[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 Goldich تا Gully ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۸/۱۳ | 
 
GOLDICH WEATHERING SERIES - سری هوازدگی گلدیچ
انواع و نسبت کانی های مختلف در یک منطقه هوازده کاملاً متفاوت از سنگ بستر اصلی است برخی از کانی ها بیشتر یا کمتر و یا بدون تغییر باقی مانده­اند که این به شرایط آب و هوایی و در معرض بودن کانی ها بستگی دارد اما کانی های دیگری با سرعت بیشتری تجزیه می شوند. کانی های سیلیکاته که ترکیبات اولیه سنگ های آذرین و دگرگونی هستند با توجه به استعداد ابتلا به هوازدگی مرتب شده اند معروف ترین پیشنهاد از این سری هوازدگی توسط Goldich(1938) ارائه شد.
پایه گذاری بر روی یک مطالعه دقیق از تغییرات کانی های سنگ های گرانیتوئیدی در طول هوازدگی انجام شد(شکل 78)
گلدیچ(1938) به این نتیجه رسید که یکسری کانی ها در دما و فشار بالا شکل می گیرند(اولیوین، آمفیبول، پیروکسن، پلاژیوکلاز کلسیم) واز اینرو اولین رسوبات هستند این ها مقاومت کمتری دارند از کانی هایی که بر اثر دما و فشار پایین هوازده شده اند(پلاژیوکلاز کلسیم، فلدسپات پتاسیم، میکاها و کوارتز)(شکل 78).این توالی عکس سری واکنش بوون است که کانی­ها را در تبلور از یک فلز رتبه بندی می کند.
هوازدگی شیمیایی عکس العمل هایی هستند بر روی کاتیون هایی که در واحدهای ساختاری سیلیکات وجود دارند بنابراین قدرت نسبی بین اکسیژن و کاتیون ها در هر مینرال و ساختار باند هر دو مهم هستند جداشدگی تتراهدرا Si-Oدر اولوین حداقل ثبات در هوازدگی هستند در حالی که کوارتز که به طور کامل شکل گرفته از به هم پیوستگی تتراهدرا سیلیس بدون هیچ مداخله کاتیونی پایدار است.
اگر مسکویت وپلاژیوکلازها در سری های هوازدگی گلدیچنادیده گرفته شدند با کلاسه بندی شدن ساختمان سیلیکات مبنای افزایش باندهای Si-O-Siاز صفر در الیوین به چهار در کوارتز می باشد اگر چه سری های گلدیچ کاربردهای گسترده ای دارند و معمولاً به خوبی کار می کنند استثنائات محلی نیز مشخص شده است.

شکل 78: سری هوازدگی گلدیچ
 
Reference
Goldich, S.S(1938) A study of rock weathering Journal of Geology46, 17–58.
SEE ALSO: Bowen’s reaction series; chemical weathering.
 
CATHERINE SOUCH                                                                                                                                             (مترجم: جعفر رکنی)    
 
GORGE AND RAVINE- دره و راوین
راوین ها دره هایی هستند که ممکن است صدها متر عمق داشته باشد، این دره­ها بیشتر به وسیله برش رودخانه در مقابل بالاآمدگی تکتونیکی یک منطقه تشکیل می شوند. قرار گرفتن یک کانال در میان سنگ های سخت، هجوم سیلاب در امتداد دره و یا پسروی رأس سرشاخه رودخانه از کنیک به سوی بالادست یا آبشار این نوع دره را ایجاد می کند(Rashleigh 1935; Derricourt 1976; Tinkler et al 1994;van der Beek et al. 2001). راوین ها بریدگی های کوچک تری(منظور ده ها متر عرض و عمق) در داخل سنگ های لایه ای ضعیف یا تکرار در داخل رسوبات سطحی مانند رسوبات یخچالی یا افق های عمیقاً هوازده نیز تشکیل می­دهند. برای این نوع دره ها واژه راوین اولیه[1] به کار می رود. چنین دره هایی نتیجه فرسایش خاک و فرسایش زمین ایجاد شده و یک دره یا شبکه دره هایی که کف کانال آنها اغلب صاف بوده و به وسیله رسوب درشت تری پوشیده شده و شیب اندکی دارند.
در ادبیات آکادمیک حاضر به نظر می رسد پیداکردن تکنیک استفاده از کلمه به جنوب و شرق آسیا محدود شده است(Raj et al. 1999) در غیر اینصورت به عنوان مترداف برای گالی(خندق) استفاده می شود.
همچنین ممکن است آن به عنوان بخشی از نام محل رخداد باشد که در آن محل این وضعیت اتفاق افتاده است. مانند دره تنک بامونا در هند، دره الک نیوهمشیر آمریکا.
هیچکدام از شرایط تنگه و نه دره تنگ به خوبی در ادبیات تعریف نشده است. اگر چه یک دره (Gorge) به عنوان مثال دره های سه گانه در غرب چین) عموماً درک رودخانه هایی در اندازه های بزرگ تر می باشد.
واژه "ravine"تمایل به این مفهوم که یک کانال عمیق حکاکی شده در یک حوضه زهکشی کوچک است را می­رساند. بهر حال هر دو حالت بر چشم اندازهای اطراف رودخانه های عمیق دلالت دارد. فرایندهای شیب محلی نیز قادر به کاهش دامنه در نرخ همان رودخانه است.
بنابراین اغلب حساسیت کمی به توپوگرافی محلی وجود دارد. دره های عمیق و بزرگ نیازمند سنگ ناحیه ای قوی و مکانیکی است، اگر چه دامنه های دره مستعد نارسایی های سقوط سنگ و لغزش بلوکی سنگ باشد.
دره ها معمولاً در نواحی که زهکشی سابقه فعالیت در رشد سیستم دارد بوجود می آیند مانند دامنه هیمالیا و یا مناطقی که سنگ پوش ضعیف تر از سنگ مقام تر می باشد.
در سیستم های رودخانه ای فوق العاده بزرگ دره معمولاً به تنگه درونی عمیق حکاکی و پر نقشاطلاقمیشود و اغلب به ندرت به دره در دسترس اشاره دارد. کانال های سنگ بستر اغلب شامل یک کانال داخلی که در آن نرخ حمل و نقل بار بستر بالاترین است می باشد و در این نواحی فرسایش در حال افزایش است. زیرا تغییرات بزرگی در دبی بسیاری از حوضه های زهکش عرض های بالا در دوره کواترنری رخ داده است، بوصوح مشخص نیست که تا چه حد کانال داخلی یک سیستم رودخانه ای یخچال های بزرگ را در تنگه داخلی غیر یخبندان آنحمل می کنند.
کاوش و حفاری برای سد بولدر در دره سیاه کلرادو یک منظر از دره داخلی بالای 25 متر زیر لبه های طرفین سنگ بستر کانال در مقیاس کاتاستروفیک را نشان میدهد(ناحیه بار) سیل های فوران شده از آب ذخیره شده یخچال ها مکانیسم دیگری از مناظردر دهه های اخیر برای تشکیل درهستند(Baker 1978; O’Connor 1993; Rathburn 1993; Knudsen et al. 2001)
این چنین سیل هایی ممکن است در طول کواترنر چندین بار رخ داده باشد تجمع این سیل ها از چیزی که اکنون ما می بینیمتاثیرگذاراست.
Scheidegger و همکاران(1994) برای کنترل ساختاری قوی به وسیله سیستم های گسلی و دره های ناحیه ای بزرگ مقیاس در طرح جغرافیای دره بزرگ استدلال می کنند.
به هر حال و به طور کلی تمایل در جهت دره شدن معمولاً به روند توپوگرافی در مقیاس منطقه ای بستگی دارد(Barker 1978; Rathbum et al. 1993) کنترل ساختاری صرفاً افزایش جزئیات محلی است.
سوبسکانت[2] فرسایش رودخانه ای ممکن است به تثبیت یا حکاکی پیچان رودها طرح هایی بی ربط به ساختمان محلی یا منطقه ای باشد.
دره های مدفون شده در احجام یخی غیرمعمول نیستند. بسیاری از آن ها در مناطقی از دریاچه های بزرگ در شرق کانادا پیدا شده اندDavis 1884; Karrow and Terasmae 1970; Greenhouse and Karrow 1994))
پرشدگی رسوبات یخچالی در تنگه های سنگ بستر اغلب محل مناسبی برای تولید و اکتشاف آب های زیرزمینی است(Farvolden 1969).
 
References
Baker, V.R(1978) Paleohydraulics and hydrodynamics of Scabland Floods, in V.R. Baker and D. Nummedal )eds) The Channeled Scabland, 59–80, Washington,DC: NASA.
Davis, W.M(1884) Gorges and waterfalls, American Journal of Science28, 123–132.
Derricourt, R.M(1976) Retrogression rate of the Victoria Falls and the Batoka Gorge, Nature264, 23-25.
Farvolden, R.N(1969) Bedrock channels of southern Alberta, in J.G. Nelson and M.J. Chambers(eds( Geomorphology: Process and Methods in Canadian Geography, 243–255, Toronto: Methuen.
Greenhouse, J.P. and Karrow, P.F(1994) Geological and geophysical studies of buried valleys and their fills near Elora and Rockwood, Ontario, Canadian Journal of Earth Sciences31, 1,838–1,848.
Karrow, P.F. and Terasmae, J(1970) Pollen-bearing sediments of the St. Davids buried valley at the Whirlpool, Niagara Gorge, Ontario, Canadian Journal of Earth Sciences7, 539–542.
Kelsey, H.M(1988) The formation of inner gorges, Catena15, 433–458.
Knudsen, K.L., Sowers, J.M., Ostenaa, D.A. and Levish, D.R(2001) Evaluation of glacial outburst flood hypothesis for the Big Lost River, Idaho, Ancient Floods, Modern Hazards, Washington, DC: American Geophysical :union:.
Legget, R.E(1939) Geology and Engineering, New York: McGraw-Hill.
O’Connor, J.E(1993) Hydrology, hydraulics, and geomorphology of the Bonneville Flood, Geological Society of America Special Paper274.
Raj, R., Maurya, D.M. and Chamyal, L.S(1999( Tectonic control on distribution and evolution of ravines in the lower Mahi Valley, Gujarat, Journal of the Geological Society of India53(6), 669–674.
Rashleigh, E.C(1935) Among the Waterfalls of the World, London: Jarrolds.
Rathburn, S.L(1993) Pleistocene cataclysmic flooding along the Big Lost River, east central Idaho, Geomorphology 8, 305–319.
Scheidegger, A.E(1994) On the genesis of river gorges, Transactions, Japanese Geomorphological :union: 15(2), 91-110
Tinkler, K.J., Pengelly, J.W., Parkins, W.G. and Asselin, G(1994) Postglacial recession of Niagara Falls in relation to the Great Lakes, Quaternary Research42, 20–29.
Van der Beek, P., Pulford, A. and Braun, J(2001( Cenozoic landscape development in the Blue Mountains(SE Australia): lithological and tectonic controls on Rifted Margin Morphology, Journal of Geology109, 35–56.
 
KEITH J. TINKLER                                                                                 (مترجم: جعفر رکنی)
 
 
GPS- جی پی اس
سیستم تعیین موقعیت جهانی یک صورت فلکی است که با ماهواره ها و به وسیله وزارت دفاع ایالات متحده آمریکا جهت ارائه موقعیت یابی دقیق اطلاعات ناوبری توسعه یافته است. GPS گیرنده های تعیین موقعیت از طریق تکرار اندازه گیری سیگنال های رادیویی دیجیتال از ماهواره می باشد.
تصور می شد GPSبرای مقاصد نظامی، کاربردهای تجاری برای موقعیت یابی اطلاعات شکوفا شده است تحلیل­گران پیشنهاد کرده اند که بازارهای جهانی GPS ارزشی بالای 16 میلیون دلار آمریکا(در سال 2002) داشته است.
در میان کاربران مختلف GPSژئومورفولوژیست ها نیازمند استفاده از موقعیت جغرافیایی برای کار کردن در روی زمین می باشند.
به هر حال طیف گسترده ای از سیستم های موجود و محدوده بزرگی در قیمت و قابلیت نیازمند است تا توانایی جذب کاربران در یک زبان فنی و نرم افزار اختصاصی را داشته باشد. در ابتدا وزارت دفاع یک روش با دسترسی انتخابی را به کار برد که با کد زمان دقیق کاهش دقت سیگنال را به دنبال داشت.
این کاهش دقت از ماه مه سال 2000 به صفر رسید و جهت تعیین و بهبود قابلیت اطمینان و ثبات بیشتر برنامه و دقت زیر متر(و در همه کارهای میدانی نیاز به داده های ارتفاعی) با دیفرانسیل گیری از GPSادامه پیداکرد(DGPS)
(DGPS) متکی بر یک گیرنده مرجع ایستا در یک نقطه کنترلی مشخص شده می باشد که لاگ های خطا را در همان دوره زمانی گیرنده دیگر نقاط مورد علاقه را اشغال می کند خطاهای اندازه گیری شده برای اصلاح موقعیت مریخ نورد یا به وسیله دانلود کردن و پس از پردازش داده یا بوسیله دریافت اصلاحات از طریق امواج رادیویی(شناخته شده شامل زمان واقعی حرکت)استفاده میشود.
نقطه کنترل می تواند به وسیله یک کاربر یا یک ایستگاه اصلاحات پخش زمینی تجاری اندازه گیری شود.
قالب مرجع برای خروجی GPS یک سیستم با سطح هندسی جهانی 1984(WGS-84) می باشد و آن یک سیستم زمینی قابل بازگشت بیضی و هماهنگ با طول و عرض جغرافیایی می باشند ارتفاع از ارتفاع بالای بیضی مشخص شده است و بخشی از دانشی است که مورد نیاز ادغام داده های مشتق شده GPS با وجود طبقه ای اطلاعات یا ترجمه موقعیت ها به داخل داده های محلی است.
خوشبختانه در بسیاری از کتاب ها جزئیات فنی ارائه شده استe.g. Hafmann-Wellenhof et al. 2001)) همچنین چند مقاله در خصوص برنامه های کاربردی GPSدر ژئومورفولوژی به صراحت در نظر گرفته شده است.
)Cornelius et al. 1994; Fix and Burt 1995; Higgitt and Warburton 1999(
اما تعداد فزاینده ای از استفاده معمول GPS به عنوان بخشی از روش جمع آوری داده ها می باشد. چهار حوزه گسترده از برنامه هایی که می توان شناسایی کرد به قرار زیر است:
 
 اصلاح (Rectification)
مرجع جهانی در اکثر تحقیقات ژئومورفولوژی ضروری است. GPS می تواند به مشاهدات و بررسی های مناطقی که در آن مکان ها نقشه های دقیق وجود ندارد کمک کند و یا با ثبت نشانگرهای زمینی به تجزیه و تحلیل عکس های هوایی و تصاویر ماهواره ای حساس بپردازد.
این مسئله برای ارزیابی در تصاویر متوالی از قبیل جستجو در تخریب زمین مفید می باشدGillieson et al. 1994) ) در سر زمین های دور دست از نقاط مشخص قراردادی GPS می تواند زمان زیادی در ایجاد نقاط ارتفاعی نمونه ذخیره کند.
 
بررسی مفصل توپوگرافی (Detailed topographic survey)
سرعت ضبط اطلاعات GPS دامنه را برای تولید مدل های دقیق ارتفاعی دیجیتال(DEMs)در نواحی صحرایی با اندازه متوسط ارائه می دهد.
فراوانی نقاط در یک بررسیGPS ویژگی های توپوگرافی تولید می کند که می تواند در ورودی مدل های هیدرولوژی نیز استفاده شود.
یک توسعه تجاری مرتبط "کشاورزی دقیق" است که در آن گیرنده GPSبا نصب روی وسایل نقلیه مزرعه اطلاعات دقیقی در خصوص تغییرات مکانی محصول و یا شرایط خاک را ارائه می دهد.
یکی از پیامدهای دقیق که این چنین به وسیله ویلسون[3] و همکارانش(1998) برجسته شده است محاسبه خصوصیات توپوگرافی است که حساس به وضوح و توزیع نقاط مورد بررسی می باشد. با مفهوم ارزیابی متغیرهای توپوگرافی از یک محدودیت تعداد نقاط مورد بررسی که ممکن است مبتلا به خطاهای بزرگ باشد.
شبکه متراکم از نقاط بررسی GPS در حوالی حوضه آبریز می تواند بیشتر خلاصه ای در مورد توزیع آماری از ویژگی های شیب را فراهم نماید.
 
اندازه گیری تغییر در لندفرم ها (Measuring change in landforms)
GPS برای اندازه گیری تغییر پی در پی در خصوصیات لندفرم ها مناسب است و زمین شناسان کاربرد گسترده ای از شبکه های GPSبا دقت زیاد برای شناسایی حرکات زمین همراه با زمین لرزه ها فوران های آتشفشانی داشته اند. کاربردهای ژئومورفولوژی در نوزمین ساخت و پژوهش زمین لغزش آشکار هستند.
در جائیکه بودجه محدودتر می باشد اطلاعات مشابهی تهیه می شود این برای ساخت نقشه های دقیق از تغییر کانال رودخانه کاربرد دارد(Brasingtonet al. 2000) به طوری که هدف مطالعات ژئومورفولوژی معمولاً بی جان است، هیچ تشابهی با برنامه های کاربردی زیست شناسی که به بررسی رفتار حیوان می پردازد ندارد. روش موجود برای تعیین الگوهای مربوط به چراگاههاکه از طریق هماهنگ نمودن گلها ی حیوانات باحلقه های جی پی اس انجام میشود شاید برای ردیابی محلهای رفت وآمد دانش آموزان در طی گردشهای علمی هم مفید باشد.
 
نقشه ژئومورفولوژی (Geomorphological mapping)
جائی که کسب اطلاعات ارتفاعی مشکل و وخیم نیستند GPS می تواند یک ابزار مؤثر جهت تهیه نقشه باشد.
رئوس سیمای ژئومورفولوژیکی(به عنوان مثال لبه تراس های رودخانه یا زمین لغزش) یا الگوهای نقطه ای(به عنوان مثال یخچال های جابجا شونده) به سرعت در نقشه برداری معمولی عملی است و اشکالی که نمی توانند به طور کامل اندازه گیری شوند از طریق عکس های هوایی تعیین می شوند.
نرم افزار GPSدارای امکانات و برچسب اطلاعات ویژه ای به داده می باشد و می تواند با GIS یکپارچه شود.
باید بخاطر داشته باشیم که گیرنده GPSنیاز به یک مسیر بدون مانع دارد تا با ماهواره ارتباط داشته باشد از این رو نقشه برداری در مناطق کوهستانی، محیط های شهری و یا مناطق تحت پوشش جنگل می تواند مشکل ساز باشد.
در هر یک از گروه های فوق سرعت فرکانس در موقعیت های مختلف ضروری است تا GPSرا قادر سازد تا اطلاعاتی را تهیه کند که دشوار و یا غیرممکن است تا به روش نقشه برداری متداول به دست آید.
به این ترتیب GPSیک تکنیک تهیه داده های کاملاً جدید نیست اما یک برنامه است که باعث بهبود دقت و یا فرکانس اندازه گیری همراه با قابلیت پردازش داده ها می باشد. هزینه دریافت کننده هایGPSحداقل در دو روش تعیین می شودGPSهای با دقت بالا نه تنها گران هستند بلکه درک کاملی از اصوب نقشه برداری مورد نیاز است و ابزار و تجهیزات آن ممکن است بزرگ باشند سطح دسترسی برای نقشه برداری بوسیلهGPSبه شدت قابل انتقال است و بوسیله یک کاربر ساده ئ هر کجا که مسائل امنیتی اجازه دهد قابل استفاده است. دقت مورد نیاز بسته به مشخصات GPS تعیین می شود اما کاربردهای منتج از آن در ژئومورفولوژی دامنه وسیعی دارد.
 
References
Brasington, J., Rumsby, B.T. and McVey, R.A(2000(Monitoring and modelling morphological change in abraided gravel-bed river using high resolution GPSbased survey, Earth Surface Processes and Landforms25, , 973-990.
Cornelius, S.C., Sear, D.A. and Craver, S.J(1994) GPS,GIS and geomorphological field work, Earth SurfaceProcesses and Landforms19, 777–787.
Fix, R.E. and Burt, T.P(1995) Global PositioningSystem: an effective way to map a small area or catchment,Earth Surface Processes and Landforms20,817-828
Gillieson, D.S., Cochrane, J.A. and Murray, A(1994(Surface hydrology and soil movement in an arid karst the Nullabor Plain, Australia, Environmental Geology 23, 125-133.
Higgitt, D.L. and Warburton, J(1999) Applications ofdifferential GPS in upland fluvial geomorphology,Geomorphology31, 411–439.
Hofmann-Wellenhof, B., Lichtenegger, H. and Collins, J.(2001) GPS: Theory and Practice, 5th edition,Heidelberg: Springer-Verlag.
Wilson, J.P., Spangrud, D.J., Nielsen, G.A.,Jacobsen, J.S. and Tyler, D.A(1998) Global positioning system sampling intensity and pattern effectson computed topographic attributes, Soil ScienceSociety of America Journal62, 1,410–1,417.
 
DAVID HIGGITT                                                                              (مترجم: جعفر رکنی)
 
GRADE, CONCEPT OF - مفاهیم درجه بندی شده
از پایان قرن هفدهم(Dury, 1986; charly, 2000)،مهندسین مختلفی درگیر آیین­نامه رودخانه های طبیعی و بهره­برداری و ساخت­وساز کانالهای مصنوعی بوده اند. این امر نیازمند پایداری هندسی یا تعادل(تسطیح) بوده که به سختی در طی یک دوره زمانی مشخص، ثابت یا دارای نوسانات محدود درنظر گرفته می شد. چنین پایداریهایی می توانست ناشی از تعادل بین نیروی برشی سیال و مقاومت مواد، یا برخی از فرایندهای رسوبی معادل مربوطه(مانند کند و آکند) باشد که ریخت شناسی(مورفولوژی) کانال را کنترل می کنند. مفهوم مزبور توسط گلیبرت(1877) در ژئومورفولوژی مسیر رودخانه ارائه شد، که از نظر وی، ویژگی هندسی اصلی ایالت تسطیح شده، در واقع یک پروفیل رودخانه ای ملایم معقر به بالا می باشد. زمان درجه بندی ، در چرخه داویزن نیز تدبیر شده بود، و از نظر داویس(1902) حذف انفصال(شکست) شیب، نشانی از حالت زمان درجه بندی شده بود. سهم اصلی در درک مفهوم زمان درجه بندی را مکین(1948) به عهده داشت که یک رودخانه زمان درجه بندی شده را اینچنین تعریف نمود: "رودخانه ای که در آن، در طی سالیان متمادی، ویژگیهای شیب و کانال، با تخلیه موجود، تنها برای تامین سرعت مورد نیاز برای انتقال بار ناشی از حوضه زهکشی، به صورت ظریفی تعدیل یابند".
در 1965 شووم و لیچیSchumn و Lichty مفهوم یک دوره زمانی متوسط بین بازه طولانی تر "زمان چرخه­ای" و بازه کوتاه تر "زمان پایدار" را معرفی نمودند. آنان زمان درجه بندی شده را تحت عنوان "دوره ای کوتاه از زمان چرخه­ای که در طی آن یک شرایط زمان درجه بندی شده یا تعادل دینامیکی وجود دارد" تعریف نمودند. بعدها، شووم (1977) یک آبراهه تسطیح شده را اینگونه تعریف نمود: "یک سیستم فرایند-پاسخ با تعادل در حالت پایدار، که تعادل توسط تنظیم خودکار یا بازخورد منفی حفظ می شود که برای واکنش یا کاهش اثر تغییرات بیرونی بر سیستم و به منظور بازگردادن آن به یک حالت تعادل عمل می کند".
References
Chorley, R.J(2000) Classics in physical geographyrevisited, Progress in Physical Geography 24,578563.
Davis, W.M(1902) Base level, grade and peneplain,Journal of Geology10, 77–111.
Dury, G.H(1966) The concept of grade, in G.H. Dury(ed.) Essays in Geomorphology, 211–233, London:Heinemann.
Gilbert, G.K(1877) Report on the Geology of theHenry Mountains, Washington, DC: US GeologicalSurvey.
Mackin, J.H(1948) Concept of the graded river,Geological Society of America Bulletin59, 463–512.
Schumm, S.A(1977) The Fluvial System, New York:Wiley.
Schumm, S.A. and Lichty, R.W(1965) Time, space andcausality in geomorphology, American Journal ofScience263, 110–119.
 
A.S. GOUDIE                                                                                       (مترجم: جعفر رکنی)
 
GRADED TIME- زمان درجه بندی شده
مختصر و مفیدترین تشریح زمان درجه بندی شده توسط مکین در سال 1948 ارائه شده است:
یک رودخانه تسطیح شده رودخانه ای است که در آن، در طی سالیان متمادی، ویژگیهای شیب و کانال، با تخلیه موجود، تنها برای تامین سرعت مورد نیاز برای انتقال بار ناشی از حوضه زهکشی، به صورت ظریفی تعدیل یابند. یک آبراهه تسطیح شده یک سیستم در حال تعادل است. ویژگی تشخیصی آن این است که هر گونه تغییر در فاکتورهای کنترل کننده منجر به جابجایی تعادل موجود در جهتی خواهد بود که نیاز دارد آن تغییر را در خود جذب کند.
پرواضح است که زمان درجه بندی شدگی زمانی است که در طی آن یک آبراهه به این شیوه در تعادل است.
اصطلاح دوم، و کم کاربردتر، اصطلاح "زمان درجه بندی "(زمان درجه بندی ، مفاهیم را ببینید) می باشد که در واقع زمانی است که در آن یک رودخانه برای رسیدن به شرایط زمان درجه بندی شدگی می رسد. این مسئله یک ایده ساده نیست، چرا که شرایط زمان درجه بندی شدگی در سرتاسر تمامی بخشهای یک سیستم در یک زمان بدست نمی آید. در رودخانه ها، به طور مثال، داویس(1902) معتقد بود که زمان درجه بندی در ابتدا در مناطق پایین تر حاصل شده و سپس به مناطق بالادست گسترش می یابد. زمان درجه بندی همچنین می تواند در ابتدا در موادی که دارای بیشترین میزان تغییرپذیری هستند رخ دهد.
بنابراین اصطلاح زمان درجه بندی شدگی دارای بعد فضایی است. داویی(1899) بیان داشت که زمانی که آبراهه های اصلی تسطیح شوند، مرحله بلوغ اولیه رسیده است. زمانی که سرچشمه های کوچکتر تسطیح شوند، بلوغ به اندازه کافی پیشرفت نموده و زمانی که حتی رودخانه مرطوب جاری می شود و گوشته باطله تسطیح می گردد، مرحله سن پیری فرا رسیده است.
ایده اینکه پس از آنکه تسطیح رخ داده است، تعادل بین نیروها، بارهای رسوبات و شکلها، حتی با وجود اینکه مناظر به آهستگی به پایین می آیند، تعدیل یافته باقی خواهند ماند، که این امر همیشه جزیی ناراحت کننده برای چرخه جغرافیایی بوده است.
خوشبختانه، ظاهر نامناسب مفهوم زمان درجه بندی ، به چهارچوب چرخه ای محدود به زمان مرتبط نمی شود.
References
Davis, W.M(1899) The Geographical Cycle,Geographical Journal14, 481–504.
——(1902) Base level, grade and peneplain, Journal ofGeology10, 77–111.
Mackin, J.H(1948) Concept of the graded river,Geological Society of America Bulletin59, 463–512.
 
DENYS BRUNSDEN                                                                                       (مترجم: جعفر رکنی)
 
GRANITE GEOMORPHOLOGY - ژئومورفولوژی گرانیت
زمین های گرانیتیدنیا، چه در سرزمین های پست یا سرزمین های بلند یا در کوه­ها اغلب مورفولوژِی مشخصی و متفاوت از سنگ­های نواحی اطراف دارند.
اگر چه احتمالاً غیرممکن است که یک لندفرم بومی برای گرانیت پیدا شود لیکن بسیاری از برجسته­ترین سنگ بسترها گرانیت می­باشد. به طور مثال تخته سنگ­ها،برجستگی­های سنگی،اینسلبرگ­ها، BORNHARDTs،INTERMONTANEحوضه­ها و یک طیفی از میکروفرم­ها از قبیل هوازدگی یا تافونی(Twidale,1982).آن­ها معمولاً از طریق انتخاب سنگ بستر هوازده شکل می­گیرند همچنین در سطح زیرین(ببینید هوازدگی عمیق) یا سطح پستی بلندی به وسیله از بین رفتنفراورده های غیر سخت از هم پاشیدگی سنگ انجام می­شود.
به­هرحال هیچ استانداردی برای چشم اندازهای گرانیت وجود ندارد همچنین این­ها می­تواند به­طور قابل توجهی متفاوت باشد. حتی اگر در مجاورت هم­دیگر واقع شده باشند.
گرانیت در ایجاد و شکل گیری صفحات گسترده فوق العاده هموار در مقایسه با کوههای بلند و عوارض به شدت برجسته شناخته شده است. علی رغم وجود گسترده جبه هوازده ،رخنمون های فراوان سنگ بستر در سطوح توپوگرافی و صخره های بلندو مناطق تخته سنگی نشانگر های ویژه ای محسوب می شوند.
گرانیت واحدی تیپیک است، امانه به این معنی کخ جهانی باشد، مقاومت بالا در برابر هوازدگی و فرسایش نسبت به زمین های مجاور است که گرانیت را واحدی تیپیک معرفی می کند و بنابراین گرانیت گرایش به ایجاد عوارض برجسته دارد و ایجاد کننده توپوگرافی های تکیه گاهی می باشد.
خواص سنگ­ شناسی و ساختاری گرانیت از قبیل ترکیبات مینرالی، بافت و چگالی که اغلب بسیار متغیر در یک گرانیت منفرد نفوذی می­باشد کلیدهای مهم انتخاب هوازدگی و اهمیت بسیاری از اشکال گرانیتی بزرگ، متوسط و کوچک مقیاس هستند. گرانیت­ها معمولاً و به­ طور نسبی بر طبق یک الگوی اورتوگرنال شکسته می­شود. آن­ها شکسته می­شوند به وسیله سه مجموعه شکستگی عمود بر یکدیگر هستند که در محفظه های بلوک مانند کوبیکی محدود می شوند. به طوری که شکستگی راهنمای حرکت آب زیرزمینی از میان توده سنگی هستند. هوازدگی بیشترین تأثیر را بر طول شکستگی ها اعمال می کند و ترجیحاً بر لبه های و گوشه های باند شکستگی مکعب شکل حمله می­کند که پیشرفت گردشدگی شدن را منتج می شود و به طور معمول چشم اندازهای گرانیت به صورت محدب دیده می شود.
گرانیت ها معمولاً و طبق طرح ارتوگرنال درزه هایی را دارند، ان ها معمولاً در سه مجموعه متفاوت در یک بلوک تلمبی شکست می خورند. شکستگی ها راهنمای حرکت آب از میان توده های یسنگی هستند فعالیت های هوازدگی بیشترین تأثیر در طول شکستگی ها و حملات مؤثری را بر لبه ها و گوشه های مکعب های مشترک دارند که در نتیجه در گردشدگی و تحدب مناظر گرانیتی دارند. در زیرسطح حملات هوازدگی در طول شکستگی ها بلوک های لبه تیز را به سنگ های گرد شده ای تبدیل می کند که به وسیله یک توده از هم پاشیده شده ای به طور کامل احاطه شده است.
علاوه بر این به دلیل چگالی متغیر در هر یک از شکستگی ها در مسافت های کوتاه کمتر از 10 متر تفاوت قابل ملاحظه ای در شدت از هم پاشیدگی سنگ اتفاق می افتد.
قطعات شکسته شده کمتری در سمت چپ ستون های سنگی ایستاده هستند در حالی که در مجاورت بیشتر محفظه های درز دار شده به صورت قلوه سنگ هایی از بلوک ها از هم پاشیده شده اند تخلیه مواد هوازده نشان می دهد یک بخش از سیمای توپوگرافی منفی به طور معمول برای نواحی گرانیتی است این ها شامل حوضه های سنگی می باشد که این چنین توسعه پیدا می کند درزه های تودرتو پایین شکستگی های بزرگ و دره های راهنمای خطوط شکستگی بسیاری از گرانیت های پس از کوهزایی به طور معمول خیلی حجیم و توده ای با اندازه بزرگ Sheeting درزه ها مسلط شده است. فضای درزه ها در این قبیل گرانیت ها می تواند بسیار عریض باشد بیش از 10 متر جداشدگی، در این نواحی توپوگرافی معمولاً از تحدب مناطق پیروی می کند سیمای هوازدگی کوچک بر روی سطوح سنگی به صورت غول پیکری رشد می کند.
فاکتور مهم دیگر برای توسعه توپوگرافی گرانیت ترکیب کانی شناسی و شیمیایی سنگ می باشد. ازجمله نسبت بین کوارتز و فلدسپات، بین انواع فلدسپات ها، محتوای سیلیکات و نسبت بین پتاسیم، سدیم و کلسیم.
گرانیت های منحنی از پتاسیم تمایل به مقاومت بیشتری از خود نشان می دهند و اغلب چشم انداز بلندتری از زمین را نشان نی دهند در حالی که گرانیت های با پلاژیوکلاز بالا معمولاً زمین را به آرامی در نور دیده و توپوگرافی پستی را نشان می دهند(Brook, 1978; Pye et al., 1986)
در مناطقی که سطح بالای بارشی و رطوبت اثر بسیار زیادی بر هوازدگی سنگ ها دارد، فروپاشی زیرسطحی گرانیت تبدیل به موضوعی بسیار مهم در تکامل توپوگرافی می گردد. مناطق گرانیتی بجز آنهایی که در مناطق خشک و بایر و یا کوهستانی و مرتفع قرار دارند معمولاً با لایه ضخیمی از مواد حاصل از هوازدگی پوشیده شده اند. در این میان طیف بسیار وسیعی از مواد هوازده و پرضخامت گزارش شده اند که از چند تا 200 300 متر ضخامت دارند(Ollier, 1984) چندین نوع مختلف از مواد هوازده بر روی گرانیت ها دیده می شوند. اما هر چه عمق کمتر باشد از نظر ژئوشیمیایی پیشرفت بیشتر داشته و پوشش های منحنی از کائولینیت گسترش بیشتری خواهند داشت. احتمالاً وجود چنین پوششی نشان دهنده وجود شرایط محیطی حاکم در طی وقوع فرایند هوازدگی شامل شرایط اقلیمی، وقوع تغییرات در این شرایط و در طول زمان و پایداری ژئومورفیک سطح زمین می باشد. آن چه هر دو مقوله پوشش گوشته های هوازده گرانیتی با هم مشترک دارند عبارتست از توپوگرافی خشن گوشته یا سنگ بستری که هوازده شده است(خط مقدم هوازدگی) به گزینش پذیری هوازدگی عمیق و طبیعت معمولاً ناگهانی این مرز قابل انتساب می باشد. از این رو اغلب برداشت مصالح هوازده آشکارکننده توپوگرافی پیچیده سنگ بستر همراه با گنبدهای متعدد، قطعات سنگی(بولدرهای) جدا افتاده و بیرون زدگی های تک قله ای شکل سنگ بستر که توسط حوزه ها و تورفتگی های ballows خطی از یکدیگر جدا شده اند، می باشد. البته بسیاری از چشم اندازهای گرانیتی به عنوان محصولی از پیدایش دو مرحله ای همراه با یک یا چند فاز از هوازدگی که رخ داده تفسیر شده اند(جدول 56) از وجود گنبدهای گرانیتی، ساختارهای تک قله­ای و بولدرهای گردشده گاهاً برای تفسیر فرایند تکامل دو مرحله ای بهره برده می شود. حتی اگر بقایای هیچ نوع هوازدگی گوشته ای باقی نمانده و هیچ نوع شاهد مستقلی در دست نباشد که با آن بتوان وجود چنین پدیده هایی را ثابت کردوبه هر حال مثال های موجود درباره نواحی با تاریخچه طولانی خشکی همچون منطقه صحرایی نامیب نشان می دهد که هوازدگی عمقی لزوماً علامت ایجاد و گسترش توپوگرافی نوعی گرانیت محدب چندگانه که وجود و دخالت عوامل ساختمانی می باشد، نخواهد بود(Selby, 1982)
اکثر مطالعات دقیق انجام شده بر لندفرم ها در مقیاس متوسط تمرکز داشته اند از قبیل عرصه های بولدری، تک قله ای ها، قله های گرافیتی، اینسلبرگ ها و پدیمنت ها یا اشکال کوچک و شاخص روی سطوح سنگی، تعداد تحلیل انجام شده بر روی کلیه فرایندهای زمینی و تکامل آن ها در طول زمان بسیار کم می باشد.
یکی از تلاش های صورت گرفته به وسیله توماس(Thomas, 1974) منجر به تشخیص و کشف چشم اندازهای جند مقعری، چند محدبی، پلکانی یا چند طبقه گردید. در ساخت های چند مقعری حوضه های توپوگرافی اندازه های مختلفی سیمای غالب هستند. وقوع و ایجاد این ساخت را شاید بتوان به درون نهشته های گرانیتی کم مقاوم و یا به وقوع حفرات پر درز و شکاف سنگی نسبت داد.
 

عکس 56: چشم اندازهای گرانیتی را در ارتباط با بسیاری از خصوصیات آن ها بدون توجه به مناطق اقلیمی که این واحدها در آن بوجود آمده اند، نشان می دهد. هر دو چشم انداز، الف) توده ارونگو در اقلیم خشک نامیبیا و ب) کوه های استرلا در اقلیم مرطوب مرکز پرتغال دارای قله های توده ای، بولدرهای گرد شده متقاطع در اطراف و حوضه هایی که شکل آن ها بوسیله و در ارتباط با هوازدگی تعیین شده است؛ می باشند.
 
نواحی چند محدبی آن هایی هستند که از طریق وجود گنبدهای نزدیک به هم و یا توده های سنگی ایستاده شناخته می شوند بنابراین دیگر فضایی برای رشد حوضه ها باقی نمی ماند. این نواحی در بین نفوذی های هموژن و کم درزه معمول هستند. در این محل ها خطوط ضعیف ساختاری که می توان برای اکتشاف منابع از راه راهیابی هوازدگی بهره برد بسیار کمیاب هستند. نوع دیگری از چشم اندازهای چند محدبی، چشم اندازی است که توسط تپه های کوچک که به طور کامل هوازده شده اند و شاید یک هسته سنگی سالم و یکپارچه هم داشته باشند احاطه شده است.
چشم اندازهای پلکانی توسط و با حضور پرتگاه های توپوگرافی که سطوح پیاپی یا طبقات را از یکدیگر جدا کرده اند شناخته می شوند. این وضعیت به روط خاص در نواحی دیده می شوند که در معرض بالاآمدگی های تازه اما نه چندان شدید قرار داشته اند که به طور همزمان با هوازدگی و فرسایش لایه سطحی همراه بوده است. از آنجائیکه پرتگاه­های ظاهراً تحت اثر عوامل تکتونیکی قرار نگرفته اند فرض بر آن است که علت به وجود آمدنشان کاهش میزان پیشروی جبهه هوازدگی در مناطق توپوگراف مرتفع باشد البته اگر چه موقعیت دقیق آن ها نشانگر وجود توده گرانیتی فشرده تری می باشد.
در هر یک از این انواع چشم اندازها الگوهای فضایی متعلق به هر یک از لندفرم ها تا حدود بسیار زیادی توسط عواملی مانند عوامل لیتولوژیک و ساختمانی کنترل می شوند.
اجتماع لندفرم های خاص نشانه ی مجموعه های حلقوی بوده و در اثر نفوذ منظم گرانیت و سایر سنگ ها به وجود آورده اند و دارای بافت و کانی های متفاوت بوده و توسط دایک ها قطع شده اند.
بسته به تأثیرپذیری واحدهای سنگ ساز در برابر فرایندهای هوازدگی و فرسایش، نوعی الگوی مهم مرکز شامل سرزمین های مرتفع که به صورت یک در میان با حوضه ها قرار گرفته اند به وجود می آید اغلب دایک های مقاوم پشته های خطی را می سازند که در درون قلل سنگی ناهموار نفوذ کرده اند به علاوه چشم اندازهای گرانیتی ممکن است شکل یک دشت را خواه در قالب سنگ های بریده شده یا به شدت هوازده همانند اشکالی که در استرالیا، بخش هایی از آفریقا و اسکاندیناوی فراوان به چشم می خورند به خود بگیرند. با حضور نواحی شدیداً بالاآمده و بسیار منقطع امکان بوجود آمدن یک توپوگرافی پرشیب یا تمام شیب ایجاد می شود. در هر دو مورد عوامل ساختمانی کمتر دخالت داشته و اثر آن توسط تأثیر قابل ملاحظه تسطیح یا بریدگی کاهش یافته است. ژئومورفولوژی گرانیت نقش مهمی در امر ژئومورفولوژی اقلیمی و به ویژه در تلاش های صورت گرفته برای استفاده از لندفرم های خاص به عنوان نشانه های شرایط اقلیمی ویژه ایفا نموده است.
به عنوان مثال ادعاهایی در این زمینه وجود دارد که گنبدهای گرانیتی در اقلیم گرم و مرطوب شکل گرفته، توده های بولدری بیشتر در نواحی با خشکی غیردائمی و فصلی وجود داشته و وجود ناودان های کوچک دلالت بر شرایط اقلیمی گرم و مرطوب دارند، به علاوه آن که پایداری و دوام بالای گرانیت و توانایی آن در برابر تحمل استرس های کششی و فشارشی می تواند در اثبات ادعای ایجاد لندفرم های گرانیتی تحت شرایط خاص محیطی و جان بدر بردن در تغییرات پیاپی اقلیمی و محیطی به ما کمک کند.
در برخی از مطالعات صورت گرفته در مرکز اروپا، از لندفرم های گرانیتی کوچک برای ایجاد و تأسیس گاهشمار فرسای زمین و تغییرات محیطی از اواسط ترشیاری به بعد بهره برده شده است. افزایش سطح اطلاعات درباره اثرات عوامل ساختمانی و لیتولوژیک بر تکامل لندفرم­های گرانیتی به همراه نقش بسیار مهم هوازدگی زیرسطحی، به طور جدی سبب کم اثرشدن به بنیان روش های استوار شده بر پایه تحولات اقلیمی مؤثر بر ژئومورفولوژی گرانیتی گردیده اند. در حال حاضر به نظر می رسد درباره تکامل و ظهور چشم اندازهای گرانیتی مبنی بر آن که در ابتدا تحت اثر عوامل ساختمانی بوده اند اتفاق نظر وجود داشته و از سوی دیگر وجود تشابهات ساختمانی توصیف کننده آن است که چرا لندفرم های گرانیتی موجود در محیط های جغرافیایی کاملاً متفاوت، اغلب شبیه به هم هستند.
بسیاری از لندفرم ها و چشم اندازهای ژئومورفیکی قدیمی توسط گرانیت ها پوشیده شده اند در این مورد مثال های مربوط به گنبدهای قله ای منطقه دارتمور Dartmoor)) در جنوب غربی انگلستان، دره های یخچال گنبدی و U شکل واقع در پارک ملی یوزمایت(Yosemite) در سیرانواداSierra Nevada)) آمریکا، تپه های کله قندی در ریودو ژاپن و چشم اندازهای اینسلبرگ آفریقا در نیجریه، کنیا و فامبیا، رخنمون های ناودانی در سواحل سی شلز و امواج سنگی غرب استرالیا.از جمله مهمترین و جالب ترین در نوع خود در جهان محسوب می گردند.
References
Bremer, H(1993) Etchplanation, review and commentsof Büdel’s model, Zeitschrift für GeomorphologieN.F., Supplementband92, 189–200.
Brook, G.A(1978) A new approach to the study ofinselberg landscapes, Zeitschrift für GeomorphologieN.F., Supplementband31, 138–160.
Johansson, M., Migo ´ n, P. and Olvmo, M(2001) Jointcontrolled basin development in Bohus granite, SWSweden,Geomorphology40, 145–161.
Ollier, C.D(1984) Weathering, London: Longman.
Pye, K., Goudie, A.S. and Watson, A(1986) Petrologicalinfluence on differential weathering and inselbergdevelopment in the Kora area of Central Kenya, EarthSurface Processes and Landforms11, 41–52.
Selby, M.J(1982) Form and origin of some bornhardtsof the Namib Desert, Zeitschrift für GeomorphologieN.F., Supplementband26, 1–15.
Thomas, M.F(1974) Granite landforms: a review ofsome recurrent problems of interpretation, inInstitute of British Geographers, Special Publication7, 13–37.
Thorp, M(1967) Closed basins in Younger GraniteMassifs, northern Nigeria, Zeitschrift fürGeomorphologie N.F., Supplementband11, 459–480.
Twidale, C.R(1982) Granite Landforms, Amsterdam:Elsevier.
Wahrhaftig, C(1965) Stepped topography of thesouthern Sierra Nevada, Geological Society ofAmerica Bulletin76, 1,165–1,190.
Wilhelmy, H(1958) Klimamorphologie derMassengesteine, Braunschweig: Westermann.
 
Further reading
Gerrard, J(1986) Rocks and Landforms, London:Unwin Hyman.
Godard A., Lagasquie, J.-J. and Lageat, Y(2001)Basement Regions, Berlin: Springer.
Lageat, Y. and Robb, L.J(1984) The relationshipsbetween structural landforms, erosion surfaces andthe geology of the Archaean granite basement in theBarberton region, Eastern Transvaal, TransactionsGeological Society of South Africa87, 141–159.
Twidale, C.R(1993) The research frontier and beyond:granitic terrains, Geomorphology7, 187–223.
 
PIOTR MIGO´ N                                                                                (مترجم: جعفر رکنی)
 
GRANULAR DISINTEGRATION- متلاشی شدن دانه ای
متلاشی شدن دانه ای نوعی متلاشی شدن فیزیکی است که در سنگ ها روی می دهد و حاصل آن تبدیل شدن سنگ به دانه های مجزا و بلورهای سازنده آن است. معمولاً محصول متلاشی شدن دانه ای، دانه های درشت و مواد آواری سست بوده که به راحتی توسط عوامل فرسایش همچون باد، آب و جاذبه قابل جابجایی هستند. این شکل فروپاشی معمولاً در سنگ های درشت دانه همچون ماسه سنگ، دولریت و گرانیت رخ می دهد. تصور آن است که سنگ های غنی از رس به ویژه بیشتر از سایر سنگ ها در معرض فروپاشی قرار داشته باشند(Smithet et al. 1994).
این امکان وجود دارد دانه های سطحی و بلورهای سنگ هایی که از سنگ مادر در اثر فروپاشی جدا می شوند سالم و بدون هوازدگی و آلتراسیون باشند. همچنین این احتمال هم است که پس از واقعه فروپاشی جابجا نشوند اما با دست به سادگی قابل برداشت هستند. در جایی که محصول فروپاشی دچار جابجایی نگردیده و به مرور زمان بر روی هم جمع می شوند. یک سنگ ریزه ساپرولیت درشت تولید خواهد شد که گراس نامیده می شود. هنگامی که مصالح سست از روی سطح برداشته می شوند، ممکن است سطح تازه ای که در زیر قرار دارد دچار دست خوردگی گردد. این مصالح سست می تواند به صورت یک نهشته ماسه ای هم بر روی هم جمع شوند.
در وقوع متلاشی شدن دانه ایچندین مکانیسم مکانیکی و شیمیایی دخالت داشته و این احتمال وجود دارد که در این پروسه نتیجه عملکرد بعضی یا تمام مکانیسم های فوق باشد. از سوی دیگر این احتمال نیز وجود دارد که بیش از یک مکانیسم به طور همزمان در فروپاشی دخالت داشته باشند:
  1. انحلال ماسه سنگ هایی که دارای سیمان قابل انحلال بوده و در فرایند سیمان شدگی آن ها مواد آهکی قابل حل شرکت داشته اند بویژه نسبت به بقیه بیشتر در معرض فروپاشی دانه ای قرار دارند.
  2. استرس القایی در اثر گسترش جمعی رشد بلورهای نمک و یخ منجر به وقوع حالت گسترش حجمی می گردد. این وضعیت تحت شرایط خاص می تواند باعث تولید نیرویی گردد که از توانایی گسیختن سنگ برخوردار بوده که این خود به احتمال فراوان در محل های مختلف سنگ مانند محلمرز دانه ها رخ می دهد. دلایل فراوانی وجود دارد که ثابت می کنند سنگ ها در محیط هایی که غنی از نمک می باشند به سبب تبلور نمک به راحتی از هم فرو می پاشند(Evans, 1970) همچنین در کارهای آزمایشگاهی تجربی نیز دیده شده که در فروپاشی فیزیکی سنگ ها وجود نمک به شدت مؤثر است(e.g. Goudie et al., 1970)فرایندهای هوازدگی شیمیایی مانند هیدرولیز میتوانند در توسعه کانی هایی که وجودشان در تولید شکستگی بلوری مؤثر هستند دخالت نمایند.
  3. رهایی آزاد شدن استرش بر جا. این نوع استرش به سبب تبلور اولیه یا سنگ شدگی از ابتدا در سنگ وجود دارد. چنین استرس هایی به طور متوازن در سنگ های سالم و غیر هوازدگی توزیع شده اند. با این حال ممکن است استرس­های برجا / ساکن در اثر فرسایش، هوازدگی و حرکات توده ای دچار عدم توازن گردیده و سپس آزاد گردند. چنین استرس هایی آن قدر بزرگ خواهند بود که بتوانند در بعضی مواقع باعث گسترش ترک ها در سنگ گردند.
  4. جذب سطحی آب. ترشدن و خشک شدن پی در پی نیز می تواند عامل فروپاشی سنگ های ریزدانه ای همچون ماداستون[4] باشد(see Slaking). ملکول های آب جذب سطوح مییزالی گردیده و می توانند نیروی لازم را برای جداکردن ذراتاز یکدیگر پدید آورند.
References
Bock, H(1979) A simple failure criterion for roughjoints and compound shear surfaces, EngineeringGeology14, 241–254.
Evans, I.S(1970) Salt crystallisation and rock weathering: a review, Revue de Géomorphologie Dynamique 19, 153-177
Goudie, A.S., Cooke, R.U. and Evans, I.S(1970(Experimental investigation of rock weathering bysalts,Area2, 42–48.
Smith, B.J., Magee, R.W. and Whalley, W.B(1994(Breakdown patterns of quartz sandstone in a pollutedurban environment, Belfast, Northern Ireland, inD.A. Robinson and R.B.G. Williams(eds) RockWeathering and Landform Evolution, 131–150,Chichester: Wiley.
 
Further reading
Cooke, R.U(1981) Salt weathering in deserts,Proceedings of the Geologists’ Association92, 1–16.
Yatsu, E(1988) The Nature of Weathering: AnIntroduction, Tokyo: Sozosha.
 
DAWN T. NICHOLSON                                                                                       (مترجم: جعفر رکنی)
 
GRAVEL-BED RIVER- رودخانه با بستر گراولی
یک رودخانه آبرفتیکه قطر متوسط مصالح سازنده بسترش بزرگ تر از 2 میلی متر باشد را رودخانه بستر گراولی می نامند. البته به ندرت دانه های درشت تری در این رودخانه ها دیده می شوند اما کانال هایی نیز وجود دارند که جنس بستر آن ها اغلب از نوع بولدرهای بی حرکت(<256 میلی متر) بوده به طوری که می توان آن ها را در زیر طبقه / طبقه­ای ثانویه بویژه اگر آن­ها مورفولوژی step-poolرا ارائه دهند(see Step- pool system). این واقعیت وجه تمایز اولیه چنین رودخانه هایی با رودخانه هایی محسوب می شود که بسترشان از جنس ماسه به قطر 2-063/0 میلی متر می باشد. رودخانه های بستر گراولی در محیط های مرتفع و کوهپایه ای که رسوبات وارد شده کانال ها درشت و با جورشدگی بد هستند، فراوان به چشم می خورند. با فاصله گرفتن از سرچشمه رودخانه مواد بستر کوچکتر می شود(ببینید DOWNSTREAM FINING) و حرکت به سوی پایین دست مصالح بستر دیرتر و اغلب نوعی حالت ناگهانی گذار از گراول به ماسه دیده می شود.
با وجود آن که رودخانه های بستر گراولی احجام بزرگی از ماسه را جابجا می نمایند(و بخش زیادی به صورت و در حالت معلق / سوسپانسیون[5] جابجا میگردند) اما نسبت جابجایی بار بستر نسبت به کانال های بستر ماسه ای بالاتر است.
پارکر(in press) به طرز کارآمد و قابل استفاده ای به تعریف موردی محدود می پردازد که در آن سایز متوسط ذرات بستر بیش از 25 میلی متر فرض و جابجایی بار بستر فرایند غالب است. بررسی چنین کانال هایی نشان می دهد که دسترسی های برشی مرزی که توسط جریانات متوسط / نه شدید نه قوی القاء گردیده اند(به عنوان مثال نوعی بنک فول[6]) طغیانی به ندرت قدرت آن را دارند تا بتوانند دانه های متوسط را جابجا کنند. در تضادی شدید با بسترهای ماسه­ای، کانال های بستر گراولی از طریق استرسهای هیدرولیکی که به ندرت از نظر شدت قوی تر از آستانه حمل ذراتی هستند که در بستر قرار گرفته اند و برای تولید نیروی قوی برای جابجایی حجم بزرگی از رسوبات به سیلاب نیاز می باشد، شناخته می شوند. به دلیل قوی بودن جریانات نرخ تولید رسوب به جای آن که تحت کنترل وجود خود رسوبات قابل جابجایی باشد توسط نیروی جریان قوی محدود شده است. این وضعیت یکی از شاخص های تعریف کننده رودخانه­های بستر گراولی بوده اما با این حال در محیط­های بسیار زیادی جورشدگی عمودی مصالح بستر به طور چشمگیری قابلیت پتانسیل حرکت رسوبات زیرسطحی را محدود می کند.
نزدیک به آستانه حرکت، لایه زره مانند درشت دانه دست نخورده باقی می ماند و فرایند جابجایی تنها شامل جابجا کردن دانه های منفرد در طول سطحی خواهند شد که تا حدود بسیار زیادی از آسیب جان بدر برده و سالم مانده است. به محض فرود توسط نیروهای بلند کننده و کشاننده، دسته های ذرات در طول بستر رود غلطیده و بالا و پایین می­شوند تا آن که سرانجام در محلی که بتوانند دوباره توسط استرسهای آشفته و فوری به حرکت واداشته شوند، مستقر می گردند. ذرات مسافت های تقریباً کوتاهی را طی می کنند و به طور بالقوه همگی در داخل درز و شکاف های پایدار و مستحکم و یا دسته های موجود در درون لایه زره نهشته می شوند(سقوط می کنند). چنین رژیم جابجایی حاشیه ای در طی وقوع اغلب سیلاب ها، غالب بوده و لایه زره به تدریج شدت جریان رسوب و سرعت دانه ها را متعادل می نماید. به هر حال با افزایش شدت جریان نواحی بزرگ تری از لایه زره / جوشنی شکافته نشده، تعداد ذرات در حرکت افزایش یافته و ممکن است در طی وقوع سیلاب های شدت قوی بخش های بزرگی از بستر به حرکت درآیند.
حتی در طی جابجایی های عظیم هم به ندرت جریانی وجود دارند که می توانند به طرز کارایی اشکال لایه ای متحرک مشابه با هندسه کانال های بستر ماسه ای(ریپل های پرشیب و کل ماسه ها) را بسازند اما اشکالی که دامنه نوسان کوتاهی داشته و با نام ورقه ها/ لایه های گراولی شناخته شده اند فراوان بوده و با عبور خود سبب به وجود آمدن پالس­هایی دربار بستر می گردند.
تعدادی از اشکال لایه ای کوچک مقیاس در رودخانه های بستر گراولیشناخته شده اند و به دلیل آن که بر هیدرولیک حریان نزدیک بستر اثر گذارده و شبیه زرهی باعث تعادل در نرخ جریان ورودی رسوبات و به دام افتادگی آنها می گردند، حائز اهمیت هستند. خوشه های پبلی در هنگامی که قطعات آواری بزرگ و مانع مسیر جریان را بهم زده و مسیر عبور سایر قطعات آواری را سد می کنند جزء خصوصیات تکرار شونده و برجسته محسوب می شوند. شیارهای عرضی دارای فضای بسیار زیادی بین خود هستند.
این شیارها به صورت خطی قرار گرفته از قطعات آواری بزرگی ساخته شده اند که نسبت به جریانات در شرایط فوق بحرانی به صورت عمودی قرار می گیرند سلول های سنگی ساختارهای مشبکی هستند که ممکن است در محلی که شیارهای متقاطع و خوشه های پبلی هم دیگر را قطع می کنند، به وجود آیند.
اشکال لایه ای میکروسکوپی از بالا به درون لایه نفوذ کرده و به این طریق در موضوع پایداری جریان مشارکت می­کنند. به همین صورت جمع شدن یا تجمعات دانه هایی در مقیاس کانال ها(مانند خیزاب ها / شانه ها و پشته ها / آب بندها) هم باعث به تأخیر افتادن سرعت عبور آب می گردند. با این وجود بر خلاف کانال های بستر ماسه ای که اشکال لایه ای بر مقاوت مرزی غلبه می کنند، خاصیت زبری دانه به عنوان جزء غالب در رودخانه های بستر گراولی در نظر گرفته شده است.
به طور خاص نیمرخ های طولی رودخانه های بستر گراولی تحدب قابل توجهی را نشانمی دهند که منعکس کننده تغییرات در میزان ریزشدگی ذرات در پایین دست و کاهش در مقدار پایداری لازم برای جابجایی باری خاص است. از این رو شیب کانال ها دارای تغییرات زیاد بوده و بین 1/0 تا 001/0 تغییر می کند.
چندین متغییر علاوه بر سایز مصالح سازنده بستر در تعیین شکل سطح مقطع نقش دارند. علیرغم این موضوع رودخانه­هایی که بستر گراولی دارند در ازاء نرخ دبی خاصی، تمایل به کاهش عمق خود در مقایسه با کانال های بستر ماسه ای و نسبت پهنا عمق بیشتری دارند. این وضعیت غلبه جابجایی بار بستر و فقدان رسوب گذاری از نوع دشت سیلابی و ریزدانه را نشان می دهد. این دو حالت با کمک هم منجر به افزایش ناپایداری جانبی و پهن شدگی کانال می­گردند. تغییرات جانبی پهنا و عمق از طریق توالی های به خوبی گسترش یافته ریفل پول(riffle-pool) در رودخانه­های بستر گراولی دستخوش بی نظمی و دچار تخریب شده اند. توپوگرافی نظیر/ تشابهی(Analogous) بستر در برخی از کانال های بستر ماسه ای، کانال های سنگ بستری و نیز به صورت(step-pools) در کانال هایبستر بولدری به خوبی مشخص هستند اما در مقابل ریفل پول ها نسبت به بقیه به بهترین حالت در کانال های گراولی به وجود آمده، گسترش یافته و دارای بسترهایی از جنس مصالح ناهمگن می باشند. رودخانه های بستر گراولی می توانند مستقیم، مه آندری بیشاخه یا رشته ای باشند. درحدی که جابجایی بار بستر می تواند غلبه کند و رسوبات پایدار کننده، چسبنده متعلق به دشت سیلابی وجود ندارند، کانال های بستر گراولی تمایل به طول موج های مه آندری بزرگ تر و اشکال شاخه ای و سرگردان دارند. حالت سرگردان نوعی از حالت غیر انشعابی است که معرف وقوع مرحله ای انتقالی میان دو حالت مه­آندری و شاخه ای می باشد. حالت سرگردان همچنین به صورت سینوسی، شاخه ای سطح پایین / کم ارتفاع و جزایر میان کانالی نیز دیده می شود. کانال های سرگردانی در مقایسه کانال های کاملاً شاخه ای تمایل به شیب و بار رسوب کمتر دارند.
کانال های بستر گراولی در مقایسه با انواع بستر ماسه ای برای تولید حالتشاخه ای کامل به دامنه های پرشیب تری نیاز دارند.
اندازه مصالح بستر یکی از عوامل اصلی سازنده رودخانه(بستر رودخانه) و نوع عملکرد آن محسوب می گردد. از سوی دیگر شاخص مورفولوژی که مورفولوژیست ها بین رودخانه های بستر گراولی و ماسه ای در نظر گرفته اند توجیه کننده تفاوت کلی بین این دو می باشد. وجود تغییر از گراول به ماسه در بسیاری از رودخانه ها و همچنین مشاهده مکرر ناکارایی رسوبات آبرفتی در اندازه های بین 1 تا 4 میلی متر که اصطلاحاً به آن شکاف دانه ای گفته می شود، به طبقهبندی عددی ارائه شده اعتبار می بخشد.
به هر حال تمامی رودخانه هایی که بستر گراولی نامیده ایم، دارای ماسه هم بوده و بسیاری از رودخانه های بستر گراولیبیش از آن چه بتوانند گراول جابجا کنند قدرت جابجایی ماسه را دارند. در درجات مختلف می توان ماسه را به صورت بسته های پوشاننده سطح(به عنوان مثال در پول ها) و در ماتریکس زیرسطحی مشاهده نمود. این موضوع خاطر نشان می­کند که طبقه بندی دو لایه ماسه در برابر گراول نسبتاً ساده انگارانه و محدود کننده است، چرا که این امکان وجود دارد که به واسطه ضعف های فوق، خصوصیات و جزئیات مهمی راکه در کانال های دارای ترکیبات ویژه ماسه و گراول عجیب و غیرعادی هستند را مخدوش نماید. به علاوه شواهد فزاینده نیز وجود دارند که درک هیدرولیک کانال، جابجایی رسوبات و شکل گرفتن نهشته های آبرفتی در رودخانه های بستر گراولی منوط و وابسته به تشخیص ساده این مسئله می کند که اغلب ترکیبات دوگانه شامل ماسه و گراول بر سایر مصالح بستر غلبه خواهند کرد.(e.g.Sambrook-Smith, 1996)
References
Parker, G(in press) Transport of gravel and sedimentmixtures, in Sedimentation Engineering, AmericanSociety of Civil Engineers, Manual 54.
Sambrook-Smith, G.H(1996) Bimodal fluvial bed sediments: origin, spatial extent and process, Progress inPhysical Geography20, 402–417.
 
Further reading
Simons, D.B. and Simons, R.K(1987) Differencesbetween gravel- and sand-bed rivers, in C.R. Thorne., J.C. Bathurst and R.D. Hey(eds) Sediment Transportin Gravel-bed Rivers, 3–15, Chichester: Wiley.
Kleinhans, M.G(2002) Sorting Out Sand and Gravel:Sediment Transport and Deposition in Sand-gravelBed Rivers, Netherlands Geographical Studies 293,Utrecht: Royal Dutch Geographical Society.
SEE ALSO: armouring; bedload; downstream fining;roughness; sand-bed river
 
STEPHEN RIC                                                                                     (مترجم: جعفر رکنی)
 
GRÈZE LITÉE
نهشته های تالوس/ واریزه هایی که دارای لایه بندی هستند لایه هایی با قطر چندین سانتی متر را نشان می دهند که از جنس قطعات آواری زاویه دار می باشند(Guillien, 1951). آنها همچنین با نام(éboulis ordonnés) و واریزه های دارای لایه بندی نیز شناخته شده اند اما بعضی از نویسندگان در کتاب های خود به وجود تفاوت های بسیار ریزی بین این تعاریف اشاره نموده اند(بیشتر این تفاوت ها در شیب دامنه و سایز متوسط قطعات آواری نهفته است). شاخص ترین عارضه های(grèzes litées) عبارتند از:
  1. ساختمان درونی نهشته که در لایه های موازی با ضخامت 25-10 سانتی متر دارای نظم هستند.
  2. اندازه کوچک قطعات آواری که نتیجه چرخه های انجماد و ذوب بسیار سریع در میان لایه های قدیمی می­باشد که دارای خاصیت ژلیواسیون یا مستعد انجماد هستند.
در ساختمان رسوبی تناوبی از لایه های غنی از ماتریکس و گراول شسته شده غنی از ماتریکس(ماتریکس فراوان) مشاهده می شود. در موارد بسیاری لایه هایی که از جنس گراول شسته شده می باشند، بافت هایی دیده می شود که دارای ریزشدگی به سوی بالا هستند. در مقاطع عمودی، قاعده لایه های غنی از ماتریکس تحت تاثیر بوسیله festoons، واقع به سوی پایین دامنه دارای افزایش سایز ذرات و حتی بخش های جلویی پهن و مدور آن ها نیز گسترش یافته است(Bertran et al. 1992) حالات/ اشکال موج دار در بخش های جلویی از تعدد نسبتاً بالایی برخوردارند. وجود بلوک­هایی در بین لایه های غنی از قطعات آواری دلیلی بر وجود نوع ناهمگون تری از نهشته های تالوس با نام(groizes litées) می­باشد. حضور پوسته هایی که دارای سیمان کربناته می باشند در میان نهشته های غنی از مواد کربناتی نسبتاً بالا بوده و حاصل نفوذ و چرخش آب می باشد.
اغلب نویسندگان معتقدند که(groizes litées) در مناطقی کهسنگ های آهکی گسترش دارند، در پای صخره های بزرگ عمودی و نیمه عمودی توسعه بهتری یافته اند. این وضعیت در منطقه شارن فرانسه (Charentes(France) و چند ناحیه دیگر در کوهستان آلپ و پای رنیس(Pyrenees) به بهترین صورت موجود بوده و مطالعه شده است. با این حال آن ها در مناطقی که از جنس سنگ های متبلور بلورین، ولکانیک و دگرگونی هستند نیز توصیف گردیده اند(مناطقی مانند کوه های آندنیتی، ووس جس، بخش فرانسوی سنترال مسیف بخش مراکشی و اقیانوس اطلس) چنین نهشته هایی می توانند تا 40 متر هم ضخامت داشته باشند. در تمامی موارد(groizes litées) در عرض های جغرافیایی متوسط با اقلیم پیرامون یخچالی از بقیه جاها بیشتر به چشم می خورند. در این نواحی تعداد سالانه چرخه های انجماد و ذوب بالا بوده(حتی بیش از 200 روز در سال) کوه این مسئله بهترین شرایط را برای شکست سنگ ها و تجمع احجام بزرگی از مواد آواری فراهم می نماید. تحت این شرایط صخره ها به سرعت در اثر فرسایش رو به عقب حرکت نموده و در بعضی از بخش هایشان توسطgroizes litées تبدیل به فسیل شده اند.
در طیف متنوعی از شیب دامنه ها(بین S تا 35)((groizes litées توصیف گردیده است با این حال در مجموع از تالوس های عادی که از واریزه های بدون لایه بندی تشکیل شده اند، شیب کمتری دارند. با توجه به این موضوع پیدایش ساختارهای مزبور را نمی توان تنها به نیروی جاذبه نسبت داد.
اغلبgroizes litées فعال در شیب دامنه هایی که آفتاب گیر بوده و یا برفی به خود نمی بیند یافت شده اند. نهشته­های به سن پلیستوسن متعلق به آخرین فاز اقلیم سرد(تقریباً در هر بخش از دامنه حضور دارند). این واقعیت نه تنها بستگی به ارتفاع دارند بلکه توپوگرافی محلی و جهت باد نیز در آن دخالت دارد(García-Ruizet al. 2001).
برای توضیح نحوه پیدایشgroizes litées چندین فرضیه مطرح است. در 1967 دو دانشمند به نام های تریکارت و کایلوز(Tricart andCailleux) به اهمیت جابجایی یکهویی(به ویژه سولیفلوکسیون) همراه با فعالیت پیپکراکه(pipkrake)(یخ سوزنی needle-ice) تاکید نمودند. برتران و همکارانش در 1992(Bertran et al., 1992) و فرانکو در 1988(Francou, 1988)نقش تعیین کننده تدفین بی وقفه صفحات سواحل سنگی را تایید نمودند. چنین اظهار نظرهایی نشان می دهد که ورقه های صفحه ای یا سولیفلکسیون وجود دارند که در آن ها پیپ کراکه ها مسبب جورشدگی عمودی مصالح بوده و قطعات آواری را بسوی سطح جابجا می کنند.
حرکت بخش پیشین طولی صفحات ساحلی پوشیده با سنگ باعث تولید اجتماعی از لایه های پیوسته از جنس قطعات آواری فراوان و لایه های غنی از ماتریکس می گردد. حرکت توده ای آرام مسئول وقوع نوسانات و آرایش جلویی و جانبی و توده می باشد. حضور جریانات واریزه ای نیز دلالت دارد بر ساختار متناوب(Van steijin et al. 1995 ) با وجود محدودیت ها و تداوم لایه ها در حد ضعیفی امکان پیدایش دارند. از آن جایی که بیشتر قطعات خرده سنگی موازی با شیب دامنه قرار گرفته اند فرایندهایی که در طی آن ها دامنه ای شسته می شود تقریباً به طور کامل حذف می­گردند. علاوه بر این عدم حضور بریدگی های حاصل از جریان جورشدگی طولی و لایه بندی متقاطعناتوانی جریانات روی سطح خشکی را در توزیع مجدد مواد آواری در طول طالوس ثابت می نماید.
References
Bertran, P., Coutard, J.P., Francou, B., Ozouf, J.C. andTexier, J.P(1992) Données nouvelles sur l’origine dulitage des grèzes: implications paleoclimatiques,Géographie Physique et Quaternaire46, 97–112.
Francou, B(1988) Éboulis stratifiés dans les HautesAndes Centrales du Pérou, Zeitschrift fürGeomorphologie32, 47–76.
García-Ruiz, J.M., Valero, B., González-Sampériz, P.,Lorente, A., Martí-Bono, C., Beguería, S. andEdwards, L(2001) Stratified scree in the CentralSpanish Pyrenees: palaeoenvironmental implications,Permafrost and Periglacial Processes12, 233–242.
Guillien, Y(1951) Les grèzes litées de Charente, RevueGéographique des Pyrénées et du Sud-Ouest22, 153-162
Tricart, J. and Cailleux, A(1967) Le modelé desrégions périglaciaires, Paris: SEDES.
Van Steijn, H., Bertran, P., Francou, B., Hétu, B. andTexier, J.P(1995) Models for the genetic and environmental interpretations of stratified slope deposits:review, Permafrost and Periglacial Processes 6, 125-146
 
JOSÉ M. GARCÍA-RUIZ                                      (مترجم: جعفر رکنی)
GROUND WATER-آب زیرزمینی
فرایندهای مربوط به آب های زیرزمینی (Groundwater processes)
آب زیرزمینی یکی از منابع مهم تأمین کننده آب مصرف خانگی، کشاورزی و صنعتی به شمار آمده و نگرانی مربوط به کیفیت و کمیت آب استخراج شده از سفره ها در سطح جهانی مطرح است.
از آن جایی که آب های زیرزمینی تأمینکننده اصلی آب رودخانه ها و دریاچه ها هستند بنابراین وجود آب زیرزمینی نقش حیاتی در چرخه هیدرولوژیک دارد. آب زیرزمینی در حقیقت آبی است که تحت فشار مثبت(بیش از فشار اتمسفری) در زونی اشباع ذخیره گردیده است. سطح آب با بالا و پایین رفتن خود، مرز بالایی اشباع را در سفره­های غیرمحبوس نشان می دهد. تغذیه می تواند از طریق نفوذ آب باران و ذوب برف و یا از راه نشست افقی یا عمودی آب های سطحی بر روی زمین صورت گیرد.
آب زیرزمینی از طریق ورود به رودخانه ها، دریاچه ها، اقیانوس ها، از طریق تعریق ریشه ها گیاهان عمیق و یا از راه تبخیر در زمانی که سطح آب به سطح زمین نزدیک شده است. سیستم را ترک می کند. آب زیرزمینی با سرعت­هایی که بخصوص کمتر از یک متر در روز هستند(1m day -1) دائماً در حال حرکت است.
مهم ترین فاکتورهای زمین شناسیکنترل کننده حرکت آب های زیرزمینی عبارتند از لیتولوژی، چینه شناسی و ساختمان زمین. از سویی ترکیبی از همه این فاکتورها، منجر به ایجاد انواع گوناگونی از الگوهای جریان آب در زیرزمین می گردند. از واژه آکیفر(سفره) برای تعریف واحدی زمین شناسی استفاده می گردد که می تواند مقادیر خاصی از آب را ذخیره و جابجا نموده به طوری که از نظر هیدرولوژیک و اقتصادی قابل توجه است. لایه های سنگی که غیر قابل نفوذ هستند، آکی کلود(aquicluds) و سنگ های نیمه نفوذ پذیر که سرعت جریان را کاهش می دهند با نام آکیتارد[7] نامگذاری شده اند.
یک آب خانه نامحبوس نسبت به دریافت آب از اتمسفر باز بوده و سطح هیدرواستاتیک آن برابر است با سطح آب. در یک آب خانه محبوس، آب میان لایه های محبوس کننده(آکیتاردها یا آکی کلودها) بدام افتادهو دیگر ارتباط عمودی با اتمسفر ندارد.
در مناطق مرطوب آب زیرزمینی می تواند عاملی مهم در شدت جریان باشد، به این صورت که آب از طریق تراوش فاضلاب و پس آب ها و ایجاد دبی تابتبه درون کانال ها وارد می گردد. در صورتی که میزان ورود آب از سفره به رودخانه ها بالا باشد، می توان رودخانه ها را از راه گوناگونی نسبتاً محدود زمانی جریان تشخیص داد. در مقابل در مناطق خشک و بایر اغلب شدت جریان به درون لایه های نفوذ پذیر، نفوذ نموده تا بتواند خود را به سفره برساند. چنین جریاناتی را با عنوان درون ریز می شناسند.
 
آب زیرزمینی در نقش عاملی ژئومورفولوژیک (Ground water as a geomorphological agent)
آب زیرزمینی عامل ژئومورفولوژیک بسیار مهمی در بسیاری از محیط ها شامل هم خشک و بیابانی وهم مرطوب و هم گرم و هم سرد بشمار می رود. این آب در نواحی کارستی بر نحوه شکل گیری غارها، محتوای شیمیایی آب و موفولوژی سطحی پلایاها یا پهنه ها اثر می گذارد. آب زیرزمینی این کار را از راه فرسایش رخساره های سنگی و ایجادآلکاوها(Alcoves) و غارها عقب نشینی پرتگاه ها و کمک به رشد دره های عمیق از راه جریان یافتن در کف دره های کوچک انجام می دهد. آب زیرزمینی می تواند در نواحی بایر و خشک که سطح آب در آن جا نزدیک به سطح قرار دارد فرسایش توسط باد را کم اثر یا متوقف کرده و مانند تلماسه ها عمل نماید. در طول زمان نقش آب زیرزمینی در ایجاد و گسترش پدیده های ژئومورفیک شدیداً تحت تأثیر نوسان در ارتفاع سطح آب بوده است. این نوسانات نتیجه تغییر اقلیم و پمپاژ توسط انسان می باشند. برداشت بیش از حد آب و سطح آب زیرزمینی که در حال افت است می توانند منجر به نشست سطح زمین، مرگ گیاهان و جابجایی تلماسه ها گردد.
واژه کارست به سرزمین های آهکی اطلاق می گردد که شامل مجموعه بسیار متنوعی از لندفرم ها از قبیل: غارها، چشمه ها، دره های ناپیدا دولین هامی باشند. فرایند فرسایشی غالب در این سرزمین ها از نوع انحلال بوده و منطقه ای که در مورد آن صحبت می کنیم با عدم وجود جریان سطحی آب و گسترش ایجاد چاله و رودها یا دولین ها شناخته می­شود. یک الگوی کم نظیر زهکشی نتیجه فرایندهای کارست زا است. انحلال باعث تولید و بزرگ شدن حفرات می گردد. پس این فرایند به انتقال احجام بزرگی از آب زیرزمینی کمک نموده و بنابراین باعث افزایش شدت انحلال خواهد شد. در مناطق کارستی زهکشی زیرزمینی به بهای ایجاد شبکه های جریان سطحی به وجود می آید. انحلال و سست شدن سنگ های سیلیسی برای به وجود آوردن توپوگرافی کارستی در نواحی خشک همچون منطقه بانگل بانگل(Bungle Bungle)- شمال غربی ایتالیا مشاهده شده است، اما این که چنین فرایندهایی به طور کامل یا بخشی از دوره هایی که اقلیم های مرطوب حاکم بوده اند به ارث رسیده اند. همچنان تردید وجود دارد.
از راه فرایندی به نام فرسایش قاعده(Sapping) آب زیرزمینی در جابجایی های بزرگ و تولید کانال ها نقش خود را ایفا می کند.
تراوش متمرکزی که در اثر همگرایی آب زیرزمینی به وجود آمده می تواند به آهستگی مرتفع ترین بخش دره یا قاعده صخره ها را فرسایش داده، ساختمان های رویی را از زیر خالی کرده و باعث گسیختگی و عقب نشینی آب سرشاخه گردد.
از اصطلاح فرسایش قاعده چشمه اغلب زمانی استفاده می شود که یک چشمه با منبعنقطه ای با وجود آن که فرسایش از طریق تراوش نیز در محلی که تخلیه آب زیرزمینی تمرکز کمتری داشته در این مسئله دخالت داشته است.
با تهیه مدل های کامپوتری درمی یابیم که پرتگاه های حلزونی شکل[8] در محلی که جریان آب زیرزمینی چند شاخه می شود به وجود می آیند. با این حال کشیدگی در داخل کانال ها یا دره های عمیق نتیجه تراوش متمرکزتر و بیشتر است و اغلب با رشد(Updip) در طول سیستم شکستگی ها یی که قابلیت هدایت هیدرولیک بالاتری دارند همراه می شوند. هوازدگی شیمیایی در سنگ های آسیب پذیر باعث بیشتر شدن میزان نفوذپذیری می گردد. اگر چه بسیاری از شبکه های فرسایش قاعده ای(Sapping)، به عنوان مثال آن هایی که در سواحل ایتالیا و فلات کلورادو وجود دارنددر میان سنگ های شدیداً درزه ای به وجود آمده اند اما بررسی های صحرایی صورت گرفته به وسیله شوم و همکارانش در 1995(Schumm et al. 1995) نشان می دهد که شبکه های مشابهی هم می توانند در مسأله های بسیار نفوذپذیر بدون آن که عوامل ساختمانی دخالت چندانی داشته باشند پدید آیند.
خصوصیات رایج مورفولوژیک دره هایی که در آن ها فرسایش قاعده نقشی اساسی ایفا می کند شامل پرتگاه های پشتی(headwall) آمفی تئاتری شکل، عرض نسبتاً ثابت دره از منشأ تامحل خروج، دره هایی که دیواره های بلند و اغلب پرشیب دارند، مقدار عوامل ساختمانی، انشعابات کوتاه و مدور و پروفیلی طولی که تقریباً مستقیم هم هست(عکس57 ) می باشد.

عکس 57 : لانگ و کوکنیون دو انشعاب از انشعابات رودخانه کلورادو هستند که در سازند ماسه سنگی ناواهو به وجود آمده اند. مورفولوژی آن ها با شکل سر شبیه سالن سینما و عرض نسبتاً ثابت دره از منشأ تا خروجی همزمان با ایحادشان توسط فرسایش قاعده توسط جریان آب زیرزمینی ثابت خواهد بود.
 
به همین صورت مدل های شبیه سازی از وضعیت(Howard, 1995 ) شستشوی مقطع(sapping) توسط آب زیرزمینی دره هایی را به وجود میآورند دارای انشعابات محدود، دارای عرض حدوداً ثابت و به پرتگاه های پشتی(headwalls) خاتمه می یابند.
همچنین فرایندهای مربوط به جریانات خروجی به عنوانفاکتوری مهم در گسترش شبکه دره ای با استفاده از تصاویر ماهواره ای گرفته شده از یخ که نشانگر وجود عوارض مورفولوژیک بسیار شبیه به سطح زمین بود، شبیه سازی گردیدند(Laity and Malin, 1985 ). اکنون تا حدود بسیار زیادی اعتقاد بر آن است که وجود دره های فراوان بر روی سطح مریخ نتیجه فرسایش از طریق شستشوی قاعده ای(Gulick, 2001) می باشد، اما به هر حال مکانیسم واقعی این پدیده همچنان محل بحث و گمان است. اما مقالاتی که درباره این پدیده بر روی کره زمین ارائه شده اند و همچنان تعدادشان رو به افزایش می باشد، شستشوی قاعده ای توسط آب های زیرزمینی فرایندی جهانی معرفی شده به طوری که می توان در تعداد فراوانی از محیط های لیتولوژیک و هیدرولوژیک آن را مشاهده نمود. نمونه های دره هایی که توسط شستشوی قاعدهای به وجود آمده اند را می توان در کشورهای لیبی، مصر، انگلیس، هلند، ایلات متحده(شامل ورمانت، فلات لکورادو، هاوایی و فلوریدا)، نیوزلند، ژاپن و بوتسوانا یافت. دره ها و پرتگاه هایی که طبق شرایطی که توضیح داده شد به وجود آمده اند اما در حال حاضر تراوش جدیدی در آن ها جریان ندارد، ممکن است باقیمانده از دوران اقلیم مرطوب تری باشند که روزی در آ ن ناحیه حاکم بوده است(مثلا در مصر)
اما سایر سیستم ها ممکن است شامل هر دو مؤلفه فعال و غیر فعال یا بازمانده از گذشته باشد.
شستشوی قاعده ای علاوه بر شکل دادن دره ها از طریق فرسایش پرتگاه های پشتی، در زون هایی که محل تخلیه آب زیرزمینی می باشند هم در فرسایش و عقب نشینی پرتگاه ها نقش دارد. به شرط حذف و پشتیبانی قاعده ای از طریق جریان آب دامنه ها از زیر شسته و پس فرو می ریزند. در حالت فوق مقاومت سنگ ها در محل هایی که تراوش تمرکز دارد و یا دهانه خروج آب چند شاخه می گردد کاهش می یابد. فرایندهای مزبور در مبحث مطالعه عقب نشینی پرتگاه ها در توالی های ماسه سنگی شیلی جنوب غرب ایالات متحده مورد توجه خاص قرار گرفته اندو علاوه بر این ها دامنه­هایی که سنگ های تشکیل دهنده ی شان از جنس ماسه سنگ، گرانیت، توف یا سایر سنگ های توده ای می­باشند نیز ممکن است میزبان هوازدگی نوع بادی آل وئولار یا تافونی باشند. از اصطلاح شستشوی قاعده ای خشک برای توضیح نحوه شکل گیری عوارض فوق استفاده می شود. البته برای سطوح سنگی که ممکن است در اثر تماس با نمک دچار پوسته شدگیشوند، به نظر نمی رسد عوارض فوق مرطوب باشند. بر خلاف این قاعده، کلاوهای بزرگتری که توسط شستشوی قاعده ای مرطوب ساخته شده اند، حداقل بر اساس / طبق شرایط فصلی در فصول مختلف دارای سطح مرطوب می باشند(Howard and Selby, 1994).
چشم اندازهای اینسلبرگیو بولدری در مناطق بایر و خشک زمانی که به واسطه رخنمون یافتن گوشته در معرض هوا قرار می گیرند، با عنوان ساختارهایی که دچار خردایش با اسید گردیده اند، شناخته می شوند. این چنین لندفرم هایی ممکن است 100 میلیون سال یا بیشتر توسعه پیدا کرده باشند. از نظر منشاء نیز حدس زده می شود با اعماق چند ده یا چند صد متری گوشته در ارتباط بوده و در اثر تماس با آب های زیرزمینی و گرمای ژئوترمال دچار هوازدگی گردیده­اند. این فرضیه مطرح است که توده های سنگ برجا در محل پیشانی قاعده هوازدگی به وجود آمده و بعدها با رخنمون رگولیت ها آن ها هم رخنمون یافته اند. سطوح پلایاها در صحراها به طور قابل توجهی متنوع هستند. این واقعیت بستگی به طیف متنوع محیط های شاخص و متمایز هیدرولوژیک دارد. در محل هایی که آب های زیرزمینی به طور فصلی یا به طور دائمی وارد پلایاها می شوند، فرایند تبلور بسیار شاخص بوده و پوسته های نمکی با ضخامت های مختلف فرصت تشکیل شدن خواهند داشت. ظهور آب زیرزمینی در سطح و تبلور نمک در برگیرنده اشکال شدیداً بی­نظم میکروتوپوگرافی و پلی گونال و پشته های نمکی می باشند. این امکان وجود دارد که پدیده انحلال همچون پیدایش گودال ها[9] و سینک هول ها((Sinkholes فرورفتگی های قیفی شکل هم در این شرایط روی دهد. معمولاً رسوبات در زیر سطح مرطوب نرم و چسبناک اند. برآمدگی های چشمه ای که اشکال برآمده ای هستند که ممکن است دارای آبگیری در مرکز خود باشند در جایی که سطح آب بالاتر از سطح پلایاست تشکیل می گردند.
 
برداشت بی­رویه آب­های زیرزمینی و تغییرات در چشم اندازها (Landscape changes associated with groundwater overdraft)
هنگامی که بیش از حد از یک آب خانه آب برداشت می شود یعنی زمانی که دیگر طبیعت توانای جایگزینی آن را ندارد. در سیستم شرایط برداشت بی رویه پدید خواهد آمد. این مسئله علاوه بر از دست رفتن آب اثرات منفیژئومورفیک نیز به همراه دارد. از آن جمله می توان به فرونشست شدید زمین به اندازه(یک تا ده متر) در شهر مکزیکوسیتی، توکیو، هانوی، دره مرکزی کالیفورنیا، منطقه هوتسن- گل وستن در تگزاس ولاس وگاس در نوادا اشاره کرد.
رخنمون سطحی ژئومورفیک در برگیرنده ایجاد سیستم شکستگی های مانند آنهایی است که در دریاچه خشک شده یوکا در نوادا دیده می شوند. در این محل شکستگی های موازی دارای 2 کیلومتر طول و در حدود 500 متر عمق می­باشند. در شهر بانکوک توسط فرونشست برابر با 5/1 تا 2/2 سانتی متر در سال است اما در محل هایی نیز با نرخ 15 سانتی متر در سال هم به وقوع پیوسته که باعث خرابی ساختمان ها و سازه ها گردیده است. از آن جایی که این شهر تقریباً هم سطح با دریا است جدی ترین خرابی ها در اثر وقوع سیلاب در فصول پرباران بوده است.
آب زیرزمینی نقشی مهم در سیستم های بادی و آبرفتی مناطق بیابانی ایفا می کند. در سیستم های کانالی، آب زیرزمینی که در اثر فعالیت گسل ها یا سنگ بستر به سطح رسیده است ممکن استدر مسافت های کوتاه روی زمین جاری گردد. این پدیده در زون هایی دیده می شود که به واسطه وجود پوشش گیاهی فریاتوفیتیک(Phreatophytes) انبوه و متراکم به خوبی مشخص هستند. این نوع پوشش گیاهی به گیاهانی گفته می شود که ریشه هایشان به طور مستقیم آب را از سفره جذب و سکونتگاه ساحلی خود را فرا می گیرند. گیاهان فریاتوفیت بر زبری هیدرولیک و فرایندهای ته نشینی اثر گذارده و از سوی دیگر عدم وجودشان به علت افت سطح آب بیش از وقوع دوره های پهن شدگی رودخانه اتفاق می افتد.
همچنین وضعیت سیستم های تلماسه ای در پاسخ به کاهش ارتفاع سطح آب سفره تغییر می کند. در یک سیستم بادی مرطوب سطح آب برابر با سطح یا نزدیک به سطح زمین واقع و عوامل مستحکم کننده متعددی همچون پوشش گیاهی، رسوبات بادسای یا سیمان ها به تجمع و ایجاد تلماسه ها کمک نموده و در عین حال سیستم هم چنان فعال باقی می ماند. از سوی دیگر افت سطح آب ممکن است منجر به تغییر سیستم به سیستم بادی خشک گردد و دیگر نه سطح آب و نه گیاهان بتوانند هیچ اثری وارد کنند. در این حالت رفتار سطح زمین هم تا حدود بسیار زیادی در کنترل اشکال آیرودینامیک قرار خواهد گرفت(Kocurek, 1998 ).
در صحرای موهاوه کالیفرنیا، ماسه جدا شده نبکاها در اثر فروپاشی(نبکاها یا تلماسه هایی که به واسطه وجود پوشش گیاهی جابجا نمی گردند) در امتداد مسیر حرکت ماسه ها و تلماسه های برخان و در جهت وزش باد مجدداً بر روی هم انباشته می شوند. در این شرایط مشکلاتی در اثر نفوذ تلماسه ها و گردو غبار برای ساکنان مناطق مجاور پدید خواهد آمد.
References
Gulick, V.C(2001) Origin of the valley networks on Mars; a hydrological perspective, Geomorphology 37, 241-268.
Howard, A.D(1995) Simulation modeling and statistical classification of escarpment planforms, Geomorphology12, 187–214.
Howard, A.D. and Selby, M.J(1994) Rock Slopes, in A.D. Abrahams and A.J. Parsons(eds( Geomorphology of Desert Environments, 123–172, London: Chapman and Hall.
Kocurek, G(1998) Aeolian system response to external forcing factors – a sequence stratigraphic view of the Sahara Region, in A.S. Alsharhan, K.W. Glennie, G.L. Whittle and C.G. St C. Kendall(eds) Quaternary Deserts and Climatic Change, 327–337, Rotterdam: A.A. Balkema.
Laity, J.E. and Malin, M.C(1985) Sapping processesand the development of theater-headed valley networks in the Colorado Plateau, Geological Society ofAmerica Bulletin96, 203–217.
Schumm, S.A., Boyd, K.F., Wolff, C.G. and Spitz, W.J(1995)A ground-water sapping landscape in theFlorida Panhandle, Geomorphology12, 281–297.
 
Further reading
Kochel, R.C. and Piper, J.F(1986) Morphology of largevalleys on Hawaii; evidence for ground water sappingand comparisons with Martian valleys, Journal ofGeophysical Research91, E175–192.
Laity, J.E(in press) Ground water drawdown anddestabilization of the aeolian environment in theMojave Desert, California, Physical Geography.
Luo, W., Arvidson, R.E., Sultan, M., Becker, R., Crombie,M.K., Sturchio, N. and Zeinhom, E.A(1997) Groundwater sapping processes, Western Desert, Egypt,Geological Society of America Bulletin109, 43–62.
Péwé, Troy L(1990) Land subsidence and earth-fissureformation caused by ground water withdrawal inArizona, in C.G. Higgins and D.R. Coates(eds(Ground Water Geomorphology; The Role ofSubsurface Water in Earth-surface Processes andLandforms, Geological Society of America SpecialPaper 252, 218–233.
Young, R.W(1987) Sandstone landforms of the tropical East Kimberley region, northwestern Australia,Journal of Geology95, 205–218.
SEE ALSO: canyon; etching, etchplain and etchplanation; karst; pan; sandstone geomorphology; spalling
 
JULIE E. LAITY                                (مترجم: جعفر رکنی)
 
GROYNE - گروین
گروین ها ساختارهای عمود بر سواحل را می گویند که به منظور کنترل حرکت ماسه ها در طول سواحل به صورت متناوب در زون های زمین گل آلود و خیزاب ساحلی قرار گرفته و سدی فیزیکی را در برابر حرکت شن های سواحل پدید می آورند.
گروین ها با تغییر الگوهای انکسار موج، شکست موج و زون های خیزاب ساحلی جریانات آشفته آب را به وجود آورده و در ساحل خلاف جریان رسوبات را به دام انداخته، حجم ورودی رسوبات را به جریانات هم سوی ساحل را کاهش داده و جهت حرکت رسوبات را به سوی دریا تغییر می دهند(باعث می شوند رسوبات به سوی دریا حرکت کنند نه ساحل)
اثرات ژئومورفیک گروین ها عبارت از ایجاد سواحل پهن تربا شیب بیشتر در پیش کرانه های جناح خلاف جریان، سواحل باریک تر همراه با پیش کرانه های مسطح تر در جناحی که در جهت جریان قرار دارد، زون های رسوب گذاری کمانی در نوک ساختارهای جناح هم سو با جریان و نیز قطع شدگی های قابل توجه در امتداد خط ساحلی(Everts 1979 ). سواحلی که به طور محلی جناح های خلاف جریان پهن تری دارند می توانند به قابلیت جابجایی توسط باد قدرت بخشیده و بخش های سطحی گروین ها نیز می توانند تله های مؤثری را برای ماسه حمل شده با باد به وجود آورده و با این عمل پتانسیل ایجاد تلماسه ها در جناح خلاف جریان را تقویت نمایند(Nersesian et al. 1992; Nordstrom 2000 ).
به هر حال نرخ عقب نشینی خط ساحلی ممکن است با افزایش شدید در جناح جهت جریان گروین ها(Evert, 1999; Nersesian et al. 1992 ) منجر و منتهی به قطع شدگی سواحل و تلماسه ها و از بین رفتن سکونت گاه ها در خشکی گردد.
کوتاه شدگی، پایین آمدن یا قطع شدگی گروین های موجود یا به وجود آمدن گروین های کپه ای و نفوذ پذیر یا گروین های غرقاب کمک می کنند تابا هدف کاهش نرخ فرسایش در جناح همسو با جریان مقداری از رسوبات ساختارهای موجود را دور بزنند.
همچنین گروین های کپه ای نفوذ پذیر می توانند شدت جریان را همزمان با حذف اثر القایی توسط جریان ساحلی برگشتی کاهش دهند. حاصل این فرایند خط ساحلی مستقیم تری در مقایسه با با محصول گروین های نفوذ ناپذیر میباشد. از سوی دیگر تراس های زیر آبی نیز به وجود می آیند که می توانند پتانسیل فرسایش امواجی را که از میان آن ها عبور می کنند را کاهش دهند(Trampenau et al., 1996 ).گروین های غرقاب زیبایی اصل چشم انداز را حفظ و به ترافیک ساحلی کمک می کنند تا بدون محدودیت به کار خود ادامه دهد. به هر حال متاسفانه چنین اثراتی هنوز به خوبی بررسی نشده اند(Aminti et al., 2003 ).برای کاهش سایش(Scour) و هدایت جریانات ساحلی برگشتی(rip)، ایجاد تی گروین ها به صورت موازی خط ساحلی و در جهت دریا در بعضی از نواحی مطلوب می باشد. این عمل منجر به کاهش بار رسوبات ناخواسته در دریا می­گردد اما در عین حال می تواند به طرز بدی مرکز ساحلی را از رسوبات تهی نماید(Mc Dowell et al., 1993).
زمانیکه گروین ها در محل های زیر نصب شده باشند می توان بهترین استفاده را از وجودشان برد:
  1. انحراف مسیر انتقال رسوبات از رسیدن به منطقه کشند(nodzl)/ گره ای
  2. دیگر هیچ نوع منشایی برای تأمین ماسه شامل جریانات هم سو با اسکله یا موج شکن وجود نخواهد داشت.
  3. انتقال ماسه در جریان هم سو مطلوب نخواهد بود.
  4. طول عمر تغذیه ساحل می بایست حتماً افزایش یابد.
  5. تمام بخش های امتداد جریان(reach) مستحکم خواهند شد.
  6. و جریانات به خصوص در محل ورود قوی خواهند بود(Kraus et al., 1994 ).
همچنین گروین ها دارای ارزش و اهمیت تفریحی نیز می باشند. به عنوان مثال می توان به عنوان محلی برای ماهی گیری از آن ها بهره برد چرا که امکان دسترسیبه آب های عمیق را فراهم می کنند. با ترکیب ساختارهای گروین و موج شکن ها با هم می توان جاذبه تفریحی آن ها را بالاتر برد.
امروزه اغلب از گروین های جدید به جای گروین های قبلی در طرح های تغذیه سواحل استفاده می شود اما در بعضی جاها هم استفاده از آن ها ممنوع یا شدیداً با مخالفت مواجه گردیده است(Kraus et al. 19941993Truitt et al.). در مورد حذف و برداشتن گروین ها نیز حتی گزارشاتی ارسال شده است(McDowell et al 1993) اما در مورد این که عمل حذف بر سواحل اثرات منفی داشته است اسناد زیادی وجود ندارد. جایگزین گروین ها با هدف فراهم آوردن امکان دور زدن ساحل توسط رسوبات از عمل حذف آن ها بسیار متداول تر بوده و اسناد بیشتری نیز وجود دارد(Rankin and Kraus, 2003).
References
Aminti, P., Cammelli, C., Cappietti, L., Jackson, N.L.,Nordstrom, K.F. and Pranzini, E(2003) Evaluation of beach response to submerged groin construction at Marina di Ronchi, Italy using field data and a numerical simulation model, Journal of Coastal Research,Special Issue, in press.
Everts, C.H(1979) Beach behaviour in the vicinity ofgroins – two New Jersey field examples, CoastalStructures79, 853–867, New York: American Societyof Civil Engineers.
Kraus, N.C., Hanson, H. and Blomgren, S.H(1994(Modern functional design of groin systems, CoastalEngineering: Proceedings of the Twenty-fourthCoastal Engineering Conference, 1,327–1,342,New York: American Society of Civil Engineers.
McDowell, A.J., Carter, R.W.G. and Pollard, H.J(1993)) The impact of man on the shoreline environment of the Costa del Sol, southern Spain, in P.P.Wong(ed.) Tourism vs Environment: The Case forCoastal Areas, 189–209, Dordrecht: KluwerAcademic Publishers.
Nersesian, G.K., Kraus, N.C. and Carson, F.C(1992(Functioning of groins at Westhampton Beach, LongIsland, New York, Coastal Engineering: Proceedingsof the Twenty-third Coastal Engineering Conference, 3, 357-3, 370 New York: American Society of CivilEngineers.
Nordstrom(2000) Beaches and Dunes of DevelopedCoasts, Cambridge: Cambridge University Press.
Rankin, K.L. and Kraus, N.C(eds)(2003) Functioningand design of coastal groins: the interaction of groinsand the beach: processes and planning, Journal ofCoastal Research, Special Issue, in press.
Trampenau, T., Göricke, F. and Raudkivi, A.J(1996(Permeable pile groins, Coastal Engineering 1996:Proceedings of the Twenty-fifth InternationalConference, 2,142–2,151, New York: AmericanSociety of Civil Engineers.
Truitt, C.L., Kraus, N.C. and Hayward, D(1993) Beach fill performance at the Lido Beach, Floridagroin, in D.K. Stauble and N.C. Kraus(eds) BeachNourishment: Engineering and ManagementConsiderations, 31–42, New York: American Societyof Civil Engineers.
 
KARL F. NORDSTROM                                                 (مترجم: جعفر رکنی)
 
GRUS - گروس/ گراس
یکی از محصولات فروپاشی دانه ای سنگ های درشت دانه که به واسطه نحوه خاص توزیع دانه هایش شناخته می شود گروس است. این ساختارها از ماسه های 0/2-1/0 میلی متری و گراول > 2 میلی متری ساخته شده و در اثر شرایطی این احتمال وجود دارد که 100% سنگ از چنین ذراتی به وجود آ»ده باشد. درصد ذرات ریزتری که در اثر هوازدگی سنگ از سنگ مادر جدا شده اند قابل چشم پوشی است(Migon and Thomas, 2003). از این رو اگر چه بعضی از سنگ ها مانند مادستون ها کمتر احتمال می رود که به دلیل سایز دانه هایشان استعداد تولید گروس داشته باشند گروس همراه با هر نوع سنگ بستری هم دیده نمی شود. گرانیت ها، گنایس ها و میگماتیت ها سنگ های مادری هستند که فروپاشی شان منجر به تولید گروس می گردد.
همچنین واژه گروس برای توصیف محصولی که از اجتماع مواد حاصل از هوازدگی/ کوارتز با جورشدگی ضعیف و دانه های زاویه دار و دانه های فلدسپاتی که فقط بسوی قاعده یک رخنمون آن هم در مسافتی کوتاه جابجا شده اند توسط رسوب شناسان استفاده می شود. چنین تعریفی برای گروس به ویژه در نواحی بایر و نیمه بایر که مواد حاصل از فروپاشی سنگ ها در کوهپایه در اثر پدیده شستشوی دامنه ای مجدداً توزیع می گردند، کاربرد گسترده تری دارد.
گروس را نمی بایست به عنوان محصول هوازدگی سطحی حال حاضر در میان رخنمون های سنگی با گروس حاصل از هوازدگی گوشته که محصول آن می تواند چندین متر ضخامت و عمری در مقیاس زمین شناسی تاریخی داشته باشد، اشتباه گرفت. ممکن است به ساپرولیت هایگروس به عنوان پروفیل های هوازدگی برجا نگریسته شود. پروفیل­هایی که تقریباً به طور کامل یا به طور گسترده از جنس گروس می باشند.
گروس می تواند در قاعده یک نیمرخ هوازدگی عمیق به وجود آید که در این شرایط معرف وقوع یک مرحله آلتراسیون انتقالی گذار از سنگ سخت/ یکپارچه به گوشه ای هوازده از جنس رس می باشد. البته شواهدی وجود دارد که نشان می دهد بسیاری از نیمرخ ها/ پروفیل های هوازدگی عمیق از زون قاعده ای گروسی شدن برخوردار نبوده و زون انتقالی بسیار نازک است. از اصطلاحات گوشه های آرنایتی و ساپرولیت های ماسه ای معمولاً به عنوان مترادف با گوشته گروسی استفاده می شود.
گروسهای ساپرولیتی بر اساس ساختمان درونی، عمق و لیتولوژی تقسیم بندی می شوند.
بسیاری از آن ها به طور کامل همگن هستند و گروهی هم تشکیل شده اند از هسته های سنگی متعدد، زون هایی که خردشدگی های پیشرفته تری در طول شکستگی های شان دارند و یا بین سنگ مادر هوازده و غیرهوازده سطح تماس جانبی یا عمودی ناگهانی دیده می شود. سنگ های هسته ای که داخل پروفیل های گروس وجود دارند ممکن است دارای ابعاد 4-3 متر بوده که یا دارای فواصل کم بوده که با شکستگی های هوازده از هم جداشده اند و یا به صورت جداگانه و ایزوله در توده سنگی دیگری که به شدت دچار فروپاشی گردیده اند، قرار گرفته اند. در مورد عمق ساپرولیت های گروس، گزارشات مختلفی وجود دارد اما پروفیل های با عمق بیش از 10 متر در میان این گزارشات چندان رایج نیست. وقوع تغییرات مینرالوژیک همراه با گروسی شدن معمولاً سطحی و ملایم بوده و محتوای کانی های رسی ثانویه در نیم رخ های گروس اغلب چندان قابل توجه(بیش از 2%) نیست. در بین رس ها کانی هایی که دارای لایه بندی داخلی هستند مانند کائولینیت، هالوئزیت و ورمیکولیت از همه فراوان ترند. وجود گیبسیت نیز البته گزارش شده اما درصد آن معمولاً کم است. این احتمال وجود دارد که وجود این کانی نشانه وجود مرحله گذار در شکل گیریکائولیت باشد.
منشاء ساپرولیت گروس های عمیق همچنان نامعلوم بوده و چندین مکانیسم برای بازشدن ریزشکستگی ها در لابلای دانه هایی که در زون های نزدیک به سطح قرار دارند مطرح است(Pye 1985 : Irfan 1996 ). ریزشکستگی در واقع نتیجه حذف استرس کوارتز و فلدسپات ها در طی وقوع فرایند هوازدگی می باشد که ممکن است از طریق توسعه بیوتیت پس از هیدراسیون بهبود یافته باشد. پیدایش تخلخل بین دانه ای در پاسخ به انحلال بخشی در طول مرز دانه ها و ریز ترک های بین دانه ای نیز می تواند عاملی مهم در فرایند فوق به شمار آید. به هر حال فرایندهای شیمیایی پیشرفته در این قضیه نقشی درجه دو دارند البته اگر هیچ نقشی نداشته باشند، این نقش همان گونه که به واسطه مقادیر بسیار کم رس ثانویه هم ثابت گردیده است، عبارت است از حفظ کانی هایی است که به راحتی هوازده می شوند هم چون بیوتیت و پلاژیوکلاز و نیز فرسایش دانه های کوارتز و فلدسپات در حد محدود.
گوشته های گروسی به ویژه در مناطقی که آب و هوای معتدل دارند فراوان ترنداما در اصل اقلیم مناسب آن ها بسیار متنوع بوده و ممکن است آن ها را در هر نوع رژیمبتوان یافت(Migon and Thomas 2002 ). در عرض های جغرافیایی پایین گروس ها در طول محصولات آلتراسیون های پیشرفته تر هم چون ساپرولیت های فرالیتیک / لاتریتی به عنوان مثال در جنوب شرقی برزیل به وجود می آیند. توزیع به این صورت با فرضیه ای که اغلب در گذشته مطرح بود مبنی بر این که تولید گروس در کنترل شرایط اقلیمی بوده و به خصوص در اقلیم مرطوب بیشتر این موضوع به چشم می خورد، تناقض دارد. با وجود احتمال آن که بسیاری از گوشته های گروسی نتیجه هوازدگی در اقلیم های عهد حاضر نبوده بلکه از اقلیم های تاریخی در گذشته زمین شناسی به ارث رسیده اند و هم چنین با درنظر گرفتن این حقیقت که بسیاری از پروفیل های گروس آشکارا قطع شده اند، جمع بندی و کلی گویی روش نامناسبی به نظر می رسد.
از دیدگاه ژئومورفیک گوشته های گروسی در سه محیط عمده تشکیل می گردند:
1- آن ها در بین فلات های بالا آمده و سرزمین های مرتفع، زیر دامنه های کم شیب بالایی و در طول دیواره دره ها فراوانند.2- در چشم اندازهای تپه ماهوری و اینسلبرگ به وجود می آیند اما تپه ها ممکن است خود به طور کامل پس از هوازدگی تبدیل به گروس شده باشند و یا این کهدامنه های پایین ترشان توسط یک گوشته گروسی پوشیده شده اند.
3- آن ها همراه با مناطق کوهستان یا کوه هایی که کاملاً از یکدیگر جدا شده اند دیده می شوند. در بعضی از کوهستان های نیمه استوایی، پشته های حوضه آبریز، آبشکن ها و تپه ها مجزا بسیار دیده می شود که به شدت دچار هوازدگی گردیده و تنها هسته سنگ بستر سالم و بدون هوازدگی به صورت گنبدهای بزرگ از گوشته ساپرولیتی گسترده سر بیرون آورده اند(Thomas, 1994 ).
اجتماع رایج گوشته های گروس ضخیم همراه با نواحی که دارای برجستگی متوسط تا بلند بوده و اغلب درتاریخ معاصر بالاآمدگی را تجربه کرده اند، در کمربندهای مورفولوژیک در سرتاسر جهان، دلالت بر آن دارد که سرزمین های فرسایش یافته با برجستگی های متوسط به ویژه برای به وجود آمدن گروس های ضخیم محل های مناسبی می باشند. دلیل این موضوع وجود زهکشی آزاد گرادیان هیدرولیک شدید، استرس کششی و اشباع سنگ ها است.
از سوی دیگر وجود ناپایداری سطحی مانع از آن می گردد تا پروفیل های گروسی به رسیدگی ژئوشیمیایی و مینرالوژیک برسند بنابراین این فرضیه مطرح می گردد که پدیده گروسی عمیق در حقیقت شاید پاسخی از سوی سیستم های هوازدگی به تفریق سریع برجستگی ها خواه از طریق تکتونیسم فرسایش یا هر دو و بهبود همزمان وضعیت چرخه آب زیرزمینی، اگر چه این پدیده منحصر به چنین محیط هایی نیست، باشد(Migon and Thomas, 2002 ).
References
Irfan, Y.T(1996) Mineralogy, fabric properties andclassification of weathered granites in HongKong,Quarterly Journal of Engineering Geology29, 5–35.
Migo´ n, P. and Thomas, M.F(2002) Grus weatheringmantles – problems of interpretation’,Catena49, 5-24.
Pye, K(1985) Granular disintegration of gneiss andmigmatites,Catena12, 191–199.
Thomas, M.F(1994) Geomorphology in the Tropics,Chichester: Wiley.
 
Further reading
Dixon, J.C. and Young, R.W(1981) Character and origin of deep arenaceous weathering mantles on theBega batholith, Southeastern Australia, Catena8,97-109.
Lidmar-Bergström, K., Olsson, S. and Olvmo, M.)1997)Palaeosurfaces and associated saprolitesin southern Sweden, in M. Widdowson(ed(Palaeosurfaces: Recognition, Reconstruction andPalaeoenvironmental Interpretation, GeologicalSociety Special Publication 120, 95–124.
SEE ALSO: granite geomorphology; weathering
 
PIOTR MIGO´ N                                     (مترجم: جعفر رکنی)
 
GULLY گالی(خندق)
اگر بخواهیم تعریف درستی از واژه گالی ارائه دهیم باید ابراز داشت که گالی عبارت است از شیار های پایین دامنه­ها و انواعی از کانال های کف دریا. از نظر لغت شناسی واژه گولا/ گالا یا گیولا((gula به معنی حلق و در فرانسوی(goulet)گوله به معنی ورودی یا مجرای باریک است(که به یک بندر یا خلیج ختم می گردد) و در انگلیسی قرون وسطی معادل golet) یا(gullet وجود دارد.
با کنار گذاشتن کاربردهای کم اهمیت تر این واژه، واژه گالی به طور گسترده ای به آبراهه های باریک اما نسبتاً عمیق و شکاف داری اطلاق شده اند که عبور از عرض یا صعود از آنها دشوار خواهد بود. بنا به تعریف فوق دیگر استفاده از کلمات دره(Valley)و دره عمیقgorge نامناسب به نظر می رسد. در حالت ایدهال گالی دلالت دارد بر برشی جوان با دیوارها و پرتگاه(headwaal) پرشیب که به ویژه در اثر تماس و برخوردجریانات موقت مانند طوفان های باران زا یا ذوب برف و یخ در رسوب رگولیتی بدون استحکام و جوان به وجود آمده اند. با این وجود فرضیات و تعاریف فوق همان مشخصه های مورد نیاز را شامل شده و موارد استثنا فراوان است.
در صورتی که بخواهیم گالی ها را بر اساس فرآیند های تشکیل دهنده و شرایط توسعه آنها تقسیم بندی کنیم. همچنین بخواهیم آنها را براساس شرایط لایه های زیرین، پوشش گیاهی و شرایط اقلیمی مسلط بر آنها طبقه بندی کنیم، اشکال متنوعی خواهند داشت. از سویی به طور ناحیه ای نیز از همدیگر متمایز خواهند بود.. از این رو واژه مورد نظر در ادبیات در برگیرنده طیف وسیعی از کاربردها بوده بر اساس محلی که در آن قرار دارند نام متفاوتی نیز به آن ها داده می شود. مثلاً دونگا(Donga) ووکاروکا(vocaroca)، رمپramp)) و لاواکا(Lavaka). در میان این همه تنوع ممکن است گالیها دارای اشکال شکافی پهن(یعنی در بخش پایین عرض تر هستند)، مداوم یا منقطع(بسته به این که آیا گالی تا چه درجه ای به سیستم زهکشی اصلی متصل باشد) باشند. گالیها می توانند از بخش میانی شیب دامنه و یا از پنجه دامنه رشد کنند و یا در طول کف دره توسعه یابند. اغلب گالیها دارای خط القعر نسبتاً سادهای می باشند اما رأس یک گالی به دنبال فرسایش پس رونده خود می تواند سر انجام یک الگوی زهکشی شاخه درختی را ایجاد کند.. البته در برخی موارد در نتیجه به هم پیوستن دو سرشاخه دره ای حلقوی در پیرامون بخشی از میاناب ایجاد کرده و منجر به تشکیل تپه شاهد کوچکی در مرکز شوند.
درباره اندازه و ابعاد گالی ها تعابیر فراوانی وجود دارد. حتی در مورد اشکال آن نیز اختلاف نظر بسیار است. یک گالی از یک جویبار(Rill) که در حقیقت آبراهی کوچک است که در میان سنگها بازشده بزرگتر است. جویبار مزبور به حدی پهنا دارد که یک اتومبیل به راحتی از میان آن عبور می کند یا دستگاه شخم زنی آن را از بین می برد. یک آبکند(Arroyo)(یا وادی Wadi یا بارانکا(Barranca) معرف جریان حفر شده است که لزوماً چندان عمیق نبوده و نسبت به گالی دارای کف پهن­تری می باشد. برای درک بهتر می توان به هنگام مسابقات رانندگی در صحرا اشاره کرد که رانندگان بدشان نمی آید از یک آبکند بالابروند اما اصلاً اشتیاقی نسبت به گالی ندارند. در مقایسه با یک کانیون بسیار بسته، نسبت عرض به عمق گالی بسیار بالاتر بودهو مانند یک کانیون مکعب شکل با یک دره عمیق چندان عمیق نیستند. یک گالی در مقایسه با یک تنگ دره(ravine) باریک تر و کم عمیق تر است با این حال برای آن اندازه خاصی تعیین نشده است. گالیها و دره های عمیق(gorges) به طور یکسان دارای دیواره های شیب دار و بسته هستند اما تنگ دره ها بیشتر در مقطع عرضی V شکل هستند. کف تنگ دره ها در مقایسه با کف گالیها باز می باشند. تنگ دره ها می توانند در میان رگولیت ها یا سنگ ها به وجود آیند. در مجموع گالی و تنگ دره همپوشانی بسیار خوبی با هم نسبت به بقیه دارند(کلمه فرانسوی راوین((ravine به طور واضح هم گالیها و هم دره های بزرگ تر را در بر میگیرند). اما در کاربرد عمومی و آن چه که بیشتر رواج دارد، راوین ها یا تنگ دره ها و دره های عمیق یا gorges شاید با کمک معیار جالب حوادث مرگباری که در آن ها برای انسان ها رویداده است به بهترین صورت از یکدیگر تفکیک گردیده اند.
سقوط درون یک دره عمیق(gorge) به راحتی سبب مرگ خواهد شد اما در اثر سقوط درون یک گالی و در اثر بدشانسی محض احتمالاً مرگ به همراه خواهد داشت. بنابراین ممکن است گالیها ساختارهایی با 5تا10 متر طول، 1 یا 5/1 متر عرض و در همین حدود عمق داشته باشند اما موضوع بحث برانگیز اینجا است که آن ها در واقع چندین صد متر طول چندین ده متر پهنا در تراز اصلی زمین و شاید 20 یا 30 متر عمق داشته باشند. استفاده از واژه گالی با تجسم اندازه­های گروه دوم یعنی اندازههایی که در بالا گفته شد، هنگامی که گالیهای کوچکتری در اطراف یک گالی بزرگ وجود داشته باشند، بیشتر قابل توجه می باشد. با یک نگاه واقع بینانه احتمالا دلایل اصلی مرگ و میر ناشی از گالی ها، بهره برداری نامناسب از اراضی است. به این معنی که چرای بی رویه، قطع جنگل ها، سوزاندن پوشش گیاهی و نظایر ان موجب گالی شدن اراضی میشود. از جمله سایر عللی که باعث مرگ انسان ها شده اند می توان به وقوع روان آب در طول مسیرها یا جاده هایی که مستقیم به سوی پایین دامنه امتداد یافته اند با درنظر گرفتن انحراف مسیر یا تمرکز روان آب در جاده ها و ساختمان هایی که در بالای دامنه ساخته شده اند، اشاره نمود. همچنین گالی شدگی می تواند در زمانی که فشردگی خاک باعث به هم خوردن تعادل از نفوذ تا روان آب یا وقوع جابجایی های بزرگ خاک در هنگامی که دامنه تپه از زیر خالی شده و یا از بالا بیش از حد تحمل بر روی آن بارگذاری شده است، آغاز گردد.
به هر حال چندین فاکتور طبیعی هم در گالی شدگی نقش دارند. به عنوان مثال طوفان هایی که به صورت غیرعادی شدید یا طولانی هستند یکی از رایج ترین عوامل تحریک فرسایش به شمار آمده اما افزایش بسیار شدید بارش در اثر تغییر در اقلیم و یا افزایش وضعیت طوفانی بدون آن که در شدت بارندگی تغییر ایجاد شده باشد نیز در گالی شدگی نقش دارند. نابودی گیاهان در سطح گسترده در اثر افزایش اسیدی شده خاک یا آتش سوزی های طبیعی هم در این زمره قرار دارد.

عکس 58: نمونه هایی از فرسایش شیاری(Gully) در تپه های تقریباً ساپرولیتی در ماداگاسکار(a) فرسایش شیاری شدید. پروفیل های رواناب مقعر توسط پروفیل های تپه ماهوری محدب که به وسیله فیلتر شدن و هوازدگی شیمیایی به وجود آمده جایگزین شده است(b) گالی ها در مراحل مختلف تکامل، بزرگ ترین مجرا از طریق خط رأس به سمت بالا توسعه یافته است. آثار باقی مانده از عبور چهارپایان(احشام) در خط رأس شاهدی بر چرای بیش از حد دام های بومی در تپه های مالاگاسی است.بسیاری از این گالی ها رواناب از بالادست دریافت نمی کنند.(c) این گالی های باریک و بلند نشان دهنده یک سیستم زهکشی دندریتیک از پیش موجود هستند.(d)رواناب تولید شده بوسیله گالی باعث گسترش فرسایش می شود.
 
هم چنین فرسایش گالی در اثر ریزش طبیعی دامنه هم قابل توجه است. این نوع ریزش ها دارای مدل های مختلف بوده و شامل اسلامپ های عمیق تا خاک لغزش ها میگردند. علت تحریک چنین پدیده هایی نیز می تواند طوفان های باران زا، زمین لرزه یا فرسایش شیب پایه در اثر جریان یافتن چشمه ها یا رودها باشد. علت دیگر فرسایش یک گالیفرو ریخت لوله ها می باشد(مراجعه کنید به Pipe, Piping) پایپ ها مسیرهای عبور طبیعی و زیرزمینی در لابه لای خاک هستند که در اثر زهکشی در طول شیارها، حفرات خالی ریشه گیاهان، حفرات متصل به هم در میان ذرات خاک و... پدید میآیند. افزایش شدید روان آب در اثر نفوذ آب ممکن است به طور طبیعی در اثر انسداد منافذ خاکی که دارای منافذ ریز می باشد(به ویژه در لاتریت ها) و یا سخت شدگی در اثر تماس با هوا و پس خشک شدگی(در اثر نابودی گیاهان) روی دهد. همچنین گالی شدگی می تواند در اثر برش یا گسترش بالاسو رودخانه های نسل اول نیز به وقوع پیوندد. این برش یا گسترش خود در اثر بالاآمدن نواحی که سرشاخه آب در آن ها قرار دارد. فرونشست به سوی پایین رود، افت تراز پایه، افزایش شدت روان آب و تخلیه و یا شکست دیواره یک سد یا آب گیر رخ می دهد.
توجه داشته باشید که عللی که محلی را در معرض گالی شدگی قرار می دهند بسیار متفاوت هستند. این علل از یک فرسایش ساده شروع می گردد. اما همین علت ابتدایی که ممکن است پس از آتش سوزی و از بین رفتن گیاهان آغاز گردد چندان پیش پا افتاده نیست چرا که فرسایش واقعی فقط زمانی آغاز می گردد که به حد کافی و طولانی باران به محل بی درخت و گیاه هجوم آورد، از این رو به راحتی ممکن است عوامل نزدیک به منشاء و نهایی در شکل گیری گالیها مؤثر باشند و علل نیز خود یا در محل گالی یا در بالادست و یا در پایین دست خود را نشان خواهند داد. بنابراین گالیهای فراوانی رفتاری وابسته به رفتار آستانه را به جای رفتار خطی در پاسخ به فرایندهای گالی ساز از خود بروز میدهند. در کل، گالی شدگی معیار خوبی برای شناسایی چشم اندازهایی هستند که اخیراً آشفته شده یا دچار توازن در آن ها به هم خورده است خواه این عامل این آشفتگی ها طبیعی و خواه فرهنگی باشد.
به محض آغاز فرسایش، فرایندهای گوناگونی به ادامه آن کمک خواهند کرد. این فرایندها نیز البته در طول رشد فرسایش تغییر می نمایند. هجوم باران و شستشوی دیواره ها می تواند به طرز باورنکردنی به اندازه پوسته شدن یا فروریزش دیواره ها در اثر وقوع چرخه های مرطوب شدگی خشک شدگی مکرر چشمگیر باشد.
برش مسیر رودخانه در طول کف گالی و زیربرش هم زمان دیواره ها از جمله فرایندهای عمده رشد گالی محسوب می گردند. یکی دیگر از فرایندهای بسیار مؤثر، عقب نشینی قهقرایی(Headward) آبشار از محل قله می باشد که به طور قابل توجهی همراه است با گالیهایی که در اثر افت سطح اساس شکل گرفته اند. به هر حال برخی از گالیها به طور کامل حاصل بارانی هستند که در میان گالی فروریخته و جایی مانند یک پهنه آبگیر و رودخانه و مانند آن برای تخلیه آن وجود ندارد. در برخی از حالات هم چون در ساپرولیت های ضخیم در ماداگاسکار به محض آن که گالیها به عمق کافی برای قطع زون های آب دار در نزدیکی سنگ بستر می رسند، تراوش آب زیرزمینی از محل قاعده پرتگاه و دیواره های مجاور به مرطوب نگه داشتن این قاعدهها و در ضمن آسیب پذیری آن ها در برابر فرسایش و پوسته پوسته شدن بیشتر کمک می نماید. نتیجه این عمل افزایش خطرناک رشد در اطراف سر پایانی خواهد بود(عکس 58).
در مقابل این پدیده اشکال مدور یا قطره ای بسیار دیدنی با دماغه های پهن و کمانی و انتهای بسیار ریز را به وجود خواهد آورد. در این مثال ها سایز نهایی یکگالی از طریق محدودیت در ورود آب زیرزمینی به محل تعیین گردیده و ارتباطی با محدود شدن حجم آبریز بر روی سطح زمین نخواهد داشت. گالیهایی که از راه تراوش و شستشوی خاک به وجود میآیند در بعضی از موارد در فواصل دوردست از زمین های مرتفع سر بر آورده و دره های دماغه آمفی تئاتری را می سازند. بسته به شرایط، آن ها حتی می توانند از راه نوک رشته ها به عنوان مثال هنگامی که از راه یک رشته در راه لایه بندی در شیب رگولیت ها هستند، به سوی عقب هم رشد نموده و با این کار خود آب زیرزمینی را از یک جناح به جناح دیگر حمل نمایند.
در اغلب موارد شکل و موقعیت یک گالی منعکس کننده علل پیدایش و پروسه رشد آن است. به عنوان مثال ریزش پایپها، برش و حرکت رو به پایین در طول لایه های رودخانه و عقب نشینی دیواره توسط ظهور چشمه ها یا آبشارها گالیهای بسیار بلندی را به وجود خواهد آورد. این در حالتی که رشد گالی در اثر تراوش و شستشو می تواند منجر به پیدایش شکلی مدور با قله پرتگاه کمانی و پهن گردد. گالیهایی که در طول جاده ها و گذرگاه ها رشد کرده اند نیز ممکن است در امتداد تاج آب شکنها مصنوعی ساخته شده بر روی تپه به وجود آیند.
بسیاری از گالیهایی که در یک دره قرار گرفته اند نشانگر گسترش تازه یا آینده شبکه های زهکشی به درون
 دامنهها می باشند. بنابراین به طور رایج گالیها به درون عمق زمینهای مرتفع نفوذ میکنند اما به طور خاص آن ها در سطوح کم ارتفاع از دل زمین بیرون نمیآیند که این بر خلاف روند رشد دره های تنگ(
gorges) است. با این حال گالیهایی آرویو مانند و کف دره ای(که می توانند در کف یک دره تنک به وجود آیند) به طور خاص معرف برش مجدداً فعال شده مسیرهای زهکشی قبلی می باشند. به دلیل آن که آن ها نمی توانند به آسان ترین روش در میان مصالح سخت شده شکل بگیرند، گالیها نه فقط در میان دامنه ها و واریزه ها و کف دره هایی که تبدیل به مواد آبرفتی شده اند(با آبرفت پوشیده شده اند فراوانند بلکه در بین سسها، تیل ها، برون نشست، مواد آذرآواری سست وریزدانه، لاتریتها، ساپرولیت ها و خاک ریزهای مصنوعی توسط انسان نیز زیاد دیده شده اند. مقاومت کم در یرایر فرسایش مصالح نامبرده به این معنا است که گالی هایی که مدتی طولانی جان به در برده اند با جریانات غیر دائمی آب همراه بوده اند. این به آن معناست که گالی در شرایط اقلیمی تقریباً خشک واقع بوده است(بر خلاف این موضوع، روین ها(ravines) بسیار محتمل است که دیوارهای مقاوم و جریانات همیشگی داشته باشند.
معنای دیگر این موضوع برای گالیها آن است که آن ها می توانند به طرز فوق العاده ای سریع رشد نمایند. رگولیت ضخیم در مجموع پیش نیازی برای ایجاد گالیهای با عمق بسیار زیاد به شمار می رود.
در نهایت گالی در صورتی که عوامل خارجی مذکور دخالت نداشته باشند دیگر گسترش نخواهند یافت. البته شاید دلیل دیگر در عدم رشد آنها زمانی باشد که یک گالی تمام آبریز بالا دامنه خود را مصرف نموده و یا دیگر از مصالح قابل فرسایش تهی گردیده باشد. در چنین لحظه ای گالی یا تبدیل به کانیون جعبهای و یا راوین(Ravine) شده و یا اگر هم چنان در حال نفوذ به داخل رگولیتها باشد دیواره های بالایی فروریخته و کف و دیواره های پایینی کف گذرگاه را پر نموده و بر روی همه این ها مجدد ساختاری دیگر به وجود خواهد آمد. چنین گالی قطعات گرد شده تر خواهد داشت و پروفیل های طولی و عرضی این هم کمی محدب خواهند بود. سرانجام بیشتر آن ها با تکامل یافتن تبدیل به تونل ها ی دامنه ای کوچک یا فرورفتگی می گردند.
احتمال بازگشت یک گالی بستگی دارد به شرایط زیر:
  1. انحراف جریان زهکشی از دماغه گالی به سوی دیگر
  2. کاشت مجدد گیاهان بر روی دیواره ها و کف و یا بر روی دامنه هایی که آن را احاطه کرده اند.
  3. کشت هم تراز دامنه های اطراف به منظور افزایش سطح نفوذ و جلوگیری از روان آب.
  4. احداث سدهای رسوب گیر کوچک در امتداد کف، پرکردن آن و تغییر تراز تمام دامنه ها
و تشکیل نیم رخ جدید
با این وجود ترمیم گالی می بایست با پروسه های مربوط به رشد که در هر گالی حکم فرما هستند هماهنک باشند. به هم زدن نظم سطح(به عنوان مثال کشت همتراز) در صورتی که از بین بردن پوشش گیاهی عامل آغاز فرسایش باشد کمکی به بازسازی نخواهد شد. از سوی دیگر انحراف مسیر زهکشی سطحی هم ممکن است صرفاً به پیچیدهتر شدن قضیه بیانجامد. در صورتی که رشد گالی از راه شستشو قاعده دیواره ها در جریان باشد، دیگر ترمیم دیواره­های بالایی و دامنه های احاطه کننده فقط اتلاف انرژی بوده و باید به جای آن تمرکز را بر دفن زون مرطوب آب دار به عنوان مثال از راه بالا بردن نرخ رسوبگذاری در طول کف گالی قرار داد. در کل جلوگیری از رشد گالی ها آسان تر از درمان آنها است.
Further reading
Harvey, M.D., Watson, C.C. and Schumm, S.A(1985) Gully erosion, US Department of the Interior, Bureau of Land Management, Technical Note366, 1–181.
Higgins, C.G(1990) Gully development, in C.G. Higgins and D.R. Coates(eds) Groundwater Geomorphology, Geological Society of America Special Paper 252, 18–58.
Ireland, H.A., Sharpe, C.F.S. and Eargle, D.H(1939) Principles of gully erosion in the Piedmont of South Carolina,US Department of Agriculture Technical Bulletin633.
NWSCA(National Water and Soil Conservation Authority)(1985) Soil erosion in New Zealand, Soil and Water21(4), supplement.
Wells, N.A, and Andriamihaja, B(1993) The initiation and growth of gullies in Madagascar: are humans to blame?,Geomorphology, 8, 1–46
 
NEIL A. WELLS                                      (مترجم: جعفر رکنی)
 
 
 
 
[1]-Term Ravine
[2]- Subsequent
[3]- Wilson et al.
[4]- mudstone
[5]- suspension
[6]- bankfull
[7] aquitards
[8] Scalloped
[9] Pits
دفعات مشاهده: 56 بار   |   دفعات چاپ: 8 بار   |   دفعات ارسال به دیگران: 0 بار   |   0 نظر
::
انجمن ایرانی ژئومورفولوژی Iranian Association Of Geomorphology
Persian site map - English site map - Created in 0.1 seconds with 885 queries by yektaweb 3506