[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 Beach تا Bedload ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۷/۲۱ | 
ادامه واژه  BEACH NOURISHMENT ترجمه نشده است
BEACH - کرانه ماسه ای
 کرانه ماسه ای منطقه انباشت رسوبات از طریق امواج است که در بین سطح اساس موج ( یا پایین ترین سطح موج ) و بالاترین حد اثر گذاری موج در منطقه خشکی ها اطلاق می شود. سواحل ممکن است با شنهای ریزدانه در بین بولدرها[1] و مناطق کم انرژی به تعادل برسند که بوسیله نوار باریکی از زبانه های ماسه ای که تحت تاثیر جریانهای ضعیف باد تا سیستم های پر انرژی باد، تا سطوح آماس شده با ارتفاع 2 تا3 متری در عرض حدوداً 500 متری سطوح مسطح عریض پایدار هستند. سیستم های ساحلی در تمامی سواحل جزر و مدی، عرضهای جغرافیایی، اقلیم ها و انواع سواحل ماسه ای  از دشت­های پست ساحلی در مقابل با سواحل طولانی و مناطقی با تجمع های کم زبانه های شنی در پایه صخره های توده ای و عظیم قرار گرفته اند. بنابراین سواحل در طیف گسترده ای از اثر گذاری موج، جزر و مد و ترکیبات رسوبی و زمین شناسی وجود دارند.
 در نگاه دو بعدی به کرانه ماسه ای ، تمام سواحل شامل سه زون پویا از امواج کم عمق، زون شکست موج و منطقه موج برگشتی خواهند بود. بر اساس مدل پایه موج، منطقه کم عمق موج در محلی که میانگین موجها می توانند رسوبات موج برگشتی را برش داده و به مناطق بیرونی جابه جا کنند گسترده شده است.
منطقه کم عمق موج بوسیله حرکات چرخشی محدب که یک شیب محدب بالارونده کمتر از 1 درجه را شکل می دهند احاطه شده است. این منطقه تحت سیطره رسوبات امواجی که به طور فزاینده ای با نزدیک شدن به منطقه شکست موج در سه بعد ایجاد می شود است. عمق و عرض این زون به ارتفاع موج و اندازه رسوبات وابسته است. در سواحلی با انرژی ساحلی زیاد این منطقه ها تا عمق 30 متر یا بیشتر که ممکن است 2 تا 3 کیلومتر از ساحل ماسه ای کشیده شده باشند توسعه می یابند، در حالی که در سیستم های با انرژی ساحلی کم ممکن است فقط تا امواج کوتاه در طول چند متری از ساحل گسترده شوند. رسوبات غالباً به سمت دریا و در طول ساحل دانه بندی می شوند. زون جریانی بین منطقه شکست موج و خط ساحل قرار گرفته است. منطقه زون جریانی بیشترین توان را برای فرایندهای پرانرژی پیچیده و شکل دهی ناهمواری و شکل بستر دارا است. اکثر فرایندهای ساحلی با شکست امواج ایجاد می شوند. جریانهای درون سواحل بوسیله گودی امواج و جریانهای چرخشی به همراه امواج، اصلاح شده و ایجاد می شوند.
جریانهای امتدادی کرانه ماسه ای از امواج ملایم ودر جهت جریانهای شاخه های مناطق پرموج (گسلاب) نتیجه شده اند. جریانهای دور از کرانه ماسه ای بوسیله امواج برگشتی، جریانهای پرموج مجزا و جریانهای برگشتی در سطح اساس دریا گرفته شده اند . عرض منطقه خیزاب به شیب آن منطقه وابسته بوده و تابعی از اندازه شنهای ساحلی و طول موج است. این منطقه به باریکی چند متر در یک شیب ساحل برگشتی، عموماً در عرض 50 تا 100 متری ساحل دریک تپه ساحل میانی و تا چند صد متر در منطقه تخلیه بالای انرژی سواحل می تواند وجود داشته باشد. با کاهش توالی امواج و کاهش شیب توپوگرافی، درصد و تعداد ستونهای ساحلی می تواند افزایش داشته باشد. تنوع فرم و فرآیند در امتداد سواحل بوسیله تغییرات در شرایط موج و بوسیله ستونهای سه بعدی و ناهمواری ایجاد شده بوسیله برخورد امواج(گسلاب) ایجاد می شوند.
عوارض توپوگرافی منطقه خیزاب ساحلی شامل تپه های موازی ساحلی و فضای بین آنها و همچنین با امواج در حال شکست در بالای ستونها و اصلاح شدن مجدد امواج در بین آنها است. کرانه ماسه ای آماس کرده (متورم) به ندرت بیشنر از دو ستون دارند. ( ستونها و سواحل را ببینید )، در حالی که کرانه ماسه ای دریاهای پرانرژی ممکن است چندین ستون داشته باشند. در کرانه ماسه ای بینابینی با چرخش سلولی گسلاب، ستونها و مناطق گسلاب به طور متناوب جابه جا شده اند و همانطور که مشخص است در این نواحی ستونهای هلالی شکل می توانند ظاهر شوند.در صورتی که آنها( تغییرات سواحل ) در ستونهای داخلی حاکمیت پیدا می کنند، می توانند هماهنگی مجدد خط ساحلی را برای تولید شکل توپوگرافی به عهده داشته باشند. شکلهای بستر منطقه خیزاب تغییرات توان و جهت جریانها، عمق آب و آستانه ای از سطوح مسطح تا بالای ستونهای کم عمق را تا چرخش موج و جریانهای عمودی ریپلهای ساحلی در بین آنها را بازتاب می دهند، تا اینکه کرانه ماسه ای موازی رو به دریا ریپلها را در کانالهای حاصل از برخورد امواج جابجا کنند.
منطقه خیزاب از خط کرانه ماسه ای تا بالای ساحل از محلی که موج می شکند یا چاله ها فرومیریزند تا منطقه محدودیت خیزاب گسترش یافته است. منطقه خیزاب همیشه یک منطقه شیب دار بالا رونده از امواج بالارونده ویک منطقه شسته شده پشتی خود دارد. این شیب به طور مستقیم مرتبط با اندازه دانه ها وبه طور معکوس مرتبط با ارتفاع موج است و ممکن است بازه ای از 1 تا 10 درجه را شامل باشد. منطقه خیزاب ممکن است نوک یا بارکه ای از کرانه ماسه ای با جزر و مد بالا را و همچنین سواحل هلالی بزرگ را در مقیاس کم تحت تاثیر شدید قرار دهند . علی رغم محدودیت خیزآبهای نرمال در منطقه پشت ساحلی، یک محدوده ای هم از بادرفتهای رسوب شده و یا جریانهای سیلابی، سطح بالایی سواحل را شستشو دهند، ابن موضوع در سواحل سه بعدی که به متغیرهای بیشتری واکنش نشان داده اند شدیداً پیچیده شده اند. ابتدا هم سطح با خط کرانه ماسه ای قوسهای موج کرانه ماسه ای خیزابی هم تراز را ایجاد می نماید. همان گونه که امواج مجددا شکسته می شوند در سرزمینهای بالایی (بالای خشکی ها ) و ناهمواری های نزدیک ساحل، قوسهای موج به صورت موازی با ترازهای ارتفاعی شکسته می شوند. در خط ساحلی این کرانه ماسه ای ، امواج هلالی شکل به صورت موازی همانند جابجایی بسیار ناچیز خط کرانه ماسه ای جابجا شده و در حوالی آن سواحل خیلی ایستایی که در تعادل با امواج هلالی ایجاد می شود. جایی که امواج در طول ساحل به زایه ملایم و پایداری در ساحل می رسند، رسوباتی که به سمت پایین جابجا شده اند بوسیله جریانهای منطقه خیزاب در امتداد کرانه ماسه ای ایجاد شده اند و بوسیله امواج، یک انباشتگی را در کرانه ماسه ای همتراز ایجاد می نمایند.
 
انواع سواحل (Beach Type)
 نوع ساحل به مشخصاتت مورفودینامیک سیستم سواحل مرتبط است که محصول فعل و انفعالات بین موج، جزر و مد و رسوبات است. سواحل ممکن است سه نوع باشند: سواحل تحت سلطه امواج، تغییریافته تحت تاثیر بوسیله جزر و مد و سواحل تحت سلطه جزر و مد. سواحل تحت سلطه امواج در مناطقی که امواج با رنج جزر و مد ارتباط بالایی دارند حادث است. این رابطه می تواند به صورت عددی (شمارشی، محاسباتی) بوسیله ارتباط بازه جزر و مد نیز تعیین شود.
RTRTR/Hb
 
جایی که TR بازه جزر و مد بهاری و Hb میانگین ارتفاع موج شکسته شده است. هنگامی که RTR<3 باشد سواحل تحت سلطه جزر و مد هستند. هنگامی که 15>RTR> 3 باشد سواحل تغییر شکل یافته و زمانی که 15<RTR باشد سواحل تحت تاثیر جزر و مد است. درون هر کدام از این انواع سواحل بازه ای از امواج و رسوبات تلفیق شده می توانند ظاهر شوند که تحت تاثیر شرایط واقعی سواحل است.
 سرعت ریزشی بدون بعد
Hb/TWs=
جایی که T به عنوان دوره های موج (S) و sW به عنوان سرعت ریزش رسوبات ( -1MS) در کمیت سواحل می تواند مورد استفاده واقع گردد. آنها با بازه ای از بازتاب حداقل انرژی (Q<1) که توسط امواج کوتاه با دوره های زمانی بیشتر و رسوبات درشت تر، برای پراکندگی (Q>6) با امواج بلندتر و دوره های کوتاه تر و رسوبات ریزتر شناخته می شوند .در بین تلاطم خیلی بالای سواحل بینابینی (=2-5 ) آنها بوسیله شرایط امواج متوسط و بلند ایجاد گردیده اند.
 
سواحل تحت سلطه امواج(WAVE-DOMINATED BEACH
سواحل تحت سلطه امواج شامل سه نوع هستند: برگشتی، بینابینی و اتلافی هستند.
سواحل برگشتی (انعکاسی)(Reflective Beaches)
سواحل بازگشتی بوسیله تلفیق امواج کوتاه در دوره زمانی طولانی و متشکل از اجزاء درشت دانه شن ایجاد شده اند . آنها در سواحل شنی آماس کرده (Swell) هنگامی که میانگین امواج کمتر از 5/0 متر است و در تمام سواحل وقتی که رسوبات ساحلی از سنگ‌های درشت یا درشت‌تر تلفیق شده اند و شامل تمام سواحل سنگی و بولدری وحتی تحت تاثیر امواج بلند هستند، ظاهر می گردند.
به هر حال همه آنها بوسیله یه بالاآمدگی مقعر در نزدیکی منطقه ساحلی که تحت سیطره امواج کم عمق است مشخص و گسترده شده اند. امواج در این منطقه به وسیله غوطه ور شدن و افزایش طول پایه سطح موج شکسته می شود. ساحل فشار قوی جریان، آب حاصل را حرکت داده و با آن تلفیق شده و با رسوبات درشت دانه سطح شیب داری را در ساحل ایجاد می نماید (4- 10درجه )، که عموماً با سواحل نوک تیز کاملا توسعه یافته یا باریک پوشیده می شود (عکس 12(،
ممکن است این جریان بوسیله جریان آب در جایی که جریان جزر و مد بالا ممکن است باعث انباشتگی رسوبات گردد برگشت داده شده. هنگامی که رسوبات مشتمل بر بازه ای از رسوبات دانه ریز تا درشت دانه با همدیگر جمع می شوند همانند یک سطح شیب دارعمل کرده و در پایه سطح ساحل امواج شکسته می شوند.
این باریکه ها از چرخش سلولی در سواحل با جزر و مد بالا و در زیر پهنه امواجی که از ارتباط متقابل ورودی و خروجی های جریان امواج بازتاب می یابند نتیجه شده اند. درجه بالای امواج برگشتی به سمت مقابل ساحل، دلیلی برای نامگذاری این نوع از سواحل برگشتی است.
 

عکس 12 : انرژی کم در سواحل برگشتی با امواج در شیب میانه ساحلی، هورس شو بی، جنوب استرالیا ( اندرو دی شورت)
بخش هایی ار سواحل زیبای هلالی شکل و جریان های چرخشی درون آنها بدون تغییرات در خط ساحل در هر کدام از فرآیندها یا مورفولوژی ساحل از ضروریات سواحل دو بعدی است. همچنین در سواحل سنگی آنها مجددا حد نهایی کمترین میزان انرژی را در طیف ساحلی نمایش می دهند و همچنین همانند سیستم های ثابت متقابلاً در حال واکنش نشان دادن به افزایش طول موج هستند. مانند یک افزایش اجباری رشد انرژی جریانی و فرسایش در محدوده های جریانی.
 
سواحل بینابینی (Intermediate beaches)
 سواحل بینابینی همانند آن چیزی که نمایش می دهند برای مجموعه ای از انواع سواحل بین منطقه بازتابی کم انرژی ساحلی و منطقه تلاقی انرژی بالای ساحل نامگذاری شده است. آنها سواحلی هستند که از امواج زیر حد میانگین و امواج بلند، سواحل دریایی آماس کرده(ورم کرده)، با سنگ های درشت تا متوسط تشکیل شده اند. دو دستاورد ساختاری از سواحل بینابینی شامل : 1- منطقه خیزاب و 2- جریانهای سلولی چرخشی گسسته، عموما همراه با ستونهای امواج هم وزن و سواحل ناهموار هستند. از آنجایی که سواحل بینابینی در بازه بسیار متفاوتی از شرایط امواج می توانند ایجاد شوند، شامل چهار بازه از شرایط سواحل با انرژی کم، تراستهای ضعیف جزر و مدی تا جایجایی ستونهای مسلط شکافته شده و ستونها و سواحل هم وزن، و در مناطق پر انرژی ساحلی در امتداد ستونهای خط ساحل و در بین آن وجود دارند. سواحل بینابینی بوسیله فرآیندهای مرتبط با امواج پراکنده در طول منطقه خیزاب که وظیفه جابه جایی امواج رابه عهده دارند با دوره های از 2-20 ثانیه و تا امواج بلند با جاذبه بالا با دوره <35 ثانیه کنترل می شوند.سواحل بینابینی در نتیجه یکپارچه شدن امواج ورودی با امواج گروه بندی شده در منطقه خیزآب ساحلی با افزایش انرژی ودر امتداد خط ساحلی همانند امواج اجرا شده و امواج پیاده شده ظاهر می شود. امواج بلند در طول ساحل در نتیجه یک عملکرد متقابل بین امواج ورودی و امواج خروجی که در تولید امواج ایستاده در طول منطقه خیزاب فعالیت دارند بازیافت می یابند. اینگونه ادعا شده است که لبه ایستاده امواج که در منطقه خیزاب به دام می افتند واکنشی برای فعالیت چرخش سلولی است که بخش درونی جریانهای تلاطمی را توسعه می دهد. اینها در واقع واکنشی برای درجه بالایی از تغییر پذیری فضایی و موقتی در مورفودینامیک مناطق ساحلی بینابینی هستند.
جزر و مدهای کوتاه در سواحل تراستی ( یا لبه ها و جریانها ) بوسیله ستونهایی همراه و پیوسته یا در زیر منطقه جزر و مد شکل یافته اند. شکل آنها تحت تاثیر ریز امواج کوتاه (0.5-1 متر ) بوده و معمولاً در زیر تغییرات موقت بین جزر و مد پایین زمانی که امواج می شکنند در طول ستونهاپراکنده می شوند، در حالی که در جزر و مدهای بالا آنها ممکن است نشکنند و نتوانند چهره سواحل با جزر و مد بالا را بازتاب دهند. تلاطم ضعیف آب ممکن است در جزر و مدهای متوسط و ضعیف رخ دهند. ستونهای حمل شده و سواحل بالاآمده در بخش پایینی امواج با ارتفاع متوسط (1-1.5 متر ) در روی سواحل جریانی و در قالب کانالهای بالاآمده که بوسیله ستونهای کم عمق به سمت سواحل جابه جا و پراکنده می گردند، توسعه یافته اند. تغییرات شکستگی موج و شکستگی در بین ستون‌های کم‌عمق کانال‌های آماس کرده عمیق به یک اختلاف در خط ساحل انجامیده و در جریان‌های با ارتفاع بالا و رسیده شده که فعالیت مجدد سواحل در زمینه فرم دادن برآمدگی‌های بزرگ و برجسته شاخی‌شکل در ستون‌های بادپناهی بوده و در خلیج ها در بخش پشتی کانال‌ها حبس می شوند. تمایل جریان آب به جریان یافتن در حاشیه ساحل در بخش بالای ستون‌ها، سپس درون کانال‌های آماس شده جریان‌ها در نزدیکی خط ساحل جابجا شده وساختاری همگرایی می‌یابند، نهایتاً در بخش به‌دام افتاده (حبس شده) آنها جریان می‌یابند در حاشیه دریا در کانال‌‌های آماس شده همانند یک جریان کم‌عرض مرتبط (چندین متر) و جریان‌های قوی ( 0/5- 1 ms) جریان‌های پاره شده نامیده می‌شوند. این سواحل(دارای متغیرهای خط ساحلی فضایی) در امواج شکسته شده، منطقه خیزآب، منطقه جریان‌های چرخشی، در سواحل و ناهمواری منطقه خیزآب، در یک سیستم غیرثابت و متغیر برجسته شده‌اند. (عکس 13) تغییرات شکستگی امواج وشکستگی ها در طول ستونهای کم عمق و تلاطم های جریانی عمیق به شکل گیری تنوع در ارتفاع سواحل شسته شده در خط ساحل که فعالیت مجدد سواحل در زمینه فرم دادن به برآمدگی های بزرگ و برجسته شاخی شکل در بخشهای پشت موج ( بادپناهی) انجامیده و جریان آب به جریان در حاشیه ساحل، بالای ستونها و سپس درون کانالهای بالا آمده تلاطمی تمایل دارد. جریانهایی که به سمت خط ساحل حرکت می کنند نهایتاً درپشت منطقه تلاطمی امواج به دام افتاده و سپس در حاشیه ساحل در بخش بالایی ستونها وپس از آن در درون کانالها همانند یک جریان کم عرض مرتبط(چندمتر) حرکت می کنند، جریانهای قوی (1-0.5 متر ) جریان تلاطمی نامیده می شود. این سواحل دارای متغیرهای خط ساحلی فضایی در یک سیستم غیر ثابت و متغیر در امواج شکسته شده منطقه خیزاب و جریانهای چرخشی و سواحل و ناهمواری منطقه خیزاب هستند.
در طول دوره ای از امواج متوسط تا بلند (1.5-2 متر ) ستون های ریتیمک و اشکال منطقه ساحلی شکل یافته اند. امواج بلند وظیفه خروجی جریانهای منطقه خیزآب را به عهده دارند که به تلاطم های عمیق و پهن و کانالهای تلاطمی برای تغذیه جریانها نیاز دارند. جریانهای تلاطمی در کانالهای خوب توسعه یافته تلاطمی بوسیله ستونهای معکوس پراکنده شده اند، با این حال ستونهای منفعل از سواحل بوسیله کانالهای تغذیه کننده در سطح منطقه ساحلی گسترده شده اند.
ستونهای خط ساحلی در بین سیستم های ساحلی محصولی از توالی امواج بلند بوده و یک خط ساحل ممتد را در بین ستونها و منطقه ساحل حفر می نمایند. امواج در بخش بیرونی ستونها به شدت شکسته و در بین ستونها دوباره شکل می یابند و در طول خط ساحل مجدداً می شکنند. این امواج غالبا در حال تولید یک سطوح شیب دار بازتابی ( سطح شنی هلالی شکل ) ا تراستهای جزر و مدی (شنهای ریز دانه ) هستند. جریانهای چرخشی منطقه خیزآب مشتمل بر هر دو حالت جریانهای شکافته شده سلولی مانند جریانهای برگشتی در سواحل نرمال است (شکل را ببینید ).

عکس 13:تپه های ماسه ای معکوس کامل توسعه یافته ، سواحل لینگت هاوس ،نیو ساوت ولز، استرالیا
 (Andrew D. Short)
سواحل اتلافی (Dissipative Beaches)
  سواحل اتلافی، بخش پایانی انرژی زیاد از طیف سواحل را نمایش می دهند. آنها در مناطقی که امواج بلند، امواج کوتاه متوالی و ماسه های ریزدانه وجود دارند، ظاهر می شوند. به طور کلی این سواحل در معرض محیط­های دریایی بوده و در محلهایی که دوره های منظمی از طوفانهای بلند و کوتاه امواج رخ می دهد مانند سیستم سواحل اتلافی شمال و دریای بالتیک و همچنین در سواحل پر انرژی بالاآمده عرضهای میانه و سواحلی با امواج طوفانی همانند شمال غرب آمریکا، جنوب آفریقا، جنوب استرالیاو نیوزلند رخ می دهند. در سواحل بالا آمده ارتفاع امواج باید برای هفته ها از 2-3 متر بگذرد تابتواند ساحل اتلافی را ایجاد نماید. این سواحل با شیب بلند در مقابل ساحل و منطقه خیزآب با دو ستون ساحلی موازی یا بیشتر در بین منطقه خیزاب مشخص شده اند. (عکس 14)
شیب پایین، محصولی از شنهای ریز همانند تسلط تواالی گل و لای جذب شده و جریانهای چرخشی در منطقه خیزآب است که سطح پایینی بخش ساحل را می سازد. این نام از این واقعیت می آید که امواج انرژی خودشان را در بین ستونها ی زیاد و منطقه وسیع خیزآبی پراکنده می کنند.
 

عکس 14: سواحل برگشتی با انرژی بالا شامل یک ستون داخلی، در بین و ستون گسترده بیرونی، داگ فنس بیچ،جنوب استرالیا(Andrew D. Short)
 
مصرف تصادفی انرژی امواج، وظیفه رشد انرژی جذبی را دردوره طولانی در طول خط ساحلی به صورت سازنده و تخریب کننده به عهده دارد. امواج ایستاده غالباً بوسیله رابطه متقابل امواج ورودی و خروجی که در طول منطقه خیزاب داری سرعت دو گره یا بیشتر هستند ایجاد می شود. این باور وجود دارد که ستونهای هلالی از زیر گره های امواج ایستاده بوده و در بخش زیرین گره های شکسته شده جریانهای چرخشی منطقه خیزاب، به صورت عمودی جدا شده و چاله های امواج آب را در منطقه ساحلی بین سطح ستونهای آب جابجا می کنند. این آب همانند امواج تولید شده، خط ساحل را می سازد، همانطور که این امواج پیاده می شوند جریانهای برگشتی تمایل دارند که مجدداً در بین بستر ساحل ایجاد شوند که این مهم موجب جهت دهی جریانها در بین بستر منطقه خیزاب(زیر چاله های امواج) شده که به آن جریان پایه برگشتی گفته می شود.
مشابه بازتابهای موجود دربخش انتهای طیف سواحل، سواحل برگشتی به طور مشخص سیستم های ثابتی هستند. آنها برای مطابقت با امواج بلند طراحی شده اند و هنوز هم می توانند با گسترش دادن منطقه خیزاب و افزایش نوسان امواج ایستاده تطبیق یابند. این در حالی است که طول دوره امواج کوتاه غالباً خیلی کوتاه تر از آن است که به حرکت و جابه جایی قابل توجهی از رسوبات از اعماق دریا اجازه دهد.
 
سواحل تغییر شکل یافته بوسیله جزر و مد (Tide-Modifies beaches)
 اغلب سواحل دنیا تحت تاثیر جزر و مد هستند. در قالب سواحل باز دنیا در جاهایی که جزر و مد کمتر از 2 متر است تسلط امواج و اثرات جزر و مد بسیار پایین است. به هر حال همانگونه که دامنه جزر و مد افزایش می یابد ویا اینکه ارتفاع امواج اثرات جزر و مد را کاهش می دهد، افزایش طول جزر و مد اهمیت می یابد. به منظور تطبیق اثر جزر و مد بر روی سواحل، تا تعیین شکل ساحل بوسیله موج، سواحل می توانند به انواع تغییر شکلهای جزر و مدی و غلبه و تسلط جزر و مد تقسیم شود، همانگونه که بوسیله معادله یک تعیین شده است تقسیم شوند(معادله صفحه 64).
RTR=TR/H
جابجایی موقعیت سواحل بین منطقه بالا و پایین جزر و مد در نتیجه اثر افزایش بازه جزر و مداست. این موضوع به شیب خط ساحل وابسته است و می تواند در طول صدها متر متمایل باشد. این جابجایی نه تنها منطقه ساحلی را بلکه منطقه پرتنش موجی را و همچنین منطقه خیزاب را در منطقه نزدیک ساحل جابجا نماید. در حالی که امواج بر منطقه ساحلی تسلط می یابند یک ارتباط "ثابت شده " بین منطقه Swash - خیزاب و نزدیک ساحل برقرار می نمایند. آنها در سواحلی که با جزر و مد تغییر می یابند خیلی پیوسته هستند. نتیجه این ارتباط پیوسته شبکه ای یک نشانه ای از فرایند سه بعدی امواج در منطقه کم عمق (منطقه نزدیک ساحل)، منطقه خیزاب و منطقه شستشو ساحلی است.
 اولاً اینکه یک مقطع از سواحل بین جزر و مد می تواند در معرض هر سه فرایند در شرایط متفاوتی از جزر و مد باشد. ثانیاً همه سه زون به جز یک دوره زمانی کوتاه در معرض جزر و مدهای بلند یکپارچه هستند، فقط یک کاهشی در زمان رخدادوجود دارد که هر کدام از فرایندها می توانند پویایی آنها را در بخشهایی جرئی ای از ساحل مانند یک فرایند متوالی حفظ نمایند. تمایل برای منطقه Swash فقط در زمان تسلط جزر ومد بهاری در سواحل است. در فرایندهای مسلط مورفولوژیکی منطقه خیزاب، ازاطراف مناطق ضعیف جزر و مدی در امتداد جزر و مدهای ضعیف، فرایندهای موج کوتاه به سرعت در همه جا مسلط و تولید یک سطحی با شیب ملایم، بدون عارضه و سطح مقعر را می دهند.
هنگامی که امواج ضعیف (<1-2) که شامل یک شیب بازتابی هستند، با سواحل با جزر و مد بلند مواجه شود و در مقابل آن بوسیله تراستهای کم شیب و جزر و مدهای ضعیف احاطه شده و در اغلب موارد با برآمدگی در طول شیب بین دو حالت می شکند. امواج جزر و مدی در بین تراستها از هم می پاشند، در حالی که در جزر و مدهای با ارتفاع بالا، آنها به صورت نشکسته در بین تراستهای غرق شده برای تشکیل موج در شیب بازتابی سواحل جزر و مدی حرکت می کنند. در منطقه با امواج متوسط، (=2-5) و بازه جزر و مد (RTR=3-7)، تغییر شکل سواحل بوسیله جزر و مد بازتابی از یک جزر و مد بلند در سواحل است. به طور معمول منطقه گسترده شده بین منطقه جزر و مدی و منطقه بین جزرو مد پایین بوسیله مورفولوژی منطقه خیزاب پوشش داده می شود که ممکن است شامل ستونهای جابجا شده، ستونهای ریتیمک وستونهای شکافته شده باشد. در محیط های دریایی با انرژی متوسط مجموعه ای از لبه های موازی و بدون حرکت ساحلی ممکن است توسعه یابند. (plate15) سواحل جزر و مدی با انرژی بالا (<5) از شنهای ریز که شاخصه گسترش شیب ضعیف در سطح گسترده ای هستند تشکیل شده است. سطوح بالارونده مقعر، صاف و بدون عارضه، سواحل و سیستم های بدون جزر و مد یک ساحل فوق اتلافی نامیده می شوند.

عکس 15- سواحل بازتابی که با سه ریج و آبرو ها، ساحل اوماها، فرانسه (Andrew D. Short)

عکس 16، ساحل روشلی ،ولز،ساجل جزر و مدی فوق اتلافی پر انرژی، در این تصویر در حالت مد گرفته شده است . (Andrew D. Short)
 
سواحل جزر و مدی (TIDE-DOMINATED BEACHES)
 سواحل جزر و مدی در زمانی که RTR> 15 و بازه جزر و مد بیشتر از 15 بار از ارتفاع موج بزرگتر باشند اتفاق می افتد. همانطور که بلندترین جزر و مد جهانی در حدود 12 متر و معمولاً کمتر از این اندازه است، ابن بدان معنی است که اغلب سواحل جزر و مدی امواج ضعیف وخیلی ضعیفی دریافت کرده (کوچکتر از یک متر) و عموماً تحت سلطه امواج حاصل از باد های محلی هستند. سواحل جزر و مدی مشخصه سواحل شیبدار، باریک و با جزر و مد بالا است و یک شیب کم و گسترده (کمتراز یک درجه ) در منطقه شنی بین جزر و مد که در مناطقی با درجه حرارتهای حاره ای عموماً در بخش بالای منطقه پایینی جزر و مد در گیاهان دریایی در مرغرارها محدوده شده است. وضعیت کاهش انرژی امواج در این سواحل در سه حالت است 1- سواحل و دامنه های شنی، شامل دامنه های چندگانه و ضعیف، سواحل موازی با دامنه های شنی در بین منطقه بینابین جزر و مد 2- سواحل برگشتی که در معرض سطوح گسترده، صاف، بین جزر و مدی بدون عارضه شنی و صاف است . 3- سطوح صاف مسطح سنگی، که ساحلی است در دوردستها که دارای یک ساحل جزر و مدی است. به هر حال در مقابل آنها اغلب سطوح مسطح جزر ومدی بوسیله جزر و مد و بدون امواج شناخته شده است و ممکن است جزر و مد و عوارض جریانی جزر ومدی که بخشی از آنها بین سواحل و عموما بین گل و لای ها سطوح جزر و مدی مسطح جابه جا می شوند، باشند.
Further reading
  •  Carter, R.W.G. (1988) Coastal Environments, London: Academic Press.
  •  Hardisty, J. (1990) Beaches: Form and Process, London: Unwin and Hyman.
  •  Horikawa, K. (ed.) (1988) Nearshore Dynamics and Coastal Processes, Tokyo: University of Tokyo Press.
  •  Komar, P.D. (1998) Beach Processes and Sedimentation, 2nd edition, Upper Saddle River, NJ: Prentice Hall.
  •  Short, A.D. (ed.) (1999) Handbook of Beach and Shoreface Morphodynamics, Chichester: Wiley.
 SEE ALSO: bar, coastal; bedform; rip current
 
)ANDREW D. SHORT                            (مترجم : منیژه قهرودی تالی)                                       
  BEACH CUSP - دماغه ساحلی
 دماغه های ساحلی، عوارض منظم هلالی شکلی هستند که به طور منظم در طول خط ساحل در حال رخ دادن می باشند. این اصطلاح برای عوارضی با ابعاد متغیر از 10 سانتی متر تا چند صد متر استفاده شده است. اگرچه نمونه های بزرگتر تمایل دارند که عوارض سواحل ریتمیک با اصطلاح هلال­های متلاطم نامیده شوند تا عوارضی با فضا های کمتر از یک متر (Terner,Haghs 1999) . دماغه های ساحلی عموماً با سنگهای متوسط و درشت دانه، ریگ و سنگ یا تلفیقی از سنگ رسوبات ریگی، که در سواحل شیب دار نشانه های از تثبیت بازتاب موج است، همراه هستند. بازه دامنه آنها از تقریبا صفر تا بیشتر از یک متر است. در سواحلی با بازه جزر و مدی بالا، مجموعه های چندگانه ای از هلالها ممکن است در سطوح متفاوت حضور داشته باشند.سواحل هلالی شکل شامل مناطق حبس شده در خلیجها یا گودی بوسیله شاخکهای مثلثی شکلی ها پراکنده شده اندکه به صورت معمول شامل رسوبات درشت دانه هستند.
تعدادی از الگوهای جریانهای مختلف گل و لای درون و یا اطراف دماغه در مطالعات گزارش شده بوده است. تحت شرایط سواحل کم انرژی، جریانهای نوسانی ( با جریانهای بزرگ بی تاثیر بوسیله مورفولوژی دماغه ها)، جریانهای شاخی واگرا (جریانهای خیلی پراکنده شده در شاخکها با بازگشت آب از مناطق محبوس در خلیج)، و جریانهای شاخی همگرا (ورود خیلی سریع ذماغه ها در مناطق محبوس در خلیج ها و بازگشت در طول گوشه ای از شاخ که در بخش مرتفع آن به حالت واگرا درآمده است) گزارش شده است. همچنین تحت شرایط جریانی پر انرژی ( جابجایی مستقیم آب در طول خط ساحل) و جریان تند فواره ای ( جایی که ورودی جریان بوسیله شستشوی منطقه پشتی جریان که به اندازه کافی توسعه یافته است عقب نگه داشته شده و در طول یک فوران سریع که در مرکز منطقه محبوس در خلیج) میتواند اتفاق بیفتد((Masselink and Pattiaratchi 1998).
برای حالت شکل گیری دماغه های ساحلی ، ایده های متناقض زیادی پیشنهاد شده اند، این ایده ها شامل فرایندهای اتحاد (یکپارچگی)، فرایندهای فرسایشی یا تلفیقی هستند که هر دوی آنها و همچنین تئوری های آنها بر اساس بی ثباتی امواج شکسته شده، جابجایی رسوبات در طول ساحل و سطح مقطع امواج جاری نیز استفاده کرده است. ادامه بحث در خصوص شکل گیری دماغه های ساحلی ، با دو تئوری بر مبنای اختلاف اساسی در فرآیندها غالب معرفی گردیده است.
توسعه دماغه ها بوسیله لبه امواج ایستاده در دو دوره ( زیر هارمونی ) یا همگام با امواج ایجاد شده بود پیشنهاد شده است. این فرضیه می تواند فضاسازی های منظم ساحلی را تشریح نماید (فضاهای دماغه ای برابر با لبه طول موج برای همگامی لبه امواج، یا نیمی از لبه طول موج برای لبه امواج زیر هارمونی) اما همچنین می تواند پیچیدگی فضای شبه منظمی را در صورتی که حالت لبه موج بیشتر از یک حالت باشد را تشریح نماید (Werner and Fink (1993)). به هر حال یک مدل سازماندهی خود ساخته، در نتیجه فشار توپوگرافیک در بازخورد با مکانیزمهای بین جریانها و نتایج موفولوژیکی حاصله در بخش جلویی دماغه های ساحلی برای شکل گیری سواحل دماغه ای پیشنهاد شده و فاصله دماغه ها مثل نسبتی از طول حرکت جریانها ارائه شده است. پیش بینی ها از فاصله دماغه های ساحلی مشابه بر اساس تمایز کامل خودسازمانی و تئوری اثر گذاری لبه موج در شکل گیری دماغه ها، بدان معنی است که مطالعات میدانی قادر نبوده است که بین این دو مدل تمایز قائل شود. همچنین ممکن است که لبه امواج آغاز کننده توسعه دماغه ها بوسیله شرایط خودسازمانی باشد و سپس امکان رشد عوارض را بدهند. اغلب مطالعات میدانی اهمیت فرایندهای بازخوردی را بین جریان و مورفولوژی تقویت کرده اند. (Masselinket al. 1997)
References
  •  Hughes, M. and Turner, I. (1999) The beachface, in A.D. Short (ed.) Handbook of Beach and ShorefaceMorphodynamics, 119–144, Chichester: Wiley.
  •  Masselink, G. and Pattiaratchi, C.B. (1998) Morphological evolution of beach cusps and associated swash circulation patterns, Marine Geology 98, 93–113.
  • Masselink, G., Hegge, B.J. and Pattiaratchi, C.B. (1997) Beach cusp morphodynamics, Earth Surface Processes and Landforms 22, 1,139–1,155.
  • Werner, B.T and Fink, T.M. (1993) Beach cusps as selforganized patterns, Science 260, 968–971.
Further reading
  • Komar, P.D. (1998) Beach Processes and Sedimentation, 2nd edition, Upper Saddle River, NJ: Prentice Hall.
SEE ALSO: beach; wave
)KEVIN PARNELL         (مترجم: منیژه قهرودی تالی)   
 
BEACH–DUNE INTERACTION - اثرات متقابل تپه های ماسه­ای ساحلی
 منشا شکل گیری تپه های ماسه ای در سواحل تحت تاثیر امواج در نتیجه ارتباط متقابل ساحل و تلماسه بوسیله هسپ(1982) فرموله شده و بوسیله انتشار یک مدل کوچکی از جزر و مد که به صورت قابل قبولی قابلیت پیش بینی دارد توسعه پیدا کرده است. (Wright and Short1984) . مدل ساحلی دانشمندان را قادر ساخت که سواحل با جزر و مد کوچک را در شش حالت با ویژگی های مورفولوژیکی، جنبا و با تحرک پذیری، و حالتهای فرسایشی و رسوبگذاری طبقه بندی کنند. تداوم تحقیقات باعث گردید مدلهای اصلی در سواحل با جزر و مد کم تا بالا توسعه بیابند. یک مفهوم از ساحل و موفولوژی پشت ساحل در انواع مختلفی از سواحل خیزابی به هسپ اجازه داد که ارتباطات واقعی و تئوریک بین مورفولوژی منطقه پشت ساحل، توانایی و قدرت حمل رسوبات، شرایط تلماسه ها و مورفولوژی و انواع تپه های ماسه ای و شرایط رشد آنها را توسعه دهد.
 
حالت منطقه واژگونی موج (Surfzone-beach state)
 مدل ساحل با جزر و مد های کوچک، سواحل را در شش حالت، سواحل با شرایط پراکنده ای در انرژی امواج بلند (بیشتر از 2.5 متر )، شرایط بازتابی و شدید انرژی امواج کوتاه (کمتر از 1 متر ) طبقه بندی نموده است. چهار حالت از سواحل به صورت بینابینی که در بین این ظاهر می شوند. سواحل اتلافی با ویژگی سواحل پر انرژی پتانسیل بالایی برای تامین رسوبات در منطقه ساحلی را دارند هستند (Hesp 1988). نکته: به هر حال آن سواحل ممکن است هم به صورت اتلافی و پراکنده باشند زیرا که سنگهایی با ابعاد خیلی خوب و وجود شن به اندازه کافی در این سواحل در آنها حضور دارند (از جهت شیب ملایم )، به نحوی که سواحل اتلافی ممکن است با قدرت کمتری از انرژی باشند.
 این نوع از سواحل به صورت تیپیک گسترده شده ونشان دهنده مورفولوژی مقعر و صاف مناطق است ( بدون باریکه ساحلی )، شیب کم و منطقه پشت ساحلی بسیار کوچک و متحرک آخرین وابستگی به ضریب تنوع موقعیت خط ساحلی بوده و ارتباطات و وابستگی های واقعی در بخشی از تغییرات حجم و پروفیل تغییرات خط ساحلی و منطقه پشتی آن را در بین فازهای فرسایش و رسوبگذاری در طول زمان تجربه شده، نشان داده است.
سواحل برگشتی مشخصا سواحلی با امواج کم انرژی با پتانسیل پایینی از امواج در منطقه ساحلی بوسیله رسوبات متحرک ساحلی ایجاد گردیده اند، توجه داشته باشید که آنها در محلهایی که امواج با انرژی متوسط تا بالا با رسوبات درشت دانه تا بولدرها هستند، نیز شکل می گیرند. این سواحل با شیب تند، باریک و خطی تا مورفولوژی های پادگانه ای (یک شکل باریکه ای را شرح داده است ) باتحرک پذیری پایین در منطقه پشت ساحلی هستند .
سواحل بینابینی از گستره سواحل صاف کم تحرک در انتهای منطقه حداکثر طیف انرژی در بین سواحل با عرض متوسط با باریکه های مشخص و تحرک پذیری بالا تا سواحل با عرض باریک و متوسط تا باریکه هایی با تحرک پذیری کم در انتهای طیف امواج در فرایندهای منطقه خیزاب در شکافهای ساحلی مسلط شده اند.
 
ساحل ماسه ای عرض پسکرانه و مورفولوژی، طول بادگیر و پتانسیل حمل و نقل بادی.
)Beach-backshore width and morphology, fetch and potential aeolian transport(
 عرض منطقه ساحلی در تعیین جابجایی رسوبات جایی که به عنوان یک عامل حیاتی برای تعیین حجم سنگهای حمل شده در بین منطقه پسکرانه و تپه های ماسه ای ساحلی است، اهمیت دارد (Davidson-Arnott 1988). مورفولوژی منطقه ساحلی بسیار مهم است زیرا بزرگترین متغیرهای ساحلی مشابه که توسط قدرت باد ایجاد می شوند در منطقه پسکرانه به صورت متنوع اتفاق می افتد. جریان باد در یک ساحل بینابینی در بین باریکه ساحلی متمرکز می شود اما در منطقه بادپناهی در پوسته باریکه ساحلی، رسوبگذاری رخ می دهد (Short and Hesp 1982). شرمن و لیونز(1994) جریان باد و پتاسیل حمل رسوبات در سواحل صاف را در قالب پروفیلهای باریکه های ساحلی کوتاه و بلند مدلسازی کرده و به این نتیجه رسیدند که توقف جابجایی ماسه در سواحل اتلافی20 درصد بیشتر از سواحل برگشتی است که صرفا شیب ساحل و اندازه دانه ها در یک نشانه محاسبه شده بودند .
هنگامی که رطوبت افزایش می یابد در دو نمونه از سواحل اتلافی با سواحل برگشتی با نرخ جابجایی آنها هم مقایسه شده بودند. نکته، به هر حال هر ساحلی عرض مخصوص خود را داشته ( 100 متر عرض ساحل) در حالی که سواحل واقعی برگشتی و سواحل بینابینی به طور مطلوبی باریک تر هستند.
 
 
 جابه­جایی رسوبات بادرفتی و موروفولوژی تلماسه­های کرانه­ای
(Aeolian sediment transport and foredune morphology)
یک آزمایش از ارتفاع تپه های ماسه ای و حجم سواحل برگشتی و اتلافی به اشخاصی که در این زمینه آزمایش می کنند معتبر بودن ارتباطات ذکر شده در بالا را ممکن ساخته است. از زمانی که اجتماع تپه های ماسه ای در یک موقعیت پسکرانه قدیمی شکل گرفت شاخصهای میانه ای از ساحل و فرایندهای پسکرانه ایجاد گردیدند. هسپ 1988 نخستین تغییرات حجمی تپه های ماسه ای را در طی چندین سال در پارک ملی myall lakes در نیو ساوت ولز استرالیا به منظور پیدا کردن یک مدل ساحل برگشتی با همان میزان فشار باد همانند یک مدل ساحل اتلافی را اندازه گیری نمود و درک نمود که در دوره مطالعاتی یکسان 60 درصد ماسه کمتری نسبت به ساحل برگشتی جابجا شده است. حجم سواحل بینابینی از ارتباط بالا تا ارتباط پایین در سواحل برگشتی و اتلافی متغیر بوده اند.
اندازه گیری هایی صورت پذیرفته از تپه های ماسه که توان چند صد ساله ای دارند، شواهد بعدی را از ارتباط بین حجم و ارتفاع سواحل خیزابی و تپه های ماسه ای فراهم نمود. هسپ(1988-1982) مشخص نمود که در پارک ملی دریاچه میال کوچکترین تپه های ماسه ای ایجاد شده با کمترین حجم رسوبات در سواحل برگشتی پیدا شدند و در حالی که بزرگترین و کوچکترین تپه های ماسه ای در سواحل اتلافی ظاهر شده بودند. لاو و اروند دیویدسون (1990) نتایج مشابهی را گزارش دادند. سواحل بینابینی آستانه ای از احجام کم تا زیاد را به ترتیب در پایین ترین و بالاترین حد انرژی پیدا کردند. ( متن های مروری را ملاحظه کنید( Sherman and Bauer 1993 and Bauerand Sherman 1999).
 
اکولوژی تپه های ماسه ای ساحلی (Foredune Ecology)
 پوشش گیاهی، غنای جانوری و طبقه بندی بیشه های شنی بوسیله چندین فاکتور تعیین شده است اما دو فاکتور اصلی، تامین رسوبات و نسبت رسوبگذاری سنگها و واریزه های نمکی پخش شده بر روی سطوح هستند (Hesp 1991). شبیه سازی های صورت پذیرفته بر روی مطالعات انجام شده بر روی کناره های بازتابی، سواحل بینابینی و اتلافی نشان داده اند که پخش شدن ذرات نمک بر روی سطوح، با انواع سواحل خیزابی مرتبط هستند. سواحل اتلافی دارای منطقه خیزابی بالاو بزرگترین تعداد امواج شکسته شده و بالاترین ارتفاع موج و بالاترین سطح پراکنش ذرات نمک هستند.
سواحل بازتابی در اکثر موارد دارای یک شکست موج هستند. در منطقه خیزابی باریک و بسیار باریک و ارتفاع کوتاه امواج و کمترین سطح پراکنش نمک در سطوح در تمامی فاکتورها برابر است. تنوع جانداران تپه های ماسه ای کرانه ای بسیار غنی بوده و منطقه بندی آنها به بزرگترین و باریکترین سواحل بازگشتی (کمترین تامین رسوبات و ذرات نمک ) و کوچکترین و پهن ترین سواحل اتلافی (بالاترین تامین رسوبات، بالاترین سطح ذرات نمک ) متمایل است (Hesp,1998).
 
پایداری و انواع تپه های ماسه ای کرانه ای ، فرایند فرسایش و توسعه ماسه زارها
  (Foredune stability and type, erosion processes and dunefield development)
 تپه های ماسه ای کرانه ای در بر دارنده نشانه های مشخصی هستند، در بخشهایی بوسیله مدل فرسایشی سواحل خیزابی و در قالب موارد انواع حالات رسوبگذاری و اثر باد بر این نشانه ها تاکید دارند. سواحل اتلافی معمولا بوسیله جریانهای حفره ای و جریانهای زیر دریایی با سطوح مرتفع آبها و طوفانهای امواج همسان می شوند. فرسایش ساحلی و خراشهای ریگها در طول خط ساحلی در زمانهای بحرانی امتداد می یابند. هسپ (1998) و هسپ و شورت (1982) این فرایند را به صورت تئوری در آوردند که نهایتاً برشهای بزرگ مقیاس تپه های شنی در امتداد خط ساحلی می تواند به طور مناسبی بی ثباتی را در بیشه های شنی به عهده داشته باشند. ماسه های محیطی مهاجم می توانند از شکستن تپه های ماسه ای کرانه ای در مقیاسی که تولید شده اند نتیجه شوند. در حقیقت ماسه های محیطی مهاجم عموماً در سیستم های پر انرژی سواحل خیزابی مناطق اتلافی یافت می شوند. سواحل بینابینی توسط استقرار فرسایش برشی کمانی شکل درون خلیجها در طول طوفانها مشخص شده اند و مانند توسعه فرسایش کمانی درون تپه های ماسه ای کرانه ای در طی وقایع بزرگ در مقیاسهای بزرگ نتیجه شده اند ولی محل استقرار تپه های ماسه ای کرانه ای شکاف برداشته است. قیفهای توپوگرافی بادی در نتیجه توسعه جریانهای بیرونی و نتیجتاً ریگهای بشقابی شکل در این موقعیت ها وجود دارند. به طور مشخص اغلب مناطق با انرژی بالا در سواحل بینابینی، مشخص کننده ریگهای بشقابی شکل پیچیده ای هستند ( هسپ و شورت (1982 ). در سیستم های ساحلی موجود در جنوب شرقی استرالیا در محلهایی که جریانهای سطحی شوینده در سطح بسیار کمی حضور دارند و در جاهایی که تامین رسوبات به صورت معمول دارای محدودیت نمی باشد و همچنین در محل هایی که گیاهان مجتمع غالب (Sinilex( وجود دارند، دشتهای تپه های ماسه ای کرانه ای با بقایای باقی مانده از گیاهان در سواحل بینابینی و با میانگین انرژی موجود به صورت عمومی نمود دارند. ایجاد و پایداری تپه های ماسه ای کرانه ای در درجات مختلف و هم راستا و موازی با هم در طول 6000-7000 سال توسعه دشتهای تپه های ماسه ای کرانه ای است.
سواحل برگشتی بوسیله جریانهای فشاری در طی طوفانها مشخص شده و نهایتا در طول منطقه فرسایش ساحلی ادامه یافته اند. تپه های ماسه ای کرانه ای باقی مانده در طی زمان ارتباطات پایداری را با هم دارند زیرا که به طور معمول با تامین محدود رسوبات، کوچک شده و همچنین از اثر ماسه های متجاوز نتیجه شده اند. بنابراین سواحل برگشتی بوسیله یک تا تعدادی از تپه های ماسه ای باقی مانده مشخص می شوند.
 
نقش تامین رسوبات و سایر فاکتورها (  Role of sediment supply and other factors)
مشخص است که شاخصه های تامین رسوبات، اثر انرژی باد، شرایط سطح آب دریاها (تجاوز، پایداری، کاهش ) و بازگشت فواصل و چگالی وقایع عظیم طوفانی و همچنین میراث دوران پلیستوسن همگی در زمان و در بعضی از مناطق بوسیله یک متغیر کنترل کننده در سواحل ریگی دخالت دارند. اگر تامین رسوبات محدود شود سطح آب دریا بالا آمده و فرسایش ساحلی نقش مهمی در ایجاد آنها خواهد داشت. این مدل همانند مطالب بالا ممکن نیست در تمام یا بخشهایی از سواحل دنیا عمل کند (Psuty 1988).
References
- Bauer, B.O. and Sherman, D.J. (1999) Coastal dune dynamics: problems and prospects, in A.S. Goudie, I. Livingstone and  S. Stokes (eds) Aeolian Environments, Sediments and Landforms, 71–104,Chichester: Wiley.
- Davidson-Arnott, R.G.D. (1988) Temporal and spatial controls on beach/dune interaction, Long Point, Lake Erie, in N.P. Psuty (ed.) Dune/Beach Interaction,Journal of Coastal Research Special Issue 3,131–136.
Davidson-Arnott, R.G.D. and Law, M.N. (1990) Seasonal patterns and controls on sediment supply to coastal foredunes, Long Point, Lake Erie, in K.F. Nordstrom, N.P. Psuty and R.W.G. Carter (eds) BEACH NOURISHMENT 71 Coastal Dunes: Form and Process, 177–200, Chichester: Wiley.
  • Hesp, P.A. (1982) Morphology and Dynamics of Foredunes in S.E. Australia, unpublished Ph.D. Thesis, Dept. Geography, University of Sydney.
  • ——(1988) Surfzone, beach and foredune interactions on the Australian south east coast, Journal of Coastal Research Special Issue 3, 15–25.
  • ——(1991) Ecological processes and plant adaptations on coastal dunes, Journal of Arid Environments 21, 165–191.
  • ——(1999) The beach backshore and beyond, in A.D. Short (ed.) Handbook of Beach and Shoreface Morphodynamics, 145–170, Chichester:Wiley
-   Psuty, N.P. (1988) Sediment budget and beach/dune interaction, in N.P. Psuty (ed.) Dune/Beach Interaction, Journal of Coastal Research Special Issue 3, 1–4.
  • Sherman, D.J. and Bauer, B.O. (1993) Dynamics of beach–dune interaction, Progress in Physical Geography 17, 413–447.
  • Sherman, D.J. and Lyons, W. (1994) Beach-state controls on aeolian sand delivery to coastal dunes, Physical Geography 15, 381–395.
  • Short, A.D. and Hesp, P.A. (1982) Wave, beach and dune interactions in south eastern Australia, Marine Geology 48, 259–284.
  • Wright, L.D. and Short, A.D. (1984) Morphodynamic variability of beaches and surfzones: A synthesis, Marine Geology 56, 92–118.
)PATRICK HESP)              (مترجم: منیژه قهرودی تالی)
 
 BEACH NOURISHMENT - سواحلی که به طور مصنوعی تغذیه می شوند
 سواحل با تغذیه مصنوعی در نتیجه قرارگیری رسوبات در یک ساحل با استفاده از منابع بیرون منطقه تغذیه ای نامگذاری شده است. سواحل تغذیه مصنوعی از غلبه یک شرایط کاهش در رسوبگذاری و ایجاد یک ساحل با عرض کافی برای محافظت ساختمانها و زیرساختهای موجود از حمله امواج ایحاد می شوند، اما آنها همچنین می توانند ارزش موقعیتهای شهری را برای توریسم و یا ایجاد محیطهای زیست طبیعی بالا ببرند.
فرسوده شدن سواحل مصنوعی و اثر بخشی تغذیه و شاید فرسوده شدن سواحل مصنوعی بسیار سریعتر از پیش بینی ها در مطالعات طراحی رخ می هد (Houston 1991; Pilkey 1992). اما این پروژه ها به طور فزاینده ای در حال بهبود هستند و تغذیه سواحل هم اکنون از موضوعات مبنایی برای محافظت از سواحل در برخی از کشورها است.
ایجاد سواحل مصنوعی در تمام سطوح مدیریتی، از سطح ملی تا گروههای مالکین خانه های خصوصی اجرا می شود . منطقه جایگزین شده برای پر شدن با مواد شامل مناطق کم عمق ساحلی، زبانه ها، خلیج های پشتی و بالاآمدگی های یخچالی است. لایروبی بندرها، اسکله ها، لاگونها و سازه های درون خشکی به عنوان منابع مفید مورد استفاده هستند (Nordstrom 2000)..
ادامه واژه ترجمه نشده است
Nourishment occurs on the upper beach, the nearshore, offshore on stable berms (designed to alter wave conditions) and active berms (that change shape or migrate onshore), and on existing dunes or on the backbeach to create new dunes. Large-scale nourishment operations on the upper beach commonly use a pipeline to transport a sand/water slurry. Small-scale operations transport sediment in dump trucks. The nourished beach is then often reshaped by bulldozers. The result of upper beach nourishment is a high, wide beach with an unstable shape, but the fill is easy to place, provides good initial protection against wave overwash, and creates a wide recreation platform. Conspicuous losses may
subsequently occur on the upper beach as the fill adjusts to a more natural equilibrium shape. Fill sediments on the foreshore are reworked by waves and often become similar to pre-nourished sediments in size and sorting, but fill sediments on the backbeach above the zone of wave reworking retain characteristics that differ from native sediments. Nearshore nourishment occurs by spraying sediment as a sand/water slurry or dumping it from shallow-draught barges. By placing sediments directly in the dynamic surf zones, losses through time are not visible and aesthetics are not spoiled by different sediments on the backbeach, but a beach nourished this way evolves slowly.
Offshore berms are often implemented as disposal areas for sediment dredged from navigation channels, and more study is required to evaluate
their use as protection structures.
Sediment bypassing (artificially transporting sediment to the downdrift side of obstacles to littoral drift) and backpassing (artificially transporting
sediment from downdrift deposits to updrift eroding zones) may also be considered nourishment projects. Bypassing is gradually becoming more common at inlets where jetties or dredging of navigation channels interrupt longshore sediment transport. Backpassing is now most frequently conducted in small-scale trucking operations, but it may become more significant in the future as ready supplies of external sediment for nourishment projects become exhausted. Nourishment of the upper beach can alter Aeolian transport by (1) increasing the source width for entrainment of sediments; (2) adding fine sediment that is more readily transported; (3) changing moisture-retention characteristics; (4) changing the shape of the beach or dune profile; and (5) changing the likelihood of marine erosion of the incipient foredune (van der Wal 1998). Rapid dune growth can occur on nourished beaches, especially when sand fences and vegetation plantings are used to trap sand. Dunes may be created directly by mechanically depositing sediment. Most dune nourishment operations place the new fill in front of the existing dune to create a sacrificial structure or on top of it to increase the level of protection against wave overwash; more rarely, a new dune may be built behind an existing foredune (Nordstrom 2000). Dunes built and used as protection structures can evolve into a condition that functions naturally or appears natural in terms of surface vegetation (Nordstrom et al. 2002). Nourished beaches benefit threatened species by providing habitat that would otherwise be unavailable, but detrimental ecological impacts can occur due to (1) mechanical removal of habitat in borrow areas; (2) burial of habitat in nourished areas; (3) increased turbidity and sedimentation; (4) disruptions to foraging, nesting, nursing and breeding; (5) change in sediment characteristics, wave action and beach state; and (6) change in community structure and evolutionary trajectories, including enhancement of undesirable species (Nelson 1993; National Research Council 1995). Detrimental effects are often considered temporary, but little is known about longterm, cumulative impacts and critical thresholds. Human activities, such as driving on the beach or raking the beach to remove litter, can eliminate incipient topography and vegetation and prevent formation of natural landforms, so true restoration of landforms and habitats may not occur in the absence of controls on subsequent human activities (Nordstrom 2000). The great importance of nourishment
as a form of shore protection and as a sediment resource that can evolve into naturally functioning landforms makes this option an important
area of future geomorphological research. To be effective, the nourished beach must be considered as a landform in its own right and as a source
of sediment for evolution of other landforms landward and downdrift of it, rather than merely as an engineering structure or recreation platform.
 
References
Houston, J.R. (1991) Beachfill performance, Shore and Beach 59(3), 15–24.
National Research Council (1995) Beach Nourishment and Protection, Washington, DC: National Academy Press.
Nelson, W.G. (1993) Beach restoration in the southeastern US: environmental effects and biological monitoring, Ocean and Coastal Management 19, 157–182.
Nordstrom, K.F. (2000) Beaches and Dunes of Developed Coasts, Cambridge: Cambridge University Press.
Nordstrom, K.F., Jackson, N.L., Bruno, M.S. and de Butts, H.A. (2002) Municipal initiatives for managing dunes in coastal residential areas: a case study of Avalon, New Jersey, USA, Geomorphology, 48, 147–162.
Pilkey, O.H. (1992) Another view of beachfill performance, Shore and Beach 60(2), 20–25. van der Wal, D. (1998) The impact of the grain-size distribution
of nourishment sand on aeolian sand transport, Journal of Coastal Research 14, 620–631.
KARL F. NORDSTROM                         (مترجم: منیژه قهرودی تالی)
 
BEACH RIDGE - پشته ماسه ای ساحلی
 پشته ماسه ای ساحلی اشکال مجتمعی هستند که در سواحل دریاها و دریاچه ها ایجاد شده اند. آنها معمولا تیغه های موازی شکلی هستند که از ماسه، گراول و یا ریگ و همچنین خرده های صدف در منطقه کم عمق ساحلی در بازه مرزی کم عمق و عمیق تشکیل شده اند. در منطقه سیاه ساحلی که در دامنه بالای موج است، ترکیبات ریز فسیلها (subfossil) ظاهر می شوند. تیغه های ساحلی که در حال حاضر تشکیل می شوند با منطقه ساحلی موازی هستند و ارتفاع نوک آنها معمولا تا حدودی کمتر از میانگین موج یا طوفانها است.
 بر طبق نظریه کارتر در سال 1986 ، دو نوع تیغهه های ساحلی در منطقه ساحلی ممکن است توسعه پیدا کنند. نوع اول در نتیجه انباشتگی تدریجی و یکپارچه شدن سری های تند آبها در امتداد منطقه ای که رسوب بوسیله امواج حمل شده اند است . این نوع از تیغه های ساحلی ) بوسیله پوشش ورقه ای ای از ماسه و شن که از سمت عمیق دریا می آید ) بوسیله لایه نازک رو به دریا از جنس ماسه یا گراول ساخته می شوند . نوع دوم با تپه های طولی ساحلی موجود در امتداد ساحلی در طی شرایط انرژی امواج کوتاه و افت همزمان سطح دریا در ارتباط است . شکل این پشته  هایها بسیار پیچیده بوده و اساسا بوسیله پشته نازک لایه ماسه ای رو به خشکی ساخته شده اند . این لایه های نازک هم سطح به سمت خشکی متصل است و در منطقه پشتی شیب تشکیل می شود در شیب رو به دریای این نوع از تیغه های ساحلی یک لایه نازکی می تواند مشاهده شود .
 بخشی از پشته ماسه ای ساحلی بوسیله فرآیندهای برداشت ( فروکش ) یا انباشت بادی ایجاد شده اند . اغلب یک پوششی از رسوبات بادی بر روی  پشته هایی که زودتر تشکیل و با پوشش گیاهی تثبیت شده اند . در نتیجه بر روی تیغه های ساحلی ، تپه های هوموک نامنظم یا موازی با تپه های شنی بیشه ای واقع هستند . در این حالت رسوبات تیغه های ساحلی معمولا از رسوبات بادی پوشیده شده بوسیله فسیلهای فرسایش یافته سطحی با صدف و یا روکش گراولی متفاوت هستند Carter and Wilson 1990). اجزای پشته های ساحلی خیلی به شرایط ذخایر ساحلی بوسیله رسوبات کرانه ای وابسته است. پشته ماسه ای ساحلی فقط در زمانی که فعالیت موج با جریانهای دریایی مرتبط است ایجاد شده اند و در منطقه ساحلی رسوبات بیشتری را نسبت به امواجی که می توانند رسوبات را ببرند ایجاد نموده اند (Johnson 1919). فاکتورهای مهمی برای ایجاد لبه های ساحلی، عمق سنجی بخشهای داخلی لبه ها، رسوبات فراون ایجاد شده در منطقه ساحلی و همچنین رژیم انرژی امواج و نوسان سطح دریا است. اندازه متوسط مواد تشکیل دهنده منطقه ساحلی همچنین فاکتور مهمی بر ای ایجاد لبه های ساحلی است. در سواحل ماسه ای لبه های ساحلی در طول رخداد امواج کم انرژی انباشته شده و همچنین در سواحل گراولی سازند تیغه ای معمولا با رخداد امواج پرانرژی مرتبط است.
پشته ماسه ای ساحلی ممکن است به صورت یک شکل منفرد ظاهر شوند و همانطور که فرم های پیچیده ای هستند دشتهای گسترده ای را در نطقه ساحلی ایجاد نمایند. این دشتهای ساحلی معمولا مشخصه سواحل قبل از درجه بندی سواحل است. پستی و بلندی های تیغه های سواحل خاص متفاوت است. ارتفاع آنها ممکن است به ارزشهایی از اندازه هایی کمتر از سانتی متر تا چندین متر برسد. فاصله بین دو لبه ساحلی متفاوت نیز ممکن است تغییر یابد. اینگونه قلمداد می شود که کوچکترین و نزدیکترین فضای بین تیغه های ساحلی در طول سرعت عمل سواحل توسعه یافته اند و تیغه های ساحلی با ابعاد بزرگ و فضاهای بزرگ با نسبت پایینی از رشد مرتبط بوده اند (Taylor and Stone 1996).
 پشته ماسه ای ساحلی شاخصهای خوبی از جغرافیای دیرینه در خصوص رژیم امواج گذشته، تامین رسوبات، منشع رسوبات، شرایط اقلیمی، تغییرات سطح دریا و همچنین نیروهای ایزوزستازیک یا فرونشسیتهای زمینی بوده اند. اگر می توانستیم سن واقعی پشته ماسه ای ساحلی را بو سیله رادیو کربنها و یا متدهای دیرینه شناسی اندازه گیری نماییم، قادر بودیم موقعیت خطوط ساحلی قدیم را به سرعت درجه بندی اولیه سواحل بازسازی نماییم. پشته ماسه ای ساحلی همچنین می توانست برای فهم ارتباط فدیمی بین تغییرات خط ساحل و تاریخچه و در دسترس بودن و فراوانی رسوبات ساحلی در بین لایه های درونی مورد استفاده باشد.
 
References
  • Carter, R.W.G. (1986) The morphodynamics of beach ridge formation; Magilligan, Northern Ireland, Marine Geology 73, 191–214.
  • Carter, R.W.G. and Wilson, P. (1990) The geomorphological, ecological and pedological development of coastal foredunes at Magilligan Point, Northern Ireland, in K.F. Nordstrom, N.P. Psuty and R.W.G.
  • Carter (eds) Coastal Dunes: Form and Process, 129–157, Chichester: Wiley. Johnson, D.W.
  •  (1919) Shore Processes and Shoreline Development, New York: Wiley.
  • Stapor, F.W. (1975) Holocene beach ridge plain development, Northwest Florida, Zeitschrift für Geomorphologie, Supplementband 22, 116–141.
  • Taylor, M. and Stone, G.W. (1996) Beach-ridges: a review, Journal of Coastal Research 12(3), 612–621.
SEE ALSO: beach; beach–dune interaction; beach sediment transport; chenier ridge
 
RYSZARD K. BOROWKA                         (مترجم: منیژه قهرودی تالی)
 
 Beach Rock- ساحل  صخره ای ( دریابار سنگی)
 رسوبات یکپارچه ای که در نتیجه سنگ شدگی رسوبات کربنات کلسیم در منطقه بین جزر ومدی و منطقه افشانی سواحل استوایی ساحل صخره ای را تشکیل می دهند (Scoffin and Stoddart 1983: 401). اصطلاح تخته سنگهای مرجانی را اغلب نویسندگان استفاده کرده اند. از این اصطلاح به منظور تشخیص سنگهایی استفاده می شود که بین منطقه بالاترین سطح جزر و مد و سنگهای ساحلی و ماسه سنگهای ساحلی که در منطقه بین جزر ومد شکل گرفته اند(see, for example, Gischler and Lomando 1997). اگرچه محدویت عرض جغرافیایی به صورت موقت در قالب ساحل صخره ای در مدار 35 درجه شمالی و 35 درجه جنوبی است، اما از زمانی به زمان دیگر آنها در عرضهای بالاتر ظاهر شده اند مانند شمال غرب اسکاتلند (Kneale and Viles 2000).
ساحل صخره ای همچنین در اطراف دریای مدیترانه پراکنده شده اند (عکس 17)و ممکن است توصیف بهتری برای مشارکت کربنات کلسیم سواحل با جزایر مرجانی باشد. سنگ ساحلی از نظر ژئومورفولوژیکی مهم است از این نظر که لندفرم ها ساحلی را حفظ می کند و یک نشانه ای از سطح دریاهای قدیمی را فراهم می کند، سنگفرش های ویژه ای ایجاد می نمایند و به سرعت شکل می گیرند. آن همچنین ویژگی های لندفرم های فرسایشی را که شامل برشهای ریز، تیغه ها و آبراهه های کوچک و فرم های هوازدگی متنوعی که بوسیله فرایندهای بیولوژیکی، فرسایش شیمیایی و حمله نمکها است، را شرح می دهد.
منشا ساحل صخره ای از زمانی بوسیله جهانگردانی مانند ادمیرال بیفورت و چارلز داروین در اوایل قرن نوزدهم که تشریح شد، محققان را گمراه کرده است. مکانیزم پیشنهادی از شکل گیری آنها شامل هر دومدل فیزیکو شیمیایی و بیولوژیک است. مطالعات قبلی مشتمل بر بارش سیمانی که از تبخیر نتیجه شده، تولید مجدد گاز CO2 که برای تحریک امواج و افزایش دما و تلفیق آب تازه قلیایی با آب دریا بوده است. چنین مدلهایی تمایل دارند بر مطالب چاپ شده، برتری جویند. به هر حال اکنون نقش میکرو ارگانیزمها به صورت جدی در نتایج هر دو زمینه (Webb et al.1999) و شواهد آزمایشگاهی (Neumeier 1999) در نظر گرفته شده است. کلسیت با منیزیوم بالا ( غالبا میکریتی ) و آراگونیت انواع معمولی از سیمان، اگرچه سیمانهایی با کلیست منیزیوم کم در سنگهای ساحلی منطقه معتدل عمومی هستند. سیمانهای موجود غالبا از تمیز بوده و از کریستالهای سوزنی شکل در اطراف دانه های سنگی تزئین شده اند اما سیمانهای هلالی و گرانشی شناخته شده تر هستند ( Scoffin and Stoddart 1983).

عکس 17: ساحل صخره ای توسعه یافته در ساحل جنوب شرقی ترکیه در منطقه آرسوز در نزدیکی اسکندریه
 
References
  • Gischler, E. and Lomando, A.J. (1997) Holocene cemented beach deposits in Belize, Sedimentary Geology 110, 277–297.
  • Kneale, D. and Viles, H.A. (2000) Beach cement: incipient CaCO – cemented beach rock development in the upper intertidal zone, North Uist, Scotland, Sedimentary Geology 132, 165–170.
  • Neumeier, U. (1999) Experimental modelling of beach rock cementation under microbial influence, Sedimentary Geology 126, 35–46.
  •  Pye (eds) Chemical Sediments and Geomorphology, 401–425,
  •  London: Academic Press. Webb, G.E., Jell, J.S. and Baker, J.C. (1999) Cryptic intertidal microbialites in beach rock, Heron Island, Great Barrier Reef: implications for the origin of microcrystalline beach rock cement, Sedimentary Geology 126, 317–334.
 
A.S. GOUDIE                      (مترجم: منیژه قهرودی تالی)
 
  BEACH SEDIMENT TRANSPORT- جابه جایی رسوبات ساحلی
 حمل و نقل رسوبات در کل نواحی ای که قادر به حرکت رسوبات هستند به وقوع می پیوندند. در مناطق کم عمق ساحلی، منطقه خیزابی، مناطق برخوردی امواج به ساحل همانند حمل رسوبات بادی، رسوبات دریایی حمل می شوند. ضریب زاویه و شیب ساحل محل های فرسایش و رسوب گذاری و تغییرات سه بعدی در مناطق ساحلی را تعیین می نماید. تمرکز تحقیقات حمل رسوبات ساحلی بر روی پیش بینی مکانیسم حمل رسوبات، ‌جهت حمل رسوبات، نرخ حمل رسوبات، حجم حمل رسوبات و تغییرات در مورفولو‍ژی سواحل متمرکز است.
تفاوت عمده موجود بین جریان و حرکت رسوبات تحت یک جریان ثابت یک طرفه و جریان در زیر امواج در یک لایه مرزی نوسانی، نشان دهنده یک تغییر موقتی در محلی است که تحت تاثیر جریان ثابت، درحال رشد و از بین رونده چرخه موج همانند محلی که در آنها جریانها سرعت یافته، ضعیف شده و تغییر جهت می دهند، است. جریانهای مرزی قادر به توسعه در زیر جریانهای نوسانی نیستند و به طور مداوم همیشه نازک تر از یک جریان تعادل یافته تک سویه نیستند. این بدان معنی است که برای سرعت دادن به یک جریان آزاد و سختی بستر، فشار برشی بستر دریا در جریانهای نوسانی همیشه بزرگتر از جریانهای یکنواخت پایینی است.
 حمل رسوبات منطقه ساحلی می تواند به شکل بار معلق، بار بستر و جریانهای ورقه ای باشند(SHEET EROSION, SHEET FLOW, SHEET WASH) حمل بار معلق معمولا به عنوان تابعی از برش تنشی که بر روی دانه های رسوبات عمل می کند، مدل شده است. در حالی که حمل مواد معلق معمولا به عنوان محصول سرعت و نمودارهای تمرکز سرعت محاسبه شده است. جابه جایی رسوبات معلق معمولا توجه بیشتری را نسبت به حمل رسوبات بار بستر به خود جلب می کنند . اگر چه این موضوع اساسا به دلیل استفاده از ابزارهایی مانند سنسورهای پخش کننده نوری و سنسورهای پخش کننده صوتی توسعه داده شده است و آنها می توانند تمرکز رسوبات معلق را با اندازه گیری آنها در فراوانی زیاد و ابزارهای چگالی سنجی رسوبات مدلسازی کنند زیرا فقط حمل رسوبات معلق می توانند از این طریق اندازه گیری شوند، اغلب محققین به این نتیجه رسیده اند که در حال حاضر بیشترین دستاورد منطقی این است که فرض شود وقتی که موج های قوی وجود دارند حمل رسوبات معلق نیز حضور دارند. به هر حال این فرضیه تا زمانی که ابزارهای اندازه گیری فراوانی زیاد حمل رسوبات، توسعه داده شوند به صورت آزمون نشده باقی خواهد ماند.
 تعدادی از مکانیزمهایی که در حمل رسوبات ساحلی مشارکت دارند مشتمل بر تلاطم، میانگین جریانهای دریایی، جریانهای تولید شده بوسیله امواج نوسانی در نوسانهای اتفاقی و نوسانهای مافوق جاذبه و همچنین در نتیجه اثر متقابل جریان موج هستند. جریان موجهای تحریک شده شامل هر دوی جریانهای یک
(as longshore currents, RIP CURRENTs and undertow such ) و جریانهای سریع که جریانهای مقطع ساحلی را در روی سواحل در زیر قله موج و منطقه کم عمق ساحلی زیر منطقه آبخور ساحلی معکوس می کنند، است. در جریانهای ترکیبی حرکت موج شتاب گرفته، معمولا فرض شده است که رسوبات را کشیده و بوسیله یک جریان یکنواخت حرکت پیدا می کند. همچنین حمل رسوبات ساحلی تحت تاثیر شیب لایه محلی و حضور ریپل مارکها و سایر اشکال محلی است و می تواند توسط فعالیتهای انسانی مانند سواحل دست ساز بشر و سازه های مهندسی سواحل اصلاح شوند. آسان ترین شیوه فرض شده حمل رسوبات ساحلی، حمل جداگانه رسوبات در طول و عرض سواحل است. حمل رسوبات در امتداد سواحل برای تغییرات در شکل منطقه ساحلی منطقی به نظر می رسد و معمولا به صورت یک سویه و یک طرفه درجهت جریانهای امتدادی ساحل در نقاط برگشتی موج در نظر گرفته شده است ( See Long shore Littoral Drift).
 حمل رسوب در برشهای مقطعی مسئول تغییرات در مقاطع عرضی ساحل است. این بخش مشتمل بر ویژگی های پروفیل سطحی خاک مانند سطح رویی سواحل، خاکریزها و همچنین عوارض مغروق در آب مانند ستونهای نزدیک خط ساحلی است. محاسبه بار خالص رسوبات حمل شده در سطح مقطع ساحلی بسیار مشکل است زیرا همانند انباشتگی هایی با تفاوتهای کوچک بین حجم زیادی از رسوبات حمل شده در منطقه ساحلی و دور از ساحلی به صورت جداگانه و دقیقی پیش بینی شده است. اغلب داده های میدانی و پیش بینی های مدل بیانگر این موضوع است که رسوبات در منطقه دور از ساحل به صورت قالب زیر منطقه شکست موج در نتیجه جریان زیر آبی رو به دریا حمل می شوند. در طول شرایط عدم شکست موج، به طور مستقیم اثرات عدم تقارن وقوع امواج موثر در حمل رسوبات موثر است.
 حاکمیت معادله هایی بر اساس اصول بنیادین فیزیک تا حال حاضر وجود نداشته است و هیچ تئوری واحدی از حمل رسوبات که مورد تایید و معتبر باشد و برای تمامی اعماق آب و حرکات جریانهای مایع در منطقه نزدیک ساحلی، اکنون وجود ندارد. در عوض مدل های زیادی از حمل رسوبات که از شبکه یکنواختی برای حرکت، مانند روش انرژیتیک که در زیر توضیح داده شده است تا مدلهای عددی بسیار پیچیده که شامل طرحهای تلاطمهای بسته سطح بالا است، تلاش می کنند تا موضوع جریان را در مقیاسهای کوچک مرتفع نماید. مدلها می توانند بوسیله جهت
 (or longshore cross shore) ، نیروی محرکه (e.g. bottom fluid velocity, bed shear stress, wave energy dissipation, stream power, etc.) یا شرایط حمل رسوبات (bedload, suspended load, total load) طبقه بندی گردند. بازنگری مدلهای حمل رسوبات بوسیله اسکونس و ترون در سال 1995، بایرام و همکاران در سال 2001 و دیویس و همکاران در سال 2002 و اندازه گیری های حمل رسوبات ساحلی بوسیله وایت در سال 1998 مرور و بازنگری شد.
یکی از روشهای مرجح برای مدل سازی موج در هر دو بخش امتداد و سطح مقطع سواحل و جریانهای ناشی شده از حمل رسوبات بر اساس انر‍ژیتیک از بنگلد در سال 1995 ارائه شده است، این مدل برای جریانها در سری های زمانی متفاوت فرموله شده است (e.g. Bailard 1981). شیوه ارزیابی انر‍ژیتیک فرض می کند که رسوبات بوسیله یک جریان نوسانی در زیر امواج حرکت می کند و به برخی از نیروهای سرعت جریانی آنی وابسته است. زمانی که یکپارچه می شوند، رسوبات بوسیله تعدادی از مکانیزمهای متفاوت: میانگین زمان جریان (undertow or longshore currents )، سرعت چرخشی غیر متعارف و جاذبه در جهت امتداد رو به پایین ساحلی حمل می شوند. استفاده از مدل انرژیتیک نیازمند داشتن دانش شناسایی لحظه های آنی جریانها است و اغلب به میانگین، جاذبه و مافوق جاذبه تجزیه شده و سپس متوسط زمان شبکه های حمل به صورت یک فاکتور جدایی ناپذیر از طریق فواصل زمانی خاص محاسبه می گردد.
 مدل انرژیتیک به عنوان یکی از بهترین تئوری های قابل دسترس در لحظه برای حمل رسوبات منتقل در منطقه ای نزدیک به ساحل به دلیل این موضوع که ظرفیت آن نشان دهنده تنوع گسترده شرایط حمل در یک حالت آماری مناسب است، مورد ملاحظه قرار گرفته است. اگرچه اعتقاد بر این بوده است که شامل تعدادی از فاکتورهایی است که در فرایند حمل رسوبات ساحلی مهم نیست، مانند آشفتگی حرکت و حمل سطح بالایی بار بستر. به صورت خاص، مدل انرژیتیک ممکن است برای منطقه پرتلاطم ساحلی در محلی که توسعه ساحل اغلب بوقوع می پیوندد، مناسب نباشد. فرایندهای اضافه تر احتمالا در حمل رسوبات در منطقه پرتلاطم ساحلی مانند نفوذ/ خروج، آشفتگی جریانی در حفره های ایجاد شده، عمق آب، نیروهای فشاری درونی بر روی سطوح دانه درشت و انتقال و همرفت رسوبات به نظر مهم تر می رسند.
References
  •  Bagnold, R.A. (1963) Mechanics of marine sedimentation, in M.V. Hill (ed.) The Sea, Volume 3, 507–528, New York: Wiley.
  •  Bailard, J.A. (1981) An energetics total load sediment transport model for a plane sloping beach, Journal of Geophysical Research 86, 10,938–10,954.
  •  Bayram, A., Larson, M., Miller, H.C. and Kraus, N.C. (2001) Cross-shore distribution of longshore sediment transport: comparison between predictive formulas and field measurements, Coastal Engineering 44, 79–99.
  •  Davies, A.G., van Rijn, L.C., Damgaard, J.S., van de Graaff, J. and Ribberink, J. (2002) Intercomparison of research and practical sand transport models, Coastal Engineering 46, 1–23.
  •  Schoones, J.S. and Theron, A.K. (1995) Evaluation of 10 cross-shore sediment transport/morphological models, Coastal Engineering 25, 1–41.
  • White, T.E. (1998) Status of measurement techniques for coastal sediment transport, Coastal Engineering 35, 17–45.
 
Further reading
  • Komar, P.D. (1998) Beach Processes and Sedimentation, 2nd edition, Englewood Cliffs, NJ: Prentice
  • Hall. Pethick, J.S. (1984) An Introduction to Coastal Geomorphology, London: Edward Arnold.
  • Short, A. (1999) Handbook of Beach and Shoreface Morphodynamics, Chichester: Wiley.
  • SEE ALSO: bar, coastal; beach; beach–dune interaction; beach nourishment; bedload; current; longshore (littoral) drift; sediment budget; sediment transport; sheet erosion, sheet flow, sheet wash; suspended load; wave
 
)DIANE HORN)                 (مترجم: منیژه قهرودی تالی)
BEDFORM شکل بستر
 حمل ماسه یا گراول مانند بار معلق بر روی شکل بستر موجب تغییر در اندازه ، شکل و جهت های عوارض شده و مرتبط با تعاملات پیچیده در چگالی ، شکل و درشتی اجزاء رسوب بوده و به قدرت و همشکلی و ثبات جریانها مرتبط است. اینها اشکالی از بار بستر هستند . آنها در حمل رسوب مشارکت داشته و به صورت نرمال در ارتفاع موجود بوده و نسبت به شرایط جریان خیلی کوچک و کوچک هستند. اگرچه اشکال سطحی بخش اصلی هستند ولی به صورت کلی وجود آنها مورد توافق است. اشکال در بستر رودخانه ها ،سیستم های جزرو مدی ( بخصوس خلیج های دهانه ای ) و دریاهای عمیق شناخته می شوند و به صورت گسترده ای با عوارض صحراها و بیابانها ( ریگزارها ، رسوبات بادی ) مشابه هستند . آنها به صورت قابل توجهی در چشم اندازهای عصر حاضر توزیع یافته و در چشم اندازهای دریایی و در محلهای محفوظ به صورت رسوبات دوران کواترنری با شاخصه های زیست محیطی با توان و امتداد حمل رسوبات موجود هستند. ساختار داخلی اشکال بستر می تواند در ایجاد سمت و جهت حمل رسوبات استفاده شده و نه فقط به صورت مقیاس واقعی ای بلکه در مناطقی که تغییراتی در جهت و توان حمل رسوبات رخ داده است در مقیاسهای ژئومورفولوژیکی کوچک و مقیاس های چینه شناسی مورد استفاده است. برای مهندسین رودخانه و مهندسین آبیاری، اشکال بستر در بین مهمترین شاخصه های هیدرولیک کانالها از نظر سختی و مقاومت جریانها مورد نظر است .
 مطالعات گسترده آزمایشگاهی و میدانی نشان داده است که اشکال بستر و الگوهای مشخص آنها در برخی از موضوعات تعیین شده و بر اساس اندازه دانه بندی ها و نیروهای جریانی می توانند در طبقه بندی های داخلی قرار گیرد (شکل 12). در جایی که جریانها قدرت می یابند در زیر آستانه های اجرایی(عملیاتی) ( شروع حرکت را ملاحظه کنید) که انتقال رسوبات و اشکال بستری وجود ندارد. وقتی که قدرت جریان رودخانه ای افزایش می یابد ، اشکال بستری که ابتداء ظاهر می شوند، جریانهای موجی ( ماسه هایی با تراکم متوسط تا ریز دانه و کوارتزهای متراکم ) و لایه های پایینی سطح مسطح (ماسه های دشت ،گرانولها و گراولها ) هستند. در حالت تعادل، ریپل ها ی (موج ها) موجود با دامنه هایی از سطوح طولی در حدود 0.02 متر ارتفاع و 0.1 -0.2 متر در طول موج ، با اندازه رسوبات افزایش یافته اند. آنها در زیر جریانها به آهستگی همانطور که دانه ها دچار فرسایش می شوند از شیب های بلند و بالارونده حرکت کرده و سپس بوسیله بارگذاری و نزول بر روی سطوح شیبهای بادپناهی نهشته و بوسیله گردابهای آشفته چرخشی پوشیده می شوند. الگوی داخلی پوششهای مقطعی درموقعیت های حرکت رو به پایین رسوبات در موقعیتهای موفقی از جریان ثبت شده اند . سطح پایینی سطوح بستری بوسیله پوششهای موازی افقی در اندازه میلی متری تا درشت دانه پوشیده شده است . در رسوبات درشت تر تا ماسه های متوسط دانه به تدریج نیروهای جریان بزرگ در اندازه های کوچک و لایه های مسطح پایینی و ریپل ها بوسیله تپه ها جایگذاری شده است . همانند امواج ریپلی موجود، این فرمها معکوس با دامنه ها یی هستند که بوسیله فرسایش اجزا آن جابه جا می شوند و از بخش رو به بالای جریانها بوسیله رسوبگذاریهای رو به پایین در بین و در بخش زیرین توده های چرخنده بهمنی و گردابهای بادپناهی شکل یافته اند ( ببینید کشیدگی و زاویه را ) . الگوهای مقاطع بستری به صورت داخلی با فرورفتگی در جهت حمل رسوبات در جنگلها اتفاق می افتد . برخلاف ریپلهای موجود در مقیاس تپه ها در عمق جریان، از نظر ارتفاعی از حدود 20/1 تا حدود 5/1 عمق متنوع هستند . در رودخانه ای بزرگ مانند رودخانه می سی سی پی و رودخانه براهماپوترا ، آنها دارای چندین متر ارتفاع و طول موجهای آنها یکصد تا دویست متر است . بخشهای گسترده شده و حتی تپه های بزرگتر از پاره سنگ ها و تخته سنگها گراولی تشکیل شده و بوسیله برخی از سیلهای فاجعه بار ایجاد شده اند (سد ، سدهای یخی ،سدهای یخچالی ... را ملاحظه کنید ) . در جریانهایی با قدرت کافی ، ریپل های موجود و ریگزارها به صورت پیش رونده ای گرد و مسطح شده و بوسیله سطوح مسطح بالایی در سطوح بستر در امتداد حمل رسوبات به شکل امواج خیلی کوچکی شدت یافته اند . به صورت داخلی اشکال افقی پهن بوده و در چنین لایه هایی به وقوع می پیوندد. در مورد ماسه ها ، در سطوح مسطح پهن ،تیغه های جریان موازی ضعیف شده را که جریان اولیه خطواره ای نامیده می شوند و ممکن است با الگوهای جریانی در بین لایه های مرزی آشفته در سطوح پایینی دانه بندی ها وجود داشته باشند، حمل می کنند .
 این اشکال بستری که به جریانهای زیرین آشفته محدود شده اند سطوح آبی نسبتا روان با حجم پایین سرعت جریانی در مقایسه با عمق جریان هستند. جریانهای بحرانی در بسترهای خیلی ضعیف نامتعادل معکوس، امواج سطحی بیشتر یا کمتردر فازهایی با امواج مشابه در بستر است اما ارتفاع آنها کم است. اینها برخلاف ریگزارها در اشکال بستری هستند. در سطح بالایی جریانهای بحرانی امواج بستری خیلی مسطح و متنوع بوجود می آیند که شامل ریپل ها ی موجی شکل و تپه های مرتبط با سطوح صدمه دیده است . همانطور که جریانهای خیلی بحرانی در اعماق کم افزایش می یابند ، اشکال بستری فوق بحرانی می توانند در هر نیرویی موجی قوی قادر به جابه جایی رسوبات هستند .

شکل 12: در موضوع موجود ، بوسیله قدرت جریان و میانگین قطر دانه ها تعریف شده است ، ب اشکال بستر و ساختار درونی رسوب شناسی آنها توسط جریانهای غیر مستقیم آب در رسوبات کوارتزی متراکم، شکل یافته است. دیاگرام فوق بر اساس چند صد بار مشاهده ویژه تهیه شده است . قدرت جریان در یک شکل بدون بعد و مرتبط با تراکم ذرات ، شتاب نیروی جاذبه و میانگین قطر ذرات بدون میانگین فشار برشی بستر تعریف شده است.
 جریانهای جزر و مدی معکوس و چرخشی در مقیاسهای روزانه و نیمروزه همانند جریانهای رودخانه ای عمل می کنند اما به صورت بسیار عظیمی بسیار ناپایدار بوده و شکل ، ساختار داخلی و ارتباط با شرایط جریانی از اشکال بستری را که در خلیج های دهانه ای و دریاهای کم عمق باآن مواجه شده اند را پیچیده می کنند . انواع بیشتری از اشکال بستری در این محیطها همانند ساختارهای مشابه با رودخانه ها ثبت شده اند . جریانهای موجی ، شنها و تپه های ماسه ای ، سطح بالایی بسترها و شرایط متفاوت با تپه های ماسه ای به کانالهای کم عمق و تپه های زیر آبی جزر و مدی در خلیج های دهانه ای محدوده شده اند . به بیانی در شرایط بی ثبات پوشیده شدن رسوبات گلی زمانی که آب به صورت راکد است ممکن است در بخش پایینی ریپلها انباشته شده و در بین طبقات درونی اشکال حفظ شوند . اشکال بستری ترانشه های ماسه ای و امواج شنی - یافته شده اند در زیر سطح جزر و مدی در جریانهای عمیق و در بخش شستشو شده ای از دریاها محدودشده است مانند کانال انگلیس در بخش جنوبی دریای شمال و زبانه کوک در آلاسکا. موجهای ماسه ای در مناطق جزر و مدی در بین سالهای 1920 و 1930 در نتیجه محاسبات با هیدروگرافیکها و اکوساندرها کشف شده اند . چند دهه قبل از توسعه ساید اسکن سونارها تراشه های شنی فهمیده شده اند.
نوارهای ماسه ای طولانی بوده و با جریانهای کمربندی موازی از ریپلها یا تپه های ماسه ای شنی یا گراول های دانه ریز صخره های کم ارتفاع با فضایی در بین جریانها ی ضعیف یا چندین جریان عمیق پوشیده شده است . آنها بیانگر حمل بار بستر تحت شرایط محدود شده ای از رسوبات جمع آوری شده انباشته شده اند . امواج شنی مجموعه ای از دامنه های پوسته ای طولانی از رسوبات هستند که به صورت متقاطع تا قوی در جریانهای جزر و مدی مرتب شده اند . بزرگترین آنها در آبهای عمیق با اندازه 5 متر یا بیشتر در ارتفاعات در فضای چند صد متری آنها پیدا شده اند . آنها فرض می کنند که یک تقارن تقریبی در مقطع های چرخشی جاهایی که سیلاب و جریانات جزر و مدی به طور قابل مقایسه ای قوی هستند ،تپه های با سایز متوسط تا کوچک در پشت آنها جهت حرکت آنها نسبت به هم با هر گونه تغییری معکوس شده است . موجهای ماسه ای به صورت فزاینده ای در نیمرخ ها نامتقارن است، همانگونه که جزر و مد و جریانهای جزر ومدی نابرابر می شوند در توان حمل رسوبات و تپه های ماسه ای که ممکن است فقط در جهت جریانهای قوی مهاجرت کنند ، اگرجه اینها بوسیله جریانهای ضعیف تر به صورت آرامی گرد شده اند . ساختار درونی امواج شنی خیلی واضح نیست اما یقیناً پیچیده است ، بازتاب حضور قرار گرفتن تپه ها ممکن است جهت حرکت جریانها را مانند جریانهای جزر و مدی تغییر داده ، معکوس کند و بچرخاند . به صورت داخلی ، بیشتر موج های متقارن به نظر می رسد که به صورت نسبی از واحدهای مقطع بستر که حاکی از حمل رسوب در جهات زیاد مختلف است تشکیل شده اند اما بیشتر در خلاف جهت جریان عمل می کنند . بیشتر آنهایی که نامتقارن هستند"بسترهای برجسته" به صورت داخلی نشانگر یک لایه بندی حاکم هستند که به آرامی در جهت جریان های قوی تر جزر و مدی و بین آنها یی که به صورت آشکار مشخص هستند سرازیر می شود.
جریانهایی که به اندازه کافی قوی هستند دانه های به اندازه شن را در مکانهایی که تحت تاثیر پهنه های سطوح اقیانوسی و بخشهای عمیق فلاتهای قاره ای باز هستند را جابه جا می نمایند . این متغیرها که جهتهای همسانی دارند با منشا جزر و مدی نیست اما به اثرات حرارتی متفاوتی وابسته هستند . نوارهای ماسه ای و ساختارهای معکوس که که امواج شنی نامیده شده اند (تپه های ماسه ای خیلی بزرگ) از مکانهای مختلفی جاهایی که این جریانها عمل کرده اند مانند بخشهای باریک و پیچیده بین دریای بالتیک و دریای شمال ، سطوح اقیانوسی در غرب گیبرالتر ، پیچ خوردگی های ساحلی میدترانه ای شرح داده شده اند . تحت تاثیر جریانها ، سطوح قاره ای جنوب شرقی آفریقا و سطح بالایی چندین گیوت اقیانوسی تحت تاثیر جریان آگولها هستند . رسوبات منشا های معکوسی را شامل هستند. بازه آنها از شنهای تولید شده از خاک در برخی موارد مجددا بعد از ایجاد شدن از اهماق بسیار پایین بوسیله جریانهای گل آلودی ، مواد معلق با منشا زیستی که از بخشهای مجاور سطوح اقیانوسها فرسوده شده اند فعال شده است . به عبارت دیگر موقعیت آنها به طور عمومی شکل یافته و با جریانهای قوی در ارتباط هستند و همچنین به میزان بسیار کمی این اشکال سطحی دریاهای عمیق شناخته و درک شده اند .
Further Reading
Alexander, J., Bridge, J.S., Cheel, R.J. and LeClair, S.F.(2001) Bedforms and associated sedimentary structures formed under supercritical water flows over aggrading sand beds, Sedimentology 48, 133–152.
 Allen, J.R.L. (1982) Sedimentary Structures, Amsterdam: Elsevier.
 Allen, J.R.L., Friend, P.F., Lloyd, A. and Wells, H. (1994) Morphodynamics of intertidal dunes: a yearlong study at Lifeboat Station Bank, Wells-next-theSea, Eastern England, Philosophical Transactions of the Royal Society of London A347, 291–345.
Ashley, G.M. (1990) Classification of large-scale subaqueous bedforms: a new look at an old problem, Journal of Sedimentary Petrology 60, 160–172.
 Berné, S., Castaing, P., Le Drezen, E. and Lericolais, G. (1993) Morphology, internal structure and reversal of asymmetry of large subtidal dunes in the entrance to the Gironde Estuary (France), Journal of Sedimentary Petrology 63, 780–793.
 Bridge, J.S. and Best, J.L. (1988) Flow, sediment transport and bedform dynamics over the transition from dunes to upper-stage plane beds: implications for the formation of planar laminae, Sedimentology 35, 753–763.
 Bridge, J.S. and Best, J. (1997) Preservation of planar lamination due to migration of low-relief bed waves over aggrading upper-stage plane beds: comparison of experimental data with theory, Sedimentology 44, 253–262.
 Carling, P.A. (1999) Subaqueous gravel dunes, Journal of Sedimentary Research 69, 534–545.
 Carling, P.A., Gِlz, E., Orr, H.G. and Redecki-Pawlik, A. (2000) The morphodynamics of fluvial sand dunes in the River Rhine, near Mainz, Germany. I.Sedimentology and morphology, Sedimentology 47, 227–252.
 Dalrymple, R.W. and Noble, R.N. (1995) Estuarine dunes and bars, in G.M.E. Perillo (ed.)
Geomorphology and Sedimentology of Estuaries, 359–422, Amsterdam: Elsevier.
 
 Flemming, B.W. (1980) Sand transport and bedform patterns on the continental shelf between Durban and Port Elizabeth (southern African continental margin), Sedimentary Geology 26, 179–205.
 Kenyon, N.H. and Belderson, R.H. (1973) Bedforms in the Mediterranean undercurrent observed with sidescan sonar, Sedimentary Geology 9, 77–99.
 Simons, D.B. and Richardson, E.V. (1966) Resistance to flow in alluvial channels, United States Geological Survey Professional Paper 422-J, 1–61.
Stride, A.H. (ed.) (1982) Offshore Tidal Sands, London: Chapman and Hall.
 Weedman, S.D. and Slingerland, R. (1985) Experimental study of sand streaks formed in turbulent boundary layers, Sedimentology 32, 133–145.
J.R.L. ALLEN                     (مترجم: منیژه قهرودی تالی)
BEDLOAD- بار بستری
با توجه به حالت‌های انتقال، بار رسوب به بار معلق و بار بستر تقسیم می‌شود. بار بستر معمولا از ذرات درشت به‌دست آمده از مواد بستر تشکیل می‌شود. وزن غوطه‌وری[2] این ذرات توسط ترکیبی از نیروهای سیال و نیروهای واکنشی جامد که در تماس متناوب یا مداوم با بستر می‌باشند، حمایت می‌شود (Abbott and Francis 1977). بار بستر در منطقه بلافصل بالای سطح بستر، پراکنده شده و به حالت‌های غلتان/ لغزشی یا جهشی انتقال می‌یابند. ذرات تشکیل‌دهنده بار بستر به‌طور مستمر به داخل و خارج منبع رسوب و بر روی بستر حرکت می‌کنند. الگوی حرکت ذرات می‌تواند به‌عنوان سری‌هایی از مراحل نسبتا کوتاه طول تصادفی[3]، که هر کدام توسط یک دوره سکون با مدت زمان تصادفی دنبال می‌شود، مشخص گردد. هر ذره مدت زمانی را که صرف حرکت می‌نماید کمتر از مدت زمانی است که صرف حالت سکون آن ذره می‌شود. در نتیجه، سرعت واقعی بار بستر بسیار پایین‌تر از سرعت جریان است. برای مثال، سرعت حرکت آب در مقایسه با سرعت جریان که ممکن است برحسب متر بر ثانیه باشد، برحسب متر بر ساعت می‌باشد (Haschenburger and Church 1998).
در محیط‌های بادی، بیشتر ذرات ماسه به‌صورت جهش[4] حرکت می‌کنند. ذرات در حال جهش در تعامل با سطح بستر بوده و به‌صورت دانه‌های ثابت[5] پراکنده می‌شوند (Anderson and Haff 1991). این امر نه تنها آستانه حرکت ذرات را کاهش می‌دهد، بلکه حرکت خزش‌گونه[6] (حرکت ذرات تحت تاثیر جهش دانه‌ها در فواصل کوتاه) و خزش سطحی را توسعه می‌دهد. در درون لایه جهشی بیشتر دانه‌ها تا ارتفاع 1 الی 2 سانتیمتری از سطح ماسه حرکت می‌کنند. با کاهش اندازه دانه‌های متحرک، یک کاهش نمایی در غلظت رسوب و شدت جریان توده‌ای نسبت به ارتفاع دیده می‌شود (Anderson and Hallet 1986). به‌دست آوردن اطلاعات دقیق درباره شدت جریان رسوب سخت و مشکل می‌باشد (Greeley et al. 1996; Iversen and Rasmussen 1999). ولی معادلات انتقال ماسه غالبا برای پیش‌بینی نرخ انتقال ماسه‌بادی[7] مورد استفاده قرار گرفته‌اند (Sarre 1989). بالاتر از آستانه حرکت ماسه، نرخ‌های انتقال ماسه معمولا متناسب با سرعت (برشی) باد تصور میشوند. انتقال ماسه‌بادی به‌صورت توده‌ای با تشکیل اشکال سطحی در اندازه‌های مختلف، که به‌طور منظم با الگوهای تکراری توسعه می‌یابند، همراه است (Anderson 1987; Lancaster 1988). مشاهدات میدانی، شرایطِ سازگارِ نزدیکی را بین الگوهای اندازه‌گیری‌شده و شبیه‌سازی‌شده میان فرسایش و نهشته‌گذاری در تپه‌های ماسه‌ای با سرعت و جهت باد نشان می‌دهند (Howard et al. 1978).
در محیط‌های آبی، حداکثر اندازه رسوبی که می‌تواند توسط شرایط جریانی معین انتقال یابد توسط توانایی جریان تعریف می‌شود، اما اندازه و مقدار رسوبی که به‌عنوان بار بستر انتقال پیدا می‌کند، به ظرفیت انتقال رودخانه محدود می‌گردد. نرخ‌های انتقال نیز ممکن است به رسوبات در دسترس محدود شود. تداوم انتقالِ بار بستر معمولا در امتداد یک رودخانه یکسان نیست، چرا که ظرفیت انتقال، معمولا با میزان عرضهِ رسوب مطابقت ندارد. ممکن است فرسایشِ ناشی از کندوکاو آب یا پرشدن بستر رودخانه، هندسه کانال را تنظیم و اصلاح نماید. به همین دلیل، اگر چه بار بستر به‌طور معمول تنها چند درصد از کل بار رسوب رودخانه‌ها را شامل می‌شود، ولی با این وجود، انتقال بار بستر فرایندی بسیار مهم است، به‌طوری‌که تقریبا به‌عنوان نیروی حاکم در تغییر تمام جنبه‌های مورفولوژیکی کانال‌های رودخانه محسوب می‌گردد. به‌طور کلی، مواد بستر، تا بخش پایین دست یک حوضه زهکشی، از طریق عمل جورشدگی و سایش ریزتر می‌شوند؛ در نتیجه، بار معلق غالبا بیشتر از بار بستر است.
در پایین‌ترین حد انتقال فعال که در آن حالت انتقال به شکل غلتان غالب است، هندسه انبانه‌ای[8] بستر تعیین‌کننده اندازه ذرات متحرک می‌باشد (Andrews 1994). زمانی که شرایط برای حرکت کلی بستر یا عرضه رسوب به پایین‌تر از حد آستانه محدود شود، نرخ انتقال بار بستر در تعامل با اندازه ذرات ریز و درشت در مواد بستر و نیز توسط تنش برشی در دسترس تعدیل می‌شود (Gomez 1995). پوشش محافظتی برای تحرک پایین‌تر ذاتی ذرات درشت نسبت به دانه‌های ریز و انتقال تمام اندازه‌های ذرات بر روی سطح بستر تحرک برابر و یکسانی دارند (Parker and Klingeman 1982). تحرک برابر به‌عنوان نتیجه‌ای از محافظت از دانه‌های کوچکِ جریان که ترجیحا در معرض ذرات بزرگ قرار گرفته‌اند، همراه با فراوانی نسبی‌شان بر روی سطح بستر ناشی می‌شود. این ترکیب برای خنثی نمودن اثر اندازه مطلق وزن ذرات از طریق ایجاد ذرات درشت که در درون جریان بیشتر در دسترس هستند و نیز برای بالا بردن احتمال ترکیب و به‌هم پیوستگی آنها می‌باشد. تحرک برابر دو جنبه دارد. تحرک برابر ترکیبی، به‌عنوان زمانی که همه اندازه ذرات تشکیل‌دهنده مواد بستر در جهت جریان شروع به حرکت می‌کنند تعریف شده است. تحرک برابر انتقالی، به وضعیتی اشاره دارد که در آن تمام اندازه ذرات با توجه به سهم نسبی‌شان در مواد بستر حمل شده‌اند، به‌طوری‌که اندازه دانه بار بستر و مواد بستر توزیع یکسانی دارند. انحراف از این شرایط منجر به تفاوت در نرخ انتقال اندازه فردی اجزاء و جورشدگی هیدرولیکی می‌شود (Wilcock and McArdell 1993). جورشدگی هیدرولیکی در طی فرایند ترکیب، انتقال و نهشته‌گذاری ناهمگن بار بستر رخ می‌دهد. اهمیت این موضوع به دلیل ارتباط آن با محافظت و پوشش کانال و نیز ریزشدن اندازه ذرات به سمت پایین دست رودخانه می‌باشد (Paola et al. 1992). در بیشتر رودخانه‌ها، انتقال زمانی و مکانی بار بستر بسیار متغیر است. تغییرات زمانی نرخ‌های انتقال بار بستر، که از تغییرات شرایط جریان مستقل است، عمدتا از سه منبع اصلی ناشی می‌شوند (Gomez et al. 1989). نخست، تغییرات ممکن است از تغییراتِ درازمدت تا میان‌مدت در نرخ رسوب عرضه‌شده برای توزیع در درون کانال یا بازه مورد نظر ناشی شده باشند. دوم، تغییراتِ کوتاه‌مدت است که اغلب به‌صورت شبه‌چرخه‌ای است. در اینجا، تغییرات در نرخ انتقال بار بستر ممکن است در واکنش به کاهش موقتی عرضه مواد انتقال یافته، نسبت به مهاجرت اشکال سطحی یا گروه‌هایی از ذرات و یا نسبت به فرآیندهایی همچون محافظت و پوشش کانال رخ دهد. سوم، نوسانات لحظه‌ای در نرخ‌های انتقال بار بستر می‌باشد که از ماهیت تصادفی فرآیندهای فیزیکی حاکم بر ترکیب و نیز انتقال بار بستر ناشی می‌شوند. تغییرات مکانی در نرخ‌های انتقال بار بستر، ناشی از تغییر در بخش پایین دست رودخانه و عرض کانال در حوزه انتقال است که در درجه نخست در واکنش به تفاوت در تنش برشی و نسبت به تغییرات در رابطه محلی بین تنش برشی مرزی و انتقال رسوب رخ می‌دهد (Dietrich and Whiting 1989).
روش‌های رایج مورد استفاده برای به دست آوردن آگاهی از انتقال بار بستر در یک رودخانه شامل نمونه‌برداری یا اندازه‌گیری میدانی و استفاده از یک فرمول می‌باشد. نمونه‌برداری شامل مجموعه‌ای از مقادیر کمَی گسستهِ بار بستر در نقاط مختلف در سرتاسر کانال، با فواصل زمانی مشروط می‌باشد. اندازه‌گیری شامل نظارت مستمر یا زمان‌بندی یکپارچه بار بستر در کل سطح مقطع یا بازه مورد نظر می‌باشد. حضور یک دستگاه نمونه‌گیر در بستر رودخانه الگوی جریان و انتقال رسوب در مجاورت آن را تغییر می‌دهد. بنابراین، دستگاه‌های نمونه‌بردارِ بار بستر باید برای تعیین کارایی خود تحت شرایط مختلف هیدرولیکی و انتقال رسوبات کالیبره شوند. ثابت شده است که تعیین کارایی هیدرولیکی نمونه‌بردارِ بار بستر کار نسبتا ساده‌ای است، اما تعیین کارایی نمونه‌گیری به‌طور قابل توجهی پیچیده‌تر است. در نتیجه، فرآیند کالیبراسیون نمونه‌بردار ناقص باقی می‌ماند زیرا هیچ کدام از تست‌های انجام شده بر روی دستگاه‌های نمونه‌گیر تا به امروز نتایج قطعی ارائه نکرده‌اند (Thomas and Lewis 1993). از آنجا که نرخ‌های انتقال بار بستر در سرتاسر کانال با زمان تغییر می‌کند، راهبردهای نمونه‌گیری زمانی و مکانی مناسبی برای به حداقل رساندن اشتباهات نمونه‌گیری مورد نیاز است، به‌طوری‌که تعداد نمونه‌های جمع‌آوری شده کاهش می‌یابد و تعداد مسیرهایی از کانال که باید برای جمع‌آوری نمونه‌ها پیمایش شوند، افزایش می یابد (Gomez and Troutman 1997).
اندازه‌گیری‌ها معمولا صحیح در نظر گرفته می‌شوند و اغلب با استفاده از یک تله گودال مانند به‌دست می‌آیند. تله‌ها مزیت متمایزی نسبت به نمونه‌بردارها دارند، به‌طوری‌که اگر محدوده دهانه تله کل عرض رودخانه را پوشش دهد، نه تنها ممکن است تمام بار بستر را جمع کند بلکه ممکن است تمام بار بستر از طریق بخش اندازه‌گیری در یک دوره معین از زمان بگذرد، اما به‌طور مداوم میزانی که در آن رسوب تجمع می‌یابد را اندازه‌گیری می‌نماید. ساده‌ترین تله‌ها شامل گودال‌ها یا شکاف‌هایی در بستر رودخانه است که در آن بار بستر در طی بیش از یک یا چند رویداد جمع می‌شوند (Church et al. 1991). بیشتر تله‌ها به‌طور مداوم از طریق وزن توده رسوب پیچیده می‌شوند (Reid et al. 1980).
فرمول بار بستر برابر است با نرخی که در آن بار بستر با مجموعه‌ای خاص از متغیرهای هیدرولیک و رسوب‌شناختی انتقال یافته و نیز پیش‌بینی ظرفیت انتقال بار بستر تحت شرایط جریان معین می‌باشد. از نظر مبانی فیزیک، به‌نظر می‌رسد که کاملا ساده باشد (Bagnold 1966)، اما شرایط حاکم بر انتقال بار بستر رودخانه، پیچیده است و اجماع کمی در مورد کمیت‌های بنیادین هیدرولیک و رسوب‌شناختی وجود دارد. در نتیجه، فرمول‌های انتقال بار بستر متعددی وجود دارد (Gomez and Church 1989)، ولی هیچ‌کدام به‌طور جهانی به عنوان ابزار ویژه‌ای برای استفاده عملیِ مناسب پذیرفته نشده یا به رسمیت شناخته نشده‌اند.
References
Abbott, J.E. and Francis, J.R.D. (1977) Saltation and suspension trajectories of solid grains in a water stream, Philosophical Transactions of the Royal Society of London A284, 225–254.
Anderson, R.S. (1987) A theoretical model for Aeolian impact ripples, Earth Science Reviews 10, 263–342.
Anderson, R.S. and Haff, P.K. (1991) Wind modification and bed response during saltation of sand in air, Acta Mechanica Supplement 1, 21–51.
Anderson, R.S. and Hallet, B. (1986) Sediment transport by winds: toward a general model, Geological Society of America Bulletin 97, 523–535.
Andrews, E.D. (1994) Marginal bed load transport in a gravel bed stream, Sagehen Creek, California, Water Resources Research 30, 2,241–2,250.
Bagnold, R.A. (1966) An approach to the sediment transport problem from general physics, US Geological Survey Professional Paper 422-I.
Church, M.A., Wolcott, J.F. and Fletcher, W.K. (1991) A test of equal mobility in fluvial sediment transport: behaviour of the sand fraction, Water Resources Research 27, 2,941–2,951.
Dietrich, W.E. and Whiting, P.J. (1989) Boundary shear stress and sediment transport in river meanders of sand and gravel, in S. Ikeda and G. Parker (eds) River Meandering, 1–50, Washington, DC: American Geophysical :union:.
Gomez, B. (1995) Bedload transport and changing grain size distributions, in A.M. Gurnell and G. Petts (eds) Changing River Channels, 177–199, Chichester: Wiley.
Gomez, B. and Church, M. (1989) An assessment of bedload sediment transport formulae for gravel-bed rivers, Water Resources Research 25, 1,161–1,186.
Gomez, B. and Troutman, B.M. (1997) Evaluation of process errors in bed load sampling using a dune model, Water Resources Research 33, 2,387–2,398.
Gomez, B., Naff, R.L. and Hubbell, D.W. (1989) Temporal variations in bedload transport rates associated with the migration of bedforms, Earth Surface Processes and Landforms 14, 135–156.
Greeley, R., Blumberg, D.G. and Williams, S.H. (1996) Field measurement of the flux and speed of windblown sand, Sedimentology 43, 41–52.
Haschenburger, J.K. and Church, M.A. (1998) Bed material transport estimated from the virtual velocity of sediment, Earth Surface Processes and Landforms 23, 791–808.
Howard, A.D., Morton, J.B., Gad-el-Hak, M. and Pierce, D.B. (1978) Sand transport model of barchans dune equilibrium, Sedimentology 25, 307–338.
Iversen, J.D. and Rasmussen, K.R. (1999) The effect of wind speed and bed slope on sand transport, Sedimentology 46, 723–731.
Lancaster, N. (1988) Controls on aeolian dune size and spacing, Geology 16, 972–975.
Parker, G. and Klingeman, P.C. (1982) On why gravelbed streams are paved, Water Resources Research 18, 1,409–1,423.
Paola, C., Parker, G., Seal, R., Sinha, S.K., Southard, J.B. and Wilcock, P.R. (1992) Downstream fining by selective deposition in a laboratory flume, Science 258, 1,757–1,760.
Reid, I., Layman, J.T. and Frostick, L.E. (1980) The continuous measurement of bedload discharge, Journal of Hydraulics Research 18, 243–249.
Sarre, R.D. (1989) Aeolian sand transport, Progress in Physical Geography 11, 157–182.
Thomas, R.B. and Lewis, J. (1993) A new model for bedload sampler calibration to replace the probabilitymatching method, Water Resources Research 29, 583–597.
Wilcock, P.R. and McArdell, B.W. (1993) Surface-based fractional transport rates: mobilization thresholds and partial transport of a sand-gravel sediment, Water Resources Research 29, 1,297–1,312.
)BASIL GOMEZ                (مترجم: منیژه قهرودی تالی)
 
 
 
[1] Boulders
[2]- Immersed Weight
[3]- Random Length
[4]- Saltation
[5]- Stationary Grains
[6]- Reptation
[7]- aeolian sand
[8]- pocket
دفعات مشاهده: 106 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 0.099 seconds with 885 queries by yektaweb 3506