[صفحه اصلی ]   [ English ]  
بخش‌های اصلی
آشنایی با ژئومورفولوژی::
آشنایی با انجمن::
اخبار رویدادها::
کارگاه های میدانی انجمن::
دانشنامه ژئومورفولوژی::
اخبار علمی::
عضویت در پایگاه و انجمن::
بخش آموزش::
دریافت فایل::
داده ها و تصاویرماهواره ای::
موسسات ژئومورفولوژی::
منابع ارشد و دکترای جغرافیا::
نشریات ::
درگاه دانشگاه ها::
تسهیلات پایگاه::
پست الکترونیک::
برقراری ارتباط::
::
جستجو در پایگاه

جستجوی پیشرفته
..
دریافت اطلاعات پایگاه
نشانی پست الکترونیک خود را برای دریافت اطلاعات و اخبار پایگاه، در کادر زیر وارد کنید.
..
پایگاه مرتبط

مجله پژوهش های ژئومورفولوژی کمی 

سایت کنفرانس های انجمن ایرانی ژئومورفولوژی 

انجمن علمی باستانشناسی ایران 

..
:: از avalanches تا Avulsion ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۷/۲۱ | 
 
  AVALANCHE, SNOW- بهمن، برف
ویژگیها و کنترل بهمن های برفی(Controls and characteristics of snow avalanches)
در مناطق کوهستانی بالای برف مرز، نتایج مطالعات موضع نگاری نشان می دهد که بهمن بیشتر در مناطقی رخ می دهد که به‌عنوان مسیرهای بهمنی یا بهمن خیز شناخته و توصیف می شوند. این مسیرها به صورت قراردادی به سه بخش تقسیم می شوند: منطقه شروع بهمن، مسیر حرکت آن و منطقه ی توقف. در حقیقت تشکیل بهمن در ارتفاعات بالای برف مرز در زمستان رخ می دهد؛ این نواحی مرتفع دارای دامنه هایی در حدود 30 تا 45 درجه می باشند و معمولا بادپناه هایی در برابر جهت اصلی توفان ها هستند. در نواحی زیرین مرز جنگلی، وجود درختان و پوشش های جنگلی می تواند تاثیرات فراوانی بر موقعیت بهمن ها داشته باشد، مادامیکه بعضی دیگر از عوامل موضع نگاری ثانویه نیز، از جمله شکل و ناهمواری های دامنه ها، نقش موثری ایفا کنند. برامدگی های شیب دار و تبدیل نقاط امن و صاف به سراشیبی های تند نشان از آغاز تشکیل بهمن دارند. در امتداد دامنه های بهمن خیز، فرورفتگی هایی وجود دارد ( مانند گودال ها و آبراهه ها) که شرایط را برای انباشته شدن برف های محلی فراهم می آورد. قسمت های پایین تر کوه که زاویه ی کمتری نیز دارند، مسیر حرکت و توقف بهمن بشمار می آیند. میزان نفوذ بهمن را میتوان با بررسی اثرات آن بر پوشش های گیاهی منطقه و همچنین تغییرات احتمالی در شکل طبیعی سطح زمین تعیین و محاسبه نمود. (رجوع شود به شکل 7).
با وجود این که بیشتر بهمن ها در فصل های زمستان و بهار رخ می دهند، لازم به ذکر است که ریزش بهمن اغلب به رویدادهای توفانی نیز بستگی دارد، همچنین آب شدن ناگهانی برف ها هم عاملی است که نباید نادیده گرفته شود. در یک تقسیم بندی دیگر، بهمن ها را می توان با توجه به توفان ها به دو نوع فعالیت مستقیم و بهمن اوجی طبقه بندی کرد. نوع اول با توفان (مشخصاً ریزش های سنگین برف) آغاز می‌شود و تنها برف های تازه تر را با خود درگیر می کند، در حالیکه نوع دوم بیشتر وابسته به بافت های برفی سستی است که در طول دست کم چندین روز انسجام قبلی خود را از دست داد اند. ممکن است که  ریزش این بهمن ها به علت بارش برف آغاز شود، اما نه تنها برف های تازه بلکه برف های کهنه نیز در این ریزش  سقوط می کنند. این نوع بهمن در فصل بهار رایج است، زمانی که مقدار قابل توجهی از توده های برف و یخ در کوهستان ها آب شده‌اند.          

عکس 7:  مسیری از سقوط بهمن در کوه های راکیِ کانادا، از نوع کاسه ای پهن و مسیر فاقد پوشش گیاهی و بخش مخروطی
 
معیارهایی برای توصیف بهمن ها در نظر گرفته شده است از جمله نوع برف، شکل حرکت، میزان رطوبت برف و عمق تخریب. نوع برف بر چگونگی شروع ریزش بهمن تاثیر می گذارد؛ به این صورت که بهمن های غیر منسجم، توده های سستی از برف های خشک یا مرطوب تشکیل می دهند.، از نقطه ای ریزش می کنند و هرچه پایین تر می روند، گسترده تر می شوند. این در حالی است که بهمن های منسجمی که در نتیجه ی وجود یک لایه ی قطور برف بر لایه ی سستی تشکیل می شوند، از همان ابتدای حرکت، در یک خط در عرض دامنه گسترده می شوند. پس از آغاز ریزش، شکل حرکت به میزان شیب دامنه، میزان ناهمواری آن و همچنین جنس برف بستگی دارد. درصورتی که دامنه ها نسبتا صاف و کم شیب و همراه با برف مرطوب باشد، حرکت در تماس با سطح انجام می‌شود. اما اگر برف خشک و دامنه ها شیب دار و ناهموار باشند، بیشتر توده های بهمن بدلیل برخورد با ناهمواری های فراوان به هوا پخش می شوند (یک بهمن پودر شده)، اگرچه اکثر این بهمن ها شامل توده هایی میشوند که به حرکت سطحی خود ادامه می دهند. با وجودیکه بهمن های خشک معمولا سقوط سریع تری نسبت به بهمن های مرطوب دارند، بهمن های مرطوب توان بیشتری برای جابجا کردن مقادیر چشمگیری از آوارهای بهمنی دارند و احتمال بیشتری هست که بهمن هایی با عمق کامل شوند. بهمن های برفابی یا جریان‌های برفابی شدیدترین نوع از بهمن های مرطوب هستند.
 
بهمن های برفی و لندفرم ها ( Snow avalanches and landforms)
مطالعات صورت گرفته  بر روی مناطق انباشت واریزه های  حمل شده توسط بهمن ها در اسکاندیناوی (رپ 1960) و کانادا (لاکمن 1977، 1988؛ گاردنر 1983) نشان می دهد که، اندازه این واریزه ها ممکن است تا چند ده میلیمتر افزایش یابند، سرعت افزایش این واریزه ها بر روی دامنه ها با نزدیک شدن  به بالای دامنه ها بیشتر می‌شود. فرسایش زمین نیز رخ می دهد، گرچه این تاثیرات ناپایدار تر و دشوارتر از آن هستندکه مورد بررسی قرار بگیرند. با این که این تغییرات معمولاً با سایر تغییراتی که مختص مناطق کوهستانی است همراه می‌شود ، از قبیل؛ لغزش سنگ، و جریان‌های واریزه ای، در برخی مناطق مانند هیمالیا، بهمن های برفی فرآیند غالب در ارتفاعات خاص بشمار می آیند. (هیویت، 1989)
تاثیرات ژئومورفیک بهمن های برفی میتواند مستقیم و یا غیر مستقیم باشد. (جدول 4). تاثیرات مستقیم فرآیندها و فرم های فرسایشی و رسوب گذاری و در بعضی از مناطق، بخش هایی از هردو را شامل می شوند. تاثیرات غیر مستقیم به جنبه هایی از محیط زیست بستگی دارند که بر سایر تغییرات ژئومورفیکی اثر می  گذارند.
جدول 4: تأثیرات ژئومورفیک بهمن های برفی
اثرات مستقیم
رسوب گذاری فرسایشی
توزیع مجدد رسوبات سطحی ایجاد تپه و خاکریز با مواد آواری اثر بر روی شکست شیب سایش سنگ و نقل و انتقال
ایجاد جرانها و زبانه های قطعه سنگی بر روی جاده و ساحل
و ایجاد مخروط افکنه
ایجاد مرداب و برکه ایجاد شیار و مجرا
اثرات غیر مستقیم
نیواسیون اثر جریانهای ذوب بر روی هیدرولوژی، یخچال و مواد غذایی خاک رسوبات
 
 
 
مدت هاست که چین و چروک ها و ناهمواری های متناوب که به علت سقوط بهمن در دامنه های سنگی ایجاد شده، شناسایی شده‌اند (الیکس، 1924). به نظر می رسد که فرسایش بستر سنگی توسط سنگ های موجود در بهمن ها، در شکل گیری شیب های تند نقش موثری داشته باشد؛ البته احتمالاً این عامل نسبت به فرایندهای دیگری که باعث انتقال مواد می شوند، یک عامل ثانویه به شمار می رود. (لاکمن، 1977)
اگر در مناطقی که بریدگی های مقعر در دامنه های آنها ایجاد شده، بهمن رخ دهد(اغلب جاهایی که دره های یخچالی بعدها با آبرفت ها و رسوبات پر شده‌اند.)، ممکن است بر آن ناحیه فشار زیادی وارد شود که در نتیجه ی این فشار ها تغییراتی در محیط بوجود می آید که سبب آن می‌شود که به این عوارض، «اشکال ناشی از بهمن» گفته می‌شود (لاکمن و دیگران، 1994). درقسمت های فرسایشی این نواحی گودال های دایره وار و حفره های باریکی تشکیل می‌شود، که در بیشتر مواقع این گودالها سطح آبهای زیر زمینی را قطع می کنند، و یا سطوح فشرده شده در اثر برخورد با بهمن به جای سطح زمین در آب ها ایجاد شوند؛ برای مثال در رودخانه ها یا دریاچه ها و آبگیرها را ایجا کنند. مناطقی با این ویژگی ها در بسیاری از نواحی جهان یافت می‌شود، اما این ویژگی ها مختص نواحی امریکای شمالی، نروژ و نیوزیلند می باشد، جاهایی که بستر های سنگی مقاوم باعث حفظ و نگهداری تپه های شیب دار می‌شود؛ تپه هایی که سابق بر این یخ زده بوده اند.
تپه ها و تل های خاکی از موادی تشکیل می شوند که بر اثر برخوردهای بهمن روی هم جمع شده و معمولا برآمدگی های قوسداری در لبه ی گودال ها یا آبگیر ها ایجاد می کنند. هرچند انباشت هایی از ریزش مدام بهمن های آلوده و ضعیف نیز ممکن است در شکل گیری این تپه ها تاثیر بگذارد، در حالیکه گودال یا آبراهه با برفهای بهمن های پیشین پر شده است.
در نواحی کوهستانی، بالاتر از مرز جنگلی و برف مرز زمستانی، سقوط بهمن باعث ریزش مکرر مواد در دامنه ها، همچنین سرازیر شدن آبها و برفاب ها و نیز ریزش سنگها می‌شود. اگر ریزش بهمن در دامنه های حدودا 20 تا 30 درجه پدیده ی غالب باشد، توده توده سنگ بهمنی در کوه پایه های آن نواحی تشکیل می شوند.
رپ (Rapp, 1959) در تحقیقات ابداعی خود، این نواحی را به دو گروه تقسیم کرده است: تپه های شیب دار و مناطق بادبزنی شکل. تپه های شیبدار مجموعه ای است از بقایایی که دارای سطح صیقلی و صاف است، و قسمت بالایی این بقایا تخت و ظاهر آنها نامتقارن می باشد، در حالیکه مناطق بادبزنی شکل، شامل بقایایی میشوند که با زاویه ها ی نسبتا کم در امتداد کوه پایه ها کشیده میشوند. رپ اظهار داشته که نواحی بادبزنی شکل در نتیجه ی بهمن های بزرگتر تشکیل می شوند و اینکه عدم تقارن در شکل تپه ها ناشی از انباشتگی برف در پای تپه هاست، که این انباشتگی به دلیل وزش باد رخ میدهد. اگرچه مطالعات بعدی نشان می دهد که عوامل دیگری نیز میتواند در تفاوت های ظاهری این تپه ها تاثیر داشته باشد. همچنین این توده های شیب دار بیشتر در مناطقی ایجاد می شوند که آوار بهمن ها حجم زیادی داشته باشد و مسیر ریزش بهمن نیز تنگ و محدود باشد (لاکمن، 1977). این نواحی صخره ای معمولا 100 تا 1000 متر طول، نزدیک به 200 متر عرض و بین 10 تا 30 متر ضخامت دارند. این توده صخره ها اغلب بلند، مستحکم و مقعر هستند؛ همین خصوصیات آنها را از دامنه های دیگری که در نتیجه ی سایر فرایندها شکل گرفته اند، متمایز می کند.
دنباله ی واریزه های  بهمن، اشکالِ با مقیاس کوچک در زبانه های سنگی هستند، جایی که بقایای بهمن در اندازه های مختلفی یافت می‌شود. این بقایا از رسوبات و لایه های باریکی تشکیل شده  اند که شامل تکه های کوچک و متوسطی می شوند. این بقایا معمولاً در کوه پایه ها و به ندرت در قسمت های بالاتری از دامنه های صخره ای ایجاد می شوند. همانطور که درجدول شماره  4 ذکر شده، در تشکیل این بقایا، هر دو فرایند فرسایش و رسوب گذاری، می توانند عوامل موثری باشند.
به لحاظ ژئومورفولوژی ، از مهمترین اثرات غیر مستقیم بهمن، تاثیر آن بر روی ویژگی های رسوبات و خاک هر منطقه است ، به طوری که می تواند به فهم این موضوع که چه فرایندهایی در تشکیل دامنه ها در شرایط گذشته و کنونی موثر بوده اند، کمک کند. بیلکرا و نیمیک (1998) در تحقیقات خود نشان دادند که اگرچه ممکن است همه ی بهمن ها با شیوه ای یکسان بقایای سطح را منتقل کنند، تفاوت های چشمگیری در رسوب گذاری ها دیده می‌شود، از جمله وجود بقایایی که ذوب شده و می افتند. به علاوه اینکه، اغلب رسوبات بهمن های برفی ناهموار و ناهمگون هستند، متشکل از بخش های مجزای نرم و همچنین مناطقی با دانه ها وشن های طبقه بندی شده؛ که این شنها ناشی از رسوبات آبها و جریان‌های برفی می باشند. رسوبات ناشی از بهمن های برفی قابل‌تشخیص از رسوبات ناشی ازریزش سنگ هاست. رسوباتی که در نتیجه ی ریزش سنگهاست، محدوده ی مشخصی ندارد، دارای ساختار و بافت ضعیف تری می باشد (مراجعه شود به بخش بررسی ساختمان ها) و اندازه ی این رسوبات افزایش می یابد، در تحقیقات بلیکرا و نیمیک (1998) در نروژ و اوملی و فرانکو (2000) در کوههای آلپ فرانسه، به این ویژگی ها اشاره شده است.
 
        References
  • Allix, A. (1924) Avalanches, Geographical Review 14,519–560.
  • Blikra, L.H. and Nemec, W. (1998) Post-glacial colluviumin western Norway: depositional rocesses,facies and paleoclimatic record, Sedimentology 45,909–959.
  • Gardner, J.S. (1983) Accretion rates on some debris slopes in the Mt. Rae area, Canadian Rocky Mountains, Earth Surface Processes and Landforms 6, 347–355.
  • Hewitt, K. (1989) The altitudinal organisation of Karakoram geomorphic processes and depositional environments, Zeitschrift für Geomorphologie, NF, Supplementband 76, 9–32.
  • Jomelli, V. and Francou, B. (2000) Comparing the characteristics of rockfall talus and snow avalanche landforms in an alpine environment using a new methodological approach; assif des Ecrins, French Alps, Geomorphology 35, 181–192.
  • Luckman, B.H. (1977) The geomorphic activity of snow avalanches, Geografiska Annaler 59A, 31–48.
  • ——(1988) Debris accumulation patterns on talus slopes in Surprise Valley, Alberta, Géographie physique et Quaternaire 42, 247–278.
  • Luckman, B.H., Matthews, J.A., Smith, D.J., McCarroll, D. and McCarthy, D.P. (1994) Snow-avalanche impact landforms – a brief discussion of terminology, Arctic and Alpine Research 26, 128–129.
  • Rapp, A. (1959) Avalanche boulder tongues in Lappland: a description of little-known landforms of periglacial debris accumulation, Geografiska Annaler 41, 34–48.
  • ——(1960) Recent development of mountain slopes in Karkevagge and surroundings, northern Scandinavia, Geografiska Annaler 42, 73–200.
Further reading
McClung, D. and Schaerer, P. (1993) The Avalancheد Handbook, Seattle: Mountaineers.
IAN OWENS       مترجم: سیروس  فخری))
 
AVULSION - انحراف مسیر رودخانه
تغییر مسیر یک قسمت یا کل جریان آب رودخانه ها در دشت‌های سیلابی را انحراف مسیر رودخانه ها1 می گویند.به نظر می رسد که این موضوع بدلیل ارتفاع شدید بخشی از مجرای رودخانه از سطح دشت سیلابی باشد(رجوع شود به بخش مجرا ها، زمین‌های آبرفتی)؛ این تغییر ارتفاع که در نتیجه تجمع آب رودخانه‌ایجاد می‌شود، اختلاف منطقه ای را بوجود می آورد. اکثر انحراف های  مسیر رودخانه‌ای زمانی اتفاق می افتند که یک عامل تحریک آمیز، باعث شود که جریان رودخانه در امتداد مرز ثبات حرکت کند (رجوع شود به بخش مرز ژئومورفیک). هرچه رودخانه به مرز نزدیکتر باشد، برای شروع یک انحراف، عامل ضعیف تری نیاز است (جونز و اسکام، 1999). فرایندهای کوتاه محلی که عامل شروع انحراف مسیر رودخانه می شوند عبارتند از: حرکات زمین ساخت، تغییرات درتخلیه و بار رسوبات متنوع رودخانه ها، از هم پاشیدگی مواد، فرایندهای بادی (برای مثال، تشکیل تلماسه ها)، و تنه های درخت یا توده های یخ که جریان آب را مسدود می کنند. عوامل طولانی مدت منطقه ای که موجب انحراف مسیر رودخانه ها می شوند نیز عبارتند از: تغییرات سطح اساس آب، تغییرات اقلیمی، حرکات زمین ساخت و تغییرات دبی رودها (استاتهامر و برندسن، 2000).
 
References
  • Jones, L.S. and Schumm, S.A. (1999) Causes of avulsion: an overview, in N.D. Smith and J. Rogers (eds) Fluvial Sedimentology VI, Special Publication of the International Association of Sedimentologists 28,171–178.
  • Stouthamer, E. and Berendsen, H.J.A. (2000) Factors controlling the Holocene avulsion history of the Rhine–Meuse delta (The Netherlands), Journal of Sedimentary Research 70(5), 1,051–1,064.
  • SEE ALSO: anabranching and anastomosing river; palaeochannel; river delta
 
ESTHER STOUTHAMER مترجم: سیروس  فخری))
 
دفعات مشاهده: 111 بار   |   دفعات چاپ: 10 بار   |   دفعات ارسال به دیگران: 0 بار   |   0 نظر
::
:: از avalanches تا Avulsion ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۷/۲۱ | 
 
  AVALANCHE, SNOW- بهمن، برف
ویژگیها و کنترل بهمن های برفی(Controls and characteristics of snow avalanches)
در مناطق کوهستانی بالای برف مرز، نتایج مطالعات موضع نگاری نشان می دهد که بهمن بیشتر در مناطقی رخ می دهد که به‌عنوان مسیرهای بهمنی یا بهمن خیز شناخته و توصیف می شوند. این مسیرها به صورت قراردادی به سه بخش تقسیم می شوند: منطقه شروع بهمن، مسیر حرکت آن و منطقه ی توقف. در حقیقت تشکیل بهمن در ارتفاعات بالای برف مرز در زمستان رخ می دهد؛ این نواحی مرتفع دارای دامنه هایی در حدود 30 تا 45 درجه می باشند و معمولا بادپناه هایی در برابر جهت اصلی توفان ها هستند. در نواحی زیرین مرز جنگلی، وجود درختان و پوشش های جنگلی می تواند تاثیرات فراوانی بر موقعیت بهمن ها داشته باشد، مادامیکه بعضی دیگر از عوامل موضع نگاری ثانویه نیز، از جمله شکل و ناهمواری های دامنه ها، نقش موثری ایفا کنند. برامدگی های شیب دار و تبدیل نقاط امن و صاف به سراشیبی های تند نشان از آغاز تشکیل بهمن دارند. در امتداد دامنه های بهمن خیز، فرورفتگی هایی وجود دارد ( مانند گودال ها و آبراهه ها) که شرایط را برای انباشته شدن برف های محلی فراهم می آورد. قسمت های پایین تر کوه که زاویه ی کمتری نیز دارند، مسیر حرکت و توقف بهمن بشمار می آیند. میزان نفوذ بهمن را میتوان با بررسی اثرات آن بر پوشش های گیاهی منطقه و همچنین تغییرات احتمالی در شکل طبیعی سطح زمین تعیین و محاسبه نمود. (رجوع شود به شکل 7).
با وجود این که بیشتر بهمن ها در فصل های زمستان و بهار رخ می دهند، لازم به ذکر است که ریزش بهمن اغلب به رویدادهای توفانی نیز بستگی دارد، همچنین آب شدن ناگهانی برف ها هم عاملی است که نباید نادیده گرفته شود. در یک تقسیم بندی دیگر، بهمن ها را می توان با توجه به توفان ها به دو نوع فعالیت مستقیم و بهمن اوجی طبقه بندی کرد. نوع اول با توفان (مشخصاً ریزش های سنگین برف) آغاز می‌شود و تنها برف های تازه تر را با خود درگیر می کند، در حالیکه نوع دوم بیشتر وابسته به بافت های برفی سستی است که در طول دست کم چندین روز انسجام قبلی خود را از دست داد اند. ممکن است که  ریزش این بهمن ها به علت بارش برف آغاز شود، اما نه تنها برف های تازه بلکه برف های کهنه نیز در این ریزش  سقوط می کنند. این نوع بهمن در فصل بهار رایج است، زمانی که مقدار قابل توجهی از توده های برف و یخ در کوهستان ها آب شده‌اند.          

عکس 7:  مسیری از سقوط بهمن در کوه های راکیِ کانادا، از نوع کاسه ای پهن و مسیر فاقد پوشش گیاهی و بخش مخروطی
 
معیارهایی برای توصیف بهمن ها در نظر گرفته شده است از جمله نوع برف، شکل حرکت، میزان رطوبت برف و عمق تخریب. نوع برف بر چگونگی شروع ریزش بهمن تاثیر می گذارد؛ به این صورت که بهمن های غیر منسجم، توده های سستی از برف های خشک یا مرطوب تشکیل می دهند.، از نقطه ای ریزش می کنند و هرچه پایین تر می روند، گسترده تر می شوند. این در حالی است که بهمن های منسجمی که در نتیجه ی وجود یک لایه ی قطور برف بر لایه ی سستی تشکیل می شوند، از همان ابتدای حرکت، در یک خط در عرض دامنه گسترده می شوند. پس از آغاز ریزش، شکل حرکت به میزان شیب دامنه، میزان ناهمواری آن و همچنین جنس برف بستگی دارد. درصورتی که دامنه ها نسبتا صاف و کم شیب و همراه با برف مرطوب باشد، حرکت در تماس با سطح انجام می‌شود. اما اگر برف خشک و دامنه ها شیب دار و ناهموار باشند، بیشتر توده های بهمن بدلیل برخورد با ناهمواری های فراوان به هوا پخش می شوند (یک بهمن پودر شده)، اگرچه اکثر این بهمن ها شامل توده هایی میشوند که به حرکت سطحی خود ادامه می دهند. با وجودیکه بهمن های خشک معمولا سقوط سریع تری نسبت به بهمن های مرطوب دارند، بهمن های مرطوب توان بیشتری برای جابجا کردن مقادیر چشمگیری از آوارهای بهمنی دارند و احتمال بیشتری هست که بهمن هایی با عمق کامل شوند. بهمن های برفابی یا جریان‌های برفابی شدیدترین نوع از بهمن های مرطوب هستند.
 
بهمن های برفی و لندفرم ها ( Snow avalanches and landforms)
مطالعات صورت گرفته  بر روی مناطق انباشت واریزه های  حمل شده توسط بهمن ها در اسکاندیناوی (رپ 1960) و کانادا (لاکمن 1977، 1988؛ گاردنر 1983) نشان می دهد که، اندازه این واریزه ها ممکن است تا چند ده میلیمتر افزایش یابند، سرعت افزایش این واریزه ها بر روی دامنه ها با نزدیک شدن  به بالای دامنه ها بیشتر می‌شود. فرسایش زمین نیز رخ می دهد، گرچه این تاثیرات ناپایدار تر و دشوارتر از آن هستندکه مورد بررسی قرار بگیرند. با این که این تغییرات معمولاً با سایر تغییراتی که مختص مناطق کوهستانی است همراه می‌شود ، از قبیل؛ لغزش سنگ، و جریان‌های واریزه ای، در برخی مناطق مانند هیمالیا، بهمن های برفی فرآیند غالب در ارتفاعات خاص بشمار می آیند. (هیویت، 1989)
تاثیرات ژئومورفیک بهمن های برفی میتواند مستقیم و یا غیر مستقیم باشد. (جدول 4). تاثیرات مستقیم فرآیندها و فرم های فرسایشی و رسوب گذاری و در بعضی از مناطق، بخش هایی از هردو را شامل می شوند. تاثیرات غیر مستقیم به جنبه هایی از محیط زیست بستگی دارند که بر سایر تغییرات ژئومورفیکی اثر می  گذارند.
جدول 4: تأثیرات ژئومورفیک بهمن های برفی
اثرات مستقیم
رسوب گذاری فرسایشی  
توزیع مجدد رسوبات سطحی ایجاد تپه و خاکریز با مواد آواری   اثر بر روی شکست شیب سایش سنگ و نقل و انتقال
ایجاد جرانها و زبانه های قطعه سنگی بر روی جاده و ساحل
و ایجاد مخروط افکنه
  ایجاد مرداب و برکه ایجاد شیار و مجرا
اثرات غیر مستقیم
  نیواسیون اثر جریانهای ذوب بر روی هیدرولوژی، یخچال و مواد غذایی خاک رسوبات
 
 
 
مدت هاست که چین و چروک ها و ناهمواری های متناوب که به علت سقوط بهمن در دامنه های سنگی ایجاد شده، شناسایی شده‌اند (الیکس، 1924). به نظر می رسد که فرسایش بستر سنگی توسط سنگ های موجود در بهمن ها، در شکل گیری شیب های تند نقش موثری داشته باشد؛ البته احتمالاً این عامل نسبت به فرایندهای دیگری که باعث انتقال مواد می شوند، یک عامل ثانویه به شمار می رود. (لاکمن، 1977)
اگر در مناطقی که بریدگی های مقعر در دامنه های آنها ایجاد شده، بهمن رخ دهد(اغلب جاهایی که دره های یخچالی بعدها با آبرفت ها و رسوبات پر شده‌اند.)، ممکن است بر آن ناحیه فشار زیادی وارد شود که در نتیجه ی این فشار ها تغییراتی در محیط بوجود می آید که سبب آن می‌شود که به این عوارض، «اشکال ناشی از بهمن» گفته می‌شود (لاکمن و دیگران، 1994). درقسمت های فرسایشی این نواحی گودال های دایره وار و حفره های باریکی تشکیل می‌شود، که در بیشتر مواقع این گودالها سطح آبهای زیر زمینی را قطع می کنند، و یا سطوح فشرده شده در اثر برخورد با بهمن به جای سطح زمین در آب ها ایجاد شوند؛ برای مثال در رودخانه ها یا دریاچه ها و آبگیرها را ایجا کنند. مناطقی با این ویژگی ها در بسیاری از نواحی جهان یافت می‌شود، اما این ویژگی ها مختص نواحی امریکای شمالی، نروژ و نیوزیلند می باشد، جاهایی که بستر های سنگی مقاوم باعث حفظ و نگهداری تپه های شیب دار می‌شود؛ تپه هایی که سابق بر این یخ زده بوده اند.
تپه ها و تل های خاکی از موادی تشکیل می شوند که بر اثر برخوردهای بهمن روی هم جمع شده و معمولا برآمدگی های قوسداری در لبه ی گودال ها یا آبگیر ها ایجاد می کنند. هرچند انباشت هایی از ریزش مدام بهمن های آلوده و ضعیف نیز ممکن است در شکل گیری این تپه ها تاثیر بگذارد، در حالیکه گودال یا آبراهه با برفهای بهمن های پیشین پر شده است.
در نواحی کوهستانی، بالاتر از مرز جنگلی و برف مرز زمستانی، سقوط بهمن باعث ریزش مکرر مواد در دامنه ها، همچنین سرازیر شدن آبها و برفاب ها و نیز ریزش سنگها می‌شود. اگر ریزش بهمن در دامنه های حدودا 20 تا 30 درجه پدیده ی غالب باشد، توده توده سنگ بهمنی در کوه پایه های آن نواحی تشکیل می شوند.
رپ (Rapp, 1959) در تحقیقات ابداعی خود، این نواحی را به دو گروه تقسیم کرده است: تپه های شیب دار و مناطق بادبزنی شکل. تپه های شیبدار مجموعه ای است از بقایایی که دارای سطح صیقلی و صاف است، و قسمت بالایی این بقایا تخت و ظاهر آنها نامتقارن می باشد، در حالیکه مناطق بادبزنی شکل، شامل بقایایی میشوند که با زاویه ها ی نسبتا کم در امتداد کوه پایه ها کشیده میشوند. رپ اظهار داشته که نواحی بادبزنی شکل در نتیجه ی بهمن های بزرگتر تشکیل می شوند و اینکه عدم تقارن در شکل تپه ها ناشی از انباشتگی برف در پای تپه هاست، که این انباشتگی به دلیل وزش باد رخ میدهد. اگرچه مطالعات بعدی نشان می دهد که عوامل دیگری نیز میتواند در تفاوت های ظاهری این تپه ها تاثیر داشته باشد. همچنین این توده های شیب دار بیشتر در مناطقی ایجاد می شوند که آوار بهمن ها حجم زیادی داشته باشد و مسیر ریزش بهمن نیز تنگ و محدود باشد (لاکمن، 1977). این نواحی صخره ای معمولا 100 تا 1000 متر طول، نزدیک به 200 متر عرض و بین 10 تا 30 متر ضخامت دارند. این توده صخره ها اغلب بلند، مستحکم و مقعر هستند؛ همین خصوصیات آنها را از دامنه های دیگری که در نتیجه ی سایر فرایندها شکل گرفته اند، متمایز می کند.
دنباله ی واریزه های  بهمن، اشکالِ با مقیاس کوچک در زبانه های سنگی هستند، جایی که بقایای بهمن در اندازه های مختلفی یافت می‌شود. این بقایا از رسوبات و لایه های باریکی تشکیل شده  اند که شامل تکه های کوچک و متوسطی می شوند. این بقایا معمولاً در کوه پایه ها و به ندرت در قسمت های بالاتری از دامنه های صخره ای ایجاد می شوند. همانطور که درجدول شماره  4 ذکر شده، در تشکیل این بقایا، هر دو فرایند فرسایش و رسوب گذاری، می توانند عوامل موثری باشند.
به لحاظ ژئومورفولوژی ، از مهمترین اثرات غیر مستقیم بهمن، تاثیر آن بر روی ویژگی های رسوبات و خاک هر منطقه است ، به طوری که می تواند به فهم این موضوع که چه فرایندهایی در تشکیل دامنه ها در شرایط گذشته و کنونی موثر بوده اند، کمک کند. بیلکرا و نیمیک (1998) در تحقیقات خود نشان دادند که اگرچه ممکن است همه ی بهمن ها با شیوه ای یکسان بقایای سطح را منتقل کنند، تفاوت های چشمگیری در رسوب گذاری ها دیده می‌شود، از جمله وجود بقایایی که ذوب شده و می افتند. به علاوه اینکه، اغلب رسوبات بهمن های برفی ناهموار و ناهمگون هستند، متشکل از بخش های مجزای نرم و همچنین مناطقی با دانه ها وشن های طبقه بندی شده؛ که این شنها ناشی از رسوبات آبها و جریان‌های برفی می باشند. رسوبات ناشی از بهمن های برفی قابل‌تشخیص از رسوبات ناشی ازریزش سنگ هاست. رسوباتی که در نتیجه ی ریزش سنگهاست، محدوده ی مشخصی ندارد، دارای ساختار و بافت ضعیف تری می باشد (مراجعه شود به بخش بررسی ساختمان ها) و اندازه ی این رسوبات افزایش می یابد، در تحقیقات بلیکرا و نیمیک (1998) در نروژ و اوملی و فرانکو (2000) در کوههای آلپ فرانسه، به این ویژگی ها اشاره شده است.
 
        References
  • Allix, A. (1924) Avalanches, Geographical Review 14,519–560.
  • Blikra, L.H. and Nemec, W. (1998) Post-glacial colluviumin western Norway: depositional rocesses,facies and paleoclimatic record, Sedimentology 45,909–959.
  • Gardner, J.S. (1983) Accretion rates on some debris slopes in the Mt. Rae area, Canadian Rocky Mountains, Earth Surface Processes and Landforms 6, 347–355.
  • Hewitt, K. (1989) The altitudinal organisation of Karakoram geomorphic processes and depositional environments, Zeitschrift für Geomorphologie, NF, Supplementband 76, 9–32.
  • Jomelli, V. and Francou, B. (2000) Comparing the characteristics of rockfall talus and snow avalanche landforms in an alpine environment using a new methodological approach; assif des Ecrins, French Alps, Geomorphology 35, 181–192.
  • Luckman, B.H. (1977) The geomorphic activity of snow avalanches, Geografiska Annaler 59A, 31–48.
  • ——(1988) Debris accumulation patterns on talus slopes in Surprise Valley, Alberta, Géographie physique et Quaternaire 42, 247–278.
  • Luckman, B.H., Matthews, J.A., Smith, D.J., McCarroll, D. and McCarthy, D.P. (1994) Snow-avalanche impact landforms – a brief discussion of terminology, Arctic and Alpine Research 26, 128–129.
  • Rapp, A. (1959) Avalanche boulder tongues in Lappland: a description of little-known landforms of periglacial debris accumulation, Geografiska Annaler 41, 34–48.
  • ——(1960) Recent development of mountain slopes in Karkevagge and surroundings, northern Scandinavia, Geografiska Annaler 42, 73–200.
Further reading
McClung, D. and Schaerer, P. (1993) The Avalancheد Handbook, Seattle: Mountaineers.
IAN OWENS       مترجم: سیروس  فخری))
 
AVULSION - انحراف مسیر رودخانه
تغییر مسیر یک قسمت یا کل جریان آب رودخانه ها در دشت‌های سیلابی را انحراف مسیر رودخانه ها1 می گویند.به نظر می رسد که این موضوع بدلیل ارتفاع شدید بخشی از مجرای رودخانه از سطح دشت سیلابی باشد(رجوع شود به بخش مجرا ها، زمین‌های آبرفتی)؛ این تغییر ارتفاع که در نتیجه تجمع آب رودخانه‌ایجاد می‌شود، اختلاف منطقه ای را بوجود می آورد. اکثر انحراف های  مسیر رودخانه‌ای زمانی اتفاق می افتند که یک عامل تحریک آمیز، باعث شود که جریان رودخانه در امتداد مرز ثبات حرکت کند (رجوع شود به بخش مرز ژئومورفیک). هرچه رودخانه به مرز نزدیکتر باشد، برای شروع یک انحراف، عامل ضعیف تری نیاز است (جونز و اسکام، 1999). فرایندهای کوتاه محلی که عامل شروع انحراف مسیر رودخانه می شوند عبارتند از: حرکات زمین ساخت، تغییرات درتخلیه و بار رسوبات متنوع رودخانه ها، از هم پاشیدگی مواد، فرایندهای بادی (برای مثال، تشکیل تلماسه ها)، و تنه های درخت یا توده های یخ که جریان آب را مسدود می کنند. عوامل طولانی مدت منطقه ای که موجب انحراف مسیر رودخانه ها می شوند نیز عبارتند از: تغییرات سطح اساس آب، تغییرات اقلیمی، حرکات زمین ساخت و تغییرات دبی رودها (استاتهامر و برندسن، 2000).
 
References
  • Jones, L.S. and Schumm, S.A. (1999) Causes of avulsion: an overview, in N.D. Smith and J. Rogers (eds) Fluvial Sedimentology VI, Special Publication of the International Association of Sedimentologists 28,171–178.
  • Stouthamer, E. and Berendsen, H.J.A. (2000) Factors controlling the Holocene avulsion history of the Rhine–Meuse delta (The Netherlands), Journal of Sedimentary Research 70(5), 1,051–1,064.
  • SEE ALSO: anabranching and anastomosing river; palaeochannel; river delta
 
ESTHER STOUTHAMER مترجم: سیروس  فخری))
 
دفعات مشاهده: 112 بار   |   دفعات چاپ: 10 بار   |   دفعات ارسال به دیگران: 0 بار   |   0 نظر
::
انجمن ایرانی ژئومورفولوژی Iranian Association Of Geomorphology
Persian site map - English site map - Created in 0.061 seconds with 965 queries by yektaweb 3506