[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 Haldenhang تا Hillslope ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۸/۱۳ | 
 
H
 
HALDENHANG - دامنه پوشیده
   دامنه پوشیده[1] معادل یک اصطلاح ژئومورفیک آلمانی است که توسط والتر پنک[2] (1924, see translation1953) برای "بخش پایین دست یک دامنه پیشنهاد شده است. یعنی دامنه کم شیبی که در پایین و قاعده یک دیواره سنگی پرشیب قرار گرفته و توسط قطعات واریزه­ای (تالوس[3] ) "پوشیده شده است. شکل 80، تشکیل یک دامنه پوشیده را در پایه یک دیواره سنگی نشان می­دهد: تمام بخش­های این سطح سنگی به جز یک بخش آن، یعنی قاعده، از طریق ریزش سنگ، در معرض فرسایش قرار می­گیرد. در این سطح تناوب تخریب وجود ندارد، زیرا هیچ اختلاف سنگ­شناسی وجود ندارد. این شرایط منجر می-شود که رویه سطحی سنگ پس­رفت موازی[4] داشته و قاعده آن به تدریج به سمت بالا توسعه یابد. سرانجام یک دامنه سنگی با شیب ملایم ظاهر می­شود که دامنه پوشیده نام می­گیرد. تحت تأثیر هوازدگی سریع بخش سطحی سنگ دامنه پوشیده ممکن است توسط واریزه پوشیده شده و یک مخروط واریزه یا تالوس[5] را در سطح تشکیل دهد. با گذشت زمان، سطح سنگ متحمل تخریب بیشتری شده و نهایتاً دامنه پوشیده جایگزین آن خواهد شد.

شکل 80 : تشکیل یک هالدن­هنگ در پایه یک سنگ­دیواره.
 
   پنک[6] مدل کلاسیک خود را در رابطه با تکامل این لندفرم و براساس مشاهداتش از تشکیل دامنه پوشیده ارائه داد. سپس این مدل را برای تشریح فرآیندهای هوازدگی و فرسایش سطحی ناهمواری­ها مورد استفاده قرار داد (see SLOPE, EVOLUTION). پنک (1953)، دریافت که توسعه فرسایش سطحی دامنه، ابتدا از دامنه­های پرشیب درّه­ای شروع شده و سپس دامنه­های پوشیده با شیب ملایم­تر جایگزین آنها می­شود. مواد واریزه­ای در سطح دامنه پوشیده در نهایت توسط هوازدگی به مواد ریزتر تبدیل شده و شرایط مناسبی را برای خزش و شستشوی بارانی فراهم می­کنند. تحت تأثیر این فرآیند­ها فرسایش به صورت پس­روی موازی در دامنه پوشیده شروع شده و موجب توسعه یک دامنه کم­شیب در قاعده آن می­شود. سرانجام فرآیند پس­روی دامنه توسط اعمال متقابل موجب تشکیل شیب­های مقعر و تدریجاً کمتر تولید می­کند..
Reference
Penck, W. (1953) Morphological Analysis of Land Forms, trans. H. Czech and K.C. Boswell, London: Macmillian.
CHRISTINE EMBLETON-HAMANN                       (مترجم: عبداله یـزدی)
 
HAMADA - هامادا
   فلات بزرگ سنگی و بدون پوشش گیاهی با گسترش بیش از ده­ها کیلومتر است که در صحرای بزرگ آفریقا، بیابان­های استرالیا و لیبی وجود دارد، مثل هاماداهای درعا و گیور شمال­غرب صحرای بزرگ آفریقا (Mabbutt, 1977).
   سطح هاماداها، سنگ­فرش­های قلوه­سنگی نشان می­دهد که می­توانند باقیمانده و نتیجه فروپاشی تشکیلات سنگی زیرین باشند یا اینکه می­توانند شامل بولدرهای حمل شده­ای باشند که فقط تا فواصل کم جابه­جا شده و رِگ[7] را تشکیل می­دهند. رِگ به صورت یک لایه محافظ برای تشکیلات زیرین هامادا عمل می­کند که اشکال برجستگی تثبیت­شده نشان می­دهد. هاماداهای صحرای بزرگ آفریقا، روی سطوح فرسایشی با سن مختلف قرار گرفته است: کرتاسه، الیگوسن، میوسن، پلیوسن، یا کواترنری (Conrad 1969). هاماداهای شمال صحرای بزرگ آفریقا توسط گسترش بر روی کوهپایه اطلس جنوبی با رخساره­های آواری و دریاچه­ای توربا[8] مشخص می­شوند؛ توربا یک رسوب بدون لایه­بندی است که توسط یک یا چند سطح سنگ­آهک دولومیتی سیلیسی­شده، که هامادینی کاراپاس[9] نامیده می­شوند، منقطع می­گردد. تفسیر ژئوشیمیایی توربا و کاراپاس این است که آنها توسط رسوب­گذاری قاره­ای در یک محیط دریاچه­ای تشکیل می­شوند به گونه­ای که توسط فراوانی آتاپولگیت، دولومیت و کلسیت جدیداً تشکیل شده، مشخص می­گردند.
References
Conrad, G. (1969) L’evolution continentale posthercynienne du Sahara algerien (Saoura, Erg Chech,Tanezrouft, Ahnet-Mouydir), serie Geologie No. 10, Paris: Centre National de la Recherche Scientifique, CNRS.
Mabbutt, J.A. (1977) Desert Landforms, An Introduction to Systematic Geomorphology, Cambridge, MA: MIT Press.
MOHAMED TAHAR BENAZZOUZ (مترجم: عبداله یـزدی)     
 
 
HALDENHANG - فراز درّه (درّه معلّق)
   یک درّه رودشاخه[10] است که در آن، کف درّه در انتهای پایینی، به میزان قابل­توجهی بالاتر از کف درّه اصلی در محل برخورد (تلاقی) می­باشد. فرازدرّه­ها مشخصه فرسایش یخچالی در کوه­ها می­باشند، زیرا در آنجا حجم بیشتری از تنه یخچالی قادر است مقاطع عرضی بزرگتری از درّه را در مقایسه با یخچال­های فرعی کوچک­تر ایجاد کند که در نتیجه آن، کف درّه اصلی به سطح پایین­تری فرسایش می­یابد. رابطه بین اندازه فرورفتگی­های درّه یخچالی و تخلیه یخ برای اولین بار توسط پِنک[11] (1905) مورد توجه قرار گرفت؛ پنک آن را "قانون تنظیم مقاطع عرضی"[12] نامید. در واقع ارزیابی­های ژئومورفومتریک انجام شده در سال­های اخیر، این دیدگاه او را که اندازه تخلیه و فرورفتگی به طور متقابل تنظیم می­شوند، به شدت حمایت می­کند(Benn andEvans 1998: 365) .
   فرازدرّه­ها، اشکال متنوعی دارند. در مناطق مرتفع کوهستانی، پروفیل عرضی، فرسایش یخچالی نوع U شکل نشان می­دهد. اگر درّه رودشاخه، یخچالی نباشد یا فقط توسط یخ سرد و نازک اشغال شده باشد، آنگاه شکل V مانند قبل از ظهور یخچال ممکن است رواج داشته باشد. در برخی موارد، روی سطوح داخل درّه اصلی، آبشار سرازیر می­شود، اما در مناطق مرتفع کوهستانی فرسایش به سمت رأس[13] رودشاخه، معمولاً یک تنگه باریک داخل بخش­های پایین­تر کف فرازدرّه را قطع می­کند.
جدای از مناطق یخچالی قبلی، فرازدرّه­ها گاهی در امتداد سنگ­شیب­های جوان گسلی یا در امتداد سواحلی که نرخ پسرفت صخره در آنها بیشتر از پتانسیل تنظیم رودخانه­های کوچکتر است، تشکیل می­شوند، به طور مثال می­توان به صخره­های کالک[14] در جنوب انگلستان اشاره نمود. فرازدرّه­ها همچنین می­توانند در مناطق کارستی که در آنها رودخانه­های سطحی به­طور مستقیم روی سطح آب زیرزمینی جریان می­یابند، تشکیل شده و توسعه یابند. اگر رودخانه اصلی به سمت پایین به سرعت بریده شود، سطح آب تدریجاً پایین آمده و رودشاخه­های کوچک­تر در نهایت به صورت فرازدرّه­های خشک بالای درّه اصلی تبدیل می­شوند.
References
Benn, D.I. and Evans, D.J.A. (1998) Glaciers and Glaciation, London: Arnold.
Penck, A. (1905) Glacial features in the surface of the Alps, Journal of Geology 13, 1–17.
CHRISTINE EMBLETON-HAMANN                        (مترجم: عبداله یـزدی)
 
 
HEADWARD EROSION - فرسایش قهقرایی (فرسایش پسرونده)
   فرسایش قهقرایی، فرایندی است که توسط آن یک رودخانه به سمت بالادست خط­تقسیم حوضه آبریز امتداد می­یابد. فرسایش قهقرایی در رنجی از مقیاس جویچه­های باریک[15] تا رودخانه­های بزرگ، و در تمام محیط­ها تشکیل می­شود. مناطق خشک، مناطق عمده برای پژوهش در رابطه با فرسایش قهقرایی می­باشند، زیرا شرایطی که برای توسعه آبراهه و جویبارها مناسب­اند، در این مناطق فراوان یافت می­شود. از طرفی فرسایش قهقرایی ممکن است توسط کپچر رودخانه نیز حاصل گردد (مترجم: کپچر رودخانه: انحراف طبیعی سرچشمه­های یک جریان به کانال دیگر، که معمولاً ناشی از فرسایش سریع هیدوارد توسط جریان بعدی می­­باشد).
   در هر شبکه کانال رودخانه، تقریباً نیمی از کل طول کانال­ها، در رودشاخه­های انگشتی بدون انشعاب (درجه اول) [16] می­باشد. بنابراین تغییرات محیطی که گسترش کانال را سبب می­شود، تأثیر بالقوه زیادی در چشم­انداز منطقه به جا می­گذارد. در طول فرآیندهای تخلیه رأس کانال­ها، ممکن است فواصل زیادی به سمت بالاشیب توسعه یابد، یا در صورت پرشدن مجدد فضاهای خالی (فرورفتگی­ها)[17] پسرفت به سمت پایین­شیب صورت می­گیرد. در موارد با شدت بیشتر، طول آبگذرها[18] می­تواند تا ده­ها متر در سال رشد یابد، همچنین ممکن است کانال­های خود را شکافته و کناره­های پرشیب مسیل ایجاد نماید .(Bull and Kirkby 2002). یک نتیجه نهایی احتمالی از این فرآیندها، تشکیل و ساخت بَدلند[19] (مترجم: منطقه­ای گسترده با فرسایش شدید، زمین غیرقابل کشت و با پوشش گیاهی کم) می­باشد، که در آنجا هیچ زمینی باقی نمی­ماند که برای کشاورزی مناسب باشد یا میزان آن ممکن است بسیار کم باشد.
   فرسایش قهقرایی در رأس کانال رخ می­دهد (منطقه مؤثر[20] را ببینید). به لحاظ دینامیک و پویایی منظره، رأس کانال یکی از مهمترین عناصر سیستم جفت­شده دامنه-کانال[21] می­باشد. مکان رأس کانال، فاصله تا خط تقسیم (مرز) حوضه آبریز[22] را کنترل می­کند و بنابراین روی تراکم زهکش­ها و متوسط طول دامنه[23] یک حوضه تأثیر می­گذارد (هرچند که تناوب انشعابات، زوایای محل تلاقی و فواصل شاخه­ها نیز مهم هستند) (Bull and Kirkby 2002). موقعیت سر کانال توسط توازن تأمین و حذف رسوب کنترل می­شود (Kirkby 1980; Dietrich and Dunne 1993). بنابراین تغییر در هر کدام از فاکتورهایی که روی این تعادل تأثیر می­گذارد، مثلاً نوسانات در آب و هوا و یا تغییر کاربری زمین، تغییر در فرسایش­پذیری سطح، نرخ­های تأمین رسوب و نرخ رواناب و غیره، ممکن است منجر به فرسایش قهقرایی گردد.
   گسترش کانال در نتیجه آرایش پیچیده­ای از فرآیندها حاصل می­شود که تغییرات در شیب، نوع خاک، ضخامت خاک، نوع پوشش گیاهی و تراکم آن را منعکس می­سازد. این فرآیندها شامل فرآیندهای جریان روی سطح، آغاز تشکیل مجرا و ریزش، شکستن توده­ها و تشکیل دامنه می­باشد (که با پرشدن کانال­ها تأثیری معکوس بر فرسایش قهقرایی دارند).
   جریان روی سطح[24]، در آبگذرهای[25] کوچک و یا به صورت ورقه­هایی با عمق متوسط روی سطوح بزرگ رخ می­دهد. برای رخداد فرسایش، نرخ بارندگی می­باید از مقاومت سطح خاک تجاوز کند. فرسایش­پذیری، تابعی از نفوذپذیری سطح، خصوصیات فیزیکی و شیمیایی، که چسبندگی خاک را تعیین می­کنند، و پوشش گیاهی می­باشد.
   در بعضی از مناطق، ارتباط نزدیکی بین مجراسازی[26] (مجرا و مجراسازی را ببینید) و فرسایش قهقرایی وجود دارد. تأثیرات فرساینده جریان از طریق کانال­های زیرسطحی ممکن است منجر به فرسایش تونلی و متعاقباً ریزش شود که دلیلی بر فرسایش قهقرایی می­باشد. شدت مجراسازی نشان­دهنده تعامل مهم بین شرایط آب و هوایی، ویژگی­های خاک/رگولیت و شیب (گرادیان­های) هیدرولیک محلّی می­باشد.
   شکستن توده­ها نیز در رأس کانال­ها رخ می­دهد که باعث فرسایش قهقرایی می­گردد. شکستن رأس کانال­های پرشیب هنگامی رخ می­دهد که نیروهای راندگی بر نیروهای مقاومت غلبه کند. رأس کانال­ها متحمل سه نیروی مختلف می­شوند: 1. وزن خاک، 2. وزن آب اضافه شده طی نفوذ یا بالاآمدن سطح سفره آب و 3. نیروی نشت حاصل از تراوش و نفوذ آب (Bradford and Piest 1977). تغییر در میزان آب مهم است زیرا این فاکتور تأثیر زیادی بر مقاومت برشی خاک دارد. مقاومت برشی نیز توسط چرخه­های گرم و سرد شدن و مرطوب و خشک شدن تحت­تأثیر قرار می­گیرد. ترک­های کششی عمودی، با کاهش چسبندگی، به کاهش کلّی پایداری[27] تمایل داشته و هنگامی­که با آب پر می­شوند، فشار آب منفذی به طور چشمگیری افزایش می­یابد که اغلب منجر به شکستگی می­گردد.
   فرآیندهای دامنه مثل بارش باران، چرخه­های مرطوب و گرم شدن و عمل سرما، به صورت پر کردن کانال­ها عمل کرده و بنابراین فرسایش قهقرایی معکوس می­شود. برای شکاف­هایی که نرخ حمل رسوب را به سمت خارج از شکاف افزایش می­دهند، نیز این نرخ باید از نرخ ورود رسوب در همان نقطه تجاوز کند، در غیر این صورت پرشدن رخ خواهد داد. فرآیندهای دامنه بین جویبار[28] عبارت­اند از پاشش باران[29] و جاری­شدن (جریان) باران. هر دو فرآیند به برخورد قطرات باران به مواد ناپیوسته خاک بستگی دارد. شکستن توده­ها نیز اگر مواد شکسته شده جابه­جا نشود، ممکن است به صورت پرکننده کانال­ها عمل کنند، لیکن در قاعده برش­های رأس[30] رایج می­باشند.
   به طور قراردادی دو روش مفهومی برای درک فرآیندهای عمل­کننده در رأس کاناس وجود دارد: روش پایداری (ثبات)[31] (Smith and Bretherton 1972) و روش آستانه[32] (Horton 1945). روش پایداری بر این مطلب تأکید دارد که رأس کانال، نقطه­ای را نشان می­دهد که در آن حمل رسوب در مقایسه با حالت خطی به سمت پایین شیب، سریعتر افزایش می­یابد. این امر معمولاً به شستشوی غالب، نیازمند است. روش آستانه این دیدگاه را دارد که رأس کانال، نقطه­ای را نشان می­دهد که در آن، فرآیندهایی که در بالادست[33] عمل نمی­کنند، اهمیت می­یابند. بازهم تعادل رسوب است که تعیین می­کند آیا رأس کانال پایدار می­باشد یا مهاجرت می­کند، با این حال، تغییر دامنه فرآیندها، شکاف را به حرکت وامی­دارد. امّا واضح نیست که در فرآیند برشِ رأس همیشه تغییر وجود دارد یا اینکه در یک فرآیند، تغییر در شدت رخ می­دهد و یا اینکه تغییری در توزیع مکانی، عامل شکاف (برش)[34] می­شود. روش­های مختلفی وجود دارند که تمایل می­رود برای محیط­های مختلف و تعیین دو انتهای طیف فاکتورهایی که با هم ترکیب شده و رأس کانال را می­سازند، بهتر مطالعه شوند. این مدل­ها به درک ما از فرسایش قهقرایی و پیش­بینی آن کمک می­کنند.
References
Bradford, J.M. and Piest, R.F. (1977) Gully wall stability in Loess derived alluvium, Journal of the American Soil Science Society 41, 115–122.
Bull, L.J. and Kirkby, M.J. (eds) (2002) Dryland Rivers: Hydrology and Geomorphology of Semi-Arid Channels, Chichester: Wiley.
Dietrich, W.E. and Dunne, T. (1993) The channel head, in K. Beven and M.J. Kirkby (eds) Channel Network Hydrology, 175–219, London: Wiley.
Horton, R.E. (1945) Erosional development of streams and their drainage basins; hydrophysical approach to quantitative morphology, American Geological Society Bulletin 56, 275–370.
Kirkby, M.J. (1980) The stream head as a significant geomorphic threshold, in D.R. Coates and A.D. Vitek (eds) Thresholds in Geomorphology, 53–73, London: Allen and Unwin.
Smith, T.R. and Bretherton, F.P. (1972) Stability and the conservation of mass in drainage basin evolution, Water Resources Research 8, 1,506–1,529.
SEE ALSO: arroyo; badland; donga; gully; pipe and piping; tunnel erosion
LOUISE BRACKEN (NهE BULL)      (مترجم: عبداله یـزدی)
 
 
HIGH-ENERGY WINDOW - پنجره با انرژی بالا
   نیومن[35] (1975) پیشنهاد کرد که در اواسط هولوسن، روی سطوح سواحل گرمسیری، دوره­ای وجود داشته است که در آن انرژی موج خیلی بیشتر از امروز بوده است. این امر در طی مرحله ای رخ داده است که در آن سطح امروزی دریا، برای اولین بار پیشروی فلاندرین[36] (هولوسن) را تجربه کرده بود و قبل از گسترش حفاظت ریف­های مرجانی بوده است. این پنجره ممکن است در یک مقیاس محلّی­تر و روی ریف­های منفرد نیز عمل کند؛ در این پنجره، موج­ها روی حواشی یک پهنه ریفی گسترده مثل امروز شکسته نمی­شده است، بلکه قبل از توسعه پهنه ریفی، به صورت گسترده­تری روی رأس یک ریف مغروق شده کم­عمق[37]، شکسته می­شده است (Hopley 1984).
References
Hopley, D. (1984) The Holocene ‘high energy window’ on the central Great Barrier Reef, in B.G. Thom (ed.) Coastal Geomorphology in Australia, 135–150, Sydney: Academic Press.
Neumann, A.C. (1972) Quaternary sea level history of Bermuda and the Bahamas, American Quaternary Association Second National Conference Abstracts,
41– 44.
A.S. GOUDIE                     (مترجم: عبداله یـزدی)      
 
HILLSLOPE-CHANNEL COUPLING - دامنه - کانال زوجی
   جریان از دامنه­ها به سیستم کانال، توسط دامنه­های ­فرآیند[38] بین عناصر مختلف سیستم حوضه آبریز کنترل می­شود. برانسدِن[39] (1993) سیستم­های جفت­شده[40] را به صورت انواعی تعریف کرد که در آنها یک انتقال آزاد انرژی بین عناصر وجود دارد، به طور مثال، جایی­که یک کانال رودخانه مستقیماً یک دامنه را از زیر برش می­دهد، درحالیکه سیستم­های جفت­نشده[41] انواعی هستند که در آنها یک سد (مانع) حضور دارد، مثلاً در مورد یک دشت سیلابی که میان دامنه تا کانال قرار می­گیرد. بنابراین، میزانی که دامنه با کانال جفت می­شود، تابع هر فاکتوری است که روی اتصال آن تأثیر بگذارد، و ممکن است مرتبط با تغییر مکانی خواصی مانند بافت خاک یا پوشش گیاهی باشد (جریان روی سطح را ببینید). یک دشت سیلابی ممکن است باعث شود که دامنه به شدت با کانال جفت شود اگر نرخ نفوذ آن به قدر کافی کم باشد یا در زمان­هایی پیش از این اشباع بوده باشد. کانال اصلی ممکن است به واسطه حضور کانال­های فرعی در امتداد لبه دشت­های سیلابی (کانال­های آزاد) و یا توسط کانال­های زهکش دست­ساخته انسان، از دامنه جدا شود.
   قدرت جفت­شدن ممکن است روی نوع فرآیندی که در دو طرف مرز رخ می­دهد، تأثیر بگذارد. کانالی که یک دامنه را مستقیماً از زیر برش می­دهد ممکن است باعث تشکیل یک دامنه (شیب) محلّی شود که این شیب ممکن است به اندازه­ای باشد که جویچه­ها و آبگذرها (آبگذر را ببینید) را روی دامنه تشکیل دهد، یا ممکن است منجر به شکسته شدن قاعده دامنه گردد (e.g. Harvey 1994). در تمام موارد، میزان تغذیه رسوب به داخل کانال افزایش خواهد یافت و ممکن است باعث شود دامنه جدا شده (جداشدن یا کندن[42] را بببنید) یا شکل طرح آن را تغییر دهد (رودخانه­های شاخه­شاخه[43] را ببینید). نرخ حذف رسوب از قاعده یک دامنه نسبت به تأمین آن توسط فرآیندهای روی دامنه نیز روی شکل تکامل در بلندمدت تأثیر می­گذارد (شیب، تکامل را ببینید). دامنه­های جفت­شده تمایل به داشتن پروفیل­های پست­تر و محدب­تر دارند، درحالیکه دامنه­های جفت­نشده خواهان ته­نشست در قاعده دامنه می­باشند که منجر به پروفیل­های پست­تر و مقعر می­شوند. همچنین دامنه­های به شدت جفت­شده، نسبت به تغییرات در هر جایی از سیستم حوضه آبریز، حساسیّت بیشتری نشان خواهند داد.
بررسی قدرت جفت­شدگی ممکن است در حوزه ژئومورفولوژی کاربردی نیز مهم باشد. پایداری دامنه (ثبات شیب) حاصل از برش­خوردگی در اینجا فرآیند مهم دیگری است، با وجود آنکه، بارت[44] و هی­کاک[45] (1993) تأثیر میانه­های دشت سیلابی را روی کیفیت آب مورد بحث قرار دادند. در رابطه با کیفیت آب برای مثال می­توان آلاینده­های حمل شده توسط رواناب (تولید رواناب را ببینید) حاصل از دامنه­ها را اشاره نمود.
References
Brunsden, D. (1993) The persistence of landforms, Zeitschrift fur Geomorphologie, Supplementband 93, 13–28.
Burt, T.P. and Haycock, N.E. (1993) The sensitivity of rivers to nitrate leaching: the effectiveness of nearstream land as a nutrient retention zone, in D.S.G. Thomas and R.J. Allison (eds) Landscape Sensitivity, 261–272, Chichester: Wiley.
Harvey, A.M. (1994) Influence of slope/stream coupling on process interactions on eroding gully slopes, in M.J. Kirkby (ed.) Process Models and Theoretical Geomorphology, 247–270, Chichester: Wiley.
Further reading
Harvey, A.M. (2002) Effective timescales of coupling within fluvial systems, Geomorphology 44, 175–201.
Michaelides, K. and Wainwright, J. (2002) Modelling the effects of hillslope-channel coupling on catchment hydrological response, Earth Surface Processes and Landforms 27, 1,441–1,457.
JOHN WAINWRIGHT AND KATERINA MICHAELIDES      (مترجم: عبداله یـزدی)       
 
HILLSLOPE, FORM - دامنه، شکل
دامنه­ها چه هستند؟ (What are hillslopes?)
   غالب سطح زمین توسط دامنه­ها[46] اشغال شده است. بنابراین دامنه­ها یک عنصر اصلی در تمام مناظر می­باشند (Finlayson and Statham 1980) و اجزاء بنیادین سیستم­های مورفولوژیک هستند (سیستم­ها در ژئومورفولوژی را ببینید). امّا "در هر تعریف ارزشمندی از دامنه­ها، یک عدم هیجان وجود دارد"(Schumm and Mosley 1973; Dehn et al. 2001) . دامنه­ها تنوع خیلی زیادی در اندازه و شکل دارند؛ و واژه­های کم و بیش مترادفی برای پدیده دامنه استفاده می­شود: مثلاً شیب­درّه، شیب­کنارتپّه، دامنه­های کوه[47]. توصیف شکل دامنه، یک مسئله اساسی در ژئومورفولوژی است (ژئومورفومتری را ببینید).
   در مجموع، یک دامنه، یک واحد ساختاری است که بخشی از سطح زمین می­باشد و مشخصات مخصوص به خود دارد (سیستم خشکی را ببینید). یک دامنه، به صورت یک مشخصه اصلی می­تواند به این صورت تعریف شود: "یک واحد ساختاری زمین­شناسی شیب­دار (مایل) با زوایه شیب بیشتر از آستانه یک منطقه پست βmin (جداکننده دامنه­ از دشت) و کوچکتر از آستانه یک ساختار مرتفع βmax (جداکننده دامنه از دیواره­های عمودی مثل صخره­ها یا برجستگی­ها)، که توسط واحدهای ساختاری مرتفع­تر و پست­تر محصور می­گردد (Dehn et al. 2001). علاوه­براین دامنه­ها تعریف دیگری دارند که شامل موقعیت داخل چشم­اندازها به صورت یک مفهوم ظاهری می­باشد. برای مثال، یک درّه فقط می­تواند با دامنه­های همراه خود وجود داشته باشد. علاوه­براین، اندازه و مقیاس، خصوصیات مهمی برای تعریف دامنه­ها می­باشند: یک کوهنورد در گراندکانیون[48] ممکن است اجزاء یک لبه درّه را به صورت یک دامنه منفرد و منحصربه خودش تعریف کند، درحالکه، یک خلبان درحال پرواز بر فراز صحنه، ممکن است کل کرانه کانیون را به صورت یک دامنه تعریف کند. دامنه­ها در نتیجه فرآیندهای دامنه (فرآیندهای دامنه را ببینید) که در مقیاس­های زمانی مختلفی عمل کرده­اند، تشکیل شده­اند. بنابراین دامنه­ها واحدهایی هستند که در آنها مؤلفه به سمت پایین شیب یعنی استرس ثقل (β g sin) نقش مهمی را در عملکرد فرآیندهای هیدرولوژیک و ژئومورفولوژیک ایفا می­کند. امّا یک دامنه معمولاً محصول تنوعی از فرآیندهایی است که در مکان و زمان به طور متقابل عمل می­کنند؛ بنابراین دامنه­ها، توالی­هایی از واحدهای شیب­دار با مشخصات متفاوت تشکیل می­دهند (شکل 81 را مقایسه کنید؛ شیب، تکامل را ببینید).
   بنابراین، مشخصات بنیادین برای تعریف یک دامنه عبارت­اند از: 1. هندسه محلّی، 2. ارتباط با ساختارهای خارجی، 3. مقیاس و 4. فرآیندهای مرتبط. استفاده از این خصوصیات بنیادین به صورت تعریفی از دامنه، به استنباط یا کاربرد خاص آنها بستگی دارد که در این صورت یک مدل معنایی خاص برای دامنه­ها می­باشند (Dehn et al. 2001). در ژئومورفولوژی، اشکال دامنه معمولاً به صورت آرایش­هایی از واحدهای منفرد دامنه توصیف می­شوند. این مفهوم، توصیف و طبقه­بندی دامنه­ها را آسان می­سازد و قادر به مدل­سازی متقابل شکل دامنه به همراه فرآیندهای تشکیل ژئومورفولوژیک آن می­باشد. بنابراین، آنالیز دامنه، دو جنبه مرتبط اصلی را با هم ترکیب می­کند: یعنی: تجزیه یک پروفیل دامنه به واحدهای آن، و تلفیق یک دامنه با آرایش دادن واحدهای تشکیل­دهنده آن. این مراحل آنالیز در سه بعد برای یک دامنه، و یا به روش ساده­تر به صورت دوبعدی برای یک پروفیل دامنه انجام شده است. واژه­های مرتبط استفاده شده در اینجا، در جدول 23 لیست شده­اند.
 
جدول 23: اجزاء (مولفه­ها) و واژگان اصلی برای آنالیز دامنه
اجزای دامنه تعریف
پروفیل دامنه خطِ جریان متصل­کننده خط­تقسیم زهکشی به تالوگ
توپوسکانس دامنه ترتیب واحدهای دامنه، داخل دامنه
واحد شیب (واحد) بخشی از دامنه، با مشخصات خاص: بخش یا عنصر
بخش واحد با زاویه شیب همگن (یک­جور)
عنصر واحد با انحنای همگن (یک­جور)
عنصر محدب عنصر با افزایش زاویه­ به سمت پایین دست (پایین شیب یا دامنه)
عنصر مقعر عنصر با کاهش زاویه­ به سمت پایین دست (پایین شیب یا دامنه)
بخش ماکزیمم بخش، پرشیب­تر از واحدهای بالا و پایین
بخش مینیمم بخش، با شیب آرام­تر از واحدهای بالا و پایین
بخش قلّه بخش محصور شده با شیب­های روبه­پایین در دوطرف مخالف
بخش قاعده بخش محصور شده با شیب­های روبه­بالا در دوطرف مخالف
واحد نامنظم واحد شیب (دامنه) با تغییرات مکرر در زاویه و انحناء
منبع: یانگ (1972؛ با اصلاح و بسط)
 
واحدهای دامنه (Hillslope units)
   آنالیز دامنه توسط زیرتقسیم­بندی یک دامنه به واحدهای مختلف، انجام شده است. چند روش برای همگون ساختن واحدهای دامنه[49] با استفاده از واژه­های کیفی وجود داشته­اند(e.g. Speight 1990) . عمدتاً یک دامنه توسط یک­سری واحدهای اصلی توصیف می­شود که این واحدها خود، توصیف­کننده تغییرات شیب، خمیدگی (انحناء)[50] و فرآیندها در امتداد پروفیل دامنه می­باشند.
  • پشته/قلّه/میاناب[51]: واحد محدب/خط مستقیم؛ پایدارترین واحد در منظره، اگر پهنای آن قابل­توجه باشد؛ عمدتاً انتقال آب به صورت عمودی است؛ با خاک­های بسیارضعیف زهکش­شده.
  • حاشیه­/میانه بالای شیب[52]: عنصر تحدب؛ واحد ناپایدار به علت فرآیندهای فرسایش؛ حداقل ضخامت خاک.
  • پشت شیب/میانه شیب[53]: معمولاً دارای بخش­های با خط مستقیم؛ واحد ناپایدار؛ زهکشی شدید جانبی؛ حمل رسوب؛ خاک­های با عمق متغیّر.
  • پای شیب/میانه پایین شیب[54]: عنصر مقعر؛ ته­نشست رسوب؛ واحدناپایدار؛ ضخامت خاک تمایل به افزایش دارد.
  • پنجه شیب/دشت سیلابی[55]: واحد مقعر/خط مستقیم؛ ورود رسوب از بالادست و دامنه؛ واحد ناپایدار؛ خاک­های ضخیم­تر.
   در جهت کانتورها، دامنه­ها معمولاً به صورت عناصر فرورفتگی­های دامنه[56]، زبانه­ها (یا دماغه­ها)[57] و درّه­های با شیب مستقیم­الخط در دامنه، با استفاده از طرح منحنی­، لایه­لایه (تقسیم­بندی) می­شوند. روش دیگر برای طبقه­بندی واحد دامنه براساس موقعیت داخل حوضه زهکشی می­باشد: یانگ[58] (1972؛ 4)، "اجزای شیب­[59]" را تشخیص داد: شیب­های رأس درّه، شیب­های انتهای زبانه، و شیب­های لبه درّه. اسپیت[60] (1990) لیستی جامع از نام­های عناصر مختلف زمین[61] ارائه داد که شامل بسیاری از واحدهای دامنه می­باشد. بنابراین واحدهای دامنه عموماً جنبه­های مختلف شکل سطح زمین را ثبت می­کنند: 1. زاویه شیب، 2. انحناء، 3. موقعیت داخل حوضه زهکشی و 4. موقعیت داخل دامنه. این خصوصیات استفاده می­شوند تا مدل­های کمّی واحدهای دامنه حاصل شوند (ادامه را ببینید). علاوه­براین، واحدهای دامنه با فرآیندهای مختلف ژئومورفیک و خصوصیات رگولیت مرتبط می­باشند (بالا را ببینید و با اسپیت، 1980 مقایسه کنید). این امر منجر به استفاده از واحدهای دامنه برای مدل­سازی منظره خاک می­شود (ژئومورفولوژی خاک را ببینید)، که برای مثال به مفهوم کاتنا[62] (زنجیره) رسمیت می­دهد.
   یکی از روش­های کمّی اولیه در آنالیز دامنه، که تماماً براساس خصوصیات ژئومورفومتریک می­باشد، توسط ساوی­گی­یِر[63] (1952) و با استفاده از مختصات اجزاء پروفیل (گرادیان ثابت شیب)[64]، بخش شیب[65] (گرادیان ثابت شیب شامل چند مختصات پروفیل) و عنصر شیب[66] (منحنی ثابت محدب و مقعر)، مطرح شد. این واحدها با شکست شیب، که توسط تغییری واضح در گرادیان شیب مشخص می­شوند، مرزبندی می­گردند. این روش توسط یانگ (1972)، که شیب را به صورت واحدهای محدب، مقعر و مستقیم الخط تقسیم­بندی نمود (جدول 23) بسط داده و سنجیده شد.
   آن روش­های اولیه عمدتاً روی توصیف کمّی پروفیل­های دامنه متمرکز شده بودند؛ امّا، یک دامنه یک ویژگی خطی ساده نیست، بلکه یک واحد لندفرم دوبعدی داخل فضایی سه­بعدی است که به صورت لایه مرزی یک توده سه­بعدی لیتولوژیک عمل می­کند.
   بنابراین مشخصه شکل محلّی دامنه، براساس مشتقات سطح زمین می­باشد: گرادیان، که دو مؤلفه دارد، زاویه شیب و زوایه انحراف؛ و انحناء که معمولاً توسط دو مؤلفه­ در پروفیل و کانتور یا جهات مماس توصیف می­شود (خصوصیات مورفولوژیک را ببینید). انحناء می­تواند به صورت سطوح تحدب، تقعر و خط مستقیم طبقه­بندی گردد (Young 1972). بنابراین ترکیب سه مشخصه انحناء شیب پروفیل و سه مشخصه طرح انحناء[67] منجر به 9 واحد احتمالی دامنه می­شود که توسط دیکائو[68] (1989) به صورت عناصر اصلی شکل منظره تعریف شده­اند (شکل 81). آنها یک توصیف گسسته از سطح دامنه به صورت واحدهای با مشخصه انحنای هموژن ارائه می­دهند.
   زاویه شیب برای توصیف دامنه­ها توسط بخش­های شیب­دار[69] استفاده شده است (جدول 23). یانگ (1972: 173) چند طبقه­بندی زاویه شیب را مقایسه کرده و یک سیستم با هفت رده پیشنهاد داده است: 0 تا 2 درجه، مسطح تا کمی آرام؛ 2 تا 5 درجه، آرام؛ 5 تا 10 درجه، متوسط؛ 10 تا 18 درجه، متوسط تا شیب­دار؛ 18 تا 30 درجه، شیب­دار؛ 30 تا 45 درجه، خیلی شیب­دار؛ بیش از 45 درجه، پرشیب تا قائم/ دیواره معلّق. زوایای محدودکننده[70]­، رنج زوایای شیبی را که در آنها اشکال خاص شیب رخ می­دهد، توصیف می­کنند. این زوایا شامل زوایای محدودکننده ماکزیمم و مینیمم می­باشند که مرتبط با شرایط محیطی و فرآیندهای متناظر ژئومورفیک هستند. زاویه استقرار[71] (استقرار و زاویه آن را ببینید) (مترجم: پرشیب ترین زاویه­ای که در آن یک سطح شیب­دارِ تشکیل شده از مواد سست، پایدار است) ماکزیمم زاویه­ را برای یک ماده معین از نوع گرانولار، تعریف می­کند. یانگ (1972: 165) تعدادی شکل برای زوایای محدود کننده واحدهای دامنه، تحت شرایط مختلف محیطی و لیتولوژی ارائه داده است.
   یک پارامتر دیگر برای توصیف واحدهای دامنه، موقعیت آنها در توپوسکانس دامنه می­باشد (جدول 23). معمولاً واژه­های کیفی مثل بالاشیب، میان­شیب و پایین­شیب به کار برده می­شود. یانگ (1972) برای واحدهای بالایی و پایینی از روابط همسایگی استفاده کرد تا واحدهای دامنه را توصیف نماید (برای مثال، بخش ماکزیمم و مینیمم را در جدول 23 ببینید). امّا برای پروفیل­های پیچیده­تر، این اندازه­گیری­ها برای توصیف موقعیت قطعی دامنه، شکست خورد و نیاز شد تا قواعد کمّی مشتق شده از طول و یا ارتفاع کلّی دامنه معرفی گردد.
   بررسی­های انجام شده روی اشکال دامنه­ها، برروی روابط فرآیند-شکل[72] متمرکز شد، یعنی توضیح یک شکل خاص از شیب (واحد شیب) توسط تکامل دامنه، و فرآیندهای همزمان. یانگ (1972: 92) یک­سری توضیحات کلاسیک از شیب­های محدب، مقعر و مستقیم­الخط ارائه داد. عناصر تحدب شیب به طور کلّی فرآیندهای فرسایش را نشان می­دهند، که با طول شیب (شستشوی سطحی) افزایش می­یابد، به علاوه خزش خاک و هوازدگی به صورت فرآیندهای غالب رژیم برای شیب­های محدب شناسایی شده­اند. شیب­های خط مستقیم، عموماً شرایط فرسایشی به لحاظ مکانی هموژن[73] را نشان می­دهند، یعنی شیب به صورت واحدهای حمل شده موازی یا ساکن پسرفت می­کند. بخش­های مقعر دامنه­ها، توسط تجمع رسوب، به علت سطوح ثابت قاعده و/یا توسط شستشوی سطح و به صورت مشابه با پروفیل­های مدرج رودخانه توضیح داده می­شوند. امّا از آنجا که دامنه­ها پدیده­های پیچیده با تاریخچه تکاملی طولانی می­باشند، بسیاری از فرآیندها و مؤلفه­های متقابل می­توانند رخ دهند. بنابراین، این فرضیات ساده عموماً با مورد خاصی از دامنه مچ (متناظر) نشده و صرفاً می­توانند به عنوان راهنما (دستورالعمل) مورد استفاده قرار گیرند.  

شکل 81: عناصر بنیادین شکل دامنه که توسط طرح و پروفیل انحناء طبقه­بندی شده است (کیکایو، 1980)
 
پروفیل­ها و توپوسکانس­های دامنه (Hillslope profiles and toposequences)
   دامنه­های کامل، اغلب توسط پروفیل­های دامنه نشان داده می­شوند. با توجه به یانگ (1972) و پارسونز[74] (1988) یک پروفیل دامنه می­تواند به صورت خطی روی سطح زمین تعریف شود که یک نقطه آغاز در خط تقسیم آبریز را به یک نقطه انتهایی در تالوگ[75] (مترجم: عمیق­ترین بخش کانال رودخانه) وصل کرده و جهتی به سمت پرشیب­ترین بخش را دنبال می­کند. پروفیل­های دامنه، بااستفاده از توزیع عادی زوایای شیب، برای مشخص ساختن انواع مختلف ساختارها استفاده شده­اند. تفاوت در توزیع­های تکراری زاویه شیب، مرتبط با لیتولوژی (مقاومت مواد)، آب و هوا (استرس از طریق بارندگی و حرارت)، و حالت تکامل شیب (زوایای محدودکننده را در بالا ببینید) می­باشد. پروفیل­های دامنه معمولاً چند قلمرو فرآیند را پوشش می­دهند. اغلب بخش بالایی یک شیب توسط فرسایش، بخش میانی توسط حمل و بخش قاعده توسط ته­نشست مشخص می­گردد. بنابراین، توپوسکانس­ها استفاده می­شوند تا ترتیب واحدهای متفاوت داخل پروفیل دامنه توصیف گردد. مشخصه این سکانس­ها، اطلاعاتی در رابطه با سیستم شیب ارائه می­دهد. این امر می­تواند برای طبقه­بندی دامنه­ها استفاده شود. یک توپوسکانس ممکن است شامل یک شیب ساده (تک­سکانس، مثل یک عنصر مستقیم الخط متصل­کننده پشته و درّه)، یا به صورت دو یا چند واحد (چندسکانس، مثل شیب­های محدب-مقعر) باشد (Speight 1990: 14). برای حالت چندسکانسه، رده واحدهای شیب مثل XMV برای شیب محدب-مستقیم-مقعر) و طول نسبی همان واحدها می­تواند برای مشخص ساختن کل پروفیل استفاده شود (Young 1972: 189).
   توصیف واحدهای شیب در تمام شرایط شیب دوبعدی در فضای سه­بعدی نیز بخشی از آنالیز یک توپوسکانس می­باشد. دیکائو (1989) و اشمیت[76] و دیکائو (1999) از پارامترهایی مثل روابط همسایگی، فاصله تا خط­تقسیم آبریز، یا اختلاف ارتفاع تا کانال زهکشی استفاده کردند تا سیستم­های پیچیده دامنه را طبقه­بندی و جمع­بندی کنند.
   مدل­های مختلفی از شکل پروفیل دامنه بسط داده شده است که برای یک توپوسکانس دامنه خاص با تاریخچه تکاملی و فرآیندهای همزمان ژئومورفیک مرتبط می­باشند. وود[77] (1942) واژه "شیب­های رو به بالا[78]" را برای واحدهای محدب دامنه روی رأس که توسط عمل فرآیندهای هوازدگی، روی رأس صخره توسعه می­یابند، معرفی نمود. علاوه­براین، وود، "شیب­های پایین­رو[79]" را برای واحدهای ته­نشستی مقعر دامنه، که در قاعده یک واریزه طی جورشدگی رسوب به علت فرآیندهای آبی توسعه می­یابند، تعریف کرد. کینگ[80] (see Young 1972: 37) یک مدل کلاسیک توپوسکانسی 4 واحدی را بر اساس کار وود (1942) بسط داد. قلّه[81] (شیب روبه­بالا یا روبه­افزایش)، یک عنصر محدب از فرسایش اندک توسط فرآیندهای هوازدگی و خزش است. تکامل کل دامنه از یک بخش فعال شیب­سنگ با زاویه پرشیب ناشی می­شود (فرسایش جوی، حرکت توده­ها[82]). خرده­های ریزشی پایین­دست در بخش شیب، توسط رسوبی تشکیل می­شوند که طی شیب­سنگ فراهم شده و توسط زاویه لغزش[83] مواد درشت­تر تعیین می­شوند. سنگ­فرش (شیب پایین­رو یا روبه­پایین) یک مسیر مستقیم­الخط-مقعر، با عنصر فرسایش رو به بالاست، که توسط شستشوی سطح تولید شده و به دشت­های آبرفتی متصل می­گردد. دالریمپل[84] و همکاران (1969)، توپوسکانس کینگ را به صورت یک مدل شیب 9 واحدی بسط داد (شکل 82). این سکانس شامل سه واحد بالاشیب، یک واحد با فرسایش شدید (4)، یک میان­شیب انتقالی (5)، پایه­شیب با ته­نشست کوهپایه­ای (شن­انباشت) (6) و سه واحد با زاویه کم که با عمل رودخانه همراه است. مدل­های نظری دامنه، مانند اینها، به درکی از عملکرد واحدهای دامنه و سکانس­های دامنه منجر شده و می­توانند با توجه به رژیم­های فرآیند غالب، برای طبقه­بندی دامنه­ها استفاده شوند. مدل­های عددی دامنه (مدل­ها را ببینید) امروزه برای رفتار نمادین فرآیندها و تکامل پیش­بینی شده توسط مدل­های نظری دامنه، استفاده می­شوند و از این طریق در درک شکل و تکامل دامنه براساس دانش رایج از فرآیندهای فیزیکی، سهیم هستند.
 

شکل 82 : مدل 9 واحدی دامنه از دالریمپل و همکاران (1969) (با اصلاح).
 
اندازه­گیری و آنالیز دامنه­ها (Measurement and analysis of hillslopes)
   برای اندازه­گیری شکل دامنه­ها، تکنیک­های متعددی وجود دارد. انتخاب روش مستقیم دستی براساس مشاهدات صحرایی و اندازه­گیری­های غیرمستقیم از نقشه­ها و تصاویر هوایی در کار گودی[85] (1990) توصیف شده است. پیشرفت در تکنولوژی­های کامپیوتری و در دسترس بودن مدل­های برجسته­سازی دیجیتال (DEMs) منجر به انقلابی فوق­العاده در آنالیز شکل دامنه در دهه­های اخیر شده است. تکنولوژی­های GIS (GIS را ببینید) با الگوریتم­ها، برای محاسبه خصوصیات مورفومتریک، شامل گرادیان شیب، انحناء شیب و مسیرهای جریان، امروزه ابزاری رایج برای آنالیز ژئومورفومتریک دامنه می­باشد (Schmidt and Dikau 1999). DEM های بر مبنای راستر[86] با رزولوشن­های خیلی بالا و از طریق پیشرفت داده­های ماهواره­ای، در مقیاس جهانی در دسترس هستند. در نتیجه، بسیاری از عملگرهای عددی ژئومورفومتریک، براساس راستر هستند. یک GIS معمولی برای آنالیز دامنه شامل مؤلفه­های زیر است (جدول 24). خصوصیات مورفومتریک محلّی دامنه­ها (ارتفاع، انحناء، گرادیان؛ اشمیت و دیکائو، 1999 را ببینید) از DEMهای شبکه­بندی شده از طریق الحاق محلّی، تولید می­شوند، درحالیکه پارامترهای پیچیده براساس الگوریتم­های مسیریابی جریان می­باشند. ازآنجاکه شیب و انحناء، شدیداً به مقیاس بستگی دارند، بنابراین تأثیرات رزولوشن DEM روی این پارامترها می­باید بررسی شوند و ترجیحاً یک مقیاس خاص برای محاسبه مشتقات می­باید انتخاب گردد. واحدهای دامنه (موضوعات مساحتی ژئومورفومتریک با اقتباس از اشمیت و دیکائو، 1999) می­توانند از رده­بندی شیب، انحناء و موقعیت دامنه برمبنای GIS استنباط شده باشند (Dikau 1989). پروفیل­های خطی دامنه می­توانند مستقیماً از یک DEM توسط الگوریتم­های مسیریابی جریان[87] استنباط شوند(Rasemann et al. 2003). دامنه­ها به صورت توپوسکانس­ها (موضوعات ژئومورفومتریک سطح بالا با اقتباس از اشمیت و دیکائو، 1999) توسط ترکیب واحدهای دامنه با توجه به خصوصیات گرادیان، انحناء، موقعیت و روابط همسایگی آنها استنباط شده­اند. دامنه­ها با استفاده از پارامترهای نماینده ژئومورفومتریک شناخته می­شوند (Schmidt and Dikau 1999): توزیع فراوانی و گشتاور آماری زاویه شیب برای توصیف انواع متفاوت پروفیل­های شیب استفاده شده است (Young1972; Schumm and Mosley 1973) . امّا تکنولوژی­های جدید GIS، محاسبه بسیاری از پارامترهای دامنه به انضمام مشخصه­های توپوسکانسی را فراهم می­سازد (Schmidt and Dikau1999) .
جدول 24: آنالیز دامنه در یک GIS
پارامترها و اشیاء دامنه الگوریتم ورودی
پارامترهای ژئومورفومتریک محلی- هندسه محلّی
زاویه شیب و انحناء ظاهری، پروفیل و طرح شیب درون­یابی محلّی DEM
پارامترهای ژئومورفومتریک پیچیده اولیه- موقعیت دامنه
جهت جریان
منطقه تأثیر بالاشیب
طول جریان پایین­شیب و بالاشیب
موقعیت دامنه
طبقه­بندی محلّی
مسیریابی جریان
مسیریابی جریان
عملیات جبری
DEM
جهت جریان
جهت جریان
طول جریان
عوارض ژئومورفومتریک- واحدهای دامنه
عناصر شکل
بخش­های شیب
واحدهای دامنه
طبقه­بندی
طبقه­بندی
طبقه­بندی
انحناء
زاویه شیب
مکان دامنه
عوارض ژئومورفومتریک- دامنه­ها
پروفیل دامنه/ مسیرجریان
توپوسکانس دامنه
مسیریابی جریان
همسایگی
آنالیز
جهت جریان
عناصر شکل، شیب
بخش­ها
پارامترهای نماینده/ مشخصات دامنه
توزیع فراوانی
 
پوشش شبکه
 
پروفیل­های دامنه
توپوسکانس­های دامنه
بخش­های آماری و پارامترها پوشش شبکه پروفیل­های جریان
توپوسکانس­های جریان
توجه: پارامترهای ژئومورفومتریک محلّی، از طریق یک درون­یابی محلّی مشتق شده­اند. پارامترهای ژئومورفومتریک پیچیده که مرتبط با موقعیت منظره می­باشند، از طریق مسیریابی جریان مشتق می­شوند. واحدها و پروفیل­های دامنه به صورت اشیاء ژئومورفومتریک مشتق شده­اند. دامنه­ها به صورت یک ترتیب توپوسکانسی از واحدها می­توانند توسط روابط توپولوژیک واحدهای دامنه آنالیز شوند.
References
Dalrymple, J.B., Blong, R.J. and Conacher, A.J. (1969) A hypothetical nine-unit landsurface model, Zeitschrift fur Geomorphologie 12, 60–76.
Dehn, M., Gartner, H. and Dikau, R. (2001) Principles of semantic modeling of landform structures, Computers and Geosciences 27, 1,005–1,010.
Dikau, R. (1989) The application of a digital relief model to landform analysis in geomorphology, in J. Raper (ed.) Three-dimensional Applications in Geographical Information Systems, 51–77, London: Taylor and Francis.
Finlayson, B. and Statham, I. (1980) Hillslope Analysis, London: Butterworth.
Goudie, A. (ed.) (1990) Geomorphological Techniques, London: Unwin Hyman.
Parsons, A.J. (1988) Hillslope Form, London: Routledge.
Rasemann, S., Schmidt, J., Schrott, L. and Dikau, R. (2003) Geomorphometry in mountain terrain, in M.P. Bishop and J.F. Schroder (eds) Geographic Information Science (GIScience) and Mountain Geomorphology, Berlin: Praxis Scientific Publishing. Savigear, R.A.G. (1952) Some observations on slope development in South Wales, Transactions Institute of British Geographers 18, 31–51.
Schmidt, J. and Dikau, R. (1999) Extracting geomorphometric attributes and objects from digital elevation models – semantics, methods and future needs, in R. Dikau and H. Saurer (eds) GIS for Earth Surface Systems, 153–173, Stuttgart: Schweizerbarth.
Schumm, S.A. and Mosley, M.P. (eds) (1973) Slope Morphology. Benchmark Papers in Geology, Stroudsburg, PA: Dowden, Hutchinson and Ross.
Speight, J.G. (1990) Landform, in R.C. McDonald, R.F. Isbell, J.G. Speight and J. Walker (eds) Australian Soil and Land Survey: Field Handbook, 9–57,
Melbourne: Inkata Press.
Young, A. (1972) Slopes, London: Longman.
Wood, E.B. (1942) The development of hillside slopes, Proceedings of the Geological Association 53, 128–140.
Further reading
Ahnert, F. (1970) An approach towards a descriptive classification of slopes, Zeitschrift fur Geomorphologie, N.F. Supplementband 9, 71–84.
Carson, M.A. and Kirkby, M.J. (eds) (1972) Hillslope – Form and Process, Cambridge: Cambridge University Press.
Pike, R. and Dikau, R. (eds) (1995) Advances in geomorphometry, Zeitschrift fur Geomorphologie N.F. Supplementband 101, Stuttgart: Schweizerbarth.
SEE ALSO: catena; cliff, coastal; digital elevation model; drainage basin; geomorphometry; GIS; hillslope hollow; hillslope, process; morphometric properties; pediment; repose, angle of; slope, evolution; valley.
RICHARD DIKAU, STEFAN RASEMANN AND JOCHEN SCHMIDT        (مترجم: عبداله یـزدی)         
 
 
HILLSLOPE HOLLOW - فرورفتگی­های دامنه
   فروفتگی­های طویلی هستند که داخل سنگ­بستر دامنه­های پوشیده با رگولیت قرار دارند. آنها هیچ کانال آشکار جریان ندارند، امّا به صورت خطوط زهکشی عمل می­کنندکه با شبکه زهکشی از طریق توپوگرافی زیرسطحی یا سطحی یکپارچه می­شوند. آنها به یک طیف مورفولوژیک تعلق دارند که رنج آنها از فرورفتگی­های کوچک در مناطق مرتفع با برجستگی کم، با طول چند ده متر که از طریق درّه­های کوچک ممکن است طول­شان تا 200-300 متر امتداد یابد (Ahnert 1998)، تا فرورفتگی­های رأس درّه، و درّه­های خشک که هیچ کانال فعالی ندارند، بلکه مشخصاً دارای منشأ رودخانه­ای می­باشند، تغییر می­کند. این ساختارها در کشورهای مختلف زیادی در رنج وسیعی از شرایط مورفوکلیماتیک[88] و لیتولوژیک یافت می­شوند و دارای منشأهای مختلف زیادی می­باشند؛ بنابراین، طی زمان منجر به ظهور اصطلاحات متنوع و متناقض شده­اند. برای مثال در ایالت کینگ­دام[89] "دره کوچک=دل[90]" به صورت "یک درّه کوچک نهر یا رودخانه پوشیده از درخت" می­باشد، درحالیکه، در بسیاری از دیگر کشورها، "دره کوچک=دل" به صورت "یک درّه کوچک خشک و بدون هیچ علامتی از فرسایش خطی رودخانه" و با منشأ قبل از یخبندان[91] توصیف می­شود (Fairbridge 1968: 250). اشکال دیگر فرورفتگی­های تشکیل شده روی دامنه­ها، که با شبکه زهکشی ترکیب نمی­شوند (مثل پرتگاه­های منفرد حاصل از زمین­لغزه یا نشست­های گسلی) از این مبحث مستثنی هستند. رنه[92] و دیتریش[93] (1987) مروری بر فررفتگی­های دامنه ارائه دادند.
فرورفتگی­های دامنه داخل زیرلایه­ها اغلب با مواد شن­انباشت[94] و سایر رگولیت­ها پر می­شوند (عکس 60) و ممکن است یک فرورفتگی در سطح زمین نشان دهند یا نشان ندهند. ازآنجا که آنها می­توانند فاقد فرورفتگی­های سطحی باشند، بنابراین واژه "فرورفتگی سنگ بستر پر شده با مواد شن­انباشت" به صورت یک واژه توصیفی دقیق برای این مشخصه­ها پیشنهاد شده است. در یک مطالعه از 80 فرورفتگی دامنه که در برش جاده­ها رخنمون داشتند، 37 تای آنها به همراه فرورفتگی­های مقعر در سطح شیب­دار یافت شدند، 35 تای آنها زیر شیب­های مسطح با هیچ فرورفتگی سطحی و 8 تا روی زبانه­ها تشکیل شده بودند. شکل مقطع عرضی این فرورفتگی­ها داخل سنگ بستر می­تواند Vشکل یا با قاعده پهن باشد (Crozier et al. 1990). فرورفتگی­های دامنه، در سمت رأس کانال­های رده یک واقع می­شوند و یا اینکه در مکان­های مشابه با آنهایی که توسط کانال­های رده یک اشغال می­شوند، به کانال­های رده بالاتر ملحق می­گردند. سوکاموتو[95] (1973) از واژه "حوضه رده صفر[96]" برای توصیف فرورفتگی­های سطح خشکی و با تأکید بر پیوستگی هیدرولوژیکی آنها با شبکه زهکشی، استفاده کرد.
   وضعیت فرورفتگی­های دامنه در مکان­های رأس درّه (شکل 83) می­تواند به فرآیندهای همزمان (معاصر؟) مرتبط باشد (Ahnert 1998; Montgomery and Dietrich 1989). معیارهای اصلی استفاده شده برای متمایز ساختن اشکال مختلف رأس درّه عبارت­اند از: گرادیان، تعدادفرورفتگی­های همگرا و شکل. چهار نوع اصلی وجود دارد که می­توانند بر مبنای تعداد فرورفتگی­های مؤثر، مجدداً تقسیم­بندی شوند. فرورفتگی­های کم­عمق ملایم (شکل 83a) پهن هستند و یک رأس با گرادیان کم دارند و معمولاً یک مدخل توپوگرافیک با شیب به سمت پایین دارند. در طول طوفان­های طولانی­مدت، این شکل فرورفتگی عموماً جریان­های اشباع روی سطح تشکیل می­دهد. فرورفتگی­های پرشیب باریک (شکل 83b) اغلب با یک برش در رأس که با شن­انباشت پر می­شوند، و توسط زمین­لغزه زهاب و رگولیت[97] غلبه می­یابند. رأس­های درّه قیفی­شکل (شکل 83c) معمولاً حاصل همگرایی چند فرورفتگی پرشیب است. رأس­ درّه­های کاهنده سرچشمه[98] (شکل 83d) که به شکل دایره­ای با یک کف شاخص دارای زاویه کم تمایل دارند، از فرورفتگی­های همگرا، توسط شکست مشخص در شیب خط چشمه متمایز می­شوند.
   چند فرآیند که قادر به تولید فرورفتگی­های دامنه در موقعیت­های مختلف ژئومورفولوژیک هستند، پیشنهاد شده­اند (کار کروزر[99] و همکاران، 19990 را ببینید) که شامل زمین­لغزه، برش (گسیختگی) زیرسطحی رودخانه[100]، فرسایش زیرخاک[101]، ژلی­فلاکشن[102] و برفاب موسمی[103] و ترکیبی از فرآیندهای قبل از یخبندان و رودخانه­ای. کاتن[104] و ته­پونگا[105] (1955) نشان دادند که فرورفتگی­های دامنه محصول رژیم­های متناوب مورفوکلیماتیک هستند. آنها نتیجه گرفتند که کانال­های قدیمی نهرها، که اصولاً طی اواخر دوره­های میان­یخچالی شکافته شده­اند، در دوره یخبندان بعدی توسط فرآیندهای حرکت توده­ها قبل از یخبندان، تعدیل و تضعیف شده و نهایتاً توسط نهشته­ها و لس­های قبل از یخبندان پر شده­اند. تحت­شرایط امروزی این عوارض پرشده از شن­انباشت توسط زمین­لغزه کم­عمق حذف یا جابه­جا می­شوند. سیکل دیگری از فرآیند پرشدگی و تخلیه که در این مورد زمین­لغزه به صورت فرآیند اولیه تولید فرورفتگی عمل می­کند (شکل 84)، توسط دیتریش و دون[106] (1978) توصیف شده است.
   طی طوفان­ها، هندسه فرورفتگی­های دامنه، رواناب­های سطحی و زیرسطحی را به سمت خط مرکز فرورفتگی هدایت می­کند. تجمع آب داخل فرورفتگی، تابعی از منطقه درگیر و نسبت گرادیان­های شیب کناره به تالوگ می­باشد. طی رویدادهای طوفانی طولانی­مدت، فرورفتگی­ها ممکن است به طور ترجیحی اشباع شده و به صورت یک منطقه منبع برای جریان اشباع روی سطح عمل کنند. فرورفتگی­های پرشده از رگولیت نیز یک مکان ترجیحی برای تولید جریان­ها و لغزش­های خرده­دار می­باشند. در مقایسه با سایر مکان­های دامنه، در این مکان­ها سفره­های آب، به سهولت بیشتری جایگزین شده و تجمع رسوب بیشتر از ضخامت بحرانی مورد نیاز برای شکستگی می­باشد. مقیاس زمین­لغزش که تحت این شرایط تشکیل می­شود، تابعی از تعداد فرورفتگی­های همگرای دامنه و حجم رسوب انباشته آنها می­باشد.
 

عکس 60: فرورفتگی Vشکل سنگ بستر پرشده از مواد کوه­پایه (شن­انباشت)، در رسوبات دریایی پلوسن، تاراناکی، نیوزیلند

شکل 83: الگوی کانتوری انواع فرورفتگی­های رأس درّه: (a) فرورفتگی­های کم­عمق با شیب آرام؛ (b) فرورفتگی پرشیب و باریک؛ (c) رأس قیفی­شکل درّه با سه فرورفتگی همگرا؛ (d) رأس کاهش­دهنده سرچشمه درّه (براساس فرورفتگی­های آنِرت[107] (1998) و مونتگُومری[108] و دیتریش (1989)).
References
Ahnert, F. (1998) Introduction to Geomorphology, London: Arnold.
Cotton, C.A. and Te Punga, M.T. (1955) Solifluxion and periglacially modified landforms of Wellington, New Zealand, Transactions Royal Society, New Zealand 82(5), 1,001–1,031.
Crozier, M.J., Vaughan, E.E. and Tippett, J.M. (1990) Relative instability of colluvium-filled bedrock depressions, Earth Surface Processes and Landforms 15, 329–339.
Dietrich, W.E. and Dunne, T. (1978) Sediment budget for a small catchment in mountainous terrain, Zeitschrift fur Geomorphologie Supplementband 29, 191–206.
Fairbridge, R.W. (1968) Dell, in R.W. Fairbridge (ed.) The Encyclopedia of Geomorphology, 250–252, New York: Reinhold.
Montgomery, D.R. and Dietrich, W.E. (1989) Source areas, drainage density and channel initiation, Water Resources Research 26, 1,907–1,918.
Reneau, S.L. and Dietrich, W.E. (1987) The importance of hollows in debris flow studies: examples from Marin County, California, in J.E. Costa and G.F. Wieczorek (eds) Debris flows/Avalanches; Processes, Recognition, and Mitigation, Geological Society of America, Reviews in Engineering Geology 7, 1–26.
Tsukamoto, Y. (1973) Study on the growth of stream channel, (1) Relation between stream channel growth and landslides occurring during heavy rainstorm, Shin-Sabo 25, 4–13.
MICHAEL J. CROZIER                           (مترجم: عبداله یـزدی)  
 
HILLSLOPE, PROCESS - فرآیندهای دامنه ای
   شکلی که یک دامنه به خود می­گیرد محصول موادی که از آن تشکیل شده و نیروهایی که برروی آن عمل می­کند، می­باشد. درحالیکه فرم ناهنجار منظره توسط فاکتورهای زیادی تعیین می­شود، بااینحال در مقیاس محلّی، رنجی از فرآیندهای مشخصه ژئوموفومتریک دامنه­ها را شکل می­دهد. در همان زمان، مورفولوژی دامنه به صورت یک تأثیر اصلی روی رخداد، بزرگی و ماهیت خود فرآیندها عمل می­کند. بنابراین شکل و فرآیند، به سمت یک تنظیم متقابل تمایل دارند. فرآیندهای دامنه، آن فرآیندهای ژئومورفیکی هستند که شامل حرکت، حمل و ته­نشست مواد از خود شیب­ها یا بالا و روی آنها می­باشند. اثر ویژه[109] آنها حمل مواد به بخش­های پایین­تر منظره می­باشد. این امر، یا تحت­تأثیر نیروی ثقل به تنهایی یا معمولاً با پیوستن مقادیر اضافه و مختلف آب رخ می­دهد. جریان یخ و باد نیز به شکل دامنه کمک می­کند، امّا در مقیاس­هایی عمل می­کنند که بزرگ­تر دامنه می­باشد (آبرفت حاصل از یخچال، فرآیندهای بادی، فرسایش بادی خاک را ببینید).
   یک تمایز مفید را می­توان بین دو مجموعه فرآیند در نظر گرفت، که نسبت به نقشی که آب در مرحله ازجاکندن و حمل ایفا می­کند، متفاوت می­شوند. اول، حرکت توده­ها است که شامل حرکت مواد به علت تأثیر نیروی ثقل می­باشد. انگیزه برای حرکت مواد از انرژی پتانسیل ذاتی مواد بخاطر ارتفاع آنها از سطح پایه و مقدار گرادیان انرژی پتانسیل تولید شده توسط میزان شیب سطح دامنه و لایه­ها، ناشی می­شود. آب ممکن است به عنوان یک فاکتور آماده­سازی و یا عامل تحریک، نقشی مهم ایفا کند، امّا تعادل تنش­های ژئومکانیک داخل توده مواد است که حرکت و جابه­جایی یا عدم جابه­جایی آنها را تعیین می­کند (فاکتور ایمنی[110] را ببینید). هنگامی که شکست رخ دهد، پس از آن آب نیز در تعیین ماهیت حمل نقش مهمی دارد. در مجموعه دوم از فرآیندهای دامنه، جداشدن و حمل هر دو مستقیماً توسط انرژی جنبشی حرکت آب تحت­تأثیر قرار می­گیرند.
   واژه حرکت توده را برای طیف وسیعی از فرآیندها می­توان به کار برد که اغلب برحسب نوع مواد شرکت­کننده (مثل سنگ­بستر، خرده­ها یا خاک) و نوع حرکت (مثل ریزش، افتادن، لغزش، پراکنده شدن و جریان) طبقه­بندی می­شوند. این طیف از انواع حرکت، اهمیت زیاد آب را در فاز حمل نشان می­دهد. ریزش­ها، اغلب منحصر به نیروی ثقل هستند، درحالیکه، در سوی دیگر جریان­ها اغلب همیشه به حضور آب نیاز دارند. طیف مشابهی با توجه به اهمیت آب برای کندن و جابه­جایی مواد، یعنی آغاز حرکت، وجود دارد. در برخی موارد، شکست ممکن است به سادگی و به علت تأثیرات ثقلی رخ دهد مانند ریزش یک سنگ. در شرایطی که بیشتر رایج است، آب بر توازن استرس­های داخل مواد، نیز مقداری تأثیرگذار است. آب، یک فاکتور مهم در آماده­سازی خاک و مواد رگولیت برای حرکت توده بوده و این می­تواند یک فاکتور تحریک نیز محسوب شود. تأثیرات آب در اشکال مختلف مختلف شرایط فیزیکوشیمیایی هوازدگی، اندکی کاهش در مقاومت برشی ایجاد می­کند زیرا سنگ به یک خاک مهندسی تبدیل شده و به طور فزآینده مستعد استرس­های ثقلی (گرانشی) می­گردد. در شرایط پویاتر، رفتار آب داخل مواد دامنه متناوباً شکست (مواد) را تحریک می­کند. تغییر در ارتفاع سفره­های آب زیرزمینی می­تواند توازن تنش­ها را تغییر دهد که این کار را هم با افزایش جرم مواد (افزایش تنش برشی) و هم با کاهش مقاومت برشی آن در نتیجه فشارهای بالای آب منفذی یا کاهش چسبندگی انجام می­دهد.
   مجموعه دوم از فرآیندها شامل کندن مواد از طریق انرژی پخش شده توسط جریان یا تأثیر آب می­باشد. درحالی­که علت مستقیم کندن مواد مشخص نیست، ولی گرانش (نیروی ثقل) نقش مهمی را در تعیین سرعت جریان و بنابراین انرژی و جهت حمل آن ایفا می­کند. انرژی برخورد قطرات باران (تأثیر برخورد قطرات باران، پاشیدگی قطرات و شستشو را ببینید) قادر است ذرات خاک را از هم جدا کند که از این طریق ممکن است ذرات طی پاشیدگی حمل شوند. اگرچه پاشیدگی ممکن است در همه جهات صورت گیرد امّا اثر خالص، حمل به سمت پایین شیب می­باشد. حجم بیشتری از مواد ممکن است توسط جریان آب روی سطح خاک­های محافظت نشده، کنده شده و حمل شوند (فرسایش ورقه­ای، جریان ورقه­ای، شستشوی ورقه­ای؛ جریان روی سطح را ببینید). جرم موادی که می­توانند کنده شوند توسط تنش برشی، که روی سطح خاک و رگولیت اعمال می­شود، کنترل خواهد شد، و اعمال این تنش روی سطوح، توسط ارتباط بین هندسه هیدرولیک جریان و زبری سطح تعیین خواهد شد. فاصله­ای که در آن مواد با یک اندازه­دانه معین می­توانند حمل شوند، متناسب با انرژی جنبشی جریان است. جایی­که در آن همگرایی­های میکروتوپوگرافیک، باعث تمرکز به صورت جریان خطی و آشفته می­شوند، به یک آستانه رسیده (آستانه، ژئومورفیک را ببینید) و جویچه­ها (ریل­ها) تشکیل می­شوند. پس از آن ریل­ها شروع به تمرکز بیشتر جریان می­کنند. این جریان متمرکز می­تواند منجر به تشکیل یک آبگذر می­شود که مثالی از تغذیه­کننده­ (بازخورد) مثبت است. فرآیند مهم دیگر در رابطه با آب جاری، فرسایش تونل می­باشد، که هنگامی­رخ می­دهد که سرعت جریان زیرسطحی آب از میان ماتریکس خاک/رگولیت به اندازه­ای باشد که کنده شدن ذرات آغاز گردد (مجرا و مجراسازی را ببینید).
   اگرچه نشان دادن نقش­های متفاوتی که آب ممکن ست در فرآیندهای دامنه ایفا کند، مفید است، امّا تمایز بین حرکت تود و فرآیندهای آبی، اغلب مبهم و نامشخص می­باشد. مرز بین حرکت یک توده بسیار سیّال (مثل جریان خاک) و یک جریان مملو از رسوب ممکن است همیشه به آسانی شناسایی نشود. صرفاً جهت گفتن، یک تمایز روانه­شناسی می­تواند بین جریان­های نیوتنی و غیرنیوتونی رخ دهد. مورد اول، شامل هر دو جورشدگی عمودی و افقی کلاست­ها طی حمل خواهد بود، در حالی که دومی بر حمایت ماتریکس و غیاب جورشدگی دلالت دارد. در واقع حذف مواد از شیب­ها (دامنه) در نتیجه واکنش­های متقابل پیچیده­ بین رنجی از فرآیندهای مختلف رخ می­دهد. تمایز مهم­تری را می­توان بین آن فرآیندهای ژئومورفیکی که پراکنده هستند و آنهایی که پراکنده نیستند، ارائه نمود.
 

شکل 84: مدلی برای منشأ و تکامل فرورفتگی­های دامنه (based on Dietrich and Dunne (1978) ): (a) زمین­لغزه سنگ­بستر، فرورفتگی اولیه را تولید می­کند؛ (b) خرده­های محیطی، فرورفتگی را پر می­کند و توسط فرآیندهای رودخانه­ای جورشده می­شوند؛ (c) حفره پرشده، مجموعه­ای از جریان متمرکز زیرسطحی و خرده­های دارای پتاسیل لغزش می­باشند؛ (d) تهی­شدن توسط لغزش خرده­ها.
 
ضریب پخش (Diffusivity)
   ضریب پخش[111]، مشخصه گسترده بودن یا پراکندگی است و مخصوصاً مرتبط با یک مکان نمی­باشد. بنابراین فرآیندهای پراکنده ژئومورفیک (زمین­ریختی)، آنهایی هستند که به طور گسترده­ای در فضا (مکان) توزیع شده­اند. از همه مهمتر ضریب پخش، به به پراکندگی انرژی اشاره دارد. بنابراین، فرآیندهای پراکنده ژئومورفیک را نیز می­توان به صورت فرآیندهایی تعریف کرد که جایی­که انرژی در مناطق بزرگ (مثل خزش خاک، شستشوی ورقه­ای) توزیع می­شود، تشکیل می­گردند، درحالی­که فرآیندهای خطی توسط تمرکز انرژی در یک واحد مجزای فضا، مشخص می­گردند (مثل جریان خرده­دار و ریل­ها). سازگار با مفهوم بزرگی-تناوب[112]، فرآیندهای کم­انرژی ژئومورفیک به صورت متناوب و با یک توزیع فضایی وسیع رخ می­دهند. درمقابل، فرآیندهای با بزرگی بالا -آنهایی که مقادیر زیادی انرژی متمرکز می­سازند- به ندرت و در تعداد محدودی از مکان­ها رخ می­دهند. از این رو، اگرچه فرآیندهای پراکنده ژئومورفیک اغلب چشمگیر نیستند، ولی طی دوره­های بیشتر، می­توانند مقادیر زیادی از کار ژئومورفیک را به انجام برسانند. درواقع غلبه هر کدام از فرآیندهای پراکنده یا غیرپراکنده، تأثیر زیادی روی شکل دامنه دارند (دامنه، فرم را ببینید).
   ضریب پخش به تولید پروفیل­های دامنه محدب تمایل دارد. علت این امر به خاطر سازگاری شکل با انرژی قابل دسترس برای کندن و حمل مواد می­باشد. در دامنه­های بالاتر نزدیک به خط­تقسیم­های زهکشی، با حداقل مساحت حوضه آبریز، انرژی پراکنده و منتشر باقی می­ماند. تنها مقادیر کمی از مواد می­توانند حمل شوند. ازآنجا که پهنه حوضه آبریز، با افزایش فاصله از خط تقسیم، افزایش می­یابد، لذا میزان انرژی موجود و بنابراین مقدار موادی که می­توانند حمل شوند، افزایش می­یابد. اثرخالصِ افزایش کنده­شدن و جابه­جایی، با فاصله بیشتر از خط­تقسیم زهکشی، توسعه یک پروفیل طویل محدب می­باشد. در برخی از فواصل از خط­تقسیم زهکشی، انرژی موجود، برای شروع فرآیندهای متمرکزکننده کافی خواهد بود. این موضوع نشان­دهنده یک آستانه بین فرآیندهای پرکاکنده و غیرپراکنده است و از طرفی نشان­دهنده یک آستانه ژئومورفولوژیکی نیز می­باشد، و زیر این نقطه، پروفیل­های طویل، معمولاً مقعر می­باشند. بنابراین، شکل مشخصه، انعکاسی از فرآیند غالب می­باشد و اشکال مشخصه دامنه را می­توان با ارجاع دادن به فرآیندهایی که آنها را تشکیل داده است، نشان داد. این امر ممکن است در یک مقیاس محلّی باشد با ضریب توزیعی که دلالت بر فرآیندهای مختلفی دارد که در بخش­های مختلف دامنه­ها غالب می­باشند (برای مثال، مدل 9 واحدی دامنه را که توسط دالریمپل و همکاران (1969) بسط داده شد، ببینید). انرژی موجود تعیین می­کند که کدام یک از فرآیندهای پراکنده­ساز یا متمرکز کننده می­توانند رخ دهند، و بنابراین چه میزان کار ژئومورفیک می­تواند انجام شود. بنابراین زونی وجود دارد که در آن فرآیندهای پراکنده­ساز، که مقادیر کار کمتری انجام می­دهند، غالب می­باشند. این مناطق تمایل دارند که ثابت باقی بمانند؛ فرآیندهای پراکنده­ساز، مشخصه­ای از شکل کم­انرژی تولید می­کنند، که به اینکه فقط این فرآیندهای کم­انرژی رخ داده­اند کمک می­کند. به­طورمشابه، فرآیندهای با انرژی زیاد تمایل دارند شکلی را که برای شروع آنها لازم است، تا زمانی که هیچ انرژی پتانسیل موجود و کافی برای شروع آنها وجود ندارد، حفظ کنند. (دشت­هموار[113] را ببینید).
   بااین­حال، در این تمایز یک عنصر زمان وجود دارد. در صورت وجود یک دوره به اندازه کافی طولانی، بسیاری از فرآیندهای دامنه مخصوصاً حرکت توده­ها- می­توانند به صورت انتشار و پراکندگی مکانی بیان شوند. برای مثال، در یک دوره کوتاه­مدت، زمین­لغزه­ها می­توانند به صورت اختصاصی مشاهده شوند، که در یک مکان خاص متمرکز شده­اند. امّا در طول زمان، ازآنجاکه مکان­های جابه­جایی شکستگی­های منفرد در مکان، منعکس­کننده موجودیت مواد مستعد است، بنابراین هر بخشی از دامنه ممکن است در معرض این فرآیندها قرار گیرد. با اینحال مهم است که توجه داشته باشید، ضریب پخش در این مورد تنها در مفهوم توزیع مکانی به کار می­رود. مشخصه اشکالی که با انتشار انرژی از طریق فرآیندهای پراکنده­ساز ژئومورفیک همراه هستند، ضرورتاً رخ نخواهند داد. درواقع، شکل دامنه عموماً با فرآیند غالب ژئومورفیک مرتبط خواهد بود، خواه این فرآیند از نوع پراکنده­ساز یا از نوع متمرکزکننده باشد.
   در مقیاس­های ناحیه­ای، مجموعه فرآیندهایی که غالب هستند، توسط شرایط آب و هوایی و مرز تکتونیکی تعیین خواهند شد (ژئومورفولوژی آب و هوایی، ژئومورفولوژی تکتونیک را ببینید). زاویه شیب، کنترل مهمی بر ظهور گرانش (نیروی ثقل) دارد. هم زاویه شیب و هم سایر خواص مورفومتریک توسط پدیده تکتونیک و پترولوژی، به انضمام فعالیت خود فرآیندهای دامنه، تحت­تأثیر قرار می­گیرند. با توجه به نقشی که آب در بسیاری از فرآیندهای ژئومورفیک ایفا می­کند، مخصوصاً آب و هوا مهم است، مقدار و تغییر در میزان بارندگی هر دو، نوع فرآیندهایی که تشکیل می­شوند را تحت­تأثیر قرار خواهند داد. خاک­ها و پوشش گیاهی، به صورت محصولات حاصل از پدیده­های آب و هوایی و زمین­شناسی، مهم هستند، مخصوصاً در تأثیرشان بر روی شیب هیدرولوژی-حرکت توده­ها، روی دامنه­های پرشیب­تر، غالب است. فرآیندهای آبی در آب و هوای خشک و نیمه­مرطوب تمایل دارند در دامنه­های با شیب آرامتر غلبه یابند. علیرغم در دسترس بودن بیشتر آب در محیط­های مرطوب­تر، از شروع فرآیندهای آبی جلوگیری می­شود که اغلب به واسطه پوشش گیاهی حفاظتی و خاک­های عمیق­تر با ظرفیت بالای نفوذ و رواناب زیرسطحی می­باشد. پوشش گیاهی و خاک، هر دو مخصوصاً مستعد به تأثیرات انسانی می­باشند. اگرچه این تأثیرات، انسانی است، امّا در بسیاری از مناطق کشاورزی، به سهم خود به صورت یک فرآیند مهم ژئومورفیک تشخیص داده شده­اند (برای مثال، گاوِرس[114] و همکاران، 1994 را ببینید). این تأثیر، پراکنده و با بزرگی کم می­باشد، و یک تأثیر چشمگیر روی شکل دامنه­هایی که این فرآیندها در آنها رخ می­دهد، دارد. ازآنجاکه این فرآیند به صورت مکانیکی آغاز می­شود، بنابراین کشت و زرع به صورت یک فرآیند حرکت توده، که در بالا ذکر شد، و به صورت یک فرآیند آبی، نمی­باشد. یک توده از مواد به صورت فیزیکی با هر شخم زدن، جابه­جا می­شود و در این رابطه کشت و زرع ممکن است مشابه با حرکت پراکنده توده، مثل خزش خاک بررسی گردد. بااین­حال، نکته مهم این است که اختلال مکانیکی و جابه­جایی مواد خاک را می­توان به صورت معادل هوازدگی فیزیکی نیز درنظر گرفت، که به آسانی مواد قابل­فرسایش برای عملکرد فرآیندهای آبی را فراهم می­سازند.
References
Dalrymple, J.B., Blong, R.J. and Conacher, A.J. (1969) An hypothetical nine unit landsurface model, Zeitschrift fur Geomorphologie Supplementband 12, 61–76.
Govers, G., Vandaele, K., Desmet, P.J.J., Poesen, J.W.A. and Bunte, K. (1994) The role of tillage in soil redistribution on hillslopes, European Journal of Soil Science 45, 469–478.
Further reading
Abrahams, A.D. (ed.) (1986) Hillslope Processes, Boston: Allen and Unwin.
Carson, M.A. and Kirkby, M.J. (1972) Hillslope Form and Process, London: Cambridge University Press.
Crozier, M.J. (1989) Landslides: Causes, Consequences and Environment, London: Routledge.
Dunne, T. and Leopold, L.B. (1978) Water in Environmental Planning, San Francisco: W.H. Freeman.
Gilbert, G.K. (1909) The convexity of hillslopes, Journal of Geology 17, 344–350.
Selby, M.J. (1982) Hillslope Materials and Processes, Oxford: Oxford University Press.
Varnes, D.J. (1978) Slope movement types and processes, in R.L. Schuster and R.J. Krizek (eds) Landslides: Analysis and Control, Special Report 176, 11–33, Washington, DC: Transportation Research Board, National Research Council.
SEE ALSO: freeze–thaw cycle; landslide; solifluction; threshold, geomorphic; unloading
NICK PRESTON                (مترجم: عبداله یـزدی)  
 
 
[1]- Haldenhang
[2]- W. Penck
[3]- Talus
[4]- Parallel Retreat
[5]- Scree Or Talus
[6]- W. Penck
[7]- Reg
[8]- Torba
[9]- Hamadienne Carapace
[10]- Tributary Valley
[11]- A. Penck
[12]- ‘Law Of Adjusted Cross-Sections’
[13]- Headward Erosion
[14]- Chalk Cliffs
[15]- Rills
[16]- Un-Branched (First-Order) Fingertip Tributaries
[17]- Hollow Refill
[18]- Gullie
[19]- Badland
[20]- Contributing Area
[21]- Coupled Hillslopechannel System
[22]- Catchment Divide
[23]- Average Hillslope Length
[24]- Overland Flow
[25]- Rill
[26]- Piping
[27]- Overall Stability
[28]- Inter-Rill Hillslope Processes
[29]- Rainsplash
[30]- Base of Headcut
[31]- Stability Approach
[32]- Threshold Approach
[33]- Upslope
[34]- Incision
[35]- Neumann
[36]- Flandrian (Holocene) Transgression
[37]- Shallowly Submerged Reef
[38]- Connectivity of Process Domains
[39]- Brunsden
[40]- Coupled Systems
[41]- Decoupled Systems
[42]- Avulsion
[43]- Braided River
[44]- Burt
[45]- Haycock
[46]- Hillslope
[47]- Valley Slope, Hillside Slope, Mountain Flank
[48]- Grand Canyon
[49]- Hillslope Unit
[50]- Curvature
[51]- Ridge/Crest/Interfluve
[52]- Shoulder/Upper Midslope
[53]- Backslope/Midslope
[54]- Footslope/Lower Midslope
[55]- Toeslope/Floodplain
[56]- Hillslope Hollow
[57]- Spurs (or Noses)
[58]- Young
[59]- Component Slopes
[60]- Speight
[61]- Land Elements
[62]- Catena
[63]- Savigear
[64]- Profile Intercept (Constant Slope Gradient)
[65]- Slope Segment
[66]- Slope Element
[67]- Plan Curvature
[68]- Dikau
[69]- Slope Segments
[70]- Limiting Angles
[71]- Angle of Repose
[72]- Process-Form Relationships
[73]- Spatially Homogeneous Erosion Condition
[74]- Parsons
[75]- Thalweg
[76]- Schmidt
[77]- Wood
[78]- Waxing Slope
[79]- Waning Slope
[80]- King
[81]- Crest
[82]- Rill Erosion, Mass Movements
[83]- Angle of Repose
[84]- Dalrymple
[85]- Goudie
[86]- Raster-Based Dems
[87]- Flow Routing
[88]- Morphoclimatic
[89]- Kingdom
[90]- Dell
[91]- Periglacial
[92]- Reneau
[93]- Dietrich
[94]- Colluvium
[95]- Tsukamoto
[96]- Zero-Order Basi
[97]- Seepage And Regolith Landsliding
[98]- Spring-Sapping Valley Heads
[99]- Crozier
[100]- Subaerial Fluvial Dissection
[101]- Subsoil Percoline Erosion
[102]- Gelifluction
[103]- Seasonal Meltwater
[104]- Cotton
[105]- Te Punga
[106]- Dunne
[107]- Ahnert
[108]- Montgomery
[109]- Net Effect
[110]- Factor of Safety
[111]- Diffusivity
[112]- Magnitude–Frequency
[113]- Peneplain
[114]- Govers
دفعات مشاهده: 50 بار   |   دفعات چاپ: 9 بار   |   دفعات ارسال به دیگران: 0 بار   |   0 نظر
::
انجمن ایرانی ژئومورفولوژی Iranian Association Of Geomorphology
Persian site map - English site map - Created in 0.099 seconds with 885 queries by yektaweb 3506