[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 Drape تا Duricrust ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۸/۱۳ | 
DRAPE, SILT AND MUD - پوشش گل و لای
یک مرز آبی رسوبی باریک گل و رس، پوششی با ویژگی های مورفولوژیکی دوره های قبل می باشد. به طور کلی دراپ ها به طرف بالا می باشند که گاهی اوقات در ورقه های درونی وجود دارند. آنها به طور اساسی ضخامت چند سانتی متری دارند. اگرچه شکل و ترکیبات بسیار متفاوتی از نظر مکان و زمان دارند. در واکنش به عواملی از قبیل رسوبات موجود و جریان رژیم هیدرولوژیکی رایجی بوده است.(یعنی جریان رودخانه ای یا جاری)
دراپ ها نشان دهنده تنظیمات جزرو مدی و ریز جزر و مدی می باشند. یکی از بیشترین ویژگی های مشخص شده از قبیل عوامل محیطی را بررسی کرده است. به طور کلی رژیم های جزر و مدی موجود، چرخه سیلابی جزرو مدی است که در آن یکی از جریان ها بیش از دیگر جریان ها غالب می باشد. در طول دوره های جزر و مدی شکل بسترهای متفاوتی از قبیل دماغه های شنی، تلماسه های موج دار نشان داده شده است که از ویژگی های رژیم جزر و مدی می باشد. به هر حال یک دوره زمانی در طی جزر و مد بالا و پایین وجود دارد که جهت جریان موجود غالب نبوده است(یعنی دوره سکون آب دریا نامیده می شود). در طی این دوره کوتاه مدت رسوب آبی معلق به سمت پایین آمده و ویژگی های مشخصات موجود در طی دوره جزر و مدی غالب، ته نشین شده اند. به دنبال مرحله موجود ممکن است تا حدی چین خوردگی گل و لای و خاک رس را بازسازی کرده و سطح دوباره فعال شده ی فرسایشی به وجود می آورد. اگرچه انسجام ماهیت رس غنی شده، چین خوردگی های ریز را به طور عادی در برابر فرسایش جزر و مدی حفظ چین خوردگی ها را در بر داشته است. به مرور حفظ جزر و مد پیوسته(یعنی رسوب ته نشین شده)و ته نشست آب ساکن(یعنی چین خوردگی گل و لای و خاک رس) مخلوطی از شن و گل و لای به وجود آمده است. همچنین جزر و مد ریتمیک نامیده می شود. این سیستم رسوبی جزر و مد ریتمیک جزییات بازسازی شده ی رژیم های جزر و مدی قبلی بویژه محیط های جزر و مدی ساحلی متمایزی را در بر داشته است. چین خوردگی ها ممکن است شکل محیط های رودخانه ای بخصوصی در داخل رودخانه هایی که به طور فصلی جریان دارند طغیان می کند را نمایش می دهد. همانطور که طغیان ها کاهش می یابد خاک رس و گل و لای بر روی سدهای رودخانه ای و دیگر موارد قرار می گیرند. بنابراین بدین ترتیب دوره سکون آب دریا و چین خوردگی های شکل گرفته شده، می باشند.
Reference
Visser, M.J. (1980) Neap-spring cycles reflected in Holocene subtidal large-scale bedform deposits: a preliminary note, Geology 8, 543–546.
STEVE WARD             (مترجم: زینب لطفی)
 
 
DRUMLIN - دروملین
 دروملین ها به بزرگی تپه های تخم مرغی شکلی هستند که بیشتر آنها از باقی مانده ی واریزه های یخچالی تشکیل شده است. به طور کلی آنها در درون گروه ها یا بخش های چندین هزار ساله رخ می دهند و به طور گسترده و پله کانی در طول محوری که گرایش به جهت موازی در مسیر اصلی جریان یخی دارد، به وجود آمده اند. دروملین کلاسیک معمولا با شیب تندی پایان یافته و در جهت محل باد پناه شکل گرفته است. به هر حال انواع مختلف این شکل ها نسبت به خود شکل دراملین کلاسیک قدیمی بیشتر رایج بوده اند . دراملین ها از 5 تا 200 متر در ارتفاع و 10 تا 100 متر در پهنا و به طور کلی از 100 متر تا چندین کیلومتر در طول متفاوت هستند. جالب اینکه تعداد کمی از دروملین ها از زیر توده های یخی عصر جدید بجز جزیره جیمز رویز، بیرون آمده اند. قاره قطب جنوب مربوط به برخی از مناطق یخچالی ایسلند، خروجی یخچالهای طبیعی و مناطق بیفرتون گلیشیل، سوئیس (Bifertensgletscher, Switzerland) می باشد. قسمت های بسیار وسیع دروملین -در هزاران بخش- برای مثال در کانادا، استونی، ایرلند، آلمان، لهستان، روسیه و ایالت متحده وجود دارند. مناطق توپوگرافی که دروملین در آنها پیدا شده است بسیار زیاد و متنوع می باشند. دروملین ها در هر دو زمین های پست و هموار و زمین های کوهستانی در زیر ورقه های یخی و دوره های یخچالهای طبیعی نزدیک ترمینال های یخرفتی به وجود آمده اند و ممکن است در بخش های دیگر نیز به وجود آیند. به نظر می رسد در همجواری با یخرفت ها ظاهر می شوند. این در حالی است که در هر جایی حتی در میان لبه و کناره ورقه های یخی اتفاق می افتند. گاهی اوقات الگوی تابشی می تواند در قسمت درونی دروملین مشاهده شود که به عنوان آثار اساسی شکاف درونی که به علت جریان یخچالی بوده، بوجود آید و اگر در نزدیکی حاشیه یخچالی جریان داشته تفسیر و تشریح شده اند. چنین به نظر می رسد که دروملین ها هماهنگ با روگن و مورون های شیار دار می باشند که ممکن است مربوط به بستر های دگردیس شده در زیر ورقه های یخی باشند و به انتهای جریان یخ سریع وجایگاه مناسب درون جریان های یخی مربوط می باشند. به نظر می رسد که ارتباط کمی بین دروملین ها و توپوگرافی وجود دارد. دروملین ها از دامنه وسیعی از رسوب ها تشکیل شده اند انواع مختلفی از قبیل منابع که شامل شکل ها و ساختارهای رسوبی منظمی می باشند. در گذشته دروملین ها به اشتباه تقریبا تنها به عنوان یخرفت های نیمه یخچالی شناخته شده بودند. اگرچه بسیاری از دروملین ها حاوی رسوب لایه ای بودند. دروملین ها از رسوبات لایه ای تشکیل شده اند برای مثال والوا و داکوتای شمالی و دریاچه ی لیوینگ استون و ساسکاچان از این قبیل بوده اند. رسوبات طبقه بندی شده می توانند در دروملین های جداگانه ای که اغلب مجاور رسوبات یخرفتی مانند مناطق پیترابرو و آنتاریو بوجود بیایند. بسیاری از رسوبات هسته سنگ بستر داک های تخته سنگی و دیگر هسته یخچالی که اطراف باقی مانده ی یخچالهای نیمه یخچالی بوده اند، افزایش یافته و در جایی معینی قابل مشاهده می باشند.

شکل 49: طرح عمومی رسوبات داخلی و ساختمان درونی یک دروملین
در برخی موارد دروملین یا گونه های دروملینی به طور منحنی شکل در بستر سنگ به شکل سنگ دروملین می توانند دیده شوند. به هر حال بیشتر دروملین ها با هسته های مشخصی در اطراف وجود دیده نشده اند اینگونه اشکال در اصل مبهم هستند. ترکیبات آوااری در داخل دروملین ها در برخی موارد به دنبال بخش مورفولوژی بیرونی دروملین ظاهر شده اند. این در حالی است که دیگر امواج ارضی و الگوهایی به شکل استخوان ماهی نیز دیده شده است در بسیاری از موارد پیچیدگی درونی ساختارهای رسوبی جهت ترکیبات آنها، به طور تصادفی به وجود آمده اند. دروملین ها مانند شکل بسیار پیچیده و ترکیبات درونی که مشخص کردن آنها ب عنوان دروملین ایده آل غیر ممنکن است ظاهر شود. بسیاری از دروملین ها در بالا قرار گرفته اند و یا به طور مورب در بین اشکال دروملین بزرگتر دیده شده اند. شکل های دروملینی به شکل دروملین های بسیار بزرگ و ممکن است فرایند شکل گیری آنها به سادگی بعد از رسوب گذاری حرکت توده ای قسمت سطحی  خاکانعکاس داده شود. بسیاری از بخش های دروملینی به طور پیوسته به عنوان بخشی از یک سلسله اشکال لایه ای تغییر می کنند بنابراین دروملین تشکیل شده به محیط های نیمه یخچالی پیوسته به وجود آمده و باعث شکل گیری یخرفت شیار دار و روگن شده اند. پرسش درباره ی شکل گیری دروملین باعث جلب مجموعه ی از تحقیقات شده است. (از نظر شکل گیری)بر حسب موضوع درومیلین، موضوع مربوطه با در نظر گرفتن شرایط آن باید با دیگر فرضیه های شکل گیری مورد بررسی قرار گیرد. چنین فرض کنیم که تنها یک شرح و توضیح برای انواع بستر های مختلف وجود دارد. هر توضیح دیگری در باره شکل گیری دروملین موضوعات زیر را در بر دارد:
  1. مکان های مختلف پیدایش دروملین و اینکه چه بخش هایی مستعد این شرایط می باشند.
  2. شکل و مورفولوژی مختلف دروملین ها
  3. دامنه انواع رسوبات و ساختارهای درونی دروملین ها
  4. وجود دروملین های با هسته سنگی و بدون هسته سنگی
  5. وجود دروملین ها در شکل لایه ای و بودن آن در بعضی موارد، اما نه اینکه شامل تمام موارد باشد
  6. ارتباط بین دروملین های نیمه یخچالی، یخچالهای متحرک و هیدرولوئیک ها
  7. از نظر تاریخی در شکل گیری دروملین این موضوع بررسی شده است که آیا شکل دروملین ها به طور همزمان به عنوان تنها بخش در نظر گرفته شده یا اینکه با پیوسته روی هم قرار گرفتن آنها فقط در دوره یخچالی بوده و یا اینکه با تکرار چندین دوره یخچالی توسعه یافته اند
  8. مراحل توسعه دروملین آیا به صورت یکپارچه انجام شده یا به تدریج، به طور پیوسته و یا به طور جداگانه ای و یا اینکه با وجود وقفه ای افزایش یافته ست.
  9. مکانیزم های تحریکی که در شرایط خاص، نه اینکه تحت هر شرایطی، آیا به طور موثر عمل می کنند.
در حال حاضر سه گروه از فرضیه های شکل گیری دروملین به شرح زیر مطرح است.
1- غالب زنی مواد رسوبی مانند درون محیط نیمه یخچالی که میزان کمی از محیط نیمه یخچالی با فعالیت ذوب یخ در آن صورت گرفته است.(یعنی ممکن است که بستر یخ زده به بستر ذوب شده تبدیل شود)منیز2002. یخ ذوب شده ممکن است بر فرایند های غالب زنی و سطح دگردیسی تاثیر داشته باشد که هم به عنوان روان کننده های اساسی در بالای بستر یخ سطح مشترکی داشته باشند و یا اینکه به عنوان آب حفره ای فشارهای موقت رسوب نیمه یخچالی را کاهش می دهند. واریزها با تغییر شکل مستقیم از رسوب قبلی جدا شده و قالب بندی شده اند(یعنی هم نیمه یخچالی و هم غیر نیمه یخچالی )درون شکلهای دروملینی با پایه یخی به دنبال فرایند محیط آلوده و محیط حجاری شده آب رودخانه ای تماس پیدا می کنند.
2- با تفاوت های غیر ایزوتروپیک در محیط نیمه یخچالی واریزه تحت شرایط ذوب شده ی خود (a) قابلیت اشباع (ساملی و یون وین 1968) (b) اتلاف آب حفره ای (c) انجماد موضعی (d) الگوهای جریان یخ قاعده ای حلزونی شکل(آریا 1977) ؛ یا (e) دگردیسی واریزه ی نیمه یخچالی موضعی(بالتن 1987؛ منیز 1989) درون این گروه خاص فعالیت ذوب یخ در بستر موضعی واریزه ی دگردیسی مهم ارزیابی شده است. تغییر میدان تنش و یا پیشینه تنش و تغییر شکل آن با توجه به عبور یخچالهای متحرک به طور موضعی بر روی واریزه ی نیمه یخچالی، شکل متفاوتی پیدا کرده اند که در تعیین اینکه آیا دروملین ها شکل گرفته یا نه، پارامتر حائز اهمیتی می باشد. 3- با تاثیر فعال اثر قاعده ذوب آب (یعنی تحت شرایطی با بستر های یخ زده) حفر گودال های زیر توده یخی و بعد پرکردن مناسب آن که عمدتا رسوب طبقه بندی شده اند و یا به وسیله ذوب نیمه یخچالی نهشت رسوب در بالای بستر یخی مشترک وجود دارد(داردیس و مک کاپ 1987؛ شارپ 1988) و یا از طریق خود دروملین یا حجاری آن توسط فرایندهای رودخانه ای از قبیل رسوب نهشته شده می باشند. (شیا و همکاران2002)| این فرضیه به دنبال جریان ناشی از ذوب آبی است که به طور فاجعه باری زیر مناطق خاص توده یخی از قسمت بالای بستر یخی دارای سطح مشترکی است که هنوز به حجم کلی توده یخی این اجازه را داده تا توده یخی مدام متحرک بماند. این شکل از گسترش دروملین همانطور که در فرضیه 1 آمده نیاز به دو مرحله فرایند ابتدایی دارد که هم با حفره ای که از قبل شکل گرفته و هم رسوبی که از قبل موجود بوده در بالای بستر یخی با سطح مشترک آغاز می شود. مرحله بعدی نیاز است که به طور مستقیم با مرحله پیشین مرتبط باشد بنابراین در بعضی موارد اگرچه شرایط ممکن است برای شروع اولین مرحله مناسب باشد مرحله ی دوم ممکن است سمت سطح مشترک مهم بعدی تشکیل دروملین دهد یعنی در بلند مدت دروملین باقی می ماند. روابط پیچیده ای باید بین قائده یخ های متحرک، تغییر شکل رسوب نیمه یخچالی و شعال هیدرولیکی برای هر بخش خاص بستر یخی وجود داشته باشد. نوسانات در محل یا سطوح تنش زا یا در محل تولید یخآب و گذرگاه ها به تمام پارامترهای دیگر به اندازه تاثیر خواهد گذاشت. نوسانات خاص ممکن است با حد آستانه های بسیار مهمی روبرو شود که نمی تواند تغییر کنند، این در حالی است که میزان دیگر پسمانده های مختلف ممکن است وجود داشته باشند. شرایط نیمه یخچالی احتمالی یا به شکل دیگر در هر یک یا تمامی این فرضیه ها به طور بنیادین پیوسته به عنوان مشکل تحقیق باقی مانده است.
References
Aario, R. (1977) Associations of flutings, drumlins, hummocks and transverse ridges, Geojournal 1, 65–72.
Boulton, G.S. (1987) A theory of drumlin formation by subglacial sediment deformation, in J. Menzies and J. Rose (eds) Drumlin Symposium, 25–80, Rotterdam:A.A. Balkema.
Dardis, G.F. and McCabe, A.M. (1987) Subglacial sheetwash and debris flow deposits in Late Pleistocene drumlins, Northern Ireland, in J. Menzies and J. Rose (eds) Drumlin Symposium, 225–240, Rotterdam: A.A. Balkema.
Gluckert, G. (1973) Two large drumlin fields in central Finland, Fennia 120.
Menzies, J. (1989) Subglacial hydraulic conditions and their possible impact upon subglacial bed formation, Sedimentary Geology 62, 125–150.
——(2002) Ice flow and hydrology, in J. Menzies, (ed.) Modern and Past Glacial Environments, 79–130, Oxford: Butterworth-Heinemann.
Mills, H.H. (1987) Morphometry of drumlins in the northeastern and north-central USA, in J. Menzies and J. Rose (eds) Drumlin Symposium, 131–147,Rotterdam: A.A. Balkema.
Sharpe, D.R. (1988) Late glacial landforms of Wollaston Peninsula, Victoria Island, Northwest Territories: product of ice-marginal retreat, surge, and mass stagnation, Canadian Journal of Earth Sciences 25, 262–279.
Shaw, J., Faragini, D.M., Kvill, D.R. and Rains, R.B. (2000) The Saythabasca fluting field, Alberta, Canada: implications for the formation of large-scale fluting (erosional lineations), Quaternary Science Reviews 19, 959–980.
Smalley, I.J. and Unwin, D.J. (1968) Formation and shape of drumlins and their orientation and distribution, Journal of Glaciology 7, 377–480.
JOHN MENZIES               (مترجم: زینب لطفی)
 
DRY VALLEY - دره های خشک
دره ای که به ندرت اگر نگوییم هرگز، در حال حاضر هیچ بخش فعالی به آن اختصاص داده نشده است. چنین دره هایی با طیف وسیعی از شرایط آب و هوایی و محیط های لیتولوژیکی اتفاق می افتند که شامل مناطق بریتانیا و اروپا می باشند جایی که اغلب در نتیجه شکاف زیاد تحت شرایط حاشیه یخچالی پیشین مورد توجه قرار گرفته است. فرضیه های بسیار زیادی با شرح اینکه چرا چنین دره هایی خشک هستند، پیش کشیده شده است(see Table 13; Goudie 1993) فرضیه های مشترک به تغییرات اساسی شرایط آب و هوایی یا سطح ابتدایی نیاز ندارند صرفا فرایند هایی با عملکرد نرمال می باشند. با گذشت زمان فرضیه های دریایی به تغییرات سطح اساسی مربوط می باشند و فرضیه های اقلیم کهن در درجه اول به تغییرات شرایط آب و هوایی پلئستوسن مربوط می باشد. دره های خشک بریتانیا( عکس36) سلسله شکل ها و اندازه های قابل توجهی هستند که تنها تورفتگی های درون پرتگاه ها، دره های عمیق مارپیچی بزرگ مثل تنگه چدار در مندیس را نشان داده است. در بسیاری از آنها، اما نه اینکه در تمامیشان درون سنگ های کربناته شکل گرفته اند. دیگر دره های خشک شامل آنهایی هستند که در صحراهای گرم دنیا اتفاق می افتند و آنهایی که باقی مانده شرایط بارانی سابق و کاهش بسیاری از آب های زیرزمینی می باشد برای مثال مک کاچا، در کالاهاری (ناش1996). از سوی دیگر دره های خشک معروف قطب جنوب وجود دارند که توسط خروجی یخچالهای طبیعی سابق در فلات قطبی خشک جدا شده اند.
جدول 13: فرضیه های شکل گیری دره خشک
جریان یکنواخت و متحد الشکل
  1. روی هم قرار گرفتن پوششی از رسوبات وصخره های غیر قابل نفوذ
  2. به هم پیوستگی بزرگ با گذشت زمان
  3. برش کلی از طریق جریان رودها
  4. تشکیل حوضه آبریز و پایین رفتن سطح آب زیرزمینی از طریق عقب نشینی پرتگاهی
  5. فروپاشی حفره ها و مجاری زیر سطحی
  6. تسلط جریان رودخانه ای
  7. رویدادهای تخریبی نادر و بسیار عظیم
نقش عوامل دریایی
  1. عدم تطابق رودخانه ها در اثنای افت سطح دریا طی دوره پلئیستوسن همراه با  افت سطوح آب زیرزمینی
  2. فرسایش جزر و مدی به همراه تغییر شرایط خورها و خلیج های دهانه ای پیشین
تاثیر اقلیم دیرینه
  1. طغیان کردن دریاچه های  مناطق مجاور یخچالی
  2. فرسایش یخچالی
  3. فرسایش بوسیله ذوب یخچالی
  4. کاهش میزان تبخیر به علت کاهش دمای هوا
  5. جریان برفآب بهاری در شرایط مجاور یخچالی
  6. کاهش نفوذ روانآب  در شرایط خاک یخ زده
 

 
عکس 36: یک دره خشک آخور مانند دیده می شود که در منطقه وال ناحیه وایت هورس[1] در نزدیکی وانتیج[2] جنوب انگلستان تشکیل شده است. این دره در سنگ گچ دوره کرتاسه توسعه یافته است و در روی دامنه سمت چپ یک سری  از شیار های موازی دیده می شود که در بعضی از تحقیقات انجام شده حدس می زنند که در نتیجه برش بهمن ایجاد شده باشند.
References
Budel, J. (1982) Climatic Geomorphology, Princeton, NJ: Princeton University Press.
Goudie, A.S. (1993) The Nature of the Environment, Oxford: Blackwell.
Nash, D.J. (1996) On the dry valleys of the Kalahari: documentary evidence for environmental change in central southern Africa, Journal of African Earth Sciences 27, 11–25.
Summerfield, M.A., Stuart, F.M., Cockburn, H.A.P., Sugden, D.E., Denton, G.H., Dunai, T. and Marchant, D.R. (1999) Long-term rates of denudation in the Dry Valleys, Transantarctic Mountains, Southern Victoria Land, Antarctica based on in-situproduced cosmogenic nuclides, Geomorphology 27,113–129.
A.S. GOUDIE                     (مترجم: زینب لطفی)
 
شکل های این واژه ترجمه و در متن قرار داده نشده اند سه شکل و جدول
DUNE, AEOLIAN - تلماسه، بادرفتی
شکل تلماسه های بادرفتی بخشی از سیستم سلسله مراتبی اشکال لایه ای گسترش یافته ماسه بادی می باشد که عامل 1- تلماسه های ساده مجزا یا تلماسه های انتقالی درا یا تلماسه مرکب و پیچیده می باشد. بیشتر تلماسه ها در نواحی مجاور ته نشست های رسوبی رخ می دهند که ارگ یا دریاهای شن ماسه ای نامیده می شوند(با مساحت100کیلومترمربع). نواحی کوچکتر تلماسه ها، تپه ها نامیده می شوند.(نگاه کنید به دریای شنی و ماسه ها) اکثریت تلماسه ها از کوارتز و فلدسپات دانه هایی با اندازه شن تشکیل شده اند . اگرچه تلماسه ها از سنگ گچ تشکیل شده اند، کربنات و شن های آتشفشانی همانند سیلتهای جنبشی نیز رخ می دهند. شکل گیری مناطق تلماسه ای با تولید رسوب طیف وسیعی از اندازه ذرات مناسب مشخص شده اند. در دسترس بودن این رسوبات با انتقال توسط باد و ظرفیت حمل باد نیز مشخص شده است.(کارک و لنستر1999)بیشتر تلماسه ها از موادی که توسط فرایندهای رودخانه ای یا ساحلی انتقال داده شده نشئت گرفته اند. منابع مهم شامل سواحل دریایی و دریاچه ها، حوضه دریاچه های خشک، دشت های سیلابی و دلتاها می باشد. در دسترس بودن رسوبات با انتقال توسط باد با رطوبت پوشش گیاهی، پوسته پوسته شدن و انسجام آن معین شده است. ظرفیت انتقال توسط باد عملکرد سرعت باد بر حسب مکعب است و یا سطح تنش برشی بالاتر از آستانه انتقال می باشد.(نگاه کنید به فرسایش بادی). این شرایط در دو محیط اصلی راضی کننده هستند.1- مناطق ساحلی با سواحل شنی و بادهای خشک (برای مثال سواحل اقیانوس اطلس از شمال غرب اروپا، اقیانوس آرام، شمال غرب آمریکا، جنوب شرق و شمال شرقی استرالیا، و جنوب آفریقای جنوبی).2- مناطق نیمه گرمسیری و معتدل و بیابانی.
 
انواع تلماسه ها (Dune types)
تلماسه بادرفتی در نتیجه تعاملات بین بستر گرانول(شن)و جریان برشی متلاطم (اتمسفرلایه مرزی) گسترش یافته است. درنتیجه اشکال زمین، اشکال لایه ای هستند که به صورت دینامیک شبیهآنگونه اشکال گسترش یافته در جریان های برشی زیر دریایی می باشند. (مثلا رودخانه ها، جزر و مد، جریان ها). بنابراین مورفولوژی تلماسه های بادی، مشخصه های رسوبی (در درجه اول سایز دانه ای) و باد( هم در هر دو محل تنش برشی که میزان انتقال شن محلی را مشخص می کند و هم جهت بلند مدت تغییر رژیم بادی) را منعکس می کند. پوشش گیاهی یک فاکتور مهم و موثر بر مورفولوژی تلماسه ای در تلماسه های ساحلی و نیز آنگونه از مناطق خشک و نیمه خشکاست. تعاملات با موانع توپوگرافیکی ممکن است منجر به شکل گیری تلماسه شود. تلماسه ها در الگوهای خود سازمان یافته، رخ می دهند که در طول زمان به عنوان پاسخی در سطوح شنی رژیم بادی(بویژه تغییر جهت های آن)و میزان باد گسترده شده است(ورنر1995) توسعه این الگوها توسط تاثیر تغییرات آل و هوایی و سطح دریا بر مقدار رسوب و حرکت تلماسه ای و نیز مشخصه های رژیم بادی تنظیم میشود که اغلب منجر به به وجود آمدن مجموعه ای از تلماسه های متفاوت می شود. انواع تلماسه های شرح داده شده در زیر بیانگر حالت پایدار جذب سیستم انتقال بادی می شود و می تواند طیف وسیعی از شرایط ابتدایی را در بر گیرد. جهت تلماسه ها با توجه به رژیم بادی جنبه دیگری از ماهیت سیستم خودسازماندهی می باشد که در آن تلماسه ها در جهت افزاش شن و ماسه ناخالص و انتقال عادی به خط راس بوده است. مشخصه الگوهای تلماسه ای شامل رابطه نزدی بین ارتفاع و فاصله تلماسه ها و تغییرات مکانی سیستماتیک در نوع تلماسه و جهت و حجم رسوبات می شود برخلاف تنوع تلماسه های متفاوت و تعداد نامهای محلی که برای مراجعه به آنها استفاده شده است. تصاویر ماهواره ای نشان داده که اساس تلماسه ها شبکه های مشابهی در نواحی جداگانه و وسیعی رخ داده اند و در پنج نوع مورفولوژیکی اصلی رخ داده اند(شکل های 50 و 51). تنها شکل تلماسه محدود به نواحی ساحلی پیش تلماسه ای هستند چرا که آن بخش جدایی ناپذیرفرایندهای ساحلی پیچیده سیستم ساحل تلماسه ای را شکل می دهد(بائر و شرمن1999) سه نوع از هرنوع تلماسه می تواند رخ دهد نوع ساده (شکل پایه ای) نوع ترکیبی(رونهی تلماسه های کوچک شبیه به نوع تلماسه های بزرگتر)، نوع پیچیده(رونهی انواع تلماسه های متفاوت)شکل اولیه(برای مثال تلماسه های هلالی در تلماسه های خطی ). رابطه بین بوجود آمدن انواع مورفولوژیکی تلماسه های متفاوت و محیط رژیم بادی آنها نشان داده که کنترل اصلی نوع تلماسه تغییر جهت رژیم بادی است.(شکل 52) که کی تواند نسبت بین نتایج (جمع برداری) بطور بالقوه شن و ماسه انتقالی (RDP یا پتانسیل رانش) و کل انتقال شن و ماسه ای بالقوه (DPیا حرکت بالقوه) را توصیف می کند. اندازه دانه شن و ماسه، پوشش گیاهی، توپوگرافی میزان رسوب نقش تابع د ر اکثر موارد را بازی می کند( شکل50).

شکل 50: انواع اصلی تپه های ماسه ای از نظر توپوگرافی
ساده ترین انواع تلماسه ای و شکل الگوهای این نواحی توسط طیف وسیعی از جهت های بادی مشخص شده است(رژیم بادی تک سو ( RDP/DP>0/08 ). در صورت عدم وجود پوشش گیاهی شکل غالب تلماسه های هلالی یا عرضی با خط الراس های همتراز تقریبا عمود بر باد غالب هستند نمونه های خوب به دست آمده نامبیا ایالات متحده و امرات عربی می باشد. تلماسهای هلالی جدا شده یا برخانها در نواحی محدود شده شن و ماسه ای موجود و ادغام جانبی هلالی شکل یاریجهای برخانی شکل که شامل مجموعه ای از هلالهای پلانی به صورت شن و ماسه دردسترس،افزایش پیدا می کند. شکل های بزرگتر با تلماسه های انبوه تلماسه های هلالی ترکیبی نامیده می شوند(برای مثال تلماسه های آلگادون، کالیفرنیا، مناطق ساحلی دریای شنی نامیب). در نواخی کم با پوشش گیاهی و رژیم های بادی مشابه،تلماسه سهمی شکل ر خ خواهد داد. این تلماسه ها به شکل U و V با دماغه شن فعال باد و بازوی تا حدودی با پوشش گیاهی که تریل فرابادی توصیف شده است. آنها در بسیاری از تلماسه های ساحلی و درون نواحی خشک و اغلب با چاله هایی باد سطوح شن و ماسه ای پوشش گیاهی گسترش یافته است.(ولف و دیوید1997) هر دو تلماسه های هلالی و سهمی شکل به عبور ... مسیر بادی با سرعتی که رابطه معکوسی با ارتفاع آنها دراد منجر می شود(شکل 51) شماتیک مورفولوژی تلماسه اصلی انواع مورفولوژیکال و محیط های رژیم بادی اصلاحیه لنکستر 1995)-شکل 52 . نسبت بین انواع تلماسه و رژیم های بادی، دوباره ترسیم شده توسط واسن و هاید(1983) با داده های انباشته شده دریای شنی نامیب (نشانه ها) طیف وسیعی از رژیم های بادی در جهت سه نوع تلماسه توسط فرای برگر(1979) .

Figure 51 Schematic morphology of major dune morphological types and wind regime environments (modified from Lancaster 1995)
 
برابری ضخامت ماسه که آیا تلماسه ها یکسان بوده اند را اندازه گیری می کند. جهت تغییر پذیری رژیم بادی توسط نسبت بین برایند و مجموع پتانسیل رانش شن و ماسه ای توصیف شده است. تلماسه های خطی توسط مستقیم بودن، طول (اغلب بیش از 20 کیلو متر)، کریستال سینوسی، موازی، فاصله مناسب و نسبت بالای تلماسه به مناطق میان تلماسه ای. بسیاری از تلماسه های خطی شامل یک برآمدگی با شیب پایین، غالبا با پوشش گیاهی و منطقه کرستال فوقانی که حرکت شن و ماسه ای بیشتر فعال است. سطوح لغزشی در قسمت فوقانی تلماسه ایجاد می شود، جهتشان قرینه می باشد با فرو یا فلیل تقریبا مثلثی، اما در هر فصل نیم رخ آن متمایل به فرم نا متقارن با یک شیب مقعر استوز و و ویژگی بادپناه خوب بوجود آمده است. تلماسه های خطی در مناطقی با رژیم های بادی بای مودال و یونی مودال عریض(RDP/DP>0.4>0.8 ) و به نظر می رسد پهن ترین نوع تلماسه در تمام دنیا است. تلماسه های خطی ساده در دو شکل بوجود می آیند: تلماسه هایی با پوشش گیاهی صاف جنوب غربی کالاهاری و بیابانهای سیمپسون-زلوتی، بیشتر تلماسه های گونه سیفی صحرای سینا و شرق آن.
تلماسه های خطی پیچیده به بزرگی (50 تا 200 متر ارتفاع)، با فاصله بسیار گسترده(1تا2 کیلومتر) تلماسه های خطی دریای شن نامیب به بهترین شکل نشان داده شده اند. منشا تلماسه های خطی و شکل گیری جهت های بادموضوع قابل توجه بحث بوده است. دیدگاه بسیار جالب این است که شکل تلماسه های خطی موازی با جهت باد غالب بوده است. شکل موازی و صاف آنها اعتقادی است که از وجود لایه مرزی گردابی است که درآن جریان مارپیچی شن و ماسه مناطق درون تلماسه ای را می روبد. به هر حال شواهد تجربی کمی برای حمایت از چنین مدلی وجود دارد. بررسی های میدانی از جریان هوا و انتقال رسوبات بر تلماسه های خطی انجام شده (بریستا و همکاران2000، تزار 1983) پیشنهاد میکنند که مکانیسم های بنیادین شکل گیری تلماسه خطی انحراف بادهایی است که نزدیک زاویه مورب با خط راس موازی با تلماسه ای در امتداد محل بادپناه و انتقال شن و ماسه در طول تلماسه می باشد. بنابراین هر بادی از بخش مرکزی روی تلماسه به این شیوه منحرف خواهد شد. تلماسه های خطی تمایل دارند در جهت باد باشند، همانند سینوسهایی در خطالراس در امتداد طول آن می باشد. شواهد کناره روی (مهاجرت جانبی) بطور قطعی وجود ندارد. تلماسه های ستاره ای شکل هرمی دارند با 3 یا 4 سینوس لبه تیز منشعب شده از مرکز قله و سطوح چندگانه بهمن و بزرگترین تلماسه ها در بسیاری از دریاهای شن و ماسه ایبه ارتفاعی بیش از 300 متر در شرق دریای شن نامیب و و گراند ارگ اورینتال در الجزایر می رسند. بخش های فوقانی تلماسه های ستاره ای با دامنه های پرشیب در زوایای 15-30 درجه و بخش های پایینی شامل دامنه های گسترده با شیب آرام 5-10 درجه می باشند. تلماسه های کوچک هلالی یا معکوس به دامنه پایینی و دمنه فوقانی مناطق تلماسه های ستاره ای قرار دارند. مقایسه بین توزیع تلماسه های ستاره ای و رژیم های بادی نشان می دهدکه آنها بین چند جهت یا رژیم های بادی پیچیده شکل می گیرند((RDP/DP>0.3) ارتباط قوی بین وقوع تلماسه های ستاره ای و همچنین موانع توپوگرافیکی ذکر شده اند. توپوگرافی ممکن است رژیم های بادی منطقه ای را تغییر دهد تا تغییر جهت آنها افزایش یابد، همانند ارگ فاچ بیلما بوجود آمدن تلماسه هایی برای انتقال شن و ماسه، همانند تلماسه های کلسو و تلماسه های شنی بزرگ. گسترش تلماسه های ستاره ای بشدت بوسیله میزان بالای شکل جریان متقابل که در نتیجه تغییرات فصلی جهت بادو وجود بادپناهاصلی گردش ثانویه اتفاق می افتد. بیشتر فرسایش و رسوب مربوط به رسوب نهشته در فصل بادی پیشین می باشد. شن و ماسه که از قبل در تلماسه منتقل شده به بودن در مکان خود تمایل داشته و این باعث افزایش حجم آ« شده درنتیجه موقعیت تلماسه ها در طول زمان تغییر نمی کند(لانسکتر1989). دیگر انواع تلماسه های مهم شامل تلماسه های نبکا(که رایج در بسیاری از تلماسه های ساحلی می باشد) مهار شده توسط پوش گیاهی لونت ها (غالبا شامل گلوله های خاک رس به اندازه شن می باشد) که در جهت پلایاهای کوچک فرم می گیرند و انواع تلماسه های کنترل شده از نظر توپوگرافیکی (تلماسه های بالارونده و افتان، اتعکاس تلماسه ها) سطح کم ناهمواری شن و ماسه از قبیل ورقه های شنی در بسیاری از ارگ ها فضایی به کوچکی 5% یعنی منطقه کوچکی از دریای شن و ماسه ای نامیب را اشغال کرده که به اندازه 70% از بیابان صحرا می باشد. ورقه های شنی در جایی که رسوب در دسترس باشد درنتیجه ی شن درشت و بالا بودن سطح آب با پوشش گیاهی کمتر اتفاق می افتند. زیبار یا تلماسه های غلتان کوچک بدون ویژگی های لغزنده تشکیل شده اند(برای مثال آلگادن، ساحل اسکولد، نامیب.
 

Figure 52 Relations between dune types and wind regimes. Redrawn from Wasson and Hyde (1983) with Namib Sand Sea data superimposed (symbols) and range of wind regimes for three major dune  types from Fryberger (1979). Equivalent sand thickness is a measure of the sand available for  dune building and represents the thickness of sand if the dunes were levelled. The directional variability  of the wind regime is characterized by the ratio between resultant (RDP) and total sand drift potential (DP)
 
 
فرایندهای تلماسه ای و دینامیک ها (Dune processes and dynamics)
آغاز توسعه و تعادل مورفولوژیکی تمام تلماسه های بادی بوسیله مجموعه ای از فعل و انفعالات پیچیده بین تلماسه مورفولوژی، جریان هوا، پوشش گیاهی و میزان انتقال رسوبات مشخص شده است. به نوبه خود، توسعه بسترهای کنترل زیادی بر میزان حمل و نقل محلی از طریق فعل و انفعالات شکل جریان و گردش های جریان ثانویه به تعادلی پویا بین مورفولوژی تلماسه و جریان هوای محلی منجر می شود. در رژیم های بادی چند جهته ماهیت فعل و انفعالات بین شکل تلماسه ها و تغییر جریان هوا به عنوان بادهایی با جهت متفاوت فصلی و الگوهای جریان ثانویه بادپناه در تعیین مورفولوژی تلماسه و دینامیک، هائز اهمیت می باشند. همانگونه که تلماسه ها زیاد می شوند طرحی در اتمسفر لایه مرزی بوجود می آید و بنابراین بر جریان هوای اطراف و به شیوه ای مشابه بر تپه های جدا شده تاثیر می گذارند. بادها به خلاف جهت باد نزدیک می شوند، پای تلماسه نسبتا ساکن و سرعت باد کم می شود اما به طور احتمالی شدت تلاطم کم نمی شود. در استوز یا شیب رو به باد تلماسه خطوط جریان فشرده شده و بادها در بالای شیب سرعت می گیرند. درجه شتاب جریان(سرعت فاکتور افزایشی) توسط نسبت ابعاد و ارتفاع تلماسه مشخص می شود. سرعت باد در خط الراس تلماسه به طور معمول 101 تا 205 دقیقه می باشد که فورا جهت خلاف تلماسه را اندازه گیری می کند(شکل 53A) جریان شتاب با تاثیر جریان خط منحنی دو برابر می شود، شیب تلماسه های رو به باد افزایش می یابد تا میزان انتقال رسوب به طور تساعدی به سمت خط الراس افزایش یابد(شکل 53b) لانگستر و همکاران 1996، مک نومن و همکاران 1997) در نتیجه فرسایش شیب استوزی و میزان بالای فرسایش در مناطق قله ای تلماسه ها خطی و ستاره ای می شوند(مثلا لانگستر 1989، لیوینگ استون 1989) مدل های عددی نشان می دهد که جریان غیر خطی در ارنتقال رسوب با ارتفاع تلماسه،اندازه تلماسه را کم کرده و منجر به شکل گیری تلماسه میانه می شود. در بادپناه خط الراس تلماسه ها، سرعت باد و میزان انتقال در نتیجه گسترش جریان بین خط الراس و لبه بادپناه یا برخورد با بهمن و یا جریان گسستگی در خود بهمن به سرعت کاهش می یابد. الگویی پیچیده از جریان جدا، انحرافی و اتصال دوباره در قسمت پرشیب تلماسه به وجود می آید که به وسیله زاویه ای بین بادپناه و خط الراس تلماسه(زاویه حمله) و نسبت ابعاد تلماسه مشخص شده است. جریان های ثانویه شامل جریان انحرافی محل بادپناه بویژه در جایی که بادها به تلماسه ای مورب نزدیک می شوند از اهمیت برخوردار است و نیز در فرایند تلماسه های خطی و بسیاری از تلماسه های ستاره ای مهم هستند. ارتفاع حمله به نسبت ابعاد تلماسه ها(پرشیب) از جریان جداشونده در بادپناه نشات می گیرد. درحالی که ارتفاع کم زوایای حمله از جریان انحرافی در امتداد شیب بادپناه نشات می گیرند در حالی که نسبت ابعاد پایین تلماسه ها با گسترش جریان مشخص شده اند. جریان جداشونده ازگسترش گرداب در بادپناه تلماسه ای نشات می گیرد که اگر جریان به طور عرضی شود،ممکن است شکل گردباد غلتان باشد. جریان جدایش تک جهته باد 4 تا 10 برابر ارتفاع تلماسه های هلالی گسترده می شوند این زمانی است که جریان به صورت مورب با خط الراس تلماسه قرار گیرند که در نتیجه آن گرداب مارپیچی توسعه می یابد. جریان مورب انحراف در امتداد شیب بادپناه موازی با خط الراس تلماسه می باشد. درجه انحراف با زاویه فرود بین خط الراس و باد اولیه رابطه معکوسی بوجود خواهد آمد مطالعات میدانی نشان می دهد که جانب بادپناه گرداب مارپیچ بر کل جانب بادپناه ساده تلماسه های خطی(یعنی ارتفاع 5 تا 10) تاثیر داشته است اما فقط 10 تا 20% ارتفاع تلماسه های خطی پیچیده بزرگ با 40 متر ارتفاع، تلماسه های ستاره ای را افزایش می دهند. تغییرات در زاویه فرود محلی بین بادهای اولیه و خط الراس تلماسه سینوسی از یک الگوی متغیر مکانی و رسوبی و انتقال ویژگی بادپناه در امتداد تلماسه نشات گرفته است. رسوب غالب در جایی است که بادها از خط الراس زاویه های نزدیک به 90 درجه عبور می کنند و فرسایش یا انتقال امتداد تلماسه در جایی است که زاویه های فرود کمتر از 40 درجه، رخ می دهند. بررسی ها بر جریان ارضی تلماسه ها نشان می دهد که جهت باد و ارتفاع جریان تک جهته جدایش، یکسری مسیر عبوری است که به تدریج گسترده شده است. جهت باد پراکنده و مختلط به فاصله ای با اندازه ی 25 تا 30 برابر ارتفاع تلماسه است(والکر و نیکلینگ2002) جریان جدایش همچنین سبب فروریزی دانه های شن جهشی پیشین می شود آزمایش های میدانی نشان داده که 95% شن منتقل شده بر بالای خط الراس به اندازه یک متر درون خط الراس رسوب گذاری شده است. میزان رسوب در جهت بادبه طور نمایی(تصاعدی) کاهش می یابد (نیکینگ و همکاران2002) ارتفاع میزان رسوب فورا در خط الراس بادپناه منجر به شیب فراگامی و بهمنی شده است. دانه ها به شکل سطوح لغزنده می باشندو تمام شن منتقل شده بر خط الراس تلماسه های هلالی رسوب گذاری شده اند بنابراین آنها در بستر ها (ماسه گیر) شده اند در نتیجه حرکتشان به این صورت توصیف شده است C=Q/yh . این در حالی است که C میزان مهاجرت Qحجم کلی میزان انتقال شن و ماسه و yچگالی حجمی شن و h ارتفاع تلماسه است.

Figure 53 Elements of dune dynamics: (a): velocity speed-up (from Lancaster 1995); (b) winds and sediment transport rates on the stoss slope (from McKenna Neuman et al. (1997) (c) lee-side flow separation and wake mixing (from Walker and Nickling 2002)
 
چالش ها و فرصت های بررسی تلماسه(Challenges and opportunities indune studies)
در دو دهه گذشته تغییر چشمگیری در میزان شناخت تلماسه دینامیک و مورفولوژیک دیده ایم. از طریق مطالعه فرایند ها و دیدگاه سینوپتیک دریاهای شنی توسط تصاویر ماهواره ای ارائه شده اند در نتیجه اصول تلماسه دینامیک و عوامل عمده شکل گیری انواع تلماسه در بخشی از جزئیات شناخته شده اند. این فرایندها منجر به آغاز تلماسه و دینامیک فرایندهای جانب بادپناه(از قبیل بهمنی شکل) و کنترل اندازه و فاصله تلماسه، بخوبی مشخص نشده اند. همچنین بسیار مشکل است که در نتیجه مطالعات کوتاه مدت فرایندهای تلماسه ای به منظور شناخت دینامیک تلماسه بلند مدت یا سالانه ارائه شود. رویکردی امیدوار کننده به منظور توسعه مدل های عددی تلماسه و ارزیابی آن بوجود آمده است(ورنر1995). روش دیگر استفاده رادارهای نفوذکننده در زمین به منظور تصویربرداری ساختارهای رسوبی تلماسه می باشد. نتایج ثبت شده فرایندهای شکل گیری تلماسه در بازه های زمانی ارائه شده است و اجازه داده شده تا مدل های تجربی ارزیابی تلماسه گسترش یابند. یک مثال خوب در این روش 5 مرحله توسعه تلماسه خطی ارائه شده (توسط بریستو و همکاران2000) می باشد.
References
Bauer, B.O. and Sherman, D.J. (1999) Coastal dune dynamics: problems and prospects, in A.S. Goudie, I. Livingstone and S. Stokes (eds) AeolianEnvironments, Sediments and Landforms, 71–104, Chichester, New York: Wiley.
 Bristow, C.S., Bailey, S.D. and Lancaster, N.(2000) Sedimentary structure of linear sand dunes, Nature406, 56–59.
Fryberger, S.G. (1979) Dune forms and wind regimes, in E.D. McKee (ed.) A Study of Global Sand Seas, 137–140, United States Geological Survey, Professional Paper 1,052.
Kocurek, G. and Lancaster, N. (1999) Aeolian sedimentstates: theory and Mojave Desert Kelso Dunefield example, Sedimentology 46, 505–516.
Lancaster, N. (1989) The dynamics of star dunes: an example from the Gran Desierto, Mexico,Sedimentology 36, 273–289.
——(1995) Geomorphology of Desert Dunes, London:Routledge.
 Lancaster, N., Nickling, W.G., McKenna Neuman, C.K. and Wyatt, V.E. (1996) Sediment flux and airflow on the stoss slope of a barchan dune, Geomorphology17, 55–62.
 Livingstone, I. (1989) Monitoring surface change on a Namib linear dune, Earth Surface Processes and Landforms 14, 317–332.
McKenna Neuman, C., Lancaster, N. and Nickling, W.G. (1997) Relations between dune morphology, airflow, and sediment flux on reversing dunes, Silver Peak, Nevada, Sedimentology 44, 1,103–1,114.
 Nickling, W.G., McKenna Neuman, C. and Lancaster, N. (2002) Grainfall processes in the lee of transverse dunes, Silver Peak, Nevada, Sedimentology 49,191–211.
 Tsoar, H. (1983) Dynamic processes acting on a longitudinal (seif) dune, Sedimentology 30, 567–578.
Walker, I.J. and Nickling, W.G. (2002) Dynamics of secondary airflow and sediment transport over and in the lee of transverse dunes, Progress in Physical Geography 26, 47–75.
Wasson, R.J. and Hyde, R. (1983) Factors determining desert dune type, Nature 304, 337–339.
Werner, B.T. (1995) Eolian dunes: computer simulations and attractor interpretation, Geology 23, 1,107–1,110.
Wolfe, S.A. and David, P.P. (1997) Parabolic dunes: examples from the Great Sand Hills, southwestern Saskatchewan, Canadian Geographer 41, 207–213.
Further reading
Livingstone, I. and Warren, A. (1996) Aeolian Geomorphology: An Introduction, Harlow: Addison- Wesley Longman.
Nickling, W.G. and McKenna Neuman, C. (1999) Recent investigations of airflow and sediment transport over desert dunes, in A.S. Goudie, I. Livingstone and S. Stokes (eds), Aeolian Environments, Sediments and Landforms, Chichester: Wiley.
Pye, K. and Tsoar, H. (1990) Aeolian Sand and Sand Dunes, London: Unwin Hyman.
SEE ALSO: aeolian processes; barchan; draa (megadune); dune mobility
NICK LANCASTER        (مترجم: زینب لطفی)
 
DUNE, COASTAL - تلماسه های، ساحلی
 پیش تلماسه (Foredune)
پیش تلماسه ها تیغه های تلماسه موازی ساحلی هستند که در بالای ساحل توسط فرسایش رسوب شنی درون پوشش گیاهی شکل گرفته اند. آنها ممکن است در دامنه پشته ها یا نبکا به طور نسبی تراس مسطح به شکل قابل توجهی پشته های محدب پراکنده شده اند. به طور فعال شکل گیری پیش تلماسه ها نزدیکترین موقعیت رو به دریا را اشغال کرده ولیکن این موقعیت شامل تمام تلماسه ها و پیش تلماسه ها نشده است. انواع دیگر تلماسه ممکن است نزدیکترین موقعیت فرسایش ساحلی باشند که در این صورت پیش تلماسه ها قادر به شکل گیری نبودند. پیش تلماسه ها به طور طبیعی در دو نوع عمده وجود دارند پیش تلماسه های آغازی و پیش تلماسه های ایجاد شده.
پیش تلماسه آغازی (INCIPIENT FOREDUNE)
پیش تلماسه آغازی و افزایش پیش تلماسه ها درون اجتماعات گیاهی پیشگاه بوده اند. آنها توسط رسوب شنی درون پوشش های گیاهی گسسته یا نیمه گسسته و یا شکل گیری گیاهان منحصر به فرد تلماسه های گیاهی نبکا تشکیل شده است. پیش تلماسه های آغازی ممکن است در ساحل تشکیل شوند. به طور نسبی در کناره منطقه ها در خط شکست یا منطقه جزر و مد بهاری رشد می کنند(هاسپ 1989). به طور اساسی توسعه مورفولوژی به چگالی گیاه، ارتفاع و پوشش گیاهی، سرعت باد و نیز میزان انتقال شن بستگی دارد(دیوید1980). تلماسه های سایه ای، پشته ها، تلماسه های جنینی و نبکا همگی به علت حرکت موضعی در درون و نیز پشت گیاهان تک و نیز گیاهان انبوده تشکیل می شوند. سرعت باد با برخورد به گیاهان سرعت شتاب محلی اطراف گیاهان کمتر شده و جریان جدایش در پشت گیاهان تجربه شده است.(هاسپ1999). تاج پوشش گیاهان نسبتا پایدار بر جریان بادی/شنی نسبت به چگالی، توزیع و ارتفاع گیاه تاثیر می گذارد. ارتفاع و تاج پوشش گیاهی عملکرد کاهشی بسیار شدید و نیز حمل و نقل شن(جهش و کشش) به طور قابل توجهی از لبه ها کمتر شده است. در تاج پوشش گیاهی که در امتداد ساحل قرار دارد چگالی و توزیع متفاوتی با هم دارند همچنین با مورفولوژی پیش تلماسه تفاوت دارند.(نیکلسون و دیوید سون، آرانت1990). تراکم گیاهی افزایش می یابد همانگونه که شدت باد افزایش می یابد، همانگونهنیز خمیدگی پوشش گیاهی و حرکت موازی باد افزایش می یابد. پیش تلماسه های آغازی به طور کلی یکی از سه نوع تلماسه های مورفولوژیکی را نمایش می دهد: رمپ ها،تراس ها و ریج ها. سوالز (تلماسه فرونشسته) به طور کلی با رشد پیوسته پیش تلماسه رو به دریا به وجود می آید. آنها همچنین در منطقه های خاک بادرفتی رشد می کنند(هاسپ2002).
ایجاد پیش تلماسه (ESTABLISHED FOREDUNE)
ایجاد پیش تلماسه ها نسبت به پیش تلماسه آغازی گسترش می یابند و معمولا با رشد گونه های گیاهی میانی یا ثانویه و یا با بیشترین پیچیدگی مورفولوژیکی ارتفاع، عرض، سن و موقعیت جغرافیایی آنها نیز گسترش می یابد. پیش تلماسه ها دامنه کم و معمولا پراکنده ای دارند. تلماسه های کمتر از یک متر یا به طوری که در ارتفاع برخی از آبخواست ها با بارش های زیاد و در مناطق کمتر رسوبی ارتفاعی بیش از 30متر در برخی موارد معین شده اند. توسعه مورفولوژیکی و ارزیابی تلماسه های بوجود آمده وابسته به تعداد عواملی از قبیل: تولید شن، عرض ساحل و طول برد دریاچه، گونه ساحلی منطقه امواج، درجه پوشش گیاهی، گونه های گیاهی کنونی (عملکرد آب و هوایی و جغرافیای زیستی منطقه)، میزان ماسه بادی و سرعت فرسایش، فراوانی و شدت نیروی باد و موج، وقوع و شدت فرسایش طوفانی، شیب تند تلماسه و فرایند های بارشی، سطح میانه تا طولانی ساحلی، سسطح ساحل متوسط تا طولانی یا وضعیت موانع(ماندگاری شدتو فرسایش) و به طور فزاینده ای، گسترش دخالت انسانی و کاربرد آن(دیوید سون-آرنوت و لاو 1996، شارت و هاسپ 1999). جریان باد از نظر توپوگرافیکی بر روی پیش تلماسه ها بویژه شیب بالای پشته ها و خط الراس ها شدت گرفته اند. به هر حال پوشش گیاهی متغییر پیش تلماسه ها و متغییر های توپوگرافیکی آنها را می پوشاند که منجر به کاهش شتاب محلی و تغییرات ناهمواری طولی (Arens 1997) می شود و اینگونه جریانات به عنوان پیش تلماسه مورفولوژیکی پیچیده و افزایش پوشش گیاهی بارزتر می شوند.
دشت پیش تلماسه ای(Foredune Plain)
پیش تلماسه ها ممکن است به طور تدریجی یا بندرت از فرایند پیوسته فرسایشی بوسیله پیشرفت، پیش تلماسه آغازی جدیدی رو به دریا ممکن است از پیش تلماسه تکمیلی بوجود آمده جدا شود. پیش تلماسه اولیه سپس پیش تلماسه باقی مانده می شود همانگونه که به حد زیادی یا کاملا از موقعیت اولیه ساحلی برداشته می شود(حذف می شود). پیشروی سیستماتیک ساحلی بیش از ده ها هزار سال منجر به گسترش دشت های وسع پیش تلماسه ای می شود.
بادچال (Blowout)
بادچال های نعلبکی، فنجانی یا کاسه ای شکل یا گودال شکل فرونشسته یا توخالی هستند که توسط فرسایش بادی بر رسوب شنی پیشین شکل گرفته اند. انباشت شن مجاور و لوب رسوبی از فرونشست و احتمالا دیگر موارد گرفته شده است که به طور طبیعی بخشی از بادچال در نظر گرفته شده است.( (Nordstrom et al. 1990). مورفولوژی بادچال ممکن است بسیار متغییر باشد اععم از سیگاری شکل، Vشکل، توخالی شکل و انواع پاتیلی و دالانی، از شکاف طولی حفره ها، گودال ها یاحوضه های گسترده یا بادچالهای نعلبکی و گودال شکل (cooper 1967) بادچالهای نعلبکی شکل نیم دایره یا نعلبکی شکلی هستند، اغلب مانند صخره های کم عمق می باشند. فنجانی شکل گودتر یا بادچالهای کاسه ای شکل ممکن است تکمیل شده باشد. بادچالهای گودالی به طور کلی بیشتر کشیده هستند، با حوضه ها یا طبقات کم عمق تر با دامنه ها یا دیوارهای جانبی فرسایشی تندتر و طولانی تر می باشند.
 
شروع(INITIATION)
بادچالها ممکن است به روش های مختلفی از قبیل زیر شروع شوند:
  1. فرسایش موجی تلماسه ها به دنبال فرسایش بادی تند بوجود می آید.
  2. پوشش گیاهی خشک به دنبال فرسایش امواج تلماسه و در نتیجه فرسایش بادی
  3. فرسایش بادی با شست و شوی بسیار زیاد حفره ها و مخروط افکنه ها
  4. توپوگرافی شتاب جریان هوا به تلماسه ها، گذرگاه تلماسه ها و پرتگاه ها وصخره ها
  5. جاهایی که پوشش گیاهی به طور طبیعی کم است یا ضعیف شده یا کاهش یافته یا از بین رفتن تلماسه با دوره های خشک یا خشکی های طولانی مدت.
  6. خشک سالی پوشش گیاهی به علت تخلیه مواد غذایی خاک
  7. خشکی موضعی(مثلا در خط الراس تلماسه) آهش پوشش گیاهی
  8. فعالیت های انسانی و حیوانی
  9. فرسایش آبی
  10. فرسایش بادی با سرعت بالا منجر به هم فرسایش و طغیان و تدفین شن و ماسه می شود.
پس از شروع به دنبال گسترش مورفولوژیکی که ممکن است به اندازه ساختمان اولیه، ارتفاع و عرض تلماسه که در آن بادچال بیشتر شده، درجه و نوع پوشش گیاهی، بزرگی بادهای منطقهو میزان در معرض باد قرار گرفتن جهت های مختلف (هاسپ 2002 و جینینگ 1957).
جریان دینامیکی (FLOW DYNAMICS)
جریان بادچال های نعلبکی شکل پیچیده است با صورت گرفتن جریان جدایش در اطراف دیوارهای فرسایشیریال فرسایش و رسوب شنی همچنین درنتیجه سرعت بادها ی متفاوت و جهتهایشان، پیچیده است. اگرچه به طور کلی پسرفت حوضچه ها مربوط به بررسی بیشتر بادچالها می باشد. بادچالهای نعلبکی شکل بیشتر در طول خلاف جهت باد در برابر باد غالب رشد می کنند. جریان بالای نواحی گود بادچالها به طور معمول از نظر توپوگرافی تسریع شده و جریان سریع کاهش حوضچه تک یا دوتایی به طور مشخص نمایش داده شده است. گرداب های دایره ای شکل (بطری شکل) بر خط الراس دیوار فرسایشی جانبی و کاهش سریع جریان، گسترش جریان جانبی و جریان جدایش بر لوب های رسوبی: جریان توپوگرافی (فرمانی شکل) قابل توجه می باشد.(هاسپ و هایدی 1996)
 
تلماسه سهمی شکل(Parabolic dune)
تلماسه های سهمی شکل (همچنین تلماسه های Uشکل،تلماسه های آپ سیلویی، و تلماسه های تند هلالی) که معمولا تلماسه های U و V شکل که با درازی کمتر، ریج های دنباله ای که در مسیر باد در U و V شکل لوب های رسوبی مشخص شده است. لوب های رسوبی ممکن استشکل ساده باشند، پهنه ماسه های بدون شکل یا بافتی بی شکل تلماسه ای متفاوت می باشند (مثلا تلماسه های انتقالی، تلماسه های برخانی شکل و غیره ).حوضه ها و دشت های بادکندی، آب های ساکن، زمین های مرطوب فصلی(تالاب ها)، حوضچه ها، ریج های جی جین و ال منطقه بین ریج های تلماسه ای را اشغال کرده است.
شروع (INITIATION)
تلماسه های سهمی شکل معمولا به روش های زیر بیشتر می شوند، روشهایی از قبیل 1- ابعاد بادچالها(پای 1983). در بسیاری از موارد لوب های رسوبی بادچال به طور پیوسته در مسیر بادریج های دنباله ای پیش می رود. 2- پیشرفت رو به خشکی و حاشیه های فرارونده پهنه های ماسه ای و تلماسه ای. بادچالها و تلماسه های سهمی شکل ممکن است در هر دو جریان پایدار و پیوسته (رسوب،کیان موجود) سواحل پیشرونده(رسوب مرتفع موجود) که حوادث بادی با انرژی بالای منظم یا گاه گاه را تجربه می کنند(هاسپ2002). آنها به طور معمول در سواحل فرسایشی که پشت تلماسه های ماندگار به وسیله موج فرسایشی و آن باد فرسایشی کم شده ان، شکل می گیرند. (برای مثال (e.g. Ruz and Allard 1994
 
مورفولوژی (MORPHOLOGY)
دو زیرگروه اصلی تلماسه سهمی شکل رایج هستند. گونه های دیواره بلند و گلوله ای و گونه های بیضیشکل گسترش چندگانه، اینگونه ها منجر به دو زیرگروه اصلی پیش تلماسه سهمی شکل می شود. گونه های دیواره بلندو گونه های پولک پولک(فلسی) (Trenhaile 1997).. تلماسه های سهمی شکل دیواره بلند پشته های دنباله ای بلند و حوضه های بادروبی وسیع را نمایش می دهندو آنها بویژه در زمین نسبتا مسطح در مناطق خلنگزار یا بوته زار کم، شن و ماسه زیاد موجود و قوی و بیشترین بادهای یک جهته بخوبی گسترده شده اند. بعضی از تلماسه های سهمی شکل به صورت گلوله ای شکل کوچکتر اغلب به صورت نیم دایره یا حوضه های بادروبی بیضی شکل را نمایش می دهند. گسترش چندگانه منجر به تلماسه هایی که همدیگر را به صورت فلسی همپوشانی می کنند، می شود آنها بیشتر در مناطق مرطوب تر بیشتر می شوند. در زمین مسطح جایی که عمق بادروبی کمتر و سرعت باد به طور نسبی کمتر و در شیب زمین با رژیم های بادی یک جهته یا چند جهته و یا در تلماسه هایی با پوشش گیاهی بلند در جایی که میزان پیشروی کم و یا در جایی که مانع مهاجرت شده است.
تحول (EVOLUTION)
حوضه های بادروبی منجر به ادامه فرسایش شده تا جایی که سطح اساسی آن کمتر شده مثلا سطح ایستایی آب از نظر فصلی کمتر شده لایه کالکریت 0و یا دیگر لایه های سفت شده)، سطح مثل یک جوشنی سطح ریگی، پوسته ای پومیس یا مصنوعی. ریج های دنباله ای بعلت از بیرون گیر افتادن، حاشیه جانبی لبه لوب های رسوبی همانگونه که در مسیر باد مهاجرت می کنند، گسترش یافته اند رسوب به دام می افتد در حالی که درون(دشت بادروبی) بخشی از ریج فرسوده شده است. لوب های رسوبی به شکل کمانی، پیچ تند، Vشکل، شعاعی یا سهمی شکل وابسته به جهت باد، ارتفاع و حجم لوب، پوشش گیاهی و گونه آن و سرعت مهاجرت همگی را در بر می گیرد.
میزان مهاجرت (RATES OF MIGRATION)
اندازه های تلماسه سهمی شکل پیشرو یا مهاجر به اندازه قابل توجهی به مورفولوژی شیب و نوع آن(مثلا شنی در مقابل سنگی) تلماسه های زمین در حال حرکت، پوشش گیاهی و نوع(زمین های جنگلی در مقابل مرتع) سرعت باد در جهت متغیییر باد. سرعت مهاجرت تلماسه از 0.05 تا 25 می باشد.
ورقه و پیش تلماسه پیشرونده (Transgressive dunefield and sheet)
ورقه ها و پیش تلماسه های پیش رونده رسوبات ماسه ای بادرفتی هستند که در مسیر باد یا در امتداد حرکت شن بر زمین، با پوشش گیاهی یا نیمه گیاهی شکل گرفته اند. چنین ورقه ها و پیش تلماسه ها ممکن است دامنه بسیار کوتاهی(صدها هزار متردر کرانه و حوضه خشکی) باد را یا تلماسه های بزرگ. آنها ممکن است بدون پوشش گیاهی، نسبتا با پوشش گیاهی یا کاملا پوشیده از پوشش گیاهی باشند(پس از شکل گیری) ( نورد استوم و همکاران 1990). ورقه های بدون سطح تلماسه ای یا سطح تلماسه ای کم نمایش داده می شوند، پیش تلماسه ها پوشیده از انواع مختلف تلماسه ای می باشند. آنها همچنین تلماسه های متحرک، تلماسه های مهاجر: مدال یا ماچیر نامیده شده اند. پیش تلماسه های پیشرو بویژه در ارتفاع بادی و موج انرژی (شرقی و غربی) بخوبی توسعه یافته اند. سواحلی با رسوب قابل توجه موجود و تقریبا در تمام مناطق آب و هوایی(مناطق استوایی تا قطب شمال).
 
گونه های پیش تلماسه ای پیشرو (TRANSGRESSIVE DUNEFIELD TYPES)
در مقیاس نا خالص، پیش تلماسه های پیشرو صفحه های جدولی توصیف شده است.(از قبیل تلماسه های کنار کذر دماغه ای) شکل های پشت بنددار یا لبه پرتگاه بالاروندهو پیش تلماسه های افتان.
 
شروع و توسعه (INITIATION AND DEVELOPMENT)
پیش تلماسه های پیشرو به دلایل زیادی توسعه پیدا کرده اند که ممکن است شکل گرفته یا شکل بگیرند. 1- در واکنش به افزایش سطح آب دریا و یا تغییر آب و هوایی بویژه در دوره های 1000 تا 7000 ساله). 2- در مناطق بالای کرانه و رسوب موجود رو به خشکی، اغلب در ارتفاع باد و محیط های انرژی موجی. 3- در سواحل فرسایشی . 4- به عنوان فلات قاره ای واقع شده و یا تغییر آب و هوایی در طول آخرین یخبندان. 5- بعنوان واکنش به دوره های منطقه ای افت سطح دریا. 6- در سواحلی که شرایط آب و هوایی تجربه شده مثل محیط های خشک و قطب شمال و نیمه قطبی و جایی که رشد پوشش گیاهی ممکن است محدودتر شده باشد.
 
لندفرم های پیش تلماسه ای پیشرو(TRANSGRESSIVE DUNEFIELD LANDFORMS)
پیش تلماسه های پیشرو فعال ممکن است به طور مستقیم در امتداد ساحل و به طور مورب در خشکی و مستقیما رو به خشکی مهاجرت کنند. پیش تلماسه هایی که در امتداد ساحل مهاجرت می کنند معمولا توسط پیش تلماسه های عرضی در کرانه درون مرزی گسترده شده اند. درون تلماسه ها با نبکا ها و فلات های بادکندی و پهنه های ماسه ای و دشت های شسته و مخروط ها توصیف شده اند. مهاجرت پیش تلماسه های مورب و بطور طبیعی رو به خشکی می باشند که معمولا با حوضه بادکندی کوچک تا گسترده تر(یا دشت ها). مجموعه آرامی از جهت مخالف یا به سمت دریا، از کوچک به بزرگ، همراه با پوشش نسبتا پهنه ماسه ای یا پیش تلماسه ایو جبهه کاری طویل، معمولا سینوسی، اصلی، سطح لغزشی یا ریج(یا خط الراس)ته نشستی در جهت رو به خشکی توصیف شده است.(از قبیل انواع تلماسه های صحراییی، از دامنه گنبدهای ساده تلماسه ای پیشرو و برخانها تا تلماسه های برخانی و سینوسی پیشرو مورب تا اکل یا شبکه پیچیده فرم های شبکه تلماسه ستاره ای، کشیده شده است.(برای مثال هانتر و همکاران 1983). حوضه ها و دشت های بادکندی معمولا موازی با صاحل قرار دارند و در پایین سطح پایه فرسوده شده همانند سنگ فرش کالکریت، با توجه به فصل کمترین سطح ایستایی سطوح تلماسه ای قدیمی تر و پالئوسلها، کربنیته و بستر سنگی فرسوده شده اند. پیش تلماسه های پیشرو فعال انواع مختلف عموما کوچکتر محیط ها و فرم های مقیاس تلماسه ای را نشان می دهند، از قبیل تپه های مدور دائمی، پشته ها، بوش پاکتهای نبکا، تلماسه های سایه ایو تلماسه حاشیه ای(اطراف حاشیه های مخروط ها شسته شده)(نورداترام و همکاران1990). ریج های رسوبی (جبهه کار طویل یا سطوح لغزشی اصلی به طور معمول در امتدادمسیر باد و حاشیه های کناری پیش تلماسه های پیشرو رخ می دهند.جایی که پیش تلماسه ها از یک جهت ابتدایی مهاجرت می کنند، آنها بطور کلی یک ریج رسوبی هستند در جایی که مهاجرت گسترده به سمت خشکی و در امتداد بوده است، آنها ممکن است رسوبات زیاد و ریج های دنباله ای دارند.
References
Arens, S.M. (1997) Transport rates and volume changes in a coastal foredune on a Dutch Wadden island, Journal of Coastal Conservation 3, 49–56.
 Cooper, W.S. (1967) Coastal Sand Dunes of California, Geological Society of American Memoir 101.
 Davidson-Arnott, R.G.D. and Law, M.N. (1996) Measurement and prediction of long-term sediment supply to Coastal Foredunes, Journal of Coastal Research 12, 654–663.
Davies, J.L. (1980) Geographical Variation in Coastal Development, London: Longman.
Hesp, P.A. (1989) A review of biological and geomorphological processes involved in the initiation and development of incipient foredunes, in C.H. Gimmingham, W. Ritchie, B.B. Willetts and A.J. Willis (eds) Coastal Sand Dunes, Proceedings of the Royal Society of Edinburgh, 96B, 181–202. ——(1999) The beach backshore and beyond, in A.D. Short (ed.) Handbook of Beach and Shoreface Morphodynamics, 145–170, Chichester: Wiley.
 ——(2002) Foredunes and blowouts: initiation, geomorphology and dynamics, in P. Gares (ed.) 29th Binghamton Geomorphology Symposium: ‘Coastal Geomorphology’ Geomorphology 48(1/3): 245–268.
 Hesp, P.A. and Hyde, R. (1996) Flow dynamics and geomorphology of a trough blowout, Sedimentology 43, 505–525.
 Hunter, R., Richmond, B.M. and Alpha, T.R (1983) Storm-controlled oblique dunes of the Oregon Coast, Geological Society of America Bulletin 94, 1,450–1,465. Jennings, J.N. (1957) On the orientation of parabolic or U-dunes, Geographical Journal 123, 474–480.
Nickling, W.G. and Davidson-Arnott, R.G.D. (1990) Aeolian sediment transport on beaches and coastal dunes, in R.G.D. Davidson-Arnott (ed.) Proceedings Symposium on Coastal Sand Dunes, –35, Ottawa: NRC.
 Nordstrom, K.F., Psuty, N.P. and Carter, R.W.G. (eds) (1990) Coastal Dunes: Form and Process, London: Wiley.
Pye, K. (1983) Coastal dunes, Progress in Physical Geography 7(4), 531–557.
 Pye, K. and Tsoar, H. (1990) Aeolian Sand and Sand Dunes, London: Unwin Hyman. Ruz, M.-H. and Allard, M. (1994) Coastal dune development in cold climate environments, Physical Geography 15(4), 372–380.
Ruz, M.-H. and Allard, M. (1994) Coastal dune development in cold climate environments, Physical Geography 15(4), 372–380.
Short, A.D. and Hesp, P.A. (1982) Wave, beach and dune interactions in southeast Australia, Marine Geology 48, 259–284.
Trenhaille, A.S. (1997) Coastal Dynamics and Landforms, Oxford: Oxford University Press.
PATRICK HESP (مترجم: زینب لطفی)
 
DUNE, FLUVIAL  - تلماسه، رسوبات رودخانه ای
تلماسه ها رایج ترین مشخصه ماسه رسوبی یا جریانهای بستر گل و لایی می باشند. آنها حدودا نیم رخ سه ظلعی با زاویه شیب بالادستی و شیب تند پایین دستی می باشند(نگاه کنید به تلماسه، رسوب بادرفتی). طول تلماسه و عرض موج مستقیما مربوط به عمق آب می باشد. با رسیدن به حد بالای یک سوم عمق جریان آنها به طور معمول 5.1 میلیمتر تا 10 میلیمتر ارتفاع با طول موج 4 تا 8 بار عمق جریان می باشد(نیکتون 1998) آنها دائما شکل می گیرند در جریانهایی با جریانهای با شدت بیشتر تا آنهایی که فرم های بستری رایچل اما مانند امواج. آنها از پایین دست از طریق فرایند های فرسایشی در شیب بالادست و تغییر شکل تلماسه مکانیزم شکل لایه ای سازگار با تغییر دبی رودخانه ای مهمی می باشد. ساختار لایه های متقاطع از تلماسه مهاجر که اغلب از رسوبات آبرفتی نگه داشته اند، نشئت گرفته اند و می توانند در فرایندهای پالئوهیدرولیک بکار روند.
Reference
Knighton, D. (1998) Fluvial Forms and Processes, London: Arnold.
GILES F.S. WIGG             (مترجم: زینب لطفی)
DUNE MOBILITY - تحرک تلماسه ای
حدود 20% سرزمین خشک با ماسه بادی پوشیده شده است که در آن تلماسه های بیابانی رخ می دهند(نگاه کنید به تلماسه بادرفتی)در حالی که تلماسه های ساحلی در دامنه وسعی از تنظیمات آب و هوایی رخ می دهند. در زمین های خشک و تنظیمات ساحلی تلماسه ها ممکن است متحرک باشند اما بسیاری از تلماسه ها متحرک نیستند به این معنی که بدنه تلماسه در سراسر چشم انداز مهاجرت می کنند. در نتیجه حرکت تلماسه ای نیاز است که به عبارت تنظیم تلماسه ای، نوع تلماسه و ماهیت فعالیت بادی بر سطح تلماسه مورد توجه واقع می شود. تحرک تلماسه های شنی در معنای عام عملکرد روابط بین نیروهای فرسایشی تاثیرگذار بر پتانسیل سطح تلماسه که توسط باد فرسوده شده و فرسایندگی که پتانسیل بخشهای موثر فرایندهای بادی تا حرکت رسوبی می باشد. تحریک تلماسه ای ممکن است از طریق اطلاعات اقلیم شناسی که در فهرست تحرک تلماسه ای بکار رفته ارزیابی شده است. (برای مثال لنگستر1988) که نیروهای به هم پیوسته موثر بر فرسایش پذیری از قبیل P/PET و آنگونه فرسایندگی را تحت تاثیر قرار می دهد که مربوط به میدان باد می باشد. تحرک می تواند همچنین در این زمینه با کنترل تغییر سطح تلماسه و جریان هوا (ویگ و همکاران1995) یا تحرک تلماسه در منظره ارزیابی شود. از آنجا که تلماسه ها به استثنای آنهایی که به سنگ تبدیل شده اند، به طور عمده از اندازه شن رسوبی بدون استحکام تشکیل شده است. به طور بالقوه با هوای متحرک از طریق فرایندهای درونی رسوبی که ظاهر می شوند قابل توجه می باشد. به هر حال واقعیت پیچیده تر از زمانی است کهبادها بیش از حد آستانه شدت درونی اتفاق می افتد و بدنه تلماسه می تواند به یکباره شکل بگیرد که به طور قابل توجهی می تواند فرسایش پذیری را کاهش دهد. همچنین تحرک تلماسه فرایند ناپیوسته ای است. بادها قابلیت به ردون کشیدن را دارند و حرکت رسوبی به طور پیوسته اتفاق نمی افتد اما از نظر فصلی روزانه رخ نمی دهند. به طور مثال شن به داخل تلماسه ها در دریای شن نامیب انتقال داده می شود و به طور کلی در واکنش، به طور نسبتا مداوم رخ می دهند. اما بادهای معتدل جنوب غربی درماه تابستان، در حالی که در زمستان کم دوام هستند اما بیشتر ... در رس.ب انتقالی از جهت شرقی رخ می دهند(لیونکتون1989).
 
پوشش گیاهی و تحرک تلماسه (Vegetation and dune mobility)
گیاهان جدا شده یا با فاصله زیاد بر روی یک تلماسه می تواند مناطق محلی شدت بیشتر باد همانگونه که جریان هوا موازی اطراف موانع منجر شده است. (توماس وتار 1991) اما به طور کلی تلماسه ها که دارای برخی سطح پوشش گیاهی یا پوسته ای هستند تمامی موارد دیگر برابر فرسایش پذیری کمتر می باشند پوسته ها وگیاهان چندین نقش موثر بر پتانسیل حرکت سطح رسوبات بازی می کند. (ولف و نیکلین 1993). حفظ و نگهداری رسوب فورا در زیر گیاه و پوسته سفت و سختی سطحی را افزایش می دهدو در نتیجه شدت باد و به دام افتادن هر دانه از رسوب متحرک کاهش می یابد. پوشش گیاهی جزئی یا بدون استحکام به طور کلی شن و ماسه ای را از بین نمی برد اما ممکن است تلماسه برآمده و تلماسه مهاجر یا حرکت جانبی را مهار کند. به طور ملی تلماسه های با پوشش گیاهی بررسی های متفاوتی حد آستانه پوشش گیاهی، طیفی از c.6 درصد (مارشال 1970 ) تا 30% (اش و واسودن1983) دارای هرگونه فعالیت بادی ایست، مشخص شده است.به هر حال تاثیر پوشش ارائه شده نه تنها فقط بر طبق شکل بوته یا تخلخل، بلکه هم شدت سرعت باد محیط و هم هر بدنه تلماسه متفاوت خواهد بود.
 
اندازه تلماسه و تحرک(Dune size and mobility)
تمامی موارد دیگر برابر می باشند، تلماسه های کوچکتر با تغییر سطح تجربه شده به سرعت بیشتر از تلماسه های بزگتر است. این به این علت است، برای رویداد انتقال رسوب، حجم شن و ماسه که می تواندحرکت کند محتویات کمتر کل حجم ماسه تلماسه بزگتر نسبت به تلماسه کوچکتر نمایش داده می شود. توانایی تلماسه به با حفظ شکل و موقعیت خود به عنوان تغییر شرایط محیطی است که حافظه تلماسه ای نامیده شده است (وارن و کای 1987) با تلماسه های کوچک که حجم کمی دارند و بنابراین سازگاری نسبتا سریع رویدادها ی بادی حافظه کمی خواهد داشت. در حالی که تلماسه های بزرگ با حجم زیاد، حافظه های بزرگی که ممکن است.
 ادامه متن ترجمه نشده است
تحرک گونه های تلماسه ای مختلف (Mobility of different dune types)
Different basic dune forms develop in different wind directional regimes (Fryberger 1979; Thomas 1997). Generally, barchans and transverse dunes form in unimodal sand transporting wind regimes, linear dunes in bimodal or wide unimodal regimes, and star dunes in multimodal regimes, where regime refers to the overall annual directional pattern of sand transporting winds. These different regimes determine the general types of mobility or, more appropriately activity, of these dune types. Transverse dunes are mobile in the true sense of the word, since with transport for a single direction the dunes are able to migrate. Migration rates differ between and within dunefields according to the available transport energy, but given the principle of dune memory (see
above), in any location larger dunes will move
more slowly than small dunes, as expressed by
cr_(qc_qt)/h__
where cr is the migration rate, qc is the mass transport  rate at the dune crest, qt is the mass transport rate at the dune base, h is dune height and __ is
the bulk density of the sediment. A number of studies of migration rates have been conducted in different deserts, and are summarized in Thomas (1992) with examples of rates given in Table 14. Linear dunes are extending forms. Net sediment transport is along the dune in the resultant direction of transport generated by the combined effect of bimodal winds. This can lead to elongation of the dune at the downwind end, but also to some lateral movement if one direction has greater transport potential than the other and if the dune plinth is not anchored by vegetation. Lateral migration can be extremely slow, for
example at a rate of 50–100 m over the past 10,000 years as suggested by Rubin (1990) from evidence in the Strezlecki Desert in Australia. Other studies from Namibia and the Sinai Desert
Table 14 Examples of barchan and transverse dune migration rates
جدول 14: نمونه هایی از نرح مهاجرت تپه های ماسه معکوس و برخان ها
موقعیت ارتفاع تپه (متر) نرخ مهاجرت ( متر در سال)
تپه های برخان در جنوب پرو 1 39
7 2
تپه های برخان در منطقه ارگ سالتون در ایالت کالیفرنیا 1/3 27
2/8 14
تپه های ماسه ای عرضی در ارگ شرقی عربستان سعودی 35 3/0
240 16/0
 
suggest elongation rates may range from less than
2m to over 14 m per annum.
 Star dunes can be regarded as sand accumulating forms that, under the interactive effect of sand transport from at least three directions, gain in volume and height over time. The individual arms of the dune may, on a seasonal basis, behave as if they are transverse or linear forms and display displacements of up to 20 m (Lancaster 1989). If any of the contributory transport directions has a net advantage over the others, some migration of the dune body may occur over time.
 
References
Ash, J.E. and Wasson, R.J. (1983) Vegetation and sand mobility in the Australian desert dunefield, Zeitschrift fur Geomorphologie Supplementband 45, 7–25.
Fryberger, S. (1979) Dune form and wind regime, US Geological Survey Professional Paper 1,052, 137–169.
Hastenrath, S. (1987) The barchan sand dunes of southern Peru revisited, Zeitschrift fur Geomorphologie NF 31, 167–178.
Lancaster, N. (1988) Development of linear dunes in the southwestern Kalahari, southern Africa, Journal of Arid Environments 14, 233–244.
——(1989) Star dunes, Progress in Physical Geography 13, 67–91. Livingstone, I. (1989) Monitoring surface change on a Namib linear dune, Earth Surface Processes and
Landforms 14, 317–332.
Marshall, J.K. (1970) Assessing the protective role of shrub-dominated rangeland vegetation against soil erosion by wind, Proceedings XI International Grassland Congress, 19–23.
Rubin, D.M. (1990) Lateral migration of linear dunes in the Strezlecki desert, Australia, Earth Surface Processes and Landforms 15, 1–14.
Thomas, D.S.G. (1992) Desert dune activity: concepts and significance, Journal of Arid Environments 22, 31–38.
——(1997) Sand seas and aeolian bedforms, in D.S.G. Thomas (ed.) Arid Zone Geomorphology, 373–412, Chichester: Wiley.
Thomas, D.S.G. and Tsoar, H. (1991) The geomorphological role of vegetation in desert dune systems, in J.B. Thornes (ed.) Vegetation and Erosion, 471–489, Chichester: Wiley.
Warren, A. and Kay, S. (1987) The dynamics of dune network, in L. Frostick and I. Reid (eds) Desert Dunes, Ancient and Modern, Geological Society of London Special publication 35, 205–212, Oxford: Blackwell.
Wiggs, G.F.S., Thomas, D.S.G., Bullard, J.E. and Livingstone, I. (1995) Dune mobility and vegetation cover in the southwest Kalahari Desert, Earth Surface Processes and Landforms 20, 515–529.
Wolfe, S.A. and Nickling, W.G (1993) The protective role of sparse vegetation in wind erosion, Progress in Physical Geography 17, 50–68.
DAVID S.G. THOMAS
 
DUNE, SNOW
Aeolian bedform are common in snow, and include ripples, drifts, barchans, and the like (Cornish 1914).
In recent years the size and importance of various megadunes have become appreciated, particularly in eastern Antarctica. These are transverse features that are oriented perpendicular to the regional katabatic wind direction. Their amplitudes are small (c.4 m), but their wavelengths range from 2 to over 4 km, and megadune crests are nearly parallel and 10–100 km in length (Frezzotti et al. 2002).
 
 
References
Cornish, V. (1914) Waves of Sand and Snow, London: Fisher Unwin.
Frezzotti, M., Gandolfi, S. and Urbini, S. (2002) Snow megadunes in Antarctica: sedimentary structure and genesis, Journal of Geophysical Research 107, D18,
1-1–1-12.
A.S. GOUDIE
 
DURICRUST
The word was introduced by Woolnough (1927) who subsequently defined the term thus (Woolnough 1930: 124–125): ‘The widespread chemically formed capping in Australia, resting on a thoroughly leached sub-stratum . . . The nature of the deposit varies from a mere infiltration of pre-existing surface rock, to a thick mass of relatively pure chemical precipitate’. The mineral matter deposited from solution falls into three main groups: (1) aluminous and ferruginous; (2) siliceous; and (3) calcareous and magnesian. Woolnough believed that bedrock was an important influence on the distribution of these three types, which in effect are broadly equivalent to (1) laterites, bauxites, FERRICRETEs (see Tardy 1997; Bardossy and Aleva 1990); (2) SILCRETEs; (3) CALCRETEs, dolocretes.
Because of subsequent work on the individual duricrust types, the crete-based terminology of which had been laid down by Lamplugh (1907), Goudie (1973: 5) proposed a modified definition which resulted from a synthesis of various definitions that had already been developed for the individual types, and  stressed their essentially subaerial and near-surface origin and nature:
A product of terrestrial processes within the zone of weathering in which either iron and aluminium sesquioxides (in the case of ferricretes and alcretes) or silica (in the case of silcrete) or calcium carbonate (in the case of calcrete) or other compounds in the case of magnesicrete and the like have dominantly
accumulated in and/or replaced a pre-existing soil, rock, or weathered material, to give a substance which may ultimately develop into an indurated mass.
Sometimes duricrusts may incorporate characteristics of more than one type, as with the widespread calsilcretes of the Kalahari.
To understand the origin and development of these geomorphologically important materials some general considerations need to be borne in mind. First, there is the question of the sources of the materials which contribute to the make-up of duricrusts. The primary elements can be derived from at least four main sources: the weathering of bedrock and sediment, inputs from dust and precipitation, plant residues and the dissolved solids in ground water. Then these sources have to be translocated and concentrated either by lateral transfers, or by vertical movements, whether upwards (per ascensum) or downward (per descensum). Third, the transferred materials need to be precipitated, and here a very wide range of processes come into play. Among the most important
of these are changes in chemical equilibria caused by evaporation, by temperature changes, by pressure changes in the soil, air and water systems, by the action of organisms and by miscellaneous changes caused by interactions of different solution types.
Models for the origin of duricrusts normally fall into one of two categories: those involving relative accumulation and those involving absolute accumulation.
Relative accumulations owe their concentrations to the removal of more mobile components, while absolute accumulations owe their concentration to the addition of materials to a profile. However, as McFarlane (1983: 20) has pointed out, the utility of this subdivision depends on important scale considerations. At one extreme the accumulation is entirely relative since laterites would not exist at all were not Fe and Al less readily mobilized during rigorous chemical weathering.
At the other extreme, in hand specimens even the residual laterites on interfluves show much addition of Fe, since samples are enriched absolutely in materials which originated above them in the formerly existing column of rock, consumed to provide the residuum. Furthermore, laterites and silcretes differ in that, while ferricretes can result from either relative or absolute accumulation of iron, silcrete can only form by absolute accumulation. Weathering
provides the silica and in some cases the material (a weathering profile, for example) in which the silica is deposited. Many of the early models of duricrust formation involved vertical processes, and especially the role of capillary rise of solutions from ground water. Vertical process models of this per ascensum
type were complemented by per descensum models, in which it was believed that material leached from the upper part of a profile would accumulate lower down. Some of the material to be leached downward might be added to the top of the profile in the form of inputs of dust, etc.
However, more recently appreciation of the importance of CATENAs and toposequences, and of lateral soil-water movements, has resulted in
an increasing concern with lateral transfer models. For example, Stephens (1971) argued that the silcretes of inland Australia formed from silica that was leached during lateritization in the humid upland areas of the east and then transported by rivers to low relief areas lying to the west.
Similarly the detrital model of calcrete formation (Goudie 1983: 115) involves the lateral transportation and redeposition of weathered fragments of calcrete, moving from plateaux surfaces to footslopes.
One slightly unusual explanation for duricrust formation is that proposed for the silcretes of parts of Australia, where, it has been suggested, overlying or adjacent basalt sheets have played a role. Even amongst those who have proposed this association there is little agreement as to whether the supposed basaltic effect has been hydrothermal alteration, contact metamorphism, a release of silica from weathered basalt, or a reduction in the migration of pore waters caused by the presence of a basaltic caprock. Some doubt, however, whether such a special mechanism is justified (e.g. Ollier 1991) for what is such a widespread phenomenon.
Another general feature of models of duricrust formation has been the appreciation of the importance of organic processes. For example, in the case of calcrete, laboratory simulations with micro-flora (Krumbein 1968), and studies of petrography which have revealed calcified organic filaments of soil fungi, algae, actinomycetes and root hairs of vascular land plants, have caused the role of organisms to be given the attention they deserve (see Goudie 1996, for a review). In the case of laterite, various organic agencies have also been mooted. Micro-organisms could contribute to both mobilization and precipitation of materials.
The transition from geothite to haematite in laterite profiles could be the result of iron bacteria activity, and desilicifying bacteria could be used to remove combined silica (kaolin) from bauxite.
Several factors contribute to the geomorphological importance of duricrusts: the thickness of the profiles, the properties of the different components of the profiles (e.g. their occasional ability to harden on exposure) and the topographic situation in which duricrusts develop. Ferricrete profiles may be as much as 60 m thick. Calcrete profiles in parts of southern Africa, western Australia and the Texan High Plains may exceed 40m, while in Zaire and Namibia maximum depths of silicification may also be of the order of 50m.
The hard upper crusts of duricrust profiles form only a limited proportion of the total profile thickness. Typical values for alcrete and ferricrete hardpans are 1–10 m, for calcrete 0.1–10m (with around 0.3–0.5 m being the most common), while for silcrete values of between 1 and 5m appear normal.
Beneath the hardpan layer duricrusts display a variety of material types. Ferricretes, for example, often have rather erodible pallid and mottled horizons grading down into more or less coherent bedrock, while calcretes may be underlain by friable nodule horizons, and silcretes by kaolinitic clays. Related to the important geomorphological role of the differences between the properties of hardpans, sub-hardpan zones, weathered bedrock and bedrock in relatively simple profiles, is the role of alternations of different layers in complex profiles.
Another general aspect of duricrusts, which is relevant to their geomorphological impact, is the speed at which they form, and the rapidity with which they may harden on exposure. Rapid formation helps to preserve otherwise relatively ephemeral landforms (e.g. dunes or alluvial terraces). Quick rates of formation tend to be associated with duricrusts that originate through absolute accumulation rather than relativeaccumulation.
In spite of examples of rapid formation it is nonetheless apparent that for some of the great thicknesses of profiles to have developed, a considerable span of time (105–107 years) is required, together with a degree of land-surface stability.
The Pleistocene was too short and too variable in climate for many of the great duricrust surfaces to have formed, and it may be for these reasons that so many of the world’s duricrusts are of Tertiary age, or even earlier.
It is also important to realize that the geomorphological influence of duricrusts will depend to a considerable degree on the stage of evolution which the feature has reached. This affects both the overall thickness, the nature of the constituents, and the degree of induration. Duricrusts may play a role in relief inversion (Plate 37). In the case of laterite, laterite-covered valleys may become ridges or strings of mesas flanking lower, younger valleys, and pediments
may become mesas (McFarlane 1976). The relief of laterite surfaces may be modified by pseudokarstic processes so that the central areas of laterite-capped mesas may become gradually lowered. Thus the periphery stands relatively higher, giving a soup-plate form. Likewise, the tendency for some calcretes and dolocretes to form preferentially in valleys and depressions sometimes leads to inversion of relief in times of greater erosion, whether by water or wind.
Examples of such inverted calcrete relief are provided by McLeod (1966).
Summerfield (1978) has also indicated that silcrete can cause relief inversion. In stage 1 of his model silcrete forms in areas subject to inundation
and possibly reaches its thickest development in proximity to rivers. In stage 2 rejuvenation of drainage occurs leading to erosion and drainage inversion. Subsequent back-wearing (stage 3) creates silcrete-capped residuals. These may be highly resistant to further destruction by weathering since on a world basis silcretes have a mean silica content of around 96 per cent and may on occasion exceed 99 per cent. Silcrete residuals of Tertiary age are widespread in Europe and Britain, where they are known as sarsen stones.
The presence of duricrust profiles with marked differences in properties between hardpans and some of the more friable and fine-grained materials beneath, creates conditions that favour the formation of PSEUDOKARST produced by subsurface flushing, and in the case of calcrete, solutional effects. Cave formation and roof collapse produce karst-like forms in laterites. Calcretes, because of their high carbonate content and relative solubility, frequently show sinkhole development and pipe formation.
Many workers have used duricrusts as indicators of palaeoclimates, and in broad terms this may be acceptable. Calcretes, for example, are for the most part, though not exclusively, currently forming in semi-arid areas where annual rainfall is around 200–500 mm, so that their presence in various Tertiary sediments in western and central Europe may be used with a fair degree of certainty to infer formerly more arid conditions with an annual water deficit.
Much more controversy surrounds silcrete, however, as indicated by Summerfield (1983), with a range of inferred climatic conditions ranging from extreme arid to humid tropical.
Summerfield maintains that silcrete may form under two distinct climatic regimes. He draws a distinction between ‘the non-weathering profile’ silcretes, which results from localized silica mobility and concentration in high pH environments under a predominantly arid and semi-arid climate, and ‘the weathering profile’ silcretes whose geochemical and petrographic characteristics are indicative of silicification under a much more humid climate in highly acidic, poorly drained weathering environments.
It is normally accepted that ferricretes and alcretes form under relatively humid conditions. Alternating wet and dry seasons were widely considered
to be favourable if not essential to laterite genesis. In particular it was believed that seasonally alternating conditions were necessary for sesquioxide precipitation. However, as McFarlane (1976: 45) has pointed out, there is some evidence for its formation under permanently moist atmospheric conditions.
Duricrusts are widespread features, especially in low latitudes, though relict forms occur in more temperate ones. They have many geomorphological
effects. Controversial is the question of their palaeoclimatic significance. They result from a complex interplay of different source materials, transfer processes and precipitation mechanisms in the surface and near-surface environment. In the past the roles of lateral translocations and organic processes have tended to be neglected.
 
 

 
Plate 37 A laterite-capped plateau at Panchgani in the Deccan Plateau, India. The laterite acts as a caprock and has resulted from severe tropical weathering acting on Tertiary basalts
 
 
 
 
References
Bardossy, G. and Aleva, G.J.J. (1990) Lateritic bauxites, Amsterdam: Elsevier.
Goudie, A.S. (1973) Duricrusts in Tropical and Subtropical Landscapes, Oxford: Clarendon Press.
——(1983) Calcrete, in A.S. Goudie and K. Pye (eds) Chemical Sediments and Geomorphology, 93–131, London: Academic Press.
——(1996) Organic agency in calcrete development, Journal of Arid Environments 32, 103–110.
Krumbein, W.E. (1968) Geomicrobiology and geochemistry of the ‘Narilime-crust’ (Israel), in G. Miller and G.M. Friedman (eds) Recent Developments in Carbonate Sedimentology in Central Europe, 138–147, Heidelberg: Springer Verlag.
Lamplugh, G.W. (1907) Geology of the Zambezi Basin around Batoka Gorge, Quarterly Journal of the Geological Society of London 63, 162–216.
McFarlane, M.J. (1976) Laterite and Landscape, London: Academic Press.
——(1983) Laterites, in A.S. Goudie and K. Pye (eds) Chemical Sediments and Geomorphology, 7–58, London: Academic Press.
McLeod, W.N. (1966) The geology and iron deposits of the Hammersley Range area, Western Australia, Bulletin Geological Survey of Western Australia 117.
Ollier, C.D. (1991) Aspects of silcrete formation in Australia, Zeitschrift fur Geomorphologie 35, 151–163.
Stephens, C.G. (1971) Laterite and silcrete in Australia: a study of the genetic relationships of laterite and silcrete and their companion materials, and their collective
significance in the weathered mantle, soils, relief and drainage of the Australian continent, Geoderma 5(1), 5–52.
Summerfield, M.A. (1978) The nature and origin of silcrete with particular reference to southern Africa. Unpublished D.Phil. Thesis, University of Oxford.
——(1983) Silcrete, in A.S. Goudie and K. Pye (eds) Chemical Sediments and Geomorphology, 59–91, London: Academic Press.
Tardy, Y. (1997) Petrology of Laterites and Tropical Soils, Rotterdam: Balkema.
Woolnough, W.G. (1927) The duricrust of Australia, Journal and Proceedings of the Royal Society of New South Wales 61, 24–53.
——(1930) Influence of climate and topography in the formation and distribution of products of weathering, Geological Magazine 67, 123–132.
A.S. GOUDIE
 
[1] Vale of the White Horse
[2] Wantage
دفعات مشاهده: 43 بار   |   دفعات چاپ: 7 بار   |   دفعات ارسال به دیگران: 0 بار   |   0 نظر
::
انجمن ایرانی ژئومورفولوژی Iranian Association Of Geomorphology
Persian site map - English site map - Created in 0.082 seconds with 885 queries by yektaweb 3506