از Floodplainتا Fold - انجمن ایرانی ژئومورفولوژی

[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

جستجو در پایگاه

دریافت اطلاعات پایگاه

پایگاه مرتبط

مجله پژوهش های ژئومورفولوژی کمی
سایت کنفرانس های انجمن ایرانی ژئومورفولوژی
انجمن علمی باستانشناسی ایران
مجله فرسایش محیطی
International Journal of Coastal and Offshore Engineering

از Floodplainتا Fold

| تاریخ ارسال: 1396/8/13 |

FLOODPLAIN - دشت سیلابی
بطورکلی دشت سیلابی منطقه نسبتاً مسطحی است که ازکناره آبراهه اصلی تا پای دیواره دره امتداد دارد. علاوه بر این سطوحی که در زمان دبی های بالا توسط آب رودخانه اصلی پوشیده می شوند نیز جزو دشت سیلابی به حساب می آید. رسوبات تشکیل دهنده دشت سیلابی عمدتاً آبرفت حاصل از رودخانه اصلی همراه با مقادیر ناچیزی از رسوبات بادی یا مواد کوهرفتی منتقل شده از دیواره های دره است. در زمان وقوع سیل، عرض کانال افزایش می یابد، این افزایش عرض شامل بخشی یا تمام دشت سیلابی می شود که به منظور انطباق با دبی وسعت یافته است. همچنین سرعت و عمق جریان نیز افزایش نسبتاً کمی را به خود اختصاص می دهند. در صورتی که اگر دبی سیلابی بطورمصنوعی درکانال محدود شود، این افزایش سرعت و عمق بیشتر خواهد بود. با این حال تعریف حدود یک دشت سیلابی بطور محلی برحسب منطقه مستغرق در یک سیلاب با دوره بازگشت خاص و مشکلات ناشی از آن سیلاب است، از این رو فراوانی سیلاب ممکن است یک عامل تعیین کننده باشد. البته تعریف حدود دشت سیلابی در نواحی خشک و نیمه خشک مشکلات بیشتری به دنبال دارد. لئوپلد و ولمن (1957) پیشنهاد کرده اند که دشت سیلابی فعال، منطقه درمعرض سیل سالانه است ( یعنی بزرگترین دبی هرسال)، هر چند این معیار بطور واقعی فقط برای رودخانه های نواحی مرطوب می تواند بکار رود. در واقع، دشت سیلابی فعال، فقط بخشی از توپوگرافی دشت سیلابی را تشکیل می دهد که شامل کل کف دره و بخش هایی از دشت سیلابی باقیمانده بصورت پادگانه های رودخانه ای است(see TERRACE, RIVER) (شکل 50). اگر دشت سیلابی برحسب فرآیندهای سازنده آن (شامل سیل خیلی بزرگ) تعریف شود، بنابراین اصطلاح دشت سیلابی پلی ژنیک( چند منشاءای) می تواند بکار رود زیرا دشت سیلابی نتیجه ای از تغییرات در رژیم جریان و تدارک رسوب در طول زمانی حداقل زمان زمین شناسی اخیراست. نانسون و کروک (1992) اصطلاح دشت سیلابی ژنتیک را پیشنهاد کرده اند، وضعیتی که بطور کلی برای لندفرم هایی با لایه بندی افقی ساخته شده از آبرفت های ناشی از رژیم جریانی فعلی رودخانه مجاور بکار می رود. اگرچه در این حالت، تاریخ ژئومورفیک دشت سیلابی و فرآیندهایی که ساخت و ایجاد آن را در طول زمان تحت تأثیر قرار داده اند ، در نظر گرفته نمی شود.
یک دشت سیلابی، یک بخش عملکردی از کل سیستم است و شکل های رود نیز به عنوان یک محصول جانبی از فرآیندهای مرتبطی است که در طول زمان از متغیرجریان ها و بارهای رسوبی حاصل از حوضه زهکشی بوجود آمده است.
shap 50.JPG

شکل 50: شکل های توپوگرافی دشت سیلابی

تشکیل دشت سیلابی (Floodplain formation)
دشت های سیلابی بوسیله فرآیندهایی که هم در داخل کانال رودخانه اصلی و هم در امتداد جریان خارج از کانال فعال هستند، تشکیل می شوند. فرآیندهای مؤثر عبارتند از گسترش و تراکم عرضی که در داخل کانال از طریق تشکیل موانع بوسیله حرکت بار بستری نسبتاً درشت انجام می گیرد؛ و گسترش و تراکم عمودی که بر روی سطح دشت سیلابی به علت رسوبگذاری مواد ریزتر ناشی از بار معلق در طول جریان های خارج از کانال (لبریزی) رخ می دهد. اهمیت تراکم عمودی در تشکیل دشت های سیلابی در مقایسه با فرآیندهای درون کانال ناچیز در نظرگرفته می شود (Wolman and Leopold 1957) اگرچه در حال حاضر نشان داده شده است که رسوبگذاری خارج از کانال می تواند بطور قابل توجهی به شکل دشت سیلابی کمک کند. برای مثال، نانسون و یونگ (1981) رسوبات دشت سیلابی رودخانه ها را در نیوسواث ولز[1] تشریح کرده اند که درآن بخش هایی از دشت سیلابی، رسوبات خارج از کانال بسیار چسبنده غلبه داشته و از مهاجرت و جابه جایی رود جلوگیری می کند. بطور مشابه در رودخانه های مناطق پست انگلستان نیز وضعیت رسوبات برای رودخانه های سورن[2] (Brown,1987) و تایمز[3] (Lewin,1984) تشریح شده است، جایی که رسوبات گلی نازک، گراول های ماسه ای را پوشانده است.
رسوبات تراکم عرضی در کانال ها، هم از طریق موانع حاشیه ای که ممکن است در یک رشته متناوب در طول کانال های نسبتاً مستقیم تشکیل می شوند یا از طریق پونیت بارهایی که بر روی قوس های داخلی پیچانرودها توسعه می یابند، ساخته می شوند. اگر کانال ها بطور جانبی بوسیله فرسایش کناره ای[4] بر روی یک کناره (در یک طرف کانال) مهاجرت کند، ابعاد کانال از طریق جبران رسوبگذاری بر روی کناره دیگر حفظ می شود. موانع حاشیه ای یا پونیت بارها به صورت عرضی در جهت مهاجرت کانال رشد می کنند و ارتفاع آنها نیز از طریق رسوبات نهشته شده افزایش می یابد. این رسوبات نیز بوسیله لایه های مایل با شیب کم که ناشی از مواد ریزتر نهشته شده در زمان جریان های لبالبی و سیلابی است، پوشانده شده است. رسوبات داخل موانع نیز به طرف بالا ریزتر می شوند همچنین آنها در ابتدا از رسوب بار بستری رودخانه که بوسیله جریان های ثانویه از منطقه کناره خارجی به طرف کناره داخلی حمل شده، تشکیل می شوند (Markham and Thorne,1992).
از این طریق در طول زمان، یک رود ممکن است کل رسوب دشت سیلابی را بازسازی کند همچنانکه رودخانه از یک طرف دره به سمت دیگر دره جابه جا می شود، و پیچانرودهای قطع شده همچون دریاچه های هلالی شکل یا باتلاق ها و آثار مسیرهای پیچانرودهای قدیمی همچون رشته های پیچانرودی را برجای می گذارد (تصویر 50). رسوبات ناشی از تراکم عمودی درطول جریان های خارج از کانال بر سطح دشت سیلابی اضافه می شوند. همچنانکه آب داخل کانال از کناره ها بالاتر می آید و بر روی سطح دشت سیلابی جریان می یابد. همچنین به واسطه ورود و در برگرفتن (استغراق) دشت سیلابی، عرض کانال بطور مؤثر افزایش می یابد و در نتیجه سرعت جریان کاهش می یابد. این کاهش سرعت، همراه با افزایش در زبری سطح ناشی از وجود پوشش گیاهی در سطح دشت سیلابی موجب نهشته گذاری رسوبات معلق می شود. همانطور که جریان آب بر روی دشت سیلابی نسبت به جریان آب در داخل کانال کندتر و کم عمق تر می شود، یک منطقه تلاطم نزدیک کناره کانال ایجاد می شود که نتیجه آن جابه جایی اساسی عمل حرکت و رسوبگذاری مواد از کانال به دشت سیلابی است. عرض منطقه تلاطم تابع تفاوت نسبی عمق آب جریان های درون کانال نسبت به عمق آب بر روی دشت سیلابی است، اما تحت تأثیر ماهیت رسوبات رسوبگذاری در نزدیک کانال نیز قرار می گیرد. رسوبات رسوبگذاری شده نزدیک به کناره کانال گرایش دارد که درشت تر و ضخیم تر باشد نسبت به رسوباتی که بیشتر بر روی دشت سیلابی رسوبگذاری شده زیرا توانش جابجایی مواد با فاصله از کانال و دور شدن از تأثیر منطقه تلاطم کاهش می یابد (Marriott,1996). با این حال، مقادیر و اندازه ذرات رسوبگذاری شده وابسته به تدارک رسوب و مدت و عمق جریان لبریزی یا خارج از کانال است. کناره های کانال به تدریج می تواند تبدیل به بالاترین نقطه دشت سیلابی شوند همچنانکه رسوبات خارج از کانال، ضخیم تر ودرشت فراهم می شوند و خاکریزهای طبیعی شکل می گیرند. رودخانه پس از آن ممکن است رسوب را بر روی بستر خود در طول جریان های اوج که از دبی لبالبی فراتر نمی رود، رسوبگذاری کند، و در نتیجه سطح رودخانه طبیعی بالاتر از سطح دشت سیلابی قرار می گیرد. خاکریزهای طبیعی و سدهای طبیعی هر دو دور از کانال (همانند کناره های کانال های بزرگ) قرار می گیرند و قادر هستند از جاری شدن سیل جلوگیری کنند. در موارد وقوع سیلاب های شدید، آب سیل ممکن است خاکریز طبیعی را بشکند و یک شکاف خاکریزبُر[5] را ایجاد کرده و رسوبات را از کانال برداشته و مجدداً از خاکریز به درون دشت سیلابی منتقل کند. این رسوبات یک مخروط خاکریزبُر[6] از مواد درشت تر نسبت به آبرفت های دشت سیلابی زیرین را می سازند. همچنین مواد درشت تر می تواند از کانال به دشت سیلابی در طول مدت جریان های خارج از کانال منتقل شود به دلیل عمل جریان های همرفتی که بوسیله تلاطم در قوس های کانال ایجاد شده است. شرایط فوق به این دلیل است که جریان آب بر روی دشت سیلابی تمایل به حرکت مستقیم به طرف پایین دره دارد و در پیچانرودها نیز جهت جریان در کانال دارای زاویه ای نسبت به دشت سیلابی است (Knight and Shiono,1996) رسوبات بار بستری می تواند در قسمت رو به پایین کناره خارجی قوس رودخانه برداشت شده و پخش شود.
در نواحی خشک و نیمه خشک، دشت های سیلابی عمدتاً در طول وقایع سیلابی بزرگ و مهم (سیلاب های عظیم) با دوره بازگشت های 10000 ساله تشکیل می شوند. این سیلاب ها مواد را از نواحی مرتفع تر حوضه می آورند. حد فاصل این وقایع سیلابی، رسوبات مکرر بوسیله سیلاب های ناگهانی نسبتاً کوچک تر که در کانال های موقتی رخ می دهند، دستکاری و جابهجا می شوند، درعوض اینکه مواد جدیدی اضافه شود. مطالعات رودخانه های استرالیای مرکزی (Pickup,1991) لندفرم های متفاوت منطبق با مقیاس سیلاب هایی که درآنها رخ می دهد را نشان می دهد. سیلاب های عظیم ایجاد شده در پهنه های ماسه ای بزرگ و رشته های ماسه ای و سیستم کانال های بزرگ معاصرکه دارای خاکریز طبیعی، پهنه پخش سیلاب[7] و حوضه های سیلابی هستند، رسوبات نهشته شده فوق، در طول جاری شدن سیل یا بوسیله فرآیندهای بادی در دوره های خشک دوباره دستکاری و جابه جا می شوند.

طبقه بندی دشت سیلابی (Floodplain classification)
دشت های سیلابی را می توان براساس موفولوژی آنها طبقه بندی کرد به جای اینکه روش تشکیل یا فرآیندهای فعال کنونی آنها مبنای طبقه بندی باشد. دشت سیلابی به عنوان یک کل همراه با رودخانه اصلی آن، به عنوان یک شکل بزرگ (ماکروفرم) درنظر گرفته می شود، در حالیکه شکل هایی با اندازه متوسط (مزوفرم) همچون موانع، خاکریزطبیعی، خاکریزبُرکانال و مخروط خاکریزبُر، باتلاق های پشتی و دریاچه های هلالی شکل، بخش های تشکیل دهنده رودخانه هستند. این اشکال متوسط می توانند بر روی الگوی جریان و رسوبگذاری در اشکال بزرگ تأثیرگذار باشند. دراین طبقه بندی اشکال کوچک ( میکروفرم ها) همچون ریپل ها، تپه های ماسه ای و ترک های انقباضی، ساخت های کوچک مقیاس تحمیل شده بر روی اشکال متوسط (مزوفرم ها) هستند (Lewin,1978 ).
طبقه بندی دیگر بر پایه ژنتیک یعنی عوامل ایجاد کننده دشت سیلابی است که بوسیله نانسون و کروگ (1992) پیشنهاد شده است و مبنای طبقه بندی بر پایه روابط بین قابلیت رودخانه در برداشت و حمل رسوبات و مقاومت رسوبات کرانه رود نسبت به فرسایش است. براین مبنا سه گروه دشت سیلابی تشخیص داده شد: رودهای با انرژی زیاد و کرانه های فاقد چسبندگی، رودهای با انرژی متوسط و کرانه های فاقد چسبندگی و رودخانه های با انرژی کم همراه با کرانه های چسبنده. در این طبقه بندی، معیارهای اصلی طبقه بندی می تواند براساس فاکتورهای ژئومورفیک اولیه نظیر حفر و پرشدگی کانال و تراکم عرضی بر روی پوینت بارها، و فاکتورهای ثانویه نظیر تشکیل موانع منحنی شکل و انباشت های ارگانیک (زغال سنگ نارس یا پیت) انجام پذیرد. فاکتورهای ژئومورفیک اولیه وابسته به قدرت رود و بار رسوب بوده و در نتیجه می تواند محیط های متفاوت برای تشکیل دشت سیلابی را شناسایی کرد.
پاسخ و واکنش دشت های سیلابی نسبت به تغییرات ایجادشده در فرآیندهای کانال، از تغییرات موجود در رژیم جریان و یا تدارک رسوب ناشی می شود (Schumm,1977)، اگرچه پاسخ های دشت سیلابی ممکن است به کندی صورت پذیرد. نشانگرهای (رکورد) رسوبی این تغییرات اغلب ناقص بوده و به واسطه دوره های فرسایش، پیچیدگی مسئله نیز بیشتر می شود، بنابراین اگرچه تشکیل دشت سیلابی پلی ژنیک است اما بیشتر شواهد مربوط به ساختار رسوبی دشت سیلابی، در طول زمان از بین می رود. بنابراین می توان پیشنهاد کرد که، در طول مقیاس زمانی زمین شناسی، تمام دشت های سیلابی به واسطه تأثیرات خارجی چون عدم ثبات آب و هوا و تغییرات سطح اساس نسبی، پلی ژنیک هستند (در نظر گرفته شوند).

نرخ رسوبگذاری دشت سیلابی (Floodplain sedimentation rates)
در رودخانه های نواحی مرطوب، فاصله زمانی وقوع سیلاب 2-1 سال است، اگرچه این سیلاب ها وقایع عمدتاً فوق العاده ای (معمول) هستند اما به دلیل آثار کاتاستروفیک شان (فاجعه بار) بر روی فعالیت های انسانی و اموال، مورد مطالعه قرار گرفته و ثبت می شوند. بنابراین مطالعات مرتبط با فراوانی سیلاب و الگوهای رسوبگذاری با هدف تلاش برای پیش بینی و در نتیجه جلوگیری از اثرات مخرب وقایع شدید انجام گرفته است. همانطور که در بالا توضیح داده شد، دشت های سیلابی بسیاری از رودخانه ها، از رسوبات انباشته شده از رودخانه و فعالیت سیل تشکیل شده است و بسیاری از مطالعات، ضخامت رسوبات را در بخش های مختلف دشت سیلابی در نتیجه وقایع فوق العاده را ثبت کرده اند یا این مطالعات نشان دهنده ماهیت رسوبات نهشته شده هستند. به طور کلی شکل، ترکیب و ساختار رسوبی بسیار متغیر است و تنها به عنوان یک راهنمای کلی برای مقادیر رسوبگذاری احتمالی در محیط های دشت سیلابی مختلف مطالعه شده مفید هستند.
جاری شدن سیل یک رخداد اساساً تصادفی است و نمونه گیری رضایت بخش از سطح دشت سیلابی در طول یک سیلاب دشوار است. با این حال داده های گمانه زنی، مغزه های رسوبی، سن یابی با کربن 14، تجزیه وتحلیل گرده های گیاهی و اتم های رادیواکتیو (نظیر سزیم 137 و pb 210 ) همگی می تواند برای برآورد نرخ رسوبگذاری در یک دوره زمانی استفاده شود. به عنوان مثال، براون (1987) از برخی از این تکنیک ها برای اندازه گیری نرخ رسوبگذاری بر روی دشت سیلابی رودخانه سورن[8] در انگلستان در طول 10000 سال گذشته ( که حدود 4/1 میلیمتر در سال بود) استفاده کرده است.
دشت های سیلابی به عنوان فضای ذخیره سازی یا چاله های رسوبی برای رسوبات آبرفتی عمل می کنند. در حالیکه آنها در حال ذخیره کردن رسوبات هستند ممکن است به واسطه عوامل رودخانه ای، بادی، بیولوژیکی و یا خاک زایی، اغلب در دوره های زمانی طولانی بازسازی شوند. رسوبات ذخیره شده ممکن است در ادامه فرسایش یافته و دوباره به عنوان دبی رسوب حوضه زهکشی قلمداد شوند. زمان توقف رسوب در محل رسوبگذاری، برطبق فاکتورهایی چون توپوگرافی سطح، آب و هوا، پوشش گیاهی و فراوانی بازگشت نسبی حوادث سیلابی مهم تغییر خواهد کرد. در ابتدا، رسوب ذخیره شده بر روی دشت سیلابی به عنوان بودجه رسوب حوضه زهکشی محاسبه می شده است. با این حال در حال حاضر توجه به ذخیره رسوبی که در ابتدا بخشی از بار معلق رودخانه اصلی بود، با آگاهی نسبت به قابلیت آلایندگی رودخانه توسط یون های فلزی سنگین، یون های رادیواکتیو که می تواند به این مواد ریز چسبیده و منتقل شود، افزایش یافته است.

خلاصه (Summary)
فهم فرآیندهای مؤثر برتشکیل دشت سیلابی به دلیل اثرمتقابل بین فعالیت های انسان و محیط های دشت سیلابی مهم است. این فرآیندها شامل فرآیندهای داخل کانال و خارج از کانال می شود که تابع اثرمتقابل بین جریان های کانال و دشت سیلابی در طول سیلاب است. این فرآیندهای جریانی برای توضیح ذرات رسوب با اندازه مختلف در عرض دشت سیلابی در نظر گرفته می شود. برخی از مطالعات اخیر، نرخ رسوبگذاری و ذخیره رسوب بر روی دشت های سیلابی را با استفاده از روش چند عامله بررسی کرده اند.با توجه به اینکه دشت سیلابی به عنوان محل تجمع رسوبات آبرفتی عمل می کنند، این مطالعات می تواند به ویژه برای مطالعه آلودگی مفید باشند.
References
Brown, A.G. (1987) Holocene floodplain sedimentation and channel response of the lower River Severn,Zeitschrift fur Geomorphologie NF 31, 293–310.
Knight, D.W. and Shiono, K. (1996) River channel and floodplain hydraulics, in M.A. Anderson, D.E Walling and P.D. Bates (eds) Floodplain Processes, 139–181, Chichester: Wiley.
Lewin, J. (1978) Floodplain Geomorphology, Progress in Physical Geography 2, 408–437.
——(1984) British meandering rivers; the human impact, in C.M. Elliott (ed.) River Meandering, 362–369, New York: American Society of Civil Engineers.
Markham, A.J. and Thorne, C.R. (1992) Geomorphology of gravel-bed river bends, in P. Billi, R.D. Hey, C.R. Thorne and P. Tacconi (eds) Dynamics of Gravel Bed Rivers, 433–450, Chichester: Wiley.
Marriott, S.B. (1996) Analysis and modelling of overbank deposits, in M.A. Anderson, D.E. Walling and P.D. Bates (eds) Floodplain Processes, 63–93,
Chichester: Wiley.
Nanson, G.C. and Croke, J.C. (1992) A genetic classification of floodplains, Geomorphology 4, 459–486.
Nanson, G.C. and Young, R.W. (1981) Overbank deposition and floodplain formation on small coastal streams of New South Wales, Zeitschrift fur
Geomorphologie NF 25, 332–347.
Pickup, G. (1991) Event frequency and landscape stability on the floodplain systems of arid Central Australia, Quaternary Science Reviews 10, 463–473.
Schumm, S.A. (1977) The Fluvial System, New York: Wiley.
Wolman, M.G. and Leopold, L.B. (1957) River floodplains: some observations on their formation, US Geological Survey Professional Paper 282C, 87–107.
Further reading
Anderson, M.A., Walling, D.E. and Bates, P.D. (eds) (1996) Floodplain Processes, Chichester: Wiley.
Knighton, D. (1998) Fluvial Forms and Processes: A New Perspective, London: Edward Arnold.
Richards, K. (1982) Rivers: Form and Process in Alluvial Channels, London: Methuen.

SUSAN B. MARRIOTT (مترجم: محمد مهدی حسین زاده)
FLOW REGULATION SYSTEMS - سیستم های تنظیم جریان
سیستم های تنظیم جریان یک عبارت کلی است برای تمام کارها و اقداماتی که در امتداد مسیر آب به منظور تنظیم جریان در کانال ها انجام می گیرد. سیستم های تنظیم جریان می تواند برای حفظ شرایط پایدار در امتداد یک رودخانه یا برای اجتناب از فرسایش کنترل نشده و یا فرآیندهای رسوبگذاری طراحی شود. از سوی دیگر، آنها می توانند برای ایجاد توزیع ثابت تر دبی در کانال بوسیله کاهش هم حداکثر اوج جریان و هم حداقل جریان طراحی شوند.
تجهیزات مورد استفاده برای اجتناب از افزایش فرسایش یا رسوبگذاری در مسیر آب شامل کارهای هیدرولیکی می شود که قادر است سرعت جریان را در محدوده مناسب حفظ کند. سرعتی که برای هر رودخانه مناسب است. در کنار این، مجموعه ای کامل از اقدامات دیگر برای ایجاد و هدایت جریان رود به منظور جلوگیری از وقوع سرعت های حداکثر در مجاورت کناره ها طراحی و ساخته می شوند (see BANK EROSION). شایع ترین اقدامات اصلاحی مورد استفاده عبارتند از: حمایت مستقیم از کناره ها بوسیله دیوارها، صفحه های قائم(شمع های ورقه ای)، سازه های پیش ساخته، گابیون ها، تکیه گاه های نفوذپذیر(ژئوتکستیل)، واریزه های لسی و گیاهان تثبیت کننده ( به عنوان مثال کاشت قلمه، کاشت گونه های علفی و غیره).
دیواره های طولی[9] سازه های معمولی هستند که جریان آب را هدایت و مستقیم می کنند. این سازه ها از سازه های طولی در جهت پایین دست جریان و با یک زاویه معین نسبت به جریان متوسط آب ساخته می شوند و می توانند هم خطی و هم ترکیبی باشند (همانند چکش آهنگری یا میله های چندتکه). علاوه براین، لایه های مختلفی از گراول در بستر رودخانه چیده می شود که اثرآن افزایش اصطکاک و در نتیجه کاهش سرعت و افزایش تلاطم آب خواهد بود.
در نهایت، سدهای کوچک (چک دَم) ساخته می شوند که نیمرخ شیب بستر رودخانه را خیلی کاهش می دهد. این سدهای کوچک، نیمرخ طولی رودخانه را، از طریق یک سطح ثابت سیمی غیرقابل فرسایش و ارائه پله های مصنوعی در نیمرخ طولی در مسیرآب، به چندین بخش با شیب های کمتر تقسیم می کنند. علاوه براین، با توجه به اینکه اینگونه سدها با مواد بسیار متفاوت و ناهمگن ساخته می شوند، می تواند الگو وابعاد مختلف داشته باشند. زمانی که این سدها یک پهنه آبی واقعی در بالادست رود ایجاد می کنند، سدهای مناسبی نخواهند بود. در این ارتباط، قابل ذکر است که در آلپ، سدهای بسیاری با هدف تولید برق آبی ساخته شده است که بعنوان مخازن برای تنظیم دبی آب در طول وقوع دبی اوج قابل ملاحظه یا حداقل جریان عمل می کنند. به غیر از تنظیم جریان، سدهای ساخته شده در عرض رودخانه های بزرگ، چندمنظوره بوده و با اهدافی چون تولید انرژی برق، کنترل ناوبری، ذخیره آبیاری و کنترل سیل احداث می شوند (Janson et.al,1979 ).
سدهای کوچک همچنین در مسیرهای آبی که قادر به حمل و رسوبگذاری مقادیر زیادی رسوب هستند نیز ساخته می شوند (see BEDLOAD). در این موارد، آنها مقدار معینی از رسوب را در بخش بالایی حوضه ها حفظ می کنند و حمل مواد جامد را در طول مراحل اوج جریان و حداقل جریان کاهش می دهند. از اوایل 1950 انواع متعددی از سیم ها و توری های باز طراحی و ساخته شد. در میان آنها، توری های سیمی درزدار و شبکه سیمی فیلترکننده بیشترین استفاده را داشته اند. در مرحله بعد می توان به تورهای شانه مانند، با پنجره، الگوی شبکه ای و غیره اشاره کرد (شکل 63). این سدهای کوچک خاص، با دو هدف یکسان ساخته می شوند:
1-برای حفظ بیشتر رسوب در طول فازهای اوج جریان و رهاسازی آن در طول فازهای جریان کم بعدی.
2-برای حفظ و جلوگیری از حرکت واریزه های درشت (شامل تنه درختان شناور و غیره) به منظور جلوگیری از آسیب رسانی به سازه های هیدرولیکی پایین دست جریان.
از اواخر 1980 نیز سدها به منظور فیلترکردن از طریق دالان های زهکشی در امتداد مسیرهای آب، در محل ورود جریان های غیرمتمرکزی که قادر به حمل جریان های واریزه ای هستند، ساخته شد. به منظور تنظیم توزیع مقدار جریان در طول سال، انواع دیگری از کارها نیز انجام گرفته است. در این میان می توان به حوضه های میرایی سیل اشاره کرد. این حوضه ها شامل کارهای هیدرولیکی است که مسیر آب را به حوضه های مصنوعی بزرگ که توانایی ذخیره آب را در طول سیلاب ناگهانی رودخانه دارند، متصل می کند.

شکل 63 : مثال هایی از (a) توری های سیمی درزدار و شبکه سیمی فیلترکننده؛ (b) تورهای شانه مانند؛ (c) با پنجره؛ (d) الگوی شبکه ای

این سازه های نگهدارنده سیلاب، همچنین به عنوان توری های کنترل سیلاب برای ایجاد پراکندگی انرژی تعریف می شوند. شامل سد تنظیم کننده پایین دست که اجازه می دهد حتی در زمان وقوع یک جریان بزرگتر، جریان عبوری مشابه مقادیر جریان قبلی یعنی قبل از اوج جریان باشد. حجم مازاد آب در حوضه نگهدارنده ذخیره می شود و زمانیکه فاز اوج جریان رو به کاهش می گذارد (فروکش می کند) به رودخانه برمی گردد (Bell and Manson,1998 ).
همچنین سازه های نگهدارنده سیلاب می تواند با یک سد کوچک در بالادست جریان مجهز شود. هدف از ساخت این سدها، جلوگیری از تخلیه آب در زمان سیلاب برای زمانی که مقدار جریان رودخانه پایین تر از مقدار متوسط معینی است. در این روش، معمولاً حمل رسوبات بار بستر متوقف می شود، در نتیجه ظرفیت نگهداری حوضه نگهدارنده آب، به تدریج کاهش می یابد. برای مثال، در امتداد مسیر مرکزی رودخانه یانگ تسه، اینگونه مسیر جریان آب برای انحراف به طرف دشت سیلابی رودخانه ساخته شد. برای انجام این کار، یک سرریز کنترل سیلاب ساخته شد که اجازه می داد جریان اوج آب به درون یک حوضه آرامش بزرگ که در امتداد یکی از شاخه های فرعی اش ایجاد شده بود، منحرف شوند (جینگ جیانگ و دریاچه دونگ تینگ). این امکانات هیدرولیکی که در سال 1953 ساخته شد و در سال 1990 توسعه یافت، از 54 سوراخ به طول 1054 متر تشکیل شده که می تواند بیش از 8000 متر مکعب آب را به منظور جلوگیری از طغیان ناگهانی آب در پهنه واقع شده در پایین دست حوضه کاری ذخیره کند. در نتیجه از شهر ووهان و دشت جانگ هان در مقابل جاری شدن سیل جلوگیری می کند.
کانال جایگزین مستقیم[10] و کانال های انحرافی، طبیعی بوده یا در اغلب موارد مسیرآبی مصنوعی هستند که یک بخش از دبی اوج رودخانه را به منظور انحراف آن به درون حوضه دیگر یا برگرداندن به همان رودخانه در پایین تر از یک مسیر بحرانی، دریافت می کنند. کانال های انحرافی دارای جریان ثابت آب هستند در حالیکه کانال جایگزین مستقیم فقط بعضی اوقات استفاده می شوند. در مورد یک کانال انحرافی که آب را از یک رودخانه کاهش می دهد و آب را در پایین دست یک نقطه بحرانی معمولاً یک مرکز سکونتی به رودخانه بر میگرداند. یک کانال دور برگردان (بای پس) برای جلوگیری از مشکلات ناشی از نگهداری آب (بالا آمدن سطح هیدرولیک به علت بازگشت ناشی از تأثیر شروع و آغاز تلاقی شاخه ها) باید به اندازه کافی طولانی باشد. اقدام دیگری که بر روی کاهش سطح جریان آب تأثیر می گذارد شامل تغییرات صورت گرفته بر روی اشکال هندسی بستر کانال است (see HYDRAULIC GEOMETRY ). این راه حل ها باید با مراقبت و احتیاط اجرا شوند به ویژه زمانیکه براساس نقطه نظرات مهندسان انجام می گیرد و به ندرت آنها ویژگی های ژئومورفیک کانال را به اندازه کافی در نظر می گیرند. روش های معمول در این خصوص عبارتند از: عمیق کردن، تعریض کردن و اصلاح کانال. در صورت تغییر شکل و تعریض یک بخش از کانال، سرعت جریان کاهش می یابد و نتیجه این کاهش جریان، وقوع رسوبگذاری و بالا آمدن بستر رودخانه است که نیاز به لایروبی دوره ای است. اقدام دیگر انجام گرفته برای تغییر مسیر، شامل مستقیم کردن کانال است. برای مثال، بهترین مورد شناخته شده در خصوص مستقیم کردن کانال، اقداماتی است که از طریق میانبری مسیرهای پیچانرودی به طول 210 کیلومتر در مسیر پایینی رودخانه می سی سی پی در طول سال های 1930 تا 1940 انجام گرفته است. نتیجه این تغییرات بطور متوسط افزایش شیب بستر رودخانه بوده است (Winkley, 1982) که به افزایش بار بستر، افزایش نسبت عرض کانال به عمق کانال و تمایل به تغییر از مسیر پیچانرودی به یک الگو شریانی کمک کرده است (see BRAIDED RIVER). به دلیل اقدامات فوق، عمق بستر رودخانه کاهش یافته و نتیجه آن هزینه بالای لایروبی بوده است همچنین به منظور کاهش مشکلات، کارهای مرتبط با حفاظت از کناره ضرورت پیدا کرد که هنوز در این بخش از رودخانه ادامه دارد.
همچنین در میان کارهایی که جریان آب را تنظیم می کند، باید از دیوارهای مصنوعی ذکر کرد. این اقدامات اولین کارهای صورت گرفته در رودخانه است که بوسیله انسان با هدف خاص انجام گرفته است. از جمله کارهای شاخص و خوب انجام گرفته، ساخت دیواره های قابل توجه در دشت پو در شمال ایتالیا است که در طول عصر رومن[11] شروع شد. اگرچه تاریخ آثار دیواره ها در بعضی از قسمت ها حتی به عصر اتروسک[12] قبلی برمی گردد (Marchetti, 2002).
در دشت های آبرفتی نواحی توسعه یافته از نظر اقتصادی، کارهای حفاظت از سیل با هدف زهکشی و آبیاری از طریق شبکه کانالی متراکم انجام می گیرد. این اقدامات فعالیت های کشاورزی متراکم در نواحی دشتی را امکان پذیر کرده، همزمان خطر وقوع سیل را در نواحی شهری کاهش داده است.
اقدامات مهم تر در مجموعه سیستم های تنظیم جریان شامل اجرای تغییرات واقعی شبکه هیدروگرافیک یک منطقه از طریق انحراف های مصنوعی مسیرهای آبی مهم است. در شوروی سابق، در پهنه وسیعی که از طرف شمال و شرق توسط رودخانه های بزرگی که در قلمرو نواحی سرد تا حد زیادی نابارور( فاقد پوشش گیاهی و لم یزرع) و مناطق با خشکسالی گسترده جریان دارند محدود شده است، اقدامات قابل توجه در جهت انحراف این رودخانه، برنامه ریزی وتا حدودی نیز اجرا شده است.
برای مثال، به منظور جلوگیری از خشک شدن دریاچه آرال به دنبال بهره برداری شدید آب از سیردریا و آمودریا، انحراف رودخانه های پسیورا[13] و ایرتیس[14] به طرف جنوب انجام گرفت. این اقدامات از یک سو موجب خشک شدن سطح گسترده ای از سرزمین های شمالی پوشیده از تایگا شده است و از طرف دیگر مناطق وسیعی از جنوب را باتلاقی کرده است.
References
Bell, F. and Manson, T.R. (1998) The problems of flooding in Ladysmith, Natal, South Africa, in M. Eddleston and J.G. Manud (eds) Geohazards and
FLOW VISUALIZATION 387 Engineering Geology, Engineering Geology Special Publication 14.
Jansen, P., van Bendegom, L., Berg., J., de Vries, M. and Zanen, A. (1979) Principles of River Engineering, London: Pitman.
Marchetti, M. (2002) Environmental changes in the central Po plain (Northern Italy) due to fluvial modifications and man’s activities, Geomorphology 44(3–4), 361–373.
Winkley, B.R. (1982) Response of the Lower Mississippi to river training and realignment, in R.D. Hey, J.C. Bathurst and C.R. Thorne (eds) Gravel-bed Rivers, 659–680, Chichester: Wiley.
Further reading
Brookes, A. (1985) River channellization: traditional engineering methods, physical consequences and alternative practices, Progress in Physical Geography 9, 44–73.
Church, M. (1995) Geomorphic response to river flow regulation: case studies and time-scales, Regulated Rivers, Research and Management 11, 3–22.
Gregory, K.J. (1995) Human activity and palaeohydrology, in K.J. Gregory, L. Starkel and V.R. Baker (eds) Global Continental Palaeohydrology, 151–172,
Chichester: Wiley. Petts, G.E. (1984) Impounded Rivers: Perspectives for Ecological Management, Chichester: Wiley.
Sear, D.A., Darby, S.E., Thorne, C.R. and Brookes, A.B. (1994) Geomorphological approach to stream stabilization and restoration: case study of the Mimmshall Brook, Hertfordshire, Regulated Rivers, Research and Management 9, 205–223.
SEE ALSO: flood; fluvial erosion quantification; river restoration

MAURO MARCHETTI              (مترجم: محمد مهدی حسین زاده)

FLOW VISUALIZATION - شبیه سازی جریان
چشم انسان اشکالاتی در خصوص درک جابجایی هوا، آب و بسیاری از مایعات دارد. با این حال، مشاهده سطح تماس مایع (جوشیدن سطح آب در رودخانه) یا ذرات معلق در مایع (مانند دانه های برف یا حباب های هوا) به شناخت پهنه های ساختاری در مایع در حال حرکت کمک می کند (مکانیزم و ساختار مایع در حال حرکت). شبیه سازی جریان مجموعه ای از ابزارهایی را فراهم می کند که به پیشرفت های قابل توجه در فهم ما از دینامیک های سیال منجر خواهد شد (کمک خواهد کرد). ابزارهای شبیه سازی جریان به ما اجازه می دهد تا ساختارهای جریان متلاطم در حال گسترش را ردیابی و دنبال کنیم ( چهارچوب مرجع لاگرانژی) یا پارمترهای جریان در یک موقعیت خاص در داخل جریان، نظیر محدوده چرخش جریان را تعریف کرد (چهارچوب مرجع ائولرین). به عنوان یک نتیجه، این ابزارها در مطالعه حرکت ساختاری مایع بر روی سطح و داخل زمین ضروری هستند.
طرح و الگوی جریان های متلاطم ساخته شده (ارائه شده) بوسیله لئوناردو داوینچی(1519-1452) نشان می دهد که شبیه سازی جریان، مدت زیادی است که مورد توجه دانشمندان است. با این حال، به منظور تکمیل نظارت کمی جریان، تکنیک های شبیه سازی جریان، در ابتدا در مطالعات آزمایشگاهی مکانیک سیالات در نیمه قرن اخیر توسعه یافته است. بعد از 1960، استفاده از شبیه سازی جریان منجر به دستیابی به موفقیت های بزرگ در درک ساختار لایه مرزی متلاطم (آشفته) جریان آب گردید. کلاین و همکاران (1967) (با استفاده از حباب های هوا) و کورنیو و برودکی(1969) (با استفاده از ذرات شناور) نشان داده اند که جریان نزدیک مرز، البته با طبیعت آشفته و متلاطم، الگوها و مکانیزم های ساختاری را نشان می دهند. امروزه طیف گسترده ای از تکنیک های شبیه سازی بطور معمول در مطالعات آزمایشگاهی استفاده می شود (ببینید اطلس شبیه سازی جریان و مجموعه مقالات چندین سمپوزیوم بین المللی در خصوص شبیه سازی جریان برای بررسی و مرور عمیق تکنیک ها و نتایج حاصل از تونل باد و آزمایش های فلوم آب).
اکثر تکنیک های شبیه سازی جریان بر حضور یک ردیاب خارجی در جریان تکیه دارند. این ردیاب ها اغلب ذرات معلق یا دود یا رنگ تزریق شده در مکان های خاص هستند. استفاده از ردیاب ها بر این حقیقت تکیه دارد که حرکت سیال را می توان از طریق حرکت ردیاب منطبق شده با سیال استنباط کرد. موارد فوق نشان می دهد که یک درک روشن از حالت اولیه یا شروع تزریق ردیاب به جریان، ارتباط بین ردیاب و حرکت سیال و از اهمیت فیزیکی حرکت ردیاب مشاهده شده وجود دارد. در جریان های خیلی آشفته، برای کمک به تفسیر الگوهای جریان از طریق فیلمبرداری ذرات در حال حرکت استفاده می شود. استفاده از دود یا رنگ یک توضیح و فهم سریع از ساختار جریان ارائه می دهد اما مواد رنگی با دور شدن از منبع تزریق می تواند پراکنده شود و بنابراین با افزایش فاصله از محل تزریق، امکان و صحت ردیابی کاهش می یابد. همچنین در مطالعات آزمایشگاهی، از تکنیک های شبیه سازی جریان می توان در محیط های بادی، رودخانه ای و ساحلی که اغلب ردیاب ها بطور طبیعی وجود دارند، استفاده شود. برای مثال، ماتس(1947) یک طبقه بندی گسترده ای از ساختارهای جریان پیدا شده در یک رودخانه را بر پایه مشاهدات بصری از جوش و خروش سطح آب، امواج، تفاوت کدورت و شاخص های بصری دیگر فراهم کرده است. روی و همکاران (1999) دو تکنیک شبیه سازی جریان مورد استفاده در محیط های طبیعی را شرح داده اند. تکنیک اول، استفاده از تفاوت کدورت برای توصیف و توضیح توسعه ساختارهای جریان در لایه برشی بین دو رودخانه در حال اتصال به یکدیگر است. تکنیک دیگر شامل تزریق یک مایع سفید شیری برای نمایش حرکت ایجاد شده از منطقه جریان چرخشی در پناه یک مانع می شود.
دو روش متفاوت شبیه سازی کمی جریان وجود دارد. روش اول شامل نمونه گیری سرعت بر روی یک شبکه متراکم با استفاده از سرعت سنج های خاص نظیر سرعت سنج الکترومغناطیس یا سرعت سنج مغناطیسی داپلر می شود. اندازه گیری های بعمل آمده در چهارچوب شبکه فوق برای ایجاد نقشه پارامترهای آشفتگی مورد نظر استفاده گردید (Bennett and Best 1995). با توجه به اینکه اندازه گیری ها بطور همزمان انجام نگرفته است، این رویکرد (روش) یک تصویر استاتیک (غیرپویا) از الگوهای کلی جریان ارائه می دهد. روش دوم، اندازه گیری سرعت با استفاده از چندین سنسور مجزا بطور همزمان است. چنین مجموعه ای امکان تهیه ماتریس فضایی، زمانی سرعت را فراهم می کند و این ماتریس می تواند پیوستگی فضایی ـ زمانی سرعت و ردیابی ساختارهای جریان را در منطقه پوشیده شده بوسیله سرعت سنج ها نشان دهد و همراه با مشاهده به توصیف آنها پرداخت     (Baffin-Belanger et al. 2000).
افزایش استفاده از تکنیک های اندازهگیری سرعت چند نقطه ای، نظیر پروفایل صوتی داپلر(Wewetzer et al. 1999) و سرعت سنجی تصاویر ذرات (Bennett et al. 2002) پیشرفت های جدیدی در درک ما از ساختار جریان ایجاد کرده است. این تکنیک ها متکی بر اندازه گیری سرعت ذرات موجود در سیال در حال حرکت است و اجازه می دهد تنوع زمانی جریان به لحاظ کمی در یک نقطه، همچنین تنوع مکانی الگوهای جریان در طول زمان، مطالعه و توصیف شود. از اینرو، این تکنیک ها، واقعیت کیفی شبیه سازی جریان را با اندازه گیری های کمی سرعت ترکیب می کنند.
توانایی ما برای استفاده از مدل سازی کامپیوتری دینامیک (حرکت) سیال (CFD ) برای شبیه سازی جریان های پیچیده بطور چشمگیری در حال افزایش است. این پیشرفت ها و بهبود در روش ها، بیشتر و بیشتر برای شبیه سازی جریان عددی پیچیده متمرکز بوده و افزایش یافته است (Lane et al. 2002). همچنین شبیه سازی جریان با روش های قدیمی بطور مکمل با شبیه سازی کامپیوتری جریان به ما اجازه می دهد تا نتایج عددی با رفتار جریان طبیعی مقایسه شود.
References
Bennett, S.J. and Best, J.L. (1995) Mean flow and turbulence structure over fixed, two-dimensional dunes:implications for sediment transport and dune stability, Sedimentology 42, 491–514.
Bennett, S.J., Pirim, T. and Barkdoll, B.D. (2002) Using simulated emergent vegetation to alter stream flow direction within a straight experimental channel, Geomorphology 44, 115–126.
Buffin-Belanger, T., Roy, A.G. and Kirkbride, A.D. (2000) On large-scale flow structures in a gravel-bed river, Geomorphology 32, 417–435.
Corino, E.R. and Brodkey, R.S. (1969) A visual investigation of the wall region in turbulent flow, Journal of Fluid Mechanics 37, 1–30.
Kline, S.J., Reynolds, W.C., Schraub, F.A. and Runstadler, P.W. (1967) The structure of turbulent boundary layers, Journal of Fluid Mechanics 30, 741–773.
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 Processes 16, 2,261–2,272.
Matthes, G.H. (1947) Macroturbulence in natural stream flow, Transactions of American Geophysical :union: 28, 255–265.
Roy, A.G., Biron, P.M., Buffin-Belanger, T. and Levasseur, M. (1999) Combined visual and quantitative techniques in the study of natural turbulent flows, Water Resources Research 35, 871–877.
Wewetzer, S.F.K., Duck, R.W. and Anderson, J.M. (1999) Acoustic Doppler current profiler measurements in coastal and estuarine environments: examples from the Tay Estuary, Scotland, Geomorphology 29, 21–30.

Further reading
Atlas of Flow Visualization, Vols 1, 2 and 3. Visualization Society of Japan (eds), Tokyo.
Van Dyke, M. (1988) An Album of Fluid Motion, Standford, CA: The Parabolic Press.
Tavoularis, S. (1986) Techniques for turbulence measurement, in Encyclopedia of Fluid Mechanics, 1,207–1,255, Texas: Gulf Publishing Company.

SEE ALSO: boundary layer
THOMAS BUFFIN-BÉLANGER AND ALISTAIR D. KIRKBRIDE            (مترجم: محمد مهدی حسین زاده)

FLUIDIZATION - سیال شدن
مواد خاکی در حال سیال شدن معمولاً در ارتباط با جریان های واریزه با سرعت بالا مانند لغزش های سنگی بسیار متحرک و جریان های سریع لاوا ( مواد پیروکلاستیک)، رفتاری مانند یک مایع را دارند. سیال شدن در توده بهمن سنگی ممکن است بتواند سبب ایجاد ویژگی ها و آثار زمین لغزش های کاتاستروفیک گردد. سیال شدن ناشی از تعامل ذرات پرانرژی و هوای محبوس تحت فشار است. در یک مجموعه سیال، مواد دانه ای بوسیله هوا احاطه می شوند (یا هر گاز دیگر اما معمولاً هوا است). ارتباط ژئومورفولوژی با سیال شدن در ناپایداری زمین است که در آن جریان های واریزه ای رخ می دهد، معمولاً زمانیکه سیال شدن رخ می دهد، توده به ظاهر بوسیله هوا احاطه شده است. بعضی از زمین لغزش های کلاسیک، به عنوان مثال بلک هاول[15]، الم[16]، فرانک[17]، سید مارا[18] و غیره در این گروه قرار می‎گیرند. یکی از مهمترین و قابل توجه ترین ویژگی های واریزه، سیالیت نسبتاً بالای آن است. جریان های واریزه ای با 80 تا 90 درصد مواد جامد دانه ای به واسطه وزن شان می‎توانند به صورت صفحه ای به ضخامت حدود 1 متر بر روی سطحی با شیب 5 تا 10 درجه حرکت کنند. سیالیت (سیال بودن) بالا نشان می‎دهد که واریزه ها سیال می‎شوند مشابه وضعیت و حالتی که این اصطلاح (سیال شدن) بوسیله مهندسان شیمی بکار می رود. در سیال شدن، مایع میان بافتی از میان مواد جامد دانه ای به سرعت به طرف بالا حرکت می کند که این فرآیند، مواد جامد دانه ای را به حالت تعلیق در می آورد.
به نظر می رسد سه احتمال برای مکانیزم های حرکت واریزه وجود دارد: یا جریانی که اساساً به صورت یک جرم حرکت می‎کند، بوسیله یک بالشتک هوا احاطه شده، که اجازه می‎دهد مسافت طولانی حرکت کند. یا سیستم (مواد واریزه ای) در حالت کلاسیک سیال می‎شوند و هوا و ذرات در تعامل با یکدیگر باعث حفظ حرکت سیستم می‎شوند؛ یا تحرک توده بوسیله ذرات در تعامل با یکدیگر در یک سیستم پرانرژی تضمین می‎شود. فاکتورهایی وجود دارد که هر سه دیدگاه را حمایت و تایید می‎کند. لغزش بلک هاوک به طول 1000 متر از کوهی به همین نام در کالیفرنیای جنوبی در دوره ماقبل تاریخ بوقوع پیوسته و سقوط کرده است. احتمالاً توده لغزشی به صورت یکپارچه و تقریبا بدون اصطکاک بواسطه قرار گرفتن بر روی یک توده هوای فشرده حرکت و سقوط کرده است. این نظریه به نظر می‎رسد بوسیله پشته های حاشیه ای واریزه ای تشکیل شده تأیید شود جایی که مواد بواسطه خروج هوا از کناره های توده درحال لغزش برجای مانده اند همچنین بوسیله مخروط های واریزه ای که بوسیله خروج هوای درحال انفجار از طریق سوراخ های موجود در توده اصلی (درحال لغزش) بر روی لغزش ایجاد شده است.
هیچ شاهدی برای واقعه بلک هاوک وجود ندارد، در صورتی که لغزش سنگ الم در سوئیس از نزدیک مشاهده شده است. در سپتامبر 1881 یک بخش بزرگی از کوه پلاتنبرگ حدود 400 متر سقوط کرد و نزدیک روستای الم قرار گرفت. مقادیر زیادی سنگ های آواری به کف دره سقوط کرد، و حدود 100 متر از دیواره مقابل دره بالا رفت. این توده سنگی مسافت 1 کیلومتر را کمتر از1 دقیقه در جهت پائین دره طی کرد قبل از اینکه بطور ناگهانی متوقف شود. لغزش سنگی الم رخدادی است که می تواند بر روی یک بالشتک هوا به طرف پائین دره حرکت کند اما مشاهدات عینی نشان می‎دهد که احتمال وقوع مکانیزم سیال شدن بیشتر است. سطح لغزشی مشاهده شده در حال جوش و خروش و با تلاطم خیلی زیاد بوده و بخش هایی از توده لغزشی به درون خانه ها رفته که گویای یک تحرک و جنبش خیلی بزرگ است.
Further reading
Brunsden, D. and Prior, D.B. (eds) (1984) Slope Instability, Chichester: Wiley.
Shreve, R.L. (1968) The Blackhawk Landslide, Geological Society of America Special Paper 108.
Voight, B. (ed.) (1978) Rockslides and Avalanches, I: Natural Phenomena, Amsterdam: Elsevier.
Waltham, T. (1978) Catastrophe: The Violent Earth, London: Macmillan.

SEE ALSO: liquefaction
IAN SMALLEY              (مترجم: محمد مهدی حسین زاده)

FLUVIAL ARMOUR- پوشش زرهی رودخانه ای
زره یا آرمور یکی از چندین اصطلاحی است که برای رسوبات آواری بکار می‎رود و وضعیتی است که در آن مواد در لایه سطحی، درشت تر از لایه زیرین است (see BOULDER PAVEMENT). این پدیده در رودخانه های با بستر گراولی عمومیت دارد جایی که حداکثر اندازه ذرات سطحی و زیرسطحی ممکن است مشابه باشد اما قطر متوسط بین 2 تا 4 متغیر بوده زیرا ذرات ریز تا حد زیادی در سطح وجود ندارد. این پدیده همچنین ممکن است در رودخانه های با بستر ماسه ای که حاوی گراول کمی است نیز رخ دهد. در این رودخانه ها، ماسه بر روی سطح به صورت نهشته های تاخیری ثابت متمرکز می‎شود. توضیح سنتی آن ترجیحاً به این صورت است که رسوبات ریزتر سطحی در طول فرسایش شستشو پیدا می‎کنند، برای مثال در پائین دست سد که شار رسوبات گراولی از بالا دست قطع می‎شود، رودخانه شروع به فرسایش بستر خود می‎کند (فروسایی بستر) تا مجدداً بار بستری منطبق با ظرفیت حمل خود را بدست آورد. این فروسایی باعث ایجاد پدیده خود کنترلی (خود را محدود کردن) می‎شود زیرا همچنانکه رسوبات سطحی درشت تر می‎شوند، ظرفیت حمل جریان کاهش یافته و بستر بی حرکت و ثابت ایجاد می‎شود. تثبیت بستر ناشی از زرهی شدن در فلوم آزمایشگاهی بدون ورود رسوب بررسی شده است و به صورت ریاضی نیز مدل سازی شده است. برای بررسی بیشتر و مرور خوب این موضوع مطالعه ساترلند (1987) را ببینید.
لایه های سطحی درشت در رودخانه های تنظیم نشده و نامنظم با عرضه مداوم رسوب و جریان های اوجی که می‎تواند حمل کند تمام مواد بستری با اندازه های مختلف نیز وجود دارد. این سطح زرهی ناپایدار و متحرک اجازه می‎دهد که کانال علی رغم ماهیت انتخابی اندازه مواد در حمل بار بستر، در تعادل باشد (نه درحال فروسایی و نه در حال فراسازی، نه در حال درشت شدن ذرات و نه در حال ریز شدن ذرات). زیرا بطور ذاتی بخش های با ذرات درشت با قابلیت تحرک کمتر، ترجیحاً برای حمل توسط جریان آب در دسترس هستند در حالیکه بخش هایی با ذرات ریزتر با قابلیت تحرک بیشتر عمدتاً در زیر سطح پنهان هستند (Parker and Klingeman 1982 ). زرهی شدن از طریق شستشوی عمودی در طول مدت حمل فعال بار بستر تشکیل می‎شود. سایش و حمل قطعات درشت در طول سیلاب هایی که شکاف ایجاد می‎کنند صورت می‎گیرد و عمدتاً بوسیله ذرات ریزتر پر می‎شوند. سیل های شدید ممکن است زره را شستشو دهند اما این زره در طول جریان های متوسط در بسیاری از محیط ها دوباره تشکیل می‎شود. در رودهای موقتی ممکن است چنین جریان هایی وجود نداشته باشد و زرهی شدن بطور کلی غایب بوده و وجود نداشته باشد (Laronne et al. 1994).
زره متحرک (ناپایدار) به کاهش شار بار بستر برای تطبیق با تدارک محدود رسوب، با زره ثابت به عنوان مورد محدود کننده کمک می‎کند، زمانی که تدارک رسوب به طور کامل قطع می‎شود (Dietrich et al. 1989; Parker and Sutherland 1990). تغییرات در بهم فشردگی ذرات، همچون توزیع اندازه، در این خود تنظیمی دخالت دارد. این حالت شامل ایمبریکاسیون قطعات درشت تر و توسعه خوشه های گراولی، سلول های سنگی و سکوهای عرضی می‎شود. بنابراین بستر رودخانه چند درجه ای آزادی در تنظیم با کانال های آبرفتی (see CHANNEL, ALLUVIAL) در جهت ایجاد نیمرخ تعادل دارد (see GRADE, CONCEPT OF).
References
Dietrich, W.E., Kirchner, J.F., Ikeda, H. and Iseya, F. (1989) Sediment supply and the development of the coarse surface layer in gravel-bedded rivers, Nature
340, 215–217.
Laronne, J.B., Reid, I., Frostick, L.C. and Yitshak, Y. (1994) The non-layering of gravel streambeds under ephemeral flood regimes, Journal of Hydrology 159, 353–363.
Parker, G. and Klingeman, P.C. (1982) On why gravel bed streams are paved, Water Resources Research 18, 1,409–1,423.
Parker, G. and Sutherland, A.J. (1990) Fluvial armor, Journal of Hydraulics Research 28, 529–544.
Sutherland, A.J. (1987) Static armour layers by selective erosion, in C.R. Thorne, J.C. Bathurst and R.D. Hey (eds) Sediment Transport in Gravel-bed Rivers, 141–169, Chichester: Wiley.

ROB FERGUSON           (مترجم: محمد مهدی حسین زاده)

FLUVIAL EROSION QUANTIFICATION- کمی سازی فرسایش رودخانه ای
کمی سازی فرسایش رودخانه ای، همانند هر فرآیند ژئومورفیک دیگر، راهی است که ارزیابی هدفمند تغییرات ژئومورفیک که بر روی ناهمواری های زمین تاثیر می‎گذارند را خیلی دقیق می‎سازد. علاوه براین هدف، کمی سازی فرسایش رودخانه ای دارای اهمیت حیاتی در زمینه ژئومورفولوژی کاربردی است زیرا کمی سازی می‎تواند به توسعه مدل های پیش بینی نرخ فرسایش که در ارزیابی مخاطرات ژئومورفولوژیکال مفید است، کمک کند.
فرسایش رودخانه ای شامل حفر و انتقال (بوسیله انحلال، تعلیق و کشش) ذراتی می‎شود که بستر یا کناره های رود را می‎سازند (see EROSION). بنابراین کمی سازی فرسایش رودخانه ای به معنای ارزیابی مقدار موادی است که رود قادر است از سنگ بستر یا کانال های آبرفتی فرسایش دهد. اگرچه این مواد بخشی از کل بار جامد هستند و تقریباً غیرممکن است برای تفریق و مجزا کردن آنها از رسوباتی که از طریق فرآیندهای فروسایی در حال انجام در کل حوضه منتج شده و وارد رود می‎شود. به عبارت دیگر، اگرچه رودها عوامل فرسایشی قدرتمندی هستند، اما این عوامل همراه با عوامل شکل زای خارجی دیگر و به ویژه با آبهای سطحی غیرمتمرکز عمل می‎کنند؛ بنابراین اذعان می‎شود حوضه های زهکشی به عنوان واحدهای بنیادین ژئومورفیک بوده و رودخانه ها نیز عناصر اصلی دارای انرژی این واحدها هستند. در نتیجه کمی کردن فرسایش رودخانه ای باید به عنوان کمی کردن فرسایش (برهنه سازی) کلی مؤثر بر دامنه ها و کانال های حوضه های زهکشی درنظر گرفته شود. برآورد برهنه سازی (فرسایش) مؤثر بر دامنه ها اغلب بر تعیین مستقیم مقدار برداشت رسوبات از مناطق نمونه کوچک یا پلات های صحرایی فرسایش، یا بر پایه اندازه گیری پست شدن سطح زمین و محاسبه حجم رسوب خارج شده متکی است. اگرچه ارزیابی های فرسایش خاک بدست آمده در این روش به شدت به خصوصیات دامنه های مطالعه شده وابسته است، هرچند این برآوردها فقط اهمیت محلی داشته و می تواند منجر به نتایج گمراه کننده شود زمانی که این ارزیابی ها برای نواحی بزرگتر تعمیم داده می‎شوند. علیرغم این محدودیت ها، تعداد زیادی از داده های میدانی در خصوص از دست رفتن خاک برای توسعه معادله های برآورد فرسایش مفید هستند، زمانی که این داده ها در مقابل عوامل مختلف کنترل کننده فرسایش ترسیم می‎شوند. معادله جهانی فرسایش خاک یکی از معروف ترین آنهاست.
فرسایش خاک معمولاً به وسیله بررسی تغییرات فرم کانال و محاسبه حجم مواد برداشت شده ارزیابی می‎شود. روش های مورد استفاده شامل اندازه گیری با میخ های مرجع و کنترل های دوره ای هم نیمرخ عرضی و هم نیمرخ طولی کانال است. تغییرات بلند مدت همچنین می‎تواند به وسیله مقایسه عکس های هوایی دوره های مختلف برآورد شود. همچنین مواد برداشت از دامنه ها و کانال های حوضه زهکشی منبعی برای مواد قابل حمل و نقل رودخانه است. مقدارکل بار رسوبی (see SEDIMENT LOAD AND YIELD) در دهانه رودخانه اصلی می تواند شدت برهنه سازی مؤثر بر کل حوضه را اندازه گیری کند. در واقع بسیاری از تلاش ها به طور مستقیم در جهت تعیین نرخ فرسایش بر پایه ارزیابی مقدار بار رودخانه بوده است. چنین ارزیابی می‎تواند به روش های مختلف صورت پذیرد. یکی ازاین روش ها شامل اندازه گیری تمام مواد حمل شده در ایستگاه های اندازه گیری یعنی اندازه گیری مستقیم بار حل شده، بار معلق و بار بستر می‎شود. در مقابل روش های غیر مستقیم منجر به پیش بینی بار رود از طریق فرمول نظری یا رگرسیون چندگانه می‎شود.
تعیین صحرایی بار حل شده (محلول) به وسیله ابزار پرتابل (قابل حمل) صورت می‎گیرد. این ابزارها، پارامترهای ویژه کیفیت آب نظیر هدایت الکتریکی و اسیدیته (PH) را اندازه گیری می‎کنند. اغلب بیشتر محتوای جامد محلول در آب، در آزمایشگاه بوسیله تبخیر حجم مشخصی از آب و وزن باقیمانده تعیین می‎شوند. غلظت بار معلق بوسیله اندازه گیری کدورت نمونه های آب جمع آوری شده به وسیله تجهیزات توسعه یافته خاص بدست می‎آید. این تجهیزات از نظر پیچیدگی متغیر بوده و از بطری های ساده شیب دار تا دستگاه های پیچیده را شامل می‎شود. مجموع بار معلق از طریق ضرب غلظت بار معلق در دبی بدست می‎آید. ارزیابی بار بستر بسیار دشوار است و در این خصوص دستگاه های اندازه گیری بسیاری مانند تله های ذخیره کننده، چاله های جمع آوری، سدهای نمونه گیر و غیره ساخته شده است، اما هیچ کدام به عنوان وسیله مناسب برای تعیین بار بستر به صورت جهانی پذیرفته نشده اند.
اندازهگیری مستقیم بار جامد کل رودخانه ها با مشکلات متعددی مواجه می‎باشند؛ این مشکلات شامل هزینه بالای تجهیزات، گران بودن اجرای کار، و تغییر الگوی جریان و حمل در زمان حضور نمونه گیر که می تواند به ویژه داده های بار بستر را مخدوش کند. مشکلات اصلی نمونه گیری هم در زمان و هم در مکان رخ می‎دهد. مشاهدات بعمل آمده (اندازه گیری) در فواصل زمانی مشخص می‎تواند باعث از دست دادن وقایع شدید و بزرگ شود. علاوه برآن ممکن است نیاز به سال های زیادی برای ثبت اطلاعات باشد تا داده های کافی جمع آوری گردد. همچنین لازم است در انتخاب مکان نمونه گیری و استفاده از تجهیزات قابل دسترس، و برنامه ریزی در خصوص استفاده از مجموعه تجهیزات دقت لازم به عمل آید.
برآورد نظری بار جامد جریان از طریق فرمول های خاص براساس ویژگی های جریان کانال و مواد حمل شده صورت می‎گیرد. این روش ها برای برآورد بار معلق نامناسب هستند، با وجود محدودیت های موجود، این روش ها به طور آزمایشی برای برآورد بار بستراستفاده شده است؛ اگرچه فرمول های ارائه شده به نظر نمی‎رسد برآوردی کاملاً رضایت بخش ارائه دهند.
یک روش غیرمستقیم که بطورگسترده برای برآورد فرسایش رودخانه ای استفاده شده، بر پایه مقدار داده در دسترس در خصوص بار معلق است (اندازه گیری سیستماتیک در ایستگاه های اندازه گیری) و منجر به رگرسیون معنی داری شده که ارتباط برقرارمی‎کند بین بار معلق نسبت به چندین پارامتری که فاکتورهای اصلی تأثیرگذار بر الگوی فضایی تولید رسوب را بیان می‎کند (جدول 18). از اینرو این معادله های بدست آمده برای برآورد بار معلق رودخانه های فاقد ایستگاه اندازه گیری استفاده می‎شوند. اگرچه مقادیر بار معلق بخشی از اندازه گیری فرآیندهای فرسایش در حوضه های زهکشی هستند، اما این داده همچنین برای تهیه نقشه جهانی نرخ برهنه سازی نیز استفاده شده است (Fournier 1960).
جدول 18: مثال هایی از رگرسیون چند متغیره بین بار معلق و متغیرهای کنترل کننده.

معادله	منطقه	نویسنده
log E=2.65 log (p2 P-1)+0.46 Hm tan Ø -1.56 E: بار رسوبی معلق (تن بر کیلومترمربع در سال) P: بارش در ماه با حداکثر بارش (میلی متر) p: میانگین سالانه بارش (میلی متر) Hm: میانگین ارتفاع حوضه Ø: میانگین شیب حوضه	نواحی معتدل آلپ	فورنیر،1960 Fournier (1960)
log S=-5.073+0.514 log H+2.195 log P -3.706 log V +1.449 log G S: بار رسوبی معلق (تن برکیلومترمربع در سال) H: ارتفاع P: میانگین بارش سالانه (میلیمتر) V: اندازه گیری پوشش گیاهی G: برآورد استعداد به فرسایش (بالقوه)	نواحی اقلیمی مرطوب و گرم	جانسن وپینتر 1974 Jansen and Painter (1974)
log S=12.133-0.340 log Q+1.590 log H+3.704 log P +0.936 log T-3.495 log C S: بار رسوبی معلق (تن برکیلومترمربع در سال) Q: دبی سالانه (10³m³km^-2) H: ارتفاع P: میانگین بارش سالانه (میلیمتر) T: متوسط درجه حرارت سالانه ( C⁰) C: شاخص پوشش گیاهی طبیعی	آب وهوای معتدل	جانسن و پینتر 1974 Jansen and Painter (1974)
log TU=2.79687 log D+0.13985 aΔ +1.05954 r²=0.96128 Tu:بار رسوبی معلق (تن برکیلومترمربع در سال) D: تراکم زهکشی (کیلومتر برکیلومترمربع) aΔ: شاخص ناهنجاری سلسه مراتبی	ایتالیا	سیک کاسی و همکاران 1968 Ciccacci et al. (1986)

References
Ciccacci, S., Fredi, P., Lupia-Palmieri, E. and Pugliese, F. (1986) Indirect evaluation of erosion entity in drainage basins through geomorphic, climatic and hydrological parameters, International Geomorphology, 2, 33–48, Chichester: Wiley.
Fournier, F. (1960) Climat et erosion: la relation entre l’erosion du sol par l’eau et les precipitations atmospheriques, Paris: Presses Univ. de France.
Jansen, J.M.L. and Painter R.B. (1974) Predicting sediment yield from climate and topography, Journal of Hydrology 21, 371–380.
Further reading
Cooke, R.U. and Doornkamp, J.C. (1990) Geomorphology in Environmental Management, Oxford: Clarendon Press.
Gregory, K.J. and Walling D.E. (1973) Drainage Basin Form and Process, London: Edward Arnold.

ELVIDIO LUPIA-PALMIERI (مترجم: محمد مهدی حسین زاده)

FLUVIAL GEOMORPHOLOGY - ژئومورفولوژی رودخانه ای
فلوویال ژئومورفولوژی صرفاً مطالعه ژئومورفولوژی رودخانه ها است. همانطور که رودخانه ها همواره نقش برجسته در مطالعه لندفرم ها داشته است، تعجب آور نیست که در خصوص فلوویالیسم بحث می‎شود، همچنین آیا رودخانه ها می‎توانند دره های خود را ایجاد کنند، تا اوایل قرن نوزدهم که یونیفرمیتاریانیسم غلبه یافت، ادامه یافت، زیرا تحول اشکال مناطق معتدله، نتیجه باران و رودخانه دیده شده است. در پایان قرن نوزدهم رودخانه ها به عنوان مرکز چرخه طبیعی فرسایش دیویس دیده می‎شد که منجر به اعمال یک تأثیر غالب بر ژئومورفولوژی در نیمه اول قرن بیستم گردید (Gregory 2000). لازم است در خصوص درک کافی ایجاد شده از فرآیندهای رودخانه ای قدردانی شود. با توجه به اهمیت رودخانه، گریگوری روشی را پیشنهاد کرد که درآن جی.ک.گیلبرت به مطالعه رودخانه پرداخت از جمله سهم قابل توجه حمل و نقل واریزه توسط جریان آب (Gilbert 1914) که این مطالعه گرچه کافی نیست اما این مطالعه کارهای انجام گرفته توسط دیویس را توسعه داده است.
تا اواسط قرن بیستم، ژئومورفولوژی رودخانهای تلاش می شد با کمک مراحل تحول رودخانه با تأکید بر مکانیزم تشکیل و تحول پادگانه های آبرفتی و فرسایش یا تسطیح سطح زمین، چشم اندازهای مختلف تفسیر شود و مراحل تحول چشم اندازها بازسازی گردد. سؤال اصلی برای چنین بازسازی و تحقق یک نیاز برای تمرکز بیشتر بر روی فرآیندهای رودخانه ای، بوسیله فرآیندهای رودخانه ای در ژئومورفولوژی توسط لئوپلد و همکاران (1964) پاسخ داده شد که منجر به روشی شد که در آن ژئومورفولوژی رودخانه ای به دنبال آن بوجود آمده و ادامه یافت. در ادامه علاوه بر مطالعه فرآیندهای هیدرولوژیک (see HYDROLOGICAL GEOMORPHOLOGY )، ضرورت بررسی و شناخت حوضه زهکشی نیز به عنوان واحد ژئومورفیک پایه(Chorley 1969) مدنظر قرار گرفت و زمینه ساز انجام پژوهش های متعدد اخیر در خصوص سیستم های رودخانه و مباحث مرتبط با آن گردید. در این بررسی ها، بطور مؤثر بر روی هفت موضوع متفاوت تأکید شده است (Gregory 1976) که عبارتند از: مورفومتری شبکه زهکشی، ویژگی های حوضه زهکشی به ویژه در رابطه با مدل های آماری آب و بار رسوب، ارتباط بین مورفولوژی و فرآیند در مورفومتری هیدرولیک کانال های رودخانه، و کنترل های موجود بر روی الگوهای کانال رودخانه، همراه با روش های تئوریک در سیستم رودخانه ای؛ بررسی های مرتبط با اهمیت نواحی مؤثر (درگیر) در تولید رواناب؛ و در نهایت روش های تحلیل تغییرات در سیستم های رودخانه ای شامل پالئوهیدرولوژی ـ روش های دگردیسی رودخانه. در این مرحله از گسترش و توسعه سریع ژئومورفولوژی رودخانه ای،کتاب های درسی متعددی با تأکید بر پویایی (دینامیک) و مورفولوژی (Morisawa 1968)، شکل و فرآیندها (Richards 1982; Morisawa 1985; Knighton (1984), 1998)، رودخانه ها و چشم انداز (Petts and Foster 1985)، و سیستم رودخانه ای(Schumm 1977a) انتشار یافت. تحت شرایط موجود یک توسعه رو به جلو و پیشرونده از ژئومورفولوژی رودخانه ای ایجاد گردید؛ در نتیجه در سیستم رودخانه، شوم (1977) معتقد بود که چشم انداز همانند علم خود به خود به واسطه گسترش دوره ای، توسعه می‎یابد. در نیمه دوم قرن بیستم، ژئومورفولوژی رودخانه ای به صورت مقطعی پیشرفت کرد و در نتیجه پیشرفت تحقیقات، منجر به این شد که دقیقاً چطور سیستم رودخانه ای می‎تواند دوره ای باشد.
تعاریف مختلف از ژئومورفولوژی رودخانه ای از مقاله ها و کتاب های مختلف اقتباس و مقایسه شده است. اما در این بین 5 تا از تعریف ها موضوع اصلی و تا حدی معمول را نشان می‎دهد که چگونه این موضوع تکامل یافته و از سال 1960 به بعد توسعه و پیشرفت کرده است (جدول 19).

جدول 19: برخی از تعاریف ژئومورفولوژی رودخانه ای

تعاریف	منبع
موضوع مورد مطالعه ژئومورفولوژی رودخانه ای صرفا کانال های رود نیست بلکه کل سیستم زهکشی را مورد بررسی قرار می دهد.	(کروسکا و لامارا، 1973 ؛ اقتباس شده بوسیله شوم، 1977). Kruska and Lamarra (1973) cited by Schumm (1977b)
هدف اصلی ژئومورفولوژی رودخانه ای کمک به توضیح روابط بین ویژگی های فیزیکی جریان در کانالهای آبرفتی با بستر دارای رسوبات متحرک(Mobil – bed)، مکانیزم های انتقال رسوب بوسیله جریان آب و شکل های کانال های آبرفتی ایجاد شده بوسیله انتقال رسوب در محیط های مختلف است.	(ریچارد، 1987). Richards (1987)
ژئومورفولوژی رودخانه ای به مطالعه اشکال سطح زمین و فرآیندهای مربوط به آن، پدیده های رودخانه ای و چیزهایی که مرتبط با آب روان است، می پردازد.	(گرفت، 1988). Graf (1988)
مطالعه کانال های رودخانه ای در حال تغییر حوزه مطالعاتی ژئومورفولوژی رودخانه ای است. ژئومورفولوژی رودخانه ای یک علم میدانی بوده و طبقه بندی و تشریح در قلب این علم قرار دارد.	(پتیز، 1995). Petts (1995)
ژئومورفولوژی رودخانه ای علمی است که به دنبال بررسی پیچیدگی رفتار کانال های رود در طیف گسترده ای از مقیاس ها از مقطع عرضی تا حوضه همچنین بررسی طیف وسیعی از فرآیندها و پاسخ ها در مقیاس زمانی بسیار طولانی اما معمولا در چرخه آب و هوایی اخیر می باشد.	(نانسون و سیر Sear، 1998 ؛ اقتباس شده بوسیله دلار، 2000). Newson and Sear (1998), cited by Dollar (2000)

از اواسط قرن بیستم، در مسیر توسعه ژئومورفولوژی رودخانه ای، سه مرحله پی در پی را می‎توان مشاهده کرد: مرحله اول ورود و گسترش، مرحله دوم تثبیت ومرحله سوم نوآوری.
مرحله اول ورود و استفاده از دانش و تکنیک هایی از ریشه های دیگر علوم از جمله هیدرولیک، هیدرولوژی، زمین شناسی رسوبی و مهندسی، کاربرد روش های میدانی همراه با مدلسازی شامل اصل تصادفی و قطعیت (Werritty 1997) و تجربی (Schumm et al. 1985) و همچنین توسعه اصول پایه با تمرکز بر مفهوم تعادل در ژئومورفولوژی رودخانه ای بوده است که در نتیجه این پیشرفت ها، ایجاد چند زیر شاخه مستقل در ژئومورفولوژی رودخانه ای بوده است. با توجه به تغییر در مقیاس زمانی ثابت، تدریجی و یا دوره ای (Schumm and Lichty 1965) در تحقیقاتی که انجام گرفته است، متغیرهای مستقل یا وابسته درگیر در مطالعات پژوهشی پیش بینی شد.
مرحله دوم همراه با پرورش تعداد قابل توجهی از متخصصان ژئومورفولوژی رودخانه ای می باشد. در این مرحله تغییرات رودخانه در مقیاس های زمانی متفاوت تحت عنوان های پالئوهیدرولوژی و تنظیمات کانال رود مدنظر قرار گرفته و تأثیرات کاربری اراضی بر کانال رود بررسی شده است در واقع عوامل کنترلی بر تغییر سیستم رودخانه ای از جمله آستانه ها، پاسخ پیچیده و حساسیت مورد بررسی قرار گرفت.
مرحله سوم یا مرحله نوآوری، که با بهره گیری از فن آوری جدید سنجش از دور و GPS، توسعه شگرفی در تحقیقات انجام گرفته در ارتباط با مطالعه رود دیده می شود. در این مرحله می توان شاهد مطالعات فراوان در ارتباط با مطالعه فرآیندها در مقیاس های مکانی متفاوت بود. در این مرحله از توسعه ژئومورفولوژی رودخانه ای، پژوهش ها و نتایج این علم در پروژه های بین رشته ای وارد و جهت رفع مشکلات مدیریتی وارد گردید (e.g. Thorne et al. 1997).
در مقابل این پیشینه توسعه موضوع، در خصوص موجودیت ژئومورفولوژی رودخانه ای یک گزینه بوسیله اسمیت (1993) پیشنهاد گردید، زیرا او دریافت که نیاز به تغییرات عمده در روش فکر کردن و عمل کردن وجود دارد، در نتیجه او پیشنهاد داد که مطالعات باید به جلو حرکت کند و روش هایی را جهت رقابت با علوم زمین و علوم زیستی باید اتخاذ کرد. با این حال ممکن است این نیاز از نظر نشاط و انرژی مشاهده شده بوسیله کارهای منتشر شده اخیر در خصوص ژئومورفولوژی رودخانه ای، یا روش هایی که در آن همکاری و فعالیت بین رشته ای را افزایش داده همچنین پیشرفت های حاصله در خصوص توجه به پایه و اساس علمی اختصاص داده شده به موضوع، اغراق آمیز بیان شده باشد (Rhoads 1994). در حال حاضر روادز مهمترین چالش پیش روی ژئومورفولوژیست های رودخانه ای را، چگونگی تدوین یک استراتژی موثر جهت یکپارچه سازی و طبقه بندی پژوهش های گوناگونی می داند که در طیف گسترده ای از مقیاس های زمانی و مکانی انجام گرفته است (1994:588).
از ایده هایی که باعث چالش اسمیت و پاسخ روادز شده است، ممکن است بتوان یک تعریف کلی را ارائه کرد. در این تعریف، طیف گسترده ای از روش تحقیق ارائه شده و روش هایی که در آن در حال حاضر، همکاری امکانپذیراست. یک تعریف کلی از ژئومورفولوژی رودخانه می‎تواند اینگونه باشد که بررسی سیستم رودخانه ای در طیف وسیعی از مقیاس های فضایی از یک حوضه تا مکان خاص در داخل کانال را در بر می‎گیرد؛ در مقیاس زمانی نیز طیفی از فرآیندها در طول یک واقعه جریانی منفرد تا تغییرات بلند مدت کواترنری را در بر می‎گیرد؛ مطالعات انجام گرفته، تبیین روابط میان ویژگی های فیزیکی جریان، انتقال رسوب و شکل های کانال، از تغییراتی که هم در داخل رودخانه ها و هم در حد فاصل رودخانه ها رخ می‎دهد را شامل می‎شود؛ همچنین این موضوع که نتایج آن می‎تواند در ارائه راه حل پایدار برای مشکلات مدیریتی کانال رود کمک کند را نیز در برمی‎گیرد.
با وجود اینکه ژئومورفولوژی رودخانه ای در زمان های مختلف توسعه یافته و نسبت به هفت موضوع پیشنهادی ارائه شده توسط گریگوری در سال 1976، بطور قابل توجهی پیشرفت کرده است. با این وجود در حال حاضر می توان شاهد طیف گسترده ای از روش های تحقیق که منجر به ایجاد شاخه های متعدد ژئومورفولوژی رودخانه ای شده و متخصصان زیادی که نسبت به هر زمان دیگر در این رشته مشغول به کار هستند بود. می توان پیش بینی نمود که در آینده تمرکز مطالعات بر روی سیستم رودخانه، مکانیزم فرآیندها، تغییرات زمانی و برنامه های کاربردی مدیریتی خواهد بود.

اجزای سیستم رودخانه (Components of the fluvial system)
مطالعات اجزای سیستم رودخانه به ویژه بر روی مورفولوژی عناصری که این سیستم در طول طیف وسیعی از مقیاس های فضایی از یک موقعیت خاص در کانال تا کل حوضه زهکشی تمرکز داشته است. همچنین پژوهش های مهم بر روی روابط بین شکل و فرآیندها در سیستم رودخانه ای و بر روی کنترل کننده ها بر روی مورفولوژی متمرکز شده است. در این بخش نیاز بود که مفاهیمی چون ظرفیت کانال، پلانفرم کانال، گسترش دشت سیلابی و تراکم زهکشی شبکه کانال تعریف شوند که این تعاریف بتواند در حوضه های مختلف بکار رود، همچنین در هر یک از این سطوح، برای ایجاد روابط متعادل بین شاخص های فرآیندها و شاخص های اندازه گیری شکل سیستم رودخانه ای تلاش هایی صورت گرفته است.
برخی از اولین تحولات در ژئومورفولوژی رودخانه ای بر تحلیل شبکه زهکشی با استفاده از تکنیک های مورفومتری حوضه زهکشی و بر ارتباط بین ظرفیت کانال و فراوانی دبی لبالبی متمرکز بوده است زیرا تصور می‎شد این مشخصه ها می‎توانند بر روی مورفومتری کانال رود تاثیر کنترلی عمده ای اعمال نمایند. در حال حاضر، در این مورد و دیگر اجزای سیستم رودخانه ای تصور می‎شود که ارتباط بین شکل و فرآیندها و توضیح همراه آن خیلی پیچیده تر است نسبت به آنچه که در ابتدا تصور می‎شد. بنابراین این موضوع که شبکه زهکشی به سادگی نمی‎تواند با دبی و فرآیندهای کانال و ارتباط بین ظرفیت کانال و دبی کنترل کننده مرتبط شود، موضوع بسیاری از پژوهش ها بوده، به ویژه مطالعه روندی که در آن شبکه های زهکشی، هیدروگراف واحد ژئومورفیک را تولید می‎کنند (Rodriguez-Iturbe and Rinaldo 1998). با استفاده از روابط بین ابعاد مقطع عرضی و عرض کانال می‎توان مبنایی برای برآورد دبی درمکان های بدون ایستگاه اندازه گیری فراهم کرد ( Wharton et al. 1989). علاوه بر این، برخی از پژوهش ها بر روی الگوهای کانال رود، عوامل کنترل کننده و تاثیرگذار بر الگوهای تک کانالی و چندکانالی و آنچه که تعیین کننده آستانه بین آنها بوده، متمرکز شده است. دشت سیلابی نیز بوسیله تعامل بین هیدرولوژی موجود (حال حاضر) و تاریخ رسوب همراه با ویژگی هایی چون مساحت محل و تنوع ویژگی های دشت سیلابی کنترل می‎شود. این ویژگی ها در تعریف کانال رود به عنوان بخشی از دشت سیلابی نیز منعکس شده است. سه گروه اصلی از دشت های سیلابی بر پایه قدرت رود و ویژگی های رسوب شناخته شده است (Nanson and Croke 1992 )، همچنین بر اساس ترکیب گروه های اصلی می‎توان دشت های سیلابی را به زیرگروه های بیشتری تقسیم کرد. سه گروه اصلی دشت سیلابی عبارتند از:
1- دشت های سیلابی پرانرژی غیرچسبنده: لندفرم های فرسایش یافته غیرمتعادل یا بطورکامل یا جزئی در نتیجه حوادث بزرگ نادر و کمیاب ایجاد می‎شوند.
2- دشت های سیلابی با انرژی متوسط غیرچسبنده: این لندفرم ها در تعادل دینامیک با رژیم جریان سالانه تا ده ساله موجود درکانال بوده و معمولا تحت تأثیر حوادث بزرگ نمی‎باشد ( یعنی رژیم جریان کانال در طول سال یا دهه تحت تاثیر حوادث بزرگ قرار نمی‎گیرد و در این دوره زمانی وقایع بزرگ در آن رخ نمی‎دهد). مکانیسم برتر تشکیل دشت سیلابی، گسترش عرضی پونیت بارها یا گسترش کانال شریانی است.
3- دشت های سیلابی با انرژی کم چسبنده: اینگونه دشت سیلابی، معمولاً همراه با پایداری جانبی کانال های منفرد یا کانال های انشعابی ( آناستوموسینگ) است. اینگونه دشت های سیلابی در ابتدا بوسیله گسترش عمودی نهشته های دانه ریز از طریق مکانیزم های انحراف و تغییر مسیرهای کمیاب کانال تشکیل می‎شود. همانطور که شناخت در باره هر یک از مقیاس های فضایی متعدد بررسی سیستم های رودخانه ای بیشتر شد، مطالعه متغیر های کنترلی بر هر یک از سطوح فضایی خاص و توضیح این متغیرها مورد استقبال قرار گرفت. بنابراین لازم است تا ببینید چگونه جریان ها و حمل رسوب در ارتباط با هر یک از سطوح فضایی سیستم رودخانه مهم هستند و چگونه آنها بهم وابسته هستند. علاوه بر این زمانی که بر روی یکپارچگی سیستم رودخانه تمرکز می‎شود، نیاز است در نظر گرفته شود چگونه یک سلسله مراتبی از اجزای مرتبط، ساختار کانال حوضه رودخانه را می‎سازند. هرگونه چنین ساختاری نیاز دارد پیشرفت های صورت گرفته بوسیله زیست شناسان و اکولوژیست های آبی در این زمینه و یک چهارچوب اصلی را در نظر بگیرند (Downs and Gregory 2003: Chapter 3) که شامل هفت مقیاس تو در تو می‎شود که عبارتنداز: حوضه زهکشی، نواحی حوضه، بخش های دره، بازه های رود، واحد کانال، داخل کانال و محیط کانال در یک نقطه. علاوه بر این تعدادی جریان های محیطی تعریف شده وجود دارد (Dollar 2000) که شامل آنهایی که مورفولوژی کانال را حفظ می کنند و آنهایی که به منظور کاربردهای عملی مشخص شده است.

مکانیسم های فرآیند (Process mechanics)
مکانیسم های فرآیند با تحلیل هیدرولوژیک شروع شد که به موجب آن فرآیندهای رودخانهای از نقطه نظر تحلیل هیدروگراف های رود و ایجاد آنها مورد بررسی قرار گرفت، بطوریکه بررسی و مطالعه از مناطق دینامیک تأثیرگذار، دلیل اصلی آزمایش های میدانی بر پایه حوضه های آزمایشی کوچک شده است. بر پایه پیشرفت های به عمل آمده، مطالعات به طرف بودجه رسوب، رسوب معلق، بار بستر و بار معلق، سوق پیدا کرد. در غالب تحلیل های قبلی از طریق منحنی های درجه بندی ساده، که یک رابطه خطی بین غلظت رسوب معلق و دبی را فرض کرده اند، پیشرفت های اخیر نشان داد که به دلیل تأثیر ناگهانی و مشکلات عرضه رسوب، روابط خیلی پیچیده خواهد بود به طوریکه ضرورت پیدا کرد برآوردهای اولیه در نرخ فرسایش سطوح (برهنه سازی) مورد تجدید نظر قرار گیرد. اندازه گیری انتقال بار بستر خیلی مشکل بوده، به طوریکه معادله های انتقال رسوب اغلب برآورد فرضی از ظرفیت بار ارائه می‎دهند در حالی که در امتداد بسیاری از رودخانه ها، انتقال مواد، با محدودیت عرضه مواجه است. پیشرفت در تجهیزات همواره با توانایی ثبت پیوسته، مبنایی برای توضیح کامل تر تحلیل مقادیر جابجایی رسوب فراهم کرده است؛ و اندازه گیری پیوسته فرسایش کناره کانال می‎تواند مبنایی برای بیان روابط دقیق تر بین مقادیر فرسایش و متغیرهای کنترل کننده باشد. چنین مطالعاتی بررسی دقیق تر کانال را تسهیل کرده است و این مطالعات بر حفر مواد بستر، الگوی جریان و حرکت رسوب در محل تلاقی و متغیرهای کنترل کننده بر تغییر کانال متمرکز شده است. یک موضوع به ویژه مناسب از روابط متقابل با اکولوژی اقتباس شده است، به این دلیل که محیط زیست آبی کانال رود را در ارتباط با شرایط زیستگاهی درون رود و توزیع گیاهان آبزی مورد بررسی قرار داده است. ترکیب این نتایج با داده های ژئومورفولوژیکی، بررسی های بیوژئومورفولوژی کانال های رودخانه را ارتقاء داده است.
در امتداد رودخانه های محدود شده بوسیله درختان حاشیه رود (ری پارین) یا جریان های عبوری از نواحی جنگلی، تحقیقات CWD ( واریزه های چوبی بزرگ[19]) مهم است زیرا این واریزه های چوبی بزرگ کنترل مؤثری بر فرآیندهای کانال، مورفولوژی و ویژگی های اکولوژیک اعمال می‎کنند. تحقیقات متعددی بر اساس تأثیر CWD بر روی مورفولوژی کانال انجام گرفته است. این تحقیقات نشان دهنده وسعت و اهمیت چوب، اغلب به عنوان سدهای واریزه ای، همراه با تاثیر بر فرآیندهای کانال، دلایلی برای تغییرات فضایی، همچنین ثبات سدها و تداوم آنها همراه با پیامدهای مدیریتی است.

تغییرات زمانی (Temporal change)
مطالعه تغییرات زمانی رودخانه ها از طریق تغییر مراحل گذشته گسترش پدیده بر اساس توالی پادگانه رودخانه، سابقه طولانی در ژئومورفولوژی رودخانه ای دارد. اما تا سال 1954 که ایده پالئوهیدرولوژی مطرح شده، مطالعه اینگونه موضوعات وجود نداشت (Leopold and Miller 1954). این نوع مطالعه با روش های قبلی در تضاد است زیرا این شیوه از نظر روش کار بدیع و پیشگو بوده است و درک و شناخت مورد استفاده ای که از فرآیندهای معاصر بدست آمده است و این نوع مطالعه بوسیله پالئوهیدرولوژی کواترنری پیشنهاد شده بوسیله شوم (1965) نشان داده شد و توسط ایده های متامورفیسم (دگردیسی) رودخانه (Schumm 1977a) کامل گردید. پالئوهیدرولوژی با استفاده از شناخت حاصل از فرآیندهای معاصر اعمال شده در گذشته تکامل یافت (Gregory 1983)، در حالی که دگردیسی رودخانه بطور مشابه روابط همزمان اعمال شده بین شکل و فرآیندهای کانال به عنوان مبنایی برای تفسیر کانال رودخانه است. این روابط ناشی از مجموعه ای از علل شامل سد و ساخت مخازن، تغییرکاربری زمین شامل شهرنشینی، همچنین نتیجه کانالیزه کردن کانال است. چنین تغییرات ایجاد شده بوسیله انسان داخل کانال در سطح وسیعی دیده می‎شود (e.g. Brookes and Gregory 1988) و همچنین این تغییرات بر اثر تغییرات در توالی آب وهوایی اعمال می‎شود، تغییرات آب وهوایی که در بسیاری از بخش های جهان نظیر استرالیا، منجر به تناوب دوره های تسلط خشکسالی و رژیم های غلبه سیلاب گردید.
تحلیل تغییرات کانال رود در ابتدا به بازه های خاص متأثر شده از عوامل، اغلب هم پایین دست عامل تأثیرگذار در رودخانه محدود بوده است، اما متعاقباً این تغییرات در چهارچوب کل حوضه مورد تحلیل قرارگرفت، البته با مورد توجه قرار دادن بر طبق توزیع فضایی کانال های تنظیم شده و تاکید بر میزانی (حدی) که آنها به طور بالقوه برای بازیابی شرایط پیشین خود قادرند (e.g. Fryirs and Brierley 2000). پیشرفت های قابل ملاحظه ای در نتیجه مطالعات تغییرات رودخانه بدست آمده است که این تغییرات شامل روش هایی می‎شود که از طریق آن می‎توان آستانه، زمان واکنش و آرامش (Graf 1977) و الگوهای تغییر پالئوهیدرولوژی در بخش های مختلف دنیا را شناسایی کرد (Benito and Gregory 2003). تمامی موارد فوق در ادامه، درک آگاهانه تری از روش هایی که در آن فرآیندهای رودخانه ای به تغییرات محیطی مرتبط شده اند را فراهم کرده اند (Brown and Quine 1999) و چگونه سیستم های رودخانه ای و توالی رسوبی تغییرات آب وهوایی را در دوره های کوتاه مدت و بلند مدت در طول کواترنری منعکس می‎کند (Maddy et al. 2001).
یک روش به خصوص مؤثر که در مطالعات گذشته موفق بوده تحلیل پالئوسیلاب ها بوده است (see HYDROLOGICAL GEOMORPHOLOGY)، که از طریق این روش نه تنها بر اشتباهات و نادرستی در برآورد سن سیل ها و بازسازی دبی های سیل غلبه کرده است بلکه همچنین اجازه ترکیب داده های پالئوسیلاب با تحلیل فراوانی سیلاب به منظور تحلیل تأثیرات تغییرات و نوسانات آب وهوایی را داده است. نتایج هیدرولوژی پالئوسیلاب با آوردن مزایای خیلی خاص در طراحی یا مقاوم سازی سدها یا سازه های دیگر دشت سیلابی، کاربردهای عملی به دنبال داشته است.

برنامه های مدیریتی (Management applications)
تحلیل پالئوسیلاب تنها یک نمونه از روش هایی است که در آن ژئومورفولوژی رودخانه ای برنامه های کاربردی را برای مدیریت فراهم می‎کند. برنامه های کاربردی بسیار دیگری نیز توسعه یافته است هر چند در ابتدا خیلی مشکل و شامل بخش های خاص بوده است که عبارتند از: برآورد از طریق رسوب و امکان ایجاد خندق و تغییر کانال (Schumm 1977a)، پیشرفت در نتایج تأثیرات خاص اعمال شده از جمله کانالیزه کردن (Brookes 1988)، این برنامه های کاربردی منجر به روش های بهبود یافته در زمینه مدیریت شده است (Brookes and Shields 1996) و پس از آن اظهارات جامعی از روش هایی که در آن ژئومورفولوژی رودخانه ای می‎تواند برای مهندسی و مدیریت رودخانه بکار رود بیان شده است (Thorne et al. 1997). تأکیدهای خاص بر روی بازسازی رودخانه و اینکه چطور ژئومورفولوژی رودخانه ای قادراست به پروژه های بازسازی انجام شده کمک قابل توجه داشته باشد (Brookes 1995). یکی از جنبه های بازسازی در نظر گرفتن این موضوع است که چه چیزی طبیعی است (Graf 1996) و بنابراین چه چیزی باید هدف پروژه های خاص بازسازی باشد. قابل قدردانی است که در تمام مواردی که اثر انسان، سیستم رودخانه ای را متأثر می‎سازد، دانش فعلی از طریق روشی که در آن سیستم تکامل یافته است می‎تواند روشی که در آن مدیریت انجام شده است را روشن و توضیح دهد. همچنین مواردی وجود دارد که برخی از جنبه های فعالیت های انسان در حال حاضر به طور قابل ملاحظه ای معکوس عمل می‎کند از جمله پیامدهای حذف و تخریب سد (Heinz III Center 2002) که در حال حاضر یک موضوع مورد علاقه پژوهشگران است.
ممکن است از الگوهای کاری و طرح های پیشروی در ژئومورفولوژی اینگونه استنباط شود که این روش ها در حال کاهش بوده و از تنوع آن کاسته شده است، اما روش های متعددی وجود دارد که در آن فعالیت های مشترک و ترکیبی انجام گرفته و منجر به یکپارچگی ژئومورفولوژی رودخانه ای شده است، اگرچه این موضوع که ژئومورفولوژی رودخانه ای به عنوان یک رشته مستقل از رشته های دیگر نیست، همچنان به عنوان یک مسئله وجود دارد. بنابراین تحلیل مجموعه رسوبی نشان می‎دهد چگونه امواج رسوب منتقل شده از طریق یک سیستم رودخانه ای، دارای پیامدهایی برای مدیریت هستند و همچنین برای تفسیر زمانی و درک فرم ها و فرآیندهای کانالی معاصر استفاده شوند. علاوه بر این، استفاده از ذرات پرتوزا شامل CS-137 (سزیوم 137) و سرب 210 ( pb-210) قادر هستند سن یابی دقیقی از تغییرات خاص رودخانه ای با استفاده از رسوبات دشت سیلابی داشته باشند (e.g. Walling and He 1999). بر پایه آگاهی های بدست آمده از موارد خاص و مطالعات بعمل آمده، محدودیت های تفسیر و پیش بینی از جمله ده روشی که احتمال اشتباه وجود دارد تأکید و اهمیت داده شده است (Schumm 1988). سیستم های رودخانه ای را از جنبه مخاطرات نیز می‎توان بررسی کرد بطوریکه احتمال وقوع 28 خطر ژئومورفیک در ارتباط با شبکه زهکشی، دامنه ها، کانال های اصلی، دشت سر و نواحی دشتی در سیستم رودخانه ای وجود دارد (Schumm 1988). از هر یک از موضوعات فوق، نشانه های روشنی از تحقیقات یکپارچه تر در حال ظهور است برای مثال ارتباط بین فرآیند و مورفولوژی در پایداری کناره و حالت های تنظیم کانال که شامل فرسایش کناره می‎شود. آگاهی های بسیار و تعامل بین طیف وسیعی از مقیاس های فضایی بررسی شده وجود دارد. اکنون چنین تحلیل های ارتباطی با بهره گیری از تکنیک های سنجش از دور بهبود یافته، و GPS که باعث ارتقاء و بهبود جزئیات جمع آوری داده و افزایش سرعت تحلیل شده، افزایش یافته است. در حال حاضر پیشرفت ها در جهت ساخت مدل های مفهومی بهتر بوده که جنبه هایی از مدل های سیستم رودخانه ای را جستجو می‎کنند که از طریق روش هایی که قبلاً امکانپذیرنبوده است (Coulthard et al. 1999). چالش اصلی موجود در ژئومورفولوژی رودخانه ای، در جهت درک و فهم بیشتر نسبت به کسب روشی است که در آن اطلاعات می‎تواند از یک مقیاس زمانی به مقیاس زمانی دیگر مرتبط گردد. این موضوع اجتناب ناپذیر است که تحقیقات رودخانه ها به عنوان یکی از مهم ترین زمینه های تحقیقاتی در ژئومورفولوژی تا حد زیادی گسترش یافته است. در حال حاضر با وجود یکپارچگی زیاد این دانش ( ژئومورفولوزی رودخانه ای)، لزوماً به دانش ژئومورفولوزی محدود نمی‎شود، بلکه با اکولوژی، مهندسی، هیدرولیک و زمین شناسی رسوبی مرتبط می‎شود که ثابت می‎کند خیلی ارزشمند باشد و روش های مورد استفاده در رشته های مختلف بطور فزاینده ای معمول و رایج شده است. نگرانی های ابرازشده توسط اسمیت (1993) برطرف شده است و در حال حاضر ژئومورفولوژی رودخانه ای به اندازه کافی شروع به بررسی و پرداختن به سؤالات اصلی کرده است از جمله آنچه که به عنوان بزرگترین چالش، مطرح شده بود یعنی درک راهی که در آن مقیاس زمانی کوتاه و فرآیندهای مقیاس فضایی کوچک منجر به ایجاد نتایج در مقیاس زمانی طولانی و رفتارها در مقیاس فضایی بزرگ می شود(Lane and Richards 1997: 258).

References
Benito, G. and Gregory, K.J. (2003) Palaeohydrology:Understanding Global Change, Chichester: Wiley.
Brookes, A. (1988) Channelized Rivers. Perspectives for Environmental Management, Chichester: Wiley.
——(1995) River channel restoration: theory and practice, in A. Gurnell and G. Petts (eds) Changing River Channels, 369–388, Chichester: Wiley.
Brookes, A. and Gregory, K.J. (1988) Channelization, river engineering and geomorphology, in J.M. Hooke (ed.) Geomorphology in Environmental
Planning, 145–168, Chichester: Wiley.
Brookes, A. and Shields, F.D. (eds) (1996) River Channel Restoration. Guiding Principles for Sustainable Projects, Chichester: Wiley.
Brown, A.G. and Quine, T. (eds) (1999) Fluvial Processes and Environmental Change, Chichester:Wiley.
Chorley, R.J. (1969) The drainage basin as the fundamental geomorphic unit, in R.J. Chorley (ed.) Water,Earth and Man, 77–100, London: Methuen.
Coulthard, T.J., Kirkby, M.J. and Macklin, M.G. (1999) Modelling the impacts of Holocene environmental change in an upland river catchment, using a
cellular automaton approach, in A.G. Brown and T. Quine (eds) Fluvial Processes and Environmental Change, 31–46, Chichester: Wiley.
Dollar, E.J. (2000) Fluvial Geomorphology, Progress in Physical Geography 24, 385–406.
Downs, P.W. and Gregory, K.J. (2003) River Channel Management, London: Arnold.
Fryirs, K. and Brierley, G. (2000) A geomorphic approach to the identification of river recovery potential, Physical Geography 21, 244–277.
Gilbert, G.K. (1914) The transportation of debris by running water, US Geological Survey Professional Paper 86.
Graf, W.L. (1977) The rate law in fluvial geomorphology, American Journal of Science 277, 178–191.
——(1988) Fluvial Processes in Dryland Rivers, Berlin: Springer-Verlag.
——(1996) Geomorphology and policy for restoration of impounded American rivers: what is ‘natural’? in B.L. Rhoads and C.E. Thorn (eds) The Scientific Nature of Geomorphology, 443–473, Chichester: Wiley.
Gregory, K.J. (1976) Changing drainage basins, Geographical Journal 142, 237–247.
——(1983) (ed.) Background to Palaeohydrology, Chichester: Wiley.
——(2000) The Changing Nature of Physical Geography, London: Arnold.
Heinz III Center (2002) Dam Removal. Science and Decision Making, Washington: The Heinz Center.
Knighton, D. (1998) Fluvial Forms and Processes, 2nd edition, London: Arnold.
Kruska, J. and Lamarra, V.A. (1973) Use of drainage patterns and densities to evaluate large scale land areas for resource management, Journal of
Environmental Systems 3, 85–100.
Lane, S.N. and Richards, K.S. (1997) Linking river channel form and process: time, space and causality revisited, Earth Surface Processes and Landforms 22, 249–260.
Leopold, L.B. and Miller, J.P. (1954) Postglacial chronology for alluvial valleys in Wyoming, United States Geological Survey Water Supply Paper 1,261, 61–85.
Leopold, L.B., Wolman, M.G. and Miller, J.P. (1964) Fluvial Processes in Geomorphology, San Francisco: Freeman.
Maddy, D., Macklin, M.G. and Woodward, J.C. (eds) (2001) River Basin Sediment Systems: Fluvial Archives of Environmental Change, msterdam: Balkema.
Morisawa, M.E. (1968) Streams: Their Dynamics and Morphology, New York: McGraw-Hill.
——(1985) Rivers: Form and Process, London: Longman.
Nanson, G.C. and Croke, J.C. (1992) A genetic classification of floodplains, Geomorphology 4, 459–486.
Newson, M.G. and Sear, D.A. (1998) The role of geomorphology in monitoring and managing river sediment systems, Journal of the Chartered Institution of Water and Environmental Management 12, 18–24.
Petts, G.E. (1995) Changing river channels: the geographical tradition, in A. Gurnell and G. Petts (eds) Changing River Channels, 1–23, Chichester: Wiley.
Petts, G.E. and Foster, I.D. (1985) Rivers and Landscape, London: Arnold.
Rhoads, B.W. (1994) Fluvial geomorphology, Progress in Physical Geography 18, 588–608.
Richards, K.S. (1982) Rivers: Form and Process in Alluvial Channels, London: Methuen.
——(1987) Fluvial geomorphology, Progress in Physical Geography 11 432–457.
Rodriguez-Iturbe, I. and Rinaldo, A. (1998) Fractal River Basins, Cambridge: Cambridge University Press.
Schumm, S.A. (1965) Quaternary Palaeohydrology, in H.E. Wright and D.G. Frey (eds) The Quaternary of the United States, 783–794, Princeton: Princeton University Press.
——(1977a) The Fluvial System, New York: Wiley.
——(1977b) Applied fluvial geomorphology, in J.R. Hails (ed.) Applied Geomorphology, 119–156, Amsterdam: Elsevier.
——(1988) Geomorphic hazards – problems of prediction, Zeitschrift fur Geomorphologie Supplementband 67, 17–24.
Schumm, S.A. (1991) To Interpret the Earth: Ten Ways to be Wrong, Cambridge: Cambridge University Press.
Schumm, S.A. and Lichty, R.W. (1965) Time, space and causality in geomorphology, American Journal of Science 263, 110–119.
Schumm, S.A., Mosley, M.P. and Weaver, W.E. (1985) Experimental Fluvial Geomorphology, Chichester: Wiley.
Smith, D.G. (1993) Fluvial geomorphology: where do we go from here? Geomorphology 7, 251–262.
Thorne, C.R., Hey, R.D. and Newson, M.D. (eds) (1997) Applied Fluvial Geomorphology for River Engineering and Management, Chichester: Wiley.
Walling, D.E. and He, Q. (1999) Changing rates of overbank sedimentation on the floodplains of British rivers during the past 100 years, in A.G. Brown and T. Quine (eds) Fluvial Processes and Environmental Change, 207–222, Chichester: Wiley.
Werritty, A. (1997) Chance and necessity in geomorphology, in D.R. Stoddart (ed.) Process and Form in Geomorphology, 312–327, London: Routledge. Wharton, G., Arnell, N.W., Gregory, K.J. and
Gurnell, A.M. (1989) River discharge estimated from channel dimensions, Journal of Hydrology 106, 365–376.

KENNETH J. GREGORY (مترجم: محمد مهدی حسین زاده)

FOLD
Structures that originally were planar, like a sedimentary bed, but which have been bent by horizontal or vertical forces in the Earth’s crust. Folds
can occur at scales that range from mountain ranges to small crumples only a few centimetres long. They can be gentle or severe, depending on
the nature and magnitude of the applied forces and the ability of the beds to be deformed. When beds are upfolded or arched (Figure 64a) they are
called anticlines, whereas downfolds or troughs are termed synclines. A monocline is a step-like bend in otherwise horizontal or gently dipping
beds. Folds can be asymmetrical in shape and, when the deformation is particularly intense, they can be overturned. They also tend to occur in
groups rather than in isolation and some mountains consist of a folded belt. Folds can result from various processes: compression in the crust,
uplift of a block beneath a cover of sedimentary rock so that the cover becomes draped over the rising block, and from gravitational sliding and
folding where layered rocks slide down the flanks of a rising block and crumple. The process of folding may involve either small-scale shearing
along many small fractures or flowage by plastic deformation of the rock. Large folds can have a substantial influence upon landform development. Folding can also occur rapidly, creating vertical increases in elevation of up to 10 m 1,000 y_1. However, when folds cease to grow, the influence of
erosion becomes increasingly more important than the original shape of the fold. Thus, in the case of an anticline, initially it will form an area
of upstanding, often donal relief. However, as it is eroded, the uppermost strata may be cut through.
If the older rock that forms the core is of low resistance the result is a breached anticline in which a series of inward-facing escarpments rise
above a central lowland. A classic example of this is the Weald of southern England (Jones 1999) (Figure 64b). Conversely, as in the Paris and
London Basins, the rim of a syncline will possess outward facing scarps. Folding has major impacts on river systems. If a fold develops across a
stream course the river, if it can cut down quickly enough, can maintain its course transverse to the developing structure. Such a channel is said to be
antecedent.
Antecedence is, however, only one explanation for drainage that cuts across anticlinal structures. An alternative model (Alvarez 1999) is that fold
ridges emerge from the sea in sequence, with the erosional debris from each ridge piling up against the next incipient ridge to emerge, gradually
extending the coastal plain seaward. The new coastal plain, adjacent to each incipient anticline, provides a level surface on which a newly elongated
river could cross the fold, positioning it to cut a gorge as the fold grew. This mechanism is in effect a combination of antecedence and superimposition.
The model has been applied both to the Appalachians of the USA and the Apennines of Italy.
On actively developing anticlinal folds, drainage density varies according to the gradient of the evolving slopes. However, the form of the relationship between gradient and drainage density is process-dependent. Talling and Sowter (1999) suggest that a positive correlation occurs when erosion results from overland flow, while a negative correlation occurs when erosion is dominated by shallow mass-wasting. A traditional description of drainage in folded areas such as the Jura is provided by Tricart (1974).
Where sedimentary rocks are tilted by folding there may be a succession of lithologies exposed that have differing degrees of resistance. River channel incision will tend to be more effective on

Figure 64 Folds and their relationship to relief: (a) some major types of fold; (b) the Wealden Anticline of south-east England; (c) drainage and slope forms associated with dipping strata; (d) drainage and slope forms associated with strata of progressively steepening dip

Figure 65 River channel patterns associated with synclinal and anticlinal activity: (a) and (c)_mixed-load meandering channels; (b) and (d)_suspended-load meandering channels (modified from Ouchi in Schumn et al. 2000, figures 3.10, 3.11, 3.12 and 3.13)

less resistant beds leading to the development of a strike valley (Figure 64c), flanked on the up-dip side by a dip slope and on the down-dip side by an escarpment. The roughly parallel strike streams will be joined at high angles by short dip streams and anti-dip streams. As downward incision occurs, the rivers will migrate laterally by a process known as homoclinal shifting. The angle of dip also influences topographic form (Figure 64d). Resistant beds in very gently dipping or horizontal beds, form flat-topped plateaux (MESAs). Modestly dipping beds create a CUESTA, whereas steeply dipping strata produce a ridge known as a HOGBACK.
In recent years tectonic geomorphologists (see, for example, Burbank and Anderson 2001) have taken a great interest in how the style and rate of folding affects landform evolution. In particular, Schumm et al. (2000) have described how terrace formation, channel form, the locations of degradation and aggradation, valley long profiles, and the spatial distribution of flooding, may be related to folding activity. Figure 65 shows the response of stream channel form to anticlinal uplift and synclinal subsidence for mixed-load and suspended-load streams. Streams flowing across zones of uplift (live anticlines) may show deformed terraces and convex sections of long profile.

References
Alvarez, W. (1999) Drainage on evolving fold-thrust belts: a study of transverse canyons in the Apennines, Basin Research 11, 267–284.
Burbank, D.W. and Anderson, R.S. (2001) Tectonic Geomorphology, Oxford: Blackwell Science.
Jones, D.K.C. (1999) On the uplift and denudation of the Weald, Geological Society of London Special Publication 162, 25–43.
Schumm, S.A., Dumon, J.F. and Holbrook, J.M. (2000) Active Tectonics and Alluvial Rivers, Cambridge: Cambridge University Press.
Talling, P.J. and Sowter, M.J. (1999) Drainage density on progressively tilted surfaces with different gradients, Wheeler Ridge, California, Earth Surface Processes and Landforms 24, 809–824.
Tricart, J. (1974) Structural Geomorphology, London: Longman.
A.S. GOUDIE

[1] -New South Wales

[2] -Severn

[3] -Thames

[4] - Bank Erosion

[5] - Crevasse

[6] - Crevasse splay

[7] - FLOODOUTs

[8] - River Severn

[9] - Groyne

[10] - Fill way

[11] - Roman age

[12] - Etruscan epoch