[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 Guyot تا Gypsum Karst ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۸/۱۳ | 
GUYOT - گایوت
   اگرچه واژه "گایوت" گاهی برای هر ساختمان بزرگ زیرآبی در کف اقیانوس استفاده می­شود، اما ساختمان هایی را شامل می شود که رأس مسطحی دارند و زمانی این ساختمان ها در سطح اقیانوس قرار داشته اند. این عامل در تشخیص و تمایز آنها از کوه­های دریایی[1] که آتش­فشان­های زیرآبی می­باشند و هرگز در بالای سطح اقیانوس قرار نگرفته اند، استفاده می­شود. سالها تصور می­شد که رأس مسطح گایوت­ها، از نوع فرسایشی هستند، که نشانه­ای از کوتاه شدن نوسانی قله­های آنها طی فرورفتن آهسته یک جزیره می­باشد. این موضوع برای اولین بار در رشته کوه­های هاوایی به تفصیل مطالعه شد، و تصور شد که فرورفتن و کوتاه شدن قلّه، طبیعی و پیامد اجتناب ناپذیر برای یک جزیره­ در حال حرکت در امتداد زنجیره می­باشد (Hess, 1946).
   زمانی­که ایده­های حرکت سطح زمین در دهه 1960 مطرح شد، پی بردند که توزیع گایوت­ها اطراف پشته­های میان­اقیانوسی (مراکز گسترش کف اقیانوس) مهم و معنی­دار می­باشد. به نظر می­رسد که اغلب این گایوت­ها در پشته­های میان­اقیانوسی و به دنبال یک دوره جزیره ولکانیکی زیرسطحی (یا آتول: جزیره مرجانی) تولید می­شوند، و آنگاه زمانی­که به سمت دامنه­های پرشیب پشته حرکت می­کنند، به زیر آب فرورفته و گایوت­ها تشکیل می­گردند.
   گام مهم دیگر در درک اهمیت گایوت­ها، هنگامی مطرح شد که آنها در ارتباط و مخلوط با آتول­ها در گروه­های مختلف جزایر اقیانوس آرام (پاسیفیک) مانند جزایر مارشال، استرالیا، تومویا، و چند جزیره در کریباتی[2] (و برخی در اقیانوس­های هند و اطلس) یافت شدند. این امر مشخص ساخت که این گایوت­ها زمانی آتول بوده­اند. اینکه آنها زمان طولانی­تری دوام نداشته­اند، به دلایل مختلف مرتبط می­باشد که شامل مورفولوژی کف اقیانوس در این مناطق (مخصوصاً حضور خیزاب­های درون­صفحه­ای[3]) و فاکتورهای اقیانوس شناسی (اصولاً حرارت) می­باشد که مانع رشد مرجان­ها بوده­اند (Menard, 1984).
 
مورفولوژی و محل گایوت­ها(Guyot morphology and location)
   وجود سطوح با برجستگی کم روی قلّه گایوت­ها، شاهدی واضح برای اغلب مؤلفان در رابطه با کوتاه شدگی نوسانی[4]، مخصوصاً فرسایش خط ساحلی (در نرخ عادی 1 کیلومتر در هر میلیون سال) منطبق بر فرونشست جزیره می­باشد (e.g. Vogt and Smoot 1984). ریف­های مرجانی روی برخی از گایوت­ها، نشان می­دهد که آنها، آتول­ها را از بین برده­اند (ادامه را ببینید). از طرفی فسفریت­های روی گایوت­های معینی از پاسیفیک (در اعماق 550 تا 1100 متر) که از فسفریت­های پرندگان دریایی مشتق شده­اند (Cullen and Burnett 1986) نشان دهنده این مطلب هستند که این جزایر، زمانی بالای سطح اقیانوس حضور داشته­اند.
به دنبال مشاهدات و بینش­های چارلس داروین[5] در سال 1982 پیشنهاد شد یک آستانه اقیانوس­شناسی[6] در زنجیره هاوایی وجود دارد که علّت اینکه چرا آتول­ها در حدود 29 درجه شمالی، به گایوت­ها تبدیل شده­اند، توضیح می­دهد. پیشنهاد شد که در "نقطه داروین[7]" تولید چشمگیر کربنات توسط مرجان­ها برای ریف­های آتول، به اندازه کافی طولانی نبوده است تا در طول دوره­های بالاآمدن سطح دریا، مجدداً رشد کنند و بنابراین این آتول که زمانی حیات داشته است، غرق می­شود (Grigg, 1982). اخیراً بحث شده است که فاکتورهای دیگری مثل تاریخچه آب و هوا و سطح دریا، عرض جغرافیای دیرینه، حرارت آب دریا و نور، تماماً در نقطه داروین، که در منطقه هاوایی بین 24 تا 30 درجه شمالی طی 34 میلیون سال گذشته جابه­جا شده است، سهیم هستند (Flood, 2001).
   اگرچه گایوت­ها معمولاً در لبه­های انتهایی قدیمی­تر زنجیره جزایر نقاط داغ، که نقطه داروین را قطع می­کنند، واقع می­شوند، اما گایوت­های دیگری نیز در مکان­های آگاهی­دهنده قرار گرفته­اند. برای مثال، مورفولوژی گایوت­هایی که به داخل گودال تونگا-کرمادک[8] (جنوب غب اقیانوس آرام) به پایین کشیده می­شوند، بینش­هایی را در رابطه با ماهیت فرآیندهای تکتونیک در سرتاسر مرزهای همگرای صفحه اقیانوسی ارائه می­دهند (Coulbourn et al. 1989).
References
Coulbourn, W.T., Hill, P.J. and Bergerson, D.D. (1989) Machias Seamount, Western Samoa: sediment remobilisation, tectonic dismemberment and subduction of a guyot, Geo-Marine Letters 9, 119–125.
Cullen, D.J. and Burnett, W.C. (1986) Phosphorite associations on seamounts in the tropical southwest Pacific Ocean, Marine Geology 71, 215–236. Flood, P.G. (2001) The ‘Darwin Point’ of Pacific Ocean atolls and guyots: a reappraisal, Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 175, 147–152.
Grigg, R.W. (1982) Darwin Point: a threshold for atoll formation, Coral Reefs 1, 29–34.
Hess, H.H. (1946) Drowned ancient islands of the Pacific Basin, American Journal of Science 244,
772–791.
Menard, H.W. (1984) Origin of guyots: the Beagle to Seabeam, Journal of Geophysical Research 89(B13), 11,117–11,123.
Vogt, P.R. and Smoot, N.C. (1984) The Geisha Guyots: multibeam bathymetry and morphometric interpretation, Journal of Geophysical Research 89(B13), 11,085–11,107.
PATRICK D. NUNN         (مترجم: عبداله یـزدی)
 
GYPCRETE - ژیپسریت
   تجمع ژیپس (CaSO4.2H2O)، در یک پروفیل خاک یا رسوب منجر به تشکیل افق­های ژیپسی می­شود که ژیپسیریت نامیده می­شوند. ژیپسریت عضوی از خانواده رویه سخت خاک در زمین­های خشک می­باشد که این رویه شامل کالکریت و سیلکریت نیز می­باشد. ازآنجاکه ژیپسریت در مقایسه با سایر رویه­های سخت خاک، محلول­تر می­باشد، بنابراین به ندرت مناظر تخت­کوه (مزا)[9] با سنگ­­پوش ژیپسی تشکیل می­شود. فرآیند تشکیل ژیپسریت و توزیع جهانی آن، متفاوت از سایر رویه­های سخت خاک می­باشد. بااین­حال، کالکریت و ژیپسریت ممکن است در پروفیل یکسانی تشکیل شوند و بتوانند با نمک­هایی مثل هالیت همراه باشند. از طرفی، ژیپسریت ممکن است میزبان یکی از فرم­های معمولاً مشخص ژیپس به نام رز بیابانی[10] باشد.
   ژیپس، ماده سازنده در تشکیل ژیپسریت می­باشد. این کانی در سراسر جهان می­تواند یافت شود و تحت شرایط تبخیری امروزه در دریاچه­های نمکی (پن­ها[11])، دشت­های نمکی ساحلی (سبخاها)، چشمه­ها، غارها، رسوبات دریایی غنی از ارگانیک و در خاک­های زمین­های خشک[12] تشکیل می­شود. این کانی عمدتاً با توالی­های ماسیو سنگ بستر رسوبی، مخصوصاً نوع حوضه­های تبخیری دریاچه­ای و دریایی همراه می­باشد. تشکیل ژیپس، عموماً به تبخیر نیاز دارد و به علت حلالیت آن ترجیحاً در نواحی با بارندگی خیلی کم تشکیل می­شود. از طرفی در صورتی­که افق­های ماسیو ژیپس به میزان زیادی ته­نشست شوند، ممکن است کارست ژیپس[13] نیز تشکیل گردد. ژیپس سطحی در تمام نواحی خشک به اضافه بیابان­های قطبی تشکیل می­شوند، امّا به نظر می­رسد که ژیپسریت ماسیو به مناطق بیابانی نیمه­حاره خشک­تر آفریقای شمالی، خاورمیانه، جنوب­غرب آفریقا، جنوب­غرب آمریکا، جنوب آمریکا، آسیای مرکزی و غرب استرالیا محدود می­شود.
   منابع مهم و اولیه تشکیل ژیپس، پن­ها و سبخاها هستند، که ممکن است میزبان ژیپسریت نیز باشند. این محیط­ها اغلب، ویژگی سفره­های آب زیرزمینی کم­عمق می­باشند که در معرض نرخ­های زیاد تبخیر قرار گرفته و منجر به تشکیل تبخیری­ها دقیقاً در بالای سفره آب و مجاور آن و یا در سطح می­شوند. یک مهاجرت به سمت بالای آب و تشکیل ژیپس، تحت­عنوان تشکیل روبه­بالای ژیپسریت[14] توصیف می­شود. هنگامی­که آب در اعماق کم زمین داخل یک زیرلایه ماسه در اطراف حاشیه یک پن یا سبخا تبخیر می­شود، ژیپسریت رزبیابانی تشکیل می­شود. اندازه این بلورها می­تواند تا 30 سانتی­متر باشد و می­توانند به هم متصل شده و یک افق ماسیو منفرد تشکیل دهند.
   پن­ها نیز ممکن است، بین نقطه ورود آب تازه و نقطه تشکیل حوضه شوراب در مرکز، در معرض گرادیان­های چشمگیر شوری سطحی قرار گیرند. این گرادیان­ها اغلب با زون­های تبخیری شاخصی همراه می­باشند که در یک پن مدور به صورت نوارهای متحدالمرکز مرتب می­شوند. تحت این شرایط، تشکیل سولفات اغلب به دنبال تشکیل کربنات­ها بوده و مقدم بر ته­نشست کلریدها و سایر نمک­ها می­باشد. ژیپس سطحی پن، ممکن است پوسته­های سخت ژیپس تشکیل دهند، که می­توانند بصورت یک الگوی چندضلعی گسترده توسعه یابند.
   از طرفی محیط­های پن و سبخا ممکن است بلورهای دانه­ریز سخت­نشده ژیپس و خاک­های پودری ژیپس نیز روی سطوح­شان انباشته سازند. این ژیپس­های جدیداً ته­نشست­شده ممکن است همیشه یک پوسته سطحی سخت­شده تشکیل ندهند، بلکه ممکن است در معرض پراکندگی توسط باد قرار گیرند (فرآیندهای مرتبط با باد را ببینید). بادفرسایی ژیپس ممکن است منجربه دون­های هلالی­شکل ژیپس­دار، مخصوصاً در حواشی پن شده و باعث تجمع غبار غنی از ژیپس در محیط­های در جهت باد شوند. پراکندگی ژیپس توسط باد از پن­ها، رایج بوده و ممکن است نسبتاً سریع باشد، آنگونه که توسط دفن چشمگیر دست­ساخته­های رومانی در تونس نشان داده شده است (Drake, 1997). از طرفی این فرآیند ممکن است ژیپسریت­های با مقیاس ناحیه­ای ایجاد کند، آنگونه که در منطقه بیابانی نامیب[15] آشکار شده است (Eckardt et al. 2001).
   انباشته­های خاکزاد[16]، در خلال بارندگی­های منقطع تشکیل می­شوند، که طی آن، بارندگی غبار سطح را حل کرده و ژیپس را در پروفیل خاک­های ثابت یا رسوبات ته­نشست می­سازد. رگولیت به طور اخص غبارهای به دام­افتاده ژیپس را می­پوشاند و به­تدریج ژیپس را، داخل خاک یا رسوبات زیرسطحی پایدارِ زیر سنگفرش، ضمیمه می­سازد. پیشنهاد شده است که سطوح سنگ­فرش، طی فرآیند به دام افتادن غبار ژیپس، به سمت بالا جابه­جا می­شوند (McFadden et al. 1987). ورود خارجی و اولیه ژیپس از طریق باد به داخل یک خاک منجر به مهاجرت تقریباً به سمت پایین ژیپس به داخل پروفیل شده و تحت­عنوان تشکیل روبه­پایین ژیپسریت[17] توصیف می­شود. این فرآیند عموماً در غیاب آب زیرزمینی رخ می­دهد. ژیپسریت حاصل می­تواند به صورت ماسیو باشد، و ممکن است سطح رگولیت یک سنگ­فرش تخته­سنگی[18] را سخت کند. سطوح سنگ­فرش تخته­سنگ که انباشته­های مهمی از ژیپسریت را می­پوشانند، گاهی­اوقات الگوهای سطحی چندضلعی بسط می­دهند.
   پوسته­های مختلف اشاره شده در بالا، ممکن است بر حسب ضخامت، مقاومت، ترکیب و خلوص به میزان قابل­توجهی متفاوت باشند. ساختار ژیپسریت ممکن است رنجی از پودری، نودولار، تا افق­های ماسیو باشند که ضخامت آنها از چند سانتی­متر تا چند متر تغییر می­کند. اندازه بلورهای ژیپس ممکن است از میکروکریستالین (پودری) تا ماسیو (رز بیابانی) متفاوت باشد و ممکن است شامل مورفولوژی­های آلاباستری و نیز کلاست­های عدسی شفاف باشند. یک پوسته منفرد ممکن است دستخوش مراحل متعددی از تشکیل طی بازسازی، حذف، تولید و ذخیره پوسته[19]، قرار گیرد که در یک زمان رخ می­دهند. این وضعیت می­تواند یک مورفولوژی فضایی پیچیده و متغیّر ایجاد کند. در نتیجه هیچ پروفیل عادی ژیپسریت وجود ندارد. امّا پوسته­های ژیپس می­توانند تحت­عنوان "انباشته­های موجود در 10 متری سطح خشکی با ضخامت 0.10 تا 5.0 متر شامل بیش از 15 درصد وزنی و حداقل 5 درصد وزنی ژیپس بیشتر از سنگ بستر زیرین" تعریف شوند (Watson, 1985).
تشکیل ژیپسریت نه تنها توسط آب و هوا تعیین می­شود، بلکه توسط تأمین عناصری که ژیپس را تولید می­کنند نیز تعیین می­گردد. مخصوصاً اینکه سولفات به اندازه عناصر مورد نیاز برای تشکیل سیلکریت یا کالکریت رایج نیست. ایزوتوپ­های گوگرد نشان داده­اند که تشکیل ژیپس به تأمین سولفات حل شده یا تجمعات از قبل موجود سولفات مثل ژیپس سنگ بستر، بستگی دارد. بنابراین تشکیل ژیپسریت، مستقیماً به چرخه ناحیه­ای گوگرد مرتبط است (Eckardt, 2001). سولفات محلول در آب سطحی یا زیرزمینی که منجر به تشکیل ژیپس می­شود، ممکن است از انحلال سولفات­ها یا سولفیدهای موجود در سنگ بستر، سهم اتمسفری دریا طی پراکندگی آب دریا، دی­متیل سولفید دریایی (CH3SCH3) شناخته شده تحت­عنوان DMS (Eckardt and Spiro, 1999)، هیدروژن سولفید گازی (H2S) یا انحلال سولفات بادی از منابع غبار ژیپس خاکی، مشتق گردد.  
   ما هنوز اطلاعات کمی در رابطه با نرخ­های دقیق تشکیل ژیپسریت و پاسخ ژیپسریت به تغییرات آب و هوایی داریم (عکس 59). برای بررسی میکروپتروگرافی ژیپسریت تلاش­هایی انجام شده است تا از این مشاهدات به شرایط محیط قدیمه پی برده شود (Watson, 1988). تعیین سن ژیپس و ژیپسریت با استفاده از سن­سنجی مجموعه­های اورانیم­دار و تکنیک­های لومینسانس دمایی امکان­پذیر است.

عکس 59: نمونه­ای از زربیابانی که عمدتاً فرم تشخیصی ژیپس می­باشد. با تبخیر آب­زیرزمینی کم­عمق داخل یک زیرلایه ماسه­ای در اطراف حاشیه یک پن یا سبخا تشکیل می­شود.
 
   از طرفی ما قادریم ژیپسریت را با استفاده از اطلاعات سنجش از راه دور مپ کنیم. با توجه به پاسخ متمایز طیفی ژیپس در منطقه میانی مادون قرمز طیف (08/2 تا 35/2 میکرون) می­توان آن را از بسیاری از سایر مشخصه­های زمین­های خشک جدا نمود (White and Drake, 1993).
   برخی از تجمعات ژیپسریت پودری ممکن است به قدری به خلوص برسند که برای معدن­کاری مطلوب باشند، در حالیکه در سایر نهشته­ها، مخصوصاً آنهایی که توسط آب زیرزمینی در نامیبیا و استرالیا تغذیه می­شوند، مشخص شده است که با تمرکز بالای اورانیم همراه می­باشند (Carlisle,1978). در برخی از مناطق، ژیپسریت خالص به صورت یک ماده سنگ­فرش (آسفالت) جاده استفاده می­شود.
   تشکیل ژیپسریت می­باید به لحاظ فرآیندهای ناحیه­ای زمین­های خشک که شامل ترکیبی از فرآیندهای روخانه­ای و بادی است، مور بررسی قرار گیرد. درکی از شیمی و هیدرولوژی پن و سبخا، بسیار مهم می­باشد، چرا که منابع بادی مهمی از پراکندگی ژیپس در آنها وجود دارد.
References
Carlisle, D. (1978) The distribution of calcretes and gypsum in SW USA and their uranium favorability based on a study of deposits in Western Australia and South West Africa, US Dept of Energy Subcontract, Open File Report, 76–022–E.
Drake, N.A. (1997) Recent aeolian origin of surficial gypsum crusts in southern Tunisia: geomorphological, archaeological and remote sensing evidence, Earth Surface Processes and Landforms 22, 641–656.
Eckardt, F.D. (2001) Sulphur isotopic applications, example: origin of sulphates, Progress in Physical Geography, 24(4), 512–519.
Eckardt, F.D. and Spiro, B. (1999) The origin of sulphur in gypsum and dissolved sulphate in the Central Namib Desert, Namibia, Sedimentary Geology 123 (3–4), 255–273.
Eckardt, F.D., Drake, N.A, Goudie, A.S. White, K. and Viles, H. (2001) The role of playas in the formation of pedogenic gypsum crusts of the Central Namib Desert, Earth Surface Processes and Landforms 26, 1,177–1,193.
McFadden, L.D., Wells, S.G. and Jercinovich, M.J. (1987) Influences of eolian and pedogenic processes on the origin and evolution of desert pavements, Geology 5(15), 504–508.
Watson, A. (1985) Structure, chemistry and origins of gypsum crusts in southern Tunisia and the central Namib Desert, Sedimentology 32, 855–875.
——(1988) Desert gypsum crusts as palaeoenvironmental indicators: a micropetrographic study of crusts from southern Tunisia and the central Namib Desert, Journal of Arid Environments 15(1), 19–42.
White, K.H and Drake, N.A. (1993) Mapping the distribution and abundance of gypsum in southcentral Tunisia from Landsat Thematic Mapper data, Zeitschrift fur Geomorphologie 30(3), 309–325.
Further reading
Cooke, R.U., Warren, A. and Goudie, A.S. (1993) Desert Geomorphology, London: UCL Press.
Watson, A. and Nash, D. (1997) Desert crusts and varnishes, in D.S.G. Thomas (ed.) Arid Zone Geomorphology, 69–107, Chichester: Wiley. SEE ALSO: duricrust; gypsum karst; pan; sabkha
FRANK ECKARDT         (مترجم: عبداله یـزدی)
 
GYPSUM KARST - کارست ژیپس
   کارست مرتبط با سنگ­های ژیپس و انیدریت، عموماً تحت­عنوان کارست ژیپس اشاره می­گردد و توسط ژئومورفولوژیست­ها در مقایسه با کارست­های نرمال (آهک) کمتر مورد ارزیابی قرار گرفته­اند. با اینحال، کارست ژیپس به طورگسترده در سرتاسر جهان پراکنده است و رخنمون ژیپس-انیدریت به بیش از 7 میلیون کیلومتر مربع می­رسد که بزرگ­ترین مناطق در نیمکره­ شمالی، مخصوصاً در ایالات متحده، روسیه و حوضه مدیترانه می­باشد.
   به علت حلالیّت بالای سولفات کلسیم، سیکل حیات کارست ژیپس معمولاً خیلی کوتاه­تر از کارست کربنات می­باشد. مقادیر متوسط تجربی برای تخریب ژیپس در منطقه مدیترنه، 91/0 در هر 1000 میلی­متر باران می­باشد (Cucchi et al. 1998) و بنابراین اگر این سنگ در معرض فاکتورهای هواشناسی قرار گیرد، هیچ رخنمونی از این سنگ، ممکن است بیش از چند هزار سال باقی نماند. تکامل واقعی تا حد زیادی، به تاریخچه زمین­شناسی منطقه خاص بستگی دارد به گونه­ای که کارست ژیپس داخل میسی­نین[20] و حتّی قدیمی­تر ممکن است تا زمان حال حفظ شده باشند.
 
اشکال رخنمون کارست (Exposed karst forms)
   لندفرم­های کارست ژیپس با اندازه متوسط تا بزرگ (دولین­ها، دره­های بسته، فرورفتگی­های پولجی­مانند[21]. مترجم: پولجی در واژگان زمین­شناسی: فرورفتگی­های بزرگ با کف مسطح می­باشند که محور طویل آنها به موازات روند ساختار اصلی می­باشد و بیشتر در کارست­های کربناته مشاهده می­شوند) در ژنز و مورفولوژی بسیار مشابه با آنهایی هستند که در سنگ­های کربناته یافت می­شود، در حالی­که، اشکال مزو، میکرو و نانو ممکن است گاهی مختص به یک محیط ژیپسی باشد. تفاوت در اشکال مزو، میکرو و نانو، معمولاً نتیجه مستقیم این واقعیت است که اندازه کریستال­ها در رخنمون­های متفاوت ژیپس ممکن است از بیش از یک متر تا کسری از یک میلی­متر تغییر کند، درحالیکه، در سنگ­های کربناته اندازه بلور معمولاً حدود یک میلی­متر است.
   عجیب­ترین شکل مزو (مزوفرم) کارست ژیپسی، "تامولوس[22]" (پر تپه و ماهور) می­باشد، درحالیکه "پوسته­های هوازده[23]" در زمر­ه میکروفرم­ها می­باشند. تمام این فرم­ها در تشکیلات ژیپسی، با مشخصه اندازه بلور یک تا 10 سانتی­متر توسعه می­یابند و این شرایط برای ژیپس میسی­نین در منطقه مدیترانه عادی می­باشد. تکامل آنها محصول افزایش حجم قشر سطحی ژیپس ناشی از قطع تجمع بافت سنگ می­باشد که این وضعیت، پیامد رفتار انیزوتورپ بلورهای ژیپس در پاسخ به تغییرات حرارت می­باشد (Calaforra, 1998).
   نهایتاً در حالی­که در سنگ­های کربناته، برخی از میکرو و نانوفرم­ها نتیجه فعالیت بیولوژیک (زیستی) هستند، ولی رخنمون بلورهای خیلی بزرگ ژیپس (با طول تا یک متر و بیشتر) به همراه حلالیّت بالای آنها، به تکامل نانوفرم­ها اجازه می­دهند که این مورفولوژی­ها به سادگی توسط ساختار شبکه بلوری کنترل می­گردند (Forti, 1996).
 
اشکال کارست عمیق (Deep karst forms)
   در کارست ژیپسی، تنها مکانیزم فعال غارزایی، مکانیزم ساده انحلال است. بنابراین در اینجا، اشکال عمیق به اندازه کارست کربناته متغیّر نیست، در کارست کربناته، مکانیزم­های زیاد و متنوعی از غارزایی فعال هستند. علاوه­بر این، بسیاری از اشکال انحلال فرسایشی (گودال­ها، درّه­ها، گنبدها، اسکالوپ­ها[24]، اتاقک­های بزرگ ریزش کرده) کاملاً مشابه با آنهایی است که در انواع کربناته مشاهده می­شود.
   غارهای ژیپسی عموماً غارهای خیلی ساده خطی یا دندریتی هستند که به طور مستقیم نقاط فرورفته و بازخیز شده[25] را متصل می­کنند. این غارها معمولاً تحت­عنوان "غارهای سرتاسری یا مستقیم[26]" اشاره می­گردند و شامل یک مجرای زهکش اصلی هستند که در امتداد سفره آب با تعدادی شاخه کوتاه و اغلب تقریباً عمود می­باشند؛ غارهای سرتاسری اغلب در هر منطقه محصور شده و برهوت شده کارست ژیپسی متداول می­باشد.
   عمیق­ترین غارهای ژیپسی در حال حاضر به ندرت بیش از 200 متر عمق دارند، که نسبت به انواع کارست کربناته خیلی کم­عمق­تر می­باشند: دلیل آن این است که همیشه در مناطق کوهستانی، که در آن عمق بالقوه خشک، بیشترین مقدار است، تشکیلات ژیپس قطعه­قطعه هستند و مانند کربنات­ها برای توسعه توالی­های عمیق مناسب نیستند.
   به همین دلیل، طول یک غار ژیپسی به ندرت به بیش از 2 تا 5 کیلومتر می­رسد، ولوآنکه، در شرایط خاص هیدرولوژیک (تزریق پایه و / یا جانبی و ورودی­های پراکنده)، غارهای پیچی (چند طبقه) [27] دندریتی دو یا سه بعدی ممکن است به چند ده کیلومتر توسعه یابند. پدولیا[28] (اوکراین) "نوعی" منطقه است که در آن این غارها کشف و مطالعه شده­اند.
 
نهشته­های شیمیایی (Chemical deposits)
   نهشته­های شیمیایی (Hill and Forti 1997)، اگر با انواع حاضر در غارهای کربناته مقایسه شوند، نسبتاً غیررایج هستند: این امر عمدتاً به واکنش­پذیری شیمیایی کم ژیپس بستگی دارد. این نهشته­ها معمولاً شامل کلسیت و ژیپس بوده و شیوع محلی یکی از آنها به آب و هوا بستگی دارد.
   ته­نشست­های کلسیت، هیچ مختصات مورفولوژیک خاصی نشان نمی­دهد تا از نهشته­های مشابه در غارهای آهکی متمایز شوند. هر چند که در اکثر موارد، مکانیزم ته­نشست آنها برخلاف مکانیزم­های غالب در یک محیط آهکی (فوق­اشباع به علت از دست رفتن CO2)، محصول انحلال ناهمگون[29] ژیپس توسط آب با محتوای زیاد دی­اکسیدکربن اولیه می­باشد. از طرفی انحلال ناهمگون، وجود اشکال منحصر به فرد، مانند "تیغه­های کلسیت" و "حباب­های نیمه­کلسیتی"[30] را نیز توضیح می­دهد.
   ته­نشست­های ژیپسی توزیع همه­جانبه­تری دارند. آنها در مقایسه با انواع کلسیت، تفاوت­های مورفولوژیک واضحی را نشان می­دهند که به علت مکانیزم شاخص ژنز آنها می­باشد که طی آن به علت تبخیر، فوق­اشباع می­باشند. این مکانیزم ژنتیک همچنین مسئول چند فرم منحصربه­فرد مانند "توپ­های ژیپسی"، "استالاگمیت­های توخالی ژیپسی" و "پودر ژیپس"[31] می­باشد.
 
تأثیر آب و هوا بر نهشته­های شیمیایی (Climatic influence on the chemical deposits)
   در غارهای ژیپسی، عوامل آب و هوایی، تأثیر شدیدی بر رسویات کلسیتی و یا ژیپسی دارند. طی شرایط متفاوت آب و هوایی، مکانیزم­های رسوب­گذاری کاملاً متفاوتی (ناهمگونی در انحلال برای کلسیت و تبخیر برای ژیپس)، آنها را تحت تأثیر قرار می­دهد: بنابراین آب و هوا می تواند به شدت بر روی نوع نهشته شیمیایی تأثیر گذاشته و موجب توسعه غارهای ژیپسی شود (خیلی بیشتر از انواع کارست کربناته). این ارتباط نزدیک آب و هوا با پایداری محیط­های ژیپسی امکان بالقوه ای است که در تعیین آب و هوای دیرینه اهمیت خیلی زیادی دارد (شکل 79). این ویژگی به عنوان شاخصی برای تغییرات امروزی آب و هوا نیز مورد استفاده قرار می­گیرد.
 
References
Calaforra, Chordi, J.M. (1998) Karstologia de yesos, Universidad de Almeria, Spain.
Cucchi, F., Forti, P. and Finocchiaro, F. (1998) Gypsum degradation in Italy with respect to climatic, textural and erosional conditions, in J. James. And P. Forti (eds) Karst Geomorphology, 41–49, Geografia Fisica e Dinamica Quaternaria supplement III, v.4.
Forti, P. (1996) Erosion rate, crystal size and exokarst microforms, in J.J. Fornos. and A. Gines (eds) Karren Landforms, 261–276, Universitat de Illes Balears, Mallorca.
Hill, C. and Forti, P. (1997) Cave Minerals of the World, Huntsville, AL: National Speleological Society.
Further reading
Klimchouk, A., Lowe, D., Cooper, A. and Sauro, U. (eds) (1996) Gypsum karst of the world, International Journal of Speleology 23(3–4).
PAOLO FORTI                   (مترجم: عبداله یـزدی)

 
شکل 79: روندهای قابل­انتظار آب و هوایی در تکامل ته­نشست­ها در غارهای ژیپسی
 
[1]- Seamounts
[2]- Kiribati
[3]- Intraplate Swells
[4]- Wave Truncation
[5] -Charles Darwin
[6]- Oceanographic Threshold
[7]- Darwin Point
[8]- Tonga–Kermadec Trench
[9]- Mesa Landscapes
[10]- Desert Rose
[11]- Pan
[12]- Dryland
[13]- Gypsum Karst
[14]- Per Ascensum Gypcrete Formation
[15]- Namib Desert Region
[16]- Pedogenic Accumulations
[17]- Per Descensum Mode Of Gypcrete Formation
[18]- Stone Pavement
[19]- Reworking, Removal, Production And Storage Of Crust
 
[20]- Intra-Messinian
[21]- Dolines, Blind Valleys, Polje-Like Depressions
[22]- Tumulos
[23]- Weathering Crust
[24]- Scallop
[25]- Resurgence
[26]- Through Caves
[27]- (Multistorey) Maze Caves
[28]- Podolia
[29]- Incongruent Dissolution
[30]- ‘Calcite Blades’ And ‘Half Calcite Bubbles’
[31]- As ‘Gypsum Balls’, ‘Gypsum Hollow Stalagmites’ And ‘Gypsum Powder’
 
دفعات مشاهده: 51 بار   |   دفعات چاپ: 5 بار   |   دفعات ارسال به دیگران: 0 بار   |   0 نظر
::
انجمن ایرانی ژئومورفولوژی Iranian Association Of Geomorphology
Persian site map - English site map - Created in 0.059 seconds with 885 queries by yektaweb 3506