[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 Chaos Theory تا Climatic Geomorphology ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۸/۱۲ | 
واژه آخر ترجمه نشده است پانویسی ندارد
 
CHAOS THEORY- نظریه آشوب
  نظریه آشوب[1] به ادعای برخی هواداران آن یکی از بزرگترین عقاید علمی قرن بیستم است که همراه با نظریه نسبیت و مکانیک کوانتومی ، قدرت آن را دارد تا دیدگاه ما به جهان را تغییر دهد. همانطور که کتاب معروف " آشوب"  نوشته ی جیمز گلیک[2] (1987) شرح داده، نظریه آشوب محصول یکسری سپهرهای علمی نامرتبط به هم بود که امکان داد تا قدرت محاسبات ، مطالعات فزاینده ی منطقی سیستم های غیرخطی[3] را توسعه دهد.سیستم های غیرخطی ،     سیستم هایی هستند که تغییری در یکی از متغیرهای آنها ، واکنش غیرخطی در دیگر متغیرها ایجاد می کند و لذا با معادلات غیرخطی نشان داده می شوند.آشوب خصیصه ای است که گهگایی در سیستم های غیرخطی رخ می دهد، زمانی که تحت شرایط ساده ، سیستم به سمت پیچیدگی میل کرده و رفتاری شبه تصادفی و بی نظم از خود بروز دهد.مقاله کلاسیک ادوارد لورنز[4] در سال 1963 پتانسیل آشوب در سیستم های ساده را شرح داد.لورنز مدل ساده ی اقلیمی آتمسفری از پایین گرم شونده ، برای پدیده همرفت مشتمل بر سه معادله ی غیر خطی را بسط داد.این سه معادله تغییرات x ،y و z در خلال زمان را نشان می دادند.در این معادلاتx  شدت همرفت، y تغییرات افقی دما و z تغییرات عمودی دما را نشان می دادند.علی رغم سادگی مدل، سیستم مورد بررسی لورنز رفتار آشوبناکی[5] را نشان داد که رفتار غیرقابل پیش بینی این سیستم اقلیمی را بیان می کرد.
     رفتار آشوبناک در سیستم ها بوسیله ی دیاگرام فاز[6] نشان داده می شود.در این دیاگرام ،حالت سیستم نسبت به زمان و    برحسب متغیرهای سیستم ترسیم می شود.مثلا در مدل لورنز ، دیاگرام فاز هر نقطه ای از وضعیت سیستم در زمان تکامل را روی محورهای x،y و z مشخص کرده بود.سیستم پایدار دیاگرام فازی دارد که در یک نقطه همگرا شده است.یک سیستم دوره ای ( متناوب) یا نوسانی دیاگرام فازی شبه حلقوی دارد.چنین شکل هایی روی دیاگرام فاز ، ربایشگرها یا جذب کننده ها[7]  نام دارند.شکل های دیاگرام های فاز در سیستم های آشوبناک ، ربایشگرهای شگفت[8](غریب) نامیده می شوند، الگوهای پیچیده ی دوشاخه ای[9] که حالت های ممکنه ی مختلف سیستم برحسب  تغییرات زمان را نشان داده و توضیح می دهند.برای مثال مدل لورنز ، ربایشگر شگفتی شبیه صورتک جغد دارد.فرکتال ها[10]  یا برخال ها نوعی ربایشگر شگفت هستند(فرکتال[11] FRACTAL یا برخال را نگاه کنید).
     به اعتقاد مالانسون وهمکاران[12](1990) نظریه آشوب سه اصل مرکزی و مهم دارد: اول اینکه برخی سیستم های ساده جبری[13]( قطعی یا تعینی) به ندرت قابل پیش بینی اند.دوم،برخی سیستم ها حساسیت شدیدی نسبت به شرایط اولیه دارند، تغییرات بسیار کوچک در درونداد اولیه ی معادله سیستم ، بروندادهای بسیار مختلف و واگرایی را ایجاد می کند.سوم اینکه ترکیب و پیوستگی اصل اول و دوم حالتی تصادفی بوجود می آورد که کلا می تواند منظم باشد( همانطور که ربایشگرهای شگفت دیاگرام فاز نشان می دهند) .
     ژئومورفولوژیست ها علاقه مندند که در مطالعه سیستم های ژئومورفیک (سیستم هایی که ماهیتا حالت غیرخطی دارند) کاربرد و سودمندی روش ها و ایده های نظریه آشوب را بررسی کنند.برای مثال جاناتان فیلیپس[14] در مجموعه مقالاتی در کتابش با عنوان "سیستم های سطح زمین"، وجود آشوب در رواناب سطحی ،تکامل دامنه ها، اراضی مرطوب ساحلی و سیستم های خاک را بررسی و مطالعه کرده است( فیلیپس 1999) .سیستم های حرکت توده ای نیز غالب اوقات رفتار آشوبناک دارند(et al. 2002  Qin ).ژئومورفولوژیست ها خیلی گمان می کنند که رفتار آشوبناک خودسازمانده[15] (خودسازماندهی بحرانی[16]SELF-ORGANIZED CRITICALITY را نگاه کنید) در سیستم های سطح زمین رایج است و حالات پایدار نسبتا غیرمعمولند.با این وجود رفتار آشوبناک وابسته به مقیاس است و در برخی مقیاس های دیگر ممکن است رفتار منظم رخ دهد.مثلا بسیاری از برهمکنش های باد- رسوب در میدان های ماسه ای، در تلاطم (آشفتگی) خرد مقیاس ( جلوه ی کلاسیک رفتار آشوبناک)، بوجود آمده و شکل می گیرند در حالیکه در مقیاس های بزرگتر ، سیستم های ماسه ای منظم بوجود آمده و دیده می شوند.همانگونه که فیلیپس (۹۹۹۱:۱۷) مطرح می کند: نظم خصیصه ای معلول و برآیند سیستم آشوبناک و ناپایدار است.
     گرچه نظریه آشوب بی شک پژوهش و مباحثات بسیار مفید و فزاینده ای در ژئومورفولوژی برانگیخته ، اما کاربرد آن در سیستم های ژئومورفیک آسان و بدون مشکل نیست.در این زمینه سه موضوع و بحث بوسیله ی باآس[17] (۲۰۰۲) طرح شده: اول، وجود نوفه و اختلال یا نویز اتفاقی[18] ( تصادفی) در برخی سیستم های ژئومورفیک گاهی می تواند رفتار آشوبناک را پنهان کرده و تحلیل اینکه چه رخ خواهد داد را تقریبا غیر ممکن سازد.دوم، تحلیل آشوب به مجموعه   داده های خوب و کافی نیاز دارد که لزوما در برخی نواحی ژئومورفولوژی وجود ندارند،با این وجود ظهور مدل های رقومی ارتفاعی[19] ( DEMs) با کیفیت بالا در دامنه ای از مقیاس های متفاوت، در این زمینه شروع به کمک نموده است.نهایتا اینکه در ادبیات علمی تفسیرهای مختلف متعددی از نظریه آشوب وجود دارد و روش های متعدد گوناگونی برای تحلیل سیستم های آشوبناک موجود است که همه ی آنها تا اندازه ای باعث سردرگمی ژئومورفولوژیست های       علاقه مند به شناخت و استفاده از نظریه آشوب می شوند.
References
Baas, A.C.W. (2002) Chaos, fractals and self-organization in coastal geomorphology: simulating dune landscapes in vegetated environments,  Geomorphology48, 309–328.
Gleick, J. (1987) Chaos, Harmondsworth: Penguin. Lorenz, E.N. (1963) Deterministic non-periodic flows, Journal of Atmospheric Sciences20, 130–141.
Malanson, G.P., Butler, D.R. and Walsh, S.J. (1990) Chaos theory in physical geography, Physical Geography11, 293–304.
Phillips, J.D. (1999) Earth Surface Systems: Complexity, Order and Scale, Oxford: Blackwell.
Qin, S., Jico, J.J. and Wang, S. (2002) A nonlinear dynamical model of landslide evolution, Geomorphology, 43, 77–86.
Further reading
Malanson, G.P., Butler, D.R. and Geograkakos, K.P. (1992) Nonequilibrium geomorphic processes and deterministic chaos, Geomorphology5, 311–322.
Sivakumar, B. (2000) Chaos theory in hydrology: important issues and interpretations,  Journal of Hydrology227, 1–20.
Turcotte, D.L. (1992) Fractals and Chaos in Geology and Geophysics, Cambridge: Cambridge University Press.
 
(ترجمه: امیر کرم) HEATHER A. VILES         
 
CHELATION AND CHELUVIATION -کی لیتی شدن(شلاتی شدن) و چلووی ایشن    
     در فرآیند هوازدگی، ترکیبات آلی عناصر مهمی هستند که از تجزیه بخشی شیمیایی مواد آلی مشتق می شوند. برخی از این مواد آلی به دلیل اسیدی بودن به سادگی ترکیبات آلی را به کانی ها تبدیل می کنند، اما بعضی از یون های کانی ها عملا در قالب یک ساختار شیمیایی ترکیب آلی به هم پیوسته و ترکیب شده و کی لیت یا شلات نامیده می شوند.این اصطلاح از واژه های لاتین chela و یونانیkhele  به معنی چنگ زدن و چنگال زدن گرفته شده، تصور کنید که خرچنگ چطور با چنگال هایش چیزی را گرفته و با گیره و چنگک هایش آنرا نگه می دارد.اگر ترکیبی شیمیایی، اتم های مشتق از یک کانی را در خودش چنگ زده و نگه دارد چنین حالتی رخ می دهد. با این مقدمات کی لیت (شلات) را اینگونه می توان تعریف کرد: "ترکیبی شامل یک لیگاند(به طور تیپیک آلی)که در دو یا چند نقطه به دور یک اتم فلزی مرکزی چسبیده است".لیگاند یون یا مولکولی است که بوسیله ی زنجیره یا پیوندهای هم عرض و هماهنگ به اتمی فلزی چسبیده باشد.
     معمولا یون های آهن از نظر هوازدگی، یون های فلزی مستعد هوازدگی هستند اما یون های روی ، مس، منگنز،کلسیوم یا منیزیوم نیز در فرآیند هوازدگی شرکت می کنند. هوازدگی کی لیتی یا شلاتی ، فرآیند پیوند و اتصال این اتم های فلزی به یک ترکیب آلی مشتق از افساد و تخریب مواد آلی است.اهمیت این فرآیند در این است که برخی کانی هایی که در معرض هوا هستند(در خشکی بوده و برونزد دارند) نسبت به آنهایی که در آب و حتی آبهای اسیدی اند، از طریق هوازدگی کی لیتی خیلی بیشتر هوازده می شوند(,Huang and Kiang 1972  Huang and Keller 1972 ).
چلووی ایشن، واژه ترکیبی شامل چلیشن(کی لیتی شدن) و الووی ایشن است.(الوویوم ELUVIUM والووی ایشن ELUVIATION  را نگاه کنید).چون الووی ایشن جابجایی و شستشوی رو به پایین مواد خاکی در اثر حرکت رو به پایین آب است لذا چلووی ایشن حرکت و شستشوی رو به پایین کی لیت ها(شلات ها) همراه با کاتیون ها ی فلزی آنها از افق های بالایی به سمت افق های پایینی خاک خواهد بود.مثلا آهن از افق های بالایی خاک پودزولی جابجا شده و به سمت پایین حرکت می کند و در غیاب آهن قرمز اکسیده شده، حضور آهن فریک  و آهن سه ظرفیته، رنگ خاک را روشن می کنند.این فرایند شامل کی لیتی شدن و کاهش همزمان ظرفیت آهن به صورت آهن دو ظرفیتی جابجا شده است.سپس آهن در بخش های پایینی خاک انباشته شده و به رنگ قرمز دیده می شود.ممکن است به خاطر حضور مواد آلی به رنگ تیره و سیاه نیز دیده شود.آهن سه ظرفیتی اکسیده شده متمایل به رنگ قرمز، ماحصل اکسایشی است که به دلیل افزایش PH در بخش های پایینی خاک رخ می دهد، جایی که خاک اسیدیته کمتری دارد( نسبت به بخش های بالایی خاک که بدلیل وجود مواد آلی اسیدی تر است).بازنهشته گذاری آهن به شکل قشر و پوسته های سخت آهن معروف به افق BFe یا به شکل افق مایل به رنگ قرمز دیده می شود.این شکل آخر یعنی افق مایل به رنگ قرمز، افق Bs نام دارد و محتوی سسکیواکسیدهایی  با ترکیباتی مثل Fe2o3 است که نسبت فلز به اکسیژن آنها 1 به 5/1 می باشد.
References
Huang, W.H. and Keller, W.D. (1972) Organic acids as agents of chemical weathering of silicate minerals, Nature (Physical Science) 239, 149–151. ,
Huang, W.H. and Kiang, W.C. (1972) Laboratory dis solution of plagioclase feldspars in water and organic acids at room temperature,  American Mineralogist 57, 1,849–1,859.
(ترجمه: امیر کرم)  STEVE TRUDGILL       
CHEMICAL DENUDATION - تخریب شیمیایی (فروسایی شیمیایی)
     نکته ی اساسی در مورد شناخت و درک هر نوع تغییر لندفرم ها درطول زمان، فهم و آگاهی از نرخ فروسایی و تخریب است(یعنی میزان و حجم تخریب و جابجا شده سنگ در یک دوره زمانی خاص از یک منطقه ویژه).اطلاعات مربوط به نرخ و میزان فروسایی و تخریب وابسته به مطالعات بیلان توده ی ژئوشیمیایی و رسوب است و از نظر بودجه جهانی کربن و تغییرات جهانی اقلیم، به استنادات و شواهد اساسی نیاز دارد.علت فروسایی و تخریب، برداشت و جابجایی ذرات جامد(تخریب مکانیکی، می بک 1987) ومواد حل شده(تخریب شیمیایی) است.به طور کلی فروسایی شیمیایی نسبت به فروسایی مکانیکی توجه کمتری به خود جلب کرده و برآورد می شود که معنی داری و اهمیت محلی،منطقه ای و جهانی فروسایی شیمیایی غالبا قطعیت کمتری دارد. درفرآیندهای هوازدگی شیمیایی عوامل جوی، آبشناختی و زیست شناختی بر روی اجزا کانی سنگها عمل کرده و با واکنش های شیمیایی آنها را دگرسان می کنند، در نتیجه مواد حل شده ای را آزاد می کنند که ممکن است به هر جایی منتقل و جابجا شوند، لذا اندازه گیری نرخ دقیق این فرآیند کار پیچیده و مشکلی است.  در این بخش مروری درباره ی روش های مطالعه تخریب شیمیایی و تغییرپذیری نرخ ها و اندازه و شدت و ضعف تخریب شیمیایی در محیط های مختلف ارایه شده است.همچنین نقش ناهمواری، سنگ شناسی و اقلیم نیز به عنوان عوامل کنترل کننده ، مورد بحث قرارمی گیرد.
روش هایی برای مطالعه تخریب شیمیایی  (Methods for studying chemical denudation)
محصولات حل شده (SOLUTE YIELDS)
     نرخ های فروسایی شیمیایی، بیشتر از بارمحلول رودخانه های بزرگی محاسبه می شود که حوضه های آبریز بزرگ را زهکشی می کنند.برآورد فروسایی شیمیایی به سادگی از ضرب میانگین غلظت محلول نمونه های آب رودخانه در میانگین دبی بدست می آید.با این وجود تخمین های دقیق تر از روابط بین غلظت محلول با دبی ، بویژه دبی سیلابها با استفاده از منحنی های نرخ انحلال حاصل می شوند ( SOLUTE LOAD بار محلول وRATING CURVE منحنی اندازه گیری را نگاه کنید)که اینها خودشان از معادلات بهترین برازش بین غلظت های انحلال و دبی ساخته شده اند.اگر دقت بیشتری مدنظر باشد از منحنی های اندازه گیری برای طرفین اوج یا فرود منحنی آبنمود (هیدروگراف) استفاده             می شود.نرخ حمل مواد محلول سپس از طریق ارتباط منحنی اندازه گیری با دیگر داده های پیوستاری جریان      رودخانه ای یا منحنی های مدت- جریان ساعتی ، روزانه و حتی ماهانه قابل محاسبه است.
     بدلیل پیچیدگی اندازه گیری جداگانه ی هر کدام از اجزا محلول در آب رودخانه، برای تخمینی از غلظت محلول اغلب از هدایت الکتریکی (هدایت ویژه) استفاده می شود که به راحتی قابل اندازه گیری است.گرچه همبستگی بالایی بین غلظت و تمرکز انواع یون های محلول و هدایت الکتریکی وجود دارد، روابط دقیق و کامل ، بسته به غلظت های موجود اجزا خاص حل شده تغییر می کند.با این وجود Sio2 که جزء اصلی بسیاری از رودخانه های مناطق پست مداری(حاره ای) است از طریق این تکنیک اندازه گیری و ثبت نشده است.
     بیشترین مشکل اصلی در تخمین سهم مواد محلول، تفکیک سهم مواد حل شده ی تخریبی(فروسایی شده) از غیرتخریبی هاست.هوازدگی شیمیایی تنها فرآیندی نیست که روی بده و بازده مواد محلول اثر می گذارد(شکل 22).باید اجزاء حل شده ی تولیدی ناشی از نهشته گذاری خشک و مرطوب حوضه ها هم درنظر گرفته شوند.این شار نهشته ای جوی  بوسیله ی اندازه گیری مستقیم، قابل کمی شدن است. با این وجود نتایج آن در الگوهای فضایی پیچیده در مناطق با  گونه های گیاهی متفاوت ، تفاوت های زیادی را نشان می دهد(and Clow 1995 Drever).تخمین های جهانی دروندادهای غیرتخریبی جوی (جزییات در کارهای سامرفیلد1991) مربوط به بارش(نمک های اقیانوسی) و Co2 جوی (ورودی در خلال واکنش های هوازدگی)بطور میانگین حدود 40 درصد بده و بازده محلول حوضه های آبریز می باشد.این سهم برای یون های Na،Cl و Hco3 خیلی بیشتر است(50 تا 70 درصد)، با این وجود باید توجه کرد که این مقادیر خیلی تغییر می کنند.
     پیچیدگی های بیشتر بسته به مقیاس زمانی مطالعه، به تغییرات در تبادل گروهی کاتیون ها و آنیون های خاک و بیوماس مربوط است(شکل 22). تغییرات رخداده در خاک بطور خلاصه ناشی از بارش، تبخیر و تعرق و چرخه های رشد گیاهان می باشد. همانطور که گیاهان رشد می کنند مواد غذایی آلی را از محلول خاک گرفته و به بافت ها و نسوج خود می رسانند.وقتی گیاهان می میرند و تجزیه می شوند فرآیند فوق برعکس می شود و عناصر به داخل خاک  برمی گردند. اگر اکوسیستمی در حالت تعادل یکنواخت لحظه ای باشد رشد جدید دقیقا با مرگ و افساد گیاهان قدیمی تعدیل و میزان می شود و زیست توده (بیوماس) نه افزاینده و نه کاهنده خواهد بود. با این وجود زیست توده درحوضه های جنگلی  بندرت در حالت تعادل یکنواخت لحظه ای قرار دارد.مثلا داده های لیکنز و همکارانش (1977) در هابارد بروک نشان داد که افزایش کلسیم بوسیله زیست توده ،معادل 45 درصد مقدار کلسیم آزادشده از طریق هوازدگی است، این مقدار برای پتاسیم حدود 86 درصد بوده است.
     بار مواد محلول رودخانه ها به شدت از دروندادهای انسانی بویژه در نواحی با فعالیت های صنعتی و کشاورزی تاثیرمی گیرد. در حوضه های با انواع سنگ های واکنش پذیر، دروندادهای اسیدی فرین ، نرخ هوازدگی شیمیایی را افزایش می دهند و سبب اسیدی شدن آب و خاک در حوضه های دارای سنگ های غیرواکنش پذیر می گردند. در این صورت تغییرات مهمی در تبادلات خاک و زیست توده بوجود خواهدآمد ( از جمله تغییرات در نرخ های تبادل درونداد مواد محلول به داخل آبهای جاری) ، چنین اثرات انسانی تفسیر غلظت مواد محلول برحسب نرخ های فروسایی و تخریب شیمیایی "طبیعی" را مشکل و پیچیده تر می کند.

شکل 22،نمایش شماتیک عناصر کلیدی موثر در شارهای مواد محلول در حوضه آبریز(اقتباس از درور  و کلو 1995)
 
     مادامی که تصحیحات لازم برای بده مواد محلول فرآیندهای جوی زیست زایشی (بیوژنیک) و انسانی انجام نشود، اندازه گیری تغییر حجم و مقدار واقعی فروسایی و تخریب در حوضه ها قابل انجام نیست مگر آنکه تغییرات چگالی توده ای که با واکنش های هوازدگی مواد محلول را آزاد می کند نیز شناخته شود. در حالی که انواعی از هوازدگی های شیمیایی، کانی های سنگ بستر را (با همه محصولاتی که بیشتر گونه های حل شده در سنگ آهک و کوارتزیت هستند) به طور کامل حل می کنند(واکنش های موافق)، واکنش های هوازدگی زیادی هم با مقدار مشابهی ،گونه های حل شده و هم جامدات جدیدی را (بیشتر در کانی های رسی) خلق می کنند، اما چگالی توده را کاهش می دهند.بعلاوه همانطور که سنگهای سیلیکاتی به ساپرولیت تبدیل می شوند حتی واکنش های موافق و هدررفت های شیمیایی همراه آنها ، سبب کاهش های اساسی در چگالی می شود (ساپرولیت پسمانده ی هوازدگی است که ساختمان و لایه بندی سنگ بستر را می پوشاند)(چگالی سنگ بستر 5/2 تا 7/2 ،ساپرولیت 3/1 تا 7/1 ، خاک 8/0 تا 3/1).بنابراین فرآیند هوازدگی شیمیایی شاید اثر قابل تشخیصی روی شکل بندی چشم انداز داشته باشد لیکن اثرات تبدیل و تغییر مستقیم هدررفت مواد محلول در هموارسازی سطح زمین ،غیر واقعی است.
 
تخلیه نیمرخ خاک و مدل سازی موازنه توده ( SOIL PROFILE DEPLETION AND MASS BALANCE  MODELLING)
     کانی شناسی خاک نشان می دهد که محصولات باقیمانده از انواع واکنش های هوازدگی ، نرخ انواع هوازدگی کل دوره تکاملی خاک را با هم تلفیق و یکی می کنند.لذا برای تعیین نرخ بلندمدت هوازدگی شیمیایی و فروسایی وتخریب، رویکرد جایگزین این است که عناصر و هدررفت معدنی در نیمرخ خاک نسبت به مواد اولیه یا مادری به صورت کمی محاسبه شوند.رایج ترین رویکرد، تعریف نسبت توده(غنی سازی) ترکیبی پایسته است که توده خالص آن در خلال هوازدگی تغییر نمی کند.همانطور که کانی های قابل حل در خاک حل می شوند، عناصر نامتحرک بیشتری نسبت به غلظت آنها در مواد مادری ناهوازده به طور فزاینده غنی می شوند. اندازه گیری غنی شدگی عناصر نامتحرک همچون زیرکونیوم،تیتانیوم و عناصر کمیابی مثل نیبونیوم، درجه هوازدگی خاک را نشان می دهد و درنتیجه برای کمی سازی هدررفت کل تجزیه خاک استفاده می شود(مثال های وایت 1995 را نگاه کنید).بهرحال اختلاف نظر زیادی در ادبیات و نوشته ها در مورد جابجایی نسبی عناصر در رژیم های مختلف هوازدگی وجود دارد و عناصر کمیاب مثل زیرکونیوم وتیتانیوم اغلب در شکنه های سنگین کوچک اندازه متمرکز می شوند و می توانند در خلال حمل و نهشته گذاری رسوب به شکنه های بزرگتری تبدیل شوند. با فرض اینکه اینها موارد مهمی نیستند، میانگین نرخ هوازدگی از تقسیم هدررفت تجزیه بر سن خاک برآورد می شود.
     با این وجود چون خاک های نافرسوده با سن مشخص نادرند، رویکرد موازنه توده در بسیاری از محیط ها قابل استفاده نیست.ری ابه و همکاران(2001) نشان دادند که رویکرد موازنه توده خاک چطور می تواند برای اندازه گیری نرخ هوازدگی بلندمدت چشم اندازهای در حال فرسایش بسط یابد.نرخ های فرسایش فیزیکی از انواع اتم های حاوی پروتون و نوترون کیهانی (COSMOGENIC DATING ،سن سنجی کیهانی را نگاه کنید) بوسیله هدررفت های تجزیه  و افساد نیز قابل دستیابی است که مورد آخر از غنی سازی سنگ به خاک عناصر محلول بدست  می آید.
 
الگوهای منطقه ای و جهانی (Regional and global patterns)
     مطالعات بار مواد محلول و فروسایی و تخریب شیمیایی در سطح منطقه ای و جهانی جامع و کامل نیست و پراکنش متعادل و متناسبی ندارد. اغلب کارهای اخیر در باره ی نرخ و اهمیت هوازدگی شیمیایی به خاطر علاقه به اثرات نهشته گذاری اسیدی در حوضه های آبریز کوچک انجام شده است.باوجود مطالعات زیاد هدایت شده در آمریکای شمالی و اروپا، هنوز داده های اندکی از دیگر بخش های جهان در مقیاس حوضه وجود دارد.لذا برای سایر بخش های جهان باید تخمین های در سطح قاره یا مقیاس جهانی برون یابی شوند.این برون یابی معمولا برپایه روابط تجربی مشاهده شده بین نرخ های حمل مواد محلول و فاکتورهای کنترل کننده آنها بویژه نوع سنگ ، اقلیم و ناهمواری بنا شده است(توضیحات بیشتر را در زیر ملاحظه کنید).علاوه براین ارقام ثبت شده بار محلول، کوتاه مدتند و نتایج آنها در طول زمان متغیرند.بنابراین برای برون یابی مشکلاتی مثل فقدان داده های طولانی مدت در اکوسیستم ها، خاک ، چشم اندازها و اقلیم وجود دارد.
     برخی تخمین های قدیمی در مورد فروسایی و تخریب شیمیایی در ایالات متحده آمریکا توسط دول و استبلر(1909) انجام شده است.در این نوشتار از داده های سامرفیلد(1991)برای تدارک تخمین های حمل بار مواد محلول و نرخ های همسان (معادل) فروسایی و تخریب شیمیایی استفاده شده است(داده های منطقه ای جدول 7 را نگاه کنید).این تخمین ها در معرض همه ی خطاهای توضیح داده شده در بالا هستند.
     داده ها، میانگین مقدار فروسایی و تخریب شیمیایی جهانی را Mta-1 3700 نشان می دهند.این مقدار برای جزء غیرتخریبی بارهای مواد محلول به 40 درصد کاهش می یابد(بحث بالا را نگاه کنید)، برای بار مواد محلول تخمین حدود Mta-12200 است.در سطح جهانی این مقدار حدود 15 درصد فروسایی و تخریب مکانیکی طبیعی است.گرچه نرخ های فروسایی و تخریب شیمیایی کمتر از نرخ های تخریب مکانیکی در معرض تغییرند اما تنوع و تفاوت خیلی زیادی دارند(جدول 7).دامنه ی ارقام گزارش شده از یک mmKa-1 در حوضه هایی مثل رودهای نیل ، نیجر و ریوگراند تا mmKa-1 27 در حوضه ی چیانگ جیانگ در نوسان است(Summerfield and Hulton 1994).
     علت برخی از تغییرات اندازه گیری شده ، به سنگ شناسی مرتبط است.بیشینه ی بده tkm-2 a-1 6000 در موارد نادر دیده می شود(مثلا در نواحی با رسوب های هالیت).بیشینه ی خیلی رایج tkm-2 a-11000 در مناطق سنگ آهکی است.با اینکه مطالعات اندکی سعی کرده اند مطالعات تجربی آزمایشگاهی را با تخمین های مقیاس حوضه ای تطبیق دهند، نرخ های هوازدگی جهانی در سنگ شناسی های مختلف، از نظر کیفی با نرخ های اندازه گیری شده در آزمایشگاه برابرند(Drever and Clow 1995).مطالعات بسیاری نشان می دهد که همبستگی مثبتی بین بار مواد محلول و بارش سالانه وجود دارد. نتایج این پژوهش ها بیان می کند که در نواحی با بارش سالانه بیشتر، برای واکنش های شیمیایی و آزادسازی مواد محلول آب بیشتری در رگولیت حضور دارد.برای حمل این مواد محلول نیز رواناب بیشتری وجود دارد.رابطه بار مواد محلول با دما خیلی ضعیف تر است(رابطه بارش و ناهمواری محلی خیلی قوی تر است).ناهمواری بر فاکتورهای متعددی تاثیر می گذارد که آنها به نوبه خود روی رواناب سطحی ، نرخ زهکشی زیرسطحی ، نرخ آبشویی عناصر مواد محلول ، نرخ فرسایش محصولات هوازده و در نتیجه نرخ رخنمون سطوح کانی های تازه موثرند.در حوضه آمازون رابطه بین ناهمواری و هوازدگی شیمیایی اینگونه است:حدود 86 درصد مواد محلول تخلیه شده به اقیانوس اطلس بوسیله رود آمازون از کوههای آند تامین می شود(که حدود 12 درصد مساحت حوضه را دارد)( Gibbs 1967).با وجود این مسئله آن است که در آمازون ناهمواری و سنگ شناسی خیلی بهم وابسته اند. برونزدهای سنگ آهک و تبخیری ها در کوهستان آند غالبند درحالیکه بیشتر مساحت باقیمانده از حوضه با سنگ های سیلیکاتی پوشیده شده است.سامرفیلد و هولتون(1994) بر مبنای داده های حوضه های زهکشی برون ریز با مساحت بیشتر از 105×5 کیلومترمربع، استنتاج کرده اند که نرخ های فروسایی شیمیایی به شدت با ناهمواری مرتبطند تا فاکتورهای اقلیمی.این موضوع ایده ای را تقویت می کند که برداشت موثر و کارای سنگ بستر در منطقه هوازدگی ، فاکتور اصلی و بحرانی نرخ هوازدگی شیمیایی است.
جدول (7) بار تخریبی محلول رودخانه های اصلی با توجه به نوع اقلیم و ناهمواری
منطقه اقلیمی و ناهمواری بار محلول تخریبی tkm-2 a-1 تخریب کل mmKa-1 درصد بار محلول نمونه ای به کل
کوهستانی بارش زیاد 750-350 740-95 10
بارش کم 60-10 370-45 10
ناهمواری متوسط اقلیم معتدل یا مداری 60-25 110-30 35
ناهمواری کم اقلیم خشک 10-3 35-5 10
اقلیم معتدل 50-12 30-15 65
اقلیم مجاور قطبی 35-5 15-5 80
اقلیم مداری(حاره ای) 15-2 10-5/1 50
            منبع:اقتباس از سامرفیلد(1991) برمبنای کارهای می بک(1976)
 
     روی هم رفته، نرخ های بالای فروسایی شیمیایی در مناطق کوهستانی مرطوب دیده می شودجایی که ناهمواری زیاد با رواناب بالا درهم می آمیزد(جدول 7).کمینه ی نرخ ها در مناطق نیمه کم آب، جایی که رواناب بسیارکم است (بااین وجود غلظت بارمحلول می تواند بالا باشد)و در سرزمین های کم ارتفاع عرض های بالا، با رواناب و غلظت های مواد محلول کم ثبت شده اند.در برخی حوضه ها، بویژه آنهایی که در محیط های کم ارتفاع مرطوب قرار دارند، تخریب شیمیایی بر تخریب مکانیکی غلبه دارد. دیگر نواحی با شدت بالای فروسایی شیمیایی حوضه هایی هستند که بده رسوبی خیلی زیادی دارند، بدین معنی که تخریب شیمیایی کمتر از 5 درصد کل تخریب است. از نظر نسبت ، در حوضه های زهکشی که نرخ های تخریبی کل بالاتری دارند تمایل به تخریب شیمیایی   کمتر است.
 
فروسایی شیمیایی و تغییر اقلیم جهانی (Regional and global patterns)
     مسلم است که فروسایی و تخریب شیمیایی کنترل مهمی روی بیوشیمی اکوسیستم هاست، مطالعه آن شواهدی را نه فقط برای تکامل لندفرم ها نشان می دهد بلکه تغییر محیطی جهانی و به ویژه  پی آمدهای کیفیت آب ، اسیدی شدن حوضه های آبریز، چرخه های غذایی و اثر گلخانه ای را نیز در بردارد.همانطور که در بالا توضیح داده شد فروسایی شیمیایی متاثر از اقلیم است، لیکن هوازدگی شیمیایی در خلال دوره های زمانی زمین شناسی تاثیر مهمی روی اقلیم جهانی داشته است.در طی هوازدگی کربنات ها و سیلیکات ها ، دی اکسیدکربن جوی زیاد شده و به بی کربنات(Hco3) حل شده تبدیل می گردد. بی کربنات(Hco3) سپس از طریق رودخانه ها به شکل کانی های کربناتی یا مواد آلی (ارگانیکی) ذخیره شده در رسوبات ،به اقیانوس ها برمی گردد.راه دیگر، هدررفت خالص دی اکسیدکربن از جو است.               دی اکسیدکربن گازی گلخانه ای است،هرنوع تغییری در غلظت آن بر روی تبادلات تابشی در جو زمین تاثیر             می گذارد(Berner et al. 1987).مثال آن نرخ فزاینده هوازدگی شیمیایی همراه با فرآیش منطقه هیمالایا- تبت است که به عنوان دلیل اولیه ی ظهور عصر یخبندان سنوزوِییک پسین ارایه شده است(and Ruddiman 1992  Raymo ).
 
References
Berner, Robert A., Lasaga, Antonio G. and Garrels, Robert M. (1987) The Carbonate-Silicate geochemical cycle and its effect on atmospheric carbon dioxide over the past 100 million years, American Journal of Science283, 641–683.
Drever, J.I. and Clow, D.W. (1995) Weathering rates in Chemical Weathering Rates of Silicate Minerals, Mineralogical Society of America, Reviews in Mineralogy1, 407–461.
Dole, R.B. and Stabler, H. (1909) Denudation, US Geological Survey Water Supply Paper 234, 78–93.
Gibbs, R.J. (1967) The geochemistry of the Amazon system I. The factors that control the salinity and the composition and concentration of the suspended solids, Geological Society of America Bulletin78, 1,203–1,232.
Likens, G.E., Bormann, F.H., Pierce, R.S., Eaton, J.S. and Johnson, J.M. (1977) Biogeochemistry of a Forested Ecosystem, New York: Springer-Verlag.
Meybeck, M. (1976) Total dissolved transport by world major rivers, Hydrological Sciences Bulletin21, 265–284.
Meybeck, M. (1987) Global chemical weathering of surficial rocks estimated from river dissolved loads, American Journal of Science287, 401–428.
Raymo, M.E. and Ruddiman, W.F. (1992) Tectonic forcing of late Cenozoic climate, Nature359,  117–122.
Riebe, C.S., Kirchner, J.W., Granger, D.E. and Finkel, R.C. (2001) Strong tectonic and weak climatic Geology29, 511–514.
Summerfield, M.A. (1991) Global Geomorphology, Harlow, England: Longman.
Summerfield, M.A. and Hulton, N.J. (1994) Natural controls of fluvial denudation rates in major world drainage basins, Journal of Geophysical Research Solid Earth99, 13,871–13,883.
White, A.F. (1995) Chemical weathering rates of silicate minerals in soils, in A.F. White and S.L. Brantley (eds) Chemical Weathering Rates of Silicate Minerals, Mineralogical Society of America, Reviews in Mineralogy1, 407–461.
 
SEE ALSO: weathering; weathering and climate change
CATHERINE SOUCH              (ترجمه: ا میر کرم)  
 
  CHEMICAL WEATHERING- هوازدگی شیمیایی
     دگرسانی بیوشیمیایی سطح زمین و فرآیندهای همراه آن هوازدگی نام دارد.این فرآیند معمولا به سه نوع هوازدگی شیمیایی، فیزیکی و زیستی(بیولوژیکی) تقسیم می شود.در واقعیت و طبیعت انواع هوازدگی ها به تنهایی و منفرد عمل نمی کنند بلکه با هم و با شدت و ضعف های متفاوت رخ می دهند.هوازدگی شیمیایی فرآیندی است که در آن واکنش های شیمیایی مثل هیدرولیز، هیدراتاسیون و اکسایش (اکسیداسیون)- کاهش ، تبادل یونی، انحلال و واکنش آلی ، سنگ ها و کانی ها را به ترکیبات شیمیایی جدیدی تبدیل می کنند که تحت شرایط رو یا نزدیک سطح زمین پایدار    می مانند. شروع هوازدگی شیمیایی همگام و متناسب با تغییر و تعدیل کانی های ناپایدار در محیط پیرامونی است. سنگ ها و کانی هایی که با شرایط دما، فشار و آب نزدیک سطح زمین در حالت تعادل نیستند به محصولات جدیدی دگرسان می شوند که از نظر شیمیایی با شرایط سطح زمین پایدارترند.
     فرآیندهای هوازدگی شیمیایی متعدد است.توانایی اندازه گیری این فرآیندها به موازات پیشرفت فناوری های جدید و پژوهش های بین رشته ای، به اکتشافات جدیدی در همه ی مقیاس ها(از مولکولی تا بزرگ مقیاس)منجر شده است. گرچه هوازدگی شیمیایی در دماها و فشارهای مختلف متعددی رخ می دهد این نوشتار بر روی مفاهیم بنیادین رایج هوازدگی در شرایط نزدیک سطح زمین تمرکز دارد.
     مقاومت سنگ ها و کانی ها نسبت به شکستگی شیمیایی، بر روی پایداری خاص انواع کانی ها در محیط تاثیر دارد.این پایداری مرتبط با خصوصیات مختلف کانی از قبیل کلیواژ، الگوی شکستگی ، اندازه ذره، سطح ویژه، قابلیت انحلال و پایداری نسبی محیط پیرامونی آن است.از نظر ساختمان شیمیایی ، به موازات افزایش پیچیدگی پیوندهای سیلیکات ها ، مقاومت به هوازدگی بیشتر می شود ،بویژه از لحاظ تعداد اکسیژن های به اشتراک گذاشته شده، مقاومت از ساختمان های غیروابسته تتراهدرال(مثل اولیوین) به سمت تک زنجیره ی سیلیکات ها(مثلا انسانیت ، نوعی پیروکسین) تا سیلیکاتهای صفحه ای (مثل تالک) و سیلیکات های با چارچوب پیوستاری ( مثل کوارتز) افزایش می یابد. نمونه ای از توالی برای توضیح مفهوم فوق در کانی های سیلیکاتی از سنگ بوجودآمده ،در شکل 23 آورده شده است.در این شکل پایداری کانی ها از بالا به پایین زیاد  می شود.توضیحات بیشتر درباره پایداری کانی ها در نوشته های ریتر(1986)وجود دارد.
فاکتورها ی با همین اندازه اهمیت ،کانی هایی هستند که در محیط هایی شکل می گیرند که شبیه جایی هستند که هوازدگی در آنجا رخ می دهدو اینها بیشترین  مقاوم را خواهند داشت.این مفهوم بر اصول ترمودینامیک استوار است.مثلا اولیوین ها و فلدسپارهای پلاژیوکلاز کلسیم در دماها و فشارهای بالاتری شکل می گیرندتا موسکوویت و کانی های غنی از کوارتز که در در دماهای پایین تر تشکیل می شوند.این شرایط آخری خیلی شبیه به شرایط نزدیک سطح زمین است.
 

شکل 23: هوازدگی کانی های رایج سیلیکاتی از سنگ بوجودآمده،
Source: Data from Goldich, S.S. (1938) A study in rock weathering, Journal of Geology, 46, 17–58
 
انواع فرآیندهای هوازدگی شیمیایی (Chemical weathering processes)
     انحلال (حل شدن) وقتی رخ می دهد که یک کانی حل شده، و یون ها یا واحدهای مولکولی کلوئیدی پراکنده را شکل دهد.این یکی از ساده ترین فرآیندهای هوازدگی است.بی کربنات از تجزیه و جدایش اسیدکربنیک )  (2Hco3-مشتق  می شود و از تجزیه و ازهم پاشیدگی سنگ های کربناتی و دی اکسیدکربن جوی در آب شکل می گیرد:

 بی کربنات یکی از از فراوان ترین یون ها در سیستم هوازدگی است.اثرات هوازدگی آن در رابطه با سیستم های کارست سنگ آهک به تفصیل مورد مطالعه قرار گرفته. یون های بی کربنات ،از تجزیه Co2 در گیاهان و فرآیندهای تنفس میکروبی نیز شکل می گیرند:

       هیدرولیز واکنشی ترکیبی با آب است که اسید یا بازی ضعیف تولید می کند، به علت جذب مولکول های آب قطبی در سطوح قطبی کانی های مختلف ، مولکول های آب در سطوح کانی ها جذب می شوند.هیدرولیز فورستراید در مثال زیر اسیدی سیلیسی تولید می کند:
   
آبهای طبیعی معمولا دارای دی اکسیدکربن حل شده اند لذا واکنش ها اغلب دی اکسیدکربن دارد.راه خیلی کامل و راحتی برای نوشتن واکنش بالا در سیستم طبیعی به صورت زیر است:
                                                              
H+ (از آب) در ساختمان کانی شناسی جایگزین یون های دیگری مثل K+,Ca++,Na+ می شود. H+زنجیره های ساختاری را می شکند.اگر H+ ازکاتیون کوچکتر باشد واکنش تعویض (جایگزین) می شود، فشار فیزیکی در کانی رخ می دهد و هوازدگی را تسریع می کند.برای مثال فلدسپار میکروکلین با آب واکنش نشان داده و یون پتاسیم را آزاد می کند:

پایین رفتن PH هیدرولیز را افزایش می دهد چون تعداد یون های H+ در محلول زیاد می شود.مثلا تجزیه ی مواد آلی، H+ به محیط اضافه می کندو به موازات رخداد برخی فرآیندهای زیستی دیگر همچون افزایش مواد مغذی،نیتریفیکاسیون و اکسایش سولفور ، هیدرولیز را سرعت می بخشد. دمای گرم و بالا اثر مشابهی در کم کردن PH دارد.دمای بالا تجزیه مولکول های آب را سریع کرده و H+ بیشتری مهیا می کند و هیدرولیز به صورت بالقوه در سیستم افزایش                   می یابد. بنابراین در مثال بالا فلدسپار میکروکلین در هوای گرم تر باید خیلی سریع تر هوازده شده و در محیط اسیدی هم نسبت به محیط خنثی بیشتر هوازده شود.
     درهیدراتاسیون ، مولکول های آب به ساختار کانی اضافه می شود اما آب در آن مثل فرآیند هیدرولیز تجزیه            نمی شود. ژیپسیوم شکل هیدراته شده ی انیدریت است.واکنش معکوس دی هیدراتاسیون نام دارد.
  
با وجودی که کوارتز کانی مقاومی است، تحت شرایط ویژه ای بوسیله هیدراتاسیون حل می شود:


بعضی کانی ها در خلال هیدراتاسیون متورم می شوند.اسمکتیت وقتی مولکول های آب وارد لایه های آن شود هیدراته و وقتی مولکول های آب خارج شوند دی هیدراته می شود.در شرایط متورم شده کانی ها خیلی متخلخل شده  و خیلی بیشترمستعد هوازدگی هستند.
     واکنش های تبادل یونی مهمند و معمولا مستقیما با هوازدگی کانی رس و دیگر کانی های ثانویه در ارتباطند، این کانی ها ظرفیت بالایی برای تبادلات با یون های میان لایه ای و سطحی دارند.در خلال تبادلات ، ساختار بنیادین کانی تغییر نمی کند اما با جذب کاتیون به داخل بین لایه ها، فضای بین لایه ای تغییر می کند.این سازوکار نتیجه ی منحصربه فردی برای کانی رس دارد یعنی دگرسانی یک کانی رسی ، کانی دیگری تولید  می کند.برای مثال تحت شرایط خاصی با از دست دادن میان لایه ی  K+در ایلیت ، کانی اسمکتیت شکل می گیرد.تبادل یونی عامل مهمی در واکنش های بیوژئوشیمیایی بین سنگ ها و رسوبات با مواد آلی و کلوئیدهاست.تبادل یونی همچنین در هوازدگی آغازین کانی های اولیه مثل سیلیکات ها نیز رخ می دهد.
     تحرک و جابجایی یونی عامل اصلی در هوازدگی کانی هاست.هادسون(1995) رده بندی به روزی از سری های تحرک یونی پولینوف (1937) ارائه کرده که در آن عناصر را از خیلی متحرک (1) تا نسبتا بی تحرک(5) دسته بندی می کند:

در رده بندی جدید وی ، شاخص تحرک فاز 1 شامل Cl ,So4 ، شاخص تحرک فاز 2 ، Na ، شاخص تحرک فاز 3 ،Ca,Mg و K ، شاخص تحرک 4 ، Si و شاخص تحرک 5 ، Fe و Al هستند.شاخص تحرک، به بار و تراکم بار بستگی دارد.
     در محیط های با آبشویی شدید فقط عناصر فاز 5 باقی می مانند.همانطور که محیط خشک تر می شود به طور فزاینده ای عناصر فاز 5 به طرف عناصر فاز 1 فراوان تر می شوند.مثلا ژیپسیت(گیبسیت) AL[OH]3 هیدروکسید آلومینیوم غالبی در رسوبات و خاک هاست که در آخرین فازهای رده بندی هوازدگی بالادیده  می شود ، جایی که شرایط آبشویی و زهکشی آزاد وجود دارد.این شرایط معادل شاخص تحرک فاز 5 است.در این شرایط سیلیس به طور کامل از سیستم برداشته شده و فیلوسیلیکات ها نمی توانند تشکیل شوند. رسوبات غنی از هیدروکسید آلومینیوم در محیط های حاره ای دیده می شوند، این نوع رسوبات همچنین درنیمرخ های هوازدگی نهشته های بوکسیت سیستم های سنگی قدیمی از سیلیکات تخلیه شده نیز وجود دارند.
     موازنه ی اکسایش- کاهش تحت عنوان واکنش های ردوکس (اکسایش- کاهش) نیز نامیده می شود.این فرآیند وقتی رخ می دهدکه یک اتم یا عنصر، بار منفی بدست آورده یا از دست بدهد.اگر الکترون از دست بدهداکسایش و اگر الکترون بدست بیاورد کاهش رخ می دهد.وجود یا عدم وجود یک الکترون پذیرنده به کاهش عنصر دیگری            می انجامد.عناصر باید دست کم دو حالت اکسایش ماندگار داشته باشندتا مشمول واکنش های ردوکس شوند. برای انجام بخشی از واکنش های رایج ردوکس در نزدیکی سطح، تنها فقط 6 عنصر اکسیژن، آهن، منگنز، سولفور ، نیتروژن و کربن در محیط طبیعی به وفور یافت می شوند.اکسیژن در اغلب فرآیندهای اکسایش نقش اساسی بازی می کند.در واکنش زیر، از هیدرولیز آهن سیلیکات دار،  آهن فروس مشتق می شود واز حالت 2+ به حالت اکسایش 3+ اکسیده شده و هماتیت را بوجود می آورد، اکسیژن از صفر به 2- کاهش پیدا کرده:

هماتیت در بسیاری از محیط ها پایدار است اما گوتیت و نیز جزء آهن فریک و اجزاء اولیه سنگ آهک در محیط های خیلی مرطوب تر دیده می شوند:

اکسایش پیریت FeS2 به هیدروکسیدهای آهن یا سولفات ها و اسیدسولفوریک که در معرض آب و اکسیژن قرار       می گیرند، نتایج و پی آمدهای خسارت باری دارد.این واکنش بیشتر در مجاورت سایت های معدنکاوی رخ می دهد و علت رایج شرایط زیستی بی حاصلی و نامرغوبی رسوبات زهکشی شده با آبهای اسیدی است. اصطلاح زهکش معدن اسیدی برای این نوع آب هایی به کار می رود که PH آنها به کمتر از 2 می رسد.
     اکسایش کربن آلی اغلب به دلیل خردارگانیسم هایی است که در تسریع واکنش ردوکس نقش اساسی دارند.مثالی از واکنش اکسایش آلی که در آن دی اکسیدکربن آزاد می شود به شکل زیر است:
 
در واکنش بالا ،دی اکسیدکربن آزاد شده برای واکنش های انحلال و هیدرولیز به کار می رود.
     کی لیتی شدن یا شلاتی شدن ( CHELATION AND CHELUVIATIONکی لیتی شدن و چلووی ایشن را نگاه کنید) شکلی از تجمیع و گروهی شدن فلز و واکنش بین یک یون فلزی است.عامل تجمیع و گروهی شدن معمولا آلی و سبب شکل گیری ساختاری حلقوی می شود که یون های فلزی آنرا احاطه کرده اند و به طور کارآمدی یون های فلزی را در سیستم جابجا می کنند. اغلب در خلال این فرآیند هیدروژن آزاد شده و برای واکنش های هیدرولیز استفاده               می شود.عوامل کی لیتی شدن در تماس با سنگ ها یا کانی ها سبب هوازدگی مهمی می شوند( 1988 Berthelin ).مثلا گلسنگ ها و خزه ها، کاتیون ها را از کانی های سیلیکاتی گرفته و ممکن است سیلیس بی شکل یا حل شده ایجاد کنند.بعضی خردشدگی ها و شکستگی های کانی ها از واکنش هایی نشات می گیرد که در اثر ترشح اسیدهای آلی در نوک ریشه های گیاهان یا عمل باکتری ها روی مواد در حال فساد رخ می دهند.
 
محصولات هوازدگی (Chemical weathering products)
     نتیجه هوازدگی شیمیایی، یا تجزیه موافقی است که در آن مواد کاملا حل شده یا تجزیه غیر موافقی است که در آن دست کم برخی محصولات هوازدگی، کانی های جدیدی را شکل داده (نوشکل بندی یا همنهاد و تلفیق می کنند)ویا اجازه ی باقیماندن و ترسیب را می دهند. اگر سنگ آهک به طورکامل حل شود یون های Ca++ و HCO3 را در داخل آب آزاد می کند.انحلال تجزیه ای موافق است.با این وجود بیشتر سنگ آهک ها ،کربنات کلسیم(CaCO3) خالص نیستندو پسماندهایی را برجا می گذارند.در خلال تغییرات هوازدگی شیمیایی، اندازه ذرات کوچکتر شده، مساحت سطحشان بیشتر شده و تداوم انحلال عناصر برای هوازدگی آبی در محلول ها وجود دارد.آب اغلب عامل تغییر و تبدیل بوده و کارکرد آن خیلی مهم است.
     برنر(1971) و برنر و برنر(1996) بر اهمیت جریان آب به عنوان عامل کنترل کننده ی شدت هوازدگی تاکید کرده اند.مثال های برنر اشاره دارند که در نرخ های جریان آب متوسط آلبیت به کائولینیت دگرسان می شود ولی در نرخ های جریان آب بالاتر اسید سیلیسی به سرعت برداشته شده و ژیبسیت سریع تر از کائولینیت شکل می گیرد. هنگامی که نرخ جریان آب خیلی خیلی کم باشدمواد به آرامی برداشته می شوند و اگر منگنز در محیط باشد محصول هوازدگیش    مونت موریلونیت خواهد بود. این موضوع حاکی از آن است که اقلیم و ناهمواری ، کنترل محصولات هوازدگی را برعهده دارند.کانی شناسی سنگ و ترکیب شیمیایی محلول دو عامل مکمل تعیین کننده دیگر در هوازدگی شیمیایی هستند.چادویک و همکاران (2003) مدلی بیوژئوشیمیایی برای توالی اقلیم های کم آب تا مرطوب در کوهستان کوهالا هاوایی ارائه کرده اند.آنها دریافتند وقتی میانگین بارش سالانه زیاد و فضای منفذی رسوب کل سالانه تکمیل است، آبشویی در کاتیون های پایه ای سیلیس قابل حل، تقریبا کامل می شود.در دروندادهای بارش کمتر، هدررفت ناشی از آبشویی به طور فزاینده ای کمتر است.در این نوع مناطق هوازدگی کانی های ثانویه بیشتر بوسیله محصولات هوازدگی فراپایدار غیربلورین کنترل می شود تا ترکیب محلول خاک.
     محصولات هوازدگی به چهار گروه طبقه بندی می شوند:1- اجزاء قابل حل، 2- کانی های باقیمانده اولیه که از واکنش های هوازدگی متاثر نشده اند،3- کانی های جدید پایداری که بوسیله واکنش های هوازدگی بوجود آمده اند و4- ترکیبات آلی.
     اجزاء قابل حل آنهایی هستند که در شرایط نزدیک سطح در محلول باقی می مانند.سه گروه کانی های باقیمانده اولیه در خاک های هوازده ، برجا می مانند:الف) کانی های رسی فیلوسیلیکات، ب) محصولات پایانی خیلی مقاوم مثل سسکیواکسایدهایی از قبیل Fe و Al و ج) کانی های اولیه خیلی مقاوم همچون کوارتز ، زیرکون و روتایل.هر گروه در هوازدگی پیشرونده سهم کمی دارد.در خاک ها و رسوب های به شدت هوازده منطقه حاره ای مرطوب یا مجاور حاره، Fe و Al اکسیده شده و از کانی های اولیه اصلی ، کانی های رسی کم فعال با نسبت های کم سیلیس به آلومینیوم باقی می مانند.فلدسپار، میکا، آمفیبول ها و کانی های پیروکسین از طریق هیدرولیز ، هیدراتاسیون و اکسایش به کانی های رسی دگرسان می شوند.برای مثال میکا بیوتیت به صورت Fe++ اکسیده، هوازده می شود.K+ ساختمان ترکیب را ترک می کند تا حالت خنثی پایدار شود، ساختمان کانی شروع به شکستن می کند و کاتیون های قابل حل در محلول مثل Ca++,Mg++,Na+ جایگزین K+ می شوند و یک فیلوسیلیکات جدید همانند مونت موریلونیت شکل می گیرد.
     فیلوسیلیکات ها کانی های ویژه ای هستندکه از شکستن یک کانی به اندازه رس بوجود می آیند و رایج ترین کانی پایدار محصول هوازدگی اند، (به مور و رینولدز 1997 نگاه کنید). فیلوسیلیکات ها به دلیل اندازه ذرات کوچک غیرمعمولشان مساحت سطح زیادی دارند و به دلیل تبادلات کاتیونی مرتبط با ساختار بلورینشان به شدت روی هوازدگی و نیز خصوصیات فیزیکی رسوب ها تاثیر می گذارند(دیکسون و وید 1989، مور و رینولدز1997 را نگاه کنید).لینوس پائولینگ(1929،1930)، کلی(1948) و گریم(1962) اولین کسانی بودند که خصوصیات شیمیایی منحصربه فرد کانی های رسی فیلوسیلیکات را شناسایی و بررسی کردند.
 
هوازدگی شیمیایی و چشم اندازها (Chemical weathering and landscapes)
     اندازه گیری مقدار کل هوازدگی شیمیایی برای زمین شناسان و ژئومورفولوژیست ها مهم است چون این فرآیند تخمین هایی از تحول و تکامل چشم انداز بدست می دهد.گرچه هم فروسایی و تخریب شیمیایی و هم فیزیکی در مقیاس حوضه یا جهانی بر چشم اندازها اثر می گذارند اما این مبحث بیشتر روی هوازدگی شیمیایی متمرکز است.فروسایی و تخریب شیمیایی از بار محلول رودخانه ها قابل محاسبه است و با دروندادهای جوی تصحیح می شود ،چون بیشتر یون ها در آب از واکنش شیمیایی حاصل می شوند(Berner and Berner 1987 ).بار سالانه با توجه به بالا بودن دبی رودخانه افزایش می یابد و چنانچه مساحت حوضه کوچک باشد، بار سالانه کمتر می شود.برنر وبرنر (1987) میانگین جهانی را محاسبه کرده اند.گارلز و مک کینز (1971) مقدار فروسایی و تخریب شیمیایی در نواحی مختلف جهان را به شکل زیر رده بندی کرده اند:
استرالیا< آفریقا< آمریکای جنوبی< آسیا = آمریکای شمالی< اروپا
     درجه هوازدگی اغلب بر اساس مقایسه تحلیل کل شیمیایی سنگ مادر تازه با ساپرولیت یا خاک درجا بوجودآمده از آن محاسبه می شود.بریک لند(1999)خلاصه خوبی از این رویکرد ارائه کرده است.
      در خلال هوازدگی فیزیکی در یک سیستم باز، چشم انداز به طور کلی از نظر حجمی هموارتر و پست تر می شود چون مواد جامد برداشته شده و جابجا می شوند، اما در هوازدگی شیمیایی چشم انداز از نظر حجمی بزرگ تر و بیشتر         می شود.یون های برداشته شده از توده سنگ هوازده ممکن است تغییرات در چگالی حجم را منعکس کنند مثل سطوح ژئومورفولوژیکی که تغییر نکرده اند یا حتی بالا آمده اند. برای مثال وقتی خاکی از سنگ شکل می گیرد چگالی حجمش برخی مواقع تا 5/0-3 gcm یا بیشترکاهش می یابد.این موضوع نهایتا سبب گسترش حجمی می شود(Birkeland 1999).بریم حال و دیگران (1991) روشی برای ارزیابی تغییر شیمیایی در خلال هوازدگی بسط دادند که تغییرات حجم واندازه و همچنین هدررفت  یا از دست دادن توده را ارایه می کند.در برخی حالات این گسترش و بسط، کاتالیستی
( محرک و سازمان دهنده ای) برای هوازدگی فیزیکی فزاینده است.پژوهشگران زیادی اظهار داشته اند که شکل گیری گروس از گرانیت این مراحل را دنبال می کند( پژوهشگرانی مثل وارهافتینگ 1965، نتلتون و همکاران 1970).
References
Berner, E.K. and Berner, R.A. (1987) The Global Water Cycle; Geochemistry and Environment, Englewood Cliffs, NJ: Prentice Hall.
Berner, E.K. and Berner, R.A. (1996)  Global Environment: Water, Air, and Geochemical Cycles, Englewood Cliffs, NJ: Prentice Hall.
Berner, R.A. (1971)  Principles of Chemical Sedimentology, New York: McGraw-Hill.
Berthelin, J. (1988) Microbial weathering processes in natural environments, in A. Lerman and M. Meybeck (eds) Physical and Chemical Weathering in Geochemical Cycles, 33–59, The Netherlands: Kluwer.
 Birkeland, P.W. (1999) Soils and Geomorphology, New York: Oxford University
Press.
Brimhall, G.H., Chadwick, O.A., Lewis, C.J., Compston, W., Williams, I.S., Danti, K.J., Dietrich, W.E., Power, M.E., Hendricks, D. and Bratt, J. (1991) Deformational mass transport and invasive processes in soil evolution, Science255, 695–702.
Chadwick, O.A., Gavenda, R.T., Kelly, E.F., Ziegler, K., Olson, C.G., Elliot, W.C. and Hendricks, D.M. (2003) The impact of climate on the biogeochemical functioning of volcanic soils, Chemical Geology, in press.
Dixon, J.B. and Weed, S.B. (eds) (1989) Minerals in Soil Environments, 2nd edition, Soil Science Society of America Book Series 1, Madison: Soil Science Society of America.
Garrels, R.M. and MacKenzie, F.T. (1971) Evolution of Sedimentary Rocks, New York: W.W. Norton.
Goldich, S.S. (1938) A study in rock weathering, Journal of Geology46.
Grim, R.E. (1962) Applied Clay Mineralogy, New York: McGraw-Hill.
Hudson, B.D. (1995) Reassessment of Polynov’s ion mobility series, Soil Science Society of America Journal59, 1,101–1,103.
Kelley, W.P. (1948) Cation Exchange in Soils, America Chemical Society Monograph, New York: Reinhold.
Moore, D.M. and Reynolds, R.C. Jr. (1997) X-ray Diffraction and the Identification and Analyses of Clay Minerals, New York: Oxford University Press.
Nettleton, W.D., Flach, K.W. and Nelson, R.E. (1970) Pedogenic weathering of tonalite in southern California,Geoderma4, 387–402.
Pauling, L. (1929) The principles determining the structure of complex ionic crystals,  Journal of the American Chemical Society51, 1,010–1,026.
——(1930) The structure of micas and related minerals,Proceedings National Academy of Science USA 16, 123–129.
Ritter, D.F. (1986) Process Geomorphology, Dubuque, IA: William Brown.
Wahrhaftig, C. (1965) Stepped topography of the southern Sierra Nevada, California,  Geological Society of America Bulletin76, 1,165–1,190.
Further reading
Bartlett, R.J. and James, B.R. (1993) Redox chemistry of soils, Advances in Agronomy50, 151–208.
Brindley, G.W. and Brown, G. (eds) (1980) Crystal Structures of Clay Minerals and their X-ray Identification, Monograph No. 5, London: Mineralogical Society.
Brownlow, A.H. (1979) Geochemistry, Englewood Cliffs, NJ: Prentice Hall.
Clayton, J.L., Megahan, W.F. and Hampton, D. (1979) Soil and Bedrock Properties: Weathering and Alteration Products and Processes in the Idaho
Batholith, USDA Forest Service Research Paper INT-237.
Colman, S.M. and Dethier, D.P. (eds) (1986) Rates of Chemical Weathering of Rocks and Minerals, Orlando, FL: Academic Press.
Drever, J.I. (1982) The Geochemistry of Natural Waters, Englewood Cliffs, NJ: Prentice Hall.
——(ed) (1985) The Chemistry of Weathering, NATOASI, The Netherlands: Reidel Publishing.
——(1997) Weathering processes, in O.M. Saether and P. de Caritat (eds)  Geochemical Processes, Weathering and Groundwater Recharge in Catchments, 3–19, Rotterdam: A.A. Balkema.
Garrels, R.M. and Christ, C.M. (1965) Solutions, Minerals and Equilibria, New York: Freeman and Cooper.
Greenland, D.J. and Hayes, M.H.B. (1983) The Chemistry of Soil Constitutents, New York: John Wiley.
Helling, C.S., Chester, G. and Corey, R.B. (1964) Contribution of organic matter and clay to soil cation-exchange capacity as affected by the pH of the saturation solution, Soil Science Society of America Proceedings28, 517–520.
James, B.R. and Bartlett, R.J. (2000) Redox phenomena, in M.E. Sumner (ed.) Handbook of Soil Science, B169–B194, Boca Raton, FL: CRC Press.
Krauskopf, K.B. (1979) Introduction to Geochemistry, 2nd edition, New York: McGraw-Hill.
Newman, A.C.D. (ed.) (1987) Chemistry of Clays and Clay Minerals, Mineralogical Society of England, Monograph No. 6, Harlow, Essex: Longman.
Sparks, D.L. (1995) Environmental Soil Chemistry, New York: Academic Press.
Thurman, E.M. (1985) Organic Geochemistry of Natural Waters, Hingham, MA: Kluwer.
White, A.F. and Brantley, S.L. (eds) (1995) Chemical weathering rates of silicate minerals, Reviews in Mineralogy31, 583.
Yuan, T.L., Gammon, N. Jr. and Leighty, R.G. (1967) Relative contribution of organic and clay fractions to cation-exchange capacity of sandy soils from several groups,Soil Science104, 123–128.
SEE ALSO: dissolution; leaching; solubility; weathering
 
CAROLYN G. OLSON        (ترجمه: امیر کرم)
 
CHENIER RIDGE - پشته ی ماسه ای ساحلی( چنیر)
     پشته های ماسه ای ساحلی(چنیر) ، برآمدگی های ساحلی کشیده ای هستند که از ماسه و صدف دریایی تشکیل شده و از دیگر تپه های ساحلی صدفی و ماسه ای متفاوتند چون با رسوبات گلی و دانه ریز و برخی مواقع کولابی از دیگر تپه های ساحلی جدا می شوند. اگر رسوبات گلی پراکنده از طریق تکنیک مغزه گیری به خوبی شناخته نشده باشند با پشته های ماسه ای ساحلی اشتباه گرفته می شوند.پشته های ماسه ای ساحلی چنیر در بخش انتهایی خود به سوی خشکی خمیده شده و انشعاباتی بادبزنی شکل دارند.چنیر از واژه فرانسوی chene گرفته شده که به معنی درخت بلوطی است که روی پشته های ساحلی چنیر لوئیزیانای ایالات متحده روییده است. پشته های چنیر تا 6 متر ارتفاع، دهها کیلومتر درازا و صدها متر پهنا دارند. چنیرها معمولا در سواحل با امواج کم انرژی ، کم شیب ، نوار ساحلی گلی و در مناطق با ذخیره فراوان رسوب یافت می شوند. چنیرها بیشتر در دلتاها ی رودخانه ای و بالای خلیج ها دیده می شوند.اگرچه بیشتر در عرض های جغرافیایی بالا گزارش شده اند اما نمونه های زیادی از آنها در منطقه ی حاره ای و جنب حاره ای هم وجود دارند.آگوستینوس (1989)مروری بر نمونه ها و مثال های چنیر انجام داده است. بیشترین نمونه های گزارش شده مربوط به غرب لوئیزیانا ، ساحل تگزاس ، سورینام ، گینه و گینه ی فرانسه، خلیج کالیفرنیا، زلاند نو، استرالیای شمالی و شرق چین هستند.
     تفاوت های محلی در ذخیره رسوب(مثل دوره های متفاوت بده رودخانه) علت احتمالی جایگزینی(انتقال)تدریجی نهشته های پهنه های گلی و پشته های چنیر عنوان شده (and Price 1979 Otvos )گرچه توسعه ی همزمان پهنه های گلی و پشته های چنیر نیز گزارش شده اند(Grime 1999 Woodroffe et al. 1983; Woodroffe and ).با این وجود عموما دوره های با امواج پرانرژی تر به عنوان شرایط مناسب شکل گیری پشته ها اظهار شده اند، به طوری که ابتدا رسوبات درشت تر (صدف های دریایی) برای انباشتگی در پشته ها بادبرده شده، سپس این رسوبات به وسیله ی عمل امواج و شستشو به سوی خشکی جا بجا می شوند.بعضی محققان معتقدند که "چنیرهای واقعی" باید ناشی از فرآیندهای متضاد و مخالف باشند.با این وجود اوت ووس(2000) عقیده دارد که این اصطلاح برای هر دو چنیرهای مخالف(پیشرونده) و دریاکنار(پسرونده) مناسب است(TRANSGRESSION را نگاه کنید). اوت ووس(2000) اظهار کرده که پشته های ماسه ای ساحلی جلوی جلگه های چنیر باید از دریا جدا شده و قبل از اینکه به عنوان چنیر مدنظر قرار گیرند از طریق نهشته گذاری پهنه های گلی در سمت رو به دریای آنها ، غیرفعال شده باشند.جلگه های چنیر اطلاعات مهم و حساسی در مورد ذخیره رسوب ، سطح اساس دریا و فرآیندهای زیستمحیطی مهیا می کنند.
References
Augustinus, P.G.E.F. (1989) Cheniers and chenier plains: a general introduction, Marine Geology90, 219–229.
Otvos, E.G. (2000) Beach ridges – definitions and significance,Geomorphology32, 83–108.
Otvos, E.G. and Price, W.A. (1979) Problems of chenier genesis and terminology – an overview, Marine Geology31, 251–263.
Woodroffe, C.D. and Grime, D. (1999) Storm impact and evolution of a mangrove-fringed chenier plain, Shoal Bay, Darwin, Australia, Marine Geology159, 303–321.
Woodroffe, C.D, Curtis, R.J. and McLean, R.F. (1983) Development of a chenier plain, Firth of Thanes, New Zealand,Marine Geology53, 1–22.
SEE ALSO: beach ridge; overwashing; raised beach; transgression
 
KEVIN PARNELL(ترجمه: امیرکرم)
 CHRONOSEQUENCE- توالی زمانی (در خاک)
     این اصطلاح برای توصیف یکسری از خاک هایی به کار می رود که بازتابی از تاثیر و اهمیت زمان در تشکیل خاک هستند.خاک های جوان از نظر درجه ی هوازدگی مواد مادری خاک، تکامل نیمرخ خاک و وفور کانی های ثانویه با خاک های بالغ متفاوتند. چون گذشت زمان در تحول و تکامل خاک در چارچوب زمانی مشاهده مستقیم نمی گنجد، معمولا برای بررسی تکامل خاک ،خاک های با سن های مختلف را با هم مقایسه می کنند.لذا توالی زمانی، توالی خاک های مرتبطی است که از نظر خصوصیات ویژه اولیه( به عنوان نتیجه ای از زمان قابل دسترس برای تشکیل خاک) از یکدیگر متفاوتند. مثال های کلاسیک خاکهای تکامل یافته، عضوهای(members) مختلف پادگانه های پلکانی اند جایی که(مستثنی از زمان) همه ی فاکتورهای شکل دهنده ی خاک (مثل مواد مادری ، لندفرم، اقلیم و ....) باید نسبتا مشابه باشند.
     انواع مختلفی از توالی های زمانی قابل تمایزند:1- قطعی و کاملا مشخص incisive ، 2- مشخص و مدفون incisive و 3- در طول زمان مدفون و پیشرونده transgressive .حالت اول خیلی بیشتر مورد مطالعه قرار گرفته و جایی دیده می شود که خاک ها روی یک توالی با سن های مختلف شکل گرفته اند. در حالت دوم ، خاک ها جایی روی یک سطح ویژه در همان زمان شروع به تکامل می کنند اما بعدا در زمان های مختلف و در مکان های مختلف مدفون می شوند و توالی زمانی را تشکیل می دهند. حالت سوم با گروه بندی عمودی رسوبات و دیرینه خاک ها مرتبط است، یعنی خاک هایی که روی همان مکان خاص شکل گرفته اند اما در دوره های زمانی تکامل ،مدفون شده اند.
     از توالی های زمانی برای ساخت توصیفات کمی تغییرات خاک در طول زمان استفاده می شود، این توصیفات کمی کارکردهای زمانی نام دارند و از درجه تکامل خاک برای تخمین سن خاک ها استفاده         می کنند. برای تخمین های کمی ، خاک ها روی سطوح تعیین سن شده(به  DATING METHODS ،روش های تعیین سن  نگاه کنید) بررسی شده و شاخص های عددی مثل ضرایب الوویال ایلوویال و شاخص های تکامل خاک برای آنها بسط می یابند. در دامنه ی استفاده از کارکردهای زمانی محدودیت هایی وجود دارد.نرخ های تکامل اغلب خصوصیات خاک ها در طول زمان کاهش می یابد،  زمانی که درجه ی تکامل خاک بدست آمد استنتاج های بیشتری نمی تواند با ملاحظه ی زمان درست شود.بعلاوه کارکردهای بسیار زیادی با آستانه های مشخص در تکامل خاک درگیر است. در بسیاری حالات ایجاد توالی های زمانی مشکل است چون با گذشت زمان، دیگر فاکتورهای شکل دهنده ی خاک نیز معمولا تغییر می کنند(همانگونه که در حالت اقلیم بسیار واضح و آشکار است)( PALAEOCLIMATE دیرینه اقلیم را نگاه کنید). همچنین خیلی اوقات نامحتمل دانستن تاثیر آشفتگی و فرسایش خاک مشکل و پیچیده است. توالی های زمانی نقش اساسی در تعیین سن سنجی های نسبی خاک دارند ، این سن سنجی ها برای ایجاد روابط چینه نگاری در سطوح ژئومورفیک مختلف استفاده            می شوند.این مسئله بویژه جایی خیلی مهم است که به دلیل فقدان مواد یا روش های مناسب ، نمی توان از فنون سن سنجی کرونومتریک مدرن استفاده کرد.
Further reading
Birkeland, W.P. (1999) Soils and Geomorphology, 3rd edition, New York: Oxford University Press.
SEE ALSO: catena; soil geomorphology; weathering
ANDREAS  LANG(ترجمه: امیر کرم)
 
 -  CIRQUE, GLACIALسیرک یخچالی    
تعریف و شکل (Definition and Form)
     سیرک ها ، کوری corrie ( به اسکاتلندی گودی های مدور در دامنه ها)، کوو  cove، کومب comb یا cwms نیز نامیده می شوند، سیرک ها چاله هایی هستند که در کوهستان های یخچالی شکل گرفته و شیبی تند و دامنه های قوسدار (دیواره بالایی) دارند(عکس 22).شکل گیری سیرک ها به کندن و سایش روی کف یخچال بستگی دارد.علاوه براین برداشت مواد کنده شده و یا سنگهای فروریخته باعث تخریب و پسروی مداوم دیواره بالایی سیرک می شود.این فرآیند از طریق لیزخوردگی قاعده ای و جریان چرخشی در دامنه های یخچالی تقویت و تشدید می شود.
یک سیرک مبلی armchair cirqueخوب تکامل یافته در کف خود دامنه های با شیب ملایم و در بخش بالایی دیواره ،شیب تندی دارد(که نیمرخ محصور و بسته ای را نشان می دهد).بخشی از کف سیرک باید حداقل شیبی ملایم تر از 20 درجه داشته باشد. دیواره ی حاشیه ای کف سیرک با شیب تند حالت منحنی محصور و بسته ای دارد. کف سیرک به سمت شیب تند دیواره در آستانه ی شیب مشخصی به انتها می رسد اما در سیرک آبشخوری cirque trough-head این حالت ممکن است دیده نشود.دیواره ی حاشیه ای سیرک حداقل در بخشی از جاها ، می تواند شیبی بیش از زاویه شیب تالوس (حدود 31 تا 35 درجه) داشته باشد. بین دیواره حاشیه ای و کف سیرک مرزی با زاویه شیب حدود 27 درجه قابل ترسیم است(فاصله 2 میلیمتری بین منحنی میزان ها ی 10 متری در نقشه مقیاس 1:10000). اگر شیب ملایم تری در بالا دست وجود داشته باشد مقدار شیب مشابهی می توان برای تعریف ستیغ در بالای دیواره حاشیه ای تعریف کرد. لازم است در میانه آستانه ،یک مرکز سیرک cirque focusتعریف شود، از اینجا تا بالای دیواره ، خطی در محور میانه، سیرک را به دو بخش مساوی راست و چپ تقسیم می کند. از این خط برای اندازه گیری طول و جهت کلی سیرک استفاده می شود(Evans and Cox 1995).
     اندازه ی سیرک ها مختلف و متفاوت است و مقیاسی ویژه برای سیرک های کوهستان های یخچالی تعیین و محاسبه شده است: سیرک ها لندفرم های با مقیاس ویژه ای هستندکه میانگین اندازه آنها حدود 700 متر درازا و پهنا و ژرفای آنها چندصدمتر است.به طورکلی شیب خط مرکزی در سیرک های با یخچال پرشده از 5 تا 50 درجه است و میانگینی حدود 20 تا 25 درجه دارد(نسبت درازا به ژرفا بین 1/2 تا 8/2).
     شکل سیرک در مناطق فلاتی ساده است.اما در سیرک های درهم آمیخته ی مناطق با ناهمواری زیاد ،شکل پیچیده تری دارد و تعیین اینکه کجا با صفحات یخی بیشتر تغییر کرده بسیار مشکل است. معمولا دو نوع  سیرک شامل سیرک های لبه دره ای valley-side cirques و سیرک های سردره ای cirques Valley-head شناسایی و تفکیک شده اند، اما تمایز و تفاوت خیلی مهم بین سیرک های مبلی (نوع طبیعی توصیف شده) و سیرک های آلپی مرتفع است که نوع آخری در توده های مرتفع آلپ های اروپا و مناطق ساحلی بریتیش کلمبیا ، واشینگتون و آلاسکا یافت می شود(عکس 23). سیرک های آلپی مرتفع، کم ژرفا با کف هموار و صحن مانند ساییده شده اند(شیب 21 تا 31 درجه) و از یک دره آبشخوری از یخ خالی شده آویزانند.سیرک مبلی کلاسیک ، هم در نیمرخ و هم در پلان عمیقا کاو ومقعر است(منحنی میزان های مقعر).در هر دو نوع، شکستگی مقعری در دامنه بین دیواره حاشیه ای و کف ، مانع از برازش معادله های ساده برای آنها می شود.

عکس 22: سیرک های رو به شرق در توف های آتشفشانی اردویسین بر روی ارتفاعات جنوب هلولین ، ناحیه دریاچه انگلیسی ، از چپ به راست سیرک های کوک و روژویت ، هاردتارن(چاله کوچکتر) و سیرک ندرموست.سیرک ها بر روی دره ی آبشخوری گریس دیل آویزانند.
 

عکس 23: سیرک های رو به شمال در سنگهای دگرگونی تریاس در کوه نوئل (ارتفاع 2600 متر)، جنوب بارلورن در کوهستان ساحلی بریتیش کلمبیا. یخچال کوچکتر باقیمانده ای از یخچال سیرکی بزرگتر عصر یخبندان کوچک است که در پایین راست عکس دو یخرفت حاشیه ای واضح را تشکیل داده است(آگوست 2000).
 
فرآیندها (Processes)
     ایده های مربوط با فرآیندهای تکامل سیرک ها در طول زمان به طور قابل توجهی تغییر کرده است.اهمیت و تاثیر فرسایش یخچالی در دهه 1870 میلادی بوسیله گاستالدی و هلند برای سیرک های آلپ ها و نروژ شناخته و گزارش شده بود.اگرچه مدافعان یخچالی، تا قرن 20 برای شکل گیری سیرک ها علل زمین ساختی و جریان آب را بیان         می داشتند ، وجود حوضه های سنگی گردشده و ژرف در بسیاری از سیرک ها نمی توانست جز بوسیله عامل فرسایش یخچالی توجیه شود.با این وجود پذیرفته شده که فرایندهای عملگر در رو  و زیر تکه های برفی(نیواسیون) ، قبل از آنکه یخچال ها بتوانند آنها را بوجود آورند ، چاله های اولیه را عریض کرده اند.عریض شدگی سیرک ، بنیانی برای نظریه "چرخه یخچالی کوهستان" دبلیو. اچ. هوبز شکل داد. پس از 1906میلادی، دبلیو.دی.جانسون متوجه شد که عمل یخبندان درون و بالای برفگسل (BERGSCHRUND شکاف های اولیه که در دیواره حاشیه ای سیرک به دلیل حرکت رو به پایین برف شکل می گیرد)فعال است و این موضوع را به عنوان فرآیند اساسی تکامل سیرک پذیرفت و اظهار نمود.گرچه سیرک ها به عنوان شاهدی برای دوره های یخچالی قبل تر و بازساخت برف مرزهای قدیمی تر به کار می روند، تکامل آنها در نیمه اول قرن 20 از طریق فرآیندهای اساسی مجاور یخچالی (پریگلاسیر) مورد توجه و ملاحظه قرار گرفت.
     بهرحال نه نیواسیون و نه هوازدگی یخبندان ، نمی توانند ژرف شدن سیرک ها بوسیله فرسایش کف آنها را توضیح دهند.پس از بحث های کوتاهی در دهه 1940 میلادی ، ژئومورفولوژیست ها با فرضیه جریان خروجی  ( ایده ی غیرواقعی مبنی بر اینکه یخ نرم قاعده ای از طریق وزن یخ های رویین و بدون حمل یخ های رویین جلویی به طرف بیرون فشرده می شود) راه بهتری برای برای دستیابی به سرعت های بالای یخ قاعده ای پیدا کردند. مشاهدات در Jotunheim نروژ در اواخر دهه 1940 نشان داد که کرانه های یخچال پرشیب مجاور پرتگاه ، شبیه زمین لغزش عمل      می کنند و از طریق لغزش های دورانی روی بسترشان حرکت داده می شوند(1960 McCall, and Grove; in Lewis).با این تفسیر ، نظریه سایش و کندن یخچالی دفاع شده از سوی هلند خیلی آسان تر قابل تشریح و توضیح است. این موضوع دلالت براین دارد که یخ قاعده ای باید مرطوب باشد یعنی در نقطه ذوب خودش گرم باشد.
     با تمام این احوال عامل لغزش چرخشی(دورانی)، سایش یا کندن قاعده ای در پیرامون برفگسل یا حاشیه بالایی یخچال نمی توانند داستان کامل تکامل سیرک ها را بازگو کنند. مشاهدات بتل نشان داد که تغییرات دمای هوا درون برف گسل ها، در چرخه یخبندان روزانه و فصلی به آهستگی موثر است. گاردنر(1987) نشان داد که ریمای یا randkluft (شکاف حاشیه بالای سیرک در مجاور پرتگاه)محل خیلی خوبی برای عمل یخبندان است که در طول زمان به سمت بالا و پایین دیواره جابجا می شود. والی اشاره کرده که میدان های فشار در پرتگاه های بلند ، با یخچال ها زیربریده شده و موجب ناپایداری می شوند.با یا بدون کمک عمل یخبندان ، تمرکز و رهاسازی فشارها سبب فروریزش دیواره ی بالایی به شکل سنگ ریزش و بهمن های سنگی می شود(STURZSTROM را نگاه کنید). بسیاری از بهمن های سنگی هم خیلی قدیمی ها و هم تاریخی ها ، دیواره سیرک ها را شکل می دهند(Evans 1997). بویژه امروزه به موازات آنکه کاهش و کوچکتر شدن یخچال ، مساحت دیواره ی عریان بالایی را زیاد می کند ،سنگ ریزش فعال به داخل سیرک یخچالی به راحتی قابل مشاهده است.
     درحالیکه این سازوکارها به درک پسروی دیواره سیرک کمک می کرد ، شناخت کامل تری از فرسایش زیریخچالی از طریق مطالعات تغییرات فشار آب در مغزه های یخچالی حاصل شد.هوک(1991) و ایورسون(1991) نشان دادند جایی که شکاف ها امکان می دهند تا آب ذوب شده به بستر زیرین برسد ،تواتر و بزرگای بیشتری در پسروی دیواره وجود دارد. روی دامنه های تند بادپناهی (پشت به باد) که یخبندان در ارتفاع  پایین تری رخ می دهد، حفره ها و گودال های با آب پرشده در اثر یخبندان منبسط و بزرگتر می شوند.وقتی فشار آب پایین می افتد قبل از پایین آمدن فشار در شکاف ها و ترک ها، سنگ ها منبسط می شوند. وقتی فشار آب بالا می رود شدت و سرعت یخبندان افزایش می یابد و بلوک های شکاف دار به سمت جلو حرکت می کنند و داخل یخ قاعده‌ای فرو می روند. این ها سازوکار های بهم مرتبط شسته رفته ای هستند که مهم ترین فرایند های کندن ، سایش و حفاری یخچالی را نشان می دهند.
     امروزه در مورد تواتر و تغییرات بزرگ اقلیم در خلال کواترنری مطالب خیلی بیشتری می دانیم. این مسئله توسعه یک پهنه ی برفی یا یخچالی با اندازه ی غیر محتمل مشخص را ضعیف تر می کند: اخیرا یک فاز نیواسیون بوسیله ی یک فاز یخچالی رخ داده است . یخچال های مرطوب خیلی سریع تر از پهنه های برفی فرسایش دهنده اند. فرسایش حتی جایی می تواند موثر باشد که حاشیه های یک یخچال تا بستر یخ زده اند. بنت و همکاران (1999) فرسایش خیلی سریعی را گزارش کرده اند که بوسیله رخنه سنگ بستر رسوبی تحت فشار، بدلیل وقوع یک لغزش روی مرز زیر یخچالی رخ داده است. چنین یخچال های چند گرمایی (پولی ترمال) امروزه در اسوالدبارد و سوئد (Richardson and Holmlund 1996) فراوانند و ممکن است همانطور که گرم می شوند یخ مرکزی عمیق روی بستر آنها بلغزد و کف سیرک را عمیق کنند. به علت رشد و ذوب عدسی های یخی وقتی که همدمای صفر درجه برای مدت طولانی نوسان می کند سنگ های مجاور خرد شده و فرو می ریزند.
     بنابراین فرسایش سیرک به لغزش قاعده ای یخ نیاز دارد تا بستر را کنده و حفر کند و دامنه های حاشیه را تند کرده تا آنها فرو ریزند. از طریق تمرکز انباشت زیاد برف روی یخچال، فرسایش تقویت می شود(شکل 24) و شیبی بین 12 تا 26 درجه، هر دو این عامل چرخشی را تشدید و تقویت می کنند. دیواره های پرشیب همچنین از طریق تغییرات سریع و فشار آب قاعده ای، عمدتا درخلال دوره بعد یخچالی (اما گاهی اوقات قبل تر یا بعد تر از آن) بوسیله ی سنگ ریزش یا بهمن های سنگی فرومی ریزند.
تکامل سیرک (Cirque development)
  یخچال های کوهستانی با ژرف شدگی، پهن شدگی و تقعر گودال ها، سیرک های یخچالی را شکل می دهند. با شروع اشغال گودال های بزرگ بوسیله ی یخچال، کف آنها ژرف تر می شود، دیواره ها پسروی می کنند و تقعر گودال افزایش می یابد. عوامل اولیه تقعر شامل راس خندق ها، محل اتصال خندق ها وگالی ها ، شکاف های لغزش ها، سکوهای ساختمانی و کراتر های آتشفشانی هستند. گوناگونی و تنوع تقعر اولیه ، دامنه وسیعی از سیرک های کم توسعه یافته را بوجود می آورد.با ادامه فرسایش یخچالی: 1) شیب دیواره بیشتر می شود، 2) شیب کف کاهش می یابد، 3) درازا، پهنا و ژرفا افزایش می یابند و4) از طریق فرسایش خیلی ژرف تر به داخل توده کوهستان، پلان محصور بیشتر می شود به طوری که دیواره پیرامون کف سیرک انحناء پیدا می کند. لغزش چرخشی کف سیرک ها در یخچال های سیرکی مورد توجه زیادی قرار گرفته است . حتی اگر یخچال فراتر از سیرک گسترش یابد فرسایش ادامه دارد.

شکل 24: مدلی برای تمایز بین سیرک های مبلی(بالا) و سیرک های ارتفاعات آلپی(پایین)(اوانز162:1997)
 
گوردون (1977) مدلی از تکامل سیرک پیشنهاد داد که بر اساس آن سیرک ها همان طور که بزرگ تر می شوند درازتر، پهن تر و ژرف تر شده و تعقرشان بیشتر می شود . با این وجود هم بستگی بین اندازه گیری های شاخص های توسعه و تکامل سیرک ها ( شیب دیواره، شیب معکوس، کف ،محصور شدگی پلان ) خیلی ضعیف است و بدین معنی است که سیرک ها در حالات و شرایط متنوعی تکامل می یابند: تاثیر مقر اولیه خیلی مهم است و لذا شکل سیرک ها تنوع زیادی دارد. سیرک های بزرگ تر از نظر همه ی معیار ها بهتر تکامل یافته اند. آنها خیلی هموارترند، یعنی ابعاد افقی آنها خیلی سریع تر از ابعاد عمودی شان افزایش می یابد. این موضوع اگر چه بیشتر مرتبط با تغییرات فضایی است تا زمانی، تحت عنوان تکامل آلومتریک تفسیر میشود(ALLOMETRY آلومتری را نگاه کنید) (Olyphant1981 ). قله یا راس دیواره ی سیرکی که جهت شمالی دارد به ماندگاری برف کمک می کند و گذرگاه های بادگیر روبه باد نیز برف بیشتری دارند(Graf 1976). سیرک های بهتر تکامل یافته در محافظت از یخچال ها خیلی موثرترند. این موضوع پس خوراند مثبتی را نشان می دهد، به طوری که حالت یک نواخت لحظه ای غیر محتمل است مگرآنکه  پشته های پیرامونی همانقدر هموار شوند که بخش های دیگر سیرک هموار می شوند.
      جایی که گودال های اولیه به هم نزدیکند شکل گیری و پسروی دیواره ی پرتگاهی، سرانجام پشته های حائل را تیز و ستیغی کرده و آرت را بوجود می آورد .خندق ها و بی نظمی های ساختمانی و پرتگاه ها و صخره ها باعث بالا و پایین رفتگی ستیغ های آرت می شوند و یکسری از ژاندرم ها را شکل می دهند. چون یخچالی شدن سیرک معمولا نامتقارن است، آرت ها از تقاطع های حاشیه ای بالا می آیند یعنی دو دیواره به طرف هم پسروی می کنند، وقتی خط تعادل یخچال ها به اندازه ی کافی پایین بیاید تا یحچال ها روی دامنه های مخالف مثلا شرق و غرب شکل بگیرند، آرت های پرشیب تر گردنه ی پارابولیک ژرفی( چند ویژگی)را به وجود می آورند.
      تا وقتی که توده ی کوهستان باقی است بزرگ شدگی جانبی شاید از طریق بهم آمیختگی با حد بالایی نه چندان مشخص ادامه یابد . در قاره ی قطب جنوب آبشخور ها و سیرک ها در دوره های زمانی خیلی طولانی تری از یخچالی شدن توسعه و تکامل یافته اند و برخی سیرک های مجموعه ای ( مرکب) خیلی بزرگند. شکل های یخچال های محلی در بخش های جدید تر این دوره ی زمانی شکل گرفته اندو برخی از آنها اکنون در زیر یخ خیلی سرد فسیل شده اند .
     بسیاری از مناطق، هم یخچالی شدن صفحات یخی و هم یخچالی شدن محلی را تحمل کرده و پشت سر گذاشته اند. سیرک های دور از از قطعات یخ ، خیلی بیشتر بوسیله ی یخ های محلی تعدیل و تغییر یافته اند. در دوره های بین یخچالی، سیرک ها ازطریق حرکات توده ای زیر سطحی، انباشت تالوس و خندقی شدن دگرسان می شوند.این فرآیندها گرادیان شیب دیواره را کاهش داده و کف سیرک را محو و نامشخص می کنند اما روی محصور شدگی پلان تاثیری ندارند.
 
 رابطه سیرک­ها با زمین­شناسی، اقلیم و توپوگرافی (Relation to geology, climate and topography )
      سیرک ها روی انواعی از سنگ ها شکل می گیرند اما فروسایی پس از یخچالی دیواره های آنها بیشتر روی سنگ های سست و ضعیف مثل شیل ها قابل انتظار است . اثر مورد انتظار استعداد سنگ به سایش ، تشریح نشده اما اهمیت مجموعه درزه ها بیشتر اشاره و تایید شده است (Haynes 1968). درزه های عمیق درونی، کاوش و تخریب حوضه های سنگی را تسریع کرده و این درزه ها در سنگ های بلورین خیلی دیده می شوند. سیرک های ساده و گرد شده روی سنگ هایی دیده می شوند که همگن بوده و به کرات دگرسان شده اند( مثل سنگ های رسوبی و آتشفشانی هموار شده). بزرگترین نابهنجاری های شکلی از تفاوت های اصلی کاملا مشخص به وجود  می آیند مثلا مجاورت سنگ آهک با شیل یا مجاورت کوارتزیت با گنیس، کف یا لبه و کناره ای با شیب تندتر روی سنگهای با درزه های کمتر بوجود می آورد. ارتفاع و شیب دیواره سیرک ها باید مرتبط با پایداری توده سنگ باشد و هرچند که  تنوع قابل توجهی را نشان می دهند ، منتج به سن یابی می گردند.
     کف سیرک ها ی خوب تکامل یافته به عنوان مثال در دامنه های روبه باد سلسله کوهستان های اصلی، با برف مرز قبلی (خط تعادل) مرتبط است(Derbyshire and Evans 1976). این موضوع نشان می دهد  که کف سیرک ها بیشتر با افت خط برف مرتبطند تا سطح انجماد. غالبا برف بطور محلی بسوی دامنه های باد پناهی می وزد و در دامنه های سایه گیر ماندگاری بیشتری دارد و لذا سیرک ها روی دامنه های سایه گیر خیلی بیشترند.
      در برخی مناطق سیرک ها با نواحی فلات مانند یا توپوگرافی پیچیده از هم جدا می شوند، در جاهایی دیگر همدیگر را قطع می کنند و آرت ها و هورن های زیادی را تشکیل می دهند. در ابتدای قرن بیستم تحت تاثیر مدل دیویسی به این موضع به صورت توالی تکاملی نگاه می شد. احتمال زیادی دارد که این تمایزات و تباین ها با توپوگرافی منطقه ای از جمله ناهمواری و تراکم زهکشی و خصوصیات زمین ساختی و تاریخچه اقلیمی مرتبط باشند(Gordon 2001).
 
کارهای بیشتر(Further work)
      بیشتر مطالعات شکل سنجی سیرک ها به مناطق منفرد و خاص محدود و منحصر شده یا براساس سیرک های منتخب انجام شده است . برای شناخت و تفسیر تغییرات بین مناطق مختلف و محاسبه ی تغییرات در رابطه با اقلیم ،زمین شناسی و توپوگرافی، نتایج دقیق و منسجمی از جمعیت های کامل سیرک ها نیاز است .
     ما در مورد دوره های زمانی مورد نیاز برای تکامل سیرک ها اطلاعات اندکی داریم، با این وجود نرخ های مکررا دیده شده از فرسایش یخچالی برای فرسودن سیرک ها فقط درکواترنری به اندازه چند صد هزار سال کافی است. پسروی دیواره سیرک در خلال دوره ی یخچالی ، باید حدود 10 متر و ژرف شدگی کف آن چند متر بوده باشد. فنون جدید نمایش و ارائه سن سنجی سطوح ، فقط به ما می گویند که چه وقت یخ ناپدید شده، فنونی از قبیل سن سنجی شکاف- اثر، در مورد تاریخ بالا آمدگی سنگ اطلاعاتی می دهند لیکن با خطا های وسیع زیادی در حواشی همراهند. برای تدارک سن سنجی های خاص تکامل سیرک ، رویکرد های خیلی   دقیق تر سن سنجی مورد نیاز است. در مناطق کوچک سیرک ها ممکن است همزمان تکامل یافته باشند(Evans 1999). اما سیرک های خارج از مناطق صفحات یخی می توانند در خلال حداکثر دوره ی یخچالی تکامل یافته باشند، جایی که پهنه های وسیعی از یخ به طور محلی وجود داشته اند.
References
Bennett, M.R., Huddart, D. and Glasser, N.F. (1999) Large-scale bedrock displacement by cirque glaciers, Arctic, Antarctic and Alpine Research31(1), 99–107.
Derbyshire, E. and Evans, I.S. (1976) The climatic factor in cirque variation, in E. Derbyshire (ed.) Geomorphology and Climate, 447–494, Chichester: Wiley.
Evans, I.S. (1997) Process and form in the erosion of glaciated mountains, in D.R. Stoddart (ed.) Process and Form in Geomorphology, 145–174, London: Routledge.
——(1999) Was the cirque glaciation of Wales timetransgressive or not? Annals of Glaciology 28, 33–39.
Evans, I.S. and Cox, N.J. (1995) The Form of Glacial Cirques in the English Lake District, Cumbria, Zeitschrift fur Geomorphologie 39(2), 175–202.
Evans, I.S. and Cox, N.J. (1995) The Form of Glacial Cirques in the English Lake District, Cumbria, Zeitschrift für Geomorphologie39(2), 175–202.
Gardner, J.S. (1987) Evidence for headwall weathering zones, Boundary Glacier, Canadian Rocky Mountains,Journal of Glaciology33(113), 60–67.
Gordon, J.E. (1977) Morphometry of cirques in the Kintail–Affric–Cannoch area of N.W. Scotland, Geografiska AnnalerA59, 177–194.
——(2001) The corries of the Cairngorm Mountains, Scottish Geographical Journal117(1), 49–62.
Graf, W.L. (1976) Cirques as glacier locations, Arctic and Alpine Research8(1), 79–90.
Haynes, V.M. (1968) The influence of glacial erosion and rock structure on corries in Scotland, Geografiska AnnalerA50, 221–234.
Hooke, R. Le B. (1991) Positive feedbacks associated with erosion of glacial cirques and overdeepenings, Geological Society of America Bulletin 103,
1,104–1,108.
Iverson, N.R. (1991) Potential effects of subglacial water pressure on quarrying, Journal of Glaciology 37, 27–36.
Lewis, W.V. (ed.) (1960) Norwegian cirque glaciers, Royal Geographical Society Research SeriesNo. 4. London.
Olyphant, G.A. (1981) Allometry and cirque evolution, Geological Society of America Bulletin92, Part I, 679–685.
Richardson, C. and Holmlund, P. (1996) Glacial cirque formation in Northern Scandinavia,  Annals of Glaciology22, 102–106.
SEE ALSO: aspect and geomorphology; freeze–thaw cycle; glacial erosion; glacial protectionism; glacier
 (ترجمه: امیر کرم)IAN S. EVANS  
CLAY-WITH-FLINT رس با فلینت(سنگ آتش زنه)
     مناطق گچی جنوب بریتانیا (و شمال فرانسه) از نواحی وسیعی با گروهی از نهشته هایی پوشیده شده اند که رس با فلینت (سنگ آتش زنه) نامیده می شوند (آرژیل آسیلکس)( Laignel et al. 2002).این نهشته ها از نظر ترکیب خیلی متغیرند، دامنه ای از رس های قهوه ای قرمز تیره با گرهک های بزرگ سنگ آتش زنه تازه تا ماسه های تقریبا زرد یاسفید کمی سنگی، لوم های سیلتی زرد تا قهوه ای قرمز، رس های کمی سنگی خال دار(رگه دار) درخشان (قرمز ، بنفش ، سبز و سفید) و لایه های ریگی گرد شده سنگ آتش زنه را در بر می گیرند (Catt 1986: 151). زمین شناسان اولیه انگلیسی این نهشته ها را به بقایای حل ناشده ی برجامانده  پس از یک دوره ی طولانی تجزیه و هوازدگی سنگ گچ مرتبط می کردند. با این وجود اگر چه مواد تشکیل دهنده رس با فلینت می تواند از این منابع تامین شده باشد، این نظر برای تغییر پذیری مواد هیچ یک از انواع کنونی رس ها ، ماسه و فلینت توضیح مناسبی نیست.همانطور که جوکز- براون (1906)به خوبی آنها را شناسایی کرده ،بیشتر این نهشته ها احتمالا از بسترهای پالئوژن و دیگر نهشته های سنوزوییک مشتق شده اند.
References
Catt, J.A. (1986) The nature, origin and geomorphological significance of clay-with-flints, in G. de G. Sieveking and M.B. Hart (eds) The Scientific Study of Flint  Press. and Chert, 151–159, Cambridge: Cambridge University
Jukes-Brown, A.J. (1906) The clay-with-flints: its origin and distribution, Quarterly Journal of the Geological Society of London62, 132–164.
Laignel, B., Quesnel, F. and Meyer, R. (2002) Classification and origin of the clay-with-flints of the western Paris Basin (France), Zeitschrift fuür Geomorphologie46, 69–91.
 
(ترجمه: امیر کرم)    A.S. GOUDIE
 
CLIFF, COASTAL - پرتگاه ساحلی ( دریابار )
     پرتگاه شیب تندی با برونزد سازندهای سنگی است(معمولا شیب تندتر از 40 درجه، اغلب عمودی و گاهی آویزان و تاق مانند)(شکل 24).اغلب پرتگاههای ساحلی از طریق سایش امواج در قاعده ی پرتگاه ها بوجود آمده اند، اما برخی از آنها هم از طریق گسلش یا فرسایش یخچالی و فرسایش جریانی قدیمی تر شکل گرفته اند.
     پرتگاه هایی که در سازندهای غیر مستحکم و غیر یکپارچه بریده شده و ایجاد شده اند، پرتگاه های زمین نام دارند (May 1972)، آن هایی که در انتهای سمت رو به دریای قطعات یخی هستند پرتگاه های یخ یخچالی اند. پرتگاه های با سنگ های سخت و محکم و تغییرات بسیار آهسته ،در پژوهش های ساحلی کمتر موردتوجه قرارگرفته اند. در مناطق مرطوب ،دامنه های ساحلی (به جز روی سطوح پرتگاه های فعال) با خاک و گیاهان پوشیده می شوند.پرتگاه های با پوشش گیاهی لزوما پایدار نیستند، در ساحل اورگون این پرتگاهها در خلال توفان های شدید گاهگاهی یا سونامی پسروی و عقب نشینی می کنند و دوباره با پوشش گیاهی مستور می شوند.
     پرتگاه هایی که ارتفاعی بین 100 تا 500 متر بالاتر از سطح دریا دارند پرتگاه های بلند نامیده می شوند و آن هایی که بیش از 500 متر بلندی دارند (مثل پرتگاه های پرو و ایرلند غربی) ابر پرتگاه نام دارند (1966 Guilcher). به پرتگاه های با ارتفاع چندین متر ،خرد پرتگاه گفته می شود.
     در پرتگاه های ساحلی به دلیل فرسایش دریایی قاعده ای و فرسایش زیرسطحی، رخساره پرتگاه پسروی و عقب نشینی می کند .عموما زاویه شیب تند وتیزی یا بریدگی شیب (NOTCH COASTAL را نگاه کنید)در قاعده ی پرتگاه ،فرسایش دریایی فعال را مشخص می کند. نیمرخ برخی پرتگاه ها گرادیان شیب یکنواختی دارد اما بقیه مقعر ، محدب یا ترکیبی از اینها هستند. جایی که فرسایش زیر سطحی از فرسایش دریایی بیشتر است، نیمرخ ها مقعر (کاو) و جایی که فرسایش دریایی غلبه دارد نیمرخ ها محدب (کوژ) است (Emery and Kuhn 1982).اما نیمرخ پرتگاه با وضعیت و تمایل چینه های رسوبی مقاوم نیز مرتبط است. سنگپوشی مقاوم، پرتگاه مشخصی را شکل می دهد. برونزد های سخت در رخساره پرتگاه، حالت تاقچه مانند ایجادمی کنند و سازندی مقاوم در قاعده ی پرتگاه ،فرسایش دریایی را کند می کند (شکل 25 الف). اگر شیب لایه های رسوبی در پرتگاه به سمت دریا باشد، وقوع زمین لغزش تسهیل می شود. چینه های رسوبی افقی نیمرخ های پله ای بوجود می آورند و شیب لایه های رسوبی به سمت خشکی، پرتگاهی سراشیبی ایجاد   می کند ( شکل 25 ب). نیمرخ های شیبدار- دیواره ای به حضور سازند های سست در بالای سازند های مقاوم یا زیر بریدگی لایه های رسوبی به سمت دریا مربوطند( شکل 25- ج-1و2) . درزه ها ،بستر های لایه بندی، گسل ها و لایه های به زور وارد شده نیز بر شکل شناسی پرتگاه  تاثیر می گذارند . تغییرات جانبی و عرضی در سنگ شناسی مانند رس ها و ماسه سنگ های تریاس در شرق غرب دون انگلستان سبب تغییراتی در نیمرخ پرتگاه می شوند. بر روی سواحل سنگ آهکی ، فرسایش دریایی از طریق تجزیه و برش کارست های قدیمی تر، غارها ، پاتیل ها و حفره هایی را بوجود می آورد .
     طرح کلی پلان پرتگاه ها نیز مرتبط با ساختمان زمین شناسی است. این ارتباط در دماغه ها جایی که برونزد های سازندهای مقاوم در قاعده ی پرتگاه ها قرار دارند و در خلیج ها جایی که سازند های ضعیف تر از طریق فرسایش دریایی حفاری و تراشیده شده اند، دیده می شود. دماغه ها اغلب منطبق با پشته ها و خلیج ها منطبق با دره ها هستند . ساحل دورست شرق وی موث در انگلستان جنوبی این روابط را به خوبی نشان داده و مشخص می کند(Bird 1995 ).
     فرسایش قاعده ی پرتگاه بدلیل حفاری و کندن امواج رخ می دهد، امواج  مواد سنگی را کنده ، از جای بیرون و جابه جا    می کنند. سایش جایی رخ می دهدکه امواج ،ماسه یا گراول را به سوی رخساره و قاعده ی پرتگاه پرتاب می کنند. برونزد پرتگاه بدلیل هوازدگی خشک و مرطوب شدن، تجزیه و از هم پاشیده می شود. در این فرایند  سطح پرتگاه تحت تاثیر افشاندن ( پاشیدن) و ریزش آب با امواج و شستشوی بارانی یا هوازدگی نمکی (بویژه در سواحل نیمه کم آب جایی که بلور های نمک دریایی روی سطوح پرتگاه می نشینند) قرار می گیرد. انحلال از طریق رواناب  ، نفوذ آب ، افشاندن آب با موج و آب دریا در فرسایش قاعده ای پرتگاه نقش دارد.این فرآیند  بویژه روی سواحل سنگ آهکی غالب است جایی که سطوح هموار شده دارای سوراخ ها و شکاف های انحلالی در تقابل با رمپ های شیب دار ناشی از سایش امواج غالب شکل         می گیرند . فرسایش زیستی یا بیولوژیکی نیز بوسیله گیاهان و جانورانی که روی پرتگاه یا در ساحل زندگی می کنند در این فرآیند سهیم است .
     رخساره وسطح پرتگاه می تواند با ترکیب فروژینوس(آهنی) یا آهکی(کلسیم دار) که از طریق نفوذ آبهای زیرزمینی رسوب کرده اند، سخت و محکم شود.ممکن است این ترکیبات پوسته هایی شکل دهند که نهایتا سنگهای سفت وسخت نشده را ترکانده ،شکافته یا ورقه ورقه کنند.رخساره وسطح پرتگاه با کربنات رسوب کرده از افشاندن و پاشیدن آب امواج نیز بویژه روی دماغه ها سفت و سخت می شوند. بر روی سنگ آهک و ائولیانیت ، رسوب ته نشین شده به شکل ساختارهای استلاگتیت به رخساره پرتگاه می چسبد(Hills 1971).مثل ساحل پورت کامپ بل در جنوب شرقی استرالیا، رسوب های ریزدانه از رخساره پرتگاه با بادهای ساحلی بوجاری و برداشته شده ودر بالای پرتگاه به شکل خاکریزی نهشته می شوند(Baker 1943).
     همانطور که زیربریدگی پرتگاه ادامه می یابد، پرتگاه فرومی ریزد و مخروط واریزه ای در زیر شکاف سنگ های تازه ایجاد می شود.میزان بده رسوب از پرتگاه ها به نرخ پسرفت و اثرات هوازدگی و فرسایش بستگی دارد.انباشت رسوب در قاعده ی پرتگاه ، پسروی آنرا کند می کند اما مخروط واریزه ای معمولا بوسیله ی فرسایش ،پخش و پراکنده شده و اگر برداشته شده و از بین برود ، زیربریدگی قاعده ای دوباره شروع می شود.
     وقتی فشار و بار آب زیرزمینی روی پرتگاه بیش از اندازه شود ، حرکت توده ای رخ می دهد. در نواحی که پوش سنگ توده ای بر روی سازندهای ضعیف زیرین فشار وارد می کند یا جایی که تورم و تبادلات قاعده ای سبب سست شدن کانی های رسی می گردد، فشارها به دلیل یخبندان و ذوب یخ بیشتر می شوند. وقتی توده های سنگی در پرتگاه واژگون می شوند و اسلامپ ( لغزش چرخشی ) توپوگرافی نامنظمی ایجاد می کند،در ستیغ پرتگاه شکستگی ها و جداشدگی رخ می دهد. به دنبال آن  برونزد ها تجزیه و تخریب می شوند و مواد یا لغزیده یا جاری می شوند، یا به صورت خزش به سمت پایین پرتگاه می روند و بدین طریق پسروی پرتگاه رخ می دهد . چنین سیستم های آبشاری با ناپایداری انتقالی به سمت بالای  ستیغ پرتگاه در ساحل دورست دیده می شود (Brunsden and Jones 1980). در سواحل اورگون، زمین لغزش در سنگ های هوازده بیشتر در زمستان رخ می دهد، آنگاه که امواج قوی تر به سازند های اشباع ازبارش شدید حمله می کنند. زمین لغزش ها  همچنین ممکن است با حرکات زمین ساختی یا سونامی های رخ داده در لبه های صفحه های زمین ساختی مجاور نیز تحریک شوند.
     برخی پرتگاه ها به وسیله ی فرسایش دریایی و فرآیند های هوازدگی،فروریخته و همانطورکه پرتگاه پسروی می کند پلاتفرم های ساحلی را شکل می دهند، دیگر پرتگاه ها به وسیله ی سنگ های ساحلی نامنظم پیش آمده می شوند ، بویژه جایی که سازند های زمین شناختی ساختارهای پیچیده با عناصر مقاوم دارند،. سایر پرتگاه ها ( پرتگاه های غوطه ور و فرورفته ) به دلیل فرو روی زیر آبی بخشی( آنگاه که به زیر خط ساحلی فرو می روند ) یا بدلیل شکل گیری به وسیله گسلش ، یخچالی شدن یا آتشفشانی در زیر سطح دریا ادامه دارند.
     بعضی پرتگاه ها بطور فعالی پسرونده اند، دیگر پرتگاه ها پشت مخروط واریزه ای ( تالوس) یا ساحل طبقه طبقه یا بدلیل پست شدگی ( هموارشدگی ) سطح دریا غیرفعالند . پرتگاه های غیر فعال ممکن است به شکل سطحی شیب دار شوند و دامنه هایی با پوشش گیاهی را شکل دهند. پرتگاه های متروک شده ناشی از  بالا آمدگی زمین یا پایین رفتن سطح اساس آب دریا به شکل پرتگاه هایی در پشت سواحل ،به زیر آب رفته و پلاتفرم های ساحلی در می آیند.

عکس 24: دریابارهای گچی سون سیسترز ، ساسکس انگلستان، پسروی در اثر عمل سایشی امواج رخ می دهد اما فرآیندهای انحلال، فرسایش زیستی و سنگ ریزش ناشی از یخبندان و ذوب یخ و خروج آب زیرزمینی نیز تاثیر دارد
 
     اندازه و نرخ پسروی پرتگاه بر اساس ارتفاع پرتگاه ،مقاومت سنگ ، ساختمان زمین شناسی ،هوازدگی و در معرض حمله ی امواج بودن متفاوت و متنوع است. نرخ پسروی پرتگاه معمولا بر اساس میانگین سالانه گزارش می شود. اما کلا مرتبط با توفان ها و حرکت های توده ای دوره ای و تناوبی  هستند. پسروی سریع پرتگاه (بیشتر از  myr-1 1)روی سازند های سنگی سست دیده می شود و نرخ های پسروی بیشتر از myr-1 1000 روی پرتگاه های از جنس خاکستر آتشفشانی و نهشته های توندرای شمالگان ( مناطق با اسید هومیک و یخ درحال ذوب شدن)دیده می شود. با این وجود برخی پرتگاه های با سنگ های سخت، حالت پسروی کم یا بدون پسروی را در دوره هایی نشان می دهندکه دریا در سطح فعلیش بوده است ( بیشتر از 6000 سال پیش).
     جایی که پسروی پرتگاه کند باشد اشکال موروثی محیط های قبلی پایداری و ماندگاری بیشتری دارند، مثال آن نیمرخ های شیب دار دیواره ای روی سواحل اقیانوس اطلس بریتانیاست آنجا که دامنه (محدب و کوژ ، اریب مستقیم یا مقعر)با گراول های زمینی (که دماغه و راس نامیده می شوند ) ناشی از سولیفلوکسیون مجاور یخچالی در فاز های سرد پلیوستوسن پوشیده شده و شکل گرفته و دیواره در زیر پرتگاه زیر بریده شده است (شکل 25 ج: 3): به موازات آنکه حمله امواج افزایش         می یابد نسبت دامنه ( شیب) به دیواره کم می شود(دیواره تندتر می شود). سیستم فعال مجاور یخچالی دامنه های پرشیب از مواد واریزه ای نا منظم روی سواحل شمالگان را شکل می دهند، مثل بافین آیلند در کانادا. در بریتانیای شمالی و اسکاندیناوی ،دامنه های مجاور یخچالی مناطقی برای دامنه های شکل گرفته با فرسایش یا نهشته گذاری یخچالی هستند که به وسیله ی فرسایش دریایی هولوسن نیز زیر بریده شده اند. در مناطق مرطوب حاره ای پرتگاه های با نیمرخ های شیب دار دیواره ای جایی وجود دارند که دامنه ی ساحلی روی سنگ های بشدت هوازده با فرسایش دریایی زیر بریده شده است. در مناطق کم آب ،دامنه ساحلی زیر بریده شده ممکن است پدیمنت ( گلاسی یا دشت سر) باشد .
     پسروی پرتگاه احتمالا در زمان بالا آمدگی نسبی سطح اساس دریا تشدید شده است(و رخداد زمین لغزش های ساحلی بیشتر شده اند). وقتی حالت توفانی در آب های ساحلی افزایش می یابد: سواحل حفاظت شونده تضعیف  می شوند و حمله امواج بر قاعده ی پرتگاه شدید تر و دائمی تر می شود.

شکل 25، A اثرات سازند مقاوم بر نیمرخ دریابار، B تغییرات مرتبط با شیب چینه ها و لایه های رسوبی، C شیب روی دیواره پرتگاهها، 1- مرتبط با سنگ شناسی، 2- مرتبط با ساختمان زمین، 3- نگهداری دامنه شکل گرفته با سولیفلوکسیون مجاوریخچالی
 
     عملیات انسانی روی پرتگاه ها شامل پایدار سازی از طریق ساخت و ساز دیواره های قاعده ای ساحلی  یا استحکامات تخته سنگی بزرگ برای جلوگیری از پسروی خط ساحلی، ترازبندی، تقویت پوشش گیاهی یا بتونی کردن رخساره پرتگاه و انجام زهکشی برای تسریع در تخلیه آب زیرزمینی است. در مقابل پرتگاه ها به دلیل کاهش سواحل (در اثر استخراج ماسه یا گراول ساحلی)، افزایش فشار آب زیرزمینی ( در اثر آبیاری سطح بالایی پرتگاه ) و بارگزاری روی سطح پرتگاه ها از طریق ساختمان سازی و دیگر ساختارها ،خیلی بیشتر ناپایدار می شوند .
References
Baker, G. (1943) Features of a Victorian limestone coastline,Journal of Geology51, 359–386.
Bird, E.C.F. (1995) Geology and Scenery of Dorset, Bradford-on-Avon: Ex-Libris Press.
Brunsden, D. and Jones, D.K.C. (1980) Relative timescales in formative events in coastal landslide systems, Zeitschrift für Geomorphologie, Supplementband34, 1–19.
Emery, K.O. and Kuhn, G.G. (1982) Sea cliffs: their processes, profiles and classification, Geological Society of America Bulletin93, 644–654.
Guilcher, A. (1966) Les grandes falaises et mégafalaises des côtes sud-ouest et ust de l’Irlande,Annales de Géographie75, 26–38.
Hills, E.S. (1971) A study of cliffy coastal profiles based on examples in Victoria, Australia, Zeitschrift für Geomorphologie15, 137–180.
May, V.J. (1972) Earth cliffs, in R.S.K. Barnes (ed.) The Coastline, 215–235, New York: Wiley.
Further reading
Sunamura, T. (1992) Geomorphology of Rocky Coasts, Chichester: Wiley.
Trenhaile, A.S. (1987) The Geomorphology of Rock Coasts, Oxford: Clarendon.
SEE ALSO: slope, evolution
 
(ترجمه: امیر کرم)ERIC C.F. BIRD   
واژه آخر ترجمه نشده است
 
CLIMATIC GEOMORPHOLOGY
The part of the discipline that seeks to explain the form and distribution of landforms in terms of climate. It developed during the period of European colonial expansion and exploration at the end of the nineteenth century, when unusual and often spectacular landforms were encountered in deserts, polar regions and the humid tropics. In addition, it was a time when regionalization and classification were major endeavours in geography and cognate subjects. Attempts at climatic, soil and vegetation classifications were being made by scientists like Koppen, Dokuchayev and Schimper. They sought to understand the regional patterns of the phenomena they were classifying, and climate was seen as a major control at their scale of investigation. In the USA, W.M. Davis recognized ‘accidents’, whereby non-temperate and non-humid climatic regions were seen as deviants from his normal cycle of erosion and he introduced, for example, his arid cycle (Davis 1905). Some (see Derbyshire 1973) regard Davis as one of the founders of climatic geomorphology, although the leading French climatic geomorphologists Tricart and Cailleux (1972) criticized Davis for his neglect of the climatic factor in landform development.
Much important work was undertaken on dividing the world into climatic zones (morphoclimatic regions) with distinctive landform assemblages, in France (e.g. Birot 1968), in Germany (e.g. Budel 1982) and in New Zealand (Cotton 1942). This version of geomorphology was seen as essentially geographical (Holzner and Weaver 1965).
In the later years of the twentieth century the popularity of climatic geomorphology became less as certain limitations became apparent (see Stoddart 1969).
(1) Much climatic geomorphology was based on inadequate knowledge of rates of processes and on inadequate measurement of process and form. Assumptions were made that, for example, rates of chemical weathering were high in the humid tropics and low in cold regions, whereas subsequent empirical studies have shown that this is far from inevitable.
(2) Some of the climatic parameters used for morphoclimatic regionalization were meaningless or crude from a process viewpoint (e.g. mean annual air temperature).
(3) Macroscale regionalization was seen as having little inherent merit and ceased to be a major goal of geographers, who eschewed ‘placing lines that do not exist around areas that do not matter’.
(4) Conversely, and paradoxically, climatic geomorphology had a tendency to concentrate on bizarre forms found in some ‘extreme’environments rather than on the overall features of such areas.
(5) Many landforms that were supposedly diagnostic of climate (e.g. pediments in arid regions or inselbergs in the tropics) are either very ancient relict features that are the product of a range of past climates or they have a form that gives an ambiguous guide to origin.
(6) The impact of the large, frequent and rapid climatic changes of the Quaternary and of the very different climates of the Tertiary has disguised any simple climate–landform relationship.
For this reason, Budel (1982) attempted to explain landforms in terms of fossil as well as present-day climatic influences (Table 8). He recognized that landscape was composed of various ‘relief generations’ and saw the task of what he termed ‘climato-genetic geomorphology’ as being to recognize, order and distinguish these relief generations, so as to analyse today’s highly complex relief. Although these tendencies have tended to reduce the relative importance of traditional climatic geomorphology, notable studies still appear that look at the nature of landforms and processes in different climatic  settings (e.g. M. Thomas 1994 on the humid tropics; D. Thomas 1998 on arid lands; and French 1999 on periglacial regions). In addition, a concern with GLOBAL WARMING and its geomorphological impact leads to a renewed concern with climate-landform links.
 
 
References
Birot, P. (1968) The Cycle of Erosion in Different Climates, London: Batsford. Budel, J. (1982) Climatic Geomorphology, Princeton, NJ: Princeton University Press.
Cotton, C.A. (1942) Climatic Accidents in Landscapemaking, Christchurch: Whitcombe and Tombs.
Davis, W.M. (1905) The geological cycle in an arid climate, Journal of Geology 13, 381–407.
Derbyshire, E. (ed.) (1973) Climatic Geomorphology, London: Macmillan.
French, H.M. (1999) The Periglacial Environment, 2nd edition, London: Longman.
Holzner, L. and Weaver, G.D. (1965) Geographical evaluation of climatic and climato-genetic geomorphology, Annals of the Association of American Geographers 55, 592–602.
Stoddart, D.R. (1969) Climatic geomorphology, in R.J. Chorley (ed.) Water, Earth and Man, 473–485, London: Methuen.
Thomas, D.S.G. (ed.) (1998) Arid Zone Geomorphology, 2nd edition, Chichester: Wiley.
Thomas, M.F. (1994) Geomorphology in the Tropics: A Study of Weathering and Denudation in Low Latitudes, Chichester: Wiley.
Tricart, J. and Cailleux, A. (1972) Introduction of Climatic Geomorphology, London: Longman.
Further reading
Elorza, M.G. (2001) Geomorfologia climatica, Barcelona: Ediciones Omega.
A.S. GOUDIE
 
[1] - Chaos theory
[2]  - James Gleick (1987)
[3] - Non-linear systems
[4] - Edward Lorenz
[5] - Chaotic behavior
[6] - Phase diagrams
[7] - Attractors
[8] - Strange attractors
[9] - Bifurcating
[10] - Fractals
[11] - Fractal
[12] - Malanson et al. (1990)
[13] - Simple Deterministic Systems
[14] - Jonathan Phillips
[15] - Self-organized
[16] - SELF-ORGANIZED CRITICALITY
[17] - Baas (2002)
[18] - Random noise
[19] - DEMs
دفعات مشاهده: 58 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