|
|
| |
 |
از Catena تا Channelization |
 |
|
| | تاریخ ارسال: 1396/8/12 | |
|
CATENA – کاتهنا
کاتهنا ارتباط و اتصال را می‌رساند. کاتهنا در لاتین برای توالی، زنجیره‌ای از کارها به کار می‌رود. این واژه برای اجزای منفرد که در برخی ویژگی‌ها باهم شباهت داشته و در برخی جهات باهم اشتراک داشته باشند به کار می‌رود. در علوم خاک، به خاک‌هایی که ازنظر سن و سنگ‌بستر مشابه بوده اما به‌واسطه محل قرارگیری‌شان بر روی دامنه، خصوصیات متفاوتی، به‌ویژه در ارتباط با نحوه زهکشی به خود می‌گیرند اطلاق می‌گردد. بنابراین می‌توان واژه را این‌گونه تعریف نمود که: توالی خاک‌های با سن و مواد مشابه که در شرایط آب‌وهوایی یکسان ایجادشده و به دلیل تنوع در ناهمواری و شبکه زهکشی ویژگیهای متفاوتی دارد. این واژه بیشتر میتواند برای توالی ناهمواری ها مورداستفاده قرار گیرد. جایی که به هرگونه توالی خاک با تنوع در پستی‌وبلندی اشاره دارد.
واژه کاتهنای خاک نخستین بار توسط میلن[1] برای توپوگرافی مرتبط با خاک در شرق آفریقا مطرح شد. کاتهنای خاک در اطراف دره‌های بزرگ با خاک‌های متفاوت بر روی دامنه به سمت بالا بیشتر از قسمتهای میانی و پائین‌دست دامنه، مشاهده‌شده بود. میلن متوجه شد که نیمرخ انواع خاک‌ها به سمت پائین دامنه به‌واسطه زهکشی و تاریخچه گذشته سطح زمین متحمل تغییراتی شده است. ازاین‌رو به‌طورکلی شباهت و یکنواختی ازنظر سنگ‌شناسی در سرتاسر دامنه وجود دارد و تفاوت در میزان ریزش رطوبت در بالادست دامنه و شرایط رطوبتی در پائین‌دست دامنه به همراه حرکت مواد محلول در آب و جابجایی فیزیکی ذرات آب فرسایش یافته و رسوب‌گذاری آن در پائین‌دست دامنه میباشد. میلن دریافت که خاک‌های قسمت فوقانی دامنه باید قدیمی‌تر بوده و زمان بیشتری خاک‌های این محدوده در محل باقی می‌مانند. این در حالی است که خاک‌های مناطق پائین‌دست می‌بایست جوان‌تر بوده و با انباشت رسوب تازه همراه باشد و صخره‌های سنگی به سمت پائین‌دست باید تفاوت در سن داشته باشند. روهه[2] (1960)در مورد با تمایز بین کاتهنای کلاسیک شکل‌گرفته بر روی سنگ‌بستر مشابه و کاتهنای حاصل از توالی که میتواند بر روی دو یا چند سازند زمین‌شناسی با لیتولوژی متفاوت تشکیل شود توضیحات بیشتری ارائه داده است.
مفهوم در نقشه‌برداری خاک مفید میباشد زیرا آن اشاره به رابطه منظم خاک با توپوگرافی دارد. مثالی از طرح کلی ارتباط خاک با توپوگرافی در جدول 6 ارائه‌شده است. با ایجاد جنبش مکانیکی، ذرات در بالادست عمدتاً درشت‌دانه بوده و به سمت پائین‌دست دانه‌ها ریزتر میشوند درحالی‌که در پائین‌دست، خاک‌ها عموماً از نوع آبرفتی با تجمع مواد ریزدانه بوده و یا با ذرات درشت‌دانه تری، با توجه به عمل مکانیکی بر روی دامنه، درآمیخته‌اند. به‌طورکلی خاک قسمتهای میانی دامنه مستعد فرسایش بوده و بسیار ریزتر از خاک‌های پای دامنه می‌باشند. در قسمتهای پائین دامنه بیشتر شاهد انباشت رسوب هستیم لذا رسوبات در این قسمت کمی درشت‌دانه تر از قسمت میانی هستند.
رس‌های مونتموریلونیت غنی از مواد مغذی ممکن است بیشتر در پای دامنه که انباشت مواد فراوان است مشاهده شوند. در مناطق با آب‌وهوای گرم‌تر، رس‌های مونتموریلونیت در مناطق بالادست و مرتفع نیز دیده میشوند اما در آب‌وهوای سرد مرطوب، رس‌های کائولینیت در بالادست دامنه به دلیل فرایند شستشوی زیاد مشاهده میشوند. در نواحی مرطوب و نیمه مرطوب گرم، خاک‌های شسته شده در بالادست دامنه اغلب به دلیل فرایند اکسیداسیون، قرمزرنگ می‌باشند و در پای دامنه به دلیل زهکشی تغییرات رنگ از زرد تا خاکستری را نشان می‌دهند. تأثیر توپوگرافی میتواند در مناطق گرمسیری با بارندگی زیاد درجایی که خاک‌های قرمز محتوی رس‌های کائولینیت و مونتموریلونیت در مناطق بالادست دامنه بهتر زهکشی شده و خاک‌های سیاه دارای مواد آلی داخل فرورفتگی‌ها که دیرتر رطوبت خود را از دست می‌دهند، تشدید گردد. در مناطق کوهستانی مرتفع گرمسیری که توسط زمین‌های خشک کم ارتفاع محصورشده‌اند توالی از خاک‌های پدزولی و خاک‌های قهوه‌ای تا چرنوزیوم به سمت خاک‌های بیابانی و نیمه بیابانی وجود دارد. در مناطق مرتفع با بارندگی زیاد که توسط زمین‌های کم ارتفاع محصورشده‌اند. توالی از خاک‌های پدزولی و قهوه‌ای تا خاک‌های زرد، قرمز و سیاه به سمت پائین دامنه وجود دارد.
جدول 6: ارتباط خاک با توپوگرافی
| |
آب‌وهوای سرد و مرطوب |
آب‌وهوای مرطوب |
آب‌وهوای خشک |
| بالادست دامنه |
پدزولی– تورب |
پدزولی |
خاک شسته شده |
| قسمت میانی دامنه |
خاک قهوه‌ای |
خاک قهوه‌ای |
بدون آهک |
| پائین‌دست دامنه |
تورب – خاک رس چسبنده |
خاک رس چسبنده |
خاک‌های آهکی |
توالی برای برنامه‌ریزی کاربری اراضی و کشاورزی جهت کشت محصولات مقاوم به خشکی که درشیب‌های بیشتر رشد می‌کنند و محصولات مقاوم به رطوبت در مناطق کم شیب، جایی که اکسیژن در نزدیکی سطح زمین زیاد است اهمیت بسیاری دارد. هیدرولوژیست ها از واژه در سراشیبی دامنه جهت ارائه مدل پیش‌بینی تولید رواناب استفاده می‌کنند. همچنین فرایندهای هیدرولوژیکی از قبیل نفوذ، جریان آب در سطح و داخل زمین میتواند در ارتباط با خصوصیات نیمرخ خاک پیش‌بینی شود(McCaig, 1985 ). اندرسون[3] (1985)واژه را در پیش‌بینی خصوصیات بار حمل شده خاک بکار برد. مدل‌سازی رگرسیون تلاش دارد تا ارتباط بین موقعیت دامنه و خصوصیات خاک را با درجات مختلفی از موفقیت، کمی سازی نماید(Furley, 1971).
References
Anderson, M.G. (1985) Forecasting the trafficability of soils, in K.S. Richards, R.R. Arnett and S. Ellis (eds) Geomorphology and Soils, 396–416, London:
George Allen and Unwin.
Furley, P.A. (1971) Relationships between slope form and soil properties developed over chalk parent materials, in D. Brunsden (ed.) Slopes: Form and Process, Institute of British Geographers, 141–163.
McCaig, M. (1985) Soil properties and subsurface hydrology, in K.S. Richards, R.R. Arnett and S. Ellis (eds) Geomorphology and Soils, 121–140, London:
George Allen and Unwin.
Milne, G. (1935a) Some suggested units of classification and mapping, particularly for East African soils, Soil Research Berlin, 4, 183–198.
——(1935b) Complex units for the mapping of complex soil associations, Transactions Third International Congress of Soil Science 1, 345–1,347.
STEVE TRUDGILL (مترجم: قاسم لرستانی)
CAVE - غار
تعریف رایج غار عبارت است از یک شکاف زیرزمینی که به‌اندازه کافی برای ورود انسان بزرگ باشد( فرهنگ لغت آکسفورد و سایر فرهنگ لغات). به‌خودی‌خود غارهای طبیعی در بیشتر سنگ‌های سخت غیرقابل‌نفوذ یا رسوبات فشرده و در اغلب واحدهای ژئومورفولوژی به‌واسطه فرایندهای متنوعی ایجاد می‌شود. این ورودی‌های طبیعی بیشتر بر غارهای کارستی منطبق می‌باشند که ازنظر بزرگی، فراوانی، تنوع اشکال و نقششان در ژئومورفولوژی عمومی اهمیت بسیار دارند.این غارها جایی تشکیل میشوند که عمل انحلال در آنجا ازلحاظ کمی بسیار زیاد است یا اینکه فرایندهای عمل‌کننده جهت حمل و انتقال رسوب در محیط فراهم میباشد. بنابراین غارهای کارستی محدود به مناطق دارای سنگ‌های انحلال‌پذیر می‌باشند. ازنظر میزان انحلال سنگها می‌توان به ترتیب سنگ‌های نمک، ژیپس، انیدریت، سنگ‌آهک، تا حدودی کوارتزیت ها و ماسه‌سنگ‌های سیلیسی و آهکی را برشمرد که میزان انحلال آنها از سنگ نمک به ماسه‌سنگ سیلیسی و آهکی کاهش می‌یابد. غارهای آهکی ازنظر اندازه و شکل بزرگ‌ترین نوع غارها را تشکیل می‌دهند. اگرچه قابلیت ورود انسان معیاری برای تفکیک غارها میباشد اما غارها در مراحل آغازین پیدایش با قطری کوچک‌تر از 1 cm نمی‌توانند تغییرات فراوانی جهت بزرگ شدن از خود نشان دهند.
غارهای ایجادشده بدون یا با میزان کم‌عمل انحلال را غارهای پسودوکارست[4] می‌نامند. بسیاری از غارهای پسودوکارست، به‌واسطه فرایندهای مکانیکی، مشتمل بر حفره‌های لوله‌ای شکل، کارست حرارتی، فروپاشی سقف، عمل آب و وجود فرورفتگی‌ها در امتداد سواحل به وجود می‌آیند. طول چنین غارهایی به‌ندرت از چند ده متر فراتر می‌رود. ذوب جویبارها و آب شدن یخ‌ها، غارهای بزرگ‌تری را تقریباً شبیه به هم ازلحاظ اندازه و شکل نسبت به کانیون ها و مجراهای فراتیک ساده غارهای انحلالی ایجاد می‌کند. طولانی‌ترین غارهای پسودوکارست، مجراهای گدازه‌ای هستند که به‌واسطه تخلیه مواد مذاب به داخل کانالهای مستحکم شکل‌گرفته‌اند و به نام مجراهای منفرد با شبکه دندریتی و مارپیچی آناستاموزی به طول 10 کیلومتر و بیشتر شناخته میشوند(Gillieson, 1996).
غارهای کارستی (Karst caves)
در طبقه‌بندی جدید توسط کلیمچوک[5] و همکاران(2000) سه مجموعه بزرگ ژنتیکی غارهای کارستی را مشخص شد که فراوان‌ترین و مهم‌ترین مجموعه غارهای کارستی می‌باشند. 1) غارهای ساحلی[6] در سنگ‌های کربناتت جوان 2) غارهای هیپوژنیک شکل‌گرفته در آب‌های تحت‌فشار بالا جهنده در چاه‌های آرتزین( آب‌های زیرزمینی محصور) در سنگ‌های انحلال‌پذیر 3) غارهای آبی متئوریک[7] محصورنشده آزاد. شکل 18 دامنه تغییرات در الگوی غارهای کارستی در ارتباط با نوع تخلیه، آبگیری، میزان تخلخل و نفوذپذیری در شروع عمل انحلال را نشان می‌دهد. در اغلب غارهای هیپوژنیک و آزاد، میزان نفوذپذیری کم است( کمتر از 5 درصد). در این غارها آب از طریق لایه‌های قابل‌نفوذ، درز و شکاف و گسل‌ها، موقعیت و مسیر قابل‌حل را کنترل می‌کند. جنبش‌شناسی و شیمی انحلال آب توسط محققین مختلفی موردبحث قرارگرفته است( (Ford and Williams (1989:42-12،Klimchouk et al. (2000: 124–223) ).
غارهای ساحلی جوان (EOGENETIC COASTAL CAVES)
ائوژنتیک[8] بر تجمع و رسوب‌گذاری سنگ‌آهک و دولستون[9] خیلی جوان دلالت دارد که با فشرده و سیمانی شدن بین لایه‌ای تثبیت میشوند(پدیده دیاژنز[10] و سنگ شدگی). این فرایند به‌صورت محدود به‌واسطه تخلخل بین دانه‌ها انجام می‌شود. این سنگ شدگی در مناطق ساحلی با آب‌وهوای گرمسیری و نیمه گرمسیری مثل فلوریدا، یوکاتان، باهاماس، تعدادی از آتل‌های اقیانوس آرام و ... عمدتاً با سنی در حدود پلئیستوسن، قابل‌رؤیت میباشد. در این مناطق، تخلخل زیاد شکل غارها را شبیه غارهای هوازده مناطق غیر کارستی می‌کند.
جنینگز[11] (1985) بیان می‌دارد که غارهای سینژنتیک[12] در تپه‌های ماسه‌ای آهکی، زمانی که ماسه‌های سطحی توسط سیمانی به هم بچسبند تشکیل میشوند. وقتی امواج حاصل از طوفان یا جویبارهای سطحی باعث شستشوی ماسه‌های بدون سیمان میشوند درنهایت با توسعه درز و شکاف، سبب ایجاد غارهای با طول و ارتفاع چند متری میشوند. اگر شستشوی مکانیکی کاملاً غالب شود و انحلال به‌شدت در آن رخ دهد در این صورت غار کارستی به پایان راه خود رسیده است.
اگر غار درجایی تشکیل شود که مخلوطی از آب‌شور و شیرین در امتداد سفره آب در سواحل موجود باشد یا در مناطقی که گنبدهای نمکی در زیرآب شیرین وجود داشته باشد غار بسیار گسترده و فراخ خواهد بود(کلیمچوک و همکاران 2000). حاشیه غارها به حفره‌های ورودی بزرگی تقسیم می‌شود و این حفره‌ها به‌تدریج چند تا چند ده متر طول خواهند داشت. غارهای هالوکلاین[13] عمدتاً الگوهای اسفنجی شکل پیچیده ای دارند و این پیچیدگی در برخی موارد به دلیل تغییر در میزان آمیزش نمک و آب با نوسان آب دریا در کواترنر میباشد.
بسیاری از سیستم های غاری در امتداد سواحل کارائیب[14] در شبه جزیره یوکاتان[15] دارای ده ها کیلومتر طول و متجاوز از 5 کیلومتر عرض در فاز کاوشی قرار دارند هرچند این غارها در سنگ‌های آهکی جوان با منشاء آزاد، به وسیله آب‌های شور پوشیده شده و شکل ظاهری شان تغییر نموده است.
شکل 18: الگوهای اولیه غارها در ارتباط با نوع تخلخل و شرابط تغذیه با کمی تغییر از پالمر[16] (1991)
غارهای شکل‌گرفته در زیر زمین (HYPOGENE CAVES)
در غارهای تشکیل شده در زیر سطح زمین، آبها ممکن است بهطور وسیعی در داخل لایه‌های کارستی گردش کنند( در ساختارهای ناودیسی[17] و گرابنی[18]) یا اینکه آب از طبقات زیرین، در اکیفرهای بدون کارست به داخل سنگ‌های کارستی بالایی تزریق شود. آب‌های مذکور ممکن است گرم باشند و دمای آن بیش از 4 درجه سانتیگراد گرم‌تر از میانگین دمای سنگ‌های حل شده خواهد بود.
اکثر غارهای زیرزمینی تحت شرایط فراتیک در زیر سفره های آب ایجادشده اند. ساده ترین شکل به‌صورت دودکش کاملاً یا نسبتا عمودی بر روی شکستگی در بالای مکانی که آب به‌صورت چشمه یا داخل لایه‌های بسیار متخلخل جریان دارد، نمایان می‌شود. نمونه بارز فعال از چشمه های آبگرم در مکزیک با دهنه ای به قطر 40 و عمق 300 متر وجود دارد. مثال هایی از چشمه های آبگرم با عمق بیشتر شناخته شده اند اما به دلیل عملکرد فرایندهای درونی و بیرونی خشک شده اند. برخی از این چشمه ها، مثل چشمه تیویا مویان[19] در کشور قزاقستان حاوی مواد معدنی ذی قیمتی هستند که بر روی دیواره ها رسوب نموده اند. برخی از فرم های پیچیده مثل غار ساتورکوپستا[20] در کشور مجارستان به‌صورت غارهای دودکش مانند با شبکه درختی می‌باشند که از قسمت پائین به بالا شاخه شاخه میشوند. این غار نمونه جالبی با دالان های استوانه ای مجاور هم میباشد که از یک چاه فراتیک اصلی منشعب شده است (Klimchouk et al. 2000: 292–303).
غارها با شبکه ای از درز و شکاف (شکل 18) بیشتر متداول می‌باشند. در غرب اوکراین آب‌های متئوریک محلی میان لایه‌ای از سنگ ژیپسی به ضخامت 14 متر می گذرد. آکیفرهای ایجادشده در شن و ماسه در مسیری با درز و شکاف های مارپیچی در هر 2 تا 5 متر به‌صورت متقاطع جریان می‌یابد. 212 کیلومتر از مسیرهای بهم پیوسته درون غار توسط غارنوردان نقشه‌برداری شده اند. نمونه های پیچیده تر از این نوع غارها با شبکه مارپیچی چند طبقه در بلک هیلدز[21] در جنوب داکوتا[22] می‌باشند. در این غار، آب‌های گرم به‌صورت همگرا بر روی کارست های قدیمی کربنیفر (PALAEOKARST AND RELICT KARST را ببینید) در زیر لایه‌های رسوبی آواری حفظ شده است. تخلیه غار از طریق لایه رسوبی آواری موجب بزرگتر شدن مسیر جریان و پائین رفتن سفره آب در غار ویند[23] به میزان 40 سانتیمتر در سال شده است. غار جول[24] به طول 40 کیلومتر، کاملاً خشک شده است. نقشه‌برداری 200 کیلومتر از مسیر غار نشان می‌دهد که 20-10 سانتیمتر از کف غار توسط رسوبات تخریبی پوشیده شده است. همانطوری که افت سطح آب در مسیر غار رخ می‌دهد آب‌های زیرزمینی در حجمی وسیع، سنگ‌های آهک، ژیپس، نمک و نظیر آن را تحت تأثیر قرار داده و موجب انحلال آنها میشوند. سنگ‌های مذکور در عمق زیاد زیر سایر سنگها مدفون شده و با تشکیلات برش های انحلال‌پذیر دربرگیرنده نفت و گاز، سرب، روی و سایر رسوبات معدنی در ارتباط هستند. بزرگ‌ترین غار تشکیل شده در زیر سطح زمین در سنگ‌های مرمر دوره آرکئن - پروتروزوئیک ، کوهستان رودوپ[25] بلغارستان گزارش شده است. حجم این غار 237 میلیون متر مکعب تخمین زده می‌شود و ارتفاع از کف تا سقف بیش از 1340 متر میباشد(Klimchouk et al. 2000: 304–306 ).
یک تیپ بسیار متمایز، غار تشکیل شده به وسیله اسید سولفوریک میباشد. شناخته شده ترین موارد درجایی است که مهاجرت گاز از حوضه های زغال سنگی یا نفتی مجاور صورت می گیرد. سنگ‌های کربناتت اکسیده شده و به H2SO4 تبدیل میشوند و این عمل در زیر سفره آب انجام می‌شود. غارهای اسیدسولفوره کوچک به‌صورت خطی به سمت مظهر چشمه نمایان میشوند و غارهای اسیدسولفوریک بزرگ، در اطراف محل ورودی گاز، شاخه شاخه میشوند(شکل 18). به وسیله فرسایش جانبی در سفره های آب دالان های بزرگی ایجاد میشوند و علاوه برآن تراکم فرسایش بر دیواره ها ممکن است در اعماق بیشتر باعث تبدیل دیواره های سنگ‌آهکی به ژیپس شوند. تغییر نقاط ورودی غار و کاهش چشمه ها منجر به توسعه سیستم های دیدنی و جذاب چند سطحی از قبیل غار لچیگویلا[26] در نیومکزیکو[27] به طول 172 کیلومتر و عمق 480 متر شده است(Widmer, 1999).
غارهای آزاد (Unconfined caves)
این نوع غار، عمده ترین نوع شناخته شده توسط غارنوردان و ژئومورفولوژیست ها میباشد. غارهای آزاد از محل نقاط ورودی آب از قبیل کارن فیلدها، دولین ها یا پولیه های حاشیه مناطق کارستی تا چشمه هایی که در ارتفاع پائین جریان دارندگسترش دارند. گرچه برای غارنوردان پیداکردن آب در تمام طول مسیر غار مساله ای نادر میباشد اما ردیابی رنگ و سایر تجزیه و تحلیل ها تائید می‌کند که همواره مجراهای انحلالی بین نقاط فرورونده آب و نقاط مظهر آب (چشمه) جهت تنظیم جریان اتصال و بهم پیوستگی وجود دارد. ساده ترین نوع غارها، غارهای لوله‌ای منفرد بین نقطه فرورونده و چشمه می‌باشند. موارد متعددی از قطع پیچانرودها یا کوتاه شدن مسیر رودخانه در روی فرازمین ها( هورست ها) یا تاقدیس ها در این مناطق وجود دارد. بهرحال اکثر غارها چند ورودی دارند که در یک نمای کلی، الگوهای دندریتیکی را نشان می‌دهند. این الگوها به‌صورت زاویه دار در محل اتصال جریان می‌باشند.الگوهای مذکور در جاهایی که سرعت جریان در محل فرورفت آب زیاد باشد یا جریان در مسیر خود به موانع زیرزمینی برخورد نماید ایجاد می‌شود. صفحات لایه بندی ایجادشده بسیاری از سیستم های غاری پیچیده تر از این ترکیبات ساده می‌باشند. زیرا سیستم ها در چند فاز جداگانه ایجادشده اند. مجاری باقیمانده در سطوح تقاطع بالاتر که هنوز فعال می‌باشندسیستم های کاملاً پیشرفته تری را از نوع قبلی غارها نشان می‌دهند (Ford and Williams 1989:249–261 و Klimchouk et al. 2000: 175–223 را ببینید).
مورفولوژی غار در برش طولی( طول× عمق) بسیار مرتبط با ساختار زمین‌شناسی و منطقه بندی زیر سطح زمین میباشد. در کوههای جوان اگر لایه‌های آبدار کارستی پرحجم و ضخیم باشند و بالاآمدگی سریع موجب ایجاد شکستهای عمودی زیادی شود، غارها به‌صورت متوالی از ردیفی از چاهها با شکستگی های شیب دار به سمت پائین نمایان میشوند که به وسیله دره‌های کانیونی با مسیر های پیچ در پیچ کوتاه در کنار هم قرارگرفته اند و جریان توسط نیروی گرانشی کنترل میشوند. در حال حاضر غار ورونجا[28] در کاکاسوس[29] با عمق 1710- متر پائین تر از سطح دریاها، نمونه جالبی برای این وضعیت میباشد.
چنین شرایطی ممکن است هرگز وجود نداشته باشد که تشکیلات کارست نسبتا نازک باشد و یا طی بالاآمدگی تحت‌فشار کمی قرارگرفته باشد اما در عوض، بالاترین بخش تشکیلات کارستی در غارهای تکثیرشونده که در شروع از آب پر بوده و در ادامه از آب تخلیه شده است توسعه یابد و بزرگ و بزرگتر شود. غارها اشکال ابتدایی فراتیک نظیر برش های متقاطعی در صفحات لایه بندی را نشان می‌دهند که بهطور محلی در کوهستان های جوان و همچنین در جاهایی که مجاری غار بر روی لایه‌های شیلی یا نظیر آن قرار دارد مشاهده می‌شود. تمام سیستم های غار از نقاط فرورفت آب تا چشمه خروجی می‌توانند به‌صورت یکپارچه به‌ویژه جایی که لایه کارستی بر روی سنگ غیرقابل انحلال با لاتر از سطح پایه قرارگرفته است توسعه یابد. این میتواند در داخل سطح غیرقابل انحلال مثل بسیاری از غارهای تماسی در حومه گرین بریر[30] ، غرب ویرجینیا[31] مشاهده شود و 90 درصد حجم چنین غارهایی در شیل های فرسایش پذیر زیر سنگ‌آهک قرار دارند.
بسیاری از غارها با سیستم های گسترده و بزرگ، بهطور چشمگیری دارای سفره آبی یا بخش فراتیک( مناطق مجاور سفره آب) می‌باشند. بهرحال طول غارها همیشه از قسمت وادوز بزرگتر بوده و هندسه آن بسیار متنوع و پیچیده میباشد. چهار حالت اصلی برای غارها وجود دارد(261–274 Ford and Williams 1989:). اگر مقدار سطوح قابل‌نفوذ بین شکستگی ها کم باشد ساختار ژئولوژی ممکن است کانال ها را مجبور به دنبال نمودن مسیر در پائین تر از ارتفاع چشمه یا سفره آب (لوپ های فراتیک) نماید. اولین حال ممکنه برای غار به این صورت میباشد که سیستم از منطقه وادوز به چشمه ای در یک لوپ طی مسیر می‌کند. حالت دوم یک توالی از لوپ هایی است که ستیغ آن با ارتفاع محلی سفره آب متناسب میباشد. در حالت سوم هر جا درز و شکاف بیشتر و اندازه آنها بزرگتر باشد غارها مجموعه ای از مجراهای متنوع در کنار سفره آب را نمایش می‌دهند. در حالت چهارم ارتفاع خیلی زیاد موجب توسعه درز و شکاف ها در امتداد سفره آب، شبیه به دوره های جوانی غارهای جبهه ای مجاور هم با سنگ‌آهک متخلخل و نفوذپذیر می‌شود. اینجا احتمالا مناطق مجاور سفره آب(فراتیک) در عمق بیشتر از 1000 متر در برخی از غار های حالت اول وجود دارد. لوپ های منفرد بزرگتر با عمق بیش از 250 متر معمولا در حالت دوم رخ می‌دهد. در حوالی حوضه های خیلی بزرگ با سیلآب‌های غیر منتظره از قبیل کوهستان های آلپ، مسیرهای جریان آبی شدید در بالادست غارها و مجراهای حالت 1 و 2 توسعه یافته اند(Audra 1995).
غارهای چند سطحی ( چند فازی)( Multi-level (multi-phase) caves)
پهناورترین غارها دو یا چند سطح ارتفاعی مختلف دارند که با زهکشی جریان آبی به سمت چشمه ها در ارتفاع پائین تر توسعه می یابند. وجود سطوح دلالت بر توالی تاریخی دارد اما سطوحی که به آن اشاره شده است حتما بایستی حالتی نزدیک به افقی داشته باشند. اغلب حالت دوم و سوم از حالت های چهارگانه وجود دارد. در غارهای وادوز سطوح پائین تر ممکن است ساختار ساده ای در زیر مجراهای قدیمی‌تر داشته باشد. هرجایی که سفره آب یا مناطق مجاور سفره آب توسعه یافته باشد چشمه های جدید، پهلو به پهلوی هم با طول بین 10 تا 300 متر یا بیشتر و احتمالا با شاخه های فرعی ایجاد میشوند. چشمه های جدید با شیب هیدرولیکی زیاد در بخش پایاب غار قدیمی، با انطباق بر سطح جدید از اسارت رهایی یافته و در جهت شیب بهطور فزاینده ای جریان می‌یابد. تحمیل سطوح متوالی با حلقه های ارتباطی فراوان و گسترش غارهای وادوز از نقاط فرورفت جدید، نشان می‌دهد که نقشه‌برداری از هندسه سیستم های بزرگ نظیر غار ماموت[32] کنتاکی[33] (طولانی‌ترین نقشه‌برداری انجام شده به طول 556 کیلومتر) نسبت به سایر پدیده های ژئومورفیک یا هیدرولوژیک بسیار پیچیده تر به نظر می رسد.
References
Audra, P. (1995) Karst alpins; Genese des grands reseaux souterraines, Karstologia Memoires, 5.
Ford, D.C. and Williams, P.W. (1989) Karst Geomorphology and Hydrology, London: Chapman and Hall.
Gillieson, D. (1996) Caves: Processes, Development, Management, Oxford: Blackwell.
Jennings, J.N. (1985) Karst Geomorphology, Oxford: Blackwell.
Klimchouk, A.V., Ford, D.C., Palmer, A.N. and Dreybrodt, W. (eds) (2000) Speleogenesis; Evolution of Karst Aquifers, Huntsville, AL: National
Speleological Society of America.
Palmer, A.N. (1991) Origin and morphology of limestone caves, Geological Society of America Bulletin, 43.
Widmer, U. (ed.) (1998) Lechuguilla, Jewel of the Underground, Basel: Caving Publications International.
DEREK C. FORD (مترجم: قاسم لرستانی)
CAVERNOUS WEATHERING – هوازدگی حفره ای
هوازدگی حفره ای فرایندی است که سبب خالی نمودن رخنمون سنگها و تخته سنگها در جهت عمود یا نزدیک به راستای عمودی دامنه ها می‌شود. سنگ‌های گودافتاده یا حفره دار، در دو فرم مختلف رخ می‌دهد. نخستین نوع حفره دار ها به نام تافونی[34] شناخته می‌شود( اسم مفرد : تافونه[35] ، واژه ای برگرفته از زبان سیسیلی به معنای پنجره میباشد. تافونی معمولا به شکل استوانه ای یا بیضوی مشاهده میشوند. تافونی ها در محل ورودی، کمانی شکل با دیواره داخلی مقعر و لبه های بیرون زده بوده که با بستری کم شیب از رسوبات تخریبی پوشیده شده اند. اندازه تافونی ها از چند سانتیمتر تا چندین متر در قطر و ارتفاع متغییر میباشد. ممکن است چند تافونی در هم ادغام شده و با رشد و توسعه آنها، شکل های بزرگ‌تری از تافونی را به وجود می آورد. دومین نوع هوازدگی حفره ای عموماً به نام آلوئولی[36] ( اسم مفرد : آلوئوله[37] میباشد. آلوئولی ها به وسیله فرایندی مشابه هوازدگی لانه زنبوری (مشبک) ایجاد می‌گردد که در آن توسعه فزاینده حفره‌ها در سطح سنگ را به دنبال دارد. این حفره‌های هوازده کوچک مقیاس به وسیله دیوارهای تودرتوی باریک از هم جدا شده است که سطحی شبیه لانه زنبور را به ذهن متبادر می سازد. آلوئولی ها معمولا چند سانتیمتر قطر داشته و بندرت پهنای بیشتر از 1 متر دارند. ارتباط بین تافونی و آلوئولی بهطور واضح مشخص نشده است و تمایز بین آنها در اندازه و شکل میباشد. اگرچه اغلب هوازدگی حفره ای و لانه زنبوری باهم رخ می‌دهند. با اینحال ماهیت مستقلی از هم داشته و تفاوت در شکل آنها برخی از ژئومورفولوژیست ها را متقاعد کرده که این دو نوع هوازدگی ازنظر ژنتیکی باهم ارتباط نداشته و ازلحاظ منشاء باهم تفاوت اساسی دارند(Mustoe, 1982). هوازدگی حفره ای نمی‌تواند بر اساس رویدادهای جغرافیایی، لیتولوژی یا اقلیمی محدود شود بلکه این نوع هوازدگی در بسیاری از محیط ها و بر روی انواع سنگها قابل مشاهده است. حفره‌های ایجادشده را نمی‌توان بر اساس رخداد آنها بر روی سنگ‌های خاص یا رژیم خاص آب‌وهوایی طبقه‌بندی نمود چون این حفره‌ها در محیط های آب‌وهوایی سرد، گرم، مرطوب، و خشک بر انواع سنگها یافت میشوند.
در گذشته، هوازدگی حفره ای به عنوان عارضه مشخص محیط های خشک تصور می شد(Blackwelder, 1929). تافونی در محیط های سرشار از نمک بسیار فراوان مشاهده می‌شود و یکی از شواهد وجود مناطق بیابانی (McGreevy, 1985) و دریایی(Mottershead and Pye, 1994) میباشد. فاکتورهای متداول در جداسازی محیط ها، غلظت بالای نمک و شرایط خشکی موقتی یا دائمی میباشد. وقوع تافونی ها بر روی سطوح ماسه‌سنگی(Young and Young, 1992) و بر روی سطوح گرانتیتی(Dragovich, 1969) بسیار زیاد گزارش شده است. صرف نظر از انواع سنگ‌های سیلیسی، تافونی ها همچنین بر روی سنگ‌های تونالیت، دولریت، سیلت و کنگلومرا مشاهده می‌شود. طیف گسترده ای از فرایندهای هوازدگی مسئول وقوع پدیده تافونی است. پیشینه قابل توجه و متعددی از ماهیت تافونی و آلوئولی وجود دارد اما بیشتر اطلاعات موجود در مورد منشاء ایجاد آنها، بسیار مشوش و گیج کننده میباشد.
دو نوع تافونی وجود دارد. تافونی قاعده ای و تافونی دیواره ای. تافونی قاعده ای اغلب بر روی رخنمون ها و تخته سنگها در سطح زمین اتفاق می افتد و تافونی دیواره ای بر روی سطوح برونزد به‌صورت عمودی یا نزدیک به عمودی، جایی که دیواره از سنگ‌های مستحکم تشکیل نشده باشد مشاهده می‌شود. همچنین تافونی دیواره ای در امتداد سطوح ناپیوسته بالای سطح زمین، ممکن است به شکل تافونی قاعده ای به نظر برسد.
مطالعات اولیه هوازدگی حفره ای بر ایجاد حفره‌ها به‌واسطه عمل باد دلالت دارد و باد مسئول جابه جایی مواد حاصل از هوازدگی بوده است. بهرحال امروزه بهطور گسترده ای مورد تائید قرارگرفته است که برداشت بادی مسئول اصلی توخالی نمودن تخته سنگها و سوراخ نمودن سطح سنگ نمی‌باشد. تجزیه و فروپاشی دیواره های حفره‌ها با پوسته پوسته شدن و متلاشی شدن دانه ای صورت می گیرد و فرایندهای متعدد هوازدگی در آن موثرند که می‌توان از جمله به هوازدگی بر اثر تر و خشک شدن متناوب محیط(WETTING AND DRYING WEATHERING را ببینید)، هوازدگی حاصل از یخ(FROST AND FROST WEATHERING را ببینید)، انحلال و تغییر شیمیایی در سنگ و هوازدگی نمکی اشاره نمود.
به نظر می رسد در توسعه تافونی فرایندهای هوازدگی شیمیایی اهمیت بسزایی دارد. حفره‌های تافونی در سنگ ماسه به عنوان بخشی از نتیجه واکنش آب و اسیدهای آلی با آهن و سیلیس ظاهر می‌شود. حفره‌ها در سنگ‌آهک به دلیل انحلال کربنات کلسیم و منیزیم ایجاد میشوند. همچنین هوازدگی شیمیایی در ایجاد حفره‌ها در سنگ‌های دولریت و تونالیت موثر میباشد. سایر فرایندهای هوازدگی شیمیایی که در ایجاد حفره‌ها مشارکت دارند را می‌توان به‌صورت انحلال، هیدرولیز و هیدراتاسیون و یا تأثیر پذیری حفره‌ها در سطوح سنگی روباز به‌واسطه تفاوت های آب‌وهوایی در ریز اقلیم ها برشمرد.
در بین تمام فرایندهایی که موجب ایجاد حفره میشوند، از متداول ترین هوازدگی های حفره ای، هوازدگی بر اثر نمک میباشد. اهمیت هوازدگی نمکی بر حضور کریستال های نمک بر روی دیواره های تافونی و آلوئولی های ساحلی و بیابانی دلالت دارد. نمک ها در هنگام تراوش و نشت در رسوبات دانه ای از دیواره حفره‌ها جدا شده و در رسوبات بستر و شکاف های درون حفره‌ها، با رشد کریستال های نمک، هیدراتاسیون و انبساط حرارتی میتواند در تخریب و ایجاد حفره‌ها مشارکت کند اما دامنه تغییرات زیاد جغرافیایی، اقلیمی و لیتولوژیکی تافونی و آلوئولی نشان می‌دهد که فرایندهای هوازدگی متعددی در ایجاد حفره‌ها و تغییرات آنها تاثیرگذارند.
عارضه ای متداول بر روی سطوح هوازده حفره دار، وجود یک لایه سخت بر روی سطوح سنگی روباز میباشد که به وسیله تافونی حفره دار شده است. برخی تحقیقات نشان می‌دهد که حضور پوسته سخت و لایه سست داخلی برای وقوع تافونی لازم و ضروی است(Conca and Rossman,1982). کونکا و روزمن (1985) معتقدند که وجود سیمان سخت در مقایسه با هسته نرم داخلی به دلیل نرخ هوازدگی متفاوت بین هسته داخلی سنگ و پوسته خارجی، دارای اهمیت ثانویه میباشد. نمونه های بسیار زیادی از تافونی در نبود لایه سخت وجود دارد. بنابراین پوسته خارجی سخت شرط لازم برای تشکیل تافونی نمی‌باشد.
برخی مطالعات انجام شده، ارتباط هوازدگی تافونی با یکی از فرایند تشکیل دهنده آن را اثبات می‌کند و بسیاری از تحقیقات، توسعه حفره‌ها با تغییر در مکانیسم هوازدگی تشریح و اثبات شده است. اینجا ممکن است تمام فرایندهای تاثیرگذار بر هوازدگی فعال باشند اما احتمالا اهمیت نسبی فرایندهای هوازدگی شیمیایی و فیزیکی با توجه به شرایط محیطی متفاوت خواهد بود.
اهمیت کنترل های لیتولوژیکی در درک منشاء تافونی ها واضح و روشن نمی‌باشد. حفره‌ها ممکن است در امتداد درزهایی که از قبل وجود داشته اند یا در امتداد صفحات لایه بندی یا با توزیع اتفاقی بر روی سطح سنگ شروع به رشد نمایند. این حالت تصادفی از پراکنش حفره‌ها ممکن است در نقاطی با کانی های سست بر روی سطح سنگ ایجاد شود اما این حالت نمی‌تواند به‌صورت سطح ابتدایی ایجاد حفره‌های توخالی در سطح سنگ مطرح شود. با شروع فرایند هوازدگی حفره ای، ایجاد، حفظ و توسعه حفره‌ها به شرایط دمایی و رطوبت نسبی بالا به عنوان فاکتورهای مهم و تاثیرگذار از سطوح سنگی بستگی دارد. تفاوت های ریز اقلیمی ایجادشده در مناطق سایه میتواند اثر فرایندهای هوازدگی بر تافونی ها را سرعت بخشد و بالعکس سطوح روباز ممکن است سبب پخش رطوبت شده و سرعت انحلال را با بازخورد منفی یا خود تنظیمی افزایش دهد.
References
Blackwelder, E. (1929) Cavernous rock surfaces of the desert, American Journal of Science 17(101), 394–399.
Conca, J.L. and Rossman, G.R. (1982) Case hardening of sandstone, Geology 10, 520–523.
Conca, J.L. and Rossman, G.R. (1985) Core softening in cavernously weathered tonalite, Journal of Geology 93, 59–73.
Dragovich, D. (1969) The origin of cavernous surfaces (tafoni) in granitic rocks of southern South Australia, Zeitschrift fur Geomorphologie NF 13, 163–181.
McGreevy, J.P. (1985) A preliminary Scanning Electron Microscope study of honeycomb weathering of sandstone in a coastal environment, Earth Surface
Processes and Landforms 10, 509–518.
Mottershead, D.N. and Pye, K. (1994) Tafoni on coastal slopes, south Devon, U.K., Earth Surface Processes and Landforms 19, 543–563.
Mustoe, G.E. (1982) The origin of honeycomb weathering, Geological Society of America Bulletin 93, 108–115.
Young, R.W. and Young, A.R.M. (1992) Sandstone Landforms, Berlin: Springer-Verlag.
Further reading
Goudie, A.S. (1997) Weathering processes, in D.S.G. Thomas (ed.) Arid Zone Geomorphology (2nd edn), 25–39, Chichester: Wiley.
Goudie, A.S. and Viles, H. (1997) Salt Weathering Hazards, Chichester: Wiley.
Trenhaile, A.S. (1987) The Geomorphology of Rock Coasts, Oxford: Clarendon Press.
SEE ALSO:: case hardening; weathering
ALICE TURKINGTON (مترجم: قاسم لرستانی)
CAVITATION – حباب‌های ریز
شکلی از فرسایش که به سرعت با آب در حال حرکت ایجاد می‌شود. مناطق کم فشار در آب ایجاد میشوند و همانطوری که دروری[38] (1986) تشریح می‌کند که اگر فشار به مقداری کمتر از فشار بخارآب در دمای بالا کاهش یابد، حبآب‌های میکروسکوپی بخار[39] تشکیل میشوند. حبآب‌های ریز رشد می‌کنند و در امتداد جریان مایع حرکت می‌کنند تا زمانی که به یک محدوده کمی پرفشار برسند ناگهان از هم فرو می پاشند. اگر حباب فروپاشیده در مجاورت دیواره کانال قرارگرفته باشد نیروی خیلی زیادی میتواند بر روی سنگها وارد کند. این کار ممکن است نقص مکانیکی کانال را افزایش دهد.
عمل مخرب حبآب‌های ریز بخار آب احتمالا به دلیل تکان امواج ایجادشده هنگام فروپاشی حباب ها میباشد. حبآب‌های میکروسکوپی اهمیت زیادی در نقص و خرابی ماشین های هیدرولیکی(تیغه های توربین، کشتی، ملخ هواپیما و ...) دارد اما اثرات ژئومورفیکی آن ممکن است بسیار بیشتر باشد(Barenes, 1956). در سرعت های زیاد حبآب‌های ریز مذکور در موقعیت های نظیر آبشارها، تنداب ها، کانالهای با بستر سنگی، مناطق یخچالی و سطوح تحت هجوم امواج سونامی اتفاق می افتد(Aalto et al, 1999). به‌طورکلی سرعت میانگین جریان برای شروع فرایند ایجاد حبآب‌های ریز، جریان با دبی بیش از 10 متر مکعب بر ثانیه با عمق بیشتر از 40 متر میباشد. این فرایند ممکن است برای ایجاد چالآب‌های بزرگ در سنگ‌های بدون درز و شکاف کانالهای با بستر سنگی مشارکت کند(Whipple et al, 2000). معنای دیگر واژه کویتیشن در ژئومورفولوژی، پوسیدگی و فرسایش بستر یا دامنه در جهت شیب مناطق یخچالی میباشد. این فرم میتواند در پای دامنه توسعه بیشتری داشته باشد(Lliboutry, 1968).
References
Aalto, K.R., Aalto, R., Garrison-Laney, C.E. and Abramson, H.F. (1999) Tsumani(?) Sculpturing of the pebble beach wave-cut platform, Crescent City area,
California, Journal of Geology 107, 607–622.
Barnes, H.L. (1956) Cavitation as a geological agent, American Journal of Science 254, 493–505
Drewry, D. (1986) Glacial Geologic Processes, London: Arnold.
Lliboutry, L. (1968) General theory of subglacial cavitation and sliding of temperate glaciers, Journal of Glaciology 7, 21–58.
Whipple, K.X., Hancock, G.S. and Anderson, R.S. (2000) River incision into bedrock: mechanics and relative efficacy of plucking, abrasion and cavitation,
Bulletin of the Geological Society of America 112, 480–503.
.A.S. GOUDIE (مترجم: قاسم لرستانی)
CAY- جزایر مرجانی (کای)
کای اصطلاحی رایج برای جزایری است که بر روی ریف های مرجانی توسعه می یابند و از دیدگاه ژئومورفولوژی به دو دسته کای واقعی[40] و موتو[41] تقسیم میشوند(Nunn, 1994). هر دو نوع از این جزایر با جابجایی مواد آذرآواری در پیشانی ریف های مرجانی به‌ویژه درشیب‌های تالوسی ریف ها به وسیله امواج سهمگین در سطح ریف گسترده میشوند. این رسوبات در امتداد سطح ریف با فاصله از اقیانوس ها تا رسیدن به نقطه انباشت، جابجا میشوند.
کای های واقعی بسیار موقت و در گاهی اوقات در مقایسه با موتوها که 400-300 سال می‌توانند پابرجا باشند، با عمری کمتر از یک سال بر روی ریف های مرجانی باقی می‌مانند. معمولا کای های واقعی به ریف های باریک دراز که عموماً توسط امواج با انرژی بالا یا در مناطق با طوفان های سهمگین سالانه ایجاد میشوند محدود می گردند. موتوها به اتصال با سطوح لبه ای و مرزی ریف تمایل دارند. نمونه های مشخص موتو در مناطق بیرونی کمربند مناطق (سیکلونی – گرمسیری) با بالاآمدن سطح آب دریا در هولوسن طی 4000سال گذشته، مشاهده می‌شود.
کای های واقعی (True cays)
معمولا جزایر ریفی گذرا و ناپایدار به‌واسطه عاری بودن از پوشش گیاهی و تاثیرپذیری منظم از امواج شناسایی میشوند. از ویژگیهای دیگر این جزایر، عدم حضور رسوبات سیمانی شده میباشد که این را در مقابل امواج بزرگ آسیب پذیر می سازد.
گرچه ما می دانیم که کای های واقعی عموماً به دلیل آورد رسوب از طوفان های شدید با امواج بلند(سونامی) در پیشانی ریف ها تشکیل شده اند اما بهطور واضح و روشن نمی دانیم که چرا با وجود از بین رفتن قسمت اعظم ریف، این جزایر تنها در برخی قسمتهای ریف ایجاد میشوند. احتمالا دلیل این است که تشکیل کای ها وقتی رخ می‌دهد که امواج از جهت خاصی به سمت جزایر به حرکت در می‌آیند و شیب جزایر دریایی را به سمت خاصی بالا می آورند و به این طریق مقدار زیادی رسوبات حمل شده بر سطح ریف وارد میشوند. زمانی که امواج با سرعت حرکت بالا و ارتفاع زیاد، مواد و رسوبات ریزدانه را جابجا می‌کنند ممکن است انتقال و جابجایی کای ها رخ دهد. نتیجه کلی بالارفتن نرخ فرسایش نسبت به رسوب‌گذاری در امتداد سطح ریف خواهد بود. اما اینجا عوامل دیگری نظیر شکل ریف، ویژگیهای رسوب و جهت امواج در تشکیل یا از بین بردن کای ها بسیار موثرند. مطالعات انجام شده در مورد کای ها در آتل جاوا انتونگ[42] در غرب اقیانوس آرام، گامی مهم در درک این فرایند میباشد(Bayliss-Smith, 1988).
یک خصیصه کای های واقعی حرکت آنها در امتداد ریف(به میزان کمتری نسبت به موتوها) میباشد. داده های تاریخی نشان می‌دهد که بهطور مرتب شکل کای ها تغییر می‌کند وقتی در امتداد ریف با فرسایش در جهت بادف مهاجرت ریف ها را نیز شاهد هستیم. نمونه خوبی در سندآیلند[43] اس تی کرویکیس[44] کارائیب وجود دارد(Gerhard, 1981). چنین حرکت هایی در کای ها میتواند آمد و شد توریست را در این جزایر به خطر بیاندازد.
برخی از کای ها به مدت کمتر از چند دهه می‌توانند پایدار بمانند زیرا آنها به مقدار کافی رشد می‌کنند و از پوشش گیاهی پوشیده میشوند و مکانی مناسب برای توسعه صخره ساحلی هستند. چنین کای هایی بهتر است تا با نام موتو شناخته شوند.
موتو (Motu)
یک راه عمده برای تشخیص و تمیز موتو از کای های واقعی، قرار گیری پشته های ریگی در داخل ساختمان این جزایر میباشد(Steers and Stoddart, 1977). چنین پشته های ریگی به باقی ماندن در ساحل قلوه سنگی از طریق پرتاب شدن به قسمت خارجی ریف ها به وسیله امواج و طوفان های شدید تمایل دارند.
همانطوری که پشته ها به سمت خشکی یا به جانب لاگون ها جابجا میشوند، رسوبات ریزدانه تر توسط شستشوی امواج کنده شده و تنها رسوبات درشت تر باقی می‌مانند. از آن به بعد این رسوبات به‌ویژه وقتی که بر روی بخش کمتر آسیب پذیر ریف قرار گیرند کمتر تغییر مکان می‌دهند. این پشته های ریگی اغلب هسته ای موتو را تشکیل می‌دهند. مهاجرت سواحل ریگی ریف فونافوری[45] (تووالو[46]) در اثنای وقوع سیکلون حاره ای بی بی[47] در سال 1972 توسط بینز و مک لین[48] رصد شده بود. مطالعات بعدی بر روی سایر آتل‌های تووالو تشریح نمود که سواحل ریگی درشت‌دانه قسمتهای اصلی تشکیل دهنده موتو به‌ویژه در راستای وزش باد در ریف ها بودند(McLean and Hosking, 1991).
موتو همچنین طول بیشتری نسبت به کای های واقعی دارند زیرا آنها به شکل های متنوعی در برابر فرسایش امواج رشد و توسعه می یابند. موتوها شامل ریف های نمایان شده، صخره‌های ساحلی، سکوهای کنگلومرایی و سنگ‌های فسفاته می‌باشند. موتوها در مقابل امواج یا هجوم سریع طوفان ها، مقاومت بیشتری نسبت به کای های واقعی از خود نشان می‌دهند.
ریف های مرجانی قادرند تا رشدشان را در بسیاری از بخش های مناطق گرمسیری (به استثنای کارائیب) با بالا آمدن سطح آب دریا در طی هولوسن به میزان 1 تا 5/1 متر از سطح کنونی حفظ کنند(Nunn, 2001). وقتی تراز آب دریا به مقدار کنونی هولوسن اخیر کاهش یافت ریف های مرجانی مذکور به شکل خشکی پدیدار شدند. فرسایش سطحی سبب کاهش ارتفاع آنها شده و فرسایش ناشی از امواج آنها را بریده و مرتب نموده است اما هنوز زمان زیادی برای ریف ها تا ایفا نمودن نقش کانون های انباشت باقی مانده است. امروزه این هسته های فسیل ریف ها در زیر بسیاری از موتوها در بخش مرکزی اقیانوس آرام قرارگرفته اند.
اشکال متنوعی از سنگ‌های ساحلی در لایه‌های زیرین سواحل ماسه‌ای، در داخل مناطق پوشیده از آب وجود دارد. این سنگ‌های ساحلی برای تشکیل، نیاز به حجم زیادی از رسوب(معادل با حداقل اندازه یک موتو) دارد که این رسوبات از طریق جریان آب زیرزمینی میتواند به داخل ساحل ماسه‌ای جریان یابد.
بسیاری از موتوها اشکال سیمانی شده از سکوهای کنگلومرایی یا حفاظ های از جنس برش هستند که تصور می‌شود در تراز کنونی سطح دریا تشکیل شده اند. اگرچه واضح است تنوع ژنتیکی برخی از این اشکال کشف نشده است اما بسیاری از محققین بر این باورند که آنها از منشاء سواحل ریگی هستند و بهطور متوالی سیمانی شده اند(Hosking, 1991 McLean and). سنگ‌های فسفاته از طریق سنگ شدگی رسوبات غیر جامد بر روی موتوها، جایی که تعداد زیادی آشیانه پرندگان دریایی مشاهده می‌شود تشکیل می‌شود(Stoddart and Scoffin, 1983).
دورنمای جزایر کوچک (The future of cays)
بسیاری از جزایر کوچک(مشتمل بر موتو) تغییرات مورفولوژیکی زیادی را طی قرن بیستم به‌صورت بی سابقه ای تجربه کرده اند که این میتواند به میزان کم بالاآمدن آب دریا حدوده 15 سانتیمتر در صده اخیر نسبت داده شود. پیش‌بینی می‌شود که با بالاآمدن سطح آب دریا به میزان 3 تا 4 برابر در قرن بیست و یکم، ممکن است آینده غم انگیزی برای آینده این جزایر رقم بخورد(Roy and Connell, 1989).
اگر پیش‌بینی افزایش سطح آب درست باشد پس این احتمال وجود دارد که تعداد جزایر کوچک در سراسر جهان بسیار کاهش یابد. این جزایر به دلیل افزایش سطح آب و فرسایش سواحل ماسه‌ای، تعدادشان کاهش خواهد یافت. این مورد در مناطقی که خطوط ساحلی سنگی در امتداد ریف های مسطح، جایی که حداقل یک بار جزایر کوچک وجود داشته اند متداول تر خواهد بود. همچنین به دلیل افزایش میانگین سطح آب دریا و احتمال توانایی بیشتر ریف های اقیانوسی در واکنش سریع ( با وجود برخی پیشگویی های خوشبینانه) محتمل است که رسوبات با هر مقداری به سرعت روی سطح ریف قرارگرفته و جابجایی بیشتری داشته باشند.
برای مردم زیادی که جزایر کوچک را تحت اشغال خود در آورده اند به‌ویژه در کشورهای مستقل مثل مالدیو(در اقیانوس هند) و کیریباتی[49] ، جزایر مارشال، توکلائو[50] و تورالو( در اقیانوس آرام) غیر محتمل است تا آنها بتوانند در چنین محیط هایی زندگی کنند و در آینده جزء پناهندگان به محیط های خشکی اطراف خواهند شد. حفظ استقلال ملی و وجود یا عدم وجود منطقه انحصاری اقتصادی به عنوان پیامدی از نحوه تصمیم گیری مسئولان کشورها در تعامل با این جزایر کوچک خواهد بود.
References
Baines, G.B.K. and McLean, R.F. (1976) Sequential studies of hurricane deposit evolution at Funafuti atoll, Marine Geology 21, M1–M8.
Bayliss-Smith, T. (1988) The role of hurricanes in the development of reef islands, Ontong Java atoll, Solomon Islands, Geographical Journal 154,377–391.
Gerhard, L.C. (1981) Origin and evolution of the Candlelight reef-sand cay system, St. Croix, Atoll Research Bulletin 242.
McLean, R.F. and Hosking, P.L. (1991) Geomorphology of reef islands and atoll motu in Tuvalu’, South Pacific Journal of Natural Science 11, 167–189.
Nunn, P.D. (1994) Oceanic Islands, Oxford: Blackwell.
——(2001) Sea-level change in the Pacific, in J. Noye and M. Grzechnik (eds) Sea-Level Changes and their Effects, 1–23, Singapore: World Scientific Publishing.
Roy, P.S. and Connell, J. (1989) The Greenhouse Effect: where have all the islands gone? Pacific Islands Monthly 59, 16–21.
Steers, J.A. and Stoddart, D.R. (1977) The origin of fringing reefs, barrier reefs and atolls, in O.A. Jones and R. Endean (eds) Biology and Geology of Coral
Reefs, Volume 4, 21–57, New York: Academic Press.
Stoddart, D.R. and Scoffin, T.P. (1983) Phosphate rock on coral reef islands, in A.S. Goudie and K. Pye (eds) Chemical Sediments and Geomorphology, 369–400, London: Academic Press.
SEE ALSO: coral reef
PATRICK D. NUNN (مترجم: قاسم لرستانی)
CENOTE- سنوت
سنوت، تیپی متمایز از دولین یا فروچاله میباشد که به وسیله انحلال سنگ‌آهک یا سایر سنگ‌های قابل‌حل در دشت های کارستی ایجاد می‌شود( عکس 21). نمونه بارز آن در شبه جزیره یوکاتان شمالی در مکزیک رخ می‌دهد جایی که از کلمه مایایی دزونوت[51]، سنوت به معنای غار آب مشتق می‌شود. سنوت ها همچنین در جنوب شرق استرالیا، آفریقا، پاپوآی گینه نو، فلوریدا و شمال غرب کانادا قابل مشاهده اند(Marker, 1976).
سنوت یوکاتان، شکلی نزدیک به دایره با چاه‌های پر از آب و دیواره های عمودی و آویزان با عمق بیش از 100 متر پائین تر از سطح زمین مشخص می‌شود (Pearse et al. 1936; Corbel, 1959;Gerstenhauer, 1968; Doering and Butler, 1974 ). برخی از سنوت های منطقه یوکاتان استوانه ای شکل می‌باشند اما برخی دیگر به‌صورت محفظه های ناقوسی شکل مغروق در آب، با قاعده پیازی شکل و شکاف های نسبتا کوچک سطحی و سقف نازک مشخص می‌باشند(Reddell, 1977). برخی راهروهای افقی غار ها با دیواره هایی که اغلب توسط سنگ‌های فروریخته مسدود شده، شروع میشوند(پدیده واژگونی و فروریختگی). عموماً قسمتهای بالایی از دیوارهای سنوت توسط انحلال در چاه ریخته می‌شود اما دیواره قسمتهای پائین تر سنوت به‌صورت بلوکی و آویزان بوده که در معرض اضمحلال و فروپاشی می‌باشند(Whitaker, 1998).
درک ما از توسعه سنوت ها ناقص میباشد. در حال حاضر این فرضییه محتمل تر میباشد که سنوت ها از طریق انحلال موضعی به سمت بالا در امتداد درز و شکاف ها ی متقاطع در غار های پرشده از آب زیرزمینی یا با فروریختن دیواره ها توسعه یافته اند. از آنجا که بیشتر سنوت ها در ریف های سنگ‌آهک ترشیاری یا دوره پس از آن در سواحل کم ارتفاع توسعه یافته اند، نوسانات جهانی سطح آب دریاها به احتمال زیاد نقش بسیار مهمی را در تحول سنوت ها ایفا می‌کنند(Marker, 1976). کاهش جهانی تراز آب دریا به‌واسطه کاهش پشتیبانی از دیواره ها و سقف های سنگی سنوت، فروپاشی آنها را بیشتر نموده است. سنوت ها شبیه چاه‌های آب گرفته، شناخته شده به عنوان بلوهولز[52] در ریف های دریایی کارائیب و استرالیا رخ می‌دهد(Mylroie et al, 1995). در اینجا سنوت ها ممکن است به‌صورت غرقابی باشند هر چند برخی سنوت ها از منشاء دیگری هستند(Ford and Williams, 1989).
پراکنش سنوت ها شاید ارتباطی با سایر اشکال کارست نداشته باشد اما آنها اغلب ممکن است در یک مدل خطی، منعکس کننده الگوی درز و شکاف یا مسیرهای راهروی اصلی غار در زیرزمین باشند. تصور بر این است که الگوی کمانی سنوت های یوکاتان نشان دهنده شکستگی در اطراف دهانه کراتر چیکشلوب[53]، یوکاتان در اثر برخورد شهاب سنگ با زمین بوده است که در پایان دوره کرتاسه در 63 میلیون سال قبل این برخورد اتفاق افتاده است(Hildebrand et al, 1995).
عکس 21: سنوتی با شیب تند در آهک های دولومیتی اتجیکوتو[54] حوالی تسومب[55] در شمال نامیبیا.
References
Corbel, J. (1959) Karst du Yucatan et de la Floride, Bulletin de l’Association Geographique de France 282/283, 2–14.
Doering, D.O. and Butler, J.H. (1974) Hydrogeologic constraints on Yucatan’s development, Science 186(4,164), 591–595.
Ford, D.C. and Williams, P.W. (1989) Karst Geomorphology and Hydrology, Boston: Unwin Hyman.
Gerstenhauer, A. (1968) Ein Karstmorphologischer Vergleich zwishen Florida und Yucatan, Deutscher Geographisher, 322–344, Bad Godesburg: Wissen
Abhandlungen.
Hildebrand, A.R., Pilkington, M., Connors, M., Ortiz- Aleman, C. and Chavez, R.E. (1995) Size and structure of the Chicxulub crater revealed by horizontal
gravity gradients and cenotes, Nature 376(6,539), 415–418.
Marker, M.E. (1976) Cenotes: a class of enclosed karst hollows, Zeitschrift fu´´ r Geomorpholgie N.F. Supplementband 26, 104–123.
Mylroie, J.E., Carew, J.L. and Moore, A.I. (1995) Blue holes: definition and genesis, Carbonates and Evaporites 10, 225–233.
Pearse, A.S., Creaser, E.P. and Hall, F.G. (1936) The Cenotes of Yucatan, Carnegie Institute Publication 457. Washington, DC: Carnegie Institute.
Reddell, J.R. (1977) A preliminary survey of the caves of the Yucatan Peninsula, Association for Mexican Cave Studies Bulletin 6, 219–296.
Whitaker, F.F. (1998) The blue holes of the Bahamas: an overview and introduction to the Andros Project, Cave and Karst Science 25(2), 53–56.
MICHAEL J. DAY (مترجم: قاسم لرستانی)
CHANNEL, ALLUVIAL – کانالهای آبرفتی
رسوب آواری منفصل و انباشته شده به وسیله رودخانه، آبرفت نامیده می‌شود و کانالهای رودخانه ای معمولا از آبرفتهای همراه با قلمرو های متحرک تشکیل شده اند. کانال در پاسخ به تغییر شرایط محیطی، حالت خود تنظیمی‌دارد. کانال آبرفتی در برش عرضی خود معمولا به شکل پارابولیک یا ذوزنقه ای شکل و در مجاورت دشتهای سیلابی تقریباً افقی قرار میگیرد و هنگامی که مقدار ورودی آب از ظرفیت آبراهه پیشی میگیرد، کانال از آب پوشیده می‌شود.( BANKFULL DISCHARGE را ببینید). به‌طورکلی، به دلیل به هم پیوستن سرشاخهها، مقدار تخلیه در کانال به سمت پائین رود افزایش می‌یابد.
مورفولوژی کانال آبرفتی نتیجه فرایندهای مکانیکی پیچیده آب میباشد. در قرن نوزدهم و تا اوایل قرن بیستم تحقیقات جامع و گسترده ای در مورد کانالهای رودخانه ای صورت نگرفته است. با انجام پژوهشی در مورد مساحت کانالهای خود تنظیمی به وسیله بریتانیا در دوره استعمار شبه قاره هند، تحقیقات مفصلی در مورد کانالهای رودخانهای صورت پذیرفت. پیشرفتهای مهم بعدی در درک فرم طبیعی کانال رود از پژوهشهای انجام شده در ایالات متحده توسط لئوپلد[56]، ولمن[57]، میلر[58]، شوم[59] و ... در دهههای 1950 و 1960 آغاز و انجام شده است.
شیب کانال و خط شکستگی شیب رودخانه (Channel gradient and knickpoints)
دو فاکتور مهم کنترل کننده کانال، شیب و خط شکستگی شیب رودخانه می‌باشند. شیب مستقل از جریان به‌واسطه فرم پیشین رود دره، که خود تابعی از سرگذشت زمین‌شناسی و هیدرولوژی میباشد، بر رودخانه تحمیل می‌شود. یک جزء قابل تنظیم و وابسته که از طریق تعامل دبی، عمق، عرض، سرعت، اندازه رسوب، بار رسوب، ناهمواری و سینوسیته مسیر توسعه می‌یابد.مک کین[60] (1948) اظهار نمود که جریان در حالت تعادل، جریانی است که طی یک دوره چند ساله، شیب به شکل احتیاط آمیزی ویژگیهای رایج کانال و مقدار دبی و تخلیه کانال را تنظیم می‌کند. در این حالت تنها سرعت لازم برای حمل و نقل مواد از بالادست حوضه مورد نیاز میباشد. موانع سنگ‌بستری(BEDROCK CHANNEL را ببینید) کانالهای قسمت بالادست را که معمولا در حالت شیب تعادل نیستند محصور می‌کند. در صورتیکه در قسمتهای میانی یا پائین‌دست، دره ها پهن تر بوده و کانال هم میتواند به آسانی شیب را به وسیله تغییرات سینوسیته طول مسیر تطبیق دهد. با تاکید بر شیب کانال، تحقیقات بعدی نشان داد که شیب، خود را در هماهنگی با انواع پارامترهای مورفولوژیکی و هیدرولیکی تطبیق می‌دهد(Leopold et al, 1964).
به سه دلیل پروفیل طولی رودخانه های طبیعی، گرایشی قوی به حالت تقعر به سمت بالارود را نشان می‌دهد. نخست، دبی در پائین رود به‌صورت ضریبی مکعبی افزایش میباشد و این در حالی است که مرزهای مقاوم کانال به‌صورت ضریب مربعی افزایش نشان می‌دهد. دوم اینکه به‌تدریج اندازه ذرات به سمت پائین رود کاهش می‌یابد. شیب تعادل برای حمل رسوب ناچار است تا همچنان شیب خود را کاهش دهد. سوم اینکه، شرایط پتانسیل انرژی و ناهمواری بستر از بالارود تا دهانه مصب باعث ایجاد مدلی تصادفی جهت تقعر بیشتر می‌شود و جریان رودخانه ای کوتاه تر، نیمرخ مقعر کمتری دارند و جریان های رودخانه ای با ناهمواری بستر بیشتر، تقعر بالاتری را از خود به نمایش می گذارند.
افزایش قابل توجه شیب کانال در پائین‌دست به نام خط شکستگی شیب رودخانه[61] نامیده می‌شود و ممکن است منعکس کننده تغییرات در مقاومت فرسایشی سنگ‌بستر، تغییر در میزان رسوب شاخه های فرعی، میزان فعالیت تکتونیکی، میانبری مآندرها، حذف نخاله های چوبی بزرگ یا تغییرات سطح اساس در گذشته باشد. در دره‌های محصور، خط شکستگی رودخانه به عنوان مناطق با بیشترین میزان فرسایش، میتواند مسافت قابل ملاحظه ای را به سمت بالارود مهاجرت نماید اما کانالهای آزاد می‌توانند به آسانی با افزایش حرکت سینوسیته، خود تنظیمی نموده و به‌صورت محلی شیب خط شکست رودخانه را کاهش دهد.
تعادل کانال و شرایط آستانه (Channel equilibrium and threshold conditions)
از آنجا که کانالهای آبرفتی سیستم های باز همراه با مرزهای دگرگون شده و متحرک می‌باشند لذا توانایی خود تنظیمی جهت تحمیل جریان و بار رسوب را دارند. این نشان دهنده تعادل پویاست که اولین بار برای رودخانه در قرن نوزدهم توسط گیلبرت[62] تشریح شده است. اگر متغییری تغییر می‌کند سایر متغییرها برای تنظیم جریان، اثر تغییر را به حداقل رسانده و سیستم را به چیزی شبیه به حالت اصلی خود باز می گردانند.
شوم[63] (1973) نشان می‌دهد که رودخانه ها در حالت تعادل پویا، در برابر تغییر مقاومت می‌کنند. یک شرایط آستانه با منشاء خارجی میتواند از راه برسد و با تغییر پیش رونده در آن متغییر خارجی، تغییر ناگهانی در واکنش سیستم را موجب شود. با تغییرات زیاد در شیب و بار رسوب، یک کانال پیچانرودی میتواند بهطور ناگهانی به کانالی تو در تو و بافته شده(گیسومانند) تغییر یابد(Schumm and Kahn, 1972). همینطور یک افزایش پیشرونده و تدریجی در سرعت جریان ممکن است بهطور ناگهانی آستانه حرکت رسوب را تحریک نموده و پس از آن تمام بستر کانال متحرک می‌شود. تغییرات میتواند بهطور ذاتی زمانی شروع شود که بدون هیچ تغییر خارجی، یکی از متغییرها به وضعیت بحرانی برسد. بریدگی پیچانرودی شاهدی است که تنظیمات مداوم تدریجی برای شرایط تعادل در یک کانال تا آستانه ذاتی رسیده است.
گیاهان و جانوران، خاک و فرم کانال ( Biota, soils and channel form)
قبل از اواسط پالئوزوئیک، فرسایش رایج هوازدگی فیزیکی بوده است و با تولید مواد درشت‌دانه فراوان، رودخانه را به شکل درهم تنیده و گیسویی، شکل می داده است. در سیلورین و دونین اخیر، تکامل خاک و جوامع گیاهی در خشکی، موجب افزایش بسیار زیاد هوازدگی شیمیایی و تولید رس ها شد. رشد و توسعه کرانه های تثبیت شده با رسوبات گل آلود و ریشه های مستحکم در کرانه رود بهطور چشمگیری کانال رودخانه ای را تغییر داده است. درک و فهم رو به رشدی از اهمیت و پیچیدگی واکنش های بین رودخانه و پوشش گیاهی وجود دارد. به تأثیر پوشش گیاهی در خط کرانه بر قدرت رود، بقایای بزرگ چوبی و مقاومت آنها در مقابل جریان آب و مورفولوژی کانال توجه ویژه ای صورت گرفته است.
بدون شک تکامل حیواناتی نظیر دایناسورها در مزوزوئیک نقش مهمی در تشکیل کانال ایفا نموده است. پستانداران بزرگی ( مثل بوفالوی آمریکایی، کرگدن آفریقایی و گاوهای اهلی) و همچنین پستانداران کوچک‌تر(مثل سگ های آبی) با لگدکوب نمودن رسوبات و ایجاد مسیر رود و کانال، منجر به کندن مسیر و کانال‌سازی شدند.
هندسه هیدرولیک، رژیم جریان و دبی رود (Hydraulic geometry, regime theory and dominant discharge)
با شتاب نیروی گرانشی برای حرکت آب و رسوب به سمت پائین دامنه، جریان در برابر چنین حرکتی مقاومت می‌کند. تعامل بین این دو نیرو(گرانشی و جریان) درنهایت توانایی جریان برای فرسایش، انتقال رسوب و شکل مرزی کانال آبرفتی را تعیین می‌کند.
سرعت جریان معمولا در زیر سطح آب نزدیک مناطق مرکزی کانال به بیشترین حد خود می رسد و به سمت بستر و دیواره های کانال کاهش می‌یابد( شکل 19). یک کانال باریک عمیق همیشه تغییر سرعت ملایمی به سمت بستر فرسایش پذیر ریز بافت را به نمایش می گذارد و با شیب نسبتا تند به سمت کرانه اغلب یکدست با پوشش گیاهی خوب و مقاوم به فرسایش هدایت می‌شود.
شکل 19: مناطق سرعت در برش عرضی a) کانال پهن کم عمق( با شیب گرادیان سرعت به سمت بستر و b) کانال باریک عمیق خم شده با دید به سمت پائین‌دست و خم شدگی منحنی های سرعت به سمت چپ( با شیب گرادیان سرعت در قوس بیرونی کرانه)
هندسه کانال مقطع و برشی از کانال رودخانه ای( پهنا، عمق و مساحت برش عرضی) در طی مدت زمانی معین در پاسخ به میزان دبی و ویژگیهای رسوب حمل شده در کانال میباشد. از آنجا که سه پارامتر اصلی هندسی فوق الذکر به علاوه چهار پارامتر جریان( سرعت، شیب سطح آب، مقاومت جریان و غلظت رسوب) موجب تفاوت در میزان دبی رودخانه میشوند. هندسه هیدرولیکی با رژیم جریان رود برای تشریح ارتباط همه پارامترهای هفت گانه مذکور باهم در مقابل متغییر مستقل دبی استفاده می‌شود(شکل 20). در نتیجه رودخانه آبرفتی پایدار، هندسه هیدرولیکی سازگار و قابل پیش‌بینی را نشان می‌دهد که در این صورت مفهوم رژیم رودخانه ای در حالت تعادل را می‌رساند.
تغییر در دبی جریان میتواند در یک ایستگاه طی سیلی که کانال را پر می‌کند یا در جهت پائین‌دست کانال رود، اندازه گیری شود. روابط متقابل قابل ملاحظه ای برای هندسه هیدرولیکی پائین‌دست رود در یک ایستگاه وجود دارد(شکل 20). با ثابت بودن میزان دبی جریان، هندسه هیدرولیکی ایستگاه عمدتاً توسط تغییرات کرانه رود و با مقدار آورد رسوب کنترل می‌شود. کانالهای با بار رسوبی کم و کرانه با پوشش گیاهی خوب تمایل به آن دارند تا نسبتا باریک و عمیق گردند در صورتی که کانالهای با بار رسوبی زیاد و کرانه های سست تمایل به عریض و کم عمق شدن دارند. بهرحال درحالی‌که پایداری کرانه رود حالت بینابینی دارد، دبی رود به پارامترهای متعددی همچون میزان دبی و هندسه هیدرولیک جریان بستگی دارد(شکل 20). علاوه بر این با توجه به اینکه عمق کانال به وسیله توانایی محدود کرانه های رسوبی کاهش می‌یابد، پهنای کانال نسبت به عمق آن در اندازه و دبی جریان در جهت پائین رود افزایش می‌یابد(Church, 1992).
هندسه هیدرولیکی نشان می‌دهد که ابعاد کانال رودخانه نزدیک به دبی رود تنظیم می‌شود. بهرحال دبی رودخانه در تنوعی از مواقع خشکسالی بدون جریان تا رخدادهای سیلابی مصیبت بار میباشد، پس کدام دبی ویژگیهای کانال را مشخص می‌کند؟ لئوپولد و همکاران(1964) نشان دادند که در ایلات متحده، دبی لبالبی با یک رژیم منظمی از حدود یک بار در هر 1 تا 2 سال در طیف متنوعی از رودخانه ها رخ می‌دهد.حادثه ای فوق العاده خواهد بود اگر دبی لبالبی در تعیین ابعاد کانال نقش بزرگی ایفا نکند. در تحقیق مذکور همچنین مشخص شد که با افزایش دبی در یک نقطه، سرعت جریان به افزایش سطح تا نزدیکی دبی لبالبی تمایل پیدا می‌کند سپس به دلیل افزایش محسوس در ناهمواری های نزدیک کرانه رود و مناطق همجوار در دشت سیلابی، دبی رود در ارتفاعی بالاتر تثبیت می‌شود. اغلب جریان های ایجادشده بیش از میزان از دبی لبالبی، تأثیر قابل توجهی در تغییرات کانال و حمل رسوب نسبت به جریان لبالبی ندارند. علاوه بر این درحالی‌که ممکن است برخی از سیل های استثنایی در نحوه انتقال رسوب و بازسازی کانال نقش مهمی به عهده داشته باشند، این موارد بهطور سالانه بسیار نادر هستند و آنها همیشه فراوانی کمتری نسبت به جریان ایجادشده در مقطع کانال دارند(شکل 21)( Wolman Miller, 1960 and).
در برخی مناطق، به‌ویژه در محیط های آبرفتی محصور، جریان های با سرعت بالا میتواند به دنبال یک دوره طولانی ریکاوری از جریان های کوچک باعث توسعه قابل توجهی در عرض کانال شود. بنابراین ابعاد کانال در یک زمان معین در چنین محیطی ممکن است منعکس کننده شواهد قابل توجهی از وقوع آخرین جریان سیلابی شدید باشد.
شکل 20: هندسه هیدرولیکی روابط کانالهای رودخانه ای، مقایسه تغییرات در عرض، عمق، سرعت، بار معلق، ناهمواری و شیب به تغییر در میزان دبی هم درایستگاه هیدرومتری و هم در پائین‌دست(after Leopold et al. 1964).
اخیرا در ارزیابی مجدد برخی از این رویکردها، هوانگ و نانسون[64] در سال 2000 با روایط ریاضی نشان دادند که در مسیرهای مستقیم، آبرفت رودخانه ها در یک بازدهی حداکثر جریانی ظاهر می‌شود و یک قانون فیزیکی به نام اصل عمل حداقل را نشان می‌دهد. هر چند تحقیقات در اصل فوق، مشابه طرح‌های پیشنهادی تئوریک باقی مانده و معمولا قابل پذیرش نمی‌باشد.
شکل 21: منحنیA نرخ حمل و نقل بار معلق در حال افزایش با دبی را نشان می‌دهد. منحنی B فراوانی طیف گسترده ای از حداکثر حجم دبی میباشد. منحنی C محصول منحنی A و B است و نشان می‌دهد که موثرترین دبی برای انتقال بار رودخانه، جریان های سیلابی می‌باشند که به‌طورکلی در هر 1 تا 5 سال یکبار اتفاق می افتد(Wolman and Miller, 1960)).
الگوهای آبراهه ( Channel patterns)
کانالهای رودخانهای به دبی تحمیل شده و بار رسوب با تنظیم الگو یا شکل و طرح کانال در ارتباط با هندسه هیدرولیکی جریان واکنش نشان می‌دهند. به دلیل اینکه الگوهای کانال در عکس هوایی و نقشه ها به آسانی قابل تشخیص هستند، این عکس ها و نقشه ها به مبنای اولیه ای برای طبقه‌بندی رودخانه تبدیل شده اند و ممکن است تا خصوصیات کانال از قبیل پایداری جانبی، بار رسوب، اندازه رسوب، نسبت بار بستر به بار معلق و نسبت عرض به عمق را آشکار کند.
لئوپولد و همکاران (1964) بهطور گسترده ای اولین طبقه‌بندی ژئومورفولوژیکی الگوی کانال رود به‌صورت الگوهای رودخانه ای مستقیم تا ماندری و گیسویی را پیشنهاد نموده اند .مساله ای مهم در این تقسیم بندی، منحصر به فرد نبودن الگوها میباشد برای مثال گاهی اوقات رودخانه های مآندری به‌صورت گیسویی و در هم تنیده مشاهده میشوند. به نظر می رسد هر دو الگوی مآندری و گیسویی منعکس کننده نیاز به مصرف بیش از حد انرژی می‌باشند جایی که شیب دره بیشتر از مقدار مورد نیاز برای به تعادل رسیدن شیب کانال میباشد(Bettess and White, 1983; Schumm and Kahn, 1972 ).
واژه آنابرانچینگ[65]، در برگیرنده رودخانه هایی است که در چندکانال جدا از هم، جریان می یابند و به وسیله پوشش گیاهی پایدار میشوند و همچنین این واژه توصیف کننده جزایر آبرفتی است که جریان آب را تا لبالب کانال، صرف نظر از میزان انرژی مصرفی یا اندازه رسوب، تقسیم می‌کند.( نگاه کنید ANABRANCHING AND ANASTOMOSING RIVERs )( Nanson and Knighton, 1996). نکته مهم این است که در حال حاضر هیچ یک از این شرایط به عنوان مترادفی برای رودخانه های گیسویی درجایی که جریان رود به وسیله موانع در هم تنیده ناپایدار در زیر بانک فول شاخه شاخه شده، استفاده نمی‌شود.
رودخانههای مستقیم از یک کانال واحد با سینوسیته کمتر از 1/1 تشکیل شده است( سینوسیته نسبت طول کانال به طول دره میباشد). شرایطی که به‌ندرت در رودخانه های آبرفتی برای مسافت های طولانی تداوم دارد. در نتیجه کانالهای با الگوی مستقیم در گروهی که بدون خم شدگی قابل توجه در مسیرهای طولانی طی مسیر می‌کنند، طبقه‌بندی میشوند. آزمایشات فلوم[66] نشان می‌دهد که کانالهای مستقیم در شیب بسیار کم تشکیل میشوند(Schumm and Kahn 1972 ). جایی که کانالهای سینوسی بهطور طبیعی با مواد فرسایش پذیر راست و مستقیم شده اند و موانع متناوبی که معمولا به سرعت و پس از ان بر اثر فرسایش کرانه تشکیل میشوند منجر به توسعه الگوی پیچانرودی کانال میشوند. رودخانه های گیسویی سیستم های رودخانه ای نسبتا پر انرژی با نسبت عرض به عمق زیاد می‌باشند و کانالهای متعدد در این الگو به شاخه های زیادی تقسیم شده و مجدد در اطراف موانع آبرفتی به هم ملحق میشوند. این نوع از کانال ها تمایل دارند تا درشیب‌های تند، با کرانه های با انسجام کم به همراه رسوبات فراوان درشت‌دانه معمولا گراول و ماسه با دبی متغییر رخ دهند(Leopold et al, 1964; Knighton, 1998). لئوپولد و همکاران(1964) بیان نمودند که در هم تنیدگی کانال یک تنظیم کننده تعادلی برای کرانه های فرسایش پذیر با رسوب خیلی زیاد میباشد درحالی‌که بتیس و وایت در سال 1983 کانالهای گیسویی را به عنوان یک الگوی مصرف انرژی جریان آب در دره‌های پرشیب تلقی می‌کنند. نظرات بیان شده توسط لئوپولد[67] و همکاران (1964) و بتیس و وایت[68] ( 1983) احتمالا تحت شرایط محیطی متفاوت انجام شده است.
پیچانرودها تنها از یک کانال با شیب متوسط تا کم و سینوسیته بیشتر از 3/1 و نسبت عمق به عرض متوسط، مشخص میشوند. معمولا موانع رسوبی داخل کانال (پوینت بار) در کناره مقعر معمولا شرایط فرسایشی حاکم میباشد. این مکان هندسی از پائینترین نقطه در کانال (خط تالوگ) بهطور منظم با تغییر جانبی کانال به اطراف( به حالت متقاطع) و با یک زون کم عمق در نیمرخ طولی بین هر پیچ در نوسان میباشد. درحالی‌که هیچ توافق کلی در مورد چرایی و چگونگی جریان پیچانرودی وجود ندارد، پیچانرودها در یک مقیاس گسترده ای مشابه هم می‌باشند. به‌ویژه عرض و طول پیچ ها میتواند با میزان دبی کانال مرتبط باشد( مراجعه شود به نایتون[69] 1998 جدول 5.9). با استفاده از تئوری احتمال، لانگبین و لئوپولد(1966) بیان نمودند که مآندرها، شیب جریان را با ایجاد مسیر طولانی تر با حداقل واریانس و حداقل فعالیت ممکن، به یک شیب تعادلی برای حمل و انتقال بار رسوبی کاهش می‌دهند( همچنین مراجعه شود به Bettess and White, 1983 ). پیچانرودها تمایل دارند تا کرانه های رود حالت منسجمی داشته و پوشیده از پوشش گیاهی با بار رسوبی آمیخته با شن (گاهی اوقات گراول) و گل و جریان دائمی‌رودخانه داشته باشند. نرخ مهاجرت جانبی کانال، درجایی که خمیدگی کانال آن با یک نسبت شعاع انحنا به عرض کانال در حدود 2 به 3 باشد سریعتر به وقوع می پیوندد(Hickin and Nanson, 1975).
آنابرنچینگ، رودخانه هایی با سیستم چند کانالی که با پوشش گیاهی و جزایر آبرفتی تثبیت شده مشخص میشوند و توسط دشت های سیلابی بهم پیوسته از همدیگر جدا شده و یا توسط رسوبات متصل در یک کانال عریض قدیمی تشکیل شده اند. جزایر متعددی، جریان رود را از مرکز به سمت کرانه به چند قسمت تقسیم می‌کند(Nanson and Knighton, 1996). رودخانه های آنابرنچینگ، شامل طیف گسترده ای از مناطق مجاور قطب، آلپی، معتدل، مرطوب استوایی و نیمه خشک به‌صورت تک کاناله یا چند کاناله به‌صورت مستقیم، پیچانی یا گیسویی مشاهده می‌شود. کانالهای آناستاموزی شیب کم و ثبات جانبی دارند و به‌صورت مستقیم( متداول ترین شکل) تا به شدت مارپیچی با نسبت پائین عمق به عرض و کرانه های بسیار منسجم و یکدست دارند. رودخانه های آنابرنچینگ، جریان را محدود نموده و تعادل بار بستر را در شیب کم کانال حفظ می‌کنند. با این وجود، این رودخانه ها همچنین می‌توانند رسوبات را بر روی دشت سیلابی وسیع در حالت عدم تعادل توزیع نمایند.
چورچ[70] (1992) اشاره نمود که مشکل همه رودخانه ها از مناطق کوهستانی به سمت حوضه ها در نحوه طبقه‌بندی آنها میباشد. وی طیف کاملی از کانالهای آبرفتی و غیر آبرفتی را به گروههای کوچک، متوسط و بزرگ بدون توجه به ابعاد کانال، تنها بر اساس ارتباط بین قطر دانه‌ها(D) و عمق(d) تقسیم بندی نموده است.
انتقال رسوب و رسوب‌گذاری آبراهه (Sediment transport and channel sedimentation)
به‌طورکلی انتقال بار رسوب توسط کانالهای رودخانه ای به چهار روش انجام می پذیرد. بار بستر( بار اصطکاکی)، بار جهشی، بار معلق و بار محلول. بار بستر درشت ترین قسمت از رسوب انتقالی میباشد که در فواصل کوتاه طی جریان های اتفاقی با قدرت بالا جابجا می‌شود. معمولا کمترین نسبت رسوب حمل شده (اغلب 5 درصد از مجموع بار رسوب) را تشکیل می‌دهد و در عین حال از اهمیت زیادی در شکل زایی بستر برخوردار است. بار بستر تا حدود زیادی توسط شکل کانال کنترل می‌شود زیرا انتقال رسوب بستری تابعی از عمل تنش برشی بر روی بستر کانال میباشد و به وسیله شیب کانال( قابل تنظیم یا سینوسیته کانال) و هندسه کانال، کنترل بار بستر صورت می گیرد. ظرفیت رسوبی رودخانه با کناره های متحرک تثبیت نشده بهطور هیدرولیکی برای حمل بار بستری تعریف نشده اما مقدار کمی از ظرفیت جریان برای انتقال بار معلق که قسمت عمده نرخ تدارک رسوب را تعیین می‌کند، اختصاص می‌یابد. به عبارت دیگر، ویژگی رودخانه به‌واسطه بار بستر تحمیل شده بر آن، بار معلق و پوشش گیاهی تاثیرگذار بر انسجام و شکل کرانه تعیین می‌شود. به دلیل تاثیرگذاری شگرفی که مورفولوژی کانال رود بر ویژگیهای رسوب دارد، شوم[71] در سال 1960، طبقه‌بندی بسیار مهمی از رودخانه ها را بر اساس سیستم های بار بستر، بار مخلوط و بار معلق به ترتیب با نسبت عرض به عمق بیشتر از 40، 40 – 10 و کمتر از 10، توسعه و تکامل بخشید.
اراضی آبرفتی از رسوبات حاصل از آبرفت نتیجه می‌شود. این اراضی هم در کرانه و هم در مناطق مسلط بر کرانه به‌صورت محلی شکل می گیرد. نخست اجزای درشت تر ته نشین میشوند و نتیجه آنکه، بر حسب اندازه رسوب در داخل کانال و دشت سیلابی بهطور عمودی و جانبی، رسوبات مرتب شده اند. مهاجرت جانبی کانالهای پیچانرودی، به‌صورت متوالی به سمت بالارود در داخل پوینت بار و رسوبات دشت سیلابی ناشی از کاهش سرعت جریان در مجاورت قسمت عمیق کانال(تالوگ) و نقاط مجاور موانع داخل کانال( رسوبات گراول و شن درشت) قسمتهای بالادست پوینت بار و سطح دشت سیلابی( رسوبات شن ریزدانه و گل و لای) میباشد. در رودخانه های گیسویی، موانع گیسویی شکل درشت‌دانه با کمترین میزان رسوب شناخته میشوند درحالی‌که مهاجرت کانال و موانع گیسویی، ترک مسیر و یا پر شدن کانال ها با آورد رسوب بالا توجیه پذیر میباشد. در مجاورت کانالهای تثبیت شده یا بر روی دشت های سیلابی دور از زون کانال فعال، لایه‌های رسوبی دشت سیلابی بهطور گسترده ای در سطحی بالاتر قرارگرفته و به‌ندرت در دسترس جریان کانال می‌باشند.
جریان های ثانویه در ایجاد تغییرات فضایی گسترده در پیچ و خم ها، موانع رسوبی و ساختار جریان های کوچک نقش عمده ای ایفا می‌کنند. جریان هایی که بر روی مناطق گراولی حرکت می‌کنند با قرارگیری جریان تحت شرایط بحرانی در مسیرهای طولانی میتواند رسوبات ریزدانه و سطوح سخت بستری را آشفته سازد، در نتیجه آستانه حرکت بار بستر طی سیلآب‌های بعدی بالا می‌رود.
نتیجه گیری (Conclusion)
کانالهای آبرفتی نشان دهنده تداوم اشکالی است که بر اساس شکل مقطع، الگو، شکل کانال و فرایندهای مرتبط با آن قابل طبقه‌بندی هستند. درحالی‌که تحقیقات اولیه بر روابط تصادفی بین شکل کانال و فرایندها متمرکز شده اند، توجه رو به رشدی بر اساس مکانیک و تئوری های فیزیکی تائید شده وجود دارد. با توجه به تحقیق در بهره برداری و نگهداری کانالهای آبرفتی، مباحث عمده ای از تحقیقات محض و کاربردی در زمینه ژئومورفولوژی رودخانه ای باقی مانده است.
References
Bettess, R. and White, W.R. (1983) Meandering and braiding of alluvial channels, Proceedings of the Institution of Civil Engineers 75, 525–538.
Church, M. (1992) Channel morphology and typology, in P. Calow and G.E. Petts (eds) The River’s Handbook: Hydrological and Ecological Principles, 126–143, Washington, DC: Blackwell.
Hickin, E.J. and Nanson, G.C. (1975) The character of channel migration on the Beatton River, north-east British Columbia, Canada, Geological Society of
America Bulletin 86, 487–494.
Huang, H.Q. and Nanson, G.C. (2000) Hydraulic geometry and maximum flow efficiency as products of the principle of least action, Earth Surface
Processes and Landforms 25, 1–16.
Knighton, D. (1998) Fluvial Form and Processes: A New Perspective, London: Arnold.
Langbein, W.B. and Leopold, L.B. (1966) River meanders: theory of minimum variance, United States Geological Survey Professional Paper, 422H.
Leopold, L.B., Wolman, M.G. and Miller, J.P. (1964)
Fluvial Processes in Geomorphology, San Francisco: Freeman.
Mackin, J.H. (1948) Concept of the graded river, Geological Society of America Bulletin 59, 463–512.
Nanson, G.C. and Knighton, A.D. (1996) Anabranching rivers: their cause, character and classification, Earth Surface Processes and Landforms 21, 217–239.
Schumm, S.A. (1960) The shape of alluvial channels in relation to sediment type, United States Geological Survey Professional Paper 352B, 17–30.
——(1973) Geomorphic thresholds and complex response of drainage systems, in M. Morisawa (ed.)
Fluvial Geomorphology, 299–309, Binghamton, New York State University, Publications in Geomorphology.
Schumm, S.A. and Khan, H.R (1972) Experimental study of channel patterns, Geological Society of American Bulletin 83, 1,755–1,770.
Wolman, M.G. and Miller, J.P (1960) Magnitude and frequency of forces in geomorphic processes, Journal of Geology 68, 54–74.
SEE ALSO: armouring; bank erosion; channelization; confluence, channel and river junction; gravel-bed river; levee; long profile, river; models overflow
channel; riparian geomorphology; river continuum; roughness; sediment load and yield; suspended load
GERALD C.
NANSON AND MARTIN GIBLING (مترجم: قاسم لرستانی)
CHANNELIZATION – کانال‌سازی
کانال‌سازی، اصطلاح مورداستفاده برای توصیف اصلاح مهندسی کانالهای رودخانه ای (معمولا کانالهای آبرفتی، مراجعه کنید به CHANNEL, ALLUVIAL ) میباشد. هدف از این کار کنترل سیلاب، بهبود زهکشی، کاهش فرسایش کرانه های کانال و بستر رودخانه، بهبود و حفظ کشتیرانی بر روی رودخانه و یا جابجایی مسیر کانال در شرایطی مانند ساخت بزرگراه میباشد( مراجعه کنید به بروکر[72] (1988) برای دسترسی به جزئیات متن رودخانه های کانال‌سازی شده). برخی از کانالهای رودخانه ای در خارج از محیط های جنگلی تغییر و اصلاح شده اند. مهندسی رودخانه همچنین میتواند مسیر جدید رودخانه های منحرف شده به‌واسطه ساخت سدها را ایجاد نماید(Petts 1984). درحالی‌که مدت زمان طولانی از کاربرد کانال‌سازی می گذرد، برخی واژه های معادل توسط گروه های مهندسی به کار می‌رود. کلمه kanalisation در آلمان، chenalisation در فرانسه و canalization در انگلستان از جمله این واژه ها هستند. کانال‌سازی رودخانه ای دارای تاریخچه ای طولانی بوده و در پهنه جغرافیایی بزرگی گسترده شده اند. ریشه آن به بین النهرین و مصر باز می‌گردد جایی که از کانال‌سازی رودخانه ای برای کنترل سیلاب و تامین آب در اوایل هزاره ششم قبل از میلاد شواهدی وجود دارد. در واقع، بیشتر تمدن های پیشین خاکریزهایی برای جلوگیری از سیل بنا کرده بودند. در 600 پیش از میلاد، در حوالی هوانجی[73] (رودخانه زرد) در چین خاکریز احداث شده بود و در بریتانیا، رومیان خاکریزهایی برای محافظت مناطق و سطوح در معرض سیلاب ساخته بودند.
شگفت آور نمی‌باشد که بیشترین میزان کانال‌سازی در کشورهای پیشرفته، به دلیل رشد فزاینده صنایع، شهرنشینی و کشاورزی رخ داده است. در ایلات متحده، 65 درصد از کانالهای اصلاحی در ایالت های ایلی نویز، ایندیانا، داکوتای شمالی، اوهایو و کانزاس و 51 درصد خاکریزهای احداثی در کالیفرنیا، ایلی نویز و فلوریدا انجام شده است(Brookes, 1988:10 ). در انگلستان و ولز، بروکز[74] و همکاران(1983) برآورد نموده اند که برای دوره 1980-1930، 8500 کیلومتر از رودخانه اصلی تحت اصلاح مهندسی رودخانه قرار گرفتند و بیش از 35500 کیلومتر بهطور منظم، به وسیله لایروبی و قطع علف های هرز حفظ و مرمت شده اند. بروکز (1987) تخمین زده که در دانمارک 8/97% از رودخانه ها تا سال 1987 به شکل مستقیم اصلاح شده اند. مقدار کانال‌سازی رودخانه ای دانمارک 5 برابر بیشتر از انگلیس و 300 برابر بالاتر از ایالات متحده میباشد که منعکس کننده شدت استفاده از زمین میباشد.
تکنیک های مهندسی برای کنترل سیلاب با هدف جلوگیری از برون ریز سیل از کانال رود به دشت سیلابی صورت می پذیرد. کانال ها برای حمل یک سیلاب طرح با شدت و فراوانی ویژه طراحی میشوند. اگر یک سیل 100 ساله به عنوان سیلاب طرح انتخاب شود، کانال رودخانه برای انتقال حداکثر جریان که بهطور متوسط در هر 100 سال، یکبار اتفاق می افتد، طراحی خواهد شد.
طیف گسترده ای تکنیک های ساختاری و سخت در اصلاح کانال ها بکار گرفته میشوند(Wharton, 2000: 24–34) و پروژه های زیادی به‌صورت جامع یا ترکیبی در طبیعت موجود می‌باشند که بیش از یک تکنیک مهندسی را در کارهایشان استفاده می‌کنند.
تقسیم بندی مجدد و اصلاح کانال سبب افزایش سطح مقطع از طریق گسترش یا عمیق نمودن کانال می‌شود. اصلاح کانال به جریان های سیلابی اجازه می‌دهد تا به داخل دشت سیلابی پخش شده و از طریق کانال به سطوح پائین تر جاری شود. به‌واسطه ترکیب با فرایندهای شناخته شده همچون(صاف کردن بستر رودخانه به وسیله از بین رفتن عوارضی مانند موانع رسوبی و توالی چالاب – خیزاب) سرعت جریان افزایش و سطوح تحت سیلاب کاهش می‌یابد.
خاکریزها، کرانه های سیلابی و بندها، ابزاری ساخته شده در امتداد رودخانه برای افزایش ارتفاع کرانه رودخانه و جلوگیری از جاری شدن سیل به داخل دشت سیلابی میباشد. خاکریزها بهطور معمول از مواد حفاری شده از کانال و یا از مواد داخل گودال های دشت سیلابی ساخته میشوند. برخی خاکریزها نیز از مواد وارداتی از سایر مناطق ایجاد میشوند. مشخصات طرح تفصیلی برای خاکریزها وجود دارد اما نکته عمده قابل توجه ارتفاع خاکریز میباشد که به وسیله سیلاب طرح تعیین می‌شود.
ساخت کانال ها با مواد مصنوعی هم برای کنترل سیلاب و هم برای تثبیت کانال انجام می گیرد. کانال ها به شکل خطی در نواحی شهری متداول می‌باشند و معمولا با سطح مقطع مستطیلی به شکل مستقیم مشاهده میشوند.
مستقیم نمودن کانال با هدف بهبود مسیر جریان آب در کانال صورت می پذیرد. تکنیک های مهندسی رودخانه از حذف انباشت رسوب توسط لایروبی برای مثال جمع آوری سنگها بر روی بستر قلوه سنگی رودخانه در نیوزیلند و حذف پیچ های مآندری از طریق برنامه های قطع مسیر، به عنوان مثال رودخانه یانگ تسه و هوانجی چین و پائین‌دست می سی سی پی در ایالات متحده صورت می پذیرد. اصلاح و مستقیم سازی مسیر رودخانه، کشتیرانی در رودخانه را نیز بهبود می بخشد.
کانالهای انحرافی، کانالهای کمکی هستند که برای منحرف نمودن جریان سیل از مناطق نیازمند حفاظت ساخته میشوند. رودخانه جوبیلی[75] (تکمیل شده در سال 2002) یک کانال انحرافی جهت ارائه امداد زمان سیل در بخشی از حوضه آبریز رودخانه تیمز میباشد. این کانال انحرافی، با طراحی مهندسی، ظرفیتی حداکثر 215 متر مکعب در ثانیه دارد و کانال اصلی رودخانه تیمز و کانال انتقال سیلاب احداث شده در سمت راست رودخانه، میتواند 300 متر مکعب بر ثانیه آب را از خود عبور دهد. قابل پیش‌بینی میباشد که ظرفیت کلی سیستم به میزان 515 متر مکعب بر ثانیه، قادر است محدوده اطراف کانال را با یک دوره بازگشت 65 ساله از خطر سیل محافظت کند. به دلایل زیست محیطی، رودخانه جوبیلی جریان پایه 10 متر مکعب بر ثانیه را برای تمام فصول حفظ می‌کند.
آب گذرها[76] سازه هایی هستند که کانال را در مقابل خطر سیلاب محافظت می‌کنند. آنها ممکن است به‌صورت قوسی، بتنی یا فلزی با ابعاد بزرگ طراحی و اجرا شوند. در بسیاری از شهرها، بهطور مثال رودخانه فلیت[77]، وست بوم[78] و تیبورن[79] در انگلستان، رودخانه ها با استفاده از آب گذرها در زیر خیابان ها جریان می‌یابد.
آموزش روش های حفاظت از کرانه های رود و مباحث رودخانه ای از تکنیک های مهندسی برای کنترل کانال در مقابله با تهدید کانال ها برای شهرک ها و اراضی کشاورزی میباشد. این مورد میتواند بر نحوه ناوبری و کشتیرانی در رودخانه ها هم تاثیرگذار باشد. رسوبات بر جای گذاشته از فرسایش کرانه ها میتواند جلوی حرکت جریان رود را گرفته و خطر جاری شدن سیل را افزایش دهد. کرانه های رود بهطور سنتی توسط ریپ رپ[80] ( انباشت سنگ ریزه در کرانه رود)، گابیون ( سبدهای سیمی پرشده با سنگ) و روتمنت[81] (پوشش کرانه با مواد مقاوم مثل بتن، فولاد و یا صفحات پلاستیکی) محافظت میشوند. اگر چه ریپ رپ ها معمولا گزینه ترجیحی برای محافظت کرانه رود محسوب میشوند اما گابیون ها یک مزیت نسبت به ریپ رپ ها دارند. در گابیون ها، سیم های توری اجازه می‌دهد تا سنگ بدون نقص و خرابی تغییر موقعیت دهد (تغییر موقعیت سنگها به دلیل عدم ثبات زمین یا پاکسازی مسیر رودخانه رخ می‌دهد). سازه های ایجادشده در کرانه های رود برای محافظت مناطق آسیب پذیر در امتداد کرانه ها ایجاد میشوند از جمله معروفترین این سازه ها، گروین[82] میباشد که به عنوان دفلکتور[83] و دایک هم شناخته میشوند. جریان ها میتواند رسوبات را به داخل کانال منحرف کنند و این خود میتواند مشکلاتی را برای کشتیرانی یا کنترل سیل به وجود آورد که برای حل این مشکل از فرایندهای طبیعی جهت پاکسازی کانال استفاده می‌شود. گروین ها بع این شیئه بر روی رودخانه می سی سی پی جهت حفظ کانال قابل کشتیرانی استفاده می‌شود. دستورالعمل های آموزشی مربوط به رودخانه میتواند برای بهبود تله گذاری و انباشت رسوب در نواحی که از برداشت رسوب دچار مشکل میشوند به کار گرفته شود. برای مثال مجموعه ای از گروین ها به جریان آب اجازه می‌دهد تا از طریق سازه های ایجادشده، رسوبات معلق ریز بین گروین ها عبور داده شود. در گروین های غیرقابل‌نفوذ، با منحرف نمودن جریان رود، به دام اندازی مواد بزرگ بستری فراهم می‌شود.
لایروبی، قطع علف های هرز و نگهداری کانال (به عنوان فعالیت های نگهدارنده کانال) بهطور عادی در بسیاری از رودخانه ها به بهبود کارایی جریان و کاهش خطر سیل کمک می‌کند. با حذف موانع جریان و کاهش ناهمواری داخل کانال، افزایش سرعت جریان و کاهش ارتفاع سیل را شاهد خواهیم بود. لایروبی به آسانی ممکن است با تجزیه و رهاسازی مواد به داخل رودخانه برای انتقال به سمت پائین‌دست صورت گیرد. در مقابل ممکن است رسوبات توسط دستگاه های حفاری مکانیکی به داخل دشت سیلابی وارد شوند. کوتاه یا حذف علف های هرز در بسیاری از رودخانه ها به‌ویژه در رودخانه های غنی از مواد مغذی گچی برای کنترل رشد سالانه گیاهان آبزی انجام می پذیرد. علاوه بر این، گیاهان با کاهش فیزیکی ظرفیت کانال، خطر سیل را با افزایش مقاومت و کاهش سرعت آب افزایش می‌دهند. و این مورد انباشت رسوب در لابه لا و حواشی گیاه را افزایش می‌دهد. گیاهان آبزی بهطور سنتی توسط برش مکانیکی کنترل میشوند اما علف کش ها و ماهی های علف خوار( مثل ماهی کپور) نیز برای کنترل جمعیت گیاهان آبزی مورداستفاده قرار می‌گیرند. پاکسازی به حذف درختان افتاده در کانال و برداشت مواد تخریبی پشت سدها یا تخلیه الوار و ضایعات چوبی از کرانه رود و دشت سیلابی اشاره دارد.
نگرانی های متعددی درباره کانال‌سازی رودخانه ای وجود دارد. اول اینکه کانال‌سازی قادر به مهیا نمودن تمام شرایط محافظت و تنظیم شکل کانال در مقابل سیل نمی‌باشد. این به لحاظ اقتصادی جهت کنترل سیل در مواقع مخاطره ای شدید، به سادگی ممکن نیست. برای دستیابی به موفقیت، در تمام رودخانه ها نیاز به کانال‌سازی است و برای دفاع در مقابل سیل نیاز به طراحی و ساخت آبگذرهایی است که بهطور صحیحی حداکثر سیل ممکن محاسبه شده باشد. دوم اینکه، شواهدی از کشورهای توسعه یافته با سابقه طولانی کانال‌سازی وجود دارد که هزینه های مالی در مواجه با سیل و همچنین هزینه جهت کنترل و محافظت در برابر خطر وقوع سیلاب رو به افزایش میباشد. با کانال‌سازی حداقل یک حس امنیت کاذب برای اطمینان از کنترل سیل ایجادشده است. سوم اینکه، کانال‌سازی سبب تغییر شکل رودخانه می‌شود. تغییرات زیادی که در مرحله طراحی، قابل پیش‌بینی نیستند. این تغییرات میتواند اثرات مخربی بر روی محیط زیست رودخانه داشته باشد و همچنین ضرورت هزینه نمودن برای نگهداری کانال را افزایش می‌دهد. بروکز[84] (1988: 81–185) بررسی جامعی از اثرات کانال‌سازی رودخانه ها را انجام داده است. از جمله نگرانی هایی که در اینجا وجود دارد، ترس از جاری شدن بیشتر سیل در برخی از رودخانه ها پس از کانال‌سازی میباشد. درحالی‌که کانال‌سازی ممکن است خطر سیل در بالادست رودخانه را کاهش دهد، میتواند اثر معکوسی در پائین‌دست داشته باشد.
بروکز (1988) تأثیر اولیه کانال‌سازی به عنوان دگرگونی فیزیکی بر رودخانه (به عنوان مثال عرض، عمق، شیب و شکل کانال) را با روش های مهندسی توصیف نمود. پس از آن تغییرات ثانویه شامل تغییر در مورفولوژی کانال، هیدرولوژی، کیفیت آب و محیط زیست حادث می‌شود. نکته مهم این است که اثرات فراتر از مناطق تحت کانال‌سازی به سمت بالارود و پائین رود حتی در امتداد جریان های فرعی نیز به چشم می خورد. پس از طراحی کانال ها، عمدتاً نیاز به عملیات تعمیر و نگهداری اغلب پرهزینه میباشد و همچنین برای سازه های مجاور کانال، پیامدهای مهمی را به دنبال دارد. برای مثال ممکن است پل های در مسیر رودخانه نیاز به تقویت داشته باشند یا اگر فرسایش کرانه رود سبب تغییر مسیر یا وسیع شدن رودخانه گردد، جابجایی موقعیت پل ها موردتوجه قرار گیرد.
گزارش اثرات کانال‌سازی و ارزیابی طرح‌های مرتبط با آن، منجر به درک بهتر تغییراتی خواهد شد که مهندسی رودخانه باعث آن شده است. شناسایی بیشتر عواقب نامطلوب کانال‌سازی منجر به احترام به رودخانهها با تلاش برای طراحی مجدد رودخانه با توجه به شرایط محیط طبیعی و توسعه مهندسی ژئومورفیک شده است. در این طراحی، ظرفیت اضافی ایجادشده بیش از کانال اصلی موردتوجه قرار میگیرد. نگرانی رو به رشد اثرات کانال‌سازی موجب ارتقای تلاشهای صورت گرفته برای بازسازی، تقویت و ترمیم سیستمهای رودخانهای خواهد شد( مراجعه کنید به RIVERRESTORATION ).
References
Brookes, A. (1987) The distribution and management of channelized streams in Denmark, Regulated Rivers 1, 3–16.
Brookes, A (1988) Channelized Rivers: Perspectives for Environmental Management, Chichester: Wiley.
Brookes, A., Gregory, K.J. and Dawson, F.H. (1983) An assessment of river channelization in England and Wales, Science of the Total Environment 27, 97–112.
Coates, D.R. (ed.) (1976) Geomorphology and Engineering, London: George Allen and Unwin.
Leopold, L.B. (1977) A reverence for rivers, Geology 5, 429–430.
McHarg, I.L. (1969) Design with Nature, New York: Doubleday.
Petts, G.E. (1984) Impounded Rivers: Perspectives for Ecological Management, Chichester: Wiley.
Raven, P.J. (1986) Changes of in-channel vegetation following two-stage channel construction on a small rural clay river, Journal of Applied Ecology 23,
333–345.
Wharton, G. (2000) Managing River Environments,Cambridge: Cambridge University Press.
SEE ALSO: anthropogeomorphology; bankfull discharge
GERALDENE WHARTON(مترجم: قاسم لرستانی)
|
|
|
|
|
|
| |
|
|
|
