی فرسایش ورقهای قویاً باعث کاهش همراه با پوشش سطح خاک به وسیله سبزی یا سایر عوامل غیرفرسایش دهنده مثل تکه‌های سنگ است. بیشتر مطالعات، مثل آنچه حسین و لافلن[82] در سال 1982 انجام داده‌اند، بیانگر این مطلب است که یک انحطاط یا نزول تشریحی وجود دارد، در حالی که پوشش C خاک 30 درصد باعث کاهش می‌شود و تا 50 درصد برای سطح عریان میرسد. این پاسخ غیرخطی و قوی به خاطر این واقعیت است که حضور یا وجود پوشش اثرات مثبتی بر روی جنبه‌های گوناگون فرآیند فرسایش ورقهای دارد (افزایش نفوذپذیری، حفاظت سطح در برابر ترشحات آب، کاهش سرعت جریان و غیره ...) مدیریت خوب پوشش خاک مهمترین استراتژی مدیریت به منظور کاهش فرسایش ورقه ای است.
References
Abrahams, A.D., Parsons, A.J. and Wainwright, J. (1994) Resistance to overland flow on semi-arid grassland and shrubland hillslopes, Walnut Gulch, Southern Arizona, Journal of Hydrology 156, 343–363.
Hussein, M.H. and Laflen, J.M. (1982) Effects of crop canopy and residue on rill and interrill soil erosion, Transactions of the ASAE 25, 1,310–1,315.
Kinnell, P.I.A. (2001) Particle travel distances and bed and sediment compositions associated with rainimpacted flows, Earth Surface Processes and Landforms 26, 749–758.
Lawrence, D.S.L. (1997) Macroscale surface roughnessand frictional resistance in overland flow, Earth Surface Processes and Landforms 22, 365–382.
Poesen, J. (1985) An improved splash transport model, Zeitschrift fur Geomorphologie 29, 193–211.
Rejman, J. and Usowicz, B. (2002) Evaluation of soilloss contribution areas on loess soils in southeast Poland, Earth Surface Processes and Landforms 27, 1,415–1,424.
Salles, C., Poesen, J. and Govers, G. (2000) Statistical and physical analysis of soil detachment by raindrop impact: rain erosivity indices and threshold energy, Water Resources Research 36, 2,721–2,729.
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.
Takken, I. and Govers, G. (2000) Hydraulics of interrill overland flow on rough, bare soil surfaces, Earth Surface Processes and Landforms 25, 1,387–1,402.
Torri, D. Sfalanga M. and Del Sette, M. (1987) Splash detachment: runoff depth and soil cohesion, Catena 14, 149–155.
GERARD GOVERS (مترجم: زهرا رنجبرباروق)
SHEETING - ورقه ای
بعضی از توده‌های سنگی به وسیله تقسیم کننده‌های قوسی یا سطح در بسیاری از قسمت‌ها به دو قسمت تبدیل شده‌اند و بیش از آن که حالت سطح داشته باشد دارای شکل منحنی یا سرازیری پیدا کرده‌اند و تا 70 درجه حالت شیبدار دارند. این شکستگی‌ها را ورقه شدن می‌نامند. اگرچه این واژه نشان دهنده لایه‌های نازک است، بعضی از آنها تا 10 متر یا بیشتر ضخامت دارند. ورقه شدن تا عمق 100 متری یا بیشتر مشاهده می‌شود و در گرانی توئیدها بیشتر وجود دارد، اما در سایر انواع سنگ‌ها نیز مشاهده می‌شود (مثل داسیت، ریولیت، سنگهای ماسه‌ای، کنگلومرا و سنگهای آهکی). در تفسیر دو مورد ورقه شدن وجود دارد که به دو دسته تقسیم می‌شود: بیرونی و درونی. توضیحات بیرونی مربوط به هوازدگی است و مربوط به هوازدگی شیمیایی و آزاد کردن فشار است که همگی آنها نشانه اتساع به واسطه افزایش حجم سنگ است.
تفسیر درونی در مورد فشارهای ساختمانی زمین است. بعضی از مؤلفین ساختار صفحه‌ای یا ورقهای شکل گرفته در دوران جابجایی و سرد شدن توده گرانیتی را عامل اصلی می‌دانند و معتقدند که همان ریشه یا اساس برای شکل گنبدی مربوطه را باید در نظر گرفت اما ورقه شدن در رسوب‌ها و سنگهای آتشفشانی بیشتر وجود دارد و حتی در گرانیت‌های ورقهای همزمان با جابجایی سنگ های ماگمایی که کاملاً با ورقه شدن ناسازگار است این امر به چشم می‌خورد.
نظریه دیگر این است که ورقه شدن با رخنه و شکاف که بر روی گرانیت و سایر انواع سنگ‌ها که در آنجا ورقه ورقه شدن مشاهده می‌شود، رابطه دارد. این توضیح یکی از بهترین توضیحات است، زیرا برای انواع سنگ‌هایی که تحت تأثیر ورقه شدن قرار گرفته‌اند مناسب است.
JUAN RAMON VIDAL-ROMANI (مترجم: زهرا رنجبرباروق)
SHIELD - سپر
در جایی که سنگهای آرکئن[83] و سنگ های پروتروزوئیک[84] ، نوعی بوری تل[85] ، گرانیت سخت و سنگهای مربوطه وجود دارد هسته قاره‌ای به وجود می‌آید. این سنگ‌ها محیط‌های نسبتاً سفت و محکم، مسطح و وسیع به وجود می‌آورند که نسبتاً به خاطر دوره پرکامبرین[86] با ثبات هستند، مگر پیچ و تاب داشته باشند. سپر اصلی کانادایی ، فنواسکاندیا[87] ، آنگاران (شمال شرق سیبری)[88] ، آفریقایی، برزیلی، غرب و شرق استرالیا و قطب جنوبی هستند. سپرها با صفحات پایدار هم مرز هستند، که با گسترش صفحات پوششی مسطح می‌شوند و با لایه نازکی ازسنگ های رسوبی پوشیده می‌شوند.
از آنجا که اینها محیط‌های خیلی قدیمی هستند، اغلب به واسطه فرسایش حالت اریب مانند دارند و دارای دشت های فرسایشی گسترده هستند. بعضی از محیط‌های سپر دارای فرسایش یخچالی هستند، همانطور که می توان نمونه های این گونه را در سپر کانادا و سپرهای منطقه بالتیک مشاهده نمود (Lidmar-Bergström 1995). اما نواحی قدیمی تر گستردگی بیشتری دارند. بدلیل وجود برجستگی و صخره های مقاوم، سپرها را می توان مناطقی با نرخ کم مواد مکانیکی و شیمیایی دانست ( Millot et al. 2002).
References
Lidmar-Bergstrom, K. (1995) Relief and saprolites through time on the Baltic Shield, Geomorphology 12, 45–61.
Millot, R., Gaillardet, J., Dupre, B. and Allegre, C.J. (2002) The global control of silicate weathering rates and the coupling with physical erosion: new insights from rivers of the Candian Shield, Earth and Planetary Science Letters 96, 83–98.
A.S. GOUDIE (مترجم: زهرا رنجبرباوق)
SHINGLE COAST - ساحل سنگریزه
واژه سنگریزه[89] را برای حداقل 400 سال است که در بریتانیا و کشورهای مشترک المنافع برای توصیف رسوبات ترکیب شده از سنگریزه های گرد ، که قطر آنها از 2 میلی متر بیشتر است اما کوچکتر از تخته سنگ هستند (200میلی متر) مورد استفاده قرار می گیرد. واژه‌های دیگری مثل سنگریزه یا ماسه سنگ ، سنگ، خاکریز هم به کار می‌رود . یک توزیع جهانی سواحل سنگریزه ای در شکل 148 را می توانید مشاهده نمایید. در بسیاری از نواحی سنگریزه با شن، شن و ماسه، گل و لای، خاک رس و یا بقایای آلی در آمیخته شده است که در نتیجه ترکیب رسوبات ساحلی می باشد (مثل Kirk 1980) ، اما تمام سنگریزه های ساحلی را می‌توان به عنوان انواع متفاوت "ذرات جدا شونده درشت" ساحل در نظر گرفت (Carter and Orford 1993).
در حالت کلی، سنگریزه ساحلی به نسبت خطوط ساحلی شنی و گلی توجهات علمی و تحقیقاتی کمتری را به خود معطوف داشته است. در برخی قسمت ها این مسئله دربردارنده این حقیقت است که در مقیاس جهانی، آنها عمومیت کمتری دارند. بهرحال در دهه های اخیر اخطارهای فزاینده ژئومورفولوژی، بوم شناختی و مهندسی از ساحل سنگریزه ای در زمینه تغییرلت سطح دریا، جلوگیری از وقوع سیل و حفاظت و بقای زیستگاه ها داده شده است. اینگونه ساحل ها هم اکنون به عنوان یک مسئله بین المللی شناخته شده اند اما منبع آنها ناپدید شده است (Packham et al. 2001).
سنگریزه های ساحلی که در اثر تسلط امواج ایجاد شده و مواد متشکله آنها سایز مناسبی داشته باشد در دسترس می باشد. در مقیاس جهانی می توان گفت اینگونه سنگریزه های ساحلی عرض جغرافیایی بیشتری را در نواحی دارای سواحل معتدل که تحت تاثیر انجماد گسترده هستند، در تصرف دارند. آنها در برخی سواحل معتدل اهمیت محلی بیشتری دارند در مناطقی با عرض جغرافیایی کم که در آنها مناظر برجسته با زمین شناسی مناسب نزدیک سواحل، دهانه رودهای خروشان یا نواحی مرجانی واقع شده است. در مناطق دیگر این سنگریزه های ساحلی دارای اهمیت کمتری می باشند. دو تن از محققین در سال 1993 محل سنگریزه های ساحلی آرژانتین را توصیف نمودند، برخی به توصیفسنگریزه های آمریکای شمالی(1995) و برخی دیگر به توصیف سنگریزه های نیوزیلند(1993) پرداختند.
در مقیاس منطقه ای، ترکیب سنگ شناسی، دسترس پذیری سنگریزه ها و مقاومت آنها را تعیین می نماید. مواد سختی مانند سنگ چخماق، چرت، گرانیت کوارتز و برخی مواد دگرگون شده برای مدتهای بسیار طولانی در این سنگریه ها باقی مانده اند که اندازه آنها بزرگتر از شن، سنگ آهک یا صدف است. در اطراف بریتانیا حدود 19000 کیلومتر از خطوط ساحلی دارای ترکیبی مهمی از سنگریزه هستند و حدود 3500 کیلومتر از این خطوط ساحلی دارای سنگریه خالص می باشند (Sneddon and Randall (1993/1994. بسیاری از این موانع سنگریزه ها که امروزه در خطوط ساحلی ایجاد شده اند از پیشروی دریایی در پایان دوره پلیستوسن شروع به شکل گیری کرده اند و تغییرات ریخت شناسی قابل توجهی متحمل شده اند که در نتیجه بالا آمدن سطح آب دریا بوده است و سبب ایجاد خشکی و ساحل از حجم محدود رسوبات شده است.
سنگریزه های دریایی را می توان به چند دسته مختلف تقسیم بندی نمود (شکل 149) که با در نظر گرفتن قدمت، جنبش و اقیانوس شناسی از هم متمایز می شوند و بنابراین دارای زیستگاه متفاوت و پوشش گیاهی، جانوری و انسانی مختلف می باشند (Pye 2001; Sneddon and Randall 1993/1994). سواحل حاشیه ای ، باریکه های تنگ یا ساحل سنگریزه ای هستند که در نوک ساحل ایجاد شده اند. اینها معمولا در معرض سیلاب های دریایی منظم می باشند. آنها ندرتا در قسمت پایین پرتگاه های رسوبی مانند گل سفید یا چالک سنگ آهک دریایی نرم[90] برینانیای جنوبی، تشکیل می شوند اما اغلب می توان آنها را در جلوی تپه های شنی ساحلی یا صخره های نمکی مشاهده نمود.
دشت های خط ساحلی که در خلیج حبس شده اند یا سواحل بدل شامل مجموعه ای از بقایای طوفان های ساحلی و سیستم فعال ساحلی هستند که روی هم رفته همه یا بخشی از زمین های حبس شده در خلیج را تشکیل می دهند. اینگونه سیستم ها می توانند هزاران متر یا حتی کیلومتر عرض داشته باشند و می توانند به دماغه های نوک دار یا برجستگی ها منتقل شوند.
شکل 148. توزیع جهانی سنگریزه های ساحلی
شکل 149: a) ساحل حاشیه ای در لندالاس در ولز شمالی. b) دماغه سنگریزه در لندگارد انگلستان. شکلc) سد سنگریزه در کالبین اسکاتلند. d) جزیره سد ساحلی، اسکولت هید، انگلستان.
دماغه سنگریزه ها باریکه ای هستند که از ساحل پیش آمده اند و در آنجا تغییرات ناگهانی در مسیر خط ساحلی است. بنابراین در طول ساحل دارای فرمی نامنظم هستند. دماغه ها اغلب در طول و در بخش انتهایی دارای قلاب های کج و برگشته هستند در این قسمت ها حفاظ وجود دارد و یا در معرض برخورد جریان دو یا چند موج قرار دارد. می توان گفت در بسیاری از موارد ردگیری گستره دماغه ها با قلاب های برگشته امکانپذیر می باشد که به شکل برآمدگی فرعی دماغه پشت به باد دیده می شود و در بخش انتهایی دماغه واقع شده است (Randall 1973; Plate 122). دماغه های مزدوج در ورودی چند بندر در سواحل جنوبی انگلستان از جمله لانگستون و پاگام دیده می شود. این دماغه ها احتمالا از بندها منشعب شده که شاخه شاخه شده اند، اما در موارد دیگر رشد مستقل دو دماغه های دیگر ممکن است مربوط به انحراف دو وجهی خط ساحل باشد.
در سواحل فرسایش یافته دماغه سنگریزه ها پیشروی کرده اند و اغلب باتلاق های پشت بندآب یا مرداب های ته نشین شده، شبیه یک خیابان سنگریزه رویهم قرار گرفته اند و در برخی نمونه ها از هم مجزا شده اند تا یک حصار جزیره ای شکل بدهند. لبه های پیش آمده اغلب از ترکیب سنگریزه- صدف تشکیل شده اند و در باتلاق ساحل اسکس به خوبی توسعه یافته اند. شاخصه های مشابه این در خلیج مکزیکو و در اکلند بای نیوزیلند نیز یافت شده و در آنجا با عنوان برآمدگی های چینر شناخته می شوند. بندآب لوتو یا موانع از دیدگاه زمین شناختی شبیه دماغه ها هستند و در بخش هایی که دماغه در طول دهانه رود یا تورفتگی های ساحلی پیش رفته است، نمایانگر موارد حاد این مسئله می باشد. این مسئله به شکل گیری مرداب در پشت موانع که به وضوح بر آب شناسی و بوم شناسی شیب های پشت به باد تاثیر می گذارد، منتهی می شود. ساحل چسیل در دورست و سلاپتون در دوون نمونه های اولیه آن در انگلستان می باشند.
عکس 122: سنگریزه ساحلی در سافلک بریتانیا. در بخش انتهایی اورفورد نس و در زمین های مقابل آن قلاب های برگشته ای وجود دارند که ضمیمه مرداب ها شده اند. در دهانه مدخل رود اور، زبانه های ساحلی سنگریزه های رسوبی قابل مشاهده هستند.
رودخانه ها که منبع سنگریزه های رسوبی هستند ممکن است درجه بندی شده باشند یا نشان دهنده وجود سنگریزه در مدخل خود باشند. در اسکاتلند سنگریزه های کینگستون در دهانه اسپی دیده می شود .(Sneddon and Randall 1993/1994) و نیز در جنوب ایسلند و در نیوزیلند نمونه های خوبی را می توان مشاهده نمود از جمله در دهانه رودخانه ویتاکی. در انحراف ساحلی، شکل گیری دومین مجموعه از شیارها که در برخی زوایا جابجا شده اند منجر به شکل گیری دماغه یا نوک های جلو آمده و توده سنگریزه های سه بعدی شده است از جمله در دانگنس، کنت، راناهورین، آرجیل اسکاتلند و کیپ کاناورال فلوریدا . جزیره روگن در آلمان تحت تاثیر زمین های جلو آمده ایست که از زمین اصلی مجزا شده اند. شاخصه هایی مانند این اغلب سیستم ژئومتریک زمین را از لبه های ساحلی تایید می نماید.
نوع آخر شکل گیری سنگریزه ، بندآب جزیره ای دور از ساحل و در داخل دریا است که در جایی شکل می گیرد که انبوهی از سنگریزه ها در داخل دریا قرار گرفته اند و ممکن است به عنوان شالوده سیستم ساحلی تپه شنی باشد. بندآب کالبین، موریشر و اسکات هد ایسلند و نورفولک نمونه های اولیه انگلیسی آن هستند. بیشتر سنگریزه های ساحلی دارای شیب روی ساحل هستند و شیب نسبی روی کل خط ساحلی دارند. انعکاس انرژی امواج در شکل گیری لبه های امواج و شاخصه های منظم خطوط ساحلی نتیجه می دهد. شاخصه های سنگریزه ها از نظر تراکم زیستگاه و داشتن نقش حیاتی در تعیین مقاومت رسوبات نرم مجاور و تالاب های نمکی دارای اهمیت بوم شناسی هستند. غیراز شاخصه تحرک سنگریزه ساحلی، می توان گفت بخشی از پوشش گیاهی دارای وضعیت نرمالی است. سواحل میانی و پایین دست اغلب با حرکت امواج موانع را حفظ می کنند اما سواحل بالا دستی دارای پوشش گیاهی می باشند. میزان و حضور کلونی های گیاهی بستگی به میزان توزیع و تحرک سنگریزه ها دارد. وجود یا عدم وجود ماتریکس های رسوبی با فضای بین رسوبات بزرگتر و رژیم های آب شناسی سنگریزه ها دارد.
تمام سنگریزه های ساحلی حاوی ترکیباتی از رسوبات مختلف هستند. برخی بسیار خوب ترکیب شده اند و تماما از سنگریزه تشکیل یافته اند درحالیکه انواع دیگر ترکیب ضعیفی دارند و ممکن است حاوی شن و باشند. بدلیل اینکه تنوع خاص و قابل توجهی در توفال ها و سواحل ترکیب یافته از سنگریزه و شن وجود دارد تعیین دقیق کیفیت بافتی مشکل است (Kirk 1980; Schulmeister and Kirk 1993).
اغلب سواحل دارای رسوبات زبر و درشت تبدیل به سواحل خشنی می شوند زیرا بازگشت امواج و نیروی گرانش می تواند سبب تقسیم بندی های بزرگتر شود. بنابراین بسیاری از مکان ها تنها در سواحل بالادستی دارای سنگریزه می باشند. ویلیام و کالدول در سال 1988 نظریه خود را در زمینه شکل تقسیم شده و صفحه مانند سنگریزه ها ارائه دادند که مبنی بر وجود ترجیحی سنگریزه ها در بخش های بالایی سواحل است که حدود فعالیت و قدرت آنها نزدیک به دریاست. طبقه بندی رسوبات در طول ساحل بستگی به انتقال گزینشی رسوبات پالاینده در راندگی های پایینی ساحل چسیل صورت می گیرد. بهرحال سایر مکان ها الگوهای پیچیده تری را نشان می دهند که در نتیجه جریان دوسویه حجم های متفاوت می باشد.
سنگریزه های ساحلی کوچک برجسته محرکه بستگی به الگوهای جهنده تا کشنده جزر و مدی آب، باد و موقعیت های امواج دارند. رسوبای بالایی 50 تا 80 سانتی متری اغلب دوباره تجهیز شده ،خاکریزه ها و کپه ها را تشکیل می دهند که از یک چرخه جزر و مدی تا چرخه دیگر متغیر است. اکثر تغییرات عمده بر حسب تغییر فصول و در نتیجه جهش یا کشش جزر و مد آب صورت می گیرند و عموما در زمان هایی رخ می دهند که انرژی موج بسیار زیاد است.
معماری رسوبی درونی سنگریزه ها منعکس کننده پروسه ساختار رژیم و تکامل شبکه است(Randall,1973). ساختار بیرونی لبه ها با توجه به اینکه آیا بطور عمودی بهم پیوسته اند، از پهلو مقاوم شده اند، از پهلو جابجا شده اند و یا بسته به موقعیت رو به دریای دشت ها متغیر می باشد. تورفتگی موانع بین لبه ها ممکن است تا حدودی توسط امواج و رسوبات ایجاد شده در اثر طوفان پر شوند تا اندازه ای که اغلب تفاوت قابل توجهی در شکل و اندازه لبه های پرشده با لبه های پایینی وجود دارد( (Randall and Fuller,2001. طبقه بندی رسوبات همچنین ممکن است در اثر انتقال گزینشی مواد ساحل از رسوبات پالاینده صورت بگیرد. بهرحال در بسیاری از سواحل، با توجه به تغییرات فصول، طبقه بندی رسوبات در رژیم های رایج ساحلی در حال پیچیده شدن است (Pye 2001). بالا امدن سطح اب باعث می شود تا تغییرات سنگریزه ها به درون برود(Carter and Orford 1993; Forbes et al. 1995) ، اما اگر بالا آمدن سطح آب مکررا اتفاق بیفتد ساختار سنگریزه ها ممکن است در اثر پیشروی غرق شود. به طور معمول در اثر فعالیت موجهای میانی سنگریزه به طرف نوک لبه ساحل رانده می شود درحالیکه در طوفان های بزرگ، لبه سرازیر شده یا در آن شکاف ایجاد می شود و پیش سنگریزه هایی را در نواحی بندآب ایجاد می نماید. همانطور که این الگوها تکرار می شوند، لبه با غلتیدن به سوی خشکی حرکت می کند. بسیاری از سنگریزه هایی که امروزه شکل گرفته اند در طول پیشروی دریایی پایان دوره پلیستوسن با این روش بوجود آمده اند که از زمانی که سطح دریا پایین است آغاز شده و به موقعیت کنونی خود در حدود 4000 می رسد. بیشتر شاخصه های سنگریزه ها باقیمانده یا وابسته به رسوبات فرسایشی هستند تا بقایای عصر یخبندان. بنابراین کمبود رسوبات را در انتهای بالایی بسیاری از اجزای منتقل شده و خطر فزاینده پسرفت و ایجاد شکاف شاهد هستیم (Orford et al. 2001).
به طور سنتی در کشورهای توسعه یافته، سنگریزه های ساحلی به سختی مدیریت می شوند تا روند فرسایش، زباله سازی و چرخه رسوبات را کند کنند و اخیرا برای حفظ زیستگاه ها از آنها استفاده می شود. روش های مدیریتی ممکن است شامل نقشه بندی و حفاظت از ساحل باشد و یا ساخت موج شکن و بازگرداندن آب به درون دریا. موج شکن ها از قرن نوزدهم مورد استفاده قرار گرفتند اما آنها با کاهش رسوبات در دسترس ساحل، منشا اثر منفی شدند. اخیرا توسعه و تقویت سواحل بسیار تاثیر گذار بوده و از نظر زیست محیطی هم کاملا پذیرفته شده است .(Bradbury and Kidd 199) اما خود این مسئله هم شاخصه های ژئومورفولوژیک سواحل را کاملا تغییر داده است و ممکن است در طولانی مدت مفید به فایده نباشد. در جای دیگر سنگفرش کردن، توسعه ساخت و ساز، فعالیت های نظامی و مدیریت تغییرات چشم گیری را در چشم انداز و سطح سنگریزه های ساحلی ایجاد نموده است.
در مقیاس جهانی، ساختارهای عظیم سنگریزه غیر معمول هستند و تحت تاثیر روزافزون توسعه، معدن، فشار ساحلی مربوط به افزایش سطح آب دریا و فرسایش ساحلی قرار دارند. ساختار بیشتر سنگریزه ها پیشتر در پایان دوران پلیستوسن شکل گرفته اند و ذخایر موجود سنگریزه ها محدود به پایان سلول های رسوبات ساحلی است. این نتایج به همراه شکاف روزافزون در طول لبه ها به دست آمده است. به طور طبیعی سنگریزه های ساحلی متحرک هستند و متمایل به رفتن به داخل دریا می باشند اما مردم سواحل ساکن را ترجیح می دهند. به دلایل اقتصادی برخی نواحی سنگریزه های ساحلی تحت حفاظت قرار گرفته اند اما در نواحی کمتر توسعه یافته باید فضا برای تغییرات ساحلی طبیعی مهیا شود. ساختارهای محتمل سنگریزه ها باید به طور کامل به حال خود رها شوند زیرا در بسیاری از شرایط، تغییرات بوم شناسی باعث ارتقای تنوع محیطی می شود (Randall and Doody 1995).
References
Bradbury, A.P. and Kidd, R. (1998) Hurst Spit Stabilisation Scheme – Design and Construction of Beach Recharge, Proceedings of the 33rd MAFF
Conference of River and Coastal Engineers, Keele University, July 1998, 1.1.1–1.1.13.
Carter, R.W.G. and Orford, J.D. (1993) The morphodynamics of coarse clastic beaches and barriers: a short and long term perspective, Journal of Coastal Research 15, 158–179.
Forbes, D.L., Orford, J.D., Carter, J.W.G., Shaw, J. and Jennings, S.C. (1995) Morphodynamic evolution self-organisation and instability of coarseclastic barriers on paraglacial coasts, Marine Geology 126, 63–85.
Isla, F.I. and Bujalesky, G.G. (1993) Saltation on gravel beaches, Tierra del Fuego, Argentine, Marine Geology 115, 263–270.
Kirk, R.M. (1980) Mixed sand and gravel beaches: morphology, processes and sediments, Progress in Physical Geography 4, 189–210.
McKay, P. and Terich, R.A. (1992) Gravel barrier morphology, Olympic National Park, Washington State USA, Journal of Coastal Research 8, 813–829.
Orford, J.D., Jennings, S.C. and Forbes, D.L. (2001) Origin, development, reworking and breakdown of gravel-dominated coastal barriers in Atlantic Canada: future scenarios for the British Coast, in J.R.
Packham et al. (eds) Ecology and Geomorphology of Coastal Shingle, 23–55, Otley: Westbury Publishing.
Packham, J. R., Randall, R.E., Barnes, R.S.K. and Neal, A. (eds) (2001) Ecology and Geomorphology of Coastal Shingle, Otley: Westbury Publishing.
Pye, K. (2001) The Nature and Geomorphology of Coastal Shingle, in J.R. Packham et al. (eds) Ecology and Geomorphology of Coastal Shingle, Otley: Westbury Publishing.
Randall, R.E. (1973) Shingle Street, Suffolk: an analysis of a geomorphic cycle, Bulletin of the Geological Society of Norfolk 24, 15–35.
Randall, R.E. and Doody, J.P. (1995) Habitat inventories and the European Habitats Directive: the example of shingle beaches, in M.J. Healy and J.P. Doody (eds) Directions in European Coastal Management,
19–36 Cardigan: Samara Publishing.
Randall, R.E. and Fuller, R.M. (2001) The Orford Shingles, Suffolk, UK: evolving solutions in coastline management, in J.R. Packham et al. (eds) Ecology and Geomorphology of Coastal Shingle, 242–260,
Otley: Westbury Publishing. Shulmeister, J. and Kirk, R.M. (1993) Evolution of a mixed sand and gravel barrier system in Canterbury, New Zealand, during the Holocene sea-level rise and still stand, Sedimentary Geology 87, 215–235.
Sneddon, P. and Randall, R.E. (1993/1994) Shingle Survey of Great Britain: Final Report Appendix 1, Wales; Appendix 2, Scotland; Appendix 3, England, Peterborough: Joint Nature Conservation Committee.
Williams, A.T. and Caldwell, N.E. (1988) Particle size and shape in pebble beach sedimentation, Marine Geology 82, 199–215.
ROLAND E. RANDALL (مترجم: زهرا رنجبرباروق)
SHORE PLATFORM - سکوی ساحلی
سکوهای ساحلی سنگهای مسطحی هستند که با فرسایش و دوباره شکل گیری صخره های ساحل ایجاد شده اند(شکل 150). اگرچه فاکتورهای زمین شناسی و سایر فاکتورها پاسخگوی تنوع بی شمار ریخت شناسی در نواحی اندک می باشد، اغلب تفاوتی بین نواحی افقی، بالایی، میانی یا سکوهای جزر و مد وجود دارد که ناگهان نواحی روبه دریا را در جزر و مد دیواره، شیب های تدریجی، جزر و مدهای بزرگ و سکوها با گرادیانی بین 1 تا 5 محدود می کند که در زیر سطوح جزر و مدی بدون شکست مهمی در شیب ادامه می یابد. سکوهای افقی عموما به استرالیا پیوسته اند اگرچه در نواحی گرمسیری و توابع آن مشترک می باشند درحالیکه سکوهای شیب دار که مکررا در آب های طوفانی آتلانتیک شمالی دیده شده اند.
شکل 150. سکوهای ساحلی در سنگ آهک لیاسیک[91] و شیل مونکناش[92] ولز جنوبی
عکس 123. شیب های ملایم و سکوی ساحلی افقی
پیچیدگی ذاتی سکوهای ساحلی و سایر سیستم های صخره ای ساحلی، تعیین اینکه آنها چگونه شکل گرفته اند یا چگونه در طی زمان توسعه یافته اند را مشکل می سازد. مقاومت فیزیکی صخره ها بستگی به ترکیب شیمیایی، زاویه شیب، ضخامت بستر[93]، الگوهای اتصال و تراکم، ضربه، میزان تغییرات آب و هوا و ترکیبی از سایر فاکتورهای آن دارد. میزان گسترده ای از مکانیسم ها نیز در سکوهای ساحلی دخیل هستند از جمله امواج[94]، جزر و مد[95]، ارگانیسم های فرسایشی و ساختاری، سرما، تغییرات شیمیایی و نمکی، تغییرات خشکی و رطوبتی و جنبش های عظیم اهمیت نسبی و آشکار این فرایندها در طول زمان دچار تغییر شده است و البته در میزان سطح دریا و آب و هوا هم تغییراتی را شاهد بوده ایم، سواحل صخره ای اغلب به صورت نشان موقعیت های محیطی باقی مانده اند که کاملا با شرایط کنونی متفاوت بوده اند.
بیشتر مباحثات یک صد سال گذشته بر روی نقش نسبی فرایندهای دریایی و رو زمینی در توسعه سکوها متمرکز بوده اند و اخیرا بر روی ارتباط بین ریخت شناسی سکوها و میزان جزر و مد مطالعه صورت گرفته است. تعدادی از مکانیسم هایی که گفته می شود در شکل گیری سکوها دخیل بوده اند شامل این موارد می باشند:
- سکوها در اثر صخره های تغییر یافته یا تغییر نیافته توسط امواج، ایجاد شده اند. این مسئله سکوهای شیب دار را در نواحی جزر و مدی و سکوهای افقی با فرسایش بسیار وسیع در نواحی دارای جزر و مد اندک ایجاد نموده است.
- سکوهای قدیمی در نواحی دارای حفاظ و در سطح آب های دائما اشباع شکل گرفته و گسترش یافته اند. مافوق این سطح، امواج ضعیف رسوبات را می شویند خاکریزه ها را می برند نوک صخره ها را آشکار می سازند و صخره های زیر آن را بدون تغییر باقی می گذارند.
- سکوها می توانند توسط فرسایش امواج از صخره های متشکل از سنگ های سست تغییر یافته بالای سطح اشباع و بسیار مقاوم و سنگ های تغییر نیافته زیرین بوجود بیایند. بهرحال شواهدی برای وجود سطوح ثابت جزر و مد اشباع صخره های ساحلی در دست نیست.
- سکوهای افقی اغلب با لبه یا استحکامات در انتها، توسط تغییرات لایه ای آب و سایر فرایندهای تغییراتی تراز کردن و تضعیف کردن، زمخت کردن، شیب دار کردن یا سکوهای افقی ایجاد شده اند که در اثر برخورد امواج بوجود آمده اند.
- سکوهای شیب دار و افقی نتیجه خشکی و رطوبت متناوب هستند که مسئول فرسایش صخره ها و ساییدگی سنگ هاست.
- برخی غقیده دارند که انجماد و یخبندان احتمالی سطح دریا باعث ایجاد سکو در آب و هوای مناطق سردسیر می شود.
شواهد فزاینده ای در دسترس است که نشان می دهد سکوهای ساحلی، محصول مکانیکی فرآیند فرسایشی امواج، فعالیت های تغییراتی و فرسایشی (اگرچه اهمیت ارتباط آنها بستگی به آب و هوا دارد) زیست شناسی، امواج و شرایط جزر و مدی و میزان توسعه می باشد. تراکم هوا در درز صخره ها و سایر فرایندهای مکانیکی فرسایش امواج در ناهموار کردن سطوح سکوها بسیار موثر هستند. هر اندازه سکوها پهن تر باشند و شیب ملایم تری داشته باشند، فرسایش مکانیکی امواج تاثیر کمتری دارد بدلیل تضعیف امواج و فقدان سراشیبی صخره ها یا نوک قائم صخره های شیب دار فرورفته، بنابراین تغییرات به نسبت اهمیت خود را پیدا می کنند. داده های میکروفرسایش[96] که از منابع گوناگون جمع آوری شده اند نشان می دهد سکوهای ساحلی به علت تغییرات در حال کاسته شدن هستند، اغلب میزان آنها در حدود 5/0 تا 1 میلی متر 1- yrاست. مشکل است که بپذیریم این میزان فراوان قابل حفظ خواهد بود داده های خاصی وجود دارد تا این مطلب را تایید نماید که با گذشت زمان که میزان سکوها در بلندی ها کاهش می یابد میزان آنها افزایش خواهد یافت و بنابراین یک دوره طولانی از طغیان[97] و آب گرفتگی، دوره کوتاهتری از پرتوگیری و چرخه کوتاهی از خشکی ها و رطوبت های متناوب ایجاد می شود.
این یک ارتباط محکم و معتدل بین شیب سکوهای منطقه ای و میزان جزر و مد است (شکل 151). در سکوهای ساحلی ایجاد شده بر اثر موج، می توان گفت این مسئله مربوط به میزان کنترل انرژی موج توسط جزر و مد در مناطق دارای جزر و مد است. ارتباط محکم میان توزیع مناطق خشک و مرطوب و میزان جزر و مد همچنین این مطلب را توجیه می نماید که چرا میزان گرادیان جزر و مد در نواحی متغیر بیشتر از نواحی مواج تسلط دارد. مشکلات فراوانی وجود دارد در مورد تئوری هایی که شکل گیری سکوها را تماما مربوط به تغییرات جزر و مدی یا ساحلی می دانند درحالیکه نقش امواج در زدودن خاکروبه ها در نظر گرفته نمی شود. این مسئله در فقدان مکانیسم محدودیت قرار دادن پهنا برای سکوها آشکار می شود در صورتی که قدرت و ضعف امواج فاکتور مهمی به شمار نمی آید.
شکل 151. ارتباط بین شیب سکوهای ساحلی اصلی و میزان جزر و مد بهاره
افراد مشغول مطالعه در مباحث صخره های ساحلی باید تعیین کنند که آیا سکوهای ساحلی و شاخصه های مرتبط با صخره های ساحلی میراثی از دوران یخبندان هستند دورانی که سطح دریا در آن شبیه شرایط امروزی بوده و اگر بله تا چه اندازه. در صخره های سخت و مقاوم، اغلب سکوها آنقدر وسیع هستند که به نظر می آید توسعه آنها بیشتر از هزاران سال به طول انجامیده است، آنها عمدتا با ترکیبات قدیمی تخته سنگ ها با یخ، یخ و گل و سایر مواد ته نشین شده به عقب رانده شده اند، سواحل آنها بالا آمده و لبه هایشان از پایه دچار فرسایش شده است. اگرچه این سواحل اغلب قابل تاریخ گذاری نیستند، تکنیک های مختلفی وجود دارد که در برخی نقاط نشان می دهد سکوهای ساحلی، غارها و سایر شاخصه ها میراث یک یا چند دوره از عصر یخبندان هستند. به طور ویژه دست یابی به نقش میراث زمین در صخره های ضعیف بسیار مشکل است زیرا سکوهای عریض تناقض کمتری با میزان کنونی فرسایش در صخره های مقاوم دارند و بدلیل اینکه نرخ رو به رشد فرسایش پاسخگوی فقدان پوشش گیاهی، خاکریزه های قدیمی ساحلی و بقایای ساختاری است. فقدان دلایل متناقض باعث شده بیشتر محققین به این نتیجه برسند که سکوهای ساحلی در بخش صخره های ضعیف تماما دارای شاخصه های پیش از یخبندانی هستند. بهرحال شواهد فراوانی در دسترس است که نشان می دهد، میراث آخرین دوره عصر یخبندان و دوره پیش از آن در سواحل دارای صخره های ضعیف شمال غرب اسپانیا وجود دارد. دریاچه های بارانی[98] ضخیم و شیب های رسوبی این سواحل را در طول آخرین دوره عصر یخبندان پوشاندند و سپس سواحل قدیمی ایجاد شدند و سطح آب دریا بالا آمد تا به موقعیت کنونی خود در اواخر دوره هولوسن[99] رسید. شواهدی دال بر نقش احتمالی توسعه میراث سکوهای ساحلی در سایر مناطق وجود دارد(Trenhaile et al. 1999).
راه هایی برای مطالعه تکامل تدریجی و بلند مدت سواحل صخره ای دارای تغییرات اندک وجود دارد. مدل های ابتدایی که کیفی و ساختاری بودند و چرخه فرسایش تکاملی داشتند. مدلهای اخیر مکانیکی هستند اما با اینکه شواهد نشان می دهند بیشتر فرسایش های مکانیکی امواج در درون آب رخ می دهد، فشار هوا که مربوط به سطح آن است عموما با فرسایش های زیر دریا در نواحی دارای جزر و مد همراه می شود. مدل هایی ایجاد شده اند که با میزان قابل توجهی از امواج ضعیف و توزیع انرژی امواج در مناطق دارای جزر و مد توسعه یافته اند. این مدل ها برای مطالعه درباره تکامل تدریجی سکوهای ساحلی با تغییرات همه جانبه سطح دریا در سواحل مقاوم و متحرک مورد استفاده قرار گرفته اند. مدل مورد نظر ما مبین این مسئله است که چه سکوهای ساحلی قدیمی به تدریج ایجاد شده باشند، دستخوش تغییر قرار گرفته باشند یا با سکوهای کنونی جایگزین شده باشند بستگی به واکنش های پیچیده فاکتورهایی هستند که تاثیر فرسایش امواج را تعیین می نمایند. این مسئله نشان می دهد که سطوح دریایی و ساحلی متمایل به ایجاد موازنه ثابت در موقعیت های مختلف سطح دریا هستند و امواج ضعیف در فرسایش صخره ها ناتوان و ناتوان تر می گردند حتی با وجود اینکه آنها می توانند در موقعیت موقت و شاید ثابت موازنه پویا[100] باشند. بسیاری از مدلهای سطحی از یک مدل منشعب شده اند و گاهی از چند دوره عصر یخبندان که در انها سطح آب به اندازه سطح کنونی آن بوده است(Trenhaile 2001). در آینده مدل های سکو باید تاثیر تغییرات را هم لحاظ نمایند و همینطور پسروی سکوهایی را که توسط امواج در مناطق دارای جزر و مد ایجاد شده است. مدل های معتبر به نوبه خود بستگی به استفاده از داده های کیفی دارند. اگرچه پهنا و طول سکوها کاملا محدود است معیارهای میکرو فرسایشی اطلاعات مفیدی را از به عمق رفتن سکوها توسط امواج و فرسایش را در دسترس قرار می دهند. بهرحال ما هنوز هم قادر نیستیم تاثیرات تفکیک قطعات صخره های بزرگ و مسدود شده توسط امواج و سایر مکانیسم ها را اندازه گیری نماییم.
References
Trenhaile, A.S. (2001) Modelling the Quaternary evolution of shore platforms and erosional continental shelves, Earth Surface Processes and Landforms 26,
1,103–1,128.
Trenhaile, A.S., Perez Alberti, A., Martinez Cortizas, A., Costa Casais, M. and Blanco Chao, R. (1999) Rock coast inheritance: an example from Galicia, northwestern
Spain, Earth Surface Processes and Landforms 24, 605–621.
ALAN TRENHAILE (مترجم: زهرا رنجبرباروق)
[1] Sediment slug or pulse
[11] Entrainment thresholds
[17] Accelerated sedimentation
[29] offset stream valleys
[33] displaced beach ridges
[35] strike-slip faulting
[40] Fold and thrust belts
[58] Per Bak and colleagues
[59] Reductionist approach
[70] Ficopomatus eniymaticus
[71] Individual worm tubes
[88] Angaran )north-east Siberia(
[100] Dynamic Equilibrium
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
