|
|
| |
 |
از Cimato-Genetic Geomorphology تا Confluence, Channel |
 |
|
| | تاریخ ارسال: 1396/8/12 | |
|
CLIMATO-GENETIC GEOMORPHOLOGY - ژئومورفولوژی ژنتیک اقلیمی
ژئومورفولوژی اقلیمی یا ژئومورفولوژی ژنتیک اقلیمی به تحقیقات نظام‌مند میدانی لندفرم های یک منطقه خاص اطلاق می‌شود که بر سیر تکوینی و تحول آنها تأکید دارد. این پیمایش‌های نظام‌مند بر دو اصل تأکید دارد. اول شناسایی هر چه بیشتر پالئوفرم ها و دوم توسعه دانش سیستم‌های ژئومورفولوژی اقلیمی. بنابر این در این مطالعات بر فرآیند تشکیل ناهمواری‌ها و یا بنیاد مکانیسم‌هایی که در تکوین این ناهمواری‌ها مؤثر است تأکید می‌شود.
واژه ژئومورفولوژی ژنتیک اقلیمی در متون جغرافیایی مفهوم چندان واضحی ندارد و درواقع به کار بردن چنین واژه‌ای بیشتر برای نشان دادن تمایز بین ژئومورفولوژی ساختمانی و ژئومورفولوژی اقلیمی بوده است و مناسب‌تر آن است که اصطلاح ژئومورفولوژی دینامیک به‌کاربرده شود. زیر ا این مطالعات بیشتر بررسی فرایندها را در مقیاس متوسط دنبال می‌کند. اگرچه ژئومورفولوژی اقلیمی ترجمه تحت‌اللفظی این واژه تلقی می‌شود ولی مفهوم متفاوتی با آن دارد؛ زیرا در ژئومورفولوژی اقلیمی تأکید بر شناخت لندفرم‌ها در ارتباط با عناصر آب و هوایی و هیدرولوژیکی است. حال‌آنکه ژئومورفولوژی ژنتیک اقلیمی درباره فرایندهای مؤثر در تشکیل ناهمواری‌های یک منطقه خاص مرفوژنیک معطوف است.
ژئومورفولوژی اقلیمی فرم‌ها و فرایندها را به‌صورت مجرد موردمطالعه قرار می‌دهد حال‌آنکه در ژئومورفولوژی ژنتیک اقلیمی فرم و فرایندها با توجه به متن ژئومورفولوژی یک منطقه خاص صورت می‌گیرد. اگرچه در بسیاری تز موارد ازجمله شناخت اشکال مرفوکلیماتیک با آنچه در ژئومورفولوژی اقلیمی صورت می‌گیرد شباهت دارند.
به کار بردن واژه ژئومورفولوژی ژنتیک اقلیمی و عبارات تحت‌اللفظی آن در زبان انگلیسی و آلمانی گویای تغییر نگاه به این مبحث نیست و توافق کلی در مورد به‌کارگیری آن دیده نمی‌شود، اگرچه بین تحلیل فرایندهای ژئومورفولوژیک و تحلیل تاریخی آنها تفاوت وجود دارد.
در مطالعه و بررسی لندفرم‌ها بیشتر توجه معطوف به فرایندهایی است که آنها را به وجود آورده‌اند و در این حوزه رابطه آنها با عوامل بیرونی و درونی موردتوجه قرار می‌گیرد و نمونه این مطالعات در اروپا منجر به طبقه‌بندی لندفرم‌ها و نهشته‌ها شده است، اما مطالعه لندفرم‌ها با نگاه ژئومورفولوژی ژنتیک اقلیمی به‌صورت اولیه در غرب آمریکا و معطوف به فرایندهای ژئومورفیک در متن جغرافیایی مناطق خشک صورت گرفت. اگرچه پالئوفرم ها به‌صورت فزاینده‌ای در اوایل قرن بیستم مورد تأکید واقع‌شده‌اند ولی نگرش فراساختارگرایی در ژئومورفولوژی از سال 1948 و به بعد از جنگ دوم جهانی بازمی‌گردد. در این مقطع، تحقیقات اقلیم‌شناسی دیرینه (see Palaeoclimate) به‌واسطه مطالعات فرم یخرفت ها و مناطق سولی فلوکسیون شکل گرفت و همه تلاش‌ها به تبیین مفهوم گسترش تکوینی این فرم‌ها در متن جغرافیایی خاص بود. این‌گونه مطالعات به کنترل میزان فرسایش و تمیز دادن نرخ فرسایش ناشی از دخالت‌های انسانی منجر شد و کار در این زمینه دریچه جدیدی از تغییر دانش تکوینی این مناطق شود و سبب شناسایی فرم‌های جدیدی شد. این توفیقات کمک فراوانی به ما در مورد مسائل کاربردی درزمینه مطالعات بوم‌شناسی، فرسایش خاک و مبنایی برای تفسیرهای فضایی گردید.
بنیاد و اساس فرآیند اخیر یا به‌طور مستقیم مشاهده گردیده، یا از اثر شکاف‌ها و شیارهای لندفرم های جدید بعد از رویدادهای کاتاستروف استنباط شده است. فرم‌های یکسان با اندازه‌ها و توالی‌های مختلف، برون‌یابی شدند تا ایده‌ای از شدت، بازگشت و توان شکل‌گیری فرآیندهای خاص و رابطه‌های متقابل آنها به دست آید. رابطه‌ی بین تخریب خاک (منظور فرسایش طبقات رویی و بیرون زدن طبقات زیرین) و فرسایش خطی به‌علاوه‌ی رابطه‌ی بین فرسایش و رسوب‌گذاری موردتحقیق قرار گرفت.
این امر توسط حقایق شناخته‌شده‌ی تغییرات اقلیمی و حرکات تکتونیکی که تخمین و ارزیابی از تغییرات فرآیندها را ارائه می‌دهد، دفع شد.
ازآنجا‌که اساس و بنیاد فرآیند، ترکیبی نظام‌مند از فعالیت‌های منفرد ژئومورفولوژی است یک نفر می‌تواند تمامیت فرآیندها به‌علاوه فرم‌ها را مورد بررسی قرار دهد.
یک مثال ساده شاید این قضیه را روشن کند: در فورلندهای شمال آلپ، رودخانه‌ها امروزه شن و ماسه جابجا کرده و فعالیت کمی را از خود نشان می‌دهند. شیب‌ها کم‌وبیش دست‌نخورده هستند؛ بنابراین اساس فرآیند جوان‌تر قوی و گسترده نیست.
بخش عمده‌ای غیرقابل توضیح باقی می‌ماند که از تحلیل‌های اخیر فرم‌ها به‌آسانی قابل طبقه‌بندی است. اگر خاکی روی آنها ایجاد شود غیرفعال خواهند بود. یخرفتها از مجاورت آنها با یخچال‌های جدید یا فرم و ساختار رسوب‌گذاری آنها قابل شناسایی هستند. لندفرم های متصل شده در کنار یخرفت ها و در روبروی آنها، دشت‌های آبرفتی قرار گرفته اند که عمق زیادی دارند. با این اجتماع فرمی، اساس فرآیند قدیمی‌تر می‌تواند فراتر از یخرفت ها گسترش پیدا کند. پادگانه‌های شنی (گراول) در مقابل آنها از منشأ رودخانه‌های یخچالی می‌آیند درحالی‌که دریاچه‌های پشت آنها نشانه‌ای از فرسایش یخچالی دارند.
بازخوردی در تحلیل فرم‌ها و فرآیندها وجود دارد. جزئیات بسیار بیشتر و مرحله‌های پیشرفت و عقب‌نشینی یخچال‌ها طبقه‌بندی و نگاشته شده‌اند، همانند یخچال این چیمزی[1] توسط کارل ترول[2].
با پیشرفت دانش درباره‌ی تحول ناهمواری‌ها مشخص شد که فرم‌های قدیمی‌تر گسترش بسیار زیادی دارند. مانند آتش‌فشان‌های جوان یا بدلندها چشم‌اندازهای بسیار کمی وجود دارند که تنها در یک مرحله از تحول ناهمواری‌ها تشکیل‌شده باشند.
بنابراین کار میدانی و زمین‌پیمایی باید از قدیمی‌ترین فرم‌ها شروع شود و به دنبال اجتماع فرم‌های جدیدتر تودرتو بود. به‌وسیله‌ی جستجوی بنیادین و اساسی فرآیندهای جوان‌تر نتیجه گرفته می‌شود. سازوکارهای بازخوردی مشابهی همانند آنهایی که در بالا ذکر شد وجود دارد.
این شیوه دو مزیت دارد: از باقی ماندن پدیده‌های غیرقابل توضیح که همیشه تمایل بر این است که در کمترین مقدار ممکن باقی بمانند، می‌توان اجتناب کرد. دوم «مهرزیت فورمن» (فرم‌های شکل‌گرفته در اقلیم‌های مختلف) آسان‌تر یافت می‌شوند. بدیهی است که تغییرات کمی برای همه‌ی فرم‌های تحول ناهمواری‌های قدیمی‌تر وجود دارد (به‌طور مثال رفع پوشش خاک یک دشت‌های قدیمی)، اما تعداد کمی از فرم‌ها وجود دارد که توسط فرآیندهای جوان‌تر مانند قطعه زمین‌هایی در عرض جغرافیایی میانی به میزان قابل‌توجهی تغییر کرده‌اند.
ژئومورفولوژی ژنتیک اقلیمی تنها با تحلیل لندفرم ها عمل نمی‌کند بلکه از طیف وسیعی از دیگر روش‌ها هم بهره می‌گیرد. به‌عنوان یک علم ژنتیک، ارتباط ویژه نزدیکی با علم توسعه‌یافته خاک دارد. برای تحلیل خاک مناطق گرمسیری در صحرا و در آزمایشگاه می‌تواند مشکلات هوازدگی نابرجا و برجا، سن نسبی و ویژگی‌های دیرینه را رفع کند. در عرض‌های میانی مرطوب، یادگارهای هوازدگی گرمسیری، مجاور یخچالی سولی فلوکسیون و بادرفت‌ها موانعی برای تشخیص تحول ناهمواری‌هاست. تمام روش‌های مستقیم و غیرمستقیم تاریخ‌گذاری مفید است.
Further reading
Bremer, H. (2002) Tropical weathering, landforms and geomorphological processes: fieldwork and laboratory analysis, Zeitschrift fuür Geomorphologie 46,273-291.
Büdel, J. (1977) Klima-Geomorphologie, Borntraeger:
Berlin. Translated by L. Fischer and D. Busche (1982) Climatic Geomorphology, Princeton: Princeton University Press.
HANNA BREMER (ترجمه فاطمه نعمت الهی)
COASTAL CLASSIFICATION - طبقه‌بندی ساحلی
طبقه‌بندی سواحل، گروه‌بندی کردن مشخصات همانند سواحل در گروه‌هایی است که آنها را از مشخصات ناهمانند جدا می‌کند. هدف روشن کردن رابطه لندفرم ها فرآیندهای ساحلی و درک تکوین ساحل است. طبقه‌بندی‌های ساده در عناوینی اشاره‌شده که در سرفصل‌های کتاب‌های درسی سواحل شناخته‌شده‌اند، هنگامی‌که ویژگی‌های سواحل گروه‌بندی‌شده و روی نقشه‌های مرفولوژی سواحل آمده‌اند.
برخی تلاش‌هایی که برای طبقه‌بندی لند فرم‌های ساحلی (شامل سواحل و ویژگی‌های نوارهای ساحلی) انجام‌شده بر اساس منشأ لندفرم ها بیشتر ژنتیکی بوده‌اند تا توصیفی. (مانند سواحل صخره‌ای (دریابار – پرتگاه)، سواحل دلتایی یا سواحل مانگرو). مشکل این است که طبقه‌بندی ژنتیکی تنها می‌تواند در مواقعی به کار رود که نما یا سبک اصلی لندفرم های ساحلی شناخته‌شده باشند و ازآنجایی‌که تنها قسمت کمی از خطوط ساحلی جهان با جزئیات کافی برای تعیین تکامل موردتوجه قرارگرفته است چنین طبقه‌بندی‌ای تا حدی تنها یک تفکر است.
مسلماً فرض اینکه انواع خاص یا مجموعه‌ای از لندفرم ها می‌توانند به‌عنوان نماینده‌ای از سبک‌های اصلی باشند گمراه‌کننده است چراکه بعضی از لندفرمهای ساحلی (مانند جزیره‌های سدی، پشته‌های دریاکناری و فورلند های هلالی شکل و پلاتفرم های ساحلی) ممکن است با بیشتر از یک روش تکوین بیابند. پدیده‌ای که چند علیتی (Schwartz 1971) نام‌گذاری شد. انواع متعددی از طبقه‌بندی سواحل هم‌اکنون با منبع توضیح داده‌شده است.
سواحل نوع آتلانتیک و پاسیفیک Atlantic and Pacific type coasts))
زوس[3] (1906) سواحل نوع آتلانتیک یا سواحل عرضی که از سراسر روند کلی ساختار زمین‌شناختی امتداد دارد.(سواحلی که در آن محور چین‌خوردگی‌ها عمود بر خط ساحل و یا به‌عبارت‌دیگر امتداد ساحل عمود بر جهت ساختمانی پس‌کرانه است) را از سواحل نوع پاسیفیک یا سواحل طولی که به‌موازات روند ساختاری امتداد دارد.(سواحلی که در آن محور چین‌خوردگی‌ها موازی با خط ساحلی است یا اینکه سواحل به‌موازات امتداد پس‌کرانه کشیده شده‌اند) را تفکیک کرد. اولی مشخصه سواحل آتلانتیک بریتانیا و اروپا و دیگری سواحل پاسیفیک شمال و جنوب آمریکاست.
خطوط ساحلی صخره‌ای و دریاباری که از ساختار زمین‌شناسی پیروی می‌کند، دگر شیب (غیر موازی یا ناهماهنگ) نامیده می‌شود. درحالی‌که به آنهایی که امتداد جهت سازند یا تشکیلات زمین‌شناختی خاصی را دنبال می‌کنند هم‌شیب (هماهنگ) می‌گویند.
طبقه‌بندی و زمین‌ساخت ورقه‌ای (طبقه‌بندی تکتونیکی اینمان و نوردستروم) Classification and plate tectonics))
اینمان[4] و نوردستروم[5] (1971) با تشخیص اینکه پوسته زمین، الگویی از صفحات جداشده توسط زون‌های گسترده و زون‌های همگرا با حاشیه صفحه‌ای که با آهنگی تا 15 سانتی‌متر در سال حرکت می‌کند است، آنها این طبقه‌بندی را بر اساس زمین‌ساخت پهنه‌ای پایه‌گذاری کردند.
آنها سواحل سابداکشن را که در آن صفحه‌ای به زیر دیگری می‌رود، با سواحل انبساطی (جایی که دو صفحه از همدیگر جداشده و نسبت به هم دور شده‌اند) روی صفحه واگرا و سواحل حاشیه‌ای دریایی باهم مقایسه کردند و ویژگی‌های مشخصه‌ی هرکدام را توضیح دادند. یک طبقه‌بندی در مقیاس وسیع بود که با ویژگی‌های مرتبه اول (قاره‌ای) سروکار داشت. (1000 کیلومتر طول×1000 کیلومتر عرض×1000 کیلومتر ارتفاع)
سواحل غرق‌شده و بالا آمده (Coasts of submergence and emergence)
گالیور[6] (1899) سواحل غرق‌شده ( زیرآب رفته و غوطه‌ور )را از سواحلی که از آب سر برآوردند را متمایز کرد. این، بعدها توسط جانسون[7] (1919) به یک طبقه‌بندی ژنتیکی ارتقا داده شد (طبقه‌بندی ژنتیکی توسط جانسون ارائه‌شده است)، کسی که خطوط ساحلی غوطه‌ور یعنی سواحلی که به زیرآب رفته‌اند (او به کاربرد خط کرانه نوع آمریکایی)، خطوط ساحلی بالاآمده یعنی سواحلی که از آب خارج‌شده، خطوط ساحلی طبیعی یا خنثی (که نه با فرم‌های غوطه‌ور یا از آب سر برآورده، بلکه از برهم‌نهشت و رسوب‌گذاری تشکیل‌شده‌اند؛ مانند خطوط ساحلی دلتاها، دشت‌های آبرفتی، دشت یخرفتی و خطوط ساحلی آتش‌فشانی) و خطوط ساحلی مرکب (سواحلی که حداقل دو مرحله را پشت سر گذارده باشند یعنی پس از تشکیل ابتدا در آب غوطه‌ور شده و سپس بالاآمده باشند) را توصیف و تشریح کرد.
اکثر سواحل در گروه مرکب قرار می‌گیرند چراکه آنها تغییراتی هم ناشی از خارج شدن از آب و هم غوطه‌ور شدن در آب دریاها رادارند. اغلب سواحل به دلیل نوسانات سطح آب دریاها که دنبال می‌کند سطوح دریایی بالا در فاز بین دو دوره‌ی یخبندان پلئیستوتن و هم از غوطه‌ور شدن به سبب پیشروی دریا در اواخر دوره‌ی کواترنری (فلاندرین) را از خود نشان می‌دهند.
طبقه‌بندی بر اساس اقلیم (Classification based on climate)
آفرقه[8] (1936) طبقه‌بندی‌ای ساحلی بر اساس اقلیم پیشنهاد داد که سواحلی که با پوشش دائمی یخ (بدون فرآیند دریایی)، سواحلی با پوشش فصلی یخ (با فرآیندهای فصلی دریایی و رسوبات با منبع یخچالی فراوان) سواحل مرطوب معتدل (مانند آنهایی که در اروپا وجود دارند) و کرانه‌های مرطوب گرمسیری (با رسوبات رودخانه‌ای فراوان در سواحل جلگه‌ای و دلتاها)، سواحل خشک (بدون رودخانه، با رسوبات دریایی غالب) و سواحل نیمه‌خشک (با تعدادی مشخصه رود؛ سبخاها) را از هم جدا می‌کرد.
توزیع جهانی اقلیم‌های ساحلی، نوساناتی بخشی نسبت به عرض جغرافیایی و رژیم بادی با تحولات در طول ساحلی را نشان می‌دهد که به‌طورکلی تدریجی هستند، هرچند تحولات سریعی از مناطق گرمسیری مرطوب به مناطق خشک بافاصله‌های نسبتاً کمی در اکوادور و کلمبیا، در غرب آفریقا و شمال ماداگاسکار وجود دارد.
طبقه‌بندی بر اساس فرآیندهای ساحلی (Classification based on coastal processes)
تغییر در فرآیندهای ساحلی مؤثر در خطوط ساحلی سرتاسر جهان توسط دیویس[9] (1980) شرح داده شد، کسی که طغیان آب و محیط‌های موج طوفانی (موجی که باعث می‌شود سطح آب دریا در سواحل پست به طرز نابهنجاری بالا آید)، سواحلی که در مسیر بادهای بسامان، بادهای موسمی و سیکلون های استوایی قرارگرفته‌اند، توزیع سواحلی از انرژی موج بالا، متوسط و کم، انواع جزر و مد (روزانه، نیم روزه و مخلوط) و میانگین حداکثر محدوده‌ی جزر و مد که تقسیم‌شده به میکرو جزر و مد (2m˂) و جزر و مد میانی (2-4m) و ماکرو جزر و مد (4m˃) که می‌توان به آنها مگا جزر و مد (6m˃) اضافه کرد را توضیح داد و آنها را به‌صورت نقشه کشید.
سواحل اولیه و ثانویه Initial and subsequent coasts))
می‌توان بین فرم‌های اولیه که زمانی سطوح نسبی حال حاضر خشکی و دریا تعیین‌شده‌اند و زمانی که فرآیندهای دریایی شروع به کارکردند (برای اکثر سواحل حدود 6000 سال پیش) و فرم‌های پی‌درپی که درنتیجه فرایندهای دریایی توسعه‌یافته‌اند، تمایزی قائل شد. شپارد (1976) طبقه‌بندی‌ای را بر این اساس پایه‌گذاری کرد. این طبقه‌بندی بر پایه تفاوت بین سواحل اولیه که عمدتاً با تشکیلات غیر دریایی شکل‌گرفته (سواحلی که فرایندهای دریایی در شکل‌گیری آنها دخالت نداشته‌اند) و سواحل ثانویه که فرم حال حاضر خود را مرهون فرایندهای دریایی هستند (سواحلی که به‌وسیله فرایندهای دریایی ساخته‌شده‌اند)، است، این اساساً یک طبقه‌بندی ژنتیکی است، با توصیفات دقیقی که برای روشن کردن تقسیمات فرعی آمده است. این طبقه‌بندی تشخیص داد که به دلیل پیشروی دریایی در سطح جهان در اواخر دوره کواترنر، دریا دیرزمانی نیست که در سطح نسبی حال حاضر خود با خشکی به سر می‌برد، بنابراین بسیاری از سواحل کمتر با فرایندهای دریایی تغییریافته‌اند. هدف شپارد طراحی طبقه‌بندی‌ای بود که ثابت شود، تشخیص منشأ و تاریخ خطوط ساحلی به‌وسیله‌ی مطالعه عکس‌های هوایی و نمودارها مفید است، اما دشوار است که تصور کنیم منشأ و تاریخ یک کرانه را می‌توان از چنین شواهدی بدون تحقیقات میدانی استنباط کرد.
یک ساحل خطی و مستقیم ممکن است درنتیجه رسوب‌گذاری، گسلش، خروج از آب کف اقیانوس بدون عارضه یا غوطه‌ور شدن یک جلگه‌ی کرانه‌ای ایجادشده باشد؛ یک ساحل مضرس هم ممکن است با غوطه‌ور شدن حاشیه خشکی پر گسله یا دارای بریدگی‌هایی در اثر فرسایش و یا مواج، از آب خارج شدن کف اقیانوسی نامنظم و بی‌قاعده، فرسایش کاهنده‌ی دریایی بیرون‌زدگی‌های نرم و سخت کنار کرانه‌ای یا دگردیسی تکتونیک ها (تاشوندگی و گسلشی) یک مرز زمین ایجادشده باشد.
جای تردید است که آیا پیکربندی می‌تواند به‌عنوان شاخص قابل‌اعتمادی برای سیر تکامل سواحل استفاده شود یا خیر؟
لئون تیو[10] و همکاران (1975) همچنین فرم‌های اولیه و ثانویه را (با استفاده از سیکل دوره جوانی، بلوغ و پیری) در یک طبقه‌بندی بر اساس سواحلی که به‌وسیله دریا دستخوش تغییر نشدند، سواحلی که با سایش یا انباشتگی شکل‌گرفته‌اند و ترکیبی از هردو را در نظر گرفتند.
سواحل پایدار و ناپایدار (Stable and mobile coasts)
کوتون[11] (1952) بین مناطق ساحلی پایدار و ناپایدار تمایزی قائل شده است، مناطق پایدار آنهایی هستند که از حرکات تکتونیکی کواترنر رهایی جسته‌اند. حرکاتی که بر مناطق ناپایدار تأثیر گذاشته‌اند، آنجایی است که همچنان درحرکت‌اند، به‌ویژه بر آنهایی که اطراف حاشیه اقیانوس آرام قرار دارند.
از میان مناطق ساحلی پایدار، آنهایی که ویژگی‌های ایجادشده ناشی از غوطه‌ور شدن در آب، در اواخر کواترنر در آنها غالب است را از آنهایی که خصوصیات به ارث رفته (بیشتر از دوره‌ی پل[12]ئیستوسن) ناشی از خارج شدن از آب، قبل از آن حفظ‌شده‌اند، جدا کرد. (سواحل پایداری که در آن مناظر ناشی از غوطه‌ور شدن در آب حاکمیت دارد و سواحل پایداری که مناظر ناشی از خارج شدن از آب در آنجا حاکمیت دارد)
همچنین در بین مناطق ساحلی ناپایدار، آنهایی که در آن سواحل غوطه‌ور در آب اواخر دوره کواترنر از بالاآمدگی حال حاضر زمین تأثیر نگرفته‌اند را از آنهایی که بالاآمدگی‌های اخیر زمین باعث خارج شدن آنها از آب‌شده است را از هم جدا کرد.(سواحل ناپایدار بالاآمده که در آن هنوز مناظر ناشی از غوطه‌ور شدن در آب حاکمیت دارد و سواحل ناپایدار بالاآمده که در آن مناظر ناشی از خارج شدن از آب حاکمیت دارد).
طبقه‌بندی مورفولوژیکی (Morphological classification)
دی مارتون[13] (1909) تمایز مرفولوژیکی بین سواحل شیب‌دار و مسطح را به‌عنوان اساسی برای طبقه‌بندی استفاده کرد، با ارائه تعدادی از زیرگروه‌هایی که بعضی توصیفی (سواحل خور یا خلیج‌های کوچک، سواحل صخره‌ای) و بقیه ژنتیکی (سواحل گسلی و سواحل پیکرتراشی شده‌ی یخچالی) هستند.
اوت من[14] (1965) با تشخیص سه گروه از سواحل پرتگاهی (پرتگاه‌های مایل به اعماق اقیانوس، پرتگاه‌هایی با سکوهای ساحلی و پرتگاه‌هایی متمایل به سکوهای غوطه‌ور در آب)، سواحل بدون پرتگاه نیمه غوطه‌ور و سواحل رسوبی کم با شیب ملایم و تدریجی پشتیبان بستر اقیانوس‌ها، رویکرد مشابهی را دنبال کرد.
زنکوویچ[15] (1967) ویژگی‌های سواحل رسوبی را به 5 گروه تقسیم کرد: فرم‌های متصل (از قبیل سواحل و فورلندهای هلالی شکل)، فرم‌های آزاد (شامل زبانه‌ها و دماغه‌ها)، سدها و دیواره‌ها، فرم‌های حلقوی (از قبیل تومبولوها) و فرم‌های منفصل (مانند جزایر سدی).
زمین‌شناسی در طبقه‌بندی سواحل (Geology in coastal classification)
راسل[16] (1967) پیرو طبقه‌بندی سواحل پرتگاهی بر اساس زمین‌شناسی و ساختار، با توجه به شباهت برجسته ویژگی‌های توسعه‌یافته در سنگ‌های بلوری، صرف‌نظر از محیط‌های اقلیمی و زیست‌محیطی خود: گرانیت‌ها که در بخش‌هایی از سواحل اسکاندیناوی، جنوب غربی استرالیا، آفریقای جنوبی و برزیل رخنمون دارند، همگی سطوح گنبدی شکل یکسانی مربوط به پوسته‌پوسته شدن در اثر فرسایش پوست‌پیازی در مقیاس بزرگ و کنترل شکاف برجسته به نمایش می‌گذارند.
سنگ‌آهک‌ها (شامل گچ و مرجان)، بازالت ها و ماسه‌سنگ‌ها، همچنین انواع مشخص و متمایزی از لندفرم های سواحل را نشان می‌دهند. سواحل سنگ بستری در مناطق سرد، خشک و معتدل رایج‌تر هستند تا مناطق مرطوب گرمسیری، جایی که هوازدگی‌های عمیق وجود دارد و جایگاه‌های (پیش‌دامنه های) رسوبی وسیع هستند.
سواحل پیش‌رونده و سواحل پس‌رونده (Advancing and receding coasts)
خط ساحل ممکن است درنتیجه خارج شدن از آب یا بالا آمدن ساحل به دلیل تراکم رسوبات در حاشیه ساحل و/یا درنتیجه غوطه‌ور شدن و یا عقب‌نشینی ساحل به دلیل فرسایش قهقرایی باشد. والنتین (1952) از این تحلیل به‌عنوان پایه‌ای برای یک سیستم از طبقه‌بندی سواحل که می‌توانست روی نقشه‌ی جهان نشان داده شود استفاده کرد. سواحل پیش‌رونده به دو گروه تقسیم شدند سواحلی که با رسوبات آلی تشکیل‌شده‌اند (مانگرو، مرجان) و سواحلی که با رسوبان غیر آلی (دریایی یا رودخانه‌ای) ایجادشده‌اند، درحالی‌که سواحل پس‌رونده به سواحلی که توسط غوطه‌ور شدن لندفرم های یخچالی و لندفرم های فرسایشی توسط رودها و آنهایی که با فرسایش دریایی شکل‌گرفته‌اند تقسیم‌شده‌اند. بلوم (1965) با توجه به تکامل تاریخی که در آن واکنش با بالا آمدن سواحل، غوطه‌ور شدن، فرسایش و رسوب‌گذاری در طول زمان تغییر کرده است، طرح ولنتین را کامل‌تر کرد؛ بنابراین در سواحل دورافتاده جایی که رادیو کربن نشأت‌گرفته از افق زغال‌سنگ مدفون‌شده، یک گاه‌شماری از تغییرات نسبی سطح دریا و خشکی در زمان هولوسن نمایان کردند، شواهدی پیدا شد که در برخی از مراحل در طول غوطه‌ور شدن، دریا در خشکی پیشروی کرده است. حتی بااینکه رسوب‌گذاری ادامه پیدا کرد، درحالی‌که در برخی مراحل دیگر رسوب‌گذاری به‌اندازه کافی سریع بوده که خشکی در بین غوطه‌ور شدن مداوم بازهم پیشروی کند: در حال حاضر فرسایش گسترده در حاشیه‌های کنار دریای و مرداب‌های نمک احتمالاً به دلیل غوطه‌ور شدن ادامه یافته است.
مزیت چنین طبقه‌بندی غیر چرخه‌ای این است که مشکلات و مسائلی را مطرح می‌کند و به‌جای تلاش برای برازش ویژگی‌های مشاهده‌شده در توالی تکاملی پیش‌فرض تحقیقات بیشتری را برمی‌انگیزاند.
طبقه‌بندی ترکیبی ( مرکب) (Composite classifications)
مک گیل (1958) نقشه‌ای که از خط ساحلی لند فرم‌های عمده حاشیه ساحلی –با عرض 8 تا 16 کیلومتر- را نشان می‌داد را تهیه کرد. این‌یک طبقه‌بندی ترکیبی بود که در آن لندفرم های عمده ساحلی به‌عنوان پس‌کرانه‌های مرتفع و پست با اطلاعات بیشتر درباره‌ی ویژگی‌های انتخابی (ساختمانی یا تخریبی) در مناطق پس‌کرانه، کنار ساحل و فراساحل یا دور از ساحل، بر اساس عامل معتبر دریا، باد، مرجان یا پوشش گیاهی گروه‌بندی‌شده است.
خطوط ساحلی مصنوعی (Artificial coastlines)
در طبقه‌بندی سواحل به این واقعیت، که بخش بزرگی از خطوط ساحلی در طول دهه‌های اخیر مصنوعی شده‌اند کم توجهی شده است. بخشی به‌عنوان نتیجه کارهای مهندسی طراحی‌شده برای مقابله با فرسایش و بخشی به‌عنوان نتیجه‌ای از خاک‌ریزی یا پر کردن برای توسعه‌ی زمین‌های کرانه‌ای بوده است.
در سواحل توسعه‌یافته ازدیاد و گسترش فعالیت‌های مبارزه با فرسایش، به‌ویژه دیواره‌های دریایی، خاک‌ریزهای سنگی منجر به ایجاد تعداد زیادی از خطوط ساحلی مصنوعی شده‌اند: 85 درصد در بلژیک، 51 درصد در ژاپن، 38 درصد در انگلستان. زمین‌های ساحلی مصنوعی در مقیاس‌های بزرگ در سنگاپور، هنگ‌کنگ، خلیج توکیو در ژاپن، غرب مالزی و هلند گسترش‌یافته‌اند.
گروهی از خطوط ساحلی مصنوعی به طرز فزاینده‌ای رو به افزایش است و همان‌طور که تلاش می‌شود که غوطه‌ور شدن و فرسایش را متوقف کنند، خطوط ساحلی بسیار بیشتری در جهان، مصنوعی خواهند شد.
References
Aufrère, L. (1936) Le rôle du climat dans l’activité morphologique littorale, Proceedings, 14th International Geographical Congress, Warsaw, 2, 189–195.
Bloom, A.L. (1965) The explanatory description of coasts,Zeitschrift für Geomorphologie, 9, 422–436.
Cotton, C.A. (1952) Criteria for the classification of coasts, Proceedings 17th Conference, International Geographical :union:, Washington, 315–319.
Davies, J.L. (1980) Geographical Variation in Coastal Development, London: Longman.
De Martonne, E. (1909) Traité de Géographie Physique, Paris: Colin.
Gulliver, F.P. (1899) Shoreline topography, Proceedings, American Academy of Arts and Sciences, 34, 151–258.
Inman, D.L. and Nordstrom, C.E. (1971) On the tectonic and morphologic classification of coasts, Journal of Geology79, 1–21.
Johnson, D.W. (1919) Shore Processes and Shoreline Development, New York: Wiley.
Leontyev, O.K. Nikiforov, L.G. and Safyanov, G.A. (1975) The Geomorphology of the Sea Coasts(in Russian), Moscow: Moscow University.
McGill, J.T. (1958) Map of coastal landforms of the world,Geographical Review48, 402–405.
Ottmann, F. (1965) Introduction a la Géologie Marine et Littorale, Paris: Masson.
Russell, R.J. (1967) River Plains and Sea Coasts, Berkeley, CA: University of California Press.
Schwartz, M.L. (1971) The multiple causality of barrier islands, Journal of Geology79, 91–93.
Shepard, F.P. (1976) Coastal classification and changing coastlines,Geoscience and Man14, 53–64.
Suess, E. (1906) The Face of the Earth, Oxford: Clarendon Press.
Valentin, H. (1952) Die Küsten der Erde, Petermanns Geographische Mitteilungen, 246.
Zenkovich, V.P. (1967) Processes of Coastal Development, Edinburgh: Oliver and Boyd.
Further reading
Bird, E.C.F. (2000) Coastal Geomorphology: An Introduction, Chichester: Wiley.
Schwartz, M.L. (ed.) (1982) The Encyclopedia of Beaches and Coastal Environments, Stroudsburg, PA: Hutchinson Ross.
SEE ALSO: coastal geomorphology; global geomorphology
ERIC C.F. BIRD (ترجمه فاطمه نعمت الهی)
COASTAL GEOMORPHOLOGY - ژئومورفولوژی ساحلی
فعالیت‌های صنعتی، تفریحی، کشاورزی و حمل‌ونقل و جمعیت رو به رشد انسان، فشارهای زیادی روی منابع ساحلی اعمال می‌کند. برای مدیریت این فعالیت‌ها با کمترین زیان رسانی ممکن، نیاز داریم درک بهتری از طبیعت و ماهیت دینامیک لندفرمهای ساحلی و عملکرد و برهم‌کنش فرآیندهای دریایی و خشکی داشته باشیم. تفاوت در اقلیم، تغییر در سطح نسبی دریا، محیط‌های امواج، جزر و مدها، بادها، مرفولوژی، ساختار و سنگ‌شناسی پس‌کرانه‌ها، منابع رسوبی خشکی و دریایی فعالیت‌های انسان و عوامل متعدد دیگر، تنوع زیادی از چشم اندازهای ساحلی در سرتاسر جهان ایجاد کرده است
مناطق ساحلی شامل یک مجموعه و بافتی موزاییکی از عناصر گوناگون است که بعضی از آنها مربوط به عصر حاضر هستند درحالی‌که بقیه، بقایای باستانی دوره‌هایی هستند که آب‌وهوا و سطح دریا ممکن است نسبت به عصر حاضر مشابه یا متفاوت بوده باشد. عناصر مقیاس کوچک سواحل رسوبی که می‌توانند تغییرات سریع در مرفولوژی را تجربه کنند، ممکن است به حالت دشواری از تعادل با شرایط محیطی‌شان دست پیدا کنند ولی ویژگی‌های دیگر - به‌خصوص در سواحل صخره‌های سخت- زمان‌های طولانی برای سازگار شدن با تغییرات، شرایط لازم رادارند. به‌علاوه، حتی اگر ویژگی‌های محیطی ثابت بمانند، لندفرم های ساحلی منفرد همچنان باید با تغییرات بطئی در مرفولوژی ساحلی خود، سازگار شوند. به‌عنوان‌مثال، نظر به اینکه نیمرخ و مقطع سواحل شنی، نسبتاً سریع به تغییرات شرایط موج پاسخ می‌دهند، همچنین ممکن است نیاز به نظم تدریجی با تغییرات طولانی‌مدت در ساختار و پیکربندی سواحل، بودجه‌های رسوبی، شیب‌های دور از ساحل، آب‌وهوا، سطح دریا و اثرات روزافزون دخالت بشر داشته باشند.
طبقه‌بندی سواحل (Coastal classification)
تلاش‌های بسیاری برای طبقه‌بندی سواحل وجود داشته است، اگرچه هیچ‌کدام به‌طور کامل مطلوب و رضایت‌بخش نبوده‌اند. اکثر طبقه‌بندی‌های سواحل حداقل از 2 یا 3 متغیر پایه استفاده کرده‌اند: شکل ساحل، تغییرات نسبی سطح دریا و تأثیر فرآیندهای دریایی. بعضی از طبقه‌بندی‌ها ژنتیکی و سایر آنها توصیفی و بقیه ترکیبی از این دو رویکرد است.
طبقه‌بندی‌های ژنتیک به دلیل کمبود داده‌های مرتبط ناتمام می‌مانند، به‌هرحال، طبقه‌بندی توصیفی به دلیل اینکه باید با انواع زیادی از تیپ‌های ساحلی منطبق گردد، سنگین و طاقت‌فرسا می‌شود. دودسته بندی که ماهیت محیط‌های ساحلی و تأثیر تکتونیک صفحه‌ای در توسعه سواحل را در نظر می‌گیرند، به‌طور خاص سودمند هستند.
دیویس (1972) پیشنهاد داد که فرآیندهای ساحلی به‌شدت توسط عوامل ریخت‌شناسی که در یک‌راه نسبتاً منظم در سراسر جهان تغییر می‌کند تحت تأثیر قرار می‌گیرند. دسته‌بندی مورفوژنیک دیویس بر چهار اقلیم موجی استوار بود، اگرچه تفاوت‌ها در مشخصه‌های ساحلی هم در نوساناتی در دامنه جزر و مدی، اقلیم و بسیاری از عوامل دیگر منعکس است.
معمولاً بلندترین امواج در کمربندهای طوفانی عرض‌های جغرافیایی معتدل ایجاد می‌شوند. سواحل در محیط‌های امواج طوفانی هستند تمایل به داشتن پراکنش و شیب‌های ملایم و پروفیل و مقطع‌های بسته یا جداشده و ویژگی‌های سازنده عمده که از مواد تخریبی و آواری دانه‌درشت تشکیل‌شده‌اند، دارند. ویژگی‌های ساختمانی بیشتر با واگرایی محلی جهت‌یابی شده‌اند تا جهت متغیر در امواج آب‌های عمیق و فرسایش موج مکانیکی در شکل‌گیری پرتگاه‌ها و دریابارها (دریا بار، سواحل را ببینید) مهم است و سکوهای ساحلی امواج ساختمانی کم ارتفاع در محیط‌های بالاآمده بین نوار امواج شمالی و جنوبی تسلط دارند. سواحل باریکه‌هایی دارند که به سمت انتهای شیب‌دارتر انعکاسی و جدا نشده طیفی، تمایل دارند.
جهت امواجی که به‌موازات ساحل حرکت می‌کنند نسبت به محیط‌های امواج طوفانی، ثابت‌تر و بزرگ‌تر هستند. ویژگی‌های ساختمانی با بافت شنی در جهت روند امواج بالاآمده سیلابی جهت‌گیری شده‌اند. فرسایش امواج مکانیکی دریابارها و سکوها احتمالاً نسبت به محیط‌های امواج، کندتر هستند و این وقتی با اقلیم گرم‌تر ترکیب شود هوازدگی شیمیایی و مهم‌تر از آن هوازدگی بیولوژیکی در محیط‌های امواج سیلابی ایجاد می‌کنند. دریاهای محافظت‌شده و آب‌های محصور در یخ، محیط‌های انرژی کم هستند. امواج یکنواخت و سازنده هستند و سواحل سکوهای غالب دارند.
جهت آشنایی با ویژگی‌های ساختمانی بافت شنی که در دریاهای نیمه محصور عادی هستند، به‌طور عمده توسط واگرایی محلی مشخص می‌شوند.
تکتونیک صفحه‌ای توضیح مختصری برای توزیع انواع عناصر ساحلی در اختیار می‌گذارد، اگرچه درجه اظهارات با کاهش یافتن اندازه مشخصه کاهش پیدا می‌کند.
اینمن و نورداستورم (1971) پیشنهاد کردند که مرفولوژی بزرگ‌ترین عناصر ساحلی یا عناصر ساحلی درجه اول را می‌توان به موقعیت آنها درحرکت صفحات تکتونیکی نسبت داد.
سه گروه اصلی ژئوتکتونیک شناسایی‌شده‌اند: فرم سواحل همگرای قوس‌های جزیره‌ای و قاره‌ای در امتداد لبه صفحات همگرا تشکیل می‌شوند، سواحل حاشیه‌ای یا جداشده که رو به مراکز پخش شونده هستند و سواحل حاشیه دریایی که درجایی که قوس‌های جزیره‌ای سواحل قاره‌ای را از اقیانوس‌های آزاد جدا و حفاظت می‌کند، توسعه پیدا می‌کنند.
ذره‌های ساختاری سواحل همگرا به‌موازات ساحل است و بنابراین آنها نسبتاً صاف و منظم هستند. سواحل همگرای متحرک تکتونیکی دارای فلات قاره باریک و پس‌کرانه‌های شیب‌دار و مرتفع که معمولاً موانعی از تراس‌های بالاآمده دارد می‌باشند. ناهمواری‌های مرتفع، منبع فراوانی از رسوبات را به دریا عرضه می‌کند.
سواحل لبه پشتی و صفحات واگرا معمولاً دارای تپه‌های زیاد، فلاتی و دارای پس‌کرانه‌های کم ارتفاع و فلات قاره‌های وسیع هستند. ذره‌های ساختاری ممکن است در زاویه بالایی نسبت به ساحل باشد که سواحل دریایی حاشیه‌ای از کم ارتفاع به تپه‌های دارای ارتفاع زیاد با فلات قاره‌های وسیع و باریک است و آنها معمولاً به‌وسیله‌ی رودهای بزرگ و دلتاهای رودخانه‌ای تغییریافته‌اند.
مدل‌سازی ساحلی (Coastal modelling)
مدل‌ها بهترین راه برای تحقیقات روی اجزای کمتر شناخته‌شده سیستم‌های ساحلی را فراهم می‌کنند و آنها بینشی در روابط متقابل بین و در میان متغیرها ارائه می‌دهند و در افزایش تلاش ما برای نظارت، مدیریت، کنترل و توسعه سیستم‌های ساحلی و منابع مرتبط با آن ضروری است.
مدل‌های فیزیکی، نمایش بازنمایی و ساده‌شده دنیای واقعی هستند. آنها می‌توانند برای کنترل و مجزا کردن متغیرها مورداستفاده قرار گیرند تا به پدیده‌هایی که هنوز توضیح داده نشده و یا درک نشده‌اند دیدگاهی را در اختیار بگذارند و اندازه‌گیری‌هایی را ارائه می‌دهند تا نتایج نظری آزمون شوند و پدیده‌های پیچیده‌ای که نمی‌توانند به‌طور نظری تحلیل شوند مورد اندازه‌گیری قرار بگیرند. مهندسان سواحل، طیف گسترده‌ای از مدل‌های شاخص هیدرولیک بستر ثابت ساخته‌اند تا عملکرد امواج، جزر و مدها و جریان‌ها را مطالعه کرده و در طراحی ساختارهای سواحل مساعدت کنند. زمین شناسان و ژئومورفولوژیست ها از مدل‌های بستر متحرک برای بررسی انتقال رسوب و پویایی و تشکیل پشته‌ها (see BAR,COASTAL)، سدها (see BARRIER AND BARRIER ISLAND) و سواحل استفاده کرده‌اند. بااین‌حال برخلاف امواج اقیانوسی طبیعی، امواج آب سطحی ایجادشده در اکثر مخازن آبی هیچ انرژی جنبشی دورانی ندارند و تقریباً امواج سالیتونی (امواج منفرد) هستند. مدل‌های فیزیکی درنتیجه نمی‌توانند به‌درستی دینامیک سیالات و فرآیندهای رسوبی که در سیستم‌های ساحلی عمل می‌کنند را توضیح دهند و نتایج به‌دست‌آمده از آنها همیشه باید بررسی و با شواهد دیگر اثبات شوند.
به دلیل عمومیت، تطبیق‌پذیری و انعطاف‌پذیری آنها، مدل‌های ریاضی رایج‌ترین نوع مورداستفاده هستند که توسط برپاکنندگان ساحل استفاده می‌شوند. بااین‌حال متأسفانه، به دلیل کمبود دانش ما از فرآیندهای ساحلی و اتکای مکرر ما به داده‌های آزمایشگاهی برای تعیین مقدار ضرایب، بر کاربرد بسیاری از مدل‌های ریاضی در دنیای واقعی شک ایجاد می‌کند. انواع مختلفی از مدل‌های ریاضی وجود دارد. مدل‌های جبرگرایانه که بر اساس اصول مکانیک سیالات پایه‌ریزی شده، به نظر می‌رسد در پیوستگی باتجربه‌های آزمایشگاهی که به پارامترها اجازه‌ی ثابت ماندن را می‌دهد، هنگامی‌که یکی در زمان تغییر می‌کند، بهترین کارآیی را داشته باشد. مدل‌های شبیه‌سازی‌شده شامل به‌کارگیری معادلات فرآیند-پاسخ روی کامپیوترها فشرده‌سازی سال‌ها توسعه سواحل در یک نمونه اولیه در چند دقیقه می‌شوند. این اجازه می‌دهد رفتار یک سیستم تحت شرایط و موقعیت‌های مختلف مشخص‌شده و حساسیت سیستم به تغییر پارامترهای ورودی آزمون شوند.
مدل‌های آماری می‌توانند به مطالعه و تحقیق رابطه بین مجموعه‌ای از متغیرها و بررسی رابطه احتمالی شناخته‌شده با مدل‌های نظری استفاده شوند. بااین‌حال برای استفاده از معادلات به‌دست‌آمده از یک ناحیه برای اهداف پیش‌بینی‌شده در ناحیه‌ای دیگر، اغلب نیاز به تعیین مجموعه‌ای از ضرایب مختلف است.
میراث سواحل Coastal inheritance))
شواهد روزافزونی وجود دارد که چون سطوح آب دریا در زمان بین دو دوره‌ی یخبندان به امروزه شبیه بوده است، ویژگی‌های ساحلی عصر حاضر، معمولاً نزدیک یا بر نقطه مقابل قدیمی خودشان قرارگرفته‌اند. اگرچه شواهدی از سطوح دریایی و اقلیم‌های گذشته به‌راحتی در رسوبات ساحلی تثبیت نشده، محو می‌شود، بسیاری از سواحل شنی، عناصر مرفولوژیکی و رسوبی شرایط محیطی گذشته خود را حفظ کرده‌اند.
رسوبات ساحلی از آخرین دوره بین یخبندان گذشته در بعضی مناطق پراکنده‌شده تا رسوباتی برای ساخت و نگهداری ویژگی‌های ساحلی مدرن در اختیار بگذارد، سیستم‌های سدی بعضی‌اوقات روی سدهای قدیمی‌تر پلئیستوتن توسعه‌یافته یا تا حدی روبه‌دریا نسبت به آنها قرارگرفته‌اند.
اکثر جزایر سدی در سواحل دریایی شمال آلمان و در مناطقی از سواحل اقیانوس اطلس از ایالت متحده آمریکا، به‌عنوان‌مثال، از هسته اصلی هسته‌های پلئیستوتن که با رسوبات هولوسن پوشش داده‌شده‌اند تشکیل‌شده است. در جنوب شرق استرالیا، لایه درونی مجزایی از آخرین دوره بین یخبندان از مرز هولوسن بیرونی توسط یک مجرای مردابی و باتلاقی جداشده است.
در بعضی مناطق تپه‌های ماسه‌ای پلئیستوتن همجوار و احتمالاً زیر تلماسه‌های ساحلی هولوسن (see DUNE,COASTAL) خصوصاً در استرالیا و دریای مدیترانه قراردادند. اگرچه آنها در اروپای شمالی که اکثر تپه‌های ماسه‌ای در دوره‌های مختلف هولوسن ساخته‌شده‌اند، دیده نمی‌شوند. حضور ناپیوستگی‌های کنار سطح نشان می‌دهند که سنگ‌های آهکی هولوسن که بین چند متر تا 30 متر ضخامت دارند، همچنین پوشش‌هایی برای تشکیل سنگ ریفی (سنگ سختی و متراکم که از بقایای آهکی موجودات ساکن درروی صخره‌های مرجانی به و جود آمده است) قدیمی‌تر را تشکیل می‌دهند.
مفهوم صفات ارثی به‌طور خاص در سواحل صخره‌ای پایدار که احتمالاً در دوره‌های متوالی سطح بالای بین دوره یخبندان تکامل‌یافته‌اند، مهم است. ثابت‌شده است که برخی صخره‌ها، غارهای دریایی، پلکان‌های شیب‌دار (see RAMP, COASTAL) و سکوهای ساحلی که سن آنها مربوط به آخرین دوره بین یخبندان است و مدل‌سازی نشان می‌دهد که بسیاری از سکوها در طول اواسط و اواخر دوره پلئیستوتن توسعه‌یافته‌اند.
مدیریت ساحلی (Coastal management)
باوجود مشکلات مربوط به وقوع سیل، فرسایش، آلودگی و دیگر مخاطرات و افزایش انگیزه‌های زیباشناختی و کاربردی برای مدیریت سواحل پایدار، افزایش جمعیت و رشد فشارهای اقتصادی، به دخالت انسان و تخریب سواحل در جهان شتاب می‌بخشد (شکل 25). ما فاقد مدل‌های قابل‌اعتماد هستیم که بتوانند توسط مدیران، برنامه ریزان و تصمیم‌گیرندگان برای مدیریت سواحل یکپارچه و پیش‌بینی اثرات تغییر سطح دریا، فعالیت انسانی و دیگر عوامل در سواحل، مورداستفاده قرار بگیرند.
عکس 25: ساحل توسعه‌یافته در کوستا دل سل، جنوب اسپانیا عکس 26: آبشکن ها روی ساحل طلایی، نورماندی، فرانسه
داده‌های میدانی موجود درباره تغییرات ساحلی معمولاً از قابلیت اطمینان کمتری برخوردار هستند و به‌طورمعمول بسیار کوتاه‌مدت‌تر از آن‌اند که تعامل تعداد زیادی از متغیرها را تحلیل کرد.
همچنین تغییرات ساحلی اغلب اوقات پیچیده و غیرخطی هستند (see NON-LINEAR DYNAMICS) و ممکن است رابطه متقابل و تبادل رسوبی بین ساحل و فلات قاره و بین ساحل و خشکی و رابطه‌ای که به‌طور افزایشی تحت تأثیر فعالیت‌های انسان‌شناسی است را بازتاب دهد.
خطوط ممتد سواحل امروزه اساساً مصنوعی با آبشکن ها، دیواره‌های جداکننده و دیگر سازه‌های مهندسی می‌باشند (شکل 26). این ساختارها ازلحاظ زیبایی‌شناختی ناخوشایند هستند و با انتقال رسوب و دیگر فرآیندهای طبیعی تداخل دارند، اگرچه تا حدودی با تغذیه و قوی سازی ساحلی می‌توان کاهش داده شوند. برداشت انسانی مواد ساحلی در بعضی مناطق ادامه دارد، اگرچه در خیلی از مناطق قوانینی وضع‌شده تا از این قضیه جلوگیری به عمل آید. اهمیت تلماسه‌ها به‌عنوان یک پدافند و دفاع ساحلی برای زمین‌های کم ارتفاع در قوانین مربوط به پایداری تپه‌های ماسه‌ای که از قرن 13 قدمت دارد، منعکس‌شده است. بشر روی تپه‌های ماسه‌ای ساحلی از راه‌های مستقیم و غیرمستقیم زیادی، شامل استخراج ماسه، احداث جنگل، قطع درختان، لگدمال کردن آنها، استفاده از وسایل نقلیه خارج از جاده، واردکردن گونه‌های غیربومی و چرا و پناه دادن حیوانات و تغییرات در سطح آبی ناشی از احداث جنگل و توسعه مناطق مسکونی و صنعتی تأثیر گذاشته است. مسئولیت پایدارسازی و ساخت تپه‌های ماسه‌ای در بسیاری از مناطق انجام‌گرفته است. اگرچه این کار می‌تواند تنوع ریخت‌شناسی و گوناگونی گونه‌ها را کاهش دهد. حفاظت تپه‌های ماسه‌ای همچنین می‌تواند به توانایی آنها در پر کردن مجدد سواحل در هنگام طوفان آسیب بزند. توصیه‌شده که ایجاد یک سد تلماسه‌ای محافظ مرتفع در جزیره سدی کارولینای شمالی موجودیت آنها را مورد تهدید قرار می‌دهد چراکه از شسته شدن و باز شدن دهانه‌ها و پسروی طبیعی جلوگیری می‌کند. به‌هرحال، دیگران در نظر می‌گیرند که تپه‌های ماسه‌ای مصنوعی با تغذیه سواحل در هنگام طوفان فرسایش را کاهش می‌دهد. در بسیاری از مناطق، مثل تپه‌های ماسه‌ای، باتلاق‌های نمکی و مرداب‌های مانگرو، برای حل مشکلات ساحلی باید نحوه عملکرد بوم‌شناسی سواحل به‌علاوه سیستم‌های ژئومورفولوژیکی را دانست (.(Viles and Spencer 1994
مناطق باتلاق‌های نمکی یا شوره‌زارهای بزرگ برای کشاورزی، ساخت مسکن، صنعت و فرودگاه‌ها احیاشده‌اند، گرچه توجه رو به افزایشی در حفاظت از آنها با آگاهی به اینکه آنها دارای اهمیت و اکوسیستم‌های مه و سازنده‌ای هستند، نسبت به آنها وجود دارد. فعالیت‌های انسانی شامل قطع و نابودی درختان برای ایجاد شالیزارها، سوخت، تولید مواد و استفاده‌های صنعتی همچنان به ایجاد خسارت‌های غیرقابل‌بازگشت به سواحل مانگرو در مناطق گرمسیری ادامه می‌دهند، درحالی‌که معمولاً توجه و تقدیر کمی نسبت به ارزش آنها برای جمعیت بومی آنجا وجود دارد. دینامیک خلیج‌های دهانه‌ای و الگوهای لای گرفتگی و تشکیل گل‌ولای درنتیجه قطع درختان، استخراج معدن، معادن کانی‌های باارزش، شهرنشینی، احداث سد، تخلیه‌ی فاضلاب، لایروبی برای بندرگاه و تفرجگاه‌های ساحلی، احیا اراضی دلتای جزر و مدی، مصب ها، سطوح تخت و باتلاق‌ها و انحراف مسیر آب از یک حوضه آبخیز به حوضه دیگر تحت تأثیر واقع می‌شوند. اگرچه بسیاری از فعالیت‌های انسانی برای دلتاها و مصب رودخانه‌ها آسیب‌رسان هستند، تخریب جنگل و افزایش کشاورزی و فرسایش گسترده خاک گاهی اوقات باعث تشکیل و رشد دلتاها شده‌اند. بسیاری از دلتاها آب کمتری نسبت به آن چیزی که باید، دریافت می‌کنند، چراکه رودخانه‌ها برای آبیاری، کنترل سیل و تولید برق، سدسازی شده‌اند.
از بین رفتن زمین‌های مرطوب و تالاب‌ها در دلتای می‌سی‌سی‌پی بیشتر دلایل طبیعی دارد ولی در اثر تخریب جنگل و ایجاد سد برای سیستم آبیاری و ایجاد خاک‌ریز که برای محدود کردن و کنترل رودخانه می‌سی‌سی‌پی جهت هدایت و کنترل سیل انجام‌شده، تشدید گردیده است. فعالیت انسانی دلتای نیل از زمان قبل از سلسله‌ای تغییر کرده ولی با ساخت سدهای آسوان[17]، تقریباً هیچ رسوب رودخانه‌ای امروزه به دلتا نمی‌رسد و منجر به افزایش سرعت فرسایش ساحلی و تخطی و دست‌اندازی دریایی شده است. اجتماعات مرجانی و ریف ها یا آبسنگ‌های دریایی همچنان توسط بسیاری از فعالیت‌های انسانی شامل لایروبی، استخراج معدن، پاک‌سازی زمین، نهرهای برون‌ریز ناشی از نمک‌زدایی، تخلیه فاضلاب و استفاده از ماده‌های سفیدکننده کلری و مواد منفجره برای ماهیگیری، آزمودن سلاح‌های هسته‌ای، آلودگی‌های نفتی و مواد شیمیایی، آلودگی فاضلاب، آلودگی حرارتی ناشی از ایستگاه‌های مولد برق، بی‌دقتی در لنگراندازی، پهلو گرفتن قایق‌ها و جمع‌آوری مرجان‌ها و دیگر ارگانیسم‌های ارزشمند دریایی، مورد تهدید قرارگرفته‌اند.
پارک سد بزرگ مرجانی در استرالیا برای مدیریت جامع ریف ها ایجادشده است اما فشارهای اقتصادی در مناطق درحال‌توسعه شدیدتر می‌باشند و سیاست‌های نگهداری سخت‌تر اجرا می‌شوند.
گرمایش جهانی (Global warming)
یکی از بزرگ‌ترین چالش‌هایی که جمعیت‌های سواحل با آن مواجه هستند برنامه‌ریزی و مدیریت جهت تأثیرات افزایش سطح آب دریا ناشی از گرمایش جهانی است.
تداوم بحث بر روی میزان و شدت تغییرات مورد انتظار وجود دارد، بااین‌حال یک‌روند تصاعدی پیش‌بینی‌های سنجیده برای افزایش سطح دریا در قرن اخیر وجود داشته است.
سومین گزارش ارزیابی سال 2001 از یک کارگروه برای هیئت بین‌المللی روی تغییرات اقلیمی (IPCC) به این نتیجه دست‌یافته است که سطح دریا بین 09.0 تا 88.0 متر بین سال‌های 1990 و 2100 بالا خواهد آمد.
گرمایش جهانی و بالا آمدن سطح دریا، سیل‌های جزر و مدی و نفوذ آب‌شور به داخل رودخانه‌ها، خلیج‌های دهانه‌ای (see ESTUARY) و آب‌های زیرزمینی را ایجاد خواهد کرد و در محدوده جزر و مدی، جریان‌های اقیانوسی، الگوهای بالارونده، سطوح درجه‌ی شوری، فرآیندهای بیولوژیکی، رواناب‌ها و الگوهای فرسایش مناطق وسیعی از خشکی تأثیر خواهد گذاشت. نرخ رو به رشد فرسایش باعث مستعدتر شدن صخره‌ها برای سقوط، لغزش و دیگر حرکات توده‌ای را ایجاد می‌کند که باعث تشدید مشکلات، آنجاهایی که مواد سست و ضعیف پیش‌تر از این‌ها بازگشت سریع را تجربه کرده‌اند می‌شود. بااین‌وجود، تأثیر افزایش سطح دریا در سرتاسر دنیا با توجه به ویژگی‌های ساحل شامل شیب آن، اقلیم موج، رژیم جزر و مدی و استعداد فرسایش تغییر می‌کند.
پیش‌بینی‌شده است که حدود نیمی از جمعیت جهان در نواحی کم ارتفاع و پست ساحلی آسیب‌پذیر، دلتاهای رودخانه‌ای فرونشسته و دشت‌های سیلابی رودخانه‌ای زندگی می‌کنند. اثرات تغییر اقلیم به‌ویژه در این مناطق پرجمعیت، حادتر می‌شود. معمولاً این نرخ افزایش سطح دریاست نه مقدار مطلق آب که مشخص می‌کند آیا سیستم‌های طبیعی همانند باتلاق‌های ساحلی و صخره‌های مرجانی می‌توانند با موفقیت خود را با تغییر شرایط وفق دهند یا نه. سیستم‌های طبیعی و انسانی می‌توانند خود را با شرایط اقلیمی متوسط در حال تغییر به‌آرامی تنظیم کنند، اما منطبق شدن با تغییرات در هنگام وقوع پدیده‌های فرین (منتهی درجه) بسیار سخت‌تر است. به‌هرحال هنوز شناخته‌شده نیست که آیا دمای بالاتر دریا فرکانس و وقوع طوفان‌های مناطق گرمسیری را افزایش می‌دهند و اثرات آنها را به‌سوی قطب‌ها گسترش می‌دهند یا نه یا آیا دمای بالاتر بین شیب خشکی و دریا، شدت باد و باران‌های موسمی و زمان‌بندی آنها را تغییر خواهد داد.
واکنش انسان به افزایش سطح دریا بستگی به منابع در دسترس و ارزش خشکی مورد تهدید دارد. ارزش اسکله‌ها و باراندازهای مرتفع هم‌تراز هزینه‌های اقتصادی برای مبارزه با افزایش سطح دریا در شهرهاست، اما به نظر می‌رسد که توجه کمتری به اثرات مخرب روی باتلاق‌های نمکی و شوره‌زار، مرداب‌های مانگرو، صخره‌های مرجانی، مرداب‌ها و سواحل یخ‌زده قطب شمال می‌شود. فرآیند اتخاذ تصمیم در ارتباط با فرسایش ساحل و وقوع سیل به دلیل محدودیت‌هایی که توسط ملاحظات مالی و بسیاری از عوامل فیزیکی، اجتماعی، اقتصادی، حقوقی، سیاسی و زیباشناختی اعمال می‌شوند، پیچیده است.
فشار عمومی و سیاسی بر مدیران و برنامه ریزان ساحلی اعمال می‌شود. مشاهده می‌شود حرکتی در راستای حل مشکل اتخاذ کرده‌اند و این باعث ایجاد پروژه‌های مهندسی که تنها منافع کوتاه‌مدتی دارند و حتی ممکن است مشکل اصلی را تشدید کنند، می‌شود.
گزینه‌های متعدد مدیریتی در دسترس است که از رویکرد «هیچ کاری نکردن» تا ساخت سواحل کاملاً مصنوعی است.
References
Davies, J.L. (1972) Geographical Variation in Coastal Development, Edinburgh: Oliver and Boyd.
Inman, D.L. and Nordstrom, C.E. (1971) On the tectonic and morphologic classification of coasts, Journal of Geology79, 1–21.
Viles, H. and Spencer, T. (1994) Coastal Problems, Oxford: Edward Arnold.
Further reading
Carter, R.W.G. (1988) Coastal Environments, London: Academic Press.
Carter, R.W.G. and Woodroffe, C.D. (1994) Coastal Evolution, Cambridge: Cambridge University Press.
Lakhan, V.C. and Trenhaile, A.S. (eds) (1989) Applications in Coastal Modelling, Amsterdam: Elsevier.
Trenhaile, A.S. (1997) Coastal Dynamics and Landforms, Oxford: Oxford University Press.
ALAN TRENHAILE (ترجمه فاطمه نعمت الهی)
COHESION - انسجام، چسبندگی
یعنی نیرویی که ذرات را کنار یکدیگر نگه می‌دارد. چسبندگی در مکانیک خاک مهم است چراکه یکی از دو پارامتری است (در کنار زاویه اصطکاک داخلی) که مقاومت خاک در برابر تنش اعمال‌شده را مشخص می‌کند (گرچه دو پارامتر همیشه مستقل از هم نیستند). خاک‌هایی که درجه‌ی بالایی از چسبندگی و انسجام رادارند (خاک‌های چسبنده نامیده شده‌اند) معمولاً میزان قابل‌توجهی خاک رس دارند که قادر است چسبندگی درونی ایجاد کند (بااین‌حال این‌ها قدرت اصطکاک پایینی دارند). از طرف دیگر، ماسه‌های خشک غیر چسبنده نام‌گذاری شده‌اند (چون ذرات به‌راحتی به‌طور مجزا از هم حرکت می‌کنند) با تنها مقاومت موجود برای برش ناشی از اصطکاک داخلی ذرات ماسه‌ای هنگامی‌که ماسه نمناک است (هرچند غیراشباع) کشش سطحی آب بین دانه‌ها یک چسبندگی ظاهری در خاک به وجود می‌آورد که وقتی خاک خشک یا اشباع می‌شود، از بین می‌رود. سنگ‌ها معمولاً در هر 2 پارامتر بالا هستند. چسبندگی متناسب با کاهش اندازه‌ی دانه‌ها، افزایش پیدا می‌کند که به رسوبات دانه‌ای ریز (مثل گل‌ولای و غیره) اجازه می‌دهد درشیب‌های با زاویه بالا بمانند.
Reference
Bullock, M.S. Kemper, W.D. and Nelson, S.D. (1988) Soil cohesion as affected by freezing, water content, time and tillage. Soil Science Society of America Journal 52(3), 770–776.
SEE ALSO: adhesion
STEVE WARD (ترجمه فاطمه نعمت الهی)
COLLUVIUM - کوهرفت (واریزه)
مواد رسوبی که ازیک‌طرف به‌طرف دیگر انتقال‌یافته‌اند و روی شیب‌ها و دامنه‌ها، درنتیجه‌ی فرآیندهای حرکات توده‌ای و شسته شدن خاک نهشته شده‌اند. در اغلب موارد از فرسایش سنگ‌بستر هوازده (واریزه) و رسوبات روی سطوح کم زاویه به‌دست‌آمده‌اند و یا می‌توانند از موادی که عمدتاً توسط ساختار رودخانه‌ای (آبرفت) مشتق شده باشند. واریزه‌ها می‌توانند چندین متر ضخامت داشته و فرورفتگی‌های سنگ‌بستر را پر کنند (Crozieret al. 1990). آنها معمولاً شامل خاک‌های مدفون‌شده‌ای هستند که نشان‌دهنده توقف در رسوب‌گذاری، فروشیب بستر طبیعی و طیف وسیعی از اندازه دانه‌ها و بنیاد و اساس آنها هستند که به نمایش می‌گذارند. (Bertram et al. 1997). ساختار استخراج و پر کردن جای آنها ممکن است نشان‌دهنده فاز زمانی باشد که بریدگی بستر توسط رودخانه مهم‌تر از نهشته‌های واریزه‌ای بوده است (Price-Williams et al. 1982). کوهرفت ممکن است شامل آثاری سرشار از تغییرات آب و هوایی در درازمدت باشد (see, for example, Nemec and Kazanci 1999) و می‌تواند مواد باستان‌شناختی را حفظ کرده و فازها و مراحل سریع فرسایش خاک توسط انسان در طول دوره‌ی هولوسن را نشان داده و به‌عنوان ساختاری عمل کند که ممکن است در آن گالی ها شکافته شود (seeDONGA).
نهشته‌های واریزه‌ای تقریباً در تمامی نواحی اقلیمی یخبندان‌های پیشین (Blikra and Nemec 1998) و مجاور یخچالی (Mason and Knox 1997) تا نواحی گرمسیری (Thomas 1994) ، شناخته‌شده هستند.
References
Bertram, P. Hetu, B. Texier, J.P. and van Steijn, H. (1997) Fabric characteristics of subaerial slope deposits,Sedimentology44, 1–16.
Blikra, L.H. and Nemec, W. (1998) Postglacial colluvium in western Norway: depositional processes, facies and palaeoclimatic record, Sedimentology45, 909–959.
Crozier, M.J. Vaughn, C.E. and Tippett, J.M. (1990) Relative instability of colluvium-filled bedrock depressions,Earth Surface Processes and Landforms 15, 329–339.
Mason, J.A. and Knox, J.C. (1997) Age of colluvium indicates accelerated late Wisconsinian hillslope erosion in the Upper Mississippi Valley, Geology25, 267–270.
Nemec, W. and Kazanci, N. (1999) Quaternary colluvium in west-central Anatolia: sedimentary facies and palaeoclimatic significance, Sedimentology 46, 139–170.
Price-Williams, D. Watson, A. and Goudie, A. (1982) Quaternary colluvial stratigraphy, archaeological sequences and palaeoenvironment in Swaziland, Southern Africa, Geological Journal148, 50–67.
Thomas, M.F. (1994) Geomorphology in the Tropics: A Study of Weathering and Denudation in Low Latitudes, Chichester: Wiley.
A.S. GOUDIE (ترجمه فاطمه نعمت الهی)
COMMINUTION - خردشدگی
به کاهش یافتن قلوه‌سنگ‌ها و تبدیل به غبارهای ریز یا قطعات کوچک است.
در طبیعت، خردشدگی معمولاً درنتیجه خوردگی و سائیدگی نتیجه شده و اغلب اوقات به مشکلات فرسایش سواحل به دلیل کاهش خرده‌سنگ‌های ساحلی ارتباط دارد.
Further reading
Kabo, M. Goldsmith, W. and Sackman, J.L. (1977) Impact and comminution processes in soft and hard rock,Rock Mechanics, Supplementum 9(4), 213–243.
STEVE WARD (ترجمه فاطمه نعمت الهی)
COMPACTION OF SOIL - تراکم خاک
واژه تراکم و فشردگی، به کاهش تصاعدی حجم یک عنصر خاکی در طی زمان که منجر به افزایش چگالی می‌شود اشاره دارد. اخیراً رسوبات نهشته شده تمایل به نشان دادن رشد تصاعدی چگالی در طول زمان داشته‌اند، چون تثبیت با توجه به وزن خود و بار اعمال‌شده توسط رسوبات پوشانده شده اتفاق افتاده است.
یک اندازه‌گیری معمول برای درجه‌ی نسبی تراکم خاک در مهندسی مکانیک خاک نسبت فوق تثبیت است: 'pres=OCRσ'max/σ. در اینجا 'maxσ اشاره دارد به تنش مؤثر که ماده خاک در طی زمان زمین‌شناختی تجربه کرده است درحالی‌که 'pres σ نقش مؤثر نرمال امروزه است. تنش مؤثر به‌عنوان کل تنش منهای فشار منافذ آب محیطی است (Barnes 2000). خاک‌های تثبیت‌شده معمولی (NC) 'presσ≈'maxσ دارند و شامل رسوب‌های رودخانه‌ای و رسوبی بعد از دوره‌ی یخبندان می‌شوند.
خاک‌های فوق تثبیت‌شده (OC) 'presσ'maxσ دارند و شامل یخرفت های بنیادی و لایه‌های زمین‌شناسی همانند خاک رس و شیل ها که کاهش تنش معمولی ناشی از فرسایش مواد فوقانی را تحمل کرده‌اند. محدوده‌ی وسیعی از OCR از تقریباً 1.0 تا 100 بسته به سابقه میزان تغییرات باری که خاک تحمل کرده است وجود دارد. یک شرایط زودگذر که به نام فرو تثبیت شناخته‌شده است اشاره دارد به تنش مؤثر زیر مقدار NC، درجایی امکان‌پذیر است که فشار کلی بیش‌ازاندازه ای توسط سیال منفذ دار تحمل شده و بنابراین فشار منفذی اضافی مثبتی برای مدت کوتاهی بعد از ته نهشت مستولی می‌شود. جایی که دانه‌های ریز و مواد اشباع‌شده به‌طور سریع به‌عنوان جریان‌های خاک رس یا جریان قلوه‌سنگ گل‌آلود ته نهشت می‌شوند رایج است. فرو تثبیت‌ها همچنین ممکن است جایی که گل‌ولای قبلاً فرورفته به‌طور ناگهانی روی زمین می‌آیند هم رخ بدهد که گاهی به دلیل بالا رفتگی سریع تکتونیکی یا زهکش دریاچه‌ای ممکن است رخ دهد.
گرچه آهنگ تثبیت توسط تنش‌های معمولی واردشده توسط بارهای خارجی کنترل می‌شود، تراکم‌پذیری خاک همچنین متناسب با ضریب تراکم‌پذیری خود ذرات خاک محتوای آبی و رسانایی هیدرولیکی نیز تغییر می‌کند (Barnes,2000). در خاک‌های غیراشباع شده که میزان بالایی از محتوای خاک‌دارند، شدن به‌طور غالب توسط تراکم‌پذیری ماتریس خاک که تابعی از شکل ذرات، طبقه‌بندی و معدن شناسی کنترل می‌شود. در خاک‌های اشباع‌شده، میزان تثبیت به‌وسیله رسانایی هیدرولیکی تنظیم می‌شود چراکه دفع ماده خلل دار غیر تراکم پذیر بالقوه یک پیش‌نیاز برای تحکیم است. رسانایی تا چندین برابر اندازه، بسته به‌اندازه‌ی ذرات و چگالی در محل تغییر می‌کند.
به‌طور معمولی در طبقه‌بندی خاک‌های تثبیت‌شده‌ی که شامل بسیاری از خاک‌ها در سراسر جهان است، نوسانات قابل‌توجهی در چگالی در محل وجود دارد که به دلیل عوامل ژئومورفیک و رسوب شناسانه رخ‌داده‌اند. مواد ضعیف طبقه‌بندی‌شده‌ی مخلوط مثل ته نهشت‌های زمین‌لغزه‌ای معمولاً دارای چگالی در محل نسبتاً بالایی هستند چراکه محدوده‌ی وسیعی از اندازه‌ی ذرات اطمینان می‌بخشند که فضاهای خالی بین سنگ‌های آواری بزرگ با مواد ریزتر پر می‌شوند (Bement and Selby 1997). امکان‌پذیر است که متراکم شدن طبیعی و ناشی از لرزش ماده‌های زمین‌لغزش سریع جایگذاری شده، چگالش را بیشتر افزایش دهند. در مقابل، بسیاری از مواد بادی خوب طبقه‌بندی‌شده مثل شن‌های ریگی و لس ها (بادرفت‌ها) چگالی در محل بسیار پایین‌تری را به نمایش می‌گذارند مخصوصاً اگر دانه‌های نسبتاً هم‌اندازه در رسوب‌گذاری غالب باشند. چنین خاک‌هایی به‌طور ذاتی تراکم پذیر هستند.
در مناطق نزدیک به سطح، اثرات تثبیت زمین‌شناسی به‌صورت دوره‌ای توسط فرآیندهای هوازدگی مکانیکی خنثی می‌شود که به افزایش حجم منتهی می‌شود و بنابراین چگالی نسبت به آن ماده‌های هوازده نشده پایینی، کاهش پیدا می‌کند. در مقابل، اندازه افزایش حجم کلی که توسط هوازدگی شیمیایی ایجادشده است به نظر ناچیز می‌آید (Birkeland 1984)در مناطق سرد فرآیند چرخه‌ی انجماد-ذوب، چرخه‌های فصلی و کوتاه‌مدت‌تر بلند کردن و ته‌نشین کردن را به وجود می‌آورد. ذوب شدن و تثبیت لایه‌ی فعال در بهار و تابستان ممکن است فشار منفذی اضافی زودگذر به وجود آورد اگر آب‌های تولیدشده از ذوب یخ در گریز کند باشند. ممکن است به دلیل رسانایی ماده پایین یا وجود سطح پرمافرست غیرقابل نفوذ باشد (Williams and Smith 1989).
ذوب شدن- تثبیت به رشد تنش‌ها مؤثر بسیار کم درون لایه‌ی فعال در حال آب شدن نسبت داده‌شده است که به لبه‌های سولی فلوکسون ها اجازه می‌دهد روی شیب‌هایی با زوایایی به کمی 'rφ4/1 حرکت کنند که 'rφ زاویه‌ی باقی‌مانده‌ی مقاومت برش است. چرخه‌ی آبپوشی و آب‌زدایی همچنین تغییرات چرخه‌ای حجم قابل‌ملاحظه‌ای خصوصاً در خاک‌های شامل خاک رس مونتموریلونیت[18] می‌شود. به‌هرحال اندازه‌ی تغییرات حجم چرخه‌ای بسیار پایین‌تر از اندازه‌ی کسب‌شده توسط رسوب‌های غنی از یخ فصلی است.
تأثیر بارش همراه با نشت و نفوذ هم یکی از فرآیندهای مستند فشردگی خاک است خصوصاً در محیط‌های نیمه‌خشک که به توسعه سطح پوسته‌ای از نفوذ کاهش‌یافته منتهی می‌شود. تبدیل گسترده خاک‌ها و مراتع و جنگل‌ها به استفاده زراعتی تراکم بارشی خاک قابل‌توجهی را به وجود آورده که نفوذپذیری کاهش‌یافته (see RUNOFF GENERATION) و درنتیجه رواناب‌ها و فرسایش پرسرعت را منجر می‌شود (Morgan et al. 1998).
در مناطق زراعی، چنین فشردگی ممکن است توسط شخم‌زنی و هرس کردن ایجادشده باشد. در زمان خود، خاک‌های نزدیک به سطح کشت نشده دوباره به‌طور طبیعی توسط تأثیرات ترکیبی چرخه انجماد-ذوب، بی‌نظمی‌های زیستی از میکروجانوران و ماکروجانوارن خاکی به‌علاوه رشد ریشه و پوسیدگی و ترکیب‌شدگی رو به پایین مواد آلی فروپاشیده می‌شوند.
چند مسئله در خاک با مکانیک مهندسی بر اساس عملکرد ضعیفشان تحت تنش‌های اضافه‌بار یا برش گردشی شناخته‌شده‌اند. خاک رس‌های تثبیت‌شده معمولی، در معرض تثبیت‌شدگی قابل‌توجهی تحت بارگذاری ساختاری هستند و ممکن است به جایگزینی مواد پرکننده برای تأثیر گذاشتن روی تثبیت قبل از ساخت احتیاج داشته باشند (Barnes 2000).
خاک‌های NC بیشتر از مواد OC مستعد زمین‌لغزش هستند چراکه درجه تراکم کمتر در اولی به‌طورکلی در ارتباط باقدرت پایین‌تر برشی است. یک مسئله متداول در خاک‌های لس (بادرفت) هیدروتراکم می‌باشند (Derbyshire 2001) که فروپاشی جای گزیده ساختار در واکنش به نیروهای نفوذی اعمالی را شامل می‌شود. در مناطقی که لس ها در معرض سیل واقع می‌شوند، مشکل بسیار گسترده‌ای است.
References
Barnes, G.E. (2000) Soil Mechanics, 2nd edition London: Macmillan.
Bement, R.A.P. and Selby, A.R. (1997) Compaction of granular soils by uniform vibration equivalent to vibrodriving of piles, Geotechnical and Geological Engineering15, 121–143.
Birkeland, P.W. (1984) Soils and Geomorphology, Oxford: Oxford University Press.
Derbyshire, E. (2001) Geological hazards in loess terrain, with particular reference to the loess regions of China,Earth Science Reviews54, 231–260.
Morgan, R.P.C. Quinton, J.N. et al. (1998) The European soil erosion model (EUROSEM): a dynamic approach for predicting sediment transport from fields and catchments, Earth Surface Processes and Landforms23, 527–544.
Williams, P.J. and Smith, M.W. (1989) The Frozen Earth, Cambridge: Cambridge University Press.
MICHAEL J. BOVIS (ترجمه فاطمه نعمت الهی)
COMPLEX RESPONSE - پاسخ پیچیده
لندفرم ها به عوامل و متغیرهای کنترلی تکتونیک ها، سطح دریا، اقلیم و فعالیت‌های حیاتی طی زمان پاسخ می‌دهند. آنها همچنین به تغییرات، آهنگ و نظم و ترتیب و آستانه‌های زمین نیز پاسخ می‌دهند. داده‌های موجود نشان می‌دهد که طی بازه‌های زمانی در حدود 102 سال میزان تغییر فعالیت ژئومورفولوژیکی با فرکانسی از 2000c سال افزایش می‌یابد. بیش از 103 سال میزان و توازن و تعادل فرآیند، تغییرات را با فرکانسی از 50000-30000 سال کنترل می‌کنند و بیش از 5-104 سال تمام سیستم تغییرات رخ‌داده در هر 150000-10000 سال را کنترل می‌کند. شار در مقدار رسوب و پیکربندی لندفرم ها باید به‌عنوان هنجار یا چیزی عادی تلقی کرد. پس نظم و قاعده لندفرم ها ممکن است حاصل لندفرم های چند مبدائی باشد؛ بنابراین مقصود اصلی ژئومورفولوژی، این است که تغییر لندفرم ها (پاسخ) به‌عنوان حالت‌هایی از تعادل رخ می‌دهد، پایداری یا آرامش توسط تغییرات پیچیده‌ی اتفاقی تنظیمات محیطی به هم می‌ریزد. این ممکن است به نام «عامل پیچیده» نامیده شود (see LANDSCAPE SENSITIVITY (
پاسخ به سلسله‌مراتب تنظیمات و وقایع همچنین در بازه‌های زمانی و متغیر در فضا توزیع‌شده، تغییر کند. پاسخ پیچیده (Schumm 1973, 1975, 1977, 1979, 1981, Schumm and Parker 1973) راهی که در آن ساختار درونی یک سیستم واکنش و آرامش سیستم بعد از تغییر ناگهانی را کنترل می‌کند را توضیح می‌دهد. جنبه‌های مختلفی باید در نظر گرفته شود: اثر آستانه‌های درونی که تغییر ناگهانی را کنترل می‌کند. ( see THRESHOLD, GEOMORPHIC). نوسانات بین برش و پر کردن به‌عنوان ظرفیت سیستم ذخیره‌ی موقتی رسوبات فرسوده را دیکته می‌کند؛ اثر ناحیه به‌عنوان حرکت‌های ناگهانی از یک کاربرد نقطه‌ای (به‌عنوان‌مثال یک تغییر سطح پایه‌ی دهانه‌ی رودخانه)، در امتداد معبر خطی نفوذپذیر (به‌عنوان‌مثال یک کانال، یک محل اتصال) برای نفوذ و اشاعه بیش از یک حوضه آبخیز به‌عنوان یک موج از تهاجم فرسایشی در حال حرکت داخلی (به‌عنوان‌مثال یک صخره‌ی دریایی یا رودخانه‌ای که بسترش را بریده است). چنین تغییراتی بعد از هر رویداد مؤثر رخ می‌دهد و جهت تغییرات از تمام ناپایداری‌های ساختاری پیروی می‌کنند.
«تکامل» لندفرم ها یک مجموعه‌ای از تنظیمات بی‌پایان با تغییرات ناگهانی روی تمام بازه‌های فضایی و زمانی است. این هم تنیده یا پیچیده است.
References
Schumm, S.A. (1973) Geomorphic thresholds and complex responses of drainage systems, in M. Morisawa (ed.) Fluvial Geomorphology, Binghamton, Publications in Geomorphology 3, 299–310.
——(1975) Episodic erosion: a modification of the geomorphic cycle, in W.N. Melhorn and R.C. Flemal (eds) Theories of Landform Development, 69–86, London: George, Allen and Unwin.
——(1977)The Fluvial System, Chichester: Wiley.
Schumm, S.A (1979) Geomorphic thresholds: the concept and its applications, Transactions Institute of British Geographers, NS 4, 485–515.
——(1981) Evolution and response of the fluvial system, sedimentological implications, SEPM, Special Publication, 31, 19–29.
Schumm, S.A. and Parker, R.S. (1973) Implications of complex response of drainage systems for Quaternary alluvial stratigraphy, Nature243, 99–100.
DENYS BRUNSDEN (ترجمه فاطمه نعمت الهی)
COMPLEXITY IN GEOMORPHOLOGY - در هم تنیدگی در ژئومورفولوژی
در هم تنیدگی راهی برای توصیف الگوهای نامنظم و پیچیده که به‌صورت تصادفی ظاهر می‌شوند است. به نظر می‌رسد این چیزی است محسوس که در سیستم‌های ژئومورفیک همانند یک جریان متلاطم در رودخانه‌ها قابل‌مشاهده است. در هم تنیدگی بی‌نظمی بسیاری در ژئومورفولوژی مبنا و شالوده نظام مقیاس بزرگ‌تر ژئومورفیک و خود ایجادشده از اجزای قابل‌درک منظم‌تر و مقیاس کوچک‌تر است. جریان متلاطم بی‌نظم، بخشی از یک نظم در مقیاس بزرگ‌تر در مقدار و جهت جریان متوسط رودخانه قابل پیش‌بینی است. همچنین به‌عنوان نتیجه‌ای از تعداد بسیار زیادی مسیر ذرات مجزای خوب شناخته‌شده که با قوانین اساسی فیزیک قابل توضیح هستند، می‌باشند. در هم تنیدگی در سیستم‌های ژئومورفیک درنتیجه اغلب بخشی از سلسله‌مراتب فرآیندها و ساختارهای وابسته به هم است. به‌طور مشابه، الگوهای ژئومورفیک ساده همانند پشته‌های شنی هلالی شکل ساحل، معمولاً از دینامیک‌های اساسی پیچیده ناشی می‌شوند؛ در همین زمان آنها هستند اما بخشی از الگوهای درهم‌تنیده مقیاس وسیع‌تر می‌باشند. پشته‌های شنی هلالی شکل ساحلی از واکنش‌های غیرخطی درهم‌تنیده بین سواحل و امواج یا شکل‌گیری پیچیده امواج کناره‌ای (امواجی که توسط شکست در خطوط ساحلی به دام افتاده‌اند) نتیجه می‌شوند؛ همزمان، آنها بخشی از هندسه خطوط ساحلی نامنظم هستند.
یک خط توضیح برای در هم تنیدگی در نظریه‌ی سیستم‌های دینامیکی غیرخطی نهفته که بسیاری از علوم را متحول کرده است Stewart 1997) (see. برای درک استدلال جامع مبهم در قضیه، سودمند است که ابتدا چند اصطلاح را توضیح دهیم. یک سیستم ناپایدار مستعد و حساس پرتلاطم کوچک است و به‌طور بالقوه‌ی بی‌نظم است. یک سیستم بی‌نظم، تنها و تنها به خاطر شیوه‌ای که اجزای سیستم به یکدیگر مرتبط هستند و نه به دلیل اجبار اغتشاشات خارجی یا حداقل به‌طور مستقل از آن عوامل خارجی، در یک شیوه پیچیده و شبه تصادفی عمل می‌کند. معادلاتی که سیستم را توصیف می‌کنند بی‌نظمی را به وجود می‌آورند که جبرگرایانه و قطعی است و رویدادهای اتفاقی این‌گونه نیستند. سیستم‌هایی که رفتار بی‌نظمی در طول زمان از خود بروز می‌دهند بی‌نظمی در فضا را هم به نمایش می‌گذارند؛ بنابراین، چشم‌اندازی که با اغتشاشات کوچک در اینجا و آنجا شروع می‌کند، اگر تحت تکامل بی‌نظمی قرار بگیرد تنوع فضایی فزاینده‌ای را به‌عنوان رشد اختلال از خود به نمایش می‌گذارد.
این اتفاق هنگامی‌که رودخانه‌ها یک چشم‌انداز را می‌شکافد و ناهمواری‌ها افزایش پیدا می‌کنند، رخ می‌دهد. خودسازمان‌دهی یک تمایل است. به‌عنوان‌مثال بسترهای مسطح یا بی‌قاعده‌ی شن روی بسترهای جریان یا در بیابان تمایل به منظم کردن خود در اشکال فضایی منظم – ناهمواری‌ها و تپه‌های شنی- دارند که در شکل و اندازه تا حدودی شبیه هستند. خودسازمان‌دهی در زمین‌های الگو دار، پشته‌های شنی ساحلی و شبکه‌های کانال رودخانه‌ای نیز رخ می‌دهد. خود تخریبی (نا خودتنظیمی) تمایل بعضی از سیستم‌ها به تحلیل خود وقتی‌که ناهمواری‌ها به جلگه تبدیل می‌شوند، است. جذب‌کننده یک حالت از سیستم است که تغییرات سیستمی که بقیه‌ی حالت‌های سیستم به سمت آن کشیده می‌شوند را کنترل می‌کند.
بسیاری از سیستم‌های ژئومورفیک درهم‌تنیده هستند ولی نه همه‌ی آنها. بعضی از سیستم‌های ژئومورفیک غیرخطی ناپایدار، بی‌نظم و خودسازمانده هستند و بعضی نیستند. به‌هرحال شواهد کافی بیان می‌کند که در هم تنیدگی در سیستم‌های ژئومورفیک رایج است و یک توضیح و تفسیر را طلب می‌کند. حقیقت واقعاً شگفت‌انگیز این است که بسیاری از سیستم‌های ژئومورفیک نظم و در هم تنیدگی را باهم و همزمان از خود نشان می‌دهند.
آیا در هم تنیدگی‌ها (بی‌قاعدگی‌ها) صرفاً انحرافی از نورم یا هنجار منظم است یا در جایگاه خودشان آموزنده و حاوی اطلاعات می‌باشند؟
حجمی از شواهد روزافزون از تحقیقات میدانی، تحقیقات آزمایشی و مجموعه داده‌ها در جهان واقعی بیان می‌کند که در هم تنیدگی سیستم‌های ژئومورفیک در جایگاه خودشان قابل‌توجه و برجسته هستند. نشانه‌هایی از رفتار پیچیده در سیستم‌ها، شامل بی‌نظمی‌های جبرگرایانه، ناپایداری‌ها، تغییرپذیری فزاینده در زمان، خودتنظیمی، واگرایی از شرایط اولیه‌ی یکسان و حساسیت به شرایط اولیه را شامل می‌شود (Phillips 1999: 39–57). شواهد برای تمام این شاخص‌های در هم تنیدگی وجود دارد.
سوابق آب‌شناسی، سری حلقه‌های درختی و تصاویر توپوگرافی مختلف الگوهای بی‌نظمی را آشکار می‌کند. در موارد دیگر، تحقیقات میدانی رفتار بی‌نظم، پیش‌بینی‌شده در مدل‌ها را تأیید کرده است مثل پیدایش آلتی سول ها در شرق کارولینای شمالی.
نمونه‌هایی از میزان حساسیت و ناپایداری سیستم‌های دینامیکی به اختلالات کوچک فراوان است که شامل شروع مآندری رودخانه که توسط رشد اختلالات جریان کوچک ناپایدار به وجود آمده است. بعضی مطالعات الگوهای تغییرپذیری و تنوع فضایی که در طی زمان به‌طور فزاینده درهم‌تنیده (کمتر یکنواخت) شده‌اند را به نمایش می‌گذارد: یک تمایز فضایی از چشم‌اندازها وجود دارد. بیابان‌زایی به نظر می‌رسد، الگوهای پیچیده‌تر پوشش گیاهی و منابع تغذیه‌کننده خاک در طی زمان را شامل می‌شود.
در بعضی سیستم‌های ژئومورفیک، الگوهای خود سازمانده منظم به نظر می‌رسد از دینامیک‌های غیرخطی پدیدار شده‌اند. کارهای میدانی و آزمایشگاهی، عملکردهای نظری را تأیید کرده که نشان می‌دهد شبکه‌های طبقه‌بندی‌شده محیط‌های مجاور یخچالی شاید به‌صورت ناگهانی روی هر قسمتی از زمین‌های بی‌مانع بدون شیب یا با شیب کم، توسعه پیدا کند که ثابت می‌کند پوششی سست و گسسته از سنگریزه‌ها که هرکدام با مراحل کوتاه با احتمال مساوی در همه جهات حرکت می‌کنند را با خود حمل می‌کند (Ahnert 1994).
شواهد میدانی زیادی به‌طورقطع بیان می‌کند که بعضی سیستم‌های ژئومورفیک از واگرایی از شرایط اولیه‌ی یکسان یا خیلی شبیه به هم تکامل‌یافته‌اند.
در باتلاق‌های نورفولک، انگلستان، باتلاق‌های گیاهی رسوبات بیشتری را نسبت به باتلاق‌های ساده به تله می‌اندازند، درنتیجه احتمال طغیان رود را کاهش داده و میزان شوری را پایین می‌آورد (پایدار می‌کند). باتلاق‌های ساده، زمین‌های کمتری هستند که آب بیشتری را به دام می‌اندازند و شوری افزایش پیدا می‌کند و مهاجرت و رشد پوشش گیاهی را در خود مانع می‌شوند.
مطالعات زیادی نشان می‌دهد که تغییرات کوچک در شرایط اولیه، وقتی‌که سیستم ژئومورفیک تحول پیدا می‌کند تقویت می‌شود.
در خاک‌های پدزول کانادا، تغییرات میکروتوپوگرافیک مکان‌های موردعلاقه برای نفوذ و اثرات قیفی شکل که نهایتاً منجر به ایجاد تغییرات بزرگ در ضخامت افق خاک‌های A و B می‌شود (Price 1994).
ایده‌های فراکتال ها و وضع بحرانی خودسازمان‌دهی مرتبط با در هم تنیدگی است. چشم اندازهای فراکتال الگوهای مشابه خود که در یک محدوده مقیاسی تکرار شده است را به نمایش می‌گذارند. شبکه‌های زهکشی، لایه‌های رسوبی و سیستم‌های مشترک در سنگ‌ها الگوهای فراکتال را دارا هستند. وضع بحرانی خودتنظیمی یک فرضیه‌ای است که سیستم‌های متشکل از عناصر بی‌شمار را در یک حالت بحرانی تکامل می‌یابد و وقتی در این حالت می‌باشند اختلالات کوچک ممکن است به واکنش‌های زنجیره‌ای که ممکن است کل سیستم را تحت تأثیر قرار دهد، منجر می‌شوند. مطابق بهترین نمونه آن انبوهی از ماسه است. افزودن یک‌به‌یک دانه‌ها به گودال ماسه‌ای باعث می‌شود که توده ماسه شروع به رشد کرده و کناره‌هایش شیب‌دارتر می‌شوند. همان موقع، زاویه‌ی شیب بحرانی می‌شود: اضافه شدن یک‌دانه‌ی بیشتر به توده شنی، یک بهمن را به راه می‌اندازد که تمام مناطق خالی در گودال شنی را پر می‌کنند. پس از افزودن دانه‌های کافی، گودال شنی سرریز می‌شود. هنگامی‌که به‌طور متوسط تعداد دانه‌های شنی وارد شونده به توده شنی با تعداد دانه‌های خارج‌شده برابر شود، توده شنی به حالت بحرانی خودتنظیم شده رسیده است. زمین‌لغزش‌ها، شبکه‌های زهکشی و اندازه و روابط فرکانس زمین‌لرزه‌ها بحرانیت خودتنظیم شده را نشان می‌دهند. فیلیپ (1999) یازده اصل سیستم‌های سطح زمین که از کارهای نظری و تجربی روی نظم و پیچیدگی در سیستم‌های ژئومورفیک پیروی می‌کنند را شناسایی کرد. بعضی از این اصول به نظر می‌رسد که با یکدیگر در تضاد باشند ولی این طبیعت در هم تنیدگی است. به‌طور خلاصه و اعمال بر روی سیستم‌های ژئومورفیک به‌طور خاص، اصول این موارد هستند (see Huggett 2002: 339–41):
- سیستم‌های ژئومورفیک ذاتاً ناپایدار، بی‌نظم و خودسازمانده هستند. بسیاری از سیستم‌های ژئومورفیک، نه قطعاً همه آنها در برخی مکان‌ها و بعضی زمان‌ها نشان می‌دهد یک تمایل یا گرایش به سمت واگرایی یا تبدیل به تفکیک و تمایز بیشتر از طریق زمان به‌عنوان یک توده یا سنگ و رسوب هوازده که در ابتدا متحدالشکل بوده خطوط افقی مجزایی را ایجاد می‌کنند.
- سیستم‌های ژئومورفیک به‌طور ذاتی منظم هستند. بی‌نظمی‌های جبرگرایانه در یک سیستم ژئومورفیک توسط یک ˂جذب‌کننده=که تعداد حالت ممکن سیستم را محدود می‌کند کنترل می‌شود. چنین سیستم ژئومورفیکی ناپایداری دینامیک از خود به نمایش می‌گذارد ولی به‌طور تصادفی عمل نمی‌کند. ناپایداری دینامیکی مرزهایی دارد. فراتر از این مرزها، الگوهای منظم پدیدار می‌شوند که شامل الگوهای نامنظمی در درون خود می‌باشند؛ بنابراین حتی یک سیستم بی‌نظم باید در مقیاس‌های مشخص یا تحت شرایط خاص از خود نظم نشان بدهد. به‌عنوان‌مثال در مقیاس محلی، تشکیل خاک بعضی‌اوقات بی‌نظم همراه با تغییرات فضایی عظیم در ویژگی‌های خاک؛ وقتی مقیاس افزایش پیدا می‌کند، روابط چشم‌اندازهای خاکی پدیدار می‌گردد.
- نظم و در هم تنیدگی ویژگی‌های نوظهور یک سیستم ژئومورفیک هستند. این اصل بدان معنی است که وقتی مقیاس زمانی و فضایی تغییر می‌کند، الگوها و رفتارهای منظم، باقاعده، پایدار و غیر آشفته و الگوها و رفتارهای نامنظم، ناپایدار و بی‌نظم به نظر می‌رسد ناپدید گردند. در جریان باقی‌مانده، بی‌نظمی جبرگرایانه به برخورد بین ذرات آنجایی که جریان برش بالایی دارد و برخوردها به شرایط اولیه حساس و غیرقابل‌پیش‌بینی هستند، حاکم است. به‌هرحال، رفتار توده‌ای جریان‌های دانه‌ای منظم و از یک سری روابط بین انرژی جنبشی (ارتفاع سقوط) و طول حرکت قابل پیش‌بینی است؛ بنابراین، رفتار باهم و زوجی ذرات توسط اصول اساسی فیزیک قابل پیش‌بینی است؛ مجموعه‌ای از ذرات که با همدیگر در تعامل هستند بی‌نظم و رفتار کل جریان در مقیاس وسیع‌تر دوباره قابل پیش‌بینی است.
- سیستم‌های ژئومورفیک هر دو حالت خودسازمانده و حالت‌های خودناسازمانده رادارند. این اصل از سه اصل اولیه پیروی می‌کند – بعضی سیستم‌های ژئومورفیک ممکن است در حالت‌های خودسازمانده یا ناخود سازمانده در یک زمان پیروی کنند. تحول توپوگرافی، به‌عنوان‌مثال، شاید جاهایی که ناهمواری‌ها افزایش پیدا می‌کند خودسازمانده و جاهایی که ناهمواری‌ها کاهش پیدا می‌کنند خود تخریبگر باشند. سائیدگی و تخریب از بین برنده توده یک فرآیند خود تخریبگر است که چشم‌اندازها را با کاهش ناهمواری‌ها و ایجاد ارتفاع برای همگرایی همگون و یکسان می‌کند. تشریح یک فرایند خود سازمانده که ارتفاع را افزایش می‌دهد باعث می‌شود ارتفاع به حالت واگرایی برود.
- ویژگی‌های ناپایداری-بی نظمی و پایداری-نظم هردو در یک چشم‌انداز در یک‌زمان ممکن است وجود داشته باشند. چون یک سیستم ژئومورفیک ممکن است در هر دو حالت عمل کند، مکان‌های مختلف در سیستم ممکن است به‌طور همزمان حالت‌های مختلف را به نمایش بگذارند. ایده‌ی پاسخ پیچیده که در آن قسمت‌های مختلف یکی سیستم به یک محرک در زمان مشخص پاسخ‌های متفاوت می‌دهند، است. به‌عنوان‌مثال شکاف کانال در شاخه‌های فرعی سرچشمه که یکجا همراه با انباشت ماسه در دره در رودخانه‌های اصلی وجود دارد.
- نظم و بی‌نظمی همزمان مشاهده‌شده در چشم اندازهای واقعی را می‌توان بادید سیستم‌های سطح زمین به‌عنوان سیستم‌های دینامیکی غیرخطی پیچیده توضیح داد. آنها همچنین ممکن است از نیروهای تصادفی یا فرآیندهای محیطی ناشی شده باشند.
- تمایل اختلالات کوچک برای ادامه و رشد طی زمان‌ها و مکان‌های متناهی یک خروجی اجتناب‌ناپذیر از دینامیک‌های سیستم ژئومورفیک است. به زبان دیگر، تغییرات کوچک بعضی‌اوقات خود تقویت‌کننده هستند و به تغییرات بزرگ منجر می‌شوند. مثال آن رشد گودال‌های برفساب و حفرهای قیفی شکل (دولین ها) هستند. درک دینامیک غیرخطی کمک می‌کند تا شرایطی که در آن بعضی تغییرات کوچک رشد می‌کنند و بعضی رشد نمی‌کنند را مشخص کرد.
- سیستم‌های ژئومورفیک لزوماً در جهت در هم تنیدگی تکامل نمی‌یابند. این اصل از اصول قبلی خصوصاً اصل چهار نشأت می‌گیرد. سیستم‌های ژئومورفیک در یک مقیاس داده‌شده شاید پیچیده‌تر یا ساده‌تر شوند یا شاید هردو را در یک‌زمان انجام دهند.
- نه راه‌های تکاملی پایدار، خود تخریبگر و نه ناپایدار و خودسازمانده می‌تواند در سیستم‌های ژئومورفیک تا بی‌نهایت ادامه داشته باشند. هیچ تغییر سیستم ژئومورفیک بی‌انتها نیست. توسعه پایدار، حاکی از همگرایی است که نهایتاً به عدم افتراق در فضا و زمان منجر می‌شود. همان‌طور که برآمدگی‌های مختلف در یک چشم‌انداز همگرا می‌شوند تا یک دشت را تشکیل دهند. اختلالات این حالت‌های پایدار را با پیکربندی سیستم و راه‌اندازی مجدد ساعت ژئومورفیک به هم می‌زند. تکامل واگرا همچنین خود محدودکننده هم است. برای مثال، سطوح پایه درنهایت تجزیه‌ی چشم‌اندازها را محدود می‌کنند.
- فرآیندهای محیطی و کنترل‌کننده عملکرد در مقیاس‌های زمانی و مکانی متفاوت و مجزا، کاملاً مستقل هستند. به‌عنوان‌مثال، فرآیندهای انتقال باد به‌طور مؤثر از فرآیندهای تکتونیکی مستقل هستند گرچه ارتباط جزئی قطعاً بین آنها وجود دارد.
- مقیاس مستقل تابعی از سرعت نسبی، فرکانس‌ها و مدت‌زمان پدیده‌های ژئومورفیک است.
References
Ahnert, F. (1994) Modelling the development of nonperiglacial sorted nets, Catena23, 43– 63.
Huggett, R.J. (2002) Fundamentals of Geomorphology, London: Routledge.
Phillips, J.D. (1999) Earth Surface Systems: Complexity, Order, and Scale, Oxford: Blackwell.
Price, A.G. (1994) Measurement and variability of physical properties and soil water distribution in a forest podzol, Journal of Hydrology161, 347–364.
Stewart, I. (1997) Does God Play Dice? The New Mathematics of Chaos, new edn, Harmondsworth: Penguin Books.
Further reading
Culling, W.E.H. (1988) A new view of the landscape, Transactions of the Institute of British Geographers, New Series 13, 345–360.
Hergarten, S. and Neugebauer, H.J. (2001) Self-organized critical drainage, Physical Review Letters 86, 2,689–2,692.
Phillips, J.D. (1999) Divergence, convergence, and selforganization in landscapes, Annals of the Association of American Geographers89, 466–488.
——(2000) Signatures of divergence and selforganization in soils and weathering profiles, Journal of Geology108, 91–102.
Richards, A.E. (2002a) Complexity in physical geography, Geography87, 99–107.
Richards, A.E. Phipps, P. and Lucas, N. (2000) Possible evidence for underlying non-linear dynamics in steepfaced glaciodeltaic progradational successions, Earth Surface Processes and Landforms25, 1,181–1,200.
Xu, T. Moore, I.D. and Gallant, J.C. (1993) Fractals, fractal dimensions and landscapes – a review, Geomorphology8, 245–262.
RICHARD HUGGETT (ترجمه فاطمه نعمت الهی)
COMPUTATIONAL FLUID DYNAMICS (CFD) - دینامیک سیالات محاسباتی
حرکت سیالات نقشی اساسی در پیکرتراشی انواع زیادی از لندفرم ها، هم در سطح زمین و هم زیر سطح دریا ایفا می‌کند. نمونه‌هایی از کانال‌های رودخانه‌ای تا تپه‌های ماسه‌ای بادرفتی تا جزایر سدی متغیر هستند. طبیعتاً، تحقیق روی منشأ لندفرم ها معمولاً شامل کاربرد دینامیک سیالات می‌شود. دینامیک سیالات شاخه‌ای از مکانیک است که مربوط به فیزیک حرکت سیالات است. حرکت یک سیال نیوتنی بی‌نظم توسط معادلات ناویر-استوکس توصیف می‌شود. این معادلات پیوستگی و تداوم جرم و حرکت را در سه بعد در یک موضوع سیال پیوسته که تحت نیروهای گرانش، اینرسی، ویسکوزیته و فشار قرار دارد بیان می‌کند. معادلات بسته به اینکه ماده تراکم پذیر است (مثل هوا) یا تراکم ناپذیر است (مثل آب با مقدار تقریبی نزدیک) باشد، شکل‌های مختلفی به خود می‌گیرند. به‌طورمعمول معادلات ناویه-استوکس با مدل‌هایی از بی‌نظمی (برای کاربرد در جریان‌های متلاطم) با مدل‌های از اصطکاک مرزی (برای هر جریانی که تماس با یک سطح مثل بستر کانال دارد) ترکیب‌شده است. به‌جز در موارد خاص، معادلات ناویه-استوکس نمی‌توانند به‌صورت تحلیلی حل شوند. حل آنها به‌هرحال می‌تواند با تقریب با استفاده از روش‌های عددی ترکیب‌شده با مجموعه‌ای از شرایط اولیه و شرایط مرزی حل شود (see, e.g. Cheney and Kincaid 1999; Press et al. 1993).
این روش‌ها شامل تقسیم فضا و زمان به عناصر گسسته در شرایطی که متغیرهای موردنظر –مانند سرعت و فشار- یا درون‌یابی شده یا ثابت نگه‌داشته شده است، می‌شود. توسعه روش‌های حل عددی برای انواع مختلف معادلات برای حرکت سیالات می‌تواند کاملاً درزمینه ریاضیات و علوم محاسباتی فشرده باشند و از مدل‌های کامپیوتری که این راه‌حل‌ها را اجرا می‌کنند که به‌عنوان مدل‌های دینامیک سیالات محاسباتی (CFD) یاد می‌شود.
بسته به روش‌های مورداستفاده و درجه برآورد دخیل داده‌شده، کدهای کامپیوتری می‌توانند پیچیده باشند و بسته‌های موجود تبلیغاتی زیادی به‌علاوه کدهای تحقیقاتی در درون دانشگاه‌ها توسعه‌یافته‌اند. کاربردهای CFD ها به‌طور فزاینده‌ای در ژئومورفولوژی گسترده است. مدل‌های CFD سودمندی‌های فوق‌العاده‌ای داشته‌اند، برای مثال در درک اثر متقابل بین جریان سیال، ساختار بستر و حمل‌ونقل رسوبات در کانال‌های رودخانه‌ای (e.g. Hankin et al. 2002; Lane et al. 2002; Ma et al. 2002). مدل‌های CFD از دینامیک‌های جریان هوا برای درک اثر متقابل بین جریان هوا و ساختار تپه‌های ماسه‌ای (e.g. Walmsley-John and Howard 1985 ( استفاده‌شده است. دیگر کاربردها محدوده گسترده‌ای داشته؛ مثال‌های شامل جریان آب در هدایت کارست‌ها (e.g. Hauns et al. 2001)، حرکت و چرخش رسوبات در دریاهای اپیریک[19] (e.g. Slingerland et al. 1996) ، ژئومورفولوژی ساحلی (e.g. Deigaard and Fredsoe 2001)و هیدرولوژی پالئوسیلاب ها (e.g. House and Baker 2001).
References
Cheney, W. and Kincaid, D. (1999) Numerical Mathematics and Computing, 4th edition, Pacific Grove, CA: Brooks/Cole.
Deigaard, R. and Fredsoe, J. (2001) The use of numerical models in coastal hydrodynamics and morphology, in G. Seminara, and P. Blondeaux (eds) River, Coastal and Estuarine Morphodynamics, 61–92, Berlin: Springer-Verlag.
Hankin, B.G. Holland, M.J. Beven, K.J. and Carling, P. (2002) Computational fluid dynamics modelling of flow and energy fluxes for a natural fluvial dead zone,Journal of Hydraulic Research40(4), 389–402.
Hauns, M. Jeannin, P-Y. and Atteia, O. (2001) Dispersion, retardation, and scale effect in tracer breakthrough curves in karst conduits, Journal of Hydrology241(3–4), 177–193.
House, P.K. and Baker, V.R. (2001) Paleohydrology of flash floods in small desert watersheds in western Arizona, Water Resources Research 37(6), 1,825–1,839.
Lane, S.N. Hardy, R.J. Elliot, L. and Ingham, D.B. (2002) High-resolution numerical modelling of threedimensional flows over complex river bed topography, Hydrological Processes16(11), 2,261–2,272.
Ma, L. Ashworth, P.J. Best, J.L. Elliot, L. Ingham, D.B. and Whitcombe, L.J. (2002) Computational fluid dynamics and the physical modelling of an upland urban river, Geomorphology 44(3–4), 375–391.
Press, W.H. Flannery, B.P. Teukolsky, S.A. and Vetterling, W.T. (1993) Numerical Recipes in C, 2nd edition, Cambridge: Cambridge University Press.
Slingerland, R. Kump, L.R. Arthur, M. Fawcett, P. Sageman, B. and Barron, E. (1996) Estuarine circulation in the Turonian Western Interior Seaway of North America, Geological Society of America Bulletin108, 941–952.
Walmsley-John, L. and Howard, Alan D. (1985) Application of a boundary-layer model to flow over an eolian dune, Journal of Geophysical Research, D, Atmospheres90(6), 10,631–10,640.
Further reading
Feynman, R.P. Leighton, R.B. and Sands, M.L. (1989) The Feynman Lectures on Physics: Commemorative Issue (3 volume set), Redwood City, CA: Addison-Wesley.
White, F.M. (1998) Fluid Mechanics, 4th edition, Boston, MA: McGraw-Hill.
GREG TUCKER (ترجمه فاطمه نعمت الهی)
CONCHOIDAL FRACTURE - شکستگی صدفی
شکستگی انحنای یکنواخت که توسط حلقه‌های متحدالمرکز مشخص‌شده و در شکل، شبیه به یک سوپاپ است. شکستگی صدفی رایج‌ترین نوع شکستگی‌ها هستند و همچنین به‌عنوان شکستگی‌های تاشو از آنها یاد می‌شود. هنگامی رخ می‌دهند که پیوند بین‌اتمی در یک ماده معدنی در تمام جهات تقریباً یکسان باشد و یک شکست در راستای سطوح منحنی و صاف را نتیجه دهد. شکستگی‌های صدفی به‌طور خاص در مواد آمورف (بی شکل-آنهایی که هیچ ساختار کریستالی خاصی را نشان نمی‌دهند) مثل اوبسیدین رخ می‌دهند و همچنین در کوارتز، سنگ‌های آتش زنه سیاه و شیشه رایج هستند.
Further reading
Atkinson, B.K. (1987) Fracture Mechanics of Rock, London: Academic Geology Series, Academic Press.
STEVE WARD (ترجمه فاطمه نعمت الهی)
CONFLUENCE, CHANNEL AND RIVER JUNCTION - نقطه تلاقی، نقطه اتصال آبراهه و رودخانه
نقاط تلاقی آبراهه رودخانه، مکانی است که دو آبراهه گسترش‌یافته ترکیب‌شده و به هم می‌پیوندند. ویژگی‌های حاضر در همه شبکه‌های رودخانه‌ای و الگوهای آبراهه‌ای است. این مکان‌ها گره‌های تغییرات قابل‌توجه در هندسه هیدرولیک جریان و تخلیه‌ی رسوبات را نشانه‌گذاری می‌کنند (Richards 1980) و به‌وسیله میدان جریان سه‌بعدی و پیچیده بستر مشخص می‌شوند ((Mosley 1976; Best 1988; Bradbrooket al. 2000; Rhoads and Sukhodolov,2001.
نقاط اتصال آبراهه‌های رودخانه معمولاً نقاط فرسایش بستر قابل‌توجه و مهمی هستند ((e.g. Best and Ashworth 1997 و در ملاحظات پراکندگی رسوب/آلاینده و مخلوط کردن در شبکه‌های آبراهه‌ای بحرانی هستند (شکل 27). مطالعه این مناطق رودخانه‌ای پیچیده از طریق مدل‌های عددی، فیزیکی و میدانی توسعه‌یافته و پنج کنترل عمده روی جریان، انتقال رسوب و ریخت‌شناسی بستر در نقاط تلاقی آبراهه‌ها شناسایی کرده است: (1) زاویه همگرایی بین آبراهه‌های متلاقی؛ (2) نسبت تخلیه یا جریان حرکت بین آبراهه‌های ورودی؛ (3) اشکال فرمی نقاط اتصال (به‌عنوان‌مثال شکل "Y" و یا شکل " ") و آبراهه‌های بالادست (که منحنی، کشیده، منفرد و چندگانه هستند؛ (4) حضور هرگونه افتراق و اختلاف در عمق بین آبراهه‌های ورودی؛ و (5) ناهمواری نسبی بین نقاط تلاقی (نسبت عمق جریان به‌اندازه دانه)، با تأثیرات هیدرودینامیک ذرات در اندازه‌های بزرگ‌تر شروع و تسلط می‌یابند (e.g Royet al. 1988).
عکس 27: نقطه اتصال رودخانه‌های پارانا و پاراگوئه در آرژانتین. رودخانه‌ی پاراگوئه از راست وارد می‌شود که توسط غلظت بالاتر رسوبات معلق خود برداشته می‌شود. لایه‌ی برشی بین دو رودخانه یک سری از گرداب‌ها به نمایش می‌گذارد و لایه‌های مخلوط برای ده‌ها کیلومتر پایین‌رود باقی می‌مانند. پهنای رودخانه‌ی پاراگوئه محل تلاقی به تقریباً 1 کیلومتر می‌رسد.
دینامیک سیالات (Fluid dynamics)
نقاط تلاقی آبراهه‌ها کانال مناطق پیچیده، سه‌بعدی و جریان متلاطم هستند که در آن جریان محلی افزایش و کاهش سرعت قابل‌ملاحظه‌ای ممکن است به دو دلیل تخلیه سیال ترکیب‌شده و دینامیک سیالات خاص منطقه تلاقی، ممکن است رخ دهد. به‌طور تجربی، مطالعات میدانی و عددی نشان داده است که نقاط تلاقی توسط هفت منطقه دینامیک سیالات مشخص‌شده است (شکل 26).
شکل 26: نمودار شماتیک از هفت منطقه‌ی دینامیک سیالات اصلی که ممکن است در نقاط تلاقی آبراهه‌ها حضورداشته باشند.
- منطقه ایستایی جریان، در نزدیکی به گوشه نقطه اتصال بالارود؛ این کاهش سرعت سیال به دلیل چرخش و درنتیجه نیروی گریز از مرکز جریان، وقتی به نقطه اتصال نزدیک می‌شود به همراه تأثیر گرادیان فشار درون نقطه اتصال یا نقطه اتصال که توسط ارتفاع سطح آب در مرکز نقطه اتصال تولیدشده، ایجاد گردیده است.
- منطقه انفصال جریان که پایین‌رود از گوشه پایین‌دست نقاط اتصال می‌تواند رخ دهد؛ جریان نمی‌تواند در تغییرات ناگهانی ژئومتری متصل چسبیده به سطح باقی بماند و یک گرادیان فشار هیدرواستاتیک مخالف در اینجا باعث می‌شود، جریان از دیواره جداشده و یک ناحیه از جریان کند و بازچرخش تشکیل دهد. در نقاط تلاقی متقارن، منطقه جداسازی پایین‌رود می‌توانند در هر دو طرف نقطه اتصال تشکیل شود. در نقاط تلاقی نامتقارن، منطقه جدایی پایین‌رود شاید تنها در کناره زاویه‌دار (شاخه فرعی) شکل بگیرد. اندازه منطقه انفصال فرود آب‌ها با تخلیه شاخه فرعی و زاویه نقطه اتصال افزایش پیدا می‌کند (Best 1988; Bradbrook et al. 2000) اما شاید در نقاط اتصال طبیعی جایی که زاویه واگرایی کناره در گوشه‌های نقطه اتصال فرود آب ممکن باشد با تشکیل نوار نقطه از طریق ته نهشت و یا فرسایش کناره (e.g. Rhoads and Sukhodolov 2001) اصلاح شود و یا وجود نداشته باشد.
- منطقه فرم‌های سرعت و شتاب جریان در مرکز محل تلاقی که هم توسط هم عبور دبی سیال افزایش‌یافته در طول نقطه اتصال تولیدشده (see streamline convergence, Figure 26) و هم تأثیر محدود روی هر منطقه‌ی جدایی جریان، شکل بگیرد.
- لایه‌های برشی یا لغزشی مجزا در طول مناطقی که گرادیان سرعت و شتاب شدید است تولید می‌شود؛ بنابراین لایه‌های برشی می‌توانند در هر طرف منطقه ایستایی جریان، در طول سطح مشترک مخلوط کننده بین دو جریان به هم پیوند شده، مرز هر منطقه انفصال جریان و همچنین نشأت‌گرفته از هر تغییر شیب در بستر توپوگرافی (مثل شکل بهمنی که ممکن است در فرسایش مرکز شیب ایجاد کند) حضورداشته باشند. تلاطم و آشفتگی‌های بزرگ و ساختار جریان‌های سه‌بعدی که در طول این لایه‌های برشی امتداد می‌یابند ناپایداری کلوین-هلمهولتز نام‌گرفته‌اند، ممکن است به تنش‌های برشی متلاطم بالا که در مخلوط مایع و انتقال رسوب نفوذ دارند را به وجود آورند.
- جریان حلزونی شکل شاید در درون نقطه اتصال به دلیل حضور انحنای خطوط جریان (شکل 26 خطوط جریان خط‌هایی هستند که درون سیال کشیده شده‌اند و خط مماس در هر نقطه نشان‌دهنده‌ی سرعت در آن نقطه است) و توسعه بیابد ارتفاع سطح آب در درون نقاط اتصال، شکل بگیرند. در موارد ایدئال که شاخه‌های فرعی تقریباً متقارن هستند و حرکت جریانی یکسانی دارند این جریان‌های ثانویه می‌توانند به‌عنوان همگرایی سطح، جریان‌های واگرایی بستر مثل قرار دادن دو مآندر پشت‌به‌پشت هم بیان شوند گرچه دوره‌ی انحنای خطوط جریان در طول کمان نشان می‌دهد که نامحتمل است که هیچ‌وقت یک مسیر مارپیچی کامل نوبتم. حضور جریان انفصال در گوشه‌ی نقطه اتصال و تغییر گرادیان فشار یا جریان انفصال وابسته به توپوگرافی بستر (نیروی توپوگرافی جریان) یا اختلاف عمق در بین دوشاخه فرعی ورودی، ممکن است اثرات را کاهش داده و یا جریان‌های ثانویه‌ی مقیاس بزرگ را از بین ببرد. به‌علاوه، تصویر میانگین زمانی یک سری از وقایع آشفته مثل سیالات بالارونده در نقاط تلاقی، می‌توانند به‌عنوان چرخش ثانویه‌ی ظاهری بروز کنند (Laneet al. 2000)
- مناطق بالارونده سیال متمایز ممکن است هم توسط انحراف لایه‌ی برشی و نقاط تلاقی همراه با توپوگرافی بستر مثل جایی که بسترهای آشفته در ارتفاع خود در نقاط اتصال ناموزون هستند، ایجاد شود. این ممکن است باعث تشویق بالاروندگی یک جریان در دیگری شود که درنتیجه آهنگ اختلاط نقطه اتصال را به طرز فوق‌العاده‌ای افزایش می‌دهد (Gaudet and Roy 1995).
- درنهایت، منطقه بازیابی پایین‌رودهای نقاط تلاقی مشاهده‌شده است. اینجا جایی است که اثرات کاهش نقطه اتصال مشاهده‌شده و جریان به یک توزیع متقابل جریان یکدست‌تر برمی‌گردد. به‌هرحال جریان‌ها ممکن است در عرض بسیاری از فرود آب‌های مخلوط نشده باقی بمانند اگر سرعت مشتق شده در میان لایه‌ی برشی حداقل باشد و آشفتگی محلی نقطه اتصال جریان‌ها را مخلوط نکنند (see Plate 27).
مرفولوژی بستر (Bed morphology)
توپوگرافی محل تلاقی آبراهه رودخانه معمولاً توسط چهارعنصر مجزا شناخته می‌شود. اولی یک حفره فرسایش مرکزی است که اغلب وجود دارد و جهت آن تقریباً نیمساز زاویه‌ی نقطه اتصال است. عمق فرسایش هم در زاویه‌های نقطه اتصال بالاتر و نسبت مقدار حرکت و هم در بعضی فرسایش‌های آبرفتی که در این مناطق پیدا می‌شوند، افزایش پیدا می‌کند. فرسایش در نقاط اتصال ممکن است بین 2 تا 10 بار به عمق کانال‌های محل تلاقی بالادست برسند. به‌عنوان‌مثال عمق فرسایش در نقاط تلاقی رودخانه‌های گنگ[20] و جامونا (براهماپوترا[21]) در بنگلادش تا 30 متر زیر سطح بسترهای بالادست در کانال‌های نقاط تلاقی ثبت‌شده‌اند (Best and Ashworth 1997). موقعیت و علت فرسایش نقطه تلاقی مرتبط است با الف) شتاب جریان در مرکز محل تلاقی (e.g Royet al. 1988)؛ ب) تأثیر بی‌نظمی‌ها در طول لایه‌ی برشی در بین جریانات؛ ج) پایین‌رونده‌ها که با جریان‌های ثانویه شکل‌گرفته‌اند می‌توانند سیال مقدار حرکتی بیشتری را برای انتقال بستر در مرکز محل تلاقی ایجاد کنند و د) مسیریابی تفاوت رسوبات در اطراف فرسایش.
دوم، پشته شاخه‌های فرعی مشاهده شده‌اند که در نقاط اتصال منتهی می‌شوند. این پشته‌ها شاید دارای کناره‌های شیب‌دار است که به سمت فرسایش شیب دارد، گرچه زاویه‌ی این سطح می‌تواند از تنها چند درجه تا زاویه قرار برای رسوب (~ °25-°35) متغیر است. موقعیت این منظرها توسط مقدار حرکت بین کانال‌های به‌هم‌پیوسته کنترل می‌شود. با جابجایی بیشتر موانع دهانه شاخه‌های فرعی و انشعابات به داخل محل اتصال هنگامی‌که تخلیه‌ی آن کانال کسر بزرگ‌تری از جریان به‌هم‌پیوسته ترکیب‌شده می‌شود.
سوم، موانع یا پشته‌ها ممکن است در درون نواحی جریان پایین‌رود انفصال گوشه‌های نقاط اتصال تشکیل شوند. انفصال جریان یک منطقه‌ی کم‌سرعت را در اختیار می‌گذارد که در آن رسوبات می‌توانند انباشته‌شده و این پشته‌ها ظریف سازی قابل‌ملاحظه رسوبات را به نمایش بگذارند زیرا که تنها رسوبات دانه‌ی ظریف‌تر می‌توانند به داخل این منطقه راه یابند. تجمع رسوبات در این ناحیه سرعت و گرادیان فشار درون این منطقه را تغییر داده و به کاهش میزان و تأثیر انفصال جریان می‌انجامد.
درنهایت، پشته‌های کانال‌های میانی ممکن است در مناطق پایین‌رود کاهش‌دهنده جریان فرسایش نقطه اتصال تشکیل شوند. خصوصاً در نقاط اتصال "Y" شکل یا جایی که انتقال رسوبات بالا است و آنها ممکن است مناطقی از نهشته شدن رسوبات فرسایش یافته فرسوده در نقطه اتصال فرسایش نشانه‌گذاری کنند. فرگوسن (1993) واحد محل تلاقی-واریز گاه را به‌عنوان بلوک ساختمانی اساسی رودخانه درهم‌تنیده بنیادین شناسایی کرد که در آن فرسایش هم جریانی رسوبی را تولید می‌کند که هنگامی‌که کانال عریض می‌شود تا با تخلیه‌ی افزایش‌یافته مقابله کند، توسعه پشته‌های کانال‌های میانی و تشکیل واریز گاه‌ها را تقویت می‌کند. به‌هرحال مطالعات کمی روی انتقال رسوب از طریق هم جریان‌ها انجام‌گرفته است هرچند کارهای تجربی بیان می‌کند که فرسایش بستر شاید ناحیه‌ای از میزان انتقال کاهش‌یافته است و اینکه رسوبات می‌توانند ریشه در اطراف و نه در میان فرسایش داشته باشند.
این نیز نشان‌دهنده الگوی ساده خطوط جریان در محل اتصال (شکل 26) و تأثیر لایه‌های برشی و جریان‌های ثانویه هردو درون نقاط تلاقی است.
References
Best, J.L. (1988) Sediment transport and bed morphology at river channel confluences, Sedimentology35, 481–498.
Best, J.L. and Ashworth, P.J. (1997) Scour in large braided rivers and the recognition of sequence stratigraphic boundaries, Nature387, 275–277.
Bradbrook, K.F. Lane, S.N. and Richards, K.S. (2000) Numerical simulation of three-dimensional, timeaveraged flow structure at river channel confluences, Water Resources Research36, 2,731–2,746.
Ferguson, R.I. (1993) Understanding braiding processes in gravel-bed rivers: progress and unresolved problems, in J.L. Best and C.S. Bristow (eds) Braided Rivers, Geological Society of London Special Publication 75, 73–87.
Gaudet, J.M. and Roy, A.G. (1995) Effect of bed morphology on flow mixing length at river confluences, Nature373, 138–139.
Lane, S.N. Bradbrook, K.F. Richards, K.S. Biron, P.M. and Roy, A.G. (2000) Secondary circulation cells in river channel confluences: measurement artefacts or coherent flow structures? Hydrological Processes14, 2,047–2,071.
Mosley, M.P. (1976) An experimental study of river channel confluences, Journal of Geology 84, 535–561.
Rhoads, B.L. and Sukhodolov, A.N. (2001) Field investigation of three-dimensional flow structure at stream confluences: 1: Thermal mixing and time-averaged velocities, Water Resources Research 37, 2,393–2,410.
Richards, K.S. (1980) A note on change in geometry at tributary junctions, Water Resources Research16, 241–244.
Roy, A.G. Roy, R. and Bergeron, N. (1988) Hydraulic geometry and changes in flow velocity at a river confluence with coarse bed material, Earth Surface Processes and Landforms13, 583–598.
Further reading
Best, J.L. and Roy, A.G. (1991) Mixing layer distortion at the confluence of channels of different depth, Nature350, 411–413.
Biron, P. Roy, A.G. and Best, J.L. (1996) Turbulent flow structure at concordant and discordant openchannel confluences, Experiments in Fluids 21, 437–446.
JIM BEST AND STUART LANE (ترجمه فاطمه نعمت الهی)
1- Suess
4 - Davies
1-De Martonne
2-Ottmann
3-Zenkovich
4-Russel
1-Aswan dam
1-motmorillonite
[21]- Jamuna(Brahmaputra)
|
|
|
|
|
|
| |
|
|
|
