[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 Badland تا Base Level ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۷/۲۱ | 
 
 
B
 
BADLAND - بدلند (هزار دره )
بدلند یا هزار دره به زمین‌هایی گفته می‌شود که تحت تاثیر فرسایش های شدید و عمیقی  در زمین‌های با سنگ های سست2 و معمولاً در مناطق نیمه خشک بوجود می آیند. (عکس8) فرایند ایجاد بدلند یا هزار دره تحت الشعاع فرسایش های زمینی قرار دارد. در بدند یا هزاردره، معمولا زهکشی فشرده و متراکمی از گودا لها و دره های کوچک و پوشش های گیاهی تنک و پراکنده ای وجود دارد. این زمینها ممکن است از مناطقی تشکیل شوند که در آنها دره های کوچک به یکدیگر متصل شده باشند (رجوع شود به بخش دره های کوچک) و هنوز نشانه های کمی از زمین‌های پیشین در این دره ها دیده شود. بد لند یا هزار دره بیشتر در نواحی نیمه خشک و خشک، مدیترانه ای، خشک و استوایی و همچنین مناطقی با خشکسالی های فصلی ایجاد می شوند. اگرچه این پدیده در مناطق مرطوب نیز رخ می دهد، برای مثال در پرتگاه های رودخانه‌ای یا ساحلی که در حال فرسایش اند. ممکن است که بد لند یا هزار دره در نتیجه ی فرایندهای طبیعی ایجاد شده باشند، اما فعالیت های انسانی باعث گسترش آنها می‌شود. گاهی فرسایش خاک که ناشی از فعالیت های انسانی است، عامل بوجود آمدن این زمین ها می باشد. سنگ های قابل فرسایش، به طور معمول سنگ های آهکی، رسی و سنگ لوح، و نیز پستی بلندی های موجود در سطح زمین شرایط لازم برای تشکیل و گسترش بد لند یا هزار دره می باشند. این پدیده بیشتر در زمین‌های نرم سنگ و مرتفع رخ می دهد (عکس8).               

عکس 8: توسعه زیاد بد لند یا هزار دره، تابرناس، جنوب شرق اسپانیا. این زمین ها به چند قسمت تقسیم شده‌اند: قسمت های قدیمی تر که مثلثی شکل است (O) ، و منشا آنها تجزیه ی رسوبات نئوژن بالا آمده از سطح زمین، در شرایط اقلیمی نیمه خشک می باشد.دامنه های موجود در این نواحی تحت تاثیر فرایندهای سطح زمین هستند، اما تفاوت ها و تضاد های بعدی زیادی نیز دارند. همچنین  تفاوت های بین دامنه های تشکیل شده از تجزی ی رسوبات (P) و دامنه هایی که بر دره های کوچک و گودال ها ایجاد شده‌اند (g) در عکس مشخص است.
 
مورفولوژی و فرایند شکل گیری هزار دره  (Badland processes and morphology)
  فرایندهای شکل گیری بد لند یا هزار دره تحت تاثیر فرسایش سطحی توسط جریان‌های سطحی هورتونی2 قرار دارند (هورتون 1945)، این جریان ها نتیجه ی بارش های شدیدی هستند، که از میزان نفوذ پذیری آن در خاک فراتر است. دورتر از مرز زهکشی، عمق جریاناب سطحی افزایش می یابد ، ابتدا جریان‌های چند لایه ی غیر فرسایشی هستند و سپس به امواج خروشان تبدیل می شوند. زمانی که سطح زمین مقاومتش را در برابر این امواج خروشان از دست می دهد، فرسایش آغاز می‌شود. در ابتدا فرسایش با غربال کردن خاکهای سطحی شروع می‌شود که به این پدیده فرسایش صفحه ای (رجوع شود به بخش های فرسایش صفحه ای، جریان صفحه ای، شست و شوی صفحه ای) و یا فرسایش طولی گفته می‌شود. با افزایش جریان آب در شیب های تند، لایه های زیرین خاک نیز تحت فشار زیادی قرار می‌گیرند، و شکاف هایی در بستر حرکت آبها ایجاد می‌شود. در این مرحله، که یک منطقه زهکشی شده ایجاد می‌شود (حفاظت مدام از کانال ها، اسکام، 1956) جریان‌های سطحی و یک لایه ای راه را برای جریان کانال ها باز می کند و فرسایش سطحی باعث فرسایش گودال ها و تغییرات بستر رودها می‌شود. بارش های شدید باران، پوشش گیاهی پراکنده، نفوذ پذیری کم خاک، مواد قابل فرسایش، و شیب ها و دامنه های نسبتا تند، شرایط لازم برای فرایندهای هورتونی هستند.
در دامنه هایی که تحت تاثیر تحولات هورتونی قرار دارند، شکاف های مدور و صاف باعث تشکیل دامنه های متوالی در کوهپایه ها شده، که در نتیجه ی این تغییرات، دره های V شکلی در این مناطق ایجاد می‌شود (کمربند غیر فرسایشی، هورتون، 1945). شبکه ی دره ها و آبگیر ها با توجه به قوانین زهکشی ساخته می شوند (اسکام، 1956a؛ استرالر، 1957) (رجوع شود به قوانین هورتون). تفاوت های منطقه ای در تراکم زهکشی شبکه های آبرسانی یا در سایر ویژگی های ارضی، از جمله نقاط اوج فرسایش (رجوع شود به بخش هودو)، در واقع نشان از گوناگونی ظرفیت نفوذ پذیری خاک یا دوام خاک در مناطق مختلف دارد.
در بسیاری از بد لندها یا هزار دره ها، فرایندهای دیگری نیز اتفاق می افتد. تحولات مدام آب و هوا از هوای بارانی  به هوای خشک، و در برخی نواحی از دوره های یخبندان به دوره های گرمای شدید، سبب تغییر شکل مواد در سطح زمین می شوند. شکاف هایی که به علت خشکی زمین در خاک ایجاد می شوند، یا ترک خوردگی های یخ ها تا حد زیادی ظرفیت نفوذ پذیری خاک را افزایش می دهند، به طوری که جریان آب ناشی از بارش ها بعید به نظر می رسد. در این شرایط آب های سطحی در زمین نفوذ می کند، و توسط جریان‌های جانبی در لایه های سطحی تغییر یافته به سیستم های آبرسانی می رسد و باعث می‌شود که جریان‌های داخلی، نه فرسایش ناشی از این جریانها، کاهش یابند. این فرایندها و تحولات ممکن است به علت ساختار شیمیایی3 مواد  تشکیل دهنده ی خاک، به خصوص نمک سودیوم، تشدید یابند. در زمان بارش، این مواد ممکن است در اثر مخلوط شدن با آب شرایط را برای تشکیل نواحی لغزنده و گل آلود ایجاد کنند (بنیتو و سایرین، 1993).
             تحولات ظاهری، به خصوص در خاک هایی که بخش اعظم آن را خاک رس تشکیل میدهد (به بخش خاک گسترش پذیر مراجعه کنید)، انواع  صخره های نوک تیز، شکاف ها و بافت های ذرتی شکل را، با توجه به موقعیت ارضی مناطق، ایجاد میکند. (فینلاسیون و سایرین، 1987) (هاجز و برایان، 1982). در مقیاس بزرگتر، نسبت میان میزان تغییرات ظاهری و جابجایی های کلی می تواند حائز اهمیت باشد (برای مثال مناطقی که فقط تحت تاثیر تغییرات آب و هوایی اند و مناطقی که محدودند به تحولات ناشی از جابجایی ها).
در شرایطی که تحولات تنها به جابجایی های خاک محدود می شوند، ممکن است یک جبه ی تغییر یافته جابجا شود، و در نهایت نیز به‌عنوان یک جابجایی سطحی متوقف شود، در صورتی که در نواحی مشابه که تغییرات ظاهری و آب و هوایی عامل اصلی فرسایش است، تحولات هورتونی رخ می دهد. بعد ظاهری زمین (به بخش بعد ظاهری و مورفولوژی ارضی1 مراجعه کنید) اغلب بصورت مستقیم یا با تاثیر گذاشتن روی پوشش های گیاهی این تحولات را کنترل می کند (عکس8).
فرسایش لایه ی زیرین خاک از طریق ورود جریان آب، فرایند مهمی در برخی از نواحی لم یزرع بشمار می رود (برایان و ییر، 1982) (رجوع شود به بخش لوله و انتقال آب از طریق آن؛ فرسایش تونلی). نفوذ جریان‌های سطحی به لایه های زیرین به صورت خودکار، از طریق گودالهای کنده شده ی حیوانات، ریشه ی گیاهان وشکاف ها و ترک های موجود در زمین‌های فرسوده، انجام می گیرد. ویژگی های ژئوشیمیایی عوامل ذکر شده می تواند در افزایش انتقال آب موثر باشند (گوتیرز و سایرین، 1988؛ فاکنر و سایرین، 2000).
در این بد لند یا هزار دره، که جریان‌های سطحی به دلیل نفوذ آب به لایه های زیرین، تراکم کمتری دارند، و مجرا های ورود و خروج آب، در سطح زمین می تواند سبب تفاوت های ارضی شود. وقتی که گودال ها و دره های اصلی در نتیجه فروریزی ناگهانی مجراهای زیر زمینی و نه فرایندهای هورتونی، تشکیل می شوند، ممکن است در ترتیب کانال ها تغییراتی بوجود بیاید.
فرایندهای فرسایش در برخی بد لند یا هزار دره، صرفا شامل فرایندهای هورتونی می شوند، اما در بسیاری از این زمین ها، فرایندهای مختلفی بر یکدیگر تاثیر می گذارند (اسکام 1956b؛ فالکنر 1987؛ هاروی و کالوو_کیسس 1991). این فرایندها که بر یکدیگر تاثیر می گذارند، تغییرات ظاهری، جریان‌های هورتونی، نفوذ آب و جابجای های عظیم هستند، و همچنین شامل اتصال بین کوه پایه ها می‌شود، که تاثیرات متقابل بین تحولات دامنه ها و فعالیت های رودها را در بر می گیرد. (هاروی، 2002). با نگه داشتن عمل فرسایش در  مبنای دامنه ها، این تاثیرات می تواند باعث تشکیل موادی شود که از فرسایش دامنه ها و جریان رود ها ناشی شده‌اند (هاروی، 1992).
تفاوت های موجود در میزان تاثیر گذاری، سرعت و تعداد دفعات فرایندهای مختلف باعث می شوند که این تعاملات ویژگی های موقتی داشته باشند. احتمالا این ویژگی ها مربوط می شوند به توفان های خاص و دوره های بازیافت منطقه. اگرچه  زمانبندی رایج، تعیین یکی
از دوره های فصلی است، که اغلب به نظام تغییرات فصلی بستگی دارد و برای مثال باعث ایجاد چرخه های جریان‌های فصلی می‌شود (اسکام، 1956؛ هاروی، 1992). نوع دیگری از دوره های فصلی طولانی مدت ممکن است به جریانات آب مربوط باشد، زمانی که تولید رسوبات و جابجایی ها در دفعات مختلف رخ می دهند (هاروی، 1992؛ فالکنر، 1994). همچنین دوره های زمانی ممکن است ناشی از تفاوت های بین سرعت تغییر شکل و سرعت جابجایی باشند (هاروی و کالوو-کیسز، 1991). در مدت زمان های بیشتر ممکن است تغییرات مداومی رخ دهد که به پیشرفت های ارضی دراز مدت مربوط می شوند (هاروی، 1992).
در نواحی گسترده تر، معلوم می‌شود که بد لند یا هزار دره با نظام دره ها و گودال ها در ارتباط هستند. دره ها و کانال ها هم می توانند در بستر تپه ها باشند و هم در دامنه ها قرار بگیرند (کمپل، 1997). بد لند یا هزار دره از فروپاشی دره های میان دامنه ها و دره هایی که در پای تپه ها قرار دارند، ایجاد می‌شود. سطح اولیه ی زمین در موقعیت ارضی و پیشرفت بد لند یا هزار دره نقش بنیادینی ایفا می کند. یک کانال کوچک که یا حک شده یا بعدها ایجاد شده، سطح اولیه ی زمین را فعال نگه می دارد، در حالیکه بر همه تحولات زمین لم یزرع اثر می گذارد؛ تحولات سطحی، استقامت دامنه ها، جابجایی رسوبات و حتی تحوالات لایه های زیرین نیز در نتیجه ی تاثیراتی است که این کانال‌های کوچک روی شیب های هیدرولیکی دارند.بنظر می رسد که کانال‌های ایجاد شده و گسترش بد لند یا هزار دره می تواند کنترل موثری روی سطح اولیه داشته باشد، اما ممکن است با نشست دامنه ها بد لند یا هزار درهی که بر اساس کانال ها ایجاد شده‌اند، به بد لند یا هزار درهی تبدیل شوند که بر مبنای تپه های سنتوری (مثلثی شکل) هستند (عکس8).
 
  دینامیک هزاردره ( Badland dynamics)
در سیستم های ژئومورفیک گسترده تر، هزاردره یا بدلند دو نقش اساسی دارند: (1) به‌عنوان منبع اصلی رسوبات در سیستم رودخانه‌ای، و (2) به‌عنوان عامل اصلی موثر در تکامل دامنه ها. هزار دره، به خصوص اگر با شبکه رودها یکی شود، باعث ایجاد منطقه ای با شبکه ی وسیع زهکشی می‌شود، که در آن هم تراکم زهکشی و هم رود ها افزایش می یابند (استرالر، 1957). این پدیده پیامد های هیدرولوژیکی به همراه دارد، اما بالاتر از هر چیز، مقدار رسوبات را در سیستم رودخانه­ای تا حدی افزایش می دهد، که ممکن است یک ناحیه از هزاردره تمام رسوبات یک حوضه زهکشی شده را در خود جای دهد (کمپل، 1997). بدلند یا هزار دره در تشکیل و تکامل دامنه ها، به ویژه در نواحی نیمه خشک، نقش مهمی دارند و در شیب های تند فرو نشسته، مناطق وسیع دشت سر را ایجاد می کنند.
هزاردره اشکال فرسایشی هستند، نه متوازن و بدون تغییر. علاوه بر نتایج تعاملات بین فرایندها، با توسعه بدلند یا هزار دره، مورفولوژی بدلندها نیز به تدریج تغییر می یابد. این تغییر تدریجی فرایندها را تعدیل می کند. در نهایت پیشرفت بدلند یا هزار دره به میزان نسبی گسترش و ثبات آنها بستگی دارد. هاروی (1992) در تحقیقات خود نشان می دهد که با جدا شدن یک سیستم کانال از یک رود در نواحی مرطوب، ثبات ناشی از پوشش های گیاهی نسبت به تغییرات ناشی از گسترش کانالها بیشتر خواهد بود، و این کانالهای جدا شده گسترش نمی یابند. این در حالی است که در بسیاری از نواحی نیمه خشک، با وجود مکانیزم های طبیعی زمین برای حفظ ثبات (الکساندر و سایرین، 1994)، سرعت این فرایندها در حفظ ثبات زمین کمتر از گسترش کانال ها می باشد، در نتیجه هزاردره در این نواحی توسه می یابند. در شرایطی که سطح اصلی زمین حکاکی می‌شود، فرایند ایجاد کانال ها و دره های V شکل مشخصه اصلی بدلند یا هزار دره و نیز ویژگی اصلی دامنه ها بشمار می رود. در صورت ثبات و تغییر ناپذیری سطح اصلی زمین، دامنه های بدلند یا هزار دره به تدریج عقب نشینی می کنند و تبدیل به دامنه های مثلثی شکل می شوند؛ که در صورت متغیر بودن، این زمین ها ممکن است به منطقه ای وسیع شامل تپه های سنتوری بی شمار و هزاردره کوچکی تبدیل شوند.
یک عامل مهم و اساسی تاثیراتی است که پوشش های گیاهی و فرایندهای ژئومورفیکی بر یکدیگر دارند که هم بر تولید جریان‌های زمینی و هم بر ثبات دامنه های فرسوده تاثیر می گذارد (الکساندر و سایرین، 1994؛ گالرت و سایرین، 2002). هرچند که یکی از اصلی ترین عوامل که بر وضعیت ژئومورفولوژی هزاردره تاثیر می گذارد، تعاملات بین سطح اساس و فرایندهای سطحی است که بیشترین تاثیر را بر تکامل هزاردره ها  دارد.     
 References
  • Alexander, R.W., Harvey, A.M., Calvo A., James, P.A. and Cerda, A. (1994) Natural stabilisation mechanisms on Badland slopes, Tabernas, Almeria, Spain, in A.C.
  • Millington and K. Pye (eds) Environmental Change in Drylands: Biogeographical and Geomorphological Perspectives, 85–111, Chichester: Wiley.
  • Benito, G., Gutierrez, M. and Sancho, C. (1993) The influence of physico-chemical roperties on erosion processes in badland areas, Ebro basin,NE Spain, Zeitschrift für Geomorphologie 37,199–214.
  • Bryan, R. and Yair, A. (eds) (1982) Badland Geomorphology and Piping, Norwich: eobooks.
  •  Campbell, I.A. (1997) Badlands and badland gullies, in D.S.G. Thomas (ed.) Arid-Zone Geomorphology, 2nd edition, 261–291, Chichester: Wiley.
  • Faulkner, H. (1987) Gully evolution in response to both snowmelt and flash flood erosion, western Colorado, in V. Gardiner (ed.) International Geomorphology,vol. 1, 947–969, Chichester: Wiley.
  • ——(1994) Spatial and temporal variations of sediment processes in the alpine semi-arid basin of Alkali Creek, Colorado, USA, Catena 9, 203–222.
  • Faulkner, H., Spivey, D. and Alexander, R.W. (2000) The role of some site geochemical processes in the development and stabilisation of three badland sites in Almeria, Geomorphology 35, 87–99.
  • Finlayson, B.L., Gerits, J.J.P. and van Wesermael, B.(1987) Crusted microtopography on badland slopes in southeast Spain, Catena 14, 131–144.
  • Gallert, F., Sole, A., Puigdefabregas, J. and Lazaro, R. (2002) Badland systems in the Mediterranean, in L.J.Bull and M.J. Kirkby (eds) Dryland Rivers:Hydrology and Geomorphology of Semi-arid Channels, 299–326, Chichester: Wiley.
  • Gutierrez, M., Benito, G. and Rodriguez, J. (1988) Piping in badland areas of the middle Ebro basin, Spain, Catena Supplement 13, 49–60.
  • Harvey, A.M. (1982) The role of piping in the development of badlands and gully systems in south east Spain, in R. Bryan and A. Yair (eds) Badland Geomorphology and Piping, 317–35, Norwich: Geobooks.
  • ——(1992) Process interactions, temporal scales and the development of hillslope gully systems: Howgill Fells, northwest England, Geomorphology 5,323–344.
  • ——(2002) Effective timescales of coupling within fluvial systems, Geomorphology 44, 175–201.
  • Harvey, A.M. and Calvo-Cases, A. (1991) Process interactions and rill development on badland and gully slopes, Zeitschrift für Geomorphologie, Supplementband 83, 175–194.
  • Hodges, W.K. and Bryan, R.B. (1982) The influence ofmaterial behaviour on runoff initiation in the Dinosaur Badlands, Canada, in R. Bryan and A. Yair (eds) Badland Geomorphology and Piping, 13–46,Norwich: Geobooks.
  • 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
  • Schumm, S.A. (1956a) Evolution of drainage systems and slopes in badlands at Perth Amboy, New Jersey, Geological Society of America Bulletin 67, 597–464.
  • ——(1956b) The role of creep and rainwash on the retreat of Badland slopes, American Journal of  Science 254, 693700.
  • Strahler, A.N. (1957) Quantitative analysis of watershed geomorphology, American Geophysical :union:, Transactions 38, 913920.
 
ADRIAN HARVEY.    مترجم: سیروس  فخری))
 
BAJADA   - باجادا1
ناحیه ای گسترده از مخروط افکنه های به هم پیوسته است که دامنه های آبرفتی پایکوهی کم و بیش پیوسته ای را بین قسمت جلویی کوه و بستر حوضه در مناطقی مانند مناطق نیمه خشک جنوب غربی ایالات متحده ایجاد می کند،. این عارضه با دشت سرهای تحاصل از برش سنگ ها تفاوت دارند. این اصطلاح را برای اولین بار، تولمن در سال 1909 استفاده کرد.
Reference
- Tolman, C.F. (1909) Erosion and deposition in the southern Arizona bolson region, Journal of Geology 17, 136–163.
A.S. GOUDIE   مترجم: سیروس  فخری))
 
BANK EROSION - فرسایش کرانه رودخانه
بر اثر جدا شدن و تغییر شکل مواد موجود در کرانه ی رودها و رود خانه ها، از جمله سنگ های ریز، ماسه سنگ ها و سنگ های بزرگ، توسط تحولات رودخانه‌ای، نیمه جوی و یا جغرافیایی، کرانه‌های رودخانه ها دچار فرسایش می شوند. این فرایندهای فرسایش در تغییر و توسعه ی رودهای پر پیچ و خم، دشت‌های سیلابی، رسوبات انباشت شده و تفاوت های زیست محیطی در دشت‌های سیلابی نقش مهمی دارند. همچنین این نوع فرسایش نه تنها ممکن است منجر به از بین رفتن اراضی کشاورزی و سازه های ساحلی شود، بلکه امکان دارد باعث بروز مشکلاتی چون رسوب گذاری های شدید و به هم ریختگی مرزبندی رودخانه ها شود، که در بعضی مواقع فعالیت هایی برای حفظ ثبات کرانه‌ها ضروری می‌شود.
 
اندازه گیری میزان فرسایش کرانه‌ها  (Bank erosion measurement)
برای اندازه گیری میزان نشست کرانه‌ها، روش های متعدد را می توان به سه شیوه ی بلند مدت، میان مدت و کوتاه مدت طبقه بندی کرد (لاولر، 1993a). در شیوه های بلند مدت، رسوب گذاری ها، شواهد گیاه شناسی  ویا اطلاعات نقشه کشی، تغییرات کانال را طی ده ها و یا صد ها سال نشان می دهند. برای مثال، در رسوبات رودخانه‌ای که زمان وقوعشان قابل‌تشخیص است، توالی حرکت کانال حفظ شده است، و یا با تجزیه و تحلیل زمانی درختانی که در مسیر رودخانه ها ایجاد سد می کنند، توالی حرکات کانال ها اندازه گیری می‌شود (به بخش دندروکرونولوژی3 مراجعه کنید) (برای مثال، هیکین و نانسون، 1984). تغییرات دوره ای رودخانه ها را می توان با استفاده از نقشه های قدیمی، عکس های هوایی و تصاویر ماهواره ای و از طریق راهنماهای تحلیلی4 و GIS اندازه گیری کرد (برای مثال، هوک و ردموند 1989؛ لوین، 1987؛ لین و سایرین، 1993). در روش های میان مدت، بررسی های دوره ای کرانه ی رود بوسیله ی زاویه سنج ها، EDM ها (ابزار های الکترونیکی برای اندازه گیری مسافت)، توتال استیشن ها یا GPS ( سیستم تعیین موقعیت جهانی) انجام می گیرد (لاولر، 1993).   
اگرچه بررسی های بخشی با استفاده از روش های تعیین سطح یا توتال استیشن می تواند تغییرات نا محسوس را نیز اندازه بگیرد. ارتفاع سنج های لیزری هوابرد و ردیاب هایی برای بررسی دقیق کرانه‌ها ابزار های دیگری است که مورداستفاده قرار می‌گیرند.
به این دلیل که تغییرات ژئومورفولوژیک ممکن است با رویدادهای محرک جوی و هیدرولوژیکی در ارتباط باشد، روش های کوتاه مدت کارایی بیشتری در مطالعه فرایندها دارند. می توان پایه های اولیه ی فرسایش را در کرانه ی رود ایجاد کرد؛ با گذشت زمان فرسایش خاک بیشتر شده و این افزایش فرسایش را می توان در دوره های مختلف ارزیابی کرد (لاولر، 1993a). در کنترل فوتوگرامتری زمینی، با استفاده از دوربین های سه بعدی تصاویری از سطح زمین گرفته می‌شود که در آنها شکل سه بعدی (مدل سه بعدی دیجیتال (DEM)) کرانه ی رودخانه قابل مشاهده است. اگر تصاویر DEM را بدون توجه به ترتیب زمانی آنها بررسی کنیم، متوجه میزان فرسایش کرانه در فواصل زمانی مختلف می‌شویم (لاولر، 1993a؛ لین و سایرین، 1993).
این در حالی است که تمام روش های ذکر شده اطلاعات ناچیزی درباره ی زمان تحولات فرسایشی در کرانه‌ها بدست می دهند؛ اطلاعاتی که در نتیجه ی فرایند تعیین کننده است. بنابراین لاولر (1992) سیستم الکترونیکی را به نام 1PEEP برای ثبت اوتوماتیک فرسایش خاک راه اندازی کرد. زمانی که فرسایش رخ می دهد، سیگنال های این سیستم افزایش می یابد؛ اگر رسوب گذاری اتفاق بیفتد، واتاژ های این دستگاه کاهش می یابد. همچنین این سیستم اجازه می دهد تا وسعت، زمان و میزان تحولات فرسایشی و رسوب گذاری حتی در آبهای جذر و مدی با دقت بیشتری کنترل شود (لاولر و سایرین، 2001). هم اکنون این سیستم توسط 20 گروه تحقیقاتی در سراسر جهان مورداستفاده قرار می گیرد. مثالی که در نمودار شماره ی 9 آمده است، نشان می دهد که چگونه 9 نشان می دهد که
 1 PHOTO-ELECTRONIC EROSION PIN
چگونه  سیستم PEEP برای اولین بار زمان یک فرسایش را تا 43 ساعت بعد از اوج هیدروگراف تنظیم می کند؛ این موضوع نشان می دهد که فرایند شکست توده ها اتفاق افتاده است نه جریانات رودخانه‌ای.
 
اندازه گیری فرسایش کرانه‌ها (Bank erosion measurement)
میزان فرسایش کرانه‌ها از 0 تا    1000متر در واحد سطح متغیر است و در اثر فشار رو ی خط مرزی، قدرت جریان آب، فعالیت های طبیعی دوره ی گرما و آب شدن یخ ها، این میزان افزایش می یابد. همچنین فرسایش کرانه‌های آبرفتی یا خیس که بافت سستی دارند، با سرعت بیشتری اتفاق می افتد (لاولر و سایرین، 1997). در حوضه ی برخی رودخانه ها، احتمالا بخاطر افزایش قدرت جریان آب، اوج سرعت فرسایش کرانه‌ها در راستای میانی رودخانه ها اتفاق می افتد (برای مثال، لوین 1987؛ لاولر و سایری  1999)، (لاولر  1992؛  آبرنتی و روترفورد، 1998؛ نایتون، 1999).

شکل 9؛ مدت زمانی که فرسایش یک کرانه به طول انجامیده، در ساعت 13.30 به وقت گرینویچ، در تاریخ 22 دسامبر 1990 و ثبت شده بوسیله ی سیستم PEEP در راستای بالایی رود سورن، بریتانیا. فرسایش کرانه 43 ساعت از اوج جریان آب عقب افتاده و این نشان می دهد که تحولات ناشی از فروپاشی توده ها در این فرسایش نقش دارند.
 
فرایندهای فرسایش ساحل رودخانه (Riverbank erosion processes)
مجموعه فرآیندهای فرسایشی شناسایی شده در ساحل رودخانه را می توان در چند گروه تقسیم بندی نمود: نواسانات رودخانه‌ای، فرایند آماده سازی و فرایندهای فرو پاشی توده ها (لاولر 1992؛ لاولر و سایرین، 1997؛ پروسر و سایرین، 2000).
 
فرایندهای ناشی از نوسانات رودخانه‌ای (FLUID ENTRAINMENT PROCESSES)
این فرآیند هنگامی رخ می دهد که به دلیل جریان آب (بالا رفتن و پایین آمدن ، اغلب توسط فشار مقطعی روی مرز آبی) و توده ذرات، عوامل محرک باعث اصطکاک بیش‌ازحد سطح می‌شود و نیرو های چسبندگی ذرات خاک را در منطقه نگه میدارند (لاولر و همکاران 1997). در کرانه‌هایی با بافت سست (به‌عنوان مثال سواحل شنی) مواد معمولاً ذره ذره تغییر می کنند، در حالیکه در کرانه‌های منسجم، فرسایش در سنگ دانه ها یا ذرات خاک رخ میدهد، که با نیرو های چسبندگی به صورت فشرده در آمده اند. عوال انسجام و چسبندگی ذرات خاک عبارتند از: مجموعه ای از عوامل فیزیکی_شیمیایی، ذرات زبر و نیرو های چسبندگی. همچنین کانی شناسی، میزان رطوبت و وجود ذرات ریز در کرانه‌ها، و نیز دما، pH  و رسانایی آب های سیال و آب رودخانه ها موجب انسجام و چسبندگی خاک کرانه‌ها می‌شود (عثمان و تورن  1988). طبیعتا دوام کرانه‌های منسجم در برابر نواسانات و جریان‌های رودخانه‌ای بیشتر از کرانه‌های سست است.
 
- فرایندهای آماده سازی (PREPARATION PROCESSES
البته این نکته نیز باید در نظر گرفته شود که فرسایش پذیری کرانه‌های منسجم می تواند به دلیل فراینده های آماده سازی و یا تحولات تضعیف کننده تغییر یابد. در این صورت، قطعا فایده ای که فشار های مقطعی برای نواسانات رودخانه‌ای دارند، با توجه به فرایندهای پیشین آماده سازی مواد تغییر می کنند (لاولر  1992؛ پروسر و همکاران  2000). برای مثال، کرانه‌های خشک ممکن است به علت از بین رفتن رطوبت و نشست خاک های رسی، به طور ناگهانی ترک می خورند (شکل. 9). مثلا در تابستان، در کرانه‌های شرقی رودخانه آرو، در وارویکشایر، بریتانیا، صبح ها گرمای هوا به  7 درجه سانتی گراد میرسد، اوج گرمای روزانه بالای  30 درجه سانتی گراد و تغییرات دما در طول روز از  20 درجه سانتی گراد شروع می‌شود (لاولر  1992). بدین ترتیب آبهای سیال از این ترک ها برای افزایش میزان فرسایش استفاده می کنند (برای مثال، لاولر  1992). فرآیند آب شدن برفها بعلت گرمای شدید نیز اشکال گوناگونی پیدا می کند (برای مثال، لاولر  b1993؛ پروسر و همکاران  2000).  به‌عنوان مثال، یخ های سوزنی شکل می توانند یا مواد را از خاک جدا یا بین آنها فاصله ایجاد کنند و آنها را به نواحی پایین دست انتقال دهند.
بیشتر رسوبات باقی می مانند، اگرچه با بالا آمدن جریان آب به سادگی جابجا می شوند (لاولر  b1993).
 
 فرایندهای فروپاشی توده ها (MASS FAILURE PROCESSES)
فروپاشی توده ها زمانی اتفاق می افتد که تکه های درشت خاک فرو بریزند یا به سمت نوک کرانه بلغزند (عکس 9). کرانه‌ها در صورتی نسبت به شکست توده ها آسیب پذیرند که دارای شیب تند، ارتفاع زیاد و خاک منسجمی باشند، و از مجموعه بزرگ و بلندی تشکیل شده یاشند که تحت تاثیر فشار های شدید یا متغیر نفوذ آب قرارگرفته است در واقع هر متغیری که باعث افزایش توده های مواد شود، در حالی که در معرض یک فروپاشی احتمالی باشد. بنابراین، آب شستگی بستر با افزایش ارتفاع و زاویه ی کرانه، باعث فروپاشی بیشتر کرانه‌ها می‌شود. همچنین، اغلب پس از آنکه توده ها شکسته و در آب فرو میریزند، به علت جذب رطوبت فرسایش در کرانه‌ها بیشتر می‌شود. این موضوع توسط سیستم خودکار کنترل فرسایش یا PEEP ثابت شده است (عکس 9).     

عکس 9؛ فرسایش کرانه‌ها در رودخانه آرو در دشت‌های وارویکشایر، بریتانیا. یک صخره ی جدا شده از کرانه به طول m2 در لبه ی کرانه  در آب فرو رفته و سطح ترک خورده ی آن قابل مشاهده است. ترک های ناشی شده از خشکی زمین بالاتر از لبه ها قرار دارند. جریان آب از راست به چپ است.
 
شکل 10 ویژگی های شکست توده ها در کرانه‌ها را نشان می دهد. رایج ترین نوع شکست، در سطوح هموار رخ می دهد (عکس9 و شکل10). پیشامدگی کرانه‌هایی که از جنس کامپوزیت اند، زمانی دچار شکست می شوند، که یک قسمت از پیشامدگی کرانه بخاطر فرسایش سریع تر لایه های زیرین، بجلو کشیده شود و فرو ریزد (لاولر و همکاران  1997) (شکل10 g  و h).
شکست های توده های را می توان با استفاده از نظریه ی ژئوتکنیک ثبات شیب تحلیل کرد (برای مثال، عثمان و تورن 1988؛ داربی و تورن 1996؛ نمونه ای از ایده های دپارتمان کشاورزی ایالات متحده ( .( (USDA
فرمول کولمن برای تحلیل شکست سطوح مسطح نمونه ای است که ارتفاع یک کرانه را به طور تقریبی محاسبه می کند.
Hcrit = 4c . sin a . cos b
                                                                        y   {1 – cos(a – b)}
اگر؛ c = انسجام مواد (kPa
Y = وزن مواد در هر منطقه (kNm -3
a = زاویه ی شیب (درجه) ،
b= زاویه ی اصطکاک (درجه).
اکثر اطلاعات مورد نیاز را می توان با استفاده از صفحات ثبت اطلاعات که توسط تورن و همکارانش (1996) برای گشت اکتشافی در رودها طراحی شده است، بدست آورد.
فرایندهای کرانه‌ای ممکن است به صورت طولی تغییر کنند (لاولر  1992). این نظریه که به مدل DOCPROBE[1] تغییر یافته، این موضوع را مطرح می کند که فرایندهای آماده سازی در راستای بالایی رودخانه تاثیر گذاری بیشتری دارند، چون قدرت جریان آب و ارتفاع کرانه کمتر از آن است، که به ترتیب، نواسات رودخانه‌ای و شکست توده ای چشمگیری ایجاد شودد. در مسیر میانی رودخانه که
قدرت جریان آب زیاد است، نواسانات رودخانه‌ای فرایند غالب است. در راستای پایینی رودخانه، ارتفاع کرانه و کیفیت مواد باعث می‌شود تا فرایند شکست، فرایند غالب باشد. امروزه شواهدی برای تایید این مدل بدست آمده است (برای مثال، لاولر  1992؛ نایتون  1999؛ ابرنتی و روترفورد  1998). پوشش های گیاهی، تا اندازه ای با تقویت ریشه ها و یا محافظت شاخ و برگها، می تواند فرسایش های رودخانه‌ای را به میزان قابل توجهی کاهش دهد (تورن 1990؛ آبرنتی و روترفورد  1998؛ سیمون و کالینسون  2002). اگرچه سایه ی ناشی از تاق درختان در جنگل ممکن است پوشش های گیاهی کوتاه تر را از بین ببرد و باعث افزایش فرسایش شود.
امروزه فرایندهای بسیار پیچیده تری در فرسایش کرانه‌ها شناسایی شده است. اگرچه تحولات ناشی از جریان آب مهم بشمار می روند، تغییرات دوره ای فرسایش پذیری کرانه‌ها، پوشش های گیاهی، هیدرولوژی منطقه ای و دینامیک تحولات فرسایشی، اغلب با استفاده از تکنیک های اوتوماتیک جدید مورد مطالعه و تحقیق قرار می‌گیرند.     

شکل10: ویژگی های شکست کرانه‌ها (from Hey et al. 1991; cited in Lawler et al. 1997)
5
References
  • Abernethy, B. and Rutherfurd, I.D. (1998) Where along a river’s length will vegetation most effectively stabilize stream banks? Geomorphology 23, 55–75.
  • Darby, S.E. and Thorne, C.R. (1996) Development and testing of riverbank-stability analysis, Proceedings of the American Society of Civil Engineers, Journal of Hydraulic Engineering 122, 443–454.
  • Hey, R.D., Heritage, G.L., Tovey, N.K., Boar, R.R.,Grant, N. and Turner, R.K. (1991) Streambank protection in England and Wales, Research and Development Note 22, London: National Rivers Authority.
  • Hickin, E.J. and Nanson, G.C. (1984) Lateral migration of river bends, Proceedings of the American Society of Civil Engineers, Journal of Hydraulic Engineering 110, 1,557–1,567.
  • Hooke, J.M. and Redmond, C.E. (1989) River-channel changes in England and Wales, Journal of the Institute of Water Engineers and Managers 3, 328–335.
  • Knighton, A.D. (1999) Downstream variation in stream power, Geomorphology 29, 293–306.
  • Lane, S.N., Richards, K.S. and Chandler, J.H. (1993) Developments in photogrammetry; the geomorphological potential, Progress in Physical Geography 17,306–328.
  • Lawler, D.M. (1992) Process dominance in bank erosion systems, in P. Carling and G.E. Petts (eds)Lowland Floodplain Rivers:Geomorphological Perspectives,117143,Chichester: Wiley.
  • Lawler, D.M. (1993a) The measurement of river bank erosion and lateral channel change: a review, Earth Surface Processes and Landforms 18, 777821.
  • ——(1993b) Needle-ice processes and sediment mobilization on river banks: the River lston, West Glamorgan, UK, Journal of Hydrology 150,81114.
  • Lawler, D.M., Grove, J., Couperthwaite, J.S. and Leeks, G.J.L. (1999) Downstream change in river bank erosion rates in the Swale–Ouse system, northern England, Hydrological Processes 13, 97792.
  • Lawler, D.M., Thorne, C.R. and Hooke, J.M. (1997) Bank erosion and instability, in C.R. Thorne, R.D. Hey and M.D. Newson (eds) Applied Fluvial Geomorphology for River Engineering and Management, 137172, Chichester: Wiley.
  • Lawler, D.M., West, J.R., Couperthwaite, J.S. andMitchell, S.B. (2001) Application of a ovel automatic erosion and deposition monitoring system at a channel bank site on the tidal River Trent, UK, Estuarine, Coastal and Shelf Science 53, 237247.
  • Lewin, J. (1987) Historical river channel changes, in K.J. Gregory, J. Lewin and J.B. Thornes (eds) Palaeohydrology in Practice, 161175, Chichester:Wiley.
  • Osman, A.M. and Thorne, C.R. (1988) Riverbank stability analysis. I: Theory, Proceedings of the American Society of Civil Engineers Journal of Hydraulic Engineering 114, 134150.
  • Prosser, I.P., Hughes, A.O. and Rutherfurd, I.D. (2000) Bank erosion of an incised upland channel by subaerial processes: Tasmania, Australia, Earth Surface Processes and Landforms 25, 1,0851,101.
  • Simon, A. and Collinson, A.J.C. (2002) Quantifying the mechanical and hydrologic effects of riparian vegetation on streambank stability, Earth Surface Processes and Landforms 27, 527546.
  • Thorne, C.R. (1990) Effects of vegetation on riverbank erosion and stability, in J.B. Thornes (ed.) Vegetation and Erosion, 125144, Chichester: Wiley.
  • Thorne, C.R., Allen, R.G. and Simon, A. (1996) Geomorphological river channel reconnaissance for river analysis, engineering and management, Transactions of the Institute of British Geographers21, 46983.
  • USDA CONCEPTS model at : http://msa.ars.usda.gov/ms/oxford/nsl/agnps/concepts/concepts_dl.html
  • SEE ALSO: fluvial geomorphology; hydraulic geometry
DAMIAN LAWLER  مترجم: سیروس  فخری))
 
 BANKFULL DISCHARGE- جریان لبالبی
 جریان لبالبی ، به‌عنوان یک اصطلاح هیدرولوژیکی، میزان جریان آبی است که وقتی  جاری می‌شود که ارتفاع یک رود با بالاترین قسمت کرانه، همسطح باشد ـ در واقع آبی که تمام ظرفیت کانال را در بر گرفته یا سطح کرانه‌ای. سطح کرانه‌ای یک اصطلاح ژئومورفیکی ـ رودخانه‌ای است (رجوع شود به ژئومورفولوژی رودخانه‌ای)  و به توصیف وضعیت ارضی هر منطقه نیازمند است. در این چارچوب، منظور از کرانه، لبه های شیب دار یک کانال رود- مانند آبرفتی و طبیعی است (رجوع شود به بخش کانال و آبرفتی) که تخلیه ی جریان‌های غیر سیلابی در محدوده ی آن رخ می دهد. نا گفته نماند که اصطلاح سطح کرانه‌ای را می توان به سطوح مختلف کرانه‌ای و کانالی نسبت داد. اما این اصطلاح معمولا برای آن دسته از کانال‌های آبرفتی ـ رودخانه‌ای بکار میرود که (1) شکل و اندازه ای مطابق با جریان‌های اخیر آبی و رسوبی داشته باشند، (2) مجرا های اصلی برای تخلیه هایی باشند که در طول زمین‌های آبرفتی جاری می شوند، و (3) با دشت‌های آبرفتی ای احاطه شده که در آنها آب و رسوبات زمانی جاری می شوند که میزان جریانات از جریان لبالبی فراتر می رود. بنابراین، مفهوم جریان لبالبی، که به سیل های سالیانه ی رودهای دائمی شباهت دارد، دشت‌های سیلابی را به‌عنوان یک سطح ژئومورفیک متمایز، همه سطوح مرتفع زمین‌های آبرفتی که به زمین‌های پلکانی (به پادگانه و رودخانه مراجعه کنید) (سطوح دشت سیلابی پیشین) تبدیل شده‌اند، در بر می گیرد، و همچنین نشان می دهد که جریان لبالبی تنها زمانی رخ می دهد که سطح آب رودخانه ها به ارتفاع دشت سیلابی برسد.       
 
مطالعات پیشین (Previous studies)
مباحث فراوانی پیرامون مفهوم جریان لبالبی وجود دارد، که در اینجا تنها به بخشی از آنها اشاره شده است. در بررسی های ویلیامز (1987) تعاریف منتشر شده متعددی برای جریان لبالبی آمده، و همچنین به ارائه طیف وسیعی از سیلاب های ناشی از سرریز کانال پرداخته شده است؛ تقریبا هیچ شکی وجود ندارد که این طیف نتیجه ی سوء برداشت ناظران است که سطوح بالاتر و پایین تر از دشت‌های سیلابی را به‌عنوان سطوح کرانه‌ای شناسایی کرده اند. از میان بسیاری دیگر، رادکی-پاولیک (2002) نشان داد که سطح کرانه‌ای و همچنین ارتفاع دشت سیلابی قابل محاسبه است، و بر همین اساس جریان لبالبی می تواند تا حد زیادی با میانگین سیلا بهای سالانه متفاوت باشد.
مقاله های وودیر (1968) و اوسترکمپ و هاپ (1984) تعداد زیادی از زمین‌های پست، از جمله دشت‌های سیلابی را مورد بررسی قرار داده و به هر کدام یک جریان حدودی را نسبت داده اند. پتیت و پاکت (1997) و کاسترو و جکسون (2001)،  فواصل زمانی بازگشت جریان لبالبی را، به ترتیب، در بستر رودخانه های فرانسه، به طور تقریبی سالیانه 1.2 تا 3.3 ، و در 75 رودخانه ی جنوب غرب ایالات متحده، سالیانه 1.0 تا 3.11  تعیین کرده اند.
 
اهمیت این پدیده (Significance)
در بیشتر کانال‌های آبرفتی زمانی که میزان جریان آب از داخل کانال به سمت کرانه‌ها بیشتر می‌شود، تغییرات هیدرولیکی و فیزیکی، متناسب با شرایط منطقه، رخ می دهد که به سبب همین تغییرات، جریان لبالبی اهمیت خاصی می یابد. مقاومت در برابر جریانات، با افزایش عمق آب، به قدری کاهش می یابد که در کرانه‌ها به حداقل می رسد، بنابراین، زمانی که ارتفاع آب با ارتفاع کرانه برابر می‌شود، کانال نقش موثری را در انتقال آب ایفا می کند (پتس و فاستر  1985:  150). بنابراین، در زمان افزایش عمق جریان آب، تغییر در شرایط هیدورلیکی می تواند بر روی فرآیندهای ژئوفیزیک مرتبط با شکل گیری دشت‌های سیلابی یک کنترل اساسی ایجاد نماید، البته بدون در نظر گرفتن دوره بازگشت که ممکن است به صورت تجربی مرتبط با تخلیه سطح کرانه‌ای باشد. ارتفاع تقریبی بالاتر از بستر کانال که جریانات کرانه‌ای از آنجا آغاز می شوند، سطحی است که کرانه ی رودخانه ها به میزان آن توسعه می یابد (رجوع شود به قسمت کناره های رود ها، رودخانه)، فرآیندی که با استفاده از میدان جریان، عمق سنجی کانال و ویژگی های مربوط به اندازه و حمل و نقل رسوبات توصیف می‌شود (نلسون و اسمیت 1989). همچنین داده های جمع آوری شده از رودهای دائمی از اهمیت خاصی بر خوردارند. این داده ها نشان می دهند که ارتفاع دشت سیلابی تقریباً معادل میانگین سیل سالانه با ضریب 3/2 در سال می باشد (ولمن و لئوپولد  1957 ).
 
تشکیل دشت‌های سیلابی (Floodplain formation)
همانطور که انتظار می رود، دشت‌های سیلابی  از طریق رسوب گذاری دماغه ی زمین‌های اطراف رودخانه، و معمولاً تا حد کمتری، از طریق رسوب گذاری رسوبات آبرفتی طی جریانات کرانه‌ای شکل می‌گیرند. رسوبات کرانه‌ای که لایه های زیرین دشت‌های سیلابی را تشکیل می دهند، و سطح زمین‌های آبرفتی معمولا به شکل آشفته ای روی هم انباشته می شوند، و لایه های نازک و متناوبی از گل و لای، شن و احتمالا ماسه بدست می دهند. هنگامیکه یک سری جریانات سیلابی متوالی موجب رسوب گذاری در کرانه‌ها می‌شود، و هر سیلاب ارتفاع سطح را بیشتر از سطح کانال می کند، لایه های رسوبی به گونه ای روی هم انباشته می شوند که ذرات سنگین تر در پایین و ذرات سبک تر در بالا قرار می‌گیرند. به دلیل اینکه ضخامت رسوبات باقی مانده از سیلاب های بزرگ معمولا اندک و حدود  20میلی متر می باشد ( ولمن و لئوپولد 1957)،  بخش قابل توجهی از رسوبات کرانه‌ای لازم است تا تجمع رسوبات در یک پشته  شنی به ارتفاع یک دشت سیلابی برسد.
تغییرات تدریجی سطح دشت سیلابی به حدقل می رسد؛ و این موضوع به دلیل عدم تخلیه آب در سطوح مرتفع، فرسایش لایه های دشت توسط سیلابهای عظیم و فرسایش رسوبات انباشته شده توسط تغییر جهت جانبی کانال می باشد (ولمن و لئوپولد 1957 ).
در میان سایر دانشمندان، نانسون (1956) این مسئله را مطرح کرد که فرآیندهایی که به توسعه دشت‌های سیلابی منجر می شوند، تحت تاثیر شرایط معمول انرژی (عمدتا شیب کانال) و میزان دسترسی جریانات به رسوبات قرار دارند. بر همین اساس، بسیاری از رودهایی که شیب تندی دارند، پتانسیل کمتری برای گسترش سطح کناری خود دارند (تشکیل کناره ی رود)، و گسترش دشت‌های سیلابی اساسا به صورت عمودی شکل می گیرد.
 
ملاحظات و مشکلات(Considerations and problems)
برای به‌کارگیری درست از سطح کرانه‌ای، تخلیه‌ی کرانه‌ای و دشت سیلابی در مطالعات هیدرولیکی و ژئومورفیکی، به محاسبه‌ی دقیق ارتفاع سطح کرانه نیاز داریم(دشت سیلابی)، که البته اگر اطلاعاتی از جریان رودخانه‌ای در دست نباشد، در تعیین دقیق این ارتفاع با مشکل مواجه می‌شویم. در کانال‌هایی با رسوبات حاشیه‌ای، ارتفاع کرانه به‌آسانی قابل‌تشخیص است؛ بخصوص اگر رسوبات ناشی از جریان‌های کرانه‌ای اخیر روی این رسوبات حاشیه‌ای قرارگرفته باشند. اما این موضوع برای آن دسته از کانال‌هایی که فاقد ویژگی‌های پشته‌های رسوبی  هستند، باید با تکیه بر مشاهدات مورفولوژیکی و شیب کانال، رسوبات کرانه و بستر، پوشش‌های گیاهی، فرم قرار گرفتن ریشه‌های گیاهان و شواهد و قراین فرایندهای سیلابی بررسی شود.
مفاهیم مربوط به کرانه‌ها به‌عنوان ابزارهایی برای توصیف دقیق و کامل فرایندها و شکل کانال‌های رودهای دائمی در مناطق مرطوب، حائز ارزش و اهمیت خاصی هستند. اگرچه در دهه‌های اخیر، این مفاهیم آن‌چنان متداول شده‌اند، که اغلب توسط زمین شناسان بیش‌ازحد مورداستفاده قرار می‌گیرند، بخصوص آن دسته از زمین شناسان که سایر زمین‌های آبرفتی و جریانات مشابه را اشتباهی بجای دشت‌های آبرفتی در نظر می‌گیرند. بنابراین، "مفهوم کرانه‌ای" باید بااحتیاط و همواره در محدوده‌هایی که در آن توصیف می‌شود، استفاده شود.
مشکلات متداول مفهوم کرانه‌ای شامل استفاده نادرست آن در موقعیت های غیر آبرفتی است، مثلا در رسوبات ناشی از جریان ها یا رودها، جایی که میزان تغییرات رودخانه‌ای کامل نیست، و ارتفاع کرانه نسبت ناچیزی با جریانات سیلابی دارد.   زمین‌های آبرفتی مجاور رودهایی با قدرت جریان بالا (بخصوص رودهای کوهستانی و نمیه کوهستانی)، که معمولا شبیه به مکان تخلیه ی آب می باشند (اوسترکمپ و هاپ 1984؛ هاپ 1986)، به طور رایج  اشتباهی به‌عنوان دشت سیلابی شناسایی می شوند.
همانطور که قبلاً اشاره شد، ارتباط نزدیکی که میان مکان جریانات کرانه‌ای (ارتفاع دشت سیلابی) و تخلیه ی این جریانات با میانگین سالانه جریانات سیلابی وجود دارد، اساسا به رودهای دائمی نواحی مرطوب تعلق دارد.؛ در مناطق خشک با توجه به جریانات بسیار زودگذر و متناوب، ممکن است دشت‌های سیلابی به  سیلاب هایی بادوره ی برگشت 100 ساله یا بیشتر مربوط شوند.
جریان‌های کوچکتر از تخلیه های کرانه‌ای که بیشتر از جریان‌های کرانه‌ای رخ می دهند، معمولا باعث ایجاد ویژگی هایی در داخل کانال می شوند که با جریان لبالبی ارتباطی ندارد (مانند شکل بستر و حاشیه ها). فرآیندها و ویژگی های
کانال که در نتیجه ی این اتفاقات رایج ایجاد می شوند، نباید با فرایندهایی که به جریان لبالبی مربوط هستند، اشتباه گرفته شوند، همچنین این موضوع باید در نظر گرفته شود که همه ی جریان ها جابجا می شوند، رسوباتی را تشکیل می دهند، و بنابراین تغییری در وضعیت کانال رود ها ایجاد می کنند.
تاکید نادرست روی مفاهیم کرانه‌ای باعث ایجاد اصطلاحاتی چون "تخلیه ی غالب" و تخلیه ی تشکیل کانال" شده است. چنین اصطلاحاتی که فقط بر یک نوع جریان تمرکز می کنند، نمی توانند به طور کامل نشان دهند که همه ی جریان ها در تشکیل کانال نقش دارند.
همانگونه که توسط ولمن و میلر( 1960)  ارائه شده ، جریان لبالبی اگر مربوط به کار ژئومورفیکی باشد، زمانی که در کانال رودهای دائمی رخ دهد،  ممکن است  پدیده ی غالب بشمار رود؛ اما نفوذ جریان لبالبی، با کاهش میزان بارش و جریان‌های ناشی از این بارش ها، کمتر می‌شود.    می تواند به صورت  سالانه منطبق بر جریانات بارشی و آب و هوایی کم  یا زیاد شود . از آنجا که همه تغییرات جریانی می توانند باعث تغییر شکل کانال‌های آبرفتی رود ها شوند، استفاده از اصطلاح "تخلیه ی تشکیل کانال" نادرست بشمار می رود.
References
  • Castro, J.N. and Jackson, P.L. (2001) Bankfull discharge recurrence intervals and regional hydraulic geometry relationships: patterns in the Pacific Northwest, USA, Journal of the American Water Resources Association 37, 1,249–1,262.
  • Hupp, C.R. (1986) The headward extent of fluvial landforms and associated vegetation on Massanutten Mountain, Virginia, Earth Surface Processes and Landforms 11, 545–555.
  • Nanson, G.C. (1986) Episodes of vertical accretion and catastrophic stripping: a model of disequilibrium flood-plain development, Geological Society of America Bulletin 97, 1,467–1,475.
  • Nelson, J.M. and Smith, J.D. (1989) Evolution of erodible channel beds, in S. Ikeda and G. Parker (eds) River Meandering, 321–77, Washington, DC: AGU Water Resources Monograph 12.
  • Osterkamp, W.R. and Hupp, C.R. (1984) Geomorphic and vegetative characteristics along three northern Virginia streams, Geological Society of America Bulletin 95, 1,093–1,101.
  • Petit, F. and Pauqet, A. (1997) Bankfull discharge recurrence interval in gravel-bed rivers, Earth Surface Processes and Landforms 22, 685–693.
  • Petts, Geoff and Foster, Ian (1985) Rivers and Landscape, London: Edward Arnold.
  • Radecki-Pawlik, Artur (2002) Bankfull discharge in mountain streams: theory and practice, Earth Surface Processes and Landforms 27, 115–123.
  • Williams, G.P. (1978) Bank-full discharge of rivers, Water Resources Research 14, 1,141–1,154.
  • Wolman, M.G. and Leopold, L.B. (1957) River Flood Plains: Some Observations on their Formation, Washington, DC: US Geological Survey Professional Paper 282-C.
  • Wolman, M.G. and Miller, J.P. (1960) Magnitude and frequency of forces in geomorphic processes, Journal of Geology 68, 54–74.
  • Woodyer, K.D. (1968) Bankfull frequency in rivers, Journal of Hydrology 6, 114–142.
W.R. OSTERKAMP    مترجم: سیروس  فخری))
 
BAR, COASTAL - سد ماسه­ای، جلگه ساحلی
سدهای رسوبی ساحلی به طور کلی می­تواند به‌عنوان مرزهای در حال تغییر رسوبات تعریف شود؛ رسوباتی که شکل گیری، مورفولوژی و رفتار آنها توسط تعاملات بین امواج، جریان ها، جزر و مد ها، شیب و اندازه دانه های خاک تعیین می‌شود.
گاهی در مورد استفاده و کاربرد اصطلاحات سدهای رسوبی و خط الراس اشتباه صورت می­گیرد. با این حال ویژگی­هایی همچون سدهای ساحلی و پشته ی چین طبیعتا به‌عنوان پشته  حاشیه‌ای در نظر گرفته نمی شوند. علاوه بر این سدهای رسوبی  یا ساحلی در سواحل ، دلتای رودخانه، مصب رود و نواحی فلات قاره ای، با طیف وسیعی از اندازه ها، انواع و جهت گیری ها پیدا می شوند.
هرچند، بیشتر مطالعات در حوزه مورفولوژی ساحلی روی آن دسته از سدهای رسوبی  متمرکز می‌شود که در نواحی نزدیک به سواحل ماسه ای موج گیر قرار دارند.
مطالعات اولیه (به‌عنوان مثال شوپارد  1950) یک چرخه  فصلی مورفولوژی ساحلی را با طوفانهای زمستانی شناسایی می کرد؛ این طوفان ها موجب انتقال رسوبات دریایی، شکل گیری سدهای رسوبی ساحلی و شرایط آرام تر در تابستان ها می شوند؛ شرایطی که سبب حرکت سدهای ماسه ای به سمت خشکی و در نهایت متصل شدن آن به کرانه می‌شود. ولی وجود چنین مناظر زمستانی و تابستانی پدیده ای جهانی بشمار نمیرود چرا که مناظر دارای سدهای ساحلی و مناظری بدون این سدها در برخی نواحی دیده می‌شود، در حالیکه در سایر نقاط ممکن است فقط یکی از این نواحی در تمامی طول سال دیده شود. علاوه بر این، سیکل ساحلی در بازه زمانی بسیار کوتاهی رخ می دهد؛ کوتاه تر از آنکه چرخه فصلی بتواند مناظری با سدهای رسوبی  یا بدون آن ایجاد کند (Short 1979).
نمای سد کناری سواحل معمولا نا متقارن و دارای خط الراسی متمایز است، و شیب آن به سمت خشکی تندتر از شیبش به سمت دریاست (شکلa11). انواع پشته  های ساحلی اغلب بر اساس چگونگی فرم آنها در عرض ساحل و جهت گیری آنها نسبت به خط ساحلی شناسایی می شوند. آنها ممکن است خطی باشند (  که به  موازی با ساحل یا مساوی با ساحل نیز معروف هستند؛ تصویر11b موج دار و یا هلالی باشند ( که اغلب از اصطلاح ریتمیک یا منظم برای آنها استفاده می‌شود) با یک فرورفتگی که آنها را از خط ساحل جدا می کند (شکلc11)، و یا شامل سدهای اریب متناوبی باشند، که متصل به خط ساحلی هستند و توسط کانال‌هایی با جریان‌های قوی از یکدیگر جدا می شوند (شکلd11).  
نوع پشته  ها ارتباط زیادی با سطح انرژی امواج دارد، به طوری که پشته  های خطی در شرایطی با انرژی بالا وسعت می یابند، سدهای موج دار طی امواجی با انرژی متوسط، و پش سدهای اریب طی امواجی با انرژی پایین. در شرایطی با انرژی بسیار کم، پشته  ممکن است به طور کامل به ساحل متصل شود و در جزر و مد های کم ارتفاع، به شکل یک زمین مسطح بنظر برسد. این پشت سدهای ساحلی با این شکل و ظاهر معمولا در سواحلی با جزر و مد های کوچک دیده می شوند، و ممکن است با تغییر سطح انرژی، تغییر شکل دهند. یک سری از طبقه بندی ها هم انواع سدهای ساحلی را و هم زنجیره تحول و تکامل آنها را توصیف می کند (برای مثال، گرینوود و دیویدسون آرنوت  1979؛ شورت و آگارد  1993؛ وینبرگ و کرون  2002).
بسیاری از سواحل دارای نواهای متعدد ساحلی هستند (شکلf, g11)، که تعداد آنها از دو عدد تا حدود دو جین در برخی نواحی متغیر است. اگرچه امواج پرقدرت می تواند 2 تا 3 پشته  را در ساحل ایجاد کند، معمولاً تشکیل سدهای متعدد در دریا ها و مناطقی رخ می دهد که امواج طوفانی پدیده غالب در آنها بشمار رود.  سدهای خارجی فقط در طول طوفانهای شدید و کوتاه مدت متغیر هستند، و در دوره های طولانی مدتی که انرژی امواج کم می‌شود، بدون تغییر و ثابت باقی می مانند.
بنظر می رسد که تعداد سدها نیز مرتبط با شیب ساحلی با زاویه ی کم است، البته شیب کم زاویه ویژگی اکثر سدهای ساحلی بشمار می آید. مشاهدات نشان می دهند که هم فضا و هم اندازه ی سدها باعث گسترش سواحل می شوند. معمولا در سواحل شیبدار سدهای  رسوبی وجود ندارد. 
سواحل شنی  که با جزر و مدهای قوی و شرایطی با امواج کم قدرت شناخته می شوند، معمولا شیب های ملایمی دارند و اگرچه بعضی از انواع سدهایی که پیش از این توصیف شدند، ممکن است در این سواحل وجود داشته یاشند، وجود توپوگرافی خط الرس و جویبار (شکلe11) در مناطق جزر و مدی رایج تر است (ماسلینک و آنتونی 2001).

شکل11: نمای ایده آلی از سدهای رسوبی ساحلی در عرض ساحل (a) و چند مثال از انواع سدهای رسوبی ساحلی (b-g)
 
این پدیده ها به شکل مجموعه ای از سدهای کم دامنه اند، که معمولاً در ساختار و موقعیت پایدار هستند و توسط کانال‌های ضعیفی از هم جدا می شوند، کانال‌هایی که از طریق زهکشی های جزر و مدی به یکدیگر متصل شده‌اند؛ البته این نواحی نباید با مناطق دارای پشته  های متعدد اشتباه گرفته شود.
همانطور که کومار (1998) و آگارد و ماسلیک (1999) اشاره کرده اند، علی رغم تحقیقات نظری ، آزمایشگاهی و مکانی قابل توجه هنوز تردید هایی در خصوص نحوه شکل گیری  سدهای رسوبی  باقی مانده است.
سدها در نتیجه همگرایی رسوبات گسترش می یابند و اکثر مکانیزم ها در تشکیل آنها در تلاشند که این موضوع را توضیح دهند. در یک تئوری اولیه،  گرداب های ایجاد شده از جریانهای شدید، رسوبات را بسمت دریا می برد و یک سدهای رسوبی ساحلی را  درست به سمت دریا و از نقطه ی انفصال رسوبات ساحلی، تشکیل می دهند؛ اما از زمانی که مکان شکسته شدن رسوبات در سواحل طبیعی بدلیل امواج نامنظم به شدت تغییر کرده، این تئوری کلا بی اساس بشمار می رود. نظریه محتمل تر می گوید انتقال رسوبات از ساحل به خارج از منطقه ی ساحلی به علت عدم تقارن امواج و همچنین جابجایی ساحل در منطقه ساحلی بدلیل جریان‌های برگشتی، باعث همگرایی رسوبات و در نتیجه تشکیل سدهای رسوبی ساحلی جایی نزدیک نقطه انفصال رسوبات می‌شود. همچنین تشکیل سدهای ساحلی تک و یا متعدد را به الگوهای انتقال رسوبات منسوب کرده اند؛ الگوهایی که به امواج بلند و سبک مرتبط می شوند.  
مطابق با این نظریه اگر انتقال رسوبات عمدتا در بستر دریا صورت گیرد، سدهای رسوبی  به شکل توده ای ایجاد می شوند، گرچه اگر رسوبات به صورت معلق در آب جابجا شوند، سدها به حالت غیر توده ای تشکیل خواهند شد (بوون 1980). نظریه ی کاربردی دیگری نیز وجود دارد که به توضیح مورفولوژی یا موقعیت ارضی سدهای رسوبی ساحلی منظم می پردازد (هولمن و بوون 1982) البته گردش کانونی جریان ها در نزدیکی ساحل و جریانهای شدید فرسایشی نیز از عوامل موثر در تشکیل آن بشمار می روند.
 
References
  • Aagaard, T. and Masselink, G. (1999) The surf zone, in A.D. Short (ed.) Handbook of Beach and Shoreface Morphodynamics, 72–118, Chichester: Wiley.
  • Bowen, A.J. (1980) Simple models of nearshore sedimentation; beach profiles and longshore bars, in S.B. McCann (ed.) The Coastline of Canada, 1–11, Geological Survey of Canada, Paper 80–10.
  • Greenwood, B. and Davidson-Arnott, R.G.D. (1979) Sedimentation and equilibrium in wave-formed bars:a review and case study, Canadian Journal of Earth Sciences 18, 424–433.
  • Holman, R.A. and Bowen, A.J. (1982) Bars, bumps and holes: models for the generation of complex beach topography, Journal of Geophysical Research 87,457–468.
  • Komar, P.D. (1998) Beach Processes and Sedimentation, New Jersey: Prentice Hall.
  • Masselink, G. and Anthony, E.J. (2001) Location and height of intertidal bars on macrotidal ridge and runnel beaches, Earth Surface Processes and Landforms 26, 759–774.
  • Shepard, F.P. (1950) Beach Cycles in Southern California, US Army Corps of Engineers, Beach Erosion Board, Technical Memo No. 15.
  • Short, A.D. (1979) Three dimensional beach-stage model, Journal of Geology 87, 553–571.
  • Short, A.D. and Aagaard, T. (1993) Single and multibar beach change models, Journal of Coastal Research, Special Issue 15, 141–157.
  • Wijnberg, K.M. and Kroon, A. (2002) Barred beaches, Geomorphology 48, 103–120.
  • SEE ALSO: beach; beach sediment transport; current; ridge and runnel topography; wave
 
ROBERT W. BRANDER   مترجم: سیروس  فخری))
 
BAR, RIVER - پشته‌های رسوبی، رودخانه
ماهیت و پراکندگی واحد های ژئومورفیکی درون جریانهای آبرفتی از طریق تعامل بین قدرت جریانهای موجود در امتداد یک رودخانه و کیفیت و قابلیت دسترسی رسوبات شکل می گیرد .
اگر انرژی امواج در راستای رودخانه، نسبت به رسوبات موجود در اندازه های مناسب، فراتر از حد باشد، پدیده جریان‌های ناگهانی و انتقال سریع رسوبات رخ خواهد داد. در حالتی دیگر، اگر مقدار رسوبات بیش‌ازحد باشد، یا انرژی جریان ها کافی نباشد، رسوب گذاری مستمری، معمولا به شکل لایه های نزدیک و همگن، درون بستر رود رخ می دهد. در اکثر موارد، جایی میان این دو موقعیت، آب رودخانه ها، همراه با انبوه رسوبات نا پایدار با کیفیت های متفاوت و نیز سازمان دهی مواد بستر در شکل های مختلف در امتداد کانال، جریان می یابد. رایج ترین قسمتهای ژئومورفیکی در کانال رودها، انباشت هایی از رسوبات هستند که به‌عنوان پشته‌های رسوبی  شناخته می شوند. این نواحی در نتیجه رسوب گذاری و در اندازه های مشابه با کانال‌های محل وقوعشان ایجاد می شوند، و نشانه های اصلی فرایندهای درونی کانال بشمار می روند.
اغلب در توضیح ویژگی و رفتار رودخانه ها، شرح انواع پشته‌های حاشیه‌ای ضروری است. دو عنصر اصلی در تشکیل پشته‌های رسوبی  نقش دارد. بخش بنیادی، یا سکو، که از مواد دانه درشتی ساخته شده و با لایه های مختلف الشکلی پوشیده شده است؛ این لایه ها به علت جابجایی های زمان سیلاب ها ایجاد می شوند. با تغییر موضع کانال ها در ته دره، پشته‌های رسوبی  نیز بلافاصله دستخوش تغییراتی می شوند. بخش های متصل به پشته ها کمتر از تشکیلات میانی کانال در معرض تغییر و تحول قرار می‌گیرند. ماندگاری طولانی مدت پشته‌های رسوبی  مشروط به عواملی مانند نظام تغییراتی و شیوه ی حرکت کانال می باشد.
پشته‌های رسوبی  موفولوژی متنوعی دارند؛ از پشته‌های واحد1 ساده (اسمیت 1970) تا پشته‌هایی با ساختار های پیچیده ی مرکب2 (برییرلی 1991و 1996). خصوصیت پشته‌های رسوبی  اساساً توسط میزان جریان‌های محلی و ویژگی های مربوط به اندازه ی ذرات خاک کنترل می‌شود. پشته  های واحد، ساختار های ساده ای هستند که از رسوبات یک لایه ای تشکیل می شوند. رسوبات موجود در یک پشته  واحد (چه شنی باشند چه ماسه ای) به سمت پایین دست رود تمایل دارند. بدلیل آنکه در مکان های خاصی در امتداد سواحل طویل، پشته‌های واحد تحت تاثیر انرژی جریان ها (قدرت رودخانه‌ای) و روابط میان مواد موجود در بستر تشکیل می شوند، یک تغییر ظاهری بارز در راستای پایینی دره دیده می‌شود (چرچ و جونز 1982). زمانی که  آب حول ساختار های اشکی شکل جریان دارد، ویژگی مواد موجود در بستر، و میزان انرژی جریانها برای انتقال این مواد، در تشکیل پشته  های طولی تعیین کننده اند. زمانی که جریان آب به حالت اریب به مدار طولانی پشته ساحلی نزدیک می‌شود، ساختاری مورب تشکیل می‌شود. این پدیده معمولا به یک شیار باریک آب مربوط می‌شود. در زمین‌های شنی با قابلیت رسوب گذاری بالا، انحراف جریان آّب باعث تشکیل پشته  های ساحلی اریب می‌شود که نه در راستای پایینی کانال، بلکه در عرض آن امتداد می یابند (کالینسون  1970؛ کانت و والکر 1978). از طریق دیگر، کل بستر کانال ممکن است شامل یک لایه ی شنی همگن باشد.
مواردی که در آنها الگوهای رسوب گذاری تحت الشعاع تشکیل پشته  های درون-کانالی قرار دارند، موقعیت هایی را نشان میدهد که در آنها مواد موجود در بستر کانالها یا آنقدر درشت دانه اند که جابجا نمی شوند و یا حجم مواد به قدری زیاد است که انتقال آنها امکان پذیر نمی باشد. معمولا این طرح ها به ترتیب به بسترهای ماسه ای و شنی مربوط می‌شود، بطوریکه محدودیت های قابلیتی و ظرفیتی فراتر از حد هستند و آب حول رسوباتی که در کانال انباشته شده جریان دارد.
بر خلاف ویژگی های متنوع رسوب گذاری درون- کانالی، رودخانه هایی که ظرفیت بیشتری برای نگهداری رسوباتشان دارند، یا از انرژی کمتری برخودارند، معمولا با پشته‌های رسوبی  متصل به ساحل شناخته می شوند. به دلیل وابستگی به تاثیرات کانال یا جریان آب، در زمین‌های شنی و ماسه ای، پشته  های جانبی و پشته  های خط الرس در حاشیه ی کانال دیده می شوند. این ساختارها افزایش تدریجی لایه های رسوبی را بر شیب های محدب خم رودخانه نشان می دهند. پشته  های منحنی موجود در خم رودخانه ها ممکن است شکل متفاوتی داشته باشند، در حالیکه موقعیت قبلی کانال احتمالا توسط یک سری از خط الرس های افزایشی و سوالزهای مداخله کننده ثبت می‌شود (نانسون 1980). یک سری از فرم های پشته‌های رسوبی ساحلی نیز با توجه به کانالهای پر پیچ و خم جانبی شناخته می شوند؛ برای مثال تپه های ماسه ای نوک تیز (هیکین 1969)، پشته  های ساحلی ترکیب شده با ماسه (اسمیت 1987) و رسوبات پشته ی محدب (گودوین و استیدتمن 1981).
اکثر پشته‌های رسوبی  رودخانه ها ساختار های پیچیده و مرکبی هستند که از چیدمان موزاییکی اشکال رسوبی مانند سکوهای پشته ، خط الرس ها، کانال‌های شیب دار، و غیره ، ساخته می شوند. پشته‌های رسوبی  مرکب را می توان به دو شکل میان-کانالی و متصل به ساحل تقسیم کرد. در پشته‌های مرکب میان- کانالی، کانال‌های شیب دار می توانند سطح پشته  را به بخش های بهم ریخته و نا منظمی تجزیه کند.
انواع ساختار های پشته‌های رسوبی ساحلی مرکب درون_کانالی در کانال‌هایی با بستر شنی عبارتند از: پشته‌های رسوبی  مورب (کالینسون 1970)، اشکال بزرگ (کراولی 1983)، سطوح شنی (کانت و والکر 1978)، امواج شنی (کلمن 1969) و لایه های شنی (اسمیت 1970). به پشته  های مرکب میان-کانالی که دارای پوشش های گیاهی هستند، جزیره گفته می‌شود. مجموعه ای واحدهای ژئومورفیکی کوچک تر که یک جزیره را می سازند، شناخت عمیقی را نسبت به تشکیل و تغییرات این جزیره به دست می دهد. در پشته  های مرکب متصل به ساحل، یک سری از ساختارهای فرسایشی و رسوب گذاری ممکن است تحت تاثیر شرایط جریانی مختلف شکل گیرد؛ مانند کانال‌های شیب دار، خط الرس ها، و شیب راهه ها. کانال‌های شیب دار بخش اصلی جریان آب رودخانه را در بر می گیرد.بزرگتر شدن این کانال و مسدود کردن کانال قدیمی به صورت تدریجی رخ می دهد تا در نهایت کانال به یک کانال شیب دار تبدیل شود. به دلیل تفاوت زاویه ای ناچیزی بین کانال قدیمی و کانال شیب دار، جریان آب برای مدتی در کانال قدیمی ادامه می یابد، و رسوبات بستر را در راستای بالایی و پایینی رودخانه و همچنین در کف و کناره ها جمع آوری می کند تا زمانی که تغییر کانال به کانال شیب دار کامل شود. شیب راهه ها اشکال لایه ای از رسوبات هستند که از رسوب گذاری ماسه های درشت دانه در یک کانال شیب دار نیمه پر ناشی می شوند. این ساختار ها سطح شیب داری رو به رودخانه دارند که به خوبی کانال شیب دار را مسدود می کنند، و ارتباط آن را با مجرای پایینی رودخانه قطع می کند. کاملا واضح است که شکل اصلی این کانال‌های شیب دار راست تر و مستقیم تر از کانال‌های پر پیچ و خم یا سوالزهاست.
در موقعیت های زیست محیطی متفاوت، تشکیل تدریجی سنگهای بستر روددر شیب های پست صورت می گیرد. این پشته  های ساحلی که هسته ی اصلی شان را سنگ های بستر تشکیل می دهد، با مرزهای سنگی شناخته می شوند که مواد آبرفتی در مراحل پایانی سیلاب ها روی آنها رسوب شده‌اند. یک مکانیزم واکنشی مثبت زمانی تحریک می‌شود که پوشش های گیاهی این سطوح را بپوشانند و باعث رسوب گذاری های بیشتر و ساخت عمودی یک پشته‌های رسوبی  شوند. این ویژگی ها در امتداد رودخانه هایی با بستر سنگی بیشتر دیده می شوند (برای مثال، فن نیکرک و همکاران، 1999).
 
    References
  • Brierley, G.J. (1991) Bar sedimentology of the Squamish River, British Columbia: definition and application of morphostratigraphic units, Journal of Sedimentary Petrology 61, 211–225.
  • ——(1996) Channel morphology and element assemblages: A constructivist approach to facies modelling, in P. Carling, and M. Dawson (eds) Advances in Fluvial Dynamics and Stratigraphy, 263–298, Chichester: Wiley Interscience.
  • Cant, D.J. and Walker, R.G. (1978) Fluvial processes and facies sequences in the sandy braided South Saskatchewan River, Canada, Sedimentology 25, 625–648.
  • 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: Fluvial Processes, Engineering and Management, 291–338, Chichester: Wiley.
  • Coleman, J.D. (1969) Brahmaputra River: channel processes and sedimentation, Sedimentary Geology 3, 129–239.
  • Collinson, J.D. (1970) Bedforms of the Tana River: Norway, Geografiska Annaler 52A, 31–55.
  • Crowley, K.D. (1983) Large-scale bed configurations (macroforms), Platte River Basin, Colorado and Nebraska: primary structures and formative processes, Geological Society of America Bulletin 94, 117–133.
  • Goodwin, C.G. and Steidtmann, J.R. (1981) The convex bar: member of the alluvial channel side-bar continuum  Journal of Sedimentary Petrology 51, 129–136.
  • Hickin, E.J. (1969) A newly identified process of point bar formation in natural streams, American Journal of Science 267, 999–1,010.
  • Nanson, G.C. (1980) Point bar and floodplain formation of the meandering Beatton River, northeastern British Columbia, Canada, Sedimentology 27, 330.
  • Smith, N.D. (1970) The braided stream depositional environment: comparison of the Platte River with some Silurian clastic rocks, north central Appalachians, Geological Society of America Bulletin 81, 2,9933,014.
  • Smith, S.A. (1987) Gravel counterpoint bars: examples from the River Tywi, South Wales, in F.G. Ethridge, R.M. Flores and M.D. Harvey (eds) Recent Developments in Fluvial Sedimentology, Society of Economic Paleontologists and Mineralogists Special Publication Number 39, 7581.
  • Van Niekerk, A.W., Heritage, G.L., Broadhurst, L.J. and Moon, B.P. (1999) Bedrock anastomosing channel systems: morphology and dynamics in the Sabie River, Mpumalanga Province, South Africa, in A.J. Miller, and A. Gupta (eds) Varieties of Fluvial Form, 3351, Chichester: Wiley.
 
  • SEE ALSO: channel, alluvial; fluvial geomorphology, point bar
 
KIRSTIE FRYIRS AND GARY BRIERLEY   مترجم: سیروس  فخری))
 
BARCHAN - برخان (پیکرا)
برخان به تپه های ماسه ای هلالی شکل و فعالی (رجوع شود به بخشتلماسه بادی)،  گفته می‌شود که در مناطقی با بادهای یک طرفه و ذخیره محدود ماسه، ایجاد می‌شود. اکثر این تپه ها به صورت کمربندی و پشت سر هم ایجاد می شوند. چنین کمربندهایی شامل تپه های مختلف الاندازه ای هستند: تپه های کوچک، که طول و عرض و ارتفاعشان از چند متر فراتر نمی رود، در مدت زمان کوتاهی تشکیل می شوند؛ و تپه های تخت، که حدود 40 متر ارتفاع دارد و عرض آن به چند صد متر می رسد. در دشت‌های صحرایی متعددی مانند صحرای شرقی مصر (امبابی 1982)، بیابان های قطر، پرو و کالیفرنیا، ابعاد تپه های ماسه ای ساده نسبت خطی نزدیکی را بین اندازه ی بخش های مختلف نشان می دهد، برای مثال بین طول ضلع بادگیر و ارتفاع تپه و یا بین طول تپه و عرض شاخ ها (عکس10). تپه های ماسه ای عظیم2 که ارتفاعشان به 120متر می رسد و عرضشان بین 2 تا 4 کیلومتر است، کمتر از تپه های کوچک و تخت یافت می شوند و در مناطقی همچون بخش های شمالی ربع الخالی در عربستان و تاکلاماکان دیده شده‌اند. میزان انباشتهای ماسه ای، باد منطقه ای، حرکات جوی و قدمت مهمترین عواملی هستند که اندازه ی تپه های ماسه ای را کنترل می کنند.
فرم دامنه درضلع بادگیر تپه های ساده محدب-مقعر، واندازه ی زاویه ی آن بین 1 تا 10 درجه متغیر است. همچنان که تپه ها بزرگتر می شوند، بخش های محدب درصد بیشتری از ضلع بادگیر را به خود اختصاص می دهند. شکل ضلع پشت به باد، زمانی که از زاویه ی آسایش برخوردارست (به این معنی که از وزش باد در امان است)، از محدب-مقعر به مقعر-مستقیم و تقریبا مستقیم تغییر می کند.
ساختار داخلی تپه ها دینامیک جابجایی و رسوب گذاری شن ها را در دو سمت تپه ها نشان می دهد. ساختار اصلی از لایه ی عمودی نازک و شیب داری تشکیل می‌شود. این لایه در نتیجه ی جریان و ریزش ذرات خاک ته نشین شده در ضلع لغزنده ایجاد شده، و با حرکت تپه ها در مسیر باد تغییر شکل نداده و باقی می ماند. ساختار فرعی که افقی است، به علت رسوب گذاری روی تپه ایجاد می‌شود. مجموعه ی لایه های عمودی توسط لایه های افقی به سطوح شیبدار تقسیم و تبدیل می شوند.
به علت دینامیک جابجایی و رسوب گذاری خاک های ماسه ای در دو سمت تپه، برخان یا تپه در جهت باد جابجا می‌شود. شنها از قسمت پایینی ضلعی که در مسیر باد است، جابجا شده و روی نوک تپه و یا در ضلعی که پشت به باد است رسوب می شوند. انباشته شدن ماسه ها روی نوک تپه باعث ریزش های دوره ای  ماسه روی دامنه ها می‌شود. شنهای جدا شده از ضلع بادگیر که روی ضلع پشت به باد رسوب شده‌اند، باعث پیشرفت تپه در جهت باد می شوند. میانگین جابجایی تپه های ماسه ای در سال بین چند متر تا 100 متر متغیر است. قدرت باد، اندازه ی تپه و پستی بلندی های سطح موثر ترین عوامل در کنترل و تنظیم پیشرفت تپه ها بشمار می روند. در مسیر حرکت روبه جلوی خود، تپه ها ممکن است به بزرگراه ها، ریل های قطار، دشتها و ساختمانها برسند و اگر بررسی و کنترل نشوند، خطری دائمی برای تمام فعالیت های انسانی به شمار می آید.
 
 
 

عکس10:  برخان ها، تپه های ماسه ای هلالی شکل  هستندکه پیشانی آنها به سمت باد است. این تصویری است از تپه های صحرای غربی مصر در زمینهای فرو رفته خرگا (the Kharga Depression)
 
References
  • Embabi, N.S. (1982) Barchans of the Kharga Depression, in F. El-Baz and T.A. Maxwell (eds) Desert Landforms of SW Egypt: A Basis for Comparison with Mars, 141–155, Washington, DC: NASA.
  • Embabi, N.S. and Ashour, M.M. (1993) Barchan dunes in Qatar, Journal of Arid Environment 25, 49–69.
  • Lancaster, N. (1995) Geomorphology of Desert Dunes, London: Routledge.
  • SEE ALSO: dune, Aeolian
 
NABIL S. EMBABI  مترجم: سیروس  فخری))
 
 
BARRIER AND BARRIER ISLAND - سد ماسه ای و جزایر سدی 
با  در نظر گرفتن رسوب های ته نشین شده در ساحل که در امتداد خلیج های ساحلی نمایانند، سد ها و پیکان های ماسه­ای( زبانه های ماسه ای) اغلب به‌عنوان اشکال ساحلی مشابهی در نظر گرفته می شوند. در حالیکه سدها تمایل بیشتری دارند که با اتصال به دو سر زمین اصلی، روی خلیج  پل بزنند،  پیکان های ماسه ای فقط از یک سو به کرانه اصلی متصل اند. این تفاوت خیلی جدی نیست، چون بسیاری از سدها شکست ها یا شکاف هایی را در عرض خود نشان می دهند که آب دریا می تواند دائما یا به صورت متناوب وارد آنها شود و بخش های سدی یا جزایر سدی را ایجاد می کند. اطلاعاتی از انواع تقسیم بندی که می توانست در نام گذاری جزیره ها به ما کمک کند، در دست نیست. تحقیقات در ساحل شرقی ایلات متحده (جانسون  1925؛ هویت  1967؛ کرفت 1971؛ لیترمن  1979) بر چگونگی تشکیل و تغییر سدها متمرکز شده است، اگرچه مطالعات انجام شده  روی مقاومت سدها و تعریف آنها براساس سطح آب بالا آمده، اهمیتی بیشتری پیدا کرده است، این مطالعات در سطوح گسترده و با مخارج زیادی در شرایط واقعی انجام می گیرد (تیتوس 1990).
سدهای ساحلی ساختار هایی با مورفولوژی پیچیده  هستند که شامل رسوب گذاری هایی تحت تاثیر امواج، جریان‌های موجی، جریان‌های جزر و مدی و فعالیت های باد می شوند (هایز 1979). طبق تعاریف مورفولوژیکی، یک سد باید دو بخش/ محیط مورفودینامیکی را نشان دهد: آن سمت از ساحل که رو به دریاست و شیب پشتی سد که رو به زمین است (عکس11). این دو بخش زمانی به وضوح نمایان می شوند که سد ماسه ای باشد (اورفورد و همکاران  1996). اگر ماسه ماده ی اصلی تشکیل دهنده ی خاک باشد، محیط سومی که شامل تپه های ماسه ای می باشد، ممکن است روی سطح ساحل ظاهر شود (نوک سد) و به سمت شیب پشتی پخش شود. عامل اصلی سطح اولیه ی زیر سد که درون آّب قرار دارد، امواج دریا می تواند باشد؛ اما با گذشت زمان و با بالا آمدن سطح آّب، امواجی که باعث حرکت سد روی ساحل می‌شود، در ترکیب با ویژگی های رسوبی مناسب در ساحل کم انرژی پشت سد، بخش زیادی از لایه های سنگی پایه ی سد را ایجاد می کند. زمانی که جزایر سدی ظاهر می شوند، امواج جزرو مدی مهم و تاثیر گذار می‌شود. بنظر می رسد که بعضی از سد ها که در امتداد سواحل ایالات متحده دیده می شوند، از دماغه های کوچکی ساخته شده باشند (فیشر 1967). گرچه این طور مطرح می‌شود که سایر مکانزیم های مربوط به منشا سدها، رسوبات موجود در ساحل را درگیر می کنند، نه رسوبات امتداد ساحل را. از آب تل های خارج از ساحل و پشته  های ساحلی به‌عنوان هسته های اصلی تشکیل سدها نام برده شده است، اما از آنجا که امروزه مشخص شده که پشته  های ساحلی پدیده هایی وابسته به سطح ساحل هستند، بعید بنظر می رسد که پشته  ها بتوانند قبل از تشکیل سد روی سطح ساحل، تشکیل شوند. روی و همکارانش (1994) این موضوع را مطرح کردند که برخی سدهای استرالیا از تغییر تدریجی سطح جلویی ساحل بوجود می آیند؛ این تغییر زمانی رخ می دهد که  سطح آّب دریا، پس از نواسانات اصلی و اولیه ی هولوسن2 و همچنین بعد از آنکه کف ساحل به دلیل حرکت بیش‌ازحد رسوبات دستخوش تغییراتی شده، به حالت ثابت و بدون تغییری برسد. تغییر کف ساحل باعث تغییر در ارتفاع سد ها و نحوه ی قرار گرفتن آنها در ساحل می‌شود. شکست موج در امواج متلاطم سازنده نحوه ی قرار گرفتن این سد ها را تعیین و تنظیم می کند. سدها بخودی خود و بدون در نظر گرفتن منشئشان، باید به‌عنوان مورفولوژی چند مرحله ای دیده شود که به تحولاتی مربوط می‌شود که در متغیرات کنترل کننده رخ می دهد.                   
 

 
عکس11:  سد ساحلی ماسه ای، جزیره ی لانگ، ایالت نیویورک. عکس : Whittles Publishing, Caithness
 
سدها مانند یک نسخه ی قدیمی اند که پاک می شوند تا روی آنها متن تازه ای نوشته شود؛ دلیل این تشابه این است که سدها توسط ساختارها و ناهمواری های سطح زمین پوشیده شده‌اند که خود این ساختارها و ناهمواری ها هم توسط ساختارهای دیگر تغییر می کنند.
نوع و ذخیره مواد تشکیل دهنده خاک عوامل اصلی در کنترل پیشرفت سدهای ساحلی هستند؛ البته تفاوتهای رفتاری بین سدهای شنی (SDB) و سدهای ماسه ای (GDB) وجود دارد. این تفاوت مبنایی جوّی دارد: GDB ها، نسبت به SDB ها،  در عرض های جغرافیایی بالاتر، پدیده ی رایج تری به شمار می آیند؛ و این موضوع نشان می دهد که مواد درشت دانه ی تشکیل دهنده ی خاک درعرض های جغرافیایی بالا پتانسیل بیشتری دارند، این مواد ته مانده های فرایندهایی است که چهار دوره یخبندان های اخیر ایجاد کرده اند. SDB ها معمولا مربوط می شوند به سواحل کم زاویه؛ اما سدها، به طور بالقوه، در جایی که خاک های شنی نشست کند، ایجاد می شوند؛ برای مثال بازسازی دلتاها در هالوسین.
بنظر می رسد که معمولا سدها یک دوره ی زمانی هالوسین دارند، اگرچه  این دوره ممکن است از زمانی حساب شود که آخرین تغییرات چشمگیر در سطح آب دریا رخ داده است. به طور خاص بسیاری از سدهای پیرامون دریای آتلانتیک شمالی تاریخی متناسب با کاهش نیمه هالوسین در "میزان بالا آمدن سطح آب دریا" (RSL) دارد. این تناسب  RSL یا میزان سطح آب دریا را به‌عنوان یک عامل کنترل کننده معرفی می کند که فعالیت امواج و نیز بیشرفت سدها را کنترل می کند. سرعت RSL  برای کنترل سرعت حرکت سدها متغیر است. تحقیقات اولیه روی حصار ها در سواحل شرقی ایالات متحده، علت پیشرفت این سدها را یک لغزش هالوسین تشخیص داده ، لغزشی که رسوبات موجود را به سمت بالا کشانده و آنها را به شکل سد روی هم انباشته کرده است. ناگفته نماند که این دیدگاه با چالش هایی هم روبرو شده است، با وجود این از نظر شهودی درست ینظر می رسد. البته هنوز مکانیزم واقعی و درستی ثابت نشده تا نشان دهد چگونه رسوبات با افزایش RSL  در منطقه ی ساحلی متمرکز می شوند؛ خصوصا از زمانی که فرایند کشش دماغه های کوچک نسبت به آفزایش RSL، مدل منسجم تری برای ساخت سدها بنظر می رسد. دیدگاه جایگزین این است که سدهای هموار شده را نتیجه ی کاهش RSL دانست. این دیدگاه برای بعضی از سدهای ساحلی در فلوریدا و تگزاس مطرح شده، و سطح آب را در مدت هالوسین میانی تا هالوسین اخیر بالاتر از حالا تعیین کرده است؛ در نتیجه ی این دوره از هالوسین، سدها، طی پس رفت های بعدی، توسعه یافته و هموار شدند. عدم وجود یک مکانیزم واضح برای نحوه ی ساخته شدن سدهای ساحلی در زمان  فرایند لغزش و تجاوز رسوبات از سطح، نباید باعث شود که از رفتارهای قابل فهم و واضح تر یک سد که در طول مراحل بعدی لغزش از خود نشان می دهد، غافل شد. ژنینگز و همکارانش (1998) در طرح پیشنهادی خود اشاره می کنند که انسجام سواحل طویل GDB به میزان سرعت بالا آمدن RSL مربوط می‌شود: سرعت کمتر (mm a-1 2 >) یعنی ذخیره ی کم رسوبات ساحل و اوراق کاری قسمت های سد به نوک شکاف سد. سرعت حرکت سد معمولا با سرعت بالا آمدن RSLمتناسب است، گرچه GDBکه به شدت کاهش یافته توسط سطح آب بالا آمده، RSL، کاملا پوشیده و هموار می‌شود، که بعدها دوباره در ساحل تشکیل شود (برای مثال فًّوربز و همکاران 1991).
شرایط موجی یک عامل مهم فشار روی سدها بشمار می رود. سدهای بسیاری در مناطقی که پدیده غالب امواج متلاطم اقیانوسی باشد، دیده می‌شود. این امواج بیشتر به صورت امواج کف آلود سازنده ای در می آیند، و امواج موازی را به سمت خط ساحلی می شکنند و میزان رسوبات از دست رفته ی ساحل را به حداقل می رسانند. این بدان معنا نیست که سدهای ساحلی نتوانند در مناطقی که امواج توفانی پدیده غالب هستند، ایجاد شوند. در حقیقت این مناطق اغلب GDB هایی را نشان می دهند که طی توفان ها روی ساحل جابجا می شوند، مانند کانادای آتلانتیک (ارفورد و همکاران 1996) و پاتاگونیا (ایسلا و بوژالسکی 2000). توفانها اهمیت فراوانی در پیشرفت سدها دارند. انتظار می رود که اکثر توفانها باعث حرکت رسوبات خارج از سواحل شوند (سدهای ماسه ای کناری)، اگرچه، هرچه شدت توفان بیشتر می‌شود، حرکت رسوبات از خارج از ساحل به داخل آن تغییر می کند. این تغییر زمانی رخ می دهد که امواج عملا به آن سوی نوک سد برسند و مواد موجود در سطح ساحل را به آن سوی نوک سد، بر شیب پشتی منتقل کنند. این فرایند را شست و شوی سطح می نامند و محصول آن نیز رسوبات شسته شده است. این نوع از رسوبات بیشتر در مناطقی یافت می‌شود که عمل شست و شو، کانال­های مختلفی را در نوک سدها و پایین شیب پشتی آنها ایجاد کرده است. انتهای این کانال ها به لایه های رسوبی صافی می رسد که آن طرف خط ساحلیِ پشت سد قرارگرفته اند؛ این زمین‌های صاف مبنای اصلی درعقب نشینی سدها هستند. موقعیت کانالها و زمین‌های صاف تاحدی توسط زاویه ی امواج و مورفولوژی سطح جلویی سد که رو به دریاست، تعیین می‌شود. سطح جلویی سدها که حد فاصل بشمار می رود، ترجیحا می تواند فضای منظمی را برای عمل شست و شو ایجاد کند، عملی که، در مقابل، باعث عقب نشینی مدام سدها می‌شود. با افزایش شدت توفان، حجم و عمق جریان‌های سطحی روی نوک سد باعث گسترش جانبی کانالها تا نقطه ی اتصال می شوند و با حرکت کلی جریان آب از بالای سد به سمت ناحیه ی پشتی سد، کانالهای قابل رویت ناپدید می شوند. شست و شوی رسوبات به سمت ساحل پشت سد، به ساخت لایه ی رسوبی در زیر آب کمک می کند که شرایط را برای رسوب گذاری های بعدی (باتلاق ها) آماده می کند. واضح است که این باتلاق ها به پر کردن فضایی کمک می کنند که سد ها از روی آنها جابجا می شوند، به طوری که هرچه منطقه ی پشت سد کم عمق تر باشد، پتانسیل سد برای جابجایی بیشتر می‌شود. اختلاف نظر هایی در باره ی میزان تاثیر گذاری تپه ها بر فرایند جابجایی وجود دارد، چرا که تپه ها ممکن است مانع از شست و شو شوند، یا تداوم عمل شست و شو را در بخش هایی از ساحل خنثی کنند و در نتیجه سرعت جابجایی را کاهش دهند. این موضوع سبب اجرای سیاست مدیریتی کوتاه مدتی در سدهای ساحلی ایلات متحده شد که تپه ها را با بولدوزر صاف می کردند تا میزان و سرعت شست و شو بیشتر شود_ یک دستور العمل برای ثبات کوتاه مدت سد ساحلی. امروزه عکس این عمل انجام می‌شود، یعنی بالا بردن میزان رسوب گذاری تپه ای به‌عنوان یک حصار ساحلی مستمر.
توفان های شدید نیز عامل مهمی در پیشرفت شکاف های سدهای ساحلی بشمار می رود. سدهای سواحل شرقی ایالات متحده در برابر توفان هایی که باعث ایجاد امواج متلاطم می شوند، آسیب پذیرند؛ بخصوص امواجی که ارتفاعشان از ارتفاع سد بیشتر باشد. توفان ها که شامل امواج خروشان ساحلی و جریانهای جانبی هستند، می توانند عمل شست و شو را در سواحل پشت سد نیز از 3 طریق انجام دهند: (1) از طریق شکاف های قدیمی ایجاد شده در سد؛ (2) در طول کانال‌های قدیمی مخصوص شست و شو؛ و (3) از هر نقطه ی توپوگرافی پایینی روی سد که در حال فرسایش است تا یک شکاف جدید در سد ایجاد کند. این شکاف ها ممکن است به سرعت با انتقال رسوبات ساحلی پس از توفان مسدود شوند، یا برای دهه ها باقی بمانند. رسوبات می توانند از شکاف ها منتقل شوند و رسوبات ناشی از امواج، در کنار ساحل، سطوح آبی کم عمقی را برای عقب نشینی های بعدی سدها تشکیل می دهند. این فرایندهای ناشی از عمل شست و شو دلیل اصلی رسوبات درشت دانه ای هستند که در نواحی کم فشار پشت سد دیده می شوند.
گستره ی جزر و مد به طور غیر مستقیم پیشرفت سد را کنترل می کند. با گسترش این گستره، تاثیر گذاری جریان‌های جزر و مدی نیز افزایش می یابد. منشور های گسترده ی جزر و مد باعث حفظ شکاف هایی می شوند که ناشی از توفان ها هستند. این نظام جزر و مدی مانع از پر شدن شکاف های بعد از توفان می‌شود و رسوبات ساحلی را به شکل دلتاهای سیلابی یا جزری در محلی دور از سد ساحلی، در می آورد. هرچه گستره ی جزرو مد بزرگتر باشد، شکاف های بیشتری بر اساس قابلیت هیدرولیکی باقی می مانند. یکی از طولانی ترین سدهای ساحلی در ایالات متحده در تگزاس است_ جزیره ی پادر که طولی بیش ازkm 100 دارد و، اگرچه در معرض حملات توفانی قرارگرفته و شکاف های متعدد (اکثرا مسدود) نیز به آن صدمه زده، جریانات جزرو مدی آن آنقدر نیست که بتوانند شکاف های ناشی از توفان ها را حفظ کنند. سواحل نیوجرسی نیز شکاف های ناشی از توفان با گستره ی جزرو مدی کمی دارد، اما به علت دخالت های انسان میزان رسوبات ساحلی کمتر شده و همین موجب باز ماندن شکاف هایی شده که در هر منطقه ی دیگری امکان داشت بسته شوند. سواحل کارولینای جنوبی از یک نظام جزر و مدی متفاوت برخور دارست که حجم بیشتری از شکاف ها را حفظ می کند، حجمی که برای توصیف جزایر سدی/سدی کافیست. به‌عنوان لازمه ی پیشرفت و حفظ مدخل، دلتاهای سیلابی و جزری مستحکمی وجود دارد که جزایر سدی را به شبکه ی آبهای جزر و مدی متصل می کند؛ شبکه ای که از نظر هیدرولیکی کار آمد است. اگر جریانات جزر و مدی کوچک به دلیل احیای زمین‌های پشت سد تغییر جهت دهند، ابعاد مدخل نیز تغییر می کند، برای مثال جزایر فریزین، دریای وادن، آلمان (فیتزژرالد و همکاران، 1984). مشخصه های جریان آب/ جزر ممکن است تحت تاثیر افزایش باتلاق نمک در ساحل قرار گیرند و تقارن جریانهای جزر و مدی سیلابی/جزری را به تاخیر بیندازند. به ندرت اتفاق می افتد که سدهایی با گستره ی وسیع جزرو مدی یافت، اما زمانی که این اتفاق بیفتد (نورفولا شمالی، انگلستان)، این انباشت های رسوبی هستند که فشار بیشتری روی سد می آورند، نه مدخل های جزر و مدی؛ با این وجود تحولات بعدی، علی رقم کاهش رسوبات،
احتمالا این موضوع را می رساند که پتانسیل فراوانی برای رسوب گذاری وجود دارد و مورفولوژی ظاهری جزایر سدی ممکن است در معرض تغییر باشد.                          
References
  • Fisher, J.J. (1967) Origin of barrier island chain shore- lines, Middle Atlantic states (abs.) Geological Society of America, Special Paper 115, 66–67.
  • FitzGerald, D.M., Penland, S. and Nummedal, D. (1984) Changes in tidal inlet geometry due to back- barrier filling: East Friesian islands, West Germany, Shore and Beach, 52, 3–8.
  • Forbes, D.L., Taylor, R.B., Orford, J.D., Carter, R.W.G. and Shaw, J.(1991) Gravel barrier migration and overstepping, Marine Geology 97, 305–313.
  • Hayes, M.O. (1979) Barrier island morphology as a function of tidal and wave regime, in S.P. Leatherman (ed.) Barrier Islands, New York: Academic Press.
  • Hoyt, J.H. (1967) Barrier island formation, Geological Society of America Bulletin 78, 1,125 1,136.
  • Isla, F.I. and Bujalesky, G.G. (2000) Cannibalisation of Holocene gravel beach-ridge plains, northern Tierra del Fuego, Argentina, Marine Geology 170, 105–122.
  • Jennings, S.C., Orford, J.D., Canti, M., Devoy, R.J.N. and Straker, V. (1998) The role of relative sea-level rise and changing sediment supply on Holocene gravel barrier development; the example of Porlock, Somerset, UK, Holocene 8, 165–181.
  • Johnson, D.W. (1925) The New England Arcadian Shoreline, New York: Wiley.
  • Kraft, J.C. (1971) Sedimentary facies pattern and geologic history of Holocene marine transgression, Geological Society of America Bulletin 82, 2,131–2,158.
  • Leatherman, S.P. (ed) (1979) Barrier Islands, New York: Academic Press.
  • Orford, J.D., Carter, R.W.G. and Jennings, S.C. (1996) Control domains and morphological phases in gravel- dominated coastal barriers, Journal of Coastal Research 12, 589–605.
  • Roy, P.S., Cowell, M.A., Ferland, M.A. and Thom, B.G. (1994) Wave dominated coasts, in R.W.G. Carter and C.D. Woodroffe (eds) Coastal Evolution: Late Quaternary Shoreline Morphodynamics, 121–186, Cambridge: Cambridge University Press.
  • Titus, J. (1990) Greenhouse effect, sea-level rise and Barrier Island: case study of Long Beach Island New Jersey, Coastal Management 18, 65–90.
 
JULIAN ORFORD       مترجم: سیروس  فخری))
 
 
BASE LEVEL - سطح اساس (سطح پایه) (سطح مبنا)
این تصور که برای فرایندهای فرسایشی حداقل اثر بخشی وجود دارد را مرحله ی آغازین یا سطح پایه می نامند. پاول (1875) برای نخستین بار این مفهوم را معرفی کرد: "ممکن است که ما سطح آب دریا را به‌عنوان یک سطح پایه ای وسیع در نظر بگیریم، که زیر آن زمین‌های خشک فرسایش پذیر نیستند؛ اما ما، برای اهداف منطقه ای و دوره ای نیز سطوح پایه ای دیگری برای فرسایش داریم، که در واقع سطح بستر های رودخانه های اصلی هستند که محصولات رسوبی را حمل می کنند." شورلی و بکینسل (1968) چهار تفسیر اصلی را برای این اصطلاح ارائه داده اند؛
  1. سطح اساس اصلی یا "سطح اساس بنیادین" سطحی است که گستره دریا با سطح خشکی مقایسه می‌شود.
  2. سطح اساس نسبی یا ساختمانی، که به موجب آن، محدوده ای معین درنظرگرفته می‌شود برای اندازه گیری فرسایش نزولی یک رخنمون مقاوم، که در قسمت های بالادست ناپایدار است.
  3. سطح اساس نهایی، که سطح توپوگرافی نهایی و یا آخرین سطح باقی مانده است.
  4. سطح اساس منطقه ای، به‌عنوان مثال در نواحیِ زهکشی داخلی تحت تاثیر یک چرخه خشکسالی.
نخستین مورد از این موارد جایگاهی محوری در مفهوم چرخه ی فرسایش W.M دیویس (1902) داشت. تغییرات مربوط به سطح پایه نیز نقش اساسی و مهمی در مطالعه زمین‌های آبرفتی، دلتاها و سایر سیستم های رسوب گذاری ایفا می کند (کاس و همکاران 1994). این تغییرات ممکن است در نتیجه فعالیت های محرک، تغییر در ارتفاع سطح دریا و تسخیر آب رودخانه باشد (Mather 2000).
 
References
  • Chorley, R.J. and Beckinsale, R.P. (1968) Base-level, in R.W. Fairbridge (ed.) The Encyclopedia of Geomorphology, 58–60, New York:Reinhold.
  • Davis, W.M. (1902) Base-level, grade and peneplain, Journal of Geology 10, 77–111.
  • Koss, J.E., Ethridge, F.G. and Schumm, S.A. (1994) An experimental study of the effect of base -level change on fluvial, coastal plain and shelf systems,Journal of Sedimentary Research B,64,90–98.
  • Mather, A.E. (2000) Adjustment of a drainage network to capture induced base-level change. An example from the Sorbas Basin, S.E. Spain, Geomorphology 34, 271–289.
  • Powell, J.W. (1875) Exploration of the Colorado River of the West, New York.
 
A.S. GOUDIE  مترجم: سیروس  فخری))
 
 
 
 
[1] Down stream Change in the Processes of Bank Erosion  تحولات پایین دست رودخانه در فرایند های فرسایش کرانه ها
 
دفعات مشاهده: 106 بار   |   دفعات چاپ: 11 بار   |   دفعات ارسال به دیگران: 0 بار   |   0 نظر
::
انجمن ایرانی ژئومورفولوژی Iranian Association Of Geomorphology
Persian site map - English site map - Created in 0.085 seconds with 885 queries by yektaweb 3506