[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 Force تا Frost ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۸/۱۳ | 
 FORCE AND RESISTANCE CONCEPT مفهوم نیرو و مقاومت
  مواد سطحی زمین تحت تاثیر دامنه وسیعی از هر دو، نیروهای فیزیکی و شیمیایی قرار دارند. در حالی که در مکانیک نیوتونی نیروی کار (یا فشار) و واکنش (یا حرکت) به صورت هم اندازه و در جهت مخالف و هم زمان در نظر گرفته می شوند. (قانون سوم نیوتن می‌گوید که هرگاه جسمی به جسم دیگری نیرو وارد کند، جسم دوم نیز نیرویی به همان بزرگی ولی در جهت مخالف بر جسم اول وارد می‌کند و برآیند کنش همزمان این دو نیرو باعث حرکت شتابدار مواد سطحی می‌شود. برای هر کنشی همواره یک واکنش برابر ناهمسو وجود دارد)، که برآیند آنها نیروی واحدی است که مواد سطح زمین را تحت تاثیر قرار می دهند . غالبا عملکرد آن نیروها به آسانی قابل پیش بینی نیست. عدم تقارن بین انرژی وارده و واکنش متقابل مواد سطح زمین که تقریبا به طور جهانی در ژئومورفولوژی تجربه شده است، ماهیت چند بعدی دارد. این عدم تقارن به علت ماهیت چند بعدی مقاومت نسبی آن مواد و همچنین تا حدی هم به علت اهمیت ترتیب ویژه نیروهای وارده مربوط امی شود.
B.W.Sparks اثر فشار و تنش بر مقاومت سنگ ها را در فرآیندهای ژئومورفیکی مورد توجه قرار داد، که اینها همواره احتمالا با روش دقیقی در انرژی بکار گرفته شده بودند. مثال روشن در این خصوص، مقاومت نسبی بسیار متفاوت سنگ آهک تحت فرآیندهای هوازدگی فیزیکی و شیمیایی است (cf. sparks 1971). این مسئله را M.j.Selby با مثال خوبی از معرفی استادانه نیروی مقاومت توده سنگ دامنه ای را روشن ساخته است. با این حال اثرات فشار بر مقاومت نسبی سنگها تنها زمانی می تواند استناد شود که محیط نیروی کاربردی با دقت تعریف گردد(Selby 1993: 104). به طور مشابه، این مشکل در نوشتن رابطه فیزیکی استدلالی برای توصیف جریان رودخانه ای و حمل رسوب وجود دارد. این رابطه ممکن است مستقیماً به بیان متفاوت مقاومت کناره کانال رودخانه مربوط شود.
همراه با این (موضوع یاد شده)، اولین عدم تقارن در مشاهده گسترده ورودی های انرژی با شدت برابر، مقادیر برابر کارهای ژئومورفولوژیکی متناسب با آن را نتیجه نمی دهد. این غیرخطی بودن فرآیند و پاسخ (لندفرم ها) اهمیت فراوانی در تاریخ علوم دارد. رایج ترین مظهر این عدم تقارن در ژئومورفولوژی، سیکل های شدید در نمودار دبی و رسوب است. نیروی دبی معین عموما همان حجم یا چگالی رسوب را حمل نمی کند در بازوی صعودی یا نزولی هیدروگراف سیل آن را نشان نمی دهد. این عدم تقارن ناشی از کمیت و کیفیت متغیر، رسوب های در دسترس برای حمل و انتقال است که آن در حالت خاص موقتی کناره بستر کانال می باشد. همچنین مطالعه شکست شیب (cf. Schumm and Chorly 1964) مثال هایی از ورودی های کوچک انرژی است که یک سیستم را در سرتاسر آستانه مقاومت حرکت می دهد(به آستانه، ژئومورفیک مراجعه شود).
References
Schumm, S.A. and Chorley, R.J. (1964) The fall of Threatening Rock, American Journal of Science 262, 1,041–1,054.
Selby, M.J. (1993) Hillslope Materials and Processes, 2nd edition, Oxford: Oxford University Press.
Sparks, B.W. (1971) Rocks and Relief, London: Longman.
SEE ALSO: Goldich weathering series; magnitude– frequency concept; non-linear dynamics; rock mass strength; threshold, geomorphic.
 
BARBARA A. KENNEDY                      (مترجم: علی نصیری)
 
FOREST GEOMORPHOLOGY - ژئومورفولوژی جنگل
  ژئومورفولوژی جنگل رشته تخصصی و تحقیقاتی است که روابط متقابل بین دینامیک اکوسیستم جنگل و فرآیند های مولد لندفرمها و همچنین اثرات فعالیت های انسان در آن و مدیریت جنگل داری را بر میزان و آستانه رخداد فرایندهای ژئومورفیکی را مورد مطالعه قرار می دهد. ژئومورفولوژی جنگل به عنوان یک زمینه تخصصی از شاخه های ژئومورفولوژی است که به مطالعه دینامیک فرآیندهای محیط جنگلی می پردازد، که کاربردهای وسیعی در مطالعات دینامیک اکوسیستم جنگل، انواع مخاطرات و مطالعات حفاظتی و چشم اندازهای دیرینه آن دارد.
  در محیط جنگل عوارض متعددی حاصل از فرآیندهای ژئومورفولوژیکی وجود دارد که در سایر جوامع پوشش گیاهی نظیر آن مشاهده نمی شود. اکوسیستم های جنگلی در فرسایش و بسیاری از رویکردهای تولید، حمل و رسوب گذاری مواد سطحی زمین نقش غالبی بازی می کنند. فرسایش و کنده شدن ذرات خاک بوسیله افتادگی درختان در اثر طوفانها، پیوستگی و اتصال خاک و ماسه توسط قدرت ریشه درختان، جا به جایی ذرات خاک توسط موجودات حفار از جمله مثال های زیادی هستند که چگونگی فرسایش و حرکت مواد خاک تحت تاثیر جنگل ها را نشان می دهند. پوشش درختی و تنه درختان افتاده روی دامنه های نواحی جنگل بطور موقتی رسوبات را گیر انداخته و موجب انباشت مواد سطحی در آن دامنه ها می شوند در حالی که فعالیت های مدیریت جنگل داری مانند راه سازی قطع و برداشت درختان و غیره مکانیسم و چرخه تولید و حمل رسوبات سطحی را به طرق دیگری مختل می سازد. مجموعه جنگل نقش عمده ای در تبخیر و تعرق، نفوذ بیشتر در اثر جلوگیری یا محدودیت در برابر روان آب های سطحی ناشی از بارش بازی می کند. لذا نوع، فراوانی و مکانیسم های کنترلی ناپایداری (رانش و لغزش زمین و غیره) و پایداری دامنه ها را عمیقا تحت تاثیر قرار می دهد. درنهایت چنین تاثیرات پوشش جنگلی، توسعه و عملکرد حوضه های آبخیز، افزودن با اهمیت مواد آلی به بار رسوبی، کنترل هیدرولوژیکی دبی شبکه زهکشی و حتی کنترل توسعه کانال رودخانه بواسط مقاومت در برابر فرسایش کناره های کانال و یا کاهش دبی جریان را شدیداً متاثر می سازد. علاوه بر این چرخه های طبیعی اکوسیستم جنگل مانند آتش سوزی، سیل ها، آفتها یا هجوم حشرات و عوامل انسانی که می توانند فرآیند های ژئومورفولوژیکی و همچنین شدت (بزرگی) و فرکانس آنها را تحت تاثیر قرار دهند.
  تنوع اهداف ، روش ها و زمینه های تخصصی و حرفه ای کسانی که، مطالعاتی در ارتباط با فرایند های جنگل انجام داده اند منجر به ارتباط ضعیف بین دانشمندان، مدیران برنامه ریزی سرزمین و کسانی شده است که علایق بسیار مشترکی دارند. در نیاز سنجی برای بحث های بین رشته ای و پیچیده گی رویه ها و روش تحقیقات محیطی در مقیاس زمانی و مکانی مناسب برای تغییرات در توالی پوشش جنگلی که فرآیند نتیجه را تحت تاثیر قرار می دهد، شورای بین المللی مجامع علمی برنامه بیوسفر ژئوسفر بین المللی (IGBP) را ارائه است، که بدین وسیله بیوم جنگلی دائمی متعددی را شناسایی کرده اند.
ژئومورفولوژیست ها نیز به همراه تیم های تحقیقاتی علمی به مطالعات و تحقیقات خود در زمینه بررسی و تحلیل روابط بین اکوسیستم ها و لندفرم ها ادامه می دهند.
تاریخ توسعه ژئومورفولوژی جنگل (History and development of forest geomorphology)
  با اینکه در اواخر قرن 19 و اوایل قرن 20 تئوری چشم انداز کانون توجه اش بر فرسایش و ایجاد لندفرم ها متمرکز بود. ژئومورفولوژیست های پیشگام از تغییرات فیزیکی چشم انداز ها تحت شرایط آب و هوایی و پوشش گیاهی متفاوت آگاه بودند. Cotton 1942 میلادی تغییر و تحولات فرم چشم اندازها را به عنوان عملکرد سامانه های آب و هوایی شامل عواقب اثرات پوشش گیاهی، به مانند عوارض سیکل جغرافیایی می دانست که توسط William Morris Davis1899 فرضیه سازی شده بود. در روش مشابه Birot 1968 میلادی بحث مذکور (تغییر و تحولات فرم چشم اندازها) را بیشتر از Davis توسعه داده و برای نشان دادن بهتر اثرات تغییرات آب و هوایی بر چشم اندازها، عوامل پوشش گیاهی و خاک را هم مد نظر قرار داد. peltier 1950 همچنین به چرخه دیویس اشاره می کند ولی بر تغییرات فعالیت فرآیندهای ژئومورفولوژی تحت زیست بوم های جنگلی (جنگل متراکم، ساوانا و سلوا) متنوع تاکید می کند. Peltier به تحقیقات پروفسور Kirk Bryan با تعداد زیادی از این مفاهیم و ایده فرآیند تغییر پوشش گیاهی اعتبار می بخشد.
Hack  و Goodlett (1960) روابط بین فرآیند و ساختار جنگل را جهت شناخت عوارض بازمانده (شاهد) درون چشم انداز جنگلی را تشریح نمودند و مفاهیم همزیستی اکولوژیکی و تعادل ژئومورفولوژیکی در تولید لند فرم های جنگل های مناطق معتدل مرطوب را اعلام نمودند، در حالی که Douglas (1968) میلادی موضوعات یاد شده را در جنگل های مرطوب گرمسیری توصیف کرده است و عوامل اختلال انسان را نیز به آن اضافه نموده است. Chorley با استفاده از مثال هایی، فواید روش ها و راهکارهای چند جانبه در ژئومورفولوژی را با استفاده از رهیافت سیستمی، جهت یکپارچه (کامل) کردن اطلاعات از منابع بسیار گسترده و متنوع در مقیاس های زمانی و مکانی مختلف را نشان داد. تحقیقات chorley در سال 1962، دانشمندان علوم مختلف را برای همکاریهای علمی و تحقیقاتی مشترک تشویق کرد، sigafoos اکولوژیست و زمین شناس امریکایی Hendrick,1961;Sigafoos 1964;Hupp and Sigafoos 1982) (Sigafoos and برای تعیین فعالیت مکانی و زمانی یخچالها، سیل ها و زمین های متشکل از مواد رسوبی تخته سنگی، درختان را تاریخ گذاری نمود(Alestalo, 1971). کارهای بعدی توسط انجمن مدیریت منابع انجام شد که، متمرکز تحقیق بر روی موضوعاتی مانند اثرات عملیات برداشت الوار، ساخت راه و پل و تغییر کاربری زمین در نواحی جنگلی بودند.
 
هیدرولوژی، مقادیر رسوب و پایداری کانال در حوضه های آبخیز جنگلی
 (Hydrology, sediment budgets and channel stability in forested watersheds)
  سوق کاربرد مفاهیم و روش ها از مطالعات ژئومورفولوژی به مطالعات اکوسیستم و تجزیه و تحلیل زمین، یک فرصتی بزرگ جهت اعلام نیاز و ضرورت به رهیافت چند رشته ای (یا بین رشته ای) برای حل مسائل محیطی پیچیده را ارائه می دهد.
  در مدیریت کلان جنگل، مانند عملکرد آژانس های دولتی در ایالات متحده باعث بحث و جدل های زیادی بین منافع اقتصادی ، تفریح و سرگرمی و حفاظت منابع جنگلی شده است. در منطقه شمال غربی ایالات متحده، عملیات کلان از بین بردن جنگل ها (یا جنگل زدائی) نامیده می شود نگرانی های بوم شناختی ، هیدرولوژی و فرسایش را بوجود آورده، که بحث برانگیز شده است(همانند از بین بردن جنگلهای استان گلستان ایران که سیلهای متعددی را در سالهای اخیر موجب شده است). دپارتمان کشاورزی ایالات متحده که سالها به مطالعه فرسایش خاک در ایستگاههای تحقیقاتی خود پرداخته است یک شبکه از جنگل های آزمایشی (تحقیقاتی) در دهه 1960 را ایجاد کرده است. مطالعات دوگانه حوضه های آبخیز در جهت ارزیابی بار رسوبی و آورد سالانه رواناب سطحی ناشی از عملکردهای مختلف مدیریت در آن حوضه ها، انجام شده است. Fredriksen 1970 میلادی اثرات جنگل زادیی سنتی با استفاده از جاده سازی، برداشت و قطع درختان با استفاده از سیم کابلی واحد که کاملا قطع درختان را به تعویق می انداخت و یک حوضه کنترل ی که به طور کامل جنگل آن حفظ شده بود را تبیین کرده است. این گزارش مختصر تحقیق یاد شده علاقه قابل توجهی را هم در USA و هم در جاهای دیگر دنیا را موجب شد. متعاقب آن، تعدادی از بررسی های تحقیقاتی، پیشرفت بازیابی حوضه های آبخیز کوچک را در جنگل های آزمایشی H.J. Andrrews واقع درoregon غربی را در بیش از پنجاه سال گذشته دنبال کردند (Swanson and jones 2001).
  اثرات طبیعی و مدیریت دبی (میزان) الوار روی مورفولوژی کانال و حمل رسوب رودخانه های جنگلی مورد علاقه بسیاری از تحقیقات بوده است. بار الوار چوب طبیعی در کانال رودخانه های جنگلی نواحی کوهستانی چاله های پلکانی را در نیمرخ بستر آن رودخانه ها ایجاد می نماید که، معمولا این فرم نیمرخ بستر (یا بستری با نقاط شکست شیب بوسیله مواد آلی) از گودی های دایره و نیمدایره شکل متوالی که در بستر رودخانه ظاهر می شوند تشکیل شده است. این برکه ها به عنوان تله رسوب و مواد غذایی که زیستگاه بی مهرگان و ماهی ها را فراهم می کنند، عمل می نمایند که ممکن است به مدت طولانی دوام بیاورند (swanson and leinkaemper 1978). مطالعه پایداری کانال در رودخانه های جنگلی به علت اثرات اختلالاتی درون کانال ها که روی چرخه تخم ریزی ماهی های مهاجر ایجاد می کند اهمیت خاصی را می طلبد. چندین گونه از ماهیها مانند قزل آلای سلمون، فولاد سر و ماهی چار به علت از دست رفتن محیط های شنی جهت تخم ریزی یا از دست رفتن دسترسی به سرچشمه به عنوان ماهی های در معرض خطر انقراض طبقه بندی شده اند. شناسایی منشا بسترهای شنی تخم ریزی ماهیها و حفاظت از آنها نیازمند تحقیقات اساسی ژئومورفولوژی است. این مطالعات شناسایی منشاء آزادسازی شن از توده های سنگ بستر، مطالعه مواد ماسه نرمتر شسشو شده بوسیله سیلها، اثرات الوار چوبی بر ذخیره سازی آب کانال رودها، اثرات توسعه لایه زرهی سطحی بر فرسایش و حمل مواد آبرفتی را در بر می گیرد. اکولوژیست های رودخانه ای با همکاری ژئومورفولوژیست های جریانی می توانند اطلاعات ذیقیمتی درباره شناخت فرآیندهای فیزیکی زیستگاه ها و حساسیت آنها به اختلالات جریانات آب رودخانه ها ارایه نمایند. چندین طرح طبقه بندی و آماربرداری عالی برای پیش بینی حساسیت و پایداری زیستگاهها به صورت منطقه ای انجام شده است(Brussock et. al. 1985).
  اراضی شیب دار و دامنه های نواحی جنگلی دارای روان آب سطحی کمتر و جریان زیر سطحی بیشتر و پایداری بیشتر ناشی از قدرت زیاد نگهداری خاک توسط ریشه درختان است. در کل خاک ها در اراضی شیب دار جنگلی عمیق تر از نواحی غیر جنگلی تحت شرایط مشابه هستند، در نتیجه در این نواحی شرایط ناپایداری (حوادث روانگرایی، رانش و لغزش زمین و غیره ) با هر دو منشاء طبیعی و یا انسانی به نسبت بیشتر است (O’loughlin 1974).Moss وRosenfeld 1974 نشان دادند که رخدادهای پدیده حرکات توده ای این پتانسیل دارند که ترکیب و ویژگی های ساختار جامعه جنگل را از طریق روش های قابل پیش بینی تغییر دهند. بنابراین این موضوع مدل سازی روابط بین عوارض لندفرمی و ویژگی های جامعه گیاهی را فراهم می سازد.
  در مقیاس بزرگتر Cain و همکارانش (Swanson et al. 1988) نشان دادند که رفتار اکوسیستم می تواند توسط یک درک بهتر از این که لندفرم ها چگونه آن فرایند ها را تحت تاثیر قرار می دهند پیش بینی شود. آنها نشان دادند که روابط متقابل بین اکوسیستم و مورفولوژی معمولا اشکال چندگانه دارد. این روابط چند گانه با الگوهایی تحت نفوذ بوسیله یک مجموعه روابط متقابل در زمان و مکان که با مجموعه های دیگر، غالبا همزیستی دارند نمود پیدا می کند. روابط بین توسعه اکوسیستم و پایداری لندفرم ها، هر دو رخدادهای ژئومورفولوژیکی و بیولوژیکی مانند آتش سوزی، سیل و رانش زمین و غیره که بزرگی و فرکانس متفاوتی دارند را به هم پیوند می دهد.Rosenfeld 1998 نشان می دهد که حوادث آستانه ای مانند طوفان های استثنایی می توانند بر اساس مورفولوژی، مجموعه جنگل و پیشینه مدیریت، اثرات شدید (Triggering Effects) قابل پیش بینی باشند. بنابراین پیش بینی کردن اثرات تغییر جهانی روی زیست بوم های جنگلی هدف های واقع بینانه ای هستند.
  موضوعات اصلی کمیته علمی سیستم های زمین که توسط سازمان ملی هوا و فضای US در سال 1986 بنیان نهاده شده است شامل شناخت ماهیت چند رشته ای و پیچیده، کنش های متقابل لندفرم - جنگل است. این ارتباط ها در ارزیابی اثرات انسان و تغییرات جهان بسیار حائز اهمیت است. اینها موضوعات اصلی سیستم بین المللی مشاهده زمین در طرحهای تحقیقاتی جهانی برای ایستگاه فضایی بین المللی است. ژئومورفولوژیست ها به عنوان اعضای کامل کننده تیم های تحقیقاتی سرزمینی هستند که روابط بین فرایند های سرزمینی و اکوسیستم های جنگلی را تعیین می کنند. آکادمی ملی علوم آمریکا طرح ذخایر اکولوژیکی بلند مدت را با یک برنامه ریزی پژوهشی حداقل 200 سال بنیان نهاده است. ملت های دیگر نیز طرح های مشابهی ارائه داده اند بدین ترتیب یک شبکه جهانی از سایت های مختلف شامل زیست بوم های اصلی جنگلی بوجود آمده است که این، یک هدف علمی است. همچنانکه ژئومورفولوژی جنگل به عنوان یک موضوع فرعی (یا عنوان درسی) مهم در رشته علمی بنیان نهاده شد، ضرورت آموزش بین رشته ای آن آشکار گردید. چندین جلسه اختصاصی با موضوع ژئومورفولوژی جنگل توسط انجمن بین اللی ژئومورفولوژیست ها (IAG) برگزار شده است و در نتیجه، حداقل یک برنامه آموزشی کارشناسی ارشد رسمی ایجاد شده است.
References
Alestalo, J. (1971) Dendrochronological interpretation of geomorphic processes, Fennia 105, 1–140.
Birot, P. (1968) The Cycle of Erosion in Different Climates (English trans.), London: B.T. Batsford.
Brussock, P.P, Brown, A., and Dixon, J.C. (1985) Channel form and ecosystem models, Water Resources Bulletin 21, 859–866.
Chorley, R.J. (1962) Geomorphology and general systems theory, US Geological Survey Professional Paper 500B, 1–10.
Cotton, C.A. (1942) Climatic Accidents in Landscape Making, 2nd edition, New York: Wiley.

Davis, W. M. (1899) The Geographical Cycle, Geographical Journal 14, 481–504.
Douglas, I. (1968) Natural and man made erosion in the humid tropics of Australia, Malaysia, and Singapore, Publication of Staff Members, Centre for SE Asian Studies, University of Hull, 2nd Series, No. 2, 17–29.
Fredricksen, R.L. (1970) Erosion and sedimentation following road construction and timber harvest on unstable soils in three small western Oregon watersheds, USDA Forest Service Research Paper PNW-104.
Hack, J. and Goodlett, J.C. (1960) Geomorphology and forest ecology of a mountain region in the Central Applachians, US Geological Survey Professional Paper 347.

Hupp, C.R. and Sigafoos, R.S. (1982) Plant growth and block-field movement in Virginia, US Forest Service,
General Technical Report PNW-141, 78–85.

Moss, M.R. and Rosenfeld, C.L. (1978) Morphology, mass wasting and forest ecology of a post-glacial reentrant valley in the Niagara escarpment, Geografiska Annaler 60A, 161–174.
O’Loughlin, C.L. (1974) A study of tree root strength deterioration following clearfelling, Canadian Journal of Forest Research 4, 107–114.
Peltier, L.C. (1950) The geographical cycle in periglacial regions as it is related to climatic geography, Annals of the Association of American Geographers 40, 219–236.
Rosenfeld, C.L. (1998) Storm induced mass-wasting in the Oregon Coast Range, USA, in J. Kalvoda, and C. Rosenfeld (eds) Geomorphological Hazards in High Mountain Areas, 167–176, Dordrecht: Kluwer.
Sigafoos, R.S. (1964) Botanical evidence of floods and flood-plain deposition, US Geological Survey Professional Paper 485-A.
Sigafoos, R.S. and Hendrick, E.L. (1961) Botanical evidence of the modern history of Nisqually Glacier, Washington, US Geology Survey Professional Paper 387-A.
Swanson, F.J. and Lienkaemper, G.W. (1978) Physical consequences of large organic debris in Pacific
Northwest streams, USDA Forest Service General Technical Report PNW-69.

Swanson, F.J. and Jones, J.A. (2001) Geomorphology and Hydrology of the H.J. Andrews Experimental Forest, Blue River, Oregon. PNW Forest Range Experimental Station, Portland. Authors describe numerous studies focused on sediment yield and routing, water yield, nutrient flux and re-vegetation studies conducted in these experimental watersheds from 1953 to present. This information is updated at the following internet address: http://www.fsl.orst.
edu/lter.

Swanson, F.J., Krantz, T.K., Caine, N. and Woodhouse, R.G. (1988) Landform effects on ecosystem patterns
and processes, Bioscience 38, 92–98.

Further reading
Deithich, W.E., Dunne, T., Humphrey, N.F. and Reid, L.M. (1982) Construction of sediment budgets for
drainage basins, USDA Forest Service General Technical Report PNW-141, 5–24.

Froehlich, H.A. (1973) Natural and man-caused slash in headwater streams, Logger’s Handbook, vol. 33, Portland: Pacific Logging Congress.
Harden, D., Ugolini, F. and Janda, R. (1982) Weathering and soil profile development as tools in sediment budget and routing studies, USDA Forest Service General Technical Report PNW-141, 150–154.
Kelsey, H.M. (1982) Hillslope evolution and sediment movement in a forested headwater basin, USDA Forest Service General Technical Report PNW-141, 86–96.

Marston, R.A. (1982) The geomorphic significance of log steps in forest streams, Annals of the Association of American Geographers 72, 99–108.
SEE ALSO: applied geomorphology; bar, river; channel, alluvial; climatic geomorphology; landslide; mass movement; sediment routing; step-pool system; threshold, geomorphic.

 HARLES L. ROSENFELD                   (مترجم: علی نصیری)
 
 FORMATIVE EVENT- رویداد مورفوژنز (شکل ساز)
  یک ایده مهم درعلم ژئومورفولوژی این است که پایداری ژئومورفولوژیکی یا حالت تعادل، می تواند در اثر وقوع تغییر مهم ژئومورفولوژیکی بوسیله یک رویداد لحظه ای فرسایشی یا تراکمی از هم گسیخته شود (Erhart 1955; Butler 1959; Ager 1976; Gould 1982; Reading 1982; Dott 1983).
  یک ایده مهم ثانویه این است که همه فرآیندهای ژئومورفولوژیکی عوارض مجزایی بوجود می آورند که مشخصه های فرکانسی، بزرگی، مدت زمان و توالی متفاوتی دارند. اگر ما بخواهیم تغییر لندفرم ها را درک کنیم می توانیم این کار را صرفا با توجه به مشخصه های فرآیندهایی که باعث تغییر می شوند را انجام دهیم (Brunsden 1996).
  یک رویداد یا پدیده، یک دوره فعالیت یک فرآیند در هر مکانی است. حوادث یا فرآیندها ممکن است بر اساس نقش شان در تکامل لندفرم ها طبقه بندی شوند. یک حادثه موثر متجاوز از مقاومت یا تحمل یک سیستم و کارکرد آن است. در ادامه Wolman 1978 و Gerson این کار را بوسیله اندازه گیری نسبت رویداد به میانگین سالانه شرایط فرسایش، میزان فرسودگی یا رسوب گذاری را تعیین نمودند. وقایع کوچک اما مکرر تغییرات ژئومورفولوژیکی به طریق تجمعی را ایجاد می نمایند. تمام این تغییرات نیازمند زمان است. یک عامل بحرانی، توالی وقوع پدیده ها و رخدادهایی است که پتانسیل اثر بخشی متفاوتی دارند. یک واقعه بسیار موثر ممکن است بازخورد قابل توجهی روی وقایع بعدی داشته باشد. اگر تمام کار موجود انجام شود وقایع بعدی ممکن است پایین تر از انرژی پتانسیل خود عمل کنند. اگر واقعه موثر انرژی ذخیره شده را آزاد کند (با تولید سراشیب های تند) ممکن است تغییرات پیشرو و انتشار دهنده بیشتری در سیستم ایجاد کند. اگر رخدادی یک شرایط آستانه ای میسر سازد و توسط یک واقعه موثر دیگر دنبال شود ممکن است حالت های غیر معمول و نادر تغییر مشاهده شود.
  بنابراین استفاده از واژه رویداد (یا فرآیند) سازنده کمک کننده است. یک رویداد سازنده رویدادی است که بزرگی (شدت) و فرکانس مشخصی داشته و شکل زمین را کنترل می کند. اگر آن (رخداد شکل ساز) بیش از رخداد تجمعی روزانه کار کند در این صورت لندفرم حاصل از آن، علی رغم اثرات تغییری رخدادهای بسیار مکرر، (شاید برای مدت طولانی) مقاوم خواهد بود. آن ممکن است نیازمند یک رخداد سازنده دیگری برای تخریب و فرسایش لندفرم های تولید شده باشد یا همچنین ممکن است آن رخداد این اثر را تقویت کند. عملکرد یخچالهای چندگانه یک دره یک مثال خوبی در این خصوص است. لندفرمU دره یخچالی که توسط یک رخداد سازنده یخچالی تشکیل شده ممکن است میلیون ها سال بدون تغییر باقی بماند، بقاء تمام تغییرات به کنترل های محیطی بستگی دارد. واژه " مقاومت "طول یا مدت زمان بقاء یک لندفرم را توصیف می نماید که به عنوان یک عنصر تشخیصی از مجموعه لندفرم ها است.
References
Ager, D.V. (1976) The Nature of the Stratigraphic Record, London: Macmillan.
Brunsden, D. (1996) Geomorphological events and landform change. The centenary lecture to the
Department of Geography, University of Heidelberg, Zeitshrift für Geomorphologie NF 40, 273–288.

Butler, B.E. (1959) Periodic phenomena in landscapes as a basis for soil studies, Melbourne, CSIRO, Soil Publication 14.
Dott, R.H. Jr. (1983) Episodic sedimentation: how normal is average? How rare is rare? Does it matter? Journal of Sedimentary Petrology 53 (1), 5–23.
Erhart, H. (1955) ‘Biostasie’ et ‘rhexistasie’ ésquisse d’une théorie sur le rôle de la pédogenèse en tant que phénomène géologique, Comptes Rendus Academie de Sciences 241, 1,218–1,220.
Gould, S.J. (1982) Darwinism and the expansion of volutionary theory, Science 216, 385–387.
Reading, H.G. (1982) Sedimentary basins and global tectonics, Proceedings Geologists’ Association 93, 321–350.
Wolman, M.G. and Gerson, R. (1978) Relative scales of time and effectiveness in watershed geomorphology, Earth Surface Processes and Landforms 3, 189–208.
 
 DENYS BRUNSDEN                  (مترجم: علی نصیری)
 
FRACTAL - فرکتال
  علومی مانند ژئومورفولوژی با پدیده های ذاتا متغیر مرتبط هستند. عوارضی که به علت وابستگی (یا حساس) به شرایط اولیه محیط شان دقیقاً قابل پیش بینی یا تکرار پذیر نیستند، زیرا این شرایطی است که بسیاری از سیستم های ژئومورفولوژیکی آن را نشان می دهند( بعنوان مثال تئوری بی نظمی و اثر پروانه ) و این موضوع به خاطر روابط میان عناصر تشکیل دهنده آن سیستم ها است (بحران خود سازمانی). در حالی که پیش بینی بلند مدت جزئیات چنین سیستم هایی غیر ممکن است، ولیکن ما باید قادر باشیم برخی مرزهای آماری این رخدادها در آینده (یا در گذشته) را تعیین کنیم. بعلاوه وقایع واقعی ممکن است غیر قابل پیش بینی باشند، بدیهی است که وقایع مذکور غیرقابل توصیف هستند. فرکتال ها (برخال ها) مولفه های اساسی روش هایی هستند که در هنگام تجزیه و تحلیل و یا مدل سازی سیستم هایی فوق الذکر مورد نیاز هستند، این روش ها جوابگوی سیستم های دینامیکی پیچیده و غیر خطی هستند (به پیچیدگی در ژئومورفولوژی مراجعه شود).
  شواهد اولیه از گذشته که در الگوهای امروزی دامنه ها و یا در دره های رودخانه ها قرار گرفته اند را در نظر بگیرید. اگر ابزاری که ما سعی می کنیم به کمک آنها، الگوهای یاد شده را مشخص کنیم که، قادر به ضبط پیچیدگی های واقعی سیستم ها نباشند، پس در این صورت چگونه می توانیم به گذشته برگردیم و یک درک از توسعه و تغییر و تحولات گذشته زمین را به دست آوریم ؟ (Werner 1995). الگوهای فرکتال بی نظمی و خود سازمانی، می توانند فرضیه های آزمون H (H1 و H0 ) را ارائه دهند که براساس آن مشخص گردد که کدام تفسیر فرآیند پایه، می تواند مورد آزمایش قرار گیرد.
  دانش فرکتال ابتدا از نوشته های1967و1987 Benoit Mandelbort پدیدار شد و به یک زمینه (رشته تحصیلی) اصلی تحقیقاتی تبدیل گشت. این تئوری همراه با تئوری های بی نظمی و خودسازماندهی، نظر ما را به طور چشمگیری درباره طبیعت و ژئومورفولوژی تغییر داد (Turcotte 1992).
  فرکتال ها الگوهای منحصر به فرد خود متشابهی هستند که بوسیله حرکات نامنظم و یا غیرقابل پیش بینی در جهان تشکیل می شوند. الگوهای منشعب شدن شاخه های رودخانه ها و درختان، الگوی خط ساحلی بریتانیا، سنگریزه های بستر رودخانه، و پراکندگی فضایی مراکز زمین لرزه و غیره تماماً الگوهای فرکتال را نشان می دهند. اشیاء فرکتال جزئیات متشابهی در مقیاس های بسیار متفاوت را نشان می دهند. برای مثال پوست خشن درخت را تصور کنید که متوالیاً از طریق بزرگنمایی قویتر دیده می شود. هر بزرگنمایی جزئیات بیشتری از چین و چروک پوست درخت را نشان می دهد. در بسیاری از پدیده های ژئومورفولوژیکی مانند شبکه های آبراهه های رودخانه ها و خطوط ساحلی این خود متشابهی فرکتال به مقدار زیادی مشاهده می شود (e. g. Burrough 1981). این بدین معنی است که، اگر ما عمیق تر و با دقت بیشتر به تصویر یک فرکتال بنگریم، اشکالی که در یک مقیاس مشاهده می شوند به اشکالی که در جزئیات یک مقیاس دیگری دیده می شوند عین هم یا خود شبیه هستند. فرکتال ها به طور رسمی اشیائی خود مشابه هستند (Baas 2002) و ساختاری خود همانند دارند تعریف می شوند، و یا بعبارتی فراکتال‌ها شکل‌هایی هستند که بر خلاف شکل‌های هندسی اقلیدسی به هیچ وجه منظم نیستند. این شکل‌ها اولاً سرتاسر نامنظم اند، ثانیاً میزان بی نظمی آنها در همه مقیاس ها یکسان است و جسم فراکتال از دور و نزدیک یکسان دیده می‌شود به تعبییر دیگر، خودمتشابه است(fa.wikipedia.org).
  اندازه و کمیتی که بیشتر مردم برای کمی کردن مقیاس فرکتال (خود متشابهی) استفاده می کنند ابعاد فرکتال یا D گفته می شود. بعد فرکتال یک عدد یا کمیتی است که نشان دهنده روشی که در آن پدیده، فضای اطراف را پر می کند. بعد فرکتال یک جسم عبارت است از کمیت یا میزان درجه بی نظمی در تمام مقیاس ها (از نظر تئوری) در نظر گرفته شده، می باشد و آن می تواند بزرگتر از یک میزان کسری، بعد هندسی کلاسیک آن شی باشد. بعد فرکتال به چگونگی تسریع میزان تخمینی افزایش جسم مرتبط است همانطوری که ابزار اندازه گیری آن کوچکتر می شود. یک بعد بالاتر فرکتال به این معنی است که جسم بسیار نامنظم تر می شود و اندازه تخمینی آن در این بعد با سرعت بیشتری افزایش می یابد. برای اشیاء با اشکال هندسی کلاسیک مانند خطوط یا منحنی ها ابعاد هندسی با ابعاد فرکتال یکی است. کمی سازی الگوهای فرکتال منجر به کشف پدیده های زیادی شده است، زمانیکه با استفاده از تبدیلات مناسب ترسیم شوند، می توانند با استفاده از قانون توان (f/1 سیستم ها) توصیف گردند.
  یک مفهوم مهم در ارتباط با بعد فرکتال خود هم بستگی فضایی است. اگر شرایط در یک سطح (محیط پهنه یا ناحیه) خیلی به همگدیگر متشابه باشند در این شرایط خودهمبستگی فضایی مثبت می نامیم بر عکس، در صورتی که شرایط ناهمگن یا متضاد یکدیگر در یک سطح (محیط پهنه یا ناحیه) باشند ما آن را خودهمبستگی فضایی منفی می نامیم. اگر در شرایطی که هیچ ارتباط آشکاری بین شرایط نزدیک (عوامل و متغیرهای) محیطی وجود نداشته باشد در این حالت خودهمبستگی فضایی صفر در نظر گرفته می شود. سطحی فرکتالی با بعد کم (مثال1/2) که خود متشابهی را مشخص می کند که نشان دهنده خودهمبستگی مکانی مثبت بالایی است. یک فرکتال با بعد بالا (مثال 9/2) مشخص کننده خودمتشابهی بالا و نشان دهنده خود همبستگی فضایی منفی بالایی است. یک فرکتال با بعدی میانه در محدوده (5/2) نشان می دهد که هیچگونه خود همبستگی فضایی وجود ندارد. حرکت براونی[1] یک مثال کلاسیک از فرکتال در محدوده وسط می باشد، این نوع حرکت یک فرایندی با حافظه صفر است که از کجا آمده و هیچ اطلاعی از این که در حالت بعدی به کجا می رود وجود ندارد.
  اگرچه از لحاظ تئوری برچسب فرکتالی بعضی چیزها این مفهوم را می رساند که خود متشابهی در عرض تمام مقیاس ها وجود دارد. در واقع بیشتر اشیاء طبیعی، خود متشابهی محدودی دارند، بدین ترتیب در محدوده مشخص یا تفکیک پذیری معین، جسم رفتارهای شبه فرکتال از خود نشان می دهد. اینها اغلب عناصر فرکتال نامیده می شوند. یک شی ممکن است عناصر فرکتالی چندگانه ای داشته باشد. بیشتر دانشمندان هم اکنون مرزهایی را مد نظر قرار می دهند که در آنها رفتار مهمی از فرکتال مشاهده شود، برای آن مرزهایی که، محدودیت های فرآیند بوضوح قابل تشخیص است. بهر حال دانش لازم در خصوص محدودیت های شکل پدیده ها ضرورتا به ما اجازه می دهد که محدودیت های فرایندی که مسئول تولید آن شکل یا فرم است را بیان نمائیم؟ این سوال با وجود اینکه موضوع محوری غالب تحقیقات فرکتالی است، بدون پاسخ باقی مانده است.
  یکی از دلایل اصلی افزایش علاقه محققین به بعد فرکتال (D) آگاهی از اتلاف سیستم های دینامیکی و فضاهای فرکتال (و زمان) است که به هم مرتبط هستند، - همین طور ما در حال حاضر یک مبنای نظری داریم که با آن فرم یا شکل (بعنوان مثال D) و فرآیند (بعنوان مثال بحران خود سازمان یافته) را بهم ارتباط دهیم. فقدان چنین ارتباطی به مدت طولانی یکی از سطوح بحرانی در تحقیقات فرکتال بوده است(بعنوان مثال 1984Mark و Aronson). بنابراین کشف این ارتباط می تواند مهمترین گام در پیشبرد تحقیقات فرکتال محسوب شود. بهرجهت در حالی که مدل های بحرانی خودسازمان یافته توسعه داده شده در کامپیوتر به تقلید از سیستم های بسیار متنوع بسیار موفق بوده است، وجود مکانیسم صریح بحران خود سازمان یافته در سیستم های واقعی هنوز تایید نشده است. مفاهیم و ایده های ژئومورفیکی مانند بازخورد منفی، تعادل ایستاتیکی و مفهوم جریان مدرج همه به مفهوم بحران خودسازمان یافته شبیه هستند. این مفاهیم و ایده های موجود توضیح و شرح بسیاری از پدیده های ژئومورفولوژیکی را بدون نیاز به فراخوانی یک مکانیسم مانند بحران خودسازمان یافته را فراهم می کند. بسیاری از اندازه گیری های ژئومورفومتری به لحاظ آماری به بعد فرکتال مرتبط نمی شوند این به تنهایی نشان می دهد که فرکتال ها همه جنبه های یک چشم انداز را که از نظر ژئومورفولوژیست ها مهم هستند را در بر نمی گیرد یا بعبارتی پوشش نمی دهد (Klinkenberg 1992).
  زمین لرزه ها و بهمن ها هر دو از رخدادهای بسیار دیدنی سیستم های بحرانی خود سازمان یافته اند. خواص آماری مانند میزان پراکنش یا توزیع آنها عموما از قوانین مقیاس قدرت (یا نیرو و شدت) پیروی می نماید که آنها پراکنش یا توزیع فرکتالی را دنبال می کنند(Bak 1996). اگر یک فرم یا شکل به عنوان یک شکل فرکتال یافت شود پس خواص آماری خاصی را دنبال می کند. یک فرم فرکتال مقیاس غالبی ندارد- مقیاس آن ثابت است و در حالت دوم (گشتاوری) آن از لحاظ نظری بی نهایت است. برعکس، یک فرمی که مقیاس ثابتی ندارد یا یک فرم قوسی مانند Gaussin (نرمال) می تواند بوسیله چند گشتاور (پارامتر) آماری به صورت کامل توصیف شود. یک فرم فرکتال بوسیله حوادث نادر متناوب مشخص خواهد شد، که ازنقطه نظر فرآیند هم رکورد آماری غالبی دارد. بنابراین یکی از چالش های مطالعات فرکتال تلاش در جهت رفع خصوصیات چنین رخدادها یا اشکالی که به لحاظ آماری مبهم و غیرقابل پیش بینی هستند (بعنوان مثال Xu و همکاران 1993). علاوه بر این، چنین خواص آماری به معنای به دست آوردن اطلاعات کافی برای مقایسه پیش بینی نتایج مدل ها با واقعیت ها است که این یک فرایند آسان و ساده ای نیست (Baas 2002).
  ایده های فرکتال به صورت گسترده در ژئومورفولوژی جریانی به کار برده شده اند(Rodriguez – Iturbe and Rinaldo 1997). جنبه های مختلف و متعددی ژئومورفولوژیکی وجود دارند که می توانند از نظر فرکتالی مورد مطالعه قرار گیرند. آشکارترینشان این است که طول واقعی رود چقدر است؟ همچنین یکی می تواند در عین حالی که کل حوضه رودخانه ای را در نظر داریم فرم یا شکل شبکه رودخانه ای داخل حوضه را بررسی کند. در سطح بالاتر فرم طرح واقعی یک رودخانه می تواند در نظر گرفته شود (بعنوان مثال کمیت انحنا یا قوس و پیچش بستر رودخانه - مئاندر). در این مقیاس ها نه تنها فقط خود رود بلکه، شکل بستر یا دره رودخانه و اثرات آن بر ژئومتری رودخانه را نیز بایستی مد نظر قرار دهیم. با رفتن به عمق بیشتر سلسله مراتب مقیاس (یعنی در مقیاس بزرگتر)، مطالعه مشخصات فرکتال فرم بستر رود خانه هم می تواند انجام شود.
  نتایج بدست آمده نشان می دهند که بسیاری از ارتباطات آلومتریک (اندازه گیری رشد موجودات) مشاهده شده در طبیعت از نظر ابعادی ثابت نیستند (Church and Mark 1980). بعنوان مثال نتایج حاصل از تجزیه و تحلیل بعد نشان می دهند که طول کانال اصلی رودخانه بایستی متناسب با ریشه دوم سطح حوضه آبگیر رودخانه باشد. ولیکن در بیشتر مطالعات مشاهده می شود که در حقیقت طول کانال اصلی رودخانه متناسب با 6/0 ریشه دوم سطح حوضه آبگیر است. مندل برات آن را بعنوان یافته های فرکتال تفسیر کرد : اگر مئاندرها یا پیچان های رودخانه بعد فرکتالی برابر 2/1 داشته باشند در این صورت رابطه بین طول رودخانه و سطح حوضه آبگیر (در مقالات به عنوان رابطه Hack شناخته می شود) بایستی به توان 6/0 برسد(2/1 تقسیم بر 2).
  قوانین نیرو که علائم و پارامترهای فرکتال ها محسوب می شوند به طور تجربی روی یک طیف وسیعی از مقیاس ها در توزیع های احتمالی مشاهده می شوند که، مورفولوژی حوضه رودخانه را توصیف می کنند. بعضی از توزیع های فرکتال مشاهده شده عبارتند از :
  • قوانین هورتن توان (ضریب) انشعاب و طول شبکه آبراهه های حوضه آبگیر.
  • طول جریان از قانون - توان توزیع شبکه آبراهه ها تبعیت می کند.
  • سطح تجمعی کل شبکه زهکشی حوضه که در هر اتصال شبکه آبراهه ها مشارکت دارد از قانون توان توزیع تبعیت می کند.
  • میانگین شیب محلی اتصالها در مقیاس های شبکه آبراهه ها در حالت فرکتال تابعی از سطح تجمعی حوضه آبگیر است.
  این واقعیت که رود های فرکتال در خیلی از نواحی وجود دارند. این موضوع بیان کننده این واقعیت است که فرایند های رشد فرکتال در هر محیطی اتفاق می افتد.
  اگر ما بپذیریم که که شبکه های هیدروگرافی و توپوگرافی بعضی وقت ها می توانند به عنوان فرکتال ها مشخص شوند در اینجا ما باید بپرسیم که چرا آنها اتفاق می افتد؟ و کدام فرایندها مسئول هستند؟ ساده ترین توضیح این است که فرم مقیاس ثابت نتیجه فرایند های مقیاس ثابت است(Burrough 1981). آیا این ضرورتا به این معنی است که فرایند مقیاس ثابت در همه مقیاس ها عمل می کند همانند فرم فضایی مقیاس ثابت که مشابه همه مقیاس ها ظاهر می شود؟ همه ما میدانیم که این نمی تواند نمونه مورد ی باشد فرایندهایی مانند عمل هوازدگی شیمیایی سنگها در نواحی جنگلی و غیره و خزش خاک که تنها، در سطوح مقیاس کوچک اتفاق می افتند. بدیهی است که فرض تطابق یک به یک مابین مقیاس فرم و مقیاس فرایند نمی تواند صورت گیرد. لذا خودسازماندهی ابزار تحصیل فرض فوق الذکر را فراهم می نماید. ساختارهای فضایی بزرگ مقیاس و کوچک مقیاس از طریق عملیات فرایندهای کوچک مقیاس پدید می آیند. قواعد ساده در یک سطح می تواند منجر به رفتار پیچیده در سطح بالاتر شود، رفتاری که به آن رفتار اضطراری اطلاق می شود، لازم نیست که ما در یک رفتار پیچیده برنامه ریزی کنیم و آن دقیقاً نتیجه عکس العمل عوامل در مقیاس کوچک است.
  فرکتال ها یک فضای خارج از محدودیت های هندسه اقلیدسی برای ما فراهم می کنند و الگو های طبیعت را با یک روش حسی و بصیرت به دست می آورند. آزمایش ها نشان داده اند که درک خشونت و بی نظمی با ابعاد فرکتال اندازه گیری شده شی، سازگاری و مطابقت خیلی خوبی دارد. هندسه فرکتالی موضوعات مورد بحث و تحقیقاتی را تغییر داده است، در حالی که اندازه گیری های کمّی از جمله اندازه گیری ارزش کمی پدیده ها مانند فاصله و درجه زاویه ها دشوار است ولی هنوز این اندازه گیری ها مهم هستند، در حال حاضر تشخیص داده شده که اندازه گیری ها باید جامع باشند و کیفیت اشیا مانند پیچیدگی بافت و الگودهی جامع آنان را نیز در بر بگیرند. ایده هایی مانند تئوری بی نظمی(Chaos)، خود سازماندهی و فرکتال ها، به ما کمک کرده اند تا، از مدل های خطی ساده قطعی به مدلهایی دست یابیم که قابلیت پیش بینی سیستم های طبیعی را دارند، در شرایطی که این سیستم ها ماهیت غیرقابل پیش بینی دارند.
References
Baas, A.C.W. (2002) Chaos, fractals and selforganization in coastal geomorphology: simulating dune landscapes in egetated environments, Geomorphology 48, 309–328.
Bak, P. (1996) How Nature Works, New York: Copernicus.
Burrough, P.A. (1981) Fractal dimensions of landscapes and other environmental data, Nature 294, 240–242.
Church, M. and Mark, D.M. (1980) On size and scale in geomorphology, Progress in Physical Geography 4, 342–390.

Klinkenberg, B. (1992) Fractals and morphometric measures: is there a relationship? Geomorphology 5,5–20.
Mandelbrot, B.B. (1967) How long is the coast of Britain? Statistical self-similarity and fractal dimensions, Science 156, 636–638.

—— (1982) The Fractal Geometry of Nature, San Francisco: Freeman.
Mark, D.M. and Aronson, P.B. (1984) Scale-dependent fractal dimensions of topographic surfaces: an empirical investigation, with applications in geomorphology, Mathematical Geology 16, 671–683.
Rodriguez-Iturbe, I. and Rinaldo, A. (1997) Fractal River Basins (Chance and Self-Organization), Cambridge: Cambridge University Press.
Turcotte, D.L. (1992) Fractals and Chaos in Geology and Geophysics, Cambridge: Cambridge University Press.
Werner, B.T. (1995) Eolian dunes: computer simulation and attractor interpretation, Geology 23, 1,107–1,110.
Xu, T., Moore, I.D. and Gallant, J.C. (1993) Fractals, fractal dimensions and landscapes – a review, Geomorphology 8, 245–262.

 
BRIAN KLINKENBERG.                      (مترجم: علی نصیری)
   
-FRAGIPAN فراگیپن (افق شکننده خاک زیر سطحی)
  یک افق خاک زیر سطحی طبیعی است که در عمق پروفیل خاک یافته می شود. این افق خاک بوسیله فرایندهای پدوژنیک (خاکزایی) تغییر یافته است مسئول محدودیت ورود آب و ریشه درختان و گیاهان در ماتریس خاک است. فرگیپن ها توده های متراکم تری نسبت به افق های بالای خود دارند، حاوی مواد آلی (هومس) خیلی کمی هستند. وقتی مرطوب هستند حالت شکننده پیدا می کنند و هنگامی که از آب اشباع می شوند خواص شان را از دست می دهند و یا خواص آن تعدیل می یابد. ضخامت افق فراگیپن خاک از 15 تا 200 سانتی متر متفاوت است که این عمق (ضخامت) برای رشد گیاهان کافی است برای اینکه ریشه ها و آب نمی توانند به بیش از 60% آن (افق خاک مذکور) نفوذ کنند. فراگیپن ها اغلب در عرض جغرافیایی متوسط (عرض های جغرافیایی معتدل)، بافت متوسط، مواد اسیدی بر روی افق های خاک آلبیک (albic) یا آرژلیک (argillic) و در رژیم های مرطوب و باتلاقی (udic یا aquic) توسعه می یابند. فراگیپن ها عمدتاً در زیر پوشش گیاهی جنگل در خاک های کشت شده یا دست نخورده در مواد مادری مختلف شامل : نهشته های یخچالی، لس (loess) رسوبات بادی، رسوبات یا واریزه های دامنه ای (تالوس ها)، رسوبات دریاچه ای و نهشته های آبرفتی تشکیل می شوند. با این وجود افق فراگیپن در رسوبات (یا خاک های) آهکی یافت نمی شوند. فراگیپن ها به طور مداوم شامل یک مرز فوقانی ناگهانی و غیر منتظره در عمق 30 تا 100 سانتی متری زیر سطح زمین دارند و اغلب شواهدی از تشکیل خاک را نشان می دهند.
  شناخت جتمع و کاملی از منشا شکل گیری فراگیپن ها وجود ندارد، با این وجود سه مکانیسم تشکیل این افق خاک عبارتند از: تکامل یافتن فیزیکی در طول مدت هیدراته شدن مواد گلی اولیه، برآمدگی خاک رس، سیمانی شدن و یا پیوند ذرات توسط مولفه های آمورف (مانند سلیس Si، آلومینیم Al و آهن Fe). متاسفانه فراگیپن معمولا واژه ای است که نارسا و تعریف ضعیفی از آن ارائه شده است. لذا با مثال های زیاد مفهوم فراگیپن در کل دنیا به علت تعریف مبهم، در زمینه تخصصی به صورت ناشناخته در هاله ای از ابهام باقی مانده است.
Reference
Witty, J.E. and Knox, E.G. (1989) Identification, role in soil taxonomy, and worldwide distribution of fragipans, in N.E. Smeck and E.J. Ciolkosz (eds) Fragipans: Their Occurrence, Classification, and Genesis, SSSA Special Publication Number 24, 1–10.
Further reading
Smeck, N. E. and Ciolkosz, E. J. (eds) (1989) Fragipans: Their Occurrence, Classification, and Genesis, SSSA Special Publication Number 24.
 
STEVE WARD.                      (مترجم: علی نصیری)
 
FREEZE–THAW CYCLE - چرخه انجماد ذوب
  چرخه ذوب یخ- انجماد، چرخه ای است که دما بالاتر از حد یخبندان یعنی بالای صفر درجه و هم زیر صفر درجه سانتی گراد یعنی یخبندان نوسان می کند. اندازه گیری های زمینی نشان می دهند که بیشترین چرخه ذوب - یخبندان در هر سال در آب و هواهای سرد در دامنه دمای پایین سالانه اتفاق می افتد. این آب و هواها تحت سلطه نوسانات سیکلی یا روزانه دما قرار دارند (French 1996). این شرایط در عرض های اقیانوسی زیر قطبی (بعنوان مثال jan Mayen در نیمکره شمالی، جزیرهKerguelen یا جورجیای در نیمکره جنوبی) و در محیط های کوهستانی بلند نواحی بین حاره ای مشاهده می شوند (بعنوان آندها، کوههای شرقی افریقا). در بین تمام محیط های سرد، حداقل روزهای انجماد و ذوب در عرض جغرافیایی بالا و آب و هوای قاره ای اتفاق می افتند که تحت تسلط رژیم های حرارتی فصلی دما قرار دارند. در تمام نواحی چرخه های زیادی در 0 تا 5 سانتی متری بالای سطح زمین اتفاق می افتد و فقط چرخه های سالیانه در عمق بیش از 20 سانتی متر اتفاق می افتند.
  چرخه های ذوب - انجماد اثرات مهمی بر خاک ها مانند یخ زدگی و پوف کردن زمین، مرتب سازی رسوبات سطح جنگل یا خزش خاک سطحی دارند. تشخیص بین یخ زدگی فصلی و پرمافراست خیلی مهم است (Washburn 1973). در محیط های غیر پرمافراست عمق یخ زدگی با افزایش عرض جغرافیایی افزایش می یابد که این افزایش در دامنه ای از چند میلیمتر تا سه متر کمتر یا بیشتر صورت می گیرد. در نواحی پرمافراست بخش فوقانی لایه سطح زمین که تحت انجماد - ذوب فصلی قرار دارد لایه فعال را تشکیل می دهد.
  با توجه به هوازدگی سنگ ها (مراجعه به جنگل و هوازدگی جنگل ) در نواحی جنگلی، انجماد و ذوب متناوب بسیار مخرب تر از ادامه سرما است. اثر بخشی جنگل (در فرآیند هوازدگی سنگ ها) وابسته به فرکانس نوسانات دما در پیرامون نقطه انجماد در حضور آب است (Ollier 1984). با این وجود، متاسفانه به دلایل متعدد تعداد چرخه های ذوب و انجماد موثر در مواد تحت تاثیر، نمی تواند به عنوان سنجش مستقیم اثرات عمل یخ زدگی مورد استفاده قرار داد. اولا استفاده از دمای هوا کلا برای مشخص کردن چرخه ها به هیچ وجه رضایت بخش نیست زیرا تفاوت های مهمی بین دمای هوا و دمای زمین وجود دارد. این تفاوت های دمایی را می توان به عنوان مثال در اثر مجزای برف (سطوح سرد) یا سطوح سنگ تیره (سطوح گرم) مشاهده نمود(Washburn 1973). ثانیا تعریف دقیق دمای انجماد دشوار است بخصوص که آن بایستی در سرتاسر نواسانات دمایی اندازه گیری شود. همچنانکه تمام آب موجود در خاک ها یا سنگها بلافاصله یخ نمی زند، نه تنها همیشه در صفر درجه، بلکه در دماهای منفی کمتر از صفر درجه هم همین طور، زیرا برای مثال نیروی مویینه موجود در میانه خلل و فرج یا منفذهای خاک یا پدیده های فوق العاده سرد مانع یخ زدگی زودتر می شود. دمای انجماد تحت تاثیر وجود نمک یا خاک رس می تواند کاهش یابد. گزارش شده است که یخ زدگی سنگ ها در دماهای پایین تر از 10- درجه شروع می شود این موضوع در مورد سنگ هایی است که با منافذ و خلل و فرج بسیار ریز مشخص می شوند.
  در نهایت آنچه که یک چرخه انجماد - ذوب را می سازد قابل بحث و گفتگو می باشد به طوری که بعضی از نویسندگان دماهای حداقل خاصی که باعث یخ زدگی غالب سنگ های مرطوب می شود را تعریف می نمایند، یا صحبت از حداقل زمان دوره های دمایی منفی و مثبت بین چرخه های متوالی است. برای مثال بر طبق مطالعات مختلف یک چرخه وقتی کامل می شود که دماهای ساعت به ساعت سنگ از 1 تا -1 تغییر یابد و سپس دوباره دما افزایش یافته مساوی یا بیشتر از 1 درجه می شود (Lewkowicz 2001) و یا به کمتر از 2- سانتیگراد افت کرده و متعاقب آن به بیش از2 درجه افزایش می یابد(Matsuoka 1991). با وجود اینکه، این آستانه ها به منظور محاسبه فشارهای واقعی که سنگ ها متحمل می شوند تعریف شده اند تا به دقیق ترین شکل ممکن رفتار آنها در مقابل نوسانات دمایی تعیین شود، این موضوع مقایسه های بین فرکانس های چرخه گزارش شده در مطالعات مختلف را بسیار دشوار می سازد.
  اجزاء مهم دیگر چرخه های ذوب و انجماد و با توجه به فرسایش یخبندان، طول دوره یخ زدگی (یا طول دوره یخبندان) شدت یخبندان یا یخ زدگی (شدت کاهش دمای زیر 0 درجه سانتی گراد) و میزان یخ زدگی (کاهش سریع یا آرام و تدریجی دمای زیر صفر درجه سانتی گراد) است (McGreevy and Whalley 1982)، اثرات این سه پارامتر بسیار بحث برانگیز است.
  از آنجایی که شدت یخبندان مورد توجه است چون قسمت اعظم آب منفذی در دماهای بین 0 الی 5- درجه یخ می زند، بنابراین افزایش حجمی آب ناشی از یخبندان باعث فرسایش سنگ ها شده و بدین ترتیب غالبا فرسایش یخزدگی (ترموکلاستی و کریوکلاستی) سنگها در این دامنه دمایی اتفاق می افتد (McGreevy and Whalley 1982, Matsuoka 1991). این موضوع توضیح می دهد که چرا میزان تخریب و هوازدگی یخبندان، تغییرات قابل توجهی بین چرخه های انجماد - ذوبی که به حداقل دماهای 8- یا 30- می رسند را موجب نمی شود.
  تاثیرات طول دوره یخبندان باید در ارتباط با شدت یخبندان مورد بررسی قرار گیرد. اندازه های خلل و فرج سنگها در نقطه انجماد آب درون آنها تعیین کننده است. بنابراین یخبندان در دامنه ای از کاهش تدریجی دما و سنگ های تحت برخی فشارها و صرفا در شرایطی اگر به درجه حرارت بحرانی مورد نیاز برسند، اتفاق می افند و همچنین برای یک دوره طولانی مدت کافی، چون تغییرات دما از سطح سنگ به درون و مرکز آن و یا به درون توده سنگها منتشر می شود، روی می دهد. در واقع باید زمانی برای انتقال گرمای نهان لازم برای این که باعث انجماد یا ذوب شدن آب درون سنگ شود، وجود داشته باشد (Ollier 1984:125). طول مدت دوره دماهای حداقل همانند کار آزمایشگاهی ممکن است کاملا غیر مهم تلقی شود ( تحت دمای ثابت اگر جلو پیشرفت یخبندان متوقف شود، توقف فشار را نمی توان ایجاد نمود) یا کاملا مهم تلقی می شود (در یک سیستم باز با یک منبع آب ثابت غیر یخ زده، عدسی های یخ جدا شده بوسیله حرکت آب تحت شرایط دمایی ثابت ممکن است به رشد خود ادامه دهند). از سویی دیگر در مطالعات میدانی انجام شده در محیط های آلپی جائی که (به یخبندان و هوازدگی یخبندان مراجعه شود) فرآیندهای تخریب و هوازدگی توده سنگ های عظیم حکمفرماست در اینجا و یا در این شرایط، شدت و مدت یخبندان بعنوان پارامترهای بنیادین و اساسی در نظر گرفته می شوند، که این پارامترها مسئول به عمق رسیدن جبهه یخبندان هستند. فقط دوره های یخبندان طولانی با ایستایی جبهه انجماد در عمق بین 10 تا 50 سانتی متر قادرند قطعات بزرگ (تخته سنگها) و بعلاوه بلوک های کوچک سنگی را ارائه دهند (Coutard and Francou 1989 :415).
  میزان های مختلف یخبندان می توانند مکانیسم های هوازدگی و فرسایش های گوناگونی را موجب شوند. این شدت های مختلف یخبندان منجر به انواع و مقیاس های مختلف فرسایش در یک نوع سنگ می شوند. سرد شدن سریع موجب ترکیدن و شکافته شدن سنگها می شود همچنانکه فشار در منافذ و ترک ها افزایش می یابد و زمان برای حرکت آب و کاهش مقدار این فشار وجود ندارد ترکیدن و شکافته شدن سنگها اتفاق می افتد. برعکس سرد شدن کند و تدریجی شرایط مطلوبی را برای تشکیل عدسی های یخی بصورت جداگانه و تاثیر گذاری بر مقیاس تشکیل آنها را فراهم می کند. تحقیقات زیادی درجه بالایی از تخریب و فرسایش را بعد از یخبندان سریع یا ناگهانی را گزارش نموده اند. اگرچه گزارش بسیاری از مطالعات استدلال شان بر این است که میزان یخبندان بویژه یک پارامتر بحرانی نیست (McGreevy and Whalley 1982:158) یا همین طور فشار را در تاثیر گذاری کاملا پیچیده میزان یخبندان موثر نمی دانند، که این موضوع ارزیابی اهمیت آن را خیلی مشکل می سازد(Matsuoka 1991:272). بنابراین طبق نظرات Matsuoka ، یخبندان آرام در سیستم های باز است که موجب استمرار حرکت (طولانی مدت) آب به سمت جبهه انجماد و از این رو موجب افزایش نیروی یخ می شود. برعکس در سیستم های بسته، انجماد سریع، شرایط مساعدی را برای رشد بلورهای بزرگ یخ فراهم می آورد زیرا خلل و فرج یا منافذ یخ به مرور زمان کاهش (و یا یخ متراکم) می یابد.
  اندازه گیری ها در محیط های طبیعی نشان می دهد که شدت های یخبندان عموماً در دامنه حرارتی بین 2/0 و 4 درجه سانتی گراد در ساعت است. با این وجود شبیه سازی آزمایشگاهی معمولا برای تسریع انجماد مساعد است (به منظور تسریع خرد سازی سنگ و دستیابی به نتایج هوازدگی و تخریب) و مقادیر دمایی بالاتر از 10 درجه سانتی گراد در ساعت غیر معمولی نیستند. نتایج بدست آمده از چنین آزمایش هایی ممکن است فرایند های محیط طبیعی را منعکس ندهند.
  چرخه های انجماد و ذوب موضوع جمع آوری داده ها در عملیات میدانی (اندازه گیری های زمینی یا صحرایی) و بررسی های آزمایشگاهی، آزمایش کردن اثرات رژیم های دمایی مختلف روی حساسیت یخبندان هستند. انواع زیادی چرخه ها با ویژگی های متفاوت وجود دارند. ولی دو نوع اصلی الگوی یخبندان وجود دارد: یک الگوی یخبندان معتدل روزانه ( پایین تر از 8- درجه سانتی گراد ) مشخصه مناطق دریایی قطبی و یک رژیم که الگوی شدید تر و طولانی تر یخبندان ( دمای پایین تر از 30- درجه سانتی گراد) ویژگی مناطق قاره ای قطبی را منعکس می دهد.
References
Coutard, J.P. and Francou, B. (1989) Rock temperature measurements in two alpine environments, implications for frost shattering, Arctic and Alpine Research 21(4), 399–416.
French, H.M. (1996) The Periglacial Environment, Harlow: Longman.
Lewkowicz, A.G. (2001) Temperature regime of a small sandstone tor, Latitude 80 N, Ellesmere Island, Nunavut, Canada, Permafrost and Periglacial Processes 12, 351–366.
McGreevy, J.P. and Whalley, W.B. (1982) The geomorphic significance of rock temperature variations in cold environments: a discussion, Arctic and Alpine Research 14(2), 157–162.
Matsuoka, N. (1991) A model of the rate of frost shattering: application to field data from Japan, Svalbard and Antarctica, Permafrost and Periglacial Processes 2, 271–281.
Ollier, C. (1984) Weathering, Harlow: Longman.
Washburn, A.L. (1973) Periglacial Processes and Environments, London: Arnold.
Further reading
Lautridou, J.P. and Ozouf, J.C. (1982) Experimental frost shattering: 15 years of research at the Centre de Géomorphologie du CNRS, Progress in Physical Geography 6(2), 215–232.
Prick, A. (1995) Dilatometric behaviour of porous calcareous rock samples undergoing freeze–thaw cycles. Some new results, Catena 25(1–4), 7–20.
SEE ALSO: experimental geomorphology; frost and frost weathering; mechanical weathering; periglacial geomorphology; weathering
 
 ANGÉLIQUE PRICK                      (مترجم: علی نصیری)
 
FRINGING REEF آبسنگ کناری (ریف ساحلی)
  مورفولوژی و پیدایش آبسنگ های مرجانی به صورت قابل توجهی متنوع و متفاوت است. آنها ممکن است به آتول های مرجانی (جزایر حلقوی مرجانی با مقیاس های متنوع)، سدهای مرجانی و مرجان های صخره ای ساحلی تقسیم بندی شوند(Nunn 1994). جوان ترین و زودگذر ترین آنها شامل سه نوع لندفرم مرجانی است. این سه نوع  عبارتند از: صخره های مرجانی، که اغلب فاقد پهنا می باشند، آتول مرجانی و سد های صخره ای مرجانی است که تداوم و تنوع گونه های آن زیاد است. به علاوه چون مکان آنها نزدیک سطح زمین است و نمی توانند دور از آن زندگی کنند لذا صخره های مرجانی ساحلی معمولا بیشتر توسط انسانها تحت تاثیر قرار گرفته و می گیرند.
 
رشد و توسعه مرجان های صخره ای ساحلی (Development of fringing reefs)
  برخلاف مرجان های آتولی (جزیره ای) و مرجانهای سدی، بیشترین تشکیلات مرجانی مربوط به مرجان های صخره ای ساحلی هستند که صرفا در طول دوره های اخیر افزایش سطح آب دریا ها ناشی از پیشروی دریاها در دوره بعد یخچالی بعنوان واحدهای مجزا شکل گرفته اند. بیشترین رشد و نمو مرجانهای صخره ای ساحلی از آبهای کم عمق کناره های خط ساحلی نواحی گرمسیری استوایی شروع شد، در دوره ای که دمای اقیانوس ها و عوامل دیگر در پایان دوره یخچالی برای رشد صخره های مرجانی مناسب شده بود. افزایش سطح آب دریا رشد صخره های مرجانی تازه متولد شده به سمت بالا را تقویت کرده و اگر بتوانند خودشان را در طول دوره نوسانات سطح آب دریا حفظ کنند، در این شرایط است که امروزه به عنوان نهاد های زنده دیده می شوند(Neumann and Maclntyre 1985).
  هنگامی که سطح آب دریا به بیشترین سطح خود در طول دوره Holocene (حدود 5000 سال قبل از میلاد مسیح) رسید، رشد صخره های ساحلی عمدتا به سمت بالا متوقف شد متعاقب آن رشد جانبی را شروع کردند. در این شرایط بود که یک دگرگونی اکولوژیکی، شامل تغییر در توزیع گونه های مرجانی است بوجود آمد. مرجان های منشعبی به آرامی بوسیله گونه های که به رشد جانبی (بیرونی) سازگارترند تا رشد به سمت بالا، جایگزین شدند. مطالعه کلاسیکی که بر روی تپه مرجانی هانوما انجام گرفته، نشان می دهد که حدود 7000 سال پیش، رشد اش را بر قسمت تکیه گاه داخلی دهانه یک آتشفشانی قدیمی در جزیر آهوهاوائی را شروع نموده است (Easton and Olson 1976).
  از طرف دیگر طبق تعریفی که در فوق کردیم همیشه این طوری نیست که صخره های مرجانی ساحلی فقط قادر به رشد با بالا آمدن سطح آب دریا باشند ولیکن ممکن است در شرایطی که سطح آب دریاها در اواخر دوره Holocene در حال پسروی و کاهش بوده است نیز، خودشان را با شرایط محیط سازگار کرده و رشد یافته و حیات شان را حفظ کرده اند. در چنین مواردی رشد به سمت بالا به رشد جانبی تغییر می یابد که ممکن است اخیرا بیشتر اتفاق افتاده باشد.
  رشد جانبی صخره های مرجانی ساحلی توسط زاویه شیب خط ساحلی که از آن بالا می رود محدود می شود. در سواحل با شیب تند مانند Niue جزایر مرکزی اقیانوس آرام جای هیچ تعجبی نیست که صخره های مرجانی ساحلی به ندرت قابل ملاحظه هستند ( و نقش کمی در محافظت خط ساحلی دارند.) و اغلب بیش از چند متر عرض ندارند. در سواحلی که شیب های ملایم تری دارند مرجان های ساحلی ممکن است به گسترش و وسعت چند صد متری برسند و مناطق مورفولوژیکی به خوبی مشخص شده ای داشته باشند.
  بعضی از نویسنده ها مانند Davis معتقد بود که، یک صخره مرجانی ساحلی قسمتی از یک زنجیره ژنتیکی است و سر انجام به یک صخره مرجانی سدی موازی خط ساحل تبدیل می شود و در نهایت هنگامی که زمین از کناره هایی از صخره مرجانی بالا آماده به زیر آب می رود تبدیل به یک جزیره صخره مرجانی حلقوی می شود(آتول). این فقط در مفهوم کلی معتبر است و تاثیرات تغییرات سطح آب دریا و این واقعیت را که در پایان هر دوره یخچالی کواترنر صخره های مرجانی ساحلی مجددا رشد می یافتند را در نظر نگرفته است. چنین نویسندگانی اغلب وجود صخره های مرجانی ساحلی را با خط ساحلی که به تازگی شروع به زیر آب رفتن کرده بود را برابر می دانسته و در جاهایی که صخره های مرجانی در مناطق دورتر از ساحل یافت می شدند اغلب وجود آنها را به یک سری پیچیده از حرکات تکتونیکی ربط می دادند.
 
 مورفولوژی صخره های مرجانی ساحلی (Morphology of fringing reefs)
  صخره های مرجانی ساحلی مشخصات مورفولوژیکی مشترکی با صخره های مرجانی آتول و مرجان های سدی (Barrier) دارند که با سایر تشکیلات مرجانی ندارند. بعلاوه در طول بخش بیرونی شان در دامنه های زیر آب دریا، دامنه های صخره های مرجانی دارای مخروط واریزه ها (Talus) حاصل از فرسایش مکانیکی ساختمان های بزرگ مرجانی می باشند. بعلت جوانی صخره های مرجانی ساحلی و کم عمقی آب محیط آنها در مقایسه با بستر دریای مجاور یا پیرامون شان (معمولا کف لاگون ها)، این دامنه های مخروط واریزه ای معمولا کم حجم تر از عوارض معادل خود در صخره های مرجانی حلقوی و مرجان های سدی هستند. به طور مشابه به علت این که انرژی امواج معمولا در طول پیشانی صخره های مرجانی ساحلی کمتر است (زیرا امواجی که به صخره های مرجانی ساحلی برخورد می کنند معمولا امواج ایجاد شده در درون مرداب ها هستند و یا امواج باقی مانده ای در برخورد با سدهای مرجانی هستند که در اثر این برخورد دامنه آنها کاهش یافته و قدرت چندانی ندارند) لذا رشد صخره های مرجانی و تنوع مرجانها روی لبه های خارجی صخره ها معمولا کمتر از سد های مرجانی و جزایر حلقوی مرجانی است. با این وجود در جایی که رخساره صخره های مرجانی ساحلی به طور مستقیم به طرف دریا باشند این عوارض و سایر پدیده های مرجانی، هم اندازه پدیده های همنوع شان در جزایر آتول و سدهای مرجانی خواهند بود. یک مثال خوب ساحل جنوبی جزیره Tongatapu در جنوب اقیانوس آرام است، جایی که بادهای تجارتی جنوب شرقی که آب امواج را مستقیما به داخل صخره های مرجانی ساحلی باریک هدایت می کند که مورفولوژی سیستم برآمدگی (ستیغ) و شیار به خوبی توسعه یافته ای دارند در طول پیشانی شان یک برآمدگی با پوشش زیادی از جلبک دارند (Nunn and Finau 1995).
  در پشت ستیغ خارجی صخره های مرجانی معمولا سطح صاف مرجانی با پهنای چندین 10 متر یافته می شود که در آن نسبتا مرجان های زنده کم، ولیکن تعداد فراوانی از صخره های مرجان فسیلی وجود دارند که معمولا پایین تر از سطح بالاتر آب دریا قرار گرفته اند. از این مورد New Caledonia یک مثال خوبی است(Cabioch et al. 1995). مخصوصا اگر صخره های مرجانی ساحلی به طور قابل توجهی بوسیله انسان ها تحت تاثیر قرار گرفته شده باشند پشت ناحیه مرجانی ممکن است توسط علف های دریایی یا جلبک Halimeda، یا در بعضی مواقع بوسیله شن و ماسه خاک پوشیده می شود که تمام از رشد مرجان جلوگیری می کنند و در نتیجه ممکن است باعث کاهش عرضه شن و ماسه آهکی به سواحل مجاور شوند.
  در پشت بسیاری از صخره های مرجانی ساحلی یک کانال قایقی سائیده شده در سطح مرجانی در نقطه ای که آب تازه از زمین مجاور بیرون می آید، وجود دارد. چشمه های آب شیرین در چنین مکان هایی رایج هستند.
 
 ظهور صخره های مرجانی (Emerged fringing reefs)
  در طول آن سواحلی که رشد صخره های مرجانی می توانست با افزایش سطح آب دریا در دوره بعد یخچالی حیات اش را حفظ کند و سطح دریا بیش از سطح موجود خود، در طول هلوسن میانی بوده است، انتظار می رود که صخره های مرجانی ساحلی بالاتر از سطوح موجود شان رشد یابند و این که بقایای چنین صخره های مرجانی ساحلی ظاهر شده و حالا قابل مشاهده هستند، شاهد این (رشد مرجانها در دوره بعد یخچالی) می باشند. مورفولوژی صخره های مرجانی ساحلی ظهور یافته اغلب با همتایان مدرن خودشان با این که بسیاری از آنها توسط فرسایش کاهش یافته اند قابل مقایسه می باشند. برای مثال در جزایر هاوایی سال های زیادی تحقیق در صخره های مرجانی ساحلی ظهور یافته کاملا جدید انجام گرفته است(Grigg and Jones 1997).
 
اثر انسان بر صخره های مرجانی ساحلی  (Human impact on fringing reefs)
  صخره های مرجانی ساحلی به اثرات زیان آور انسانی بسیار حساس هستند. بسیاری از آسیب ها مربوط به لطمه های تاثیرات غیر مستقیم انسانی مانند آلودگی ها و مواد رسوبی است که از زمین های نواحی مجاور وارد می شود. اثرات مستقیم مخصوصا در طول سواحل جاهایی است که، صخره های مرجانی ساحلی محل های تمرکز فعالیت های اقتصادی و یا فعالیت های تفریحی مهم هستند. این محل ها شامل بهره برداری بیش از حد خوراکی از ارگانیسم های صخره ها، لگدمال شدن توسط انسانها، آسیب های فیزیکی از لنگر انداختن قایق ها و حتی مسمومیت یا دینامیت کاری برای صید راحت تعداد زیادی از ماهی های صخره ای می باشد.
References
Cabioch, G., Montaggioni, L.F. and Faure, G. (1995) Holocene initiation and development of New Caledonian fringing reefs, SW Pacific, Coral Reefs 14, 131–140.
Davis, W.M. (1928) The Coral Reef Problem, Special Publication 9, Washington, DC: American Geographical society.
Easton, W.H. and Olson, E.A. (1976) Radiocarbon profile of Hanauma Reef, Oahu, Hawaii, Geological Society of America, Bulletin 87, 711–719.
Grigg, R.W. and Jones, A.T. (1997) Uplift caused by lithospheric flexure in the Hawaiian Archipelago as revealed by elevated coral deposits, Marine Geology 141, 11–25.
Neumann, A.C. and MacIntyre, I. (1985) Reef response to sea-level rise: keep-up, catch-up or give-up, in Proceedings of the 5th International Coral Reef Congress 3, 105–110.
Nunn, P.D. (1994) Oceanic Islands, Oxford: Blackwell.
—— and Finau, F.T. (1995) Late Holocene emergence history of Tongatapu island, South Pacific, Zeitschrift für Geomorphologie 39, 69–95.
SEE ALSO: coral reef
 
 PATRICK D. NUNN                      (مترجم: علی نصیری)
 
 -FROST AND FROST WEATHERING یخبندان و هوازدگی یخبندان (فرسایش یخزدگی)
  عمل یخبندان یک واژه جمعی است که تعدادی از فرایند های متفاوت را تشریح می کند که عمدتا حاصل از انجماد و ذوب متناوب آب در خلل و فرج و ترک های خاک، سنگ و دیگر موادی که معمولا در سطح زمین وجود دارند. به طور گسترده ای اعتقاد بر این است که پدیده یخبندان یک مشخصه بنیادین محیط های پریگلاسیر است. فرایندهای عمل یخزدگی احتمالا بزرگترین شدت و اهمیت خود را در چنین نواحی به دست می آورند. در خاک ها، تشکیلات تورم خاک، پیپکراک (یخ سوزنی)، خزش یخ زدگی خاک و ترک و شکاف های انقباض حرارتی، فرایندهای بسیار رایج مرتبط با یخبندان و یخزدگی هستند. واژه کری توربیشن(cryturbation) به تمام حرکات و جابه جایی مواد سطحی خاک به علت پدیده یخ زدگی (عمل یخبندان) دلالت می کند(French 1996).
  هوازدگی در اثر یخبندان یا فرسایش یخ زدگی ( که همچنین به آن frost shattering و congelifraction و gelifraction (به متلاشی شدن سنگها در اثر عمل یخبندان و ذوب یخ Gelifraction گفته می شود، رجائی 1373) یا gelivation گفته می شود) به تجزیه مکانیکی درجای سنگ ها بوسیله فرایند های مختلفی کمک می کند. نظر متعارف این است که خرد شدن سنگ ها به دلیل این واقعیت است که هنگامی که آب یخ می زند حدود 9 درصد (افزایش حجم) منبسط می شود. این افزایش حجم 9 درصدی یخ، فشاری در حدود 2100 kg در22- درجه سانتی گراد را ایجاد می کند که این فشار از تحمل کشش سنگ بالاتر است( که معمولا کمتر از 250 kg است). با این وجود این فرایند به ندرت فشارهای بحرانی را القاء می کند، فقط در هنگامی که یخبندان در یک سیستم بسته با رطوبت بالای سنگ (حدود 90 %) اتفاق افتد چنین فشاری ایجاد می شود. چنین شرایطی در محیط های طبیعی رایج نیستند ولی در صورتی که اتفاق بیافتند افزایش حجم در اثر آن ممکن است باعث هوازدگی، ترکیدن و خرد شدن سنگ ها شود.
  یک مدل واقع بینانه که در خاک شناسی نیز قابلیت کاربرد دارد مدل تفریقی یخ است (Hallet et al. 1991)، که فرآیند یخبندان یا یخ زدگی درون سنگ ها مشابه با انجماد آرام در خاک هایی با دانه های ریز و نرم رفتار می کند. هنگامی که آب در سنگ یا خاک منجمد می شود هسته های یخ آب یخ نزده را از منافذ و مویرگ های مجاور جذب می کند. فشارها، در درجه اول، نتیجه همین حرکت های آب جهت رشد بلورهای یخ در خلل و فرج خاک و سنگ ها است(Prick 1997). هوازدگی یخبندان در اثر رشد پیشرونده میکروترک ها و منافذ و شیارهای نسبتا بزرگی صورت می گیرد که بوسیله رشد بلورهای یخ باز می شوند. در مدل تفریقی یخ زدگی، شرایط اشباع پایین در منافذی که به صورت هیدرولیکی به هم متصل اند ( سیستم باز) مانع از حرکت آب و رشد شبکه شکاف ها یا ترک خوردگی سنگ ها نمی شود. خرد شدن یا جدا شدن قطعات کوچک سنگ های نازک بوسیله رشد بلورهای یخی scaling یا پوسته پوسته شدن نامیده می شوند.
  Frost Wedging یا یخ شکاف ها (یخ شکافتگی یا خرد شدن یخبندانی سنگ ها، کریوکلاستی) به هوازدگی سنگها و یا خرد شدن سنگ ها در ارتباط با انجماد آب در سطوح ضعیف موجود سنگها مانند شبکه ترک ها و گره ها (محل های اتصال ترک و شکاف ها) گفته می شود. یخ شکافی سنگها می تواند بوسیله افزایش حجم ناشی از یخ زدگی در ترک ها و یا با فشار هیدرولیکی ایجاد شود. طبق فرایند دوم، نفوذ جبهه یخبندان به داخل دیواره سنگی سبب یخ زدن بیشتر قسمت خارجی ترک های سنگها می شود، بدین ترتیب موجب بوجود آمدن یک توده محکم یخ می گردد. در عمق، جائیکه ترک اشباع شده نازکتر است ( بنا براین نقطه انجماد پایین تر است ) کمی آب می تواند تحت فشار رشد بلورهای یخ بیشتر از سطح سنگ به دام افتد و به رشد ترک به سمت بیرون و پایین کمک کند. در هر دو مورد، ترک های نازک تر سریعتر و شدیدتر یخ زده تا اینکه سبب اثر یخ شکافی شود. میزان هوازدگی یخبندان به عوامل آب و هوایی و ویژگی های سنگ شناسی و مقاومت نسبی سنگ ها بستگی دارد. در بین عوامل آب و هوایی تعداد چرخه های انجماد - ذوب و در دسترس بودن رطوبت مهمترین آنها است. بعضی از ویژگی های دمایی چرخه انجماد ذوب از جمله شدت یخبندان و طول مدت یخزدگی یا دوره یخبندان در هوازدگی سنگ ها حائز اهمیت هستند.
  در دسترس بودن آب در محیط و مقدار رطوبت محتوی سنگ مطمئنا مهمترین عناصر تعیین حساسیت محیط برای عمل یخ زدگی و یخبندان هستند(Matsuoka 1990). تحقیقات آزمایشگاهی نشان داده اند که میزان فروپاشی سنگ هایی که دارای رطوبت فراوانی هستند بیشتر است از سنگ های مشابه که دارای رطوبت کمی می باشند. به همین دلیل مناطق خشک تندرا و بیابان های سرد ممکن است تحت هوازدگی و فرسایش یخبندانی به نسبت کمتری نسبت به محیط های مرطوب تری قرار گیرند.
  اگر بعضی از مکان های ویژه ای با عرضه آب فراوان و بصورت مستمر مشخص هستند (برای مثال زمین های ساحل دریاچه است یا زمین های در مسیر ذوب برف) اکثریت نواحی یا بلوک هایی که تحت تاثیر آب و هوایی سرد قرار دارند نه به شرایط اشباع رطوبتی نزدیک اند ( به دلیل ناکافی بودن عرضه آب ) و نه به شرایط خشکی ( به علت کمی و ناچیز بودن شدت خشکی است) نزدیک هستند.
  یک درجه اشباع رطوبتی بحرانی می تواند به عنوان یک سطح آستانه رطوبتی برای هر نوع سنگی تعریف شود(Prick 1997): صرفاً هنگامی که رطوبت از سطح آستانه بیشتر شود مواد و سنگ ها بوسیله یخبندان دچار هوا زدگی و تخریب می شوند. این پارامتر اثر ویژگی های سنگ شناسی بر حساسیت یخبندان را منعکس می کند. قسمت خلل و فرج متوسط، که از اثر آب آزاد اند را تعیین می کند که باعث ایجاد ترک و شکستگی نمی شود.
  ماهیت و مشخصه های سنگ ها، در حقیقت عامل مهم و بحرانی در حساسیت به یخ زدگی است. سنگ هایی مانند کوارتزهای سخت و سنگ های آذرین مقاوم ترین سنگ ها هستند در حالی که سنگ های متخلخل رسوبی مانند شیل ، ماسه سنگ و سنگ گچ کمترین مقاومت را در مقابل هوازدگی ناشی از یخبندان دارند. مهمترین مشخصه های سنگ ها موثر در برابر هوازدگی یخبندانی عبارت است از: سطح ویژه سنگ ، میزان نفوذپذیری و تخلخل، پراکندگی و اندازه منافذ سنگ و مقاومت مکانیکی می باشند.
  یک سطح ویژه بزرگ (برای مثال سطوح داخلی محیط متخلخل) یک ناحیه تماسی بزرگتری بین سنگ و آب ایجاد می کند. بنابراین این عامل باعث افزایش حساسیت سنگ ها نسبت به فرسایش و تخریب یخ زدگی است. نفوذپذیری بالای سنگ، اجازه حرکت سریع و راحت آب را مسیر ساخته و بدین ترتیب مانع از ایجاد فشار بحرانی در سنگها می شود (Lautridou and Ozouf 1982). سنگ هایی با میزان تخلخل خیلی کمتر نسبت به یخبندان چندان حساس نیستند: نتایج آزمایشات نشان داده اند، سنگ هایی با تخلخل کمتر از 6 % بعد از چندین صدها چرخه انجماد - ذوب خیلی کم تخریب می شوند(Lautridou and Ozouf 1982). مطالعات بیشتر نشان داده اند که این مقدار یا ارزش آستانه ای می تواند در تعیین حساسیت سنگ ها به هوازدگی ارزشمند در نظر گرفته شود، ولی تخمینی حدسی است.
 پراکنش اندازه خلل و فرج و منافذ (که به آن تخلل سنجی یا porosimetry گویند) می تواند حساسیت به یخ زدگی سنگها را به طرق گوناگونی تحت تاثیر قرار دهد. تخلخل سنگ ها عمدتا بوسیله نسبت منافذ و خلل و فرج بزرگ (ماکرومنافذ (macroporosity مشخص می شود. این خلل و فرج بزرگ نسبت به یخبندان مقاوم هستند ولیکن نفوذپذیری خوبی دارند. محیط های متخلخل تک نمایی (که بوسیله یک اندازه منافذ غالب مشخص می شوند) شرایط ایده آل را برای تفکیک تشکیلات یخی فراهم می کند . سنگ هایی با چنین پراکندگی اندازه منافذ نسبت به هرگونه یخبندان ( حتی با رطوبت خیلی پایین تر از اشباع و سرعت انجماد کم ) حساس هستند. این سنگ ها با ادامه چرخه ذوب - یخبندان تحت افزایش تخریب و هوازدگی قرار خواهند گرفت. محیط متخلخل چند گانه (که با اندازه های متفاوتی از منافذ مشخص می شود) برای حرکت آب در دبی های زیاد مطلوب نیستند. سنگ هایی با چنین پراکندگی اندازه منافذ نسبت به یخبندان فقط در شرایط رطوبتی بالا حساسند بخصوص در مواردی که در معرض یخبندان های سریع قرار گیرند.
  در میان پارامترهای مقاوت نسبی توده سنگ ها، مقاومت (یا تنش) کششی اثر قابل توجهی بر فرسایش و متلاشی شدن در اثر یخبندان دارد(Matsuoka 1990). تراکم شکاف و ترکها و پهنای آنها اغلب نفوذ آب به درون سنگ بستر را تحت تاثیر قرار داده و امکان شکافتگی آن را فراهم می آورد.
  عمل یخبندان یک مولفه ای از هوازدگی و تخریب یخ ژنیکی است، بعنوان مثال ترکیب فرایندهای هوازدگی هم به صورت فیزیکی و هم به شکل شیمیایی در محیط های سرد، که هر دوی آنها به صورت مستقل و یا به شکل ترکیبی با همدیگر عمل می کنند. بسیاری از جنبه های هوازدگی یخ ژنتیکی به طور کامل درک نشده است ولیکن فرایندهایی غیر یخبندانی که در هوازدگی موثر هستند عبارت اند از : هیدراتاسیون (هوازدگی مرطوب و خشک را ببینید)، هوازدگی حرارتی (ترموکلاستی)، فرسایش نمکی (هالوکلاستی)، فرسایش و هوازدگی شیمیایی، هوازدگی یا فرسایش ارگانیکی (بیو- هوازدگی) و هوازدگی ناشی از برداشتن فشار می باشند ( مخصوصا در مکان هایی که اخیرا یخزده باشند). اثرات حل شدن سنگ آهک (هوازدگی شیمیایی) و زمین های کارستی در مناطق پرمافراست (لایه خاک یخ زده زمین) وجود دارد. حاکمیت عمل یخبندان در بین چنین فرایندها مشکوک و مورد ابهام است، ولیکن تعیین نقش دقیق هرکدام از این فرایندها در محیط های سرد متفاوت و در دوره های مختلف سال مسئله انگیز است.
  فرسایش و هوازدگی یخبندان به طور مشخص قطعات سنگی زاویه دار با اندازه های مختلفی تولید می کند. در مناطق پریگلاسیر (مجاور یخچالی) فرسایش و هوازدگی یخ ژنتیکی تشکیلات بعضی از پدیده های گسترده مانند تخته سنگ ها (Blockfield شن Greze، ماسه Litees، سنگ ریزه و قلوه سنگ Screes ، شیب های تالوس (مخروط سنگ ریزه ها) یا سنگ های یخچالی را تعیین می کند. همچنین عمل آنها غالبا برای فرایند های بحرانی حرکت های توده ای دامنه ای مانند بهمن های سنگی و سنگ ریزه ای و ریزش تخته سنگ ها و یا لایه های سنگی ضروری است.
  اندازه غالب که در آن سنگ ها می توانند نهایتا توسط پدیده فراست خورد شوند عموما ذرات سیلتی با اندازه دانه ای بین 01/0 تا 05/0 میلیمتر قطر دارند. آزمایشات روی ذرات معدنی نشان داد که تخریب یخ زدگی در لایه آب جذب کرده غیر یخزده سطح این ذرات اتفاق می افتد. حساسیت مواد معدنی به هوازدگی یخ زدگی، زیاد به تنش مکانیکی آن مواد و همچنین میزان ضخامت و خواص لایه آب یخ نزده آن وابسته نیست. بلکه فرسایش زمانی اتفاق می افتد که این غشای آب نازکتر از ابعاد ترک های ریز و کوچک سطح مواد معدنی باشد و همین طور ترک هایی که نقاط حساس سطح ذرات مواد معدنی را مشخص می کند. نقش محافظتی غشاء ثابت آب یخ نزده همراه با سیلیکات مانند بیوتیت و موسکوویت بیشترین است و کمترینش همراه با کوارتز می باشد. نتایج آزمایش ها نشان می دهد که تحت شرایط سرما، کاهش اندازه نهایی کوارتز( 01/0 تا 05/0) کمتر از فلدسپات(01/0 تا 05/0) می باشد برعکس این موضوع، در محیط های گرم رخ می دهد (Konishev and Rogov 1993).
  هوازدگی یخزدگی هم در بررسی های صحرائی و هم در آزمایشگاه مورد مطالعه قرار گرفته است. تکنیک هایی که بیشتر مورد استفاده واقع شده اند عبارتند از: مشاهدات چشمی و مستند سازی و تهیه عکس از تکامل فرسایش و تخریب یخ زدگی، کاهش وزن ، خصوصیات دبی مواد و رسوبات هوازدگی یخ زدگی (کریوکلاستی)، ارزیابی خواص مکانیکی (نیروی کششی یا مقاومت فشاری) یا خواص الاستیسیته (مدل Young)، آزمون اولتراسونی، تکامل تخلخل و پراکندگی اندازه منفذی، اتساع متری و ارزیابی مقدار باز شدگی ترک ها.
  بعضی از مطالعات میدانی با هدف افزایش دسترسی به داده های دما و محتوی رطوبت سنگ ها انجام گرفته است. فقدان چنین داده هایی تاکنون یک مانع جدی برای بیان نقش دقیق عملکرد یخ زدگی در هوازدگی کریوژنیک و همچنین تحقق شبیه سازی آزمایشگاهی با استفاده از رژیم های دمایی و رطوبتی بوده است، همانند آنچه که در محیط های طبیعی اتفاق می افتد. مطالعات دیگر روی نرخ یا میزان هوازدگی سنگ بستر بوسیله فرسایش یخ زدگی (Lautridou and Ozout 1982) و همچنین بر روی تعیین مدل های پیش بینی کننده متمرکز شده است(Matsuoka 1990). شبیه سازی آزمایشگاهی و مدل سازی، شرایط آب و هوایی و مشخصه های سنگ ها، برای تعیین اثر بخشی عمل پدیده هوازدگی یخ زدگی و همین طور تعیین نقش دقیق مکانیسم های مختلف فرسایش هوازدگی یخ زدگی مختلف صورت گرفته است (بعنوان مثال کارهای Hallet et al. 1991and Prick 1997).
  یک شکاف اصلی بین تحقیقات صحرائی و آزمایشگای باقی است (Matsuoka 2001). علت این شکاف یا اختلاف به تفاوت در اندازه پدیده مورد مطالعه بر می گردد. ( توده های کوچک در آزمایشگاه ولیکن برخی مواقع Rockwall ها یا دیواره های سنگی در طبیعت یا صحرا) نوع مواد سنگ ( سنگ های نرم سالم با تخلخل متوسط یا بالا خیلی بیش از حد در شبیه سازی آزمایشگاهی مشاهده می شوند، ولیکن توده سنگ های سخت با تخلخل کم درمحیط های سرد رایج ترند) و همچنین نوع فرآیندهای هوازدگی ناشی از یخ زدگی هم متفاوت هستند. (مانند اغلب ترکیدن و خردشدن سنگ ها در شبیه سازی آزمایشگاهی و حاکمیت ترک برداشتن یا شکافته شدن در محیط طبیعی). تخریب مکانیکی و ترک برداشتن سنگ ها بعضی اوقات ممکن است صرفا از عمل فرایند های یخ زدگی روی سنگ های ترک دار ( که بوسیله تخلخل کم و نیروی مکانیکی بالا مشخص می شوند) و بلوک سنگ های جداگانه اتفاق افتد. این ممکن است موجب خرد شدن سنگ ها به صورت قطعات بزرگ (Macrogelivation) شود برای مثال فرسایش و هوازدگی یخ زدگی در مقیاس بزرگ، که اغلب بر اساس سیستم درز و ترک های سنگ عمل می کند بر خلاف آن، فرآیند میکروژلویشن(Microgelivation) که مستقل از ساختمان و بافت سنگ است که به فرسایش تخریب هوازدگی یخ زدگی در منافذ و تخلخل ریز بلوک های سنگی منفرد کوچک منجر می شود. این مباحث بیشتر، نارسائی های بحث فرسایش یخ زدگی را روشن می کند.
References
French, H.M. (1996) The Periglacial Environment, Harlow: Longman.
Hallet, B., Walder, J.S. and Stubbs, C.W. (1991) Weathering by segregation ice growth in microcracks at sustained subzero temperatures: verification from an experimental study using acoustic emissions, Permafrost and Periglacial Processes 2,283–300.
Konishev, N.V. and Rogov, V.V. (1993) Investigations of cryogenic weathering in Europe and Northern Asia, Permafrost and Periglacial Processes 4, 49–64.
Lautridou, J.P. and Ozouf, J.C. (1982) Experimental frost shattering: 15 years of research at the Centre de Géomorphologie du CNRS, Progress in Physical Geography 6(2), 215–232.
Matsuoka, N. (1990) The rate of bedrock weathering by frost action: field measurements and a predictive model, Earth Surface Processes and Landforms 15,73–90.
—— (2001) Microgelivation versus macrogelivation: towards bridging the gap between laboratory and field frost weathering, Permafrost and Periglacial Processes 12, 299–313.
Prick, A. (1997) Critical degree of saturation as a threshold moisture level in frost weathering of limestones, Permafrost and Periglacial Processes 8, 91–99.
Further reading
White, S.E. (1976) Is frost action really only hydration shattering? A review, Arctic and Alpine Research 8(1), 1–6.
Yatsu, E. (1988) The Nature of Weathering: An Introduction, Tokyo: Sozosha. FROST HEAVE 415.
 
SEE ALSO: experimental geomorphology; mechanical weathering; periglacial geomorphology; weathering.
 
 ANGÉLIQUE PRICK                      (مترجم: علی نصیری)
 
FROST HEAVE - برجستگی های پشته گوسفندی سطح زمین
  بهترین شناخت از برجستگی های سطح یخ زدگی زمین (برآمدگی های فرم پشت گوسفندی) ، بالا آمدگی های سطح یخ زده زمین در فصل زمستان است. این پدیده برای ساکنان آب و هوای سرد آشناست. آثار و شواهد این پدیده در جمع شدگی دروازه ها، جاده های ناهموار، شکستگی و ترک های تاسیسات و سازه ها و همچنین ترک های سطح جاده ها در ذوب بهاری مشهود است. این اثرات (رخدادها) به عامل افزایش حجم آب (9 درصد) در زمان انجماد، نمی تواند قابل استناد باشد. آن رخدادها به علت حرکت آب به درون خاک منجمد با ساختمان انباشته از یخ، متعاقب آن افزایش حجم خاک و بدین وسیله جابجایی مواد سطحی خاک رخ می دهد. این ساختارهای یخ را عدسی یخی (یا Schlieren)، یا توده های یخی می نامند، این قطعات یخی کلا به عنوان یخ تفکیک شده شناخته می شوند. (زیرا هرکدام از آنها از اندازه منافذ خاک بزرگتر هستند و لذا از ساختار منافذ خاک تفکیک شده اند). منشاء این یخ تفکیک شده از برف های گیرافتاده، از یخ های دفن شده در دوره های یخچالی یا یخ های فسیلی دریاچه ای و یا دریایی نیست، اگرچه آنها ممکن است به اندازه های چندین متر مکعبی برسند. ماهیت و وسعت آنها به ماهیت مواد دانه ریز تشکیل دهنده خاک و عوامل مختلف محلی ( مانند شرایط زهکشی ، رژیم دمایی، عمق خاک و ... ) بستگی دارد. بنابراین برآمدگی سطح زمین ناشی از فرآیند یخ زدگی عموماً به شکل ناهمواری است که باعث بالاآمدگی و بی نظمی هایی (دست انداز) در سطح زمین می شود معمولا سال به سال این فرآیند تجدید می شود یا در لایه یخ زده دائمی برای بسیاری از سالها تداوم دارد. نیروهای برآمدگی مواد سطح زمین ناشی از فرآیندهای یخ زدگی (هیو) می توانند بسیار زیاد باشند.
  عدسی های یخی و پدیده برآمدگی سطح زمین، نشان دهنده اصول رفتار ترمودینامیک منافذ متوسط خاک سطحی یخ زده است. سر انجام این رفتار ترمودینامیکی خاک شکل دهنده ویژگی ها و مشخصه های عمده خاک در آب و هوای سرد می باشد. در نتیجه پدیده بالاآمدگی سطح زمین (Heave) از نظر اقتصادی اهمیت زیادی دارد. مهار و کنترل مشکلات ناشی از آن چالش اساسی برای مدیریت ساخت و ساز ابنیه و ساختمان ها، جاده ها ، فرودگاه ها و خطوط لوله و درمناطق سرد به حساب می آید.
  فرآیندهای مرتبط با بالاآمدگی سطح زمین ناشی از یخ زدگی (پدیده هیو)، عمدتا منشاء پیدایش بسیاری از لندفرم های زمین را توضیح می دهند که به صورت طبیعی و یا خاص در آب و هوای سرد بوجود آمدند، اصطلاحاً به آنها لندفرم های مجاور یخچالی (یا پریگلاسیر) گفته می شود (به مباحث ژئومورفولوژی پریگلاسیر مراجعه شود). تخته سنگ ها ( سنگ های در حال شد) توسط چرخه های سالانه ذوب - انجماد و آرایش مجدد ذرات خاک در اثر ذوب لایه های یخ زده به سطح زمین جابجا می شوند. افزایش بالاآمدگی سطح زمین ناشی از یخ زدگی یک فرایند مهم در تشکیل الگوهای لندفرمی سطح زمین مانند دوایر سنگی و چند ضلعی های سنگی محسوب می شود. در جایی که سنگ ها و تخته سنگ ها در جهت های خاصی جا به جا می شوند (به عنوان عملکرد نواسانات دما و سایر عوامل مرتبط با آن) بدین وسیله یک آرایش منظم آشکار سطح زمین را موجب می شوند. پینگوها عوارضی به صورت محلی در لایه پرمافراست خاک تشکیل می شوند، لندفرمی همانند مخروط های آتشفشانی دارند که بوسیله هسته مرکزی بزرگ و مخفی یخ (در لایه های زیرین خاک) بالا آمدند. پینگوها حاصل یک رژیم حرارتی خاصی هستند به طوری که اغلب شامل انجماد تدریجی زمین یخ نزده قبلی زیر توده آبی پسرونده می باشند. فرایندهای بالاآمدگی زمین (فارست هیو) تا حد زیادی مسئول بلند کردن مواد بالای سطح پینگوها با ارتفاع بیش از ده ها متر هستند، بنابراین این نیروهای توسعه دهنده پینگوها باید بزرگ باشند.
  ناپایداری دامنه ها و پیدایش و توسعه لندفرم های مشخص سولیفلوکسیونی از قبیل جریانات گلی و رانش زمین را موجب می شوند که ناشی از آب فراوان آزاد شده از ذوب خاک های یخ زده فارست هیو و عدسی های یخی به همراه فشار آب منفذی است. معمولا، حجم عدسی های یخی بیشتر از حجم آب خاک نیست که می تواند در حالت ذوب بوسیله یکی و دو عامل و یا بیشتر در خود نگه دارد. این مقادیر برای خاک تازه ذوب شده حالت بسیار ضعیفی دارد.
  اساسا آب به سمت بخش منجمد خاک حرکت می کند این به دلیل پتانسیل های ترمودینامیکی ناشی از رشد کریستال های یخ در فضاهای کوچک خاک است. با وجود اینکه اصول ترمودینامیک بیشتر از یک قرن است که شناخته شده اند (برای مثال اصول ترمودینامیک پدیده تبلور در محلول ها، تشکیل کریستال های یخ یا تشکیل قطره های آب در اتمسفر و یا هسته ای شدن حباب ها در مایعات را توصیف می کنند)، ولیکن اهمیت آن برای خاک کاملا تنها در دهه های اخیر شناخته شده است. اصول پتانسیل ترمودینامیک ممکن است با برخی ساده سازی ها در نظر گرفته شود برای مثال فشار، و با مفاهیم مختلفی در شاخه های متفاوت علوم و فناوری به آن اشاره شده است. فشار آب به همراه دما در خاک منجمد کاهش می یابد، بنابراین یک شیب یا گرادیان حرارتی از ناحیه گرمای (بخش یخ نزده ) خاک به ناحیه سرما ( بخش یخ زده) وجود دارد. با این حال همچنانکه فشار یخ در عدسی های یخی افزایش می یابد دما کاهش می یابد، و بدین ترتیب به طور آشکار این فشار سبب تشکیل پدیده فارست هیو (پشته های بالا آمده) می شود. بعلاوه روابط ترمودینامیک مستلزم شکل گیری یخ ابتدا در فضاها و منافذ بزرگ است. در نتیجه مقداری آب در محتوی خاک یخزده وجود دارد، که با یخ زدن این آب در اثر کاهش دما منافذ کوچکتر از یخ پر می شود، و بدین ترتیب چگونگی و دوام فرآیند تابع پراکنش فضای خلل و فرج خاک است.
  اهمیت تجمع آب در خاک (فرآیند تشکیل برجستگی های پشته ای یخ زده سطح زمین - هیو) و سپس یخ زدن آن در دامنه ای دمای چندین درجه سانتی گراد زیر صفر نشان می دهد که ویژگی های دمایی و مکانیکی خاک های منجمد خیلی زیاد به عامل دما بستگی دارد. خاک های هیو مستعد پدیده خزش به سبک مشابه یخچال ها اما با میزان تغییرات لندفرمی کمتر از آنها هستند. این ویژگی، احتمالا بدلیل پوشش گیاهی زیاد، تراست های سولیفلوکسیون در دامنه های کم شیب آنها است. اندازه مواد و دانه های خاک و همچنین اندازه منافذ و پراکندگی آنها، از عوامل مهم و تعیین کننده رفتار خاک در زمان انجماد است زیرا این عوامل محتوی آب ویژه خاک را در کنترل دارند. آزاد شدن گرمای نهان آب در اثر انجماد به طور موثری ظرفیت گرمایی خاک را کنترل می کند. هدایت گرمایی همچنین به علت تفاوت در هدایت گرمایی بین یخ و آب تعدیل می شود. ضریب تشعشع حرارتی خاک عبارت از نسبت هدایت گرمایی به ظرفیت گرمایی خاک است. در نتیجه، آن (ضریب) تا حد زیادی به دمای خاک بستگی دارد، که توسط عوامل اندازه فضای منافذ خاک و چگونگی پراکندگی آنها کنترل می شود. این نیز به ماهیت و نوع خاک ( خاک رسی، سیلتی و یا شنی و ماسه ای و یا ترکیبی از اندازه های متفاوت ذرات) و میزان هیو (برجستگی های سطح خاک) بستگی دارد.
  انتشار و نفوذ حرارتی، پدیده هایی مانند میزان عمق لایه انجماد زمستانی و عمق لایه ذوب تابستانی (عمق لایه فعال دمایی خاک سطحی زمین) بر روی لایه پرمافراست را کنترل می کند. در واقع می توان گفت که پراکندگی خود لایه پرمافراست در عمق و زمان (در پاسخ به تغییر آب و هوایی و میکروکلیمائی) به طور قابل ملاحظه ای وابسته به ضریب نفوذ گرمایی است. لندفرم ها و یا عوارض زمینی مرتبط با فارست هیو و تغیرات لایه پرمافراست شامل کارست حرارتی (یا ترموکارست[2]، الاسیس[3] و پلسا[4] (تپه ها یا برجستگی های بقایای پوسیده گیاهی ( پیت یا زغال نارس) با هسته یخی در لایه فعال سطح زمین بالای لایه پرمافراست) است .
  اثرات متقابل فارست هیو و فرآیند ذوب متعاقب آن، بیلیون ها دلار به هزینه خطوط لوله ای نفت در سرتاسر آلاسکا افزوده است. نیروهای مولد (فشار کریوستاتیک[5]) فارست هیو در اطراف خطوط لوله گازی در مناطق پرمافراستی، پایداری آنها و بنابراین ماندگاری حیات مالی و اقتصادی آنها را تهدید می کند. مهار و کنترل فارست هیو دلیل اصلی اضافه هزینه های تاسیسات زیر بنائی در مناطق سرد است. این هزینه اضافه شده، نه تنها در 25 % از بیشترین سطح زمینی است که در روی لایه پرمافراست قرار گرفته است، بلکه همچنین یک عامل اصلی محدودیت در ساختن (مخصوصا بزرگراه ها و فرود گاه ها) بعلاوه 20 % در نواحی که نفوذ یخبندان زمستانی قابل توجهی داشته و تا حد زیادی مناطق معتدل دارای تراکم جمعیتی بالا را تشکیل می دهد.
  هنگامی که Taber 1918 ابتدا بطور واضحی نشان داد که مشکل ژئوتکنیکال فارست هیو به علت حرکت آب با تجمع بیش از حد یخ در زمین یخزده بود، او راه را برای مطالعه کلاسیک Beskow 1935روی فارست هیو و اهمیت آن در ارتباط با عوامل و شرایط محیط محلی (مانند نوع خاک، شرایط آب های زیرزمینی و حدود فشار و...) را هموار کرد. در سال 1943 مطالعات برجسته توسط Edlefsen و Andersen (که نتیجه همکاری آن دو محقق در رشته های مختلف هنگام جنگ می باشد) انجام گرفت که یک تفسیر ترمودینامیکی بنیان نهادند که ماهیت اجرائی و تا حد زیادی رهیافت تجربی داشت، سپس آن توسط متخصصان ژئوتکنیک در ارتباط با مهندسی (Anderslanf and Ladanyi 1995) توسعه مناطق سرد در وسیعترین ترین مفهوم مورد استفاده قرار گرفت. در این کار کشاورزان هم دخالت مهمی داشته اند. امروزه ژئوکریولوژی به مطالعه و پژوهش نواحی سطح زمین در آب و هوای سرد و یخبندان می پردازد (Williams and Smith 1989). مطالعات ژئوکریولوژی به طور چشمگیری در روسیه توسعه و گسترش یافته است (yershov 1998) بطوریکه آن به صورت عمده به اثرات فارست هیو مربوط است، یک پدیده ایی که برای اولین بار تقریبا از 250 سال پیش شناخته شده است (کارهای Beskow 1935 ملاحظه شود).
References
Andersland, O.B. and Ladanyi, B. (1995) An Introduction to Frozen Ground Engineering, London: Chapman and Hall.
Beskow, G. (1935) Tjällyftningen och tjällyftningen med særskild hensyn til vägar och järnvägar. Sveriges Geologiska Undersökning. Avh. och Uppsats., Ser. C,375, årsbok 26, 3. (Available in translation: Soil freezing and frost heave with special application to roads and railroads, in P.B. Black and M.J. Hardenberg (eds) (1991) Historical perspectives in frost heave research, US Army, Cold Reg. Res. and Engg. Labs, Special Report 91–23, Hanover, NH.
Taber, S. (1918) Surface heaving caused by segregation of water forming ice crystals, Engineering News Record 81, 683–684.
Williams, P.J. and Smith, M.W. (1989) The Frozen Earth. Fundamentals of Geocryology, Cambridge: Cambridge University Press.
Yershov, E.D. (ed. P.J. Williams) (1998) General Geocryology (translated from: Obschaya geokriologiya, Nedra 1990), Cambridge: Cambridge University Press.
 
 PETER J. WILLIAMS                      (مترجم: علی نصیری)
 
[1] - حرکت براونی در فیزیک نوعی از حرکت تصادفی ذرات غوطه‌ور در سیال (مایع یا گاز) گفته می‌شود که بر اثر برخورد این ذرات با اتم‌ها یا مولکول‌های سیال صورت می گیرد.
[2] -Thermokarst
[3] - ALASes
[4] -Palsa
[5] -Cryostatic Pressures
دفعات مشاهده: 52 بار   |   دفعات چاپ: 9 بار   |   دفعات ارسال به دیگران: 0 بار   |   0 نظر
::
انجمن ایرانی ژئومورفولوژی Iranian Association Of Geomorphology
Persian site map - English site map - Created in 0.086 seconds with 885 queries by yektaweb 3506