[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 Hogback تا Hypsometric ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۸/۱۳ | 
HOGBACK  تیغه(هوگ بک)
    خط الراسی تیز و دندانه­دار از سنگ سخت همراه با شیب تند چینه ­شناسی (20>)  و شیب دامنه­ای تقریبا متقارن. هوگ­بک­ها در نتیجه فرسایش متفاوت لایه­های سخت و سست در طول زمان، شکل می­گیرند. سنگ­ سست فرسایش یافته و قسمت­های سخت زاویه­دار باقی مانده و به آهستگی در محل دچار فرسایش می­شوند. همچنین این واژه از شکل پشت یک گراز، زمانی که از بالا دیده می­شود، نشات می­گیرد. از جمله این اشکال می­توان به رشته­کوه­های تیغه­ای[1]  در شمال داکوتا (ایالات متحده آمریکا) ، کوه راندل[2] در رشته­کوه­های راکی (کانادا) و گایشورندل[3] در اتریش اشاره کرد.
STEVE WARD           (مترجم: افسانه اهدائی)  
 
HOLOCENE GEOMORPHOLOGY ژئومورفولوژی دوره هولوسن
     هولوسن یا عصر کاملا متاخر[4] و جدید، جوان­ترین مرحله از تاریخ زمین است که با پایان یافتن آخرین عصر یخبندان بزرگ مقیاس در قاره­های نیمکره شمالی به غیر از گرینلند آغاز شده است. به همین دلیل، این عصر به عصر بعد از یخبندان نیز شناخته شده است. در حقیقت، هولوسن یکی از دوره­های بیشمار بین­یخچالی می­باشد که آخرین دوره یخچالی سنوزوئیک[5] را نشانه­گذاری می­کند. به صورت قراردادی، هولوسن از 10000 سال رادیوکربنی پیش آغاز شده است که برابر است با 11500 سال تقویمی. واژه هولوسن توسط جرویس[6] در سال 1869 تعریف شد و در سال 1885 توسط کنگره بین­المللی زمین­شناسی[7] به عنوان قسمتی از مجموعه لغات معتبر زمین­شناسی مورد پذیرش قرار گرفت. اتحادیه بین­المللی پژوهش کواترنری[8](INQUA)  دارای کومیسیونی است که به مطالعه در مورد کواترنری اختصاص داده شده است و بسیاری از پروژه­های IGCP حول محور تغییرات محیطی در طول دوره کواترنری پایه گذاری شده است. از سال 1991 یک مجله به وجود آمد که به طور انحصاری به تحقیقات هولوسن اختصاص داده شد  (J. Matthews, ed., The Holocene). میتوان تاریخچه مختصری از هولوسن را در کار رابرتس[9] پیدا کرد (1998).
    در طول هولوسن، اقلیم و چشم­انداز زمین، شکل طبیعی کنونی خود را گرفت.  با آب شدن باقیمانده صفحات یخی اسکاندیناوی و کانادا و بالا آمدن سطح آب دریاها به اندازه چند متر بیش­ از ارتفاع فعلی آنها در اثر نقاط دنیا، تغییرات ژئومورفولوژیکی به خصوص در طول چند هزاره اول سریع بود. از آنجایی که تشکیل خاک و توسعه پوشش گیاهی معمولا پیش از تغییرات سریع آب و هوایی قرار می­گیرد، بسیاری از چشم­اندازها هم در مناطق معتدل و همم در ماطق گرمسیری، یک مرحله از بی­ثباتی موقت ژئومورفولوژی را در طول این دوره تحول اقلیمی ذوب یخچالی تجربه کردند Thomas and Thorp 1995; Edwards and Whittington 2001). در دره­های رودخانه­ای[10]، تغییرات بزرگی در بده آب و رسوب وجود داشت و بسیاری از مسیل­ها و رودخانه­ها که افزایش بده را در اواخر آخرین دوره یخچالی تجربه کرده بودند، در حال حاضر نامتناسب هستند ( به مسیل­های نامتناسب رجوع شود). در نتیجه این تغییرات، نرخ برداشت و جریان رسوبات اغلب بالاتر از میزان استاندارد طولانی مدت زمین­شناسی در زمان آغاز هولوسن بود (شکل 85).

شکل 85: نتایج ثبت شده تعمیم یافته از فرسایش دوره هولوسن بر پایه حجم رسوبات وارد شده به حوضه­های دریاچه­ای (منابع متفاوت، قسمتی از آن بر پایه Dearing، 1994)
    طیف وسیعی از رسوبات ضبط شده از جمله رسوبات مخروط­افکنه­های آبرفتی[11]، دشت­های سیلابی[12] و رسوبات انباشت شده در دلتاها و مصب رودخانه­ها[13]، می­توانند در جهت تعیین تغییرات طولانی مدت در نرخ انباشت رسوب و از این رو، فرسایش خاک در بالا دست رودخانه­ها به کار آیند. از طرف دیگر، دره­های رودخانه­ای سیستم­های بسته نیستند و محاسبات کمی میزان رسوبات انباشت شده به آسانی با استفاده از بهره­گیری از توالی رسوبات دریاچه­ای حاصل می­شود. دریاچه­ها همچون ظرفی برای مواد فرسوده شده از حوزه­های آبریز خود عمل می­کنند و مغزه­های تاریخ گذاری شده می­توانند در جهت محاسبه میزان رسوب انباشته شده در هر واحد زمانی مورد استفاده قرار گیرند (Dearing 1994).
در بیشتر مناطق ساحلی، اشکال مشخص خطوط ساحلی عهد حاضر متعلق به 7000 سال پیش می باشند اما در برخی از مناطق با عرض جغرافیایی بالاتر استثنا هایی وجود دارد از جمله خلیج هودسون[14] که بالا آمدگی ایزوستازی یخچالی[15] (رجوع شود به ایزوستازی یخچالی) باعث پایین رفتن مداوم سطح آب دریا در طول هولوسن شده است. در جای دیگر، بالا آمدن سطح آب دریا در طول اوایل هولوسن منجر به مغروق شدن دره­های رودخانه­ای شده است که پایان این عصیان، زمان حداکثر تجاوز دریا به خشکی را نمایان می­سازد. از آن پس، ثبات سطح آب دریاها و تخلیه رسوبات مشتق شده از سیلاب­ها، با پیشروی زمین به سمت دریا در مدخل اکثر رودخانه­های بزرگ از جمله رودخانه رون[16] منجر به نقص این روند شد. این روند منجر به متروک شدن بسیاری از شهر های بندری باستانی از جمله افسوس[17]، میلتوس[18] و تروی[19] در غرب ترکیه شد و در حال حاضر در چند کیلومتری سواحل قرار گرفته­اند (شکل 86).

شکل 86 : بازسازی ژئومورفولوژیک حومه­ تروی در شمال غربی ترکیه، طی دوره هولوسن (بر طبق Kraft و همکاران، 1980)
    تلاش­های متفاوتی در جهت تقسیم هولوس به دوره­های مختلف معمولا بر اساس تغییرات آب و هوایی صورت گرفته است.  برای مثال، بلایت و سرناندر[20] طرحی از تناوب اقلیمی سرد و گرم-خشک اقلیمی را بر اساس تغییر در ذغال موجود در لایه­های رسوبی شمال اروپا ارائه دادند. در بسیاری از مناطق معتدل، شواهدی از بهینه حرارتی در طول اوایل تا اواسط هولوسن وجود دارد. در هر حال، روشن­ترین تغییرات محیطی ناشی از اقلیم طی دوره هولوسن در مناطق مداری و جنب مداری اتفاق افتاده است. یکی از مهمترین منابع اطلاعاتی اقلیم دیرینه و هیدرولوژی دیرینه در مناطق با عرض جغرافیایی متوسط و یا پایین، دریاچه­های بسته (بدون خروجی) هستند که می­توانند مانند یک باران سنج غول­پیکر عمل کنند.
برای مثال، در شرق آفریقا، سطح آب دریاچه­ها به طور قابل توجه­ای بالاتر بود و میزان شوری آب نیز به همین شکل، کمتر و به مقدار 10000 تا 6000 cal  در سال بود(Gasse 2000 ). از سوی دیگر، فعالیت­های مربوط به رسوبات بادی (رجوع شود به فرسایش بادی) در مناطقی همچون صحرا، بیابان عربی و بیابان تار به میزان قابل توجه­ای کاهش یافت و بسیاری از تپه­های ماسه­ای  (رجوع شود به SAND SEA و DUNEFIELD) در این زمان غیر فعال شدند. همزمان با جا به جایی باران­های همرفتی مداری به سمت شمال، میزان بارش در این مناطق بین 150 تا 400 mm pa افزایش یافت که این امر، مرتبط با تقویت کلی سیستم­ موسمی آفریاقایی و آسیایی در طول اوایل هولوسن می­باشد.
    در مقابل این تغییرات محیطی ناشی از اقلیم، تاثیر انسان به صورت فزاینده­ای به عاملی در جهت ایجاد و تغییر چشم اندازهای زمین طی اواخر دوران هولوسن تبدیل شد. نقطه بحرانی زمانی آغاز شد که هوموساپین­ها[21] کشاورزی را به بنیاد امرار معاش انسان تبدیل کردند. انطباق و افزایش کشاورزی در طول هولوسن به تبدیل گستره­ای از درختزارها و چمن­زارهای طبیعی به زمین­ کشاورزی منجر شد و این تبدیل باعث تخریب زمین از طریق تسریع فرسایش خاک و شوری آن شد. در نتیجه، قسمت بزرگی از رسوبات معلق رودخانه­ای (به SUSPENDED LOADرجوع شود) کنونی که از خاک سطحی منشا گرفته­اند، با رسوبات منشا گرفته از سنگ بستری که در گذشته وجود داشت مورد مقایسه قرار گرفتند. گزارش­های مشابه از رسوب­های دریاچه­ای که نرخ بالای سیلاب را طی دوران تغییر اقلیم پلیوستوسن­- هولوسن نشان می­دهند، در طول اواخر هولوسن و در راتباط با بیشتر شدن تاثیر انسان وهمچنین تغییر کاربری اراضی، افزایش پیدا کردند (شکل 85). از سوی دیگر، زمان آغاز افزایش نرخ فرسایش ناشی از تاثیر انسان­ها از منطقه­ای به منطقه دیگر متفاوت است و در اروپا و جنوب و شرق آسیا زودتر اما در قاره­های تازه کشف شده از جمله استرالیا و امریکا، دیرتر اتفاق افتاده است. به عنوان مثال، در دریاچه فرین[22] در غرب آمریکا­ی میانه، در طول دهه پس از ورود مهاجران آمریکایی در سال 1830، نرخ فرسایش خاک به اندازه دو برابر، به بیش از پنج تن در هکتار در هر سال، افزایش پیدا کرد اما پس از اختصاص دادن زمین­های کشاورزی به زمین­های زراعی، این رقم در حدود 5/0 تا 1 تن در هر هکتار به صورت سالانه، تثبیت یافت (Davis 1976).
    نوسان­های آب و هوایی بر افزایش تاثیر انسان در تغییر سیستم­های ژئومورفولوژیکی طی اواخر هولوسن، اضلفه شد. به طور ویژه در این خصوص می­توانیم به عصر یخبندان کوچک[23] در اسکاتلند (از 1400 تا 1850 میلادی) اشاره کرد. زمانی که دما در اروپا و اطلس شمالی به میزان کافی در جهت پیشروی یخچال­ها به پایین دره­ها در آلپ و سایر کوهستان­ها، کاهش پیدا کرد (عکس 61). این وخامت اوضاع آب و هوایی، احتمال خطر بزرگتری را از وقوع مخاطرات ژئومورفولوژیک از جمله زمین­لغزش، بهمن، ظهور و طغیان یخچال­ها و سایر سیلاب­ها به وجود آورد و در مناطق خشک در همین دوره­، سیلاب­های سنگین و وقوع خشکسالی در جریان بود.

عکس 61: حدود و وسعت عصر یخبندان­کوچک و جدید (متاخر) یخچال­های پایین تر آلورا [24]  در سوییس
    شرایط مرزبندی ­های امروزی سیستم­های کره زمین، در هولوسن به جود آمد. در تلاش جهت جداسازی نقش نسبی سیستم­ها و ساز و کارهای طبیعی و انسانی بر نرخ تغییرات چشم­انداز، دوره هولوسن یک خط مبنای کلیدی را جهت بررسی تاثیر انسان بر سطح زمین و فرایندهای جوی ارائه می­دهد. این امر همچنین یک چارچوب زمانی جهت ارزیابی رابطه بین بزرگا و فراوانی (رجوع شود به مفهوم بزرگا فراوانی) و همچنین محاسبه دوره بازگشت رخدادهای بزرگ از جمله سیلاب­ها را فراهم آورد. et al. 1998; Knox 2000 Benito
References
Benito, G., Baker, V.R. and Gregory, K.J. (eds) (1998) Palaeohydrology and Environmental Change,
Chichester: Wiley.
Davis, M.B. (1976) Erosion rates and land use history in southern Michigan, Environmental Conservation 3,
139–148.
Dearing, J. (1994) Reconstructing the history of soil erosion, in N. Roberts (ed.) The Changing Global Environment, 242–261, Oxford: Blackwell.
Edwards, K.J. and Whittington, G. (2001) Lake sediments, erosion and landscape change during the Holocene in Britain and Ireland, Catena 42, 143–173.
Gasse, F. (2000) Hydrological change in the African tropics since the Last Glacial Maximum, Quaternary Science Reviews 19, 189–212.
Grove, J.M. (2003) The Little Ice Ages: Ancient and Modern, Routledge: London.
Knox, J.C. (2000) Sensitivity of modern and Holocene floods to climate change, Quaternary Science Reviews 19, 439–458.
Kraft, J.C., Kayan, I. and Erol, O. (1980) Geomorphic reconstructions in the environs of ancient Troy, Science 209, 776–782.
Roberts, N. (1998) The Holocene. An Environmental History, 2nd edition, Blackwell: Oxford..
Thomas, M.F. and Thorp, M.B. (1995) Geomorphic response to rapid climatic and hydrologic change during the Late Pleistocene and Early Holocene in the humid and sub-humid-tropics, Quaternary Science Reviews 14, 101–124.
NEIL ROBERTS             (مترجم: افسانه اهدائی)
 
HONEYCOMB WEATHERING- هوازدگی لانه زنبوری
    هوازدگی لانه زنبوری نوعی از هوازدگی غار مانند[25] است. واژه­های لانه زنبوری، سنگ شبکه­ای[26]، سنگ توری[27] و هوازدگی حفره­ای[28] به عنوان هم معنی در این مورد به کار می­روند. هوازدیگ لانه­زنبوری به صورت ویژه با محیط­های خشک و ساحلی در ارتباط است و همچنین یکی از ویژگی­های ساختمان­ها با نمای سنگی در محیط­های شهری نیز می­باشد. این نوع هوازدگی همچنین ممکن است در کره مریخ هم اتفاق بیفتد (Rodriquez-Navarro 1998)..  بسیاری از این نوع هوازدگی ظاهرا به وسیله هوازدگی رسوبات نمکی به وجود آمده­اند.
(Mustoe 1982; Rodriguez-Navarro et al. 1999).
    آنها از چاله­هایی تشکیل شده­اند که معمولا چند سانتیمتر عمق دارند و بسیار نزدیک به هم توسعه پیدا کرده­اند و توسط دیواره­های باریکی که ضخامت چندین میلیمتری دارند از هم جدا شده­اند. آنها از طیف گسترده­ای از انواع سنگ­ از جمله ماسه سنگ، آهک، شیست، گنایس، گری ویک، آرکوز و سنگ­های متا ولکانیک تشکیل می­شوند. در محیط­های مطلوب آنها می­توانند طی چندین ده­سال به وجود آیند(Mottershead 1994).

عکس 62: دسته کوچکی از اشکال هوازده لانه زنبوری شکل که در گنیس­های گرانیتی محیط­های نمکی و مه­آلود سواحل جنوبی نامیبیا،در نزدیکی لودریتز ، توسعه پیدا کرده اند
References
Mottershead, D.N. (1994). Spatial variations in intensity of alveolar weathering of a dated sandstone structure in a coastal environment, Weston-Super-Mare, UK, in D.A. Robinson and R.B.G. Williams (eds) Rock Weathering and Landforms Evolution,
151–174, Chichester: Wiley.
Mustoe, G.E. (1982). The origin of honeycomb weathering, Geological Society of America Bulletin 93,
108–115.
Rodriguez-Navarro, C. (1998) Evidence of honeycomb weathering on Mars, Geophysical Research Letters 25,
3,249–3,252.
Rodriquez-Navarro, C., Doehne, E. and Sebastian, E. (1999) Origins of honeycomb weathering; the role of salts and wind, Geological Society of America Bulletin 111, 1,250–1,255.
A.S. GOUDIE                   (مترجم: افسانه اهدائی)
 
HOODOO هودوو (گرز دیو)
    این واژه، یک اصطلاح آمریکای شمالی رایج برای ستونی از سنگ­ فرسایش یافته است که کلاهکی از لایه مقاوم سنگی دارد و این لایه از موادی که در زیر وجود دارند و قابلیت فرسایش بیشتری دارند، محافظت می­کند.  این عارضه، باقی مانده دامنه­های شیبداری است که به وسیله فرسایش به سمت عقب پس روی داشته­اند. در حالی که لایه­های کم مقاوم­تر به وسیله فرسایش آبی از بین رفته­اند. لایه سخت پوشاننده (معمولا تخته سنگ) شکل آنها را به صورت عمودی نگه داشته است. هودو ها از عوارض رایج در زمین ریخت­های بدلندی هستند و معمولا در سنگ­های رسوبی تشکیل می­شوند( برای مثال، دره بریس در یوتا، آمریکا[29]) .اگر چه نمونه­هایی از آنها در رسوبات آتشفشانی (برای مثال، کوه های سنت جان در کولورادو، آمریکا) [30]و مواد رسوبی سست یخچالی-رودخانه­ای نیز یافت می­شوند (مانند نروژ)[31].
Further reading
Jaroszewski, W. and Kirk, W. L. (1984) Fault and Fold Tectonics, Chichester: Ellis Horwood.
SEE ALSO: fault and fault scarp
STEVE WARD STEVE WARD                                (مترجم: افسانه اهدائی)
HORST هورست ( فرو زمین گسلی)
    بلوک گسلی نسبتا بالا آمده­ای که شدیدا توسط گسل­های معکوس[32] محدود شده است و یا در موازات آنها قرار گرفته­است، هرچند که غالبا با گسل­های نرمال[33] و شیب­های مخالف[34] درآمیخته است. شکل­گیری هورست می­تواند به دلیل هر دو عامل حرکات کششی[35] و فشارشی[36] گسل­های نرمال مرزی[37] (حاشیه­ای) باشد. هورست­ها معمولا به صورت ساختارهای کشیده­ای هستند و یک سطح سخت فلات­مانند در سطح خود دارا می­باشند. هورست یک واژه آلمانی و به معنای عقب­نشینی است. مخالف هورست­ها، گرابن­ها[38] هستند (مفرد و جمع). گرابن­ها، بلوک­های گسلی به نسبت کم­ارتفاعی هستند که به وسیله گسل­های نرمال  در ذون­های کششی و فشارشی محدود شده­اند. نیمه گرابن­ها[39]، گرابن­هایی هستند که توسط یک گل نرمال و از یک سمت محدود شده­اند. مناطقی که به صورت متناوب دارای بلوک­های  بالا آمده و فرو افتاده هستند، همان ساختارهای هورست­ها و گرابون­ها می­باشند و با دره­های ریفتی و ریفت شدگی در ارتباط می­باشند. در این مناطق، هورست­ها معمولا منبع غالب رسوب هستند که به گرابن­های فرو افتاده و سایر حوضه­های انتهایی که در بین آنها قرار گرفته اند، وارد می­شوند. از جمله ساختمان­های هورست می­توان به جنگل سیاه و کوه­های هارز در آلمان و وسگز [40] در شرق فرانسه اشاره کرد. نمونه مشهوری از ساختمان گرابن، گرابن  راین [41]در آلمان می­باشد.
Further reading
Jaroszewski, W. and Kirk, W. L. (1984) Fault and Fold Tectonics, Chichester: Ellis Horwood.
SEE ALSO: fault and fault scarp
STEVE WARD                (مترجم: افسانه اهدائی)
 
HORTON’S LAWS  - قوانین هورتون
    در سال 1945، در یکی از مهمترین همکاری­های قرن بیستم با ژئومورفولوژی، مهندس آمریکایی، رابرت ای هورتون[42]، تلاش کرد تا ترتیب سلسله مراتبی و تراکم شبکه زهکشی را به صورت کمی بیان کند. در این کار او به صراحت از روش ریاضیدان اسکاتلندی(Horton 1945: 280)، جان پلی فایر[43] ، که مشاهده چشمی نام داشت، پیروی کرد(1802: 102).
هر دره به نظر می­رسد که از یک قسمت اصلی تشکیل شده است و به ­وسیله تعداد زیادی از شاخه­ها که هر یک در دره­ای متناسب با اندازه خود در جریان هستند، تغذیه می­شود و تمامی این­ها با هم، یک سیستمی از دره­ها را تشکیل داده­اند که با یکدیگر در ارتباط هستند و داشتن چنین تنظیم تعدیل متناسب در شیب است که از پیوستن آنها به دره اصلی که چه در ارتفاع خیلی بالا و چه در ارتفاع خیلی پایین قرار دارد، جلوگیری می­کند.
هورتون در ابتدا مفهوم رده آبراهه[44] (1945: 281) را به صورت زیر توضیح داد:
    انشعابات سرشاخه­ها معمولا به عنوان رده اول در نظر گرفته می­شوند. آبراهه­­ها یا شاخه­های فرعی رده دوم، آبراهه­ها یا شاخه­های فرعی رده اول را دریافت می­کنند اما آبراهه­های رده سوم باید یک یا تعداد بیشتری از آبراهه­های رده دوم را دریافت کنند اما همچنین امکان این امر وجود دارد که آبراهه­های رده اول را نیز دریافت کنند. آبراهه رده چهار، شاخه­هایی از رده سه و رده­های کمتر را دریافت می­کند و به همین ترتیب الی آخر. طبق این سیستم، جریان اصلی بالاترین رده را دارا می­باشد.
    متاسفانه سپس هورتون نگرشی را توسعه داد که به موجب آن جریان منبع (اصلی) باید از سرشاخه تا دهانه شناسایی شود (Horton 1945شکل 7)، مسئله­ای که کاملا به صورت ذهنی است (شکل 87 a ) . در سال 1957، ای ان استرالر[45] اصلاحیه­ای از طرح هورتون ارائه داد که کمتر ذهنی بود و تقریبا از همان سال به بعد به صورت جهانی به کار گرفته شد.
    از طریق سیستم رده­بندی آبراهه­ها، هورتون توانست دو شاخص از جمله شاخص قاعده مندی[46] که به قانون هورتون مشهور شد را پایه­گذاری کند (این قوانین نیز به اندازه سیستم رده­بندی آبراهه­ها مورد استفاده قرار می­گیرد). مشاهده آبراهه­ها از رده­های مختلف که تمایل به جریان در جهت عکس توالی هندسی[47] داشتند به عنوان اولین مشاهدات صورت گرفت. نسبت بین هر رده، نسبت انشعاب[48] ( ) نامیده شد.  دومین مسئله این بود که طول متوسط آبراهه­ها با افزایش رده، افزایش مییافت. مجموعه­ای از داده­های هورتون (و میزان و ) در جدول شماره 25 آورده شده است. اگر داده­های مربوط به تعداد و طول آبراهه­ها بر روی کاغذ نیمه لگاریتمی[49] ترسیم شوند، خطوط مستقیمی کشیده خواهد شد که نشان دهنده نرخ تقریبا ثابت در طول هر یک از حوضه­ها می­باشد.
    قانون بعدی که توسط هورتون ارائه شد، قانون شیب جریان[50] بود (1945: 295) که نشان­دهنده کاهش شیب هندسی کانال نسبت به افزایش رده آبراهه­ها بود و در عین حال، دو قانون بعدی (مساحت حوضه که همراه با افزایش رده، بیشتر می­شود) و ثابت ماندگاری کانال[51] توسط شوم[52] در سال 1956 ارائه شد. سه قانون اصلی هورتون به این صورت هستند (1945: 84 و شکل 6):
قانون تعداد آبراهه­                             =                                                       
قانون طول آبراهه =                             ­ 
قانون شیب آبراهه                    
  تعداد آبراهه­ها در هر حوضه زهکشی
نسبت انشعاب          
رده رودخانه اصلی s       
رده اضافه شده از شاخه­های فرعی      o  
           طول آبراهه اصلی
 میانگین طول آبراهه­های رده اول                
 نسبت طول           
 شیب آبراهه اصلی                    
میانگین شیب آبراهه­های رده اول                
نسبت شیب                

شکل 87: یک شبکه زهکشی با رده­های : (a) بر طبق هورتون، (b) بر طبق استرالر ، (c) بر طبق شرو (1966)
جدول 25: شبکه زهکشی، بالادست رودخانه هیواس
نسبت طول
 
میانگین طول
 به مایل
نسبت انشعاب
 
تعداد جریان ها در هر رده رده
/4
6/2
85/2
37/3
49/0 66/4
6/3
6/3
146 1
28/1 32 2
65/3 9 3
30/12 2 4
 
در این سخنان که از شووم است، موارد اضافه شده توسط او آورده شده است:
    میانگین مساحت حوضه­های زهکشی هر یک از رده­ها تقریبا به یک سری مستقیم هندسی نزدیک است که در آن اولین شرط، میانگین مساحت حوضه­های رده اول است (1956: 606)؛ و ارتباط بین میانگین مساحت حوضه­های زهکشی هر یک از رده­ها و میانگین طول کانال هر یک از رده­ها یک تابع خطی است که شیب .... معادل مساحت مورد نیاز (فوت مربع) .... برای نگه داری یک فوت ......از کانال آبراهه است (1956: 607).
    رودریگز ایتورب [53]و رینالدو [54](1997: 6) این مورد به صورت را بیان کردند که طی سالها قانون هورتون به صورت­های متفاوتی مورد توجه قرار گرفته است و همانگونه که نشان داده می­شود: حوضه­هایی که فرایندهای نظام مند و تکامل­یافته­ای را نشان می­دهند، این حوضه­ها نمایانگر توسعه شبکه­های تصادفی توپولوژیکی[55] هستند و تمامی شبکه­ها این رابطه را نشان می­دهند. و آخرین نکته این است که درک این واقعیت که قانون هورتون آشکار ساخته است، گیج کننده می­باشد؛ چه حوضه­ها  با استفاده از روش هورتون توصیف شوند و چه با استفاده از روش استرالر.
    یک مشکل اساسی تر در تجریه و تحلیل هورتون که در سال 1945 توصیف کرد، وجود دارد: طبقات کانال­های آبراهه­های ترسیم شده بر محور ایکس­ها در نمودار نیمه لوگاریتمی به صورت اعداد ترتیبی[56] هستند.  طبق تعریف هورتون، نقل قول بالا و همانطور که شکل شماره 87 a و b به وضوح نشان دادند، آبراهه­های رده شماره 2 باید تمامی کانال­های آبراهه رده یک (از دو مورد تا بینهایت) را شامل شود. در حالی که مناسب است تا حوضه­های هر یک از رده­ها شناسایی شود و تعداد و میانگین هر گروه از متغیرها و حتی نسبت ارزش­های بین گروه­ها و طبقات شناسایی شود اما آن در جهت انجام عملیات محاسباتی ریاضی از جمله ضرب و تقسیم با استفاده از اعداد ترتیبی منسب نیست و به همین دلیل رگرسیون­های نمایش داده شده از طرح هورتون در سال 1945، نادرست هستند.
    هورتون، دو اندازه­گیری (سنجش) کمی دیگر را ارائه داد: تراکم زهکش­ها [57]( ) که از طول کانال­های آبراهه­ها در واحد سطح به دست می­آید و دیگری، فراوانی آبراهه­ها[58] ( ) که از تعداد آبراهه­ها در واحد سطح به دست می­آید. در سال 1958، ملتون نشان داد که این دو واژه می­توانند توسط یک رابطه ثابت به هم مربوط شوند:

    در حال حاضر این رابطه به قانون ملتون مشهور است (Rodríguez-Iturbe and Rinaldo 1997: 8). این روابط، درجه تجزیه یک چشم­انداز را تشریح می­کند (رجوع شود به کندی، 1978).
    اما اهمیت تاکید بر فراوانی جریان­ها شامل شمارش واقعی آنها توسط آر شرو[59]  (1966) به عنوان مفهوم بزرگای حوضه که به سادگی از تعداد آبراهه­های رده اول به دست می­آید، پایه­گذاری شد.  شکل 87c  ماهیت این امر را نشان می­دهد. .........................................
    علیرغم  مشکلات سیستم رده­بندی هورتون استرالر، ایجاد یک حوضه نمونه با چهار رده از حوضه­ای با ده رده آسان­تر است و حجم عظیمی از مطالعات و تحقیقات (نه انحصارا) از سال 1950 تا 1960 بر روابط هورتون مخصوصا در حوضه­های تا 4 الی 5 رده متمرکز شدند. چرچ و مارک[60] (1980) نشان دادند که چگونه این تمرکز مطالعات منجر به ایجاد رابطه وابسته به مقیاس بین مساخت حوضه و تراکم آبراهه که غالبا هم اندازه هستند، شده است.
    با این وجود، تمرکز تحقیقات اخیر بر روی ماهیت فرکتال حوضه­های زهکشی که به وسیله رودریگز و رینالدو[61]  خلاصه شده است (1997)، فراگیری دو قانون پایه­ای هورون را اثبات کرد. به عنوان مثال، بحث آنها در رابطه با شبکه­های مطلوب زهکشی[62] (OCNS)، هر دو قانون شاخه­ای شدن و نسبت طول را تایید می­کند (1997: 278279).
    در واقع، بحث عمده­ای از شبکه زهکشی هورتون می­تواند به عنوان نشانه­هایی از ساختار فرکتالی[63] شبکه اصلی مورد تفسیر قرار گیرد (1997: 498).  ارزش آن را دارد که تاکید کنیم که ، نسبت نظم هندسی تعداد آبراهه­ها و طول آنها بین رده­های متوالی آبراهه­ها، نسبت به طرح نادرست رگرسیون که از ویژگی­های مطالعات قانون هورتون در  اواسط قرن بیستم بود، دوام بیشتری داشته است.
References
Church, M.A. and Mark, D.M. (1980) On size and scale in geomorphology, Progress in Physical Geography 4, 342–390.
Horton, R.E. (1945) Erosional development of streams and their drainage basins; hydrophysical approach to quantitative morphology, Geological Society of America Bulletin 56, 275–370.
Kennedy, B.A. (1978) After Horton, Earth Surface Processes and landforms 3, 219–232.
Melton, M.A. (1958) Correlation structure of morphometric properties of drainage systems and their controlling agents, Journal of Geology 66, 442–460.
Playfair, J. (1802) Illustrations of the Huttonian Theory of the Earth, London: Cadell and Davies. Reprinted in facsimile, G.W. White (ed.) (1964), New York:Dover
Rodriquez-Iturbe, I. and Rinaldo, A. (1997) Fractal River Basins: Chance and Self-organization, Cambridge: Cambridge University Press.
Schumm, S.A. (1956) Evolution of drainage systems and slopes in badlands at Perth Amboy, New Jersey, Geological Society of America Bulletin 67, 597–646.
Shreve, R.L. (1966) Statistical law of stream numbers, Journal of Geology 74, 17–37.
Strahler, A.N. (1957) Quantitative analysis of watershed geomorphology, EOS Transactions American Geophysical :union: 38, 912–920.
Further reading
Knighton, D. (1998) Fluvial Forms and Processes, 2nd edition, London: Arnold.
Schumm, S.A. (ed.) (1977) Drainage Basin Morphology, Stroudsburg, PA: Dowden, Hutchinson and Ross.
SEE ALSO: drainage density; fractal; laws, geomorphological; stream ordering
drainage density; fractal; laws, geomorphological; stream ordering 
BARBARA A. KENNEDY              (مترجم: افسانه اهدائی)
HUMMOCK - پشته
    تپه کوچک کم ارتفاع که سطح زمین را پوشانده و معمولا در جاهایی که خاک ریزدانه[64]، پرمافراست[65] را می­پوشاند، تشکیل می­شود. بیشتر هوموک ها دایره­ای شکل هستند و 1 تا 2 متر، اندازه قطر آنهاست. آنها گنبدی شکل[66] و همراه با یک برجستگی عمودی حداکثر 25 سانتی­متری هستند اما معمولا کمتر از 15 سانتی­متر است. لایه فعال[67]، ضخیم ترین لایه در زیر مرکز هوموک می­باشد و نازیک­ترین لایه در پیرامون (محیط) آن قرار گرفته است. پایه لایه فعال، کاسه شکل است. عدسی­های یخی[68] مجزا، که به موازات زیر لایه فعال هستند، در زیر هوموک­ها به صورت فراوان یافت می­شوند و این منطقه غنی از یخ، معمولا غنی از مواد ارگانیک نیز هست. هوموک­ها غالبا اشکال پایداری هستند که ممکن است تا هزاران سال باقی بمانند. مواد ارگانیکی سطحی در کناره­های (لبه) دور هوموک­ها تجمع یافته­اند اما مراکز آنها ممکن است خالی از پوشش گیاهی باشد (هوموک­های گلی)[69] و یا اینکه با کود و آوندهای گیاهی پوشانده شده باشد (هوموک­های خاکی)[70]. خاک موجود در هوموک­ها، خاک یخ زده حساس است و ممکن است حاوی میزان کمی شن و ماسه باشد. جایی که حاوی میزان کمی رس باشد، ممکن است که خاک در پاسخ به تغییرات کوچک در میزان رطوبت و فشار به صورت آبگونی[71] درآید و به سمت سطح زمین خارج شود. این جوشش­های گلی[72] ممکن است در هوموک­ها ایجاد شود اما غالبا میزان رس تا 40 الی 50 درصد می­باشد که جهت جلوگیری از آبگونی شدن، کافی است.  شکل هوموک­ها به وسیله گردش خاک داخل هر عارضه، توسط رطوبت دوباره پخش شده طی فرایند انجماد و ذوب، حفظ می­شود (Mackay 1980). گردش خاک به وسیله حرکت رو به بالا در وسط هوموک و سپس گسترده شدن آن به اطراف هوموک نزدیک به سطح و سپس حرکت رو به پایین آن در لبه هوموک­ها نزدیک به زیر (پایه) لایه فعال، ایجاد می­شود. حرکت رو به بالا به وسیله انتقال همرفتی[73] به دلیل تقابل بین گل با غلظت نسبتا پایین و رسوب محصور شده جایی که گل به وسیله ذوب عدسی­های یخی بسیار اشباع شده است، ایجاد می­شود. حرکت در پایه لایه فعال، با جا به جایی به سمت مرکز هوموک در طول انجماد به سمت بالای پایه لایه فعال و ساکن شدن آب بسیار سرد کاسه­ای شکل[74] به دلیل ذوب عدسی­های یخی، به وجود می­آید. در سطح، به دلیل جا به جایی و فرونشست طی فرایند یخ زدگی و ذوب یک سطح صاف شیب­دار، خاک به حرکت در می­آید. این سه فرایند از جمله فرایندهای مورد نیاز برای نگه­داری و پایداری توده­ها هستند. شواهد این چرخش به­وسیله حرکت نشانه­ها در سطح زمین و تو در تو شدن لایه­های مشاهده شده در مقاطع خاک، ثابت می­شود. ­اهمیت آب سرد کاسه­ای شکل در شکل هوموک­ها، با از بین رفتن آنها طی سال­های آتش­سوزی جنگل­ها آشکار می­ شود، زمانی که لایه فعال عمیق­تر شده و ظهور مجدد آنها با پوشش گیاهی احیا شده همزمان با نازک شدن لایه فعال همراه است.
   در جنگل­های شمالی، درختان بر روی هوموک­ها غالبا کج شده هستند و در روی لبه آنها قرار گرفته­اند. کج شدگی درختان با توسعه لایه غنی از یخ در زیر لایه فعال و جا به جا شدن (بزرگ شدن) هوموک­ها در ارتباط هستند. هوموک­ها از عوارض خاک­های ریزدانه و جور شده[75] و گرد شده مواد ناهمگن[76] هستند.
Reference
Mackay, J.R. (1980) The origin of hummocks, western Arctic coast, Canada, Canadian Journal of Earth Sciences 17, 996–1,006.
C.R. BURN                         (مترجم: افسانه اهدائی)
HYDRATION- هیدراسیون
    هیدراسیون، جذب ملکول آب توسط ماده معدنی است. به عنوان مثال، سولفات کلسیم[77] در صورت آبدار شدن به ژیپس [78](سنگ گچ) تبدیل می­شود. این عمل منجر به ورم کردن ماده مدنی می­شود. در یک فضای بسته، فشار هیدراسیون می­تواند تا 100Mpa افزایش پیدا کند و باعث تضعیف سنگ شود. در اقلیم سرد، وایت (1976) به این نتیجه رسید که غالب هوازدگی­های ناشی از انجماد و ذوب، در واقع می­تواند نتیجه خرد شدگی به وسیله هیدراسیون باشد که با فشار هیدراسیون بالغ بر 2000 kg  wهمراه است.
    تبدیل اکسید آهن[79] (  Haematite )  به دی­اکسید آهن[80] به صورت گسترده­ای اتفاق می-افتد و در مقابل، تبدیل آن به شکل کریستالی از جمله3 Fe(OH) و گوتیت[81] FeOOH2 و یا لیمونیت[82] ( _ O) به میزان کمی صورت می­گیرد. شکل­گیری این هیدروکسیدهای آهن شامل افزایش قابل توجه­ای در حجم نیز می­شود.
    مواد معدنی آلمینیوم سیلیکات­ها[83] می­توانند طی شکل­گیری اکسید آلمینیوم هیدراته[84] دچار هیدراسیون شوند. از آنجایی که هیدراته­ها از محصولات هیدرولیز هستند، به همین دلیل هیدرولیز از هیدراسیون با اهمیت­تر است. برای شکل­گیری اکسید آلمینیوم هیدراته از میکروکلین[85]، یک فلدسپار حاوی پتاسیم.



 
    با این حال، باید تاکید کرد که این عمل هیدراسیون هست که تجزیه و از هم پاشیدگی فیزیکی را به وسیله افزایش حجم (انبساط) و تضعیف ساختار مواد معدنی، تسریع می­کند.
    علاوه بر این، برای تشکیل یک مواد معدنی هیدراته جدید، مواد معدنی لایه­لایه پیچیده­تر می­توانند آب بیشتری در بین لایه خود جذب کنند و به این عمل هم می­توان به عنوان هیدراسیون اشاره کرد. همچنین مواد معدنی صفحه­ای شکل[86] مانند میکا[87] نیز، زمانی که آب بین صفحات آنها نفوذ می­کند، می­توانند مورد  انبساط و تجزیه فیزیکی قرار گیرند. آب می­تواند بین شبکه­های کریستال­های رس وارد شود، خصوصا در شبکه باز از رس مونتموریلونیت[88]، و باعث افزایش حجم در حدود 0.5cm3 g-1 شود.
Reference
White, S.E. (1976) Is frost action really only hydration shattering? Arctic and Alpine Research 8, 1–6.
STEVE TRUDGILL                             (مترجم: افسانه اهدائی)
 
HYDRAULIC GEOMETRY  - هندسه هیدرولیک
    هندسه هیدرولیک رودخانه شامل توصیف کمی (ریاضی و گرافیکی) از اندازه و شکل مقاطع کانا­ها، خواص سیال­ها و جریان­ها و ویژگی­های انتقال بار رسوب در رابطه با دبی هدایت شده توسط کانال رودخانه می­باشد. به این ترتیب، هر کانال رودخانه­ای، با مرزهای مقاوم یا قابل تغییر، یک هندسه هیدرولیک مجزای خود را دارد. هندسه هیدرولیک یک شیوه توصیفی است که از روابط تجربی رژیم "تئوری" [89]که در اوایل قرن اخیر در هند جهت کمک به طراحی کانال­ها توسعه پیدا کرده بود، به دست آمده است (1929، Lacey ). این ایده برای اولین بار توسط لئو پولد و مک داک[90] 1953 به ژئوموروفولوژی معرفی شد و آنها واژه هندسه هیدرولیک را جهت توصیف مورفودینامیک کانال­های آبرفتی پیشنهاد کردند.
    معادلات کلی هندسه هیدرولیک که توسط آنها پیشنهاد شد، انتخابی هستند و روابط بین متغیرهایی که به طور معمول اندازه­گیری شده و یا از سنجش­های ایستگاه­های پیمایشی ایالات متحده آمریکا[91]  به دست آمده است را بازگو می­کند:
 
 
W   =  
D   =  
V   =  
S   =  
N   =  
Ff   =  
   =  
که در آن به ترتیب، w، d ، v، s، n، ff و Q که به ترتیب به معنای عرض[92]، میانگین عمق[93]، میانگین شتاب[94] (سرعت)، شیب سطح آب[95]، مقاومت جریان[96] (Manning’s n or D’Arcy Weisbach ff) و بار معلق رسوبی[97] هستند. یکی از مهترین عناصر آورده نشده در این هفت متغیر، بار بستری حمل شده است اما این داده­های اندازه­گیری شده معمولا به ندرت در دسترس می­باشند.
مفاهیم ضمنی معادلات مربوط به هندسه هیدرولیک به صورت موارد زیر می­باشد:
1 ) دبی Q، متغیر مستقل غالب در هندسه هیدرولیک است.
2 ) روابط بین متغیرهای مستقل و وابسته می تواند به صورت توابع توانی[98] ساده بیان شود.
3 ) بر طبق توابع توانی، لگاریتم ترسیم­ شده داده وابسته، مخالف لگاریتم دبی که یک گراف خط مستقیم است می­باشد (یک رابطه خطی بین میزان افزایش هر دو متغیر وجود دارد).
4 ) وجود این روابط منظم هندسه هیدرولیک به مجموعه­ای اساسی از فرایندهای بازگو کننده چگونگی میزان و عملکرد تعادل در یک سیستم مورفودینامیک اشاره می­کند.
5 ) از آنجایی که تداوم جریان سیالات باید کامل باشد، معادله زیر از قوانین جبر به دست آمده است:
Q = wdv = ( )  ( )  (  )
And that    ack = 1   and    b + f + m = 1
 
تنظیم و تطبیق شکل و هیدرولیک کانال در رابطه با تغییر میزان دبی در دو مفهوم کاملا متفاوت آورده شده است: استگاه  هندسه هیدرولیک ات ای[99] و پایین دست جریان[100].
  هندسه هیدرولیک ایستگاه((at_a) At-a-station hydraulic geometry)
    این ایستگاه، تغییرات هندسه کانال­ها و هیدرولیک جریان­ها نسبت به افزایش دبی­­ در یک مقاطع مشخص از یک رودخانه را بررسی می­کند. به همین دلیل، طریقی را که رودخانه، کانال­های مقاوم را در اثر تغییر دبی طی زمان پر می­کند را شرح می­دهد.  نمونه­ای از این نوع هندسه هیدرولیک برای رودخانه فراسر[101] در کانادای غربی در شکا شماره 88 به نمایش درآمده است. ایستگاه at_a هندسه هیدرولیک تنها برای دبی­های تا حداکثر پر کننده کانال تعریف شده است.
هندسه هیدرولیک پایین دست جریان(Downstream hydraulic geometry
    زمانی که شاخه­های فرعی در پایین دست به جریان اصلی ملحق می­شوند و جریان را به سیستم رودخانه­ای اضافه می­کنند، دبی افزایش پیدا می­کند. هندسه هیدرولیک پایین دست جریان، اینکه چگونه افزایش دبی باعث بزرگ شدن و شکل دهی کانال و تغییر خصوصیات جریان رودخانه می­شود را توضیح می­دهد. به منظور مقایسه تغییر مقاطع کانال، این تغییرات به دوره بازگشت ثابت دبی و یا مرحله نسبی ثبات، ربط داده می­شوند. از رایج­ترین دبی­های قابل ارجا، دبی تا سطح کناره­های رودخانه­ است که از آن به عنوان دبی شکل دهنده کانال نیز یاد می­شود. نمونه­ای از این نوع هندسه هیدرولیک در شکل شماره 89 برای رودخانه الد من[102] در کانادا­ی غربی به نمایش درآمده است.

شکل 89: هندسه هیدرولیک رودخانه اولدمن در کانادا     شکل 88: هندسه هیدرولیک رودخانه فراسر در کانادا
 
مفاهیم نظری و تفسیر هندسه هیدرولیک
(Theoretical context and interpretation of hydraulic geometry)
    هندسه هیدرولیک سنتی، یک تصویر جزئی از تعادل در سیستم رودخانه­ای را توصیف می­کند اما اطلاعات کمی را در رابطه با چگونگی کنترل چنین تعادلی در بر دارد. یک آبراهه آبرفتی در زمان پاسخ به تغییرات دبی حداقل باید سه مجموعه از روابط فیزیکی را برآورده سازد: تداوم[103]، مقاومت جریان[104] و انتقال رسوب [105]. رابطه اول توصیفیست اما دو رابطه بعدی تنها از طریق یک مفهوم کیفی قابل درک هستند. بدین منظور و همچنین به خاطر اینکه کانال­ها در راه­های حفظ تعادل با تغییرات در عرض، عمق ومیانگین سرعت آزاد هستند، به همین دلیل، هندسه هیدرولیک کانا­ل­های آبرفتی معمولا به صورت نامعین در نظر گرفته می­شوند. با این وجود، این روابط فیزیکی، تفسیر ما از هندسه هیدرولیک را در یک سطح کیفی از تجزیه و تحلیل، شکل داده است.
    تفاوت اصلی بین این دو هندسه هیدرولیک در این مورد است که برخلاف ایستگاه پایین دست جریان[106]، در ایستگاه ات ای[107]، مصالح موجود بر روی کرانه­ها[108] و شیب سطحی آب[109]، در هنگام تغییر دبی، ثابت باقی می­مانند. شکل مقاطع عرضی که در زمان بالاترین میزان دبی شکل گرفته است، عامل اصلی کنترل هندسه هیدرولیک می­باشد. شکل کانال تا حد زیادی تحت تاثیر مقاومت مصالح سازنده کرانه­ها تشکیل می­شود. اگر این مصالح منسجم و سخت باشند (گل و لای رودخانه­ای برای مثال)، کرانه­ها به شکل مرتفع و پرشیب توسعه پیدا می­کنند. در این موارد، زمانی که دبی افزایش پیدا می­کند، عرض کانال نسبت به عمق و سرعت جریان، با سرعت کمتری دچار تغییر می­شود. نرخ افزایش سرعت جریان، به تغییرات نسبی زبری کانال بستگی دارد. به طور معمول اما نه همیشه، مقاومت حزیان در اثر کاهش زبری همزمان با افزایش دبی، کاهش پیدا می­کند. به همین دلیل است که توان رابطه بین سرعت جریان و دبی به صورت نسبی بالاست. اما در کانال­هایی که جنس مصالح کرانه­های آن از مواد غیر منسجم باشد می­توان انتظار واکنش متفاوتی را داشت (از جمله کانال­های شن و ماسه­ای). در این مورد، ارتفاع کرانه­ها تحت کنترل سختی ومقاوت مصالح است و ظرفیت تغییرات عمق متوسط در تطابق و همسازی با افزایش در میزان دبی، کم است. تغییر در سرعت جریان نیز به میزان زیادی تحت تاثیر تطابق با عمق جریان است و در نتیحه در این کانال­ها، تغییرات عرض کانال به میزان زیادی در تطابق با افزایش میزان دبی می­باشد. جدول شماره 26، مقادیر توان رایج در معادلات ایستگاه هیدرولیک ات ای را برای انواع گوناگونی از کانا­ل­ها، نشان می­دهد.
جدول 26: مقادری نماهای انتخاب شده در معادلات هندسه هیدرولیک کانال رودخانه­ها
مقادیر پایین دست جریان مقادیر ایستگاه ات ای موقعیت و نوع کانال ها
m f b m f b
10/0 40/0 50/0 34/0 40/0 26/0 غرب میانه آمریکا (Leopold and Maddock 1953)
16/0 38/0 46/0   غرب میانه آمریکا (Carlston 1969)
20/0 30/0 50/0 33/0 41/0 25/0 جریان­های موقتی، مناطق نمیه خشک آمریکا (Leopold and Miller 1956)
12/0 34/0 54/0   رودخانه سالمون بالایی، آیداهو (Emmett 1975)
38/0 16/0 46/0 48/0 40/0 12/0 R. Bollin Dean، کرانه­های درشت دانه منسجم (Knighton 1974)
15/0 40/0 45/0   رودخانه­های بریتانیایی با بستر رسوبی گراول (Charleton et al. 1978)
  24/0 66/0 10/0 رودخانه کلمبیا، کانادا، کانال­های ماسه­ای با کرانه­های منسجم (Tabata 2002)
 
    در رابطه با هندسه هیدرولیک پایین دست جریان، تطابق کانال­های رودخانه به افزایش دبی تا حد لبریز شدن، بر تغییرات فضایی شیب سطح آب و اندازه مواد موجود در کناره رودخانه، تاثیر می­گذارد. کنترل عمده در این مورد، ایجاد تعادل بین نیروی وارد شده و نیروی مقاومت در میسر رودخانه است. اگرچه افزایش دبی و کاهش اندازه مصالح کرانه­های رودخانه به سمت پایین­دست جریان، در تعامل با یکدیگر جهت افزایش سرعت جریان عمل می­کنند، نیروهای ایجاد کننده این تغییرات به صورت مساوی تحت کنترل کاهش تنش برشی کرنه­ها[110] که مرتبط با شیب سطح آب است، می­باشند. در نتیجه، هندسه هیدرولیک پایین دست جریان به وسیله سرعت متوسط ثابت و یا رو به کاهش پایین دست و لزوم تغییرات در دبی که تقریبا به صورت کامل در تطابق با عرض کانال و میانگین عمق جریان است، توصیف می­شود. همانطور که قبلا گفته شده، تخصیص دادن تغییر دبی بین عرض و سرعت، به میزان زیادی وابسته به مقاومت مصالح موجود در کرانه رودخانه می­باشد. کانال­هایی که در آن میزان گل[111] غالب باشد، معمولا دارای کرنه­های پرشیب و مرتفع می­باشند و عمق آنها زیاد و عرضشان کم خواهند بود. در مقابل، کانال­هایی که مصالح غالب آن ماسه[112] هست، دارای کرانه­های ضعیف است که در تطابق با افزایش و لبریز شدن دبی به سمت پایین دست، عرض خود را گسترش می­دهند و معمولا عمق کمی دارند. . جدول شماره 26، مقادیر توان رایج در معادلات هندسه هیدرولیک پایین دست جریان را برای انواع گوناگونی از کانال­ها، نشان می­دهد.  
بررسی جامع تمام جنبه­های هندسه هیدرولیک کانال­های طبیعی، در متون مربوط به ژئومورفولوژی رودخانه­ای از جمله آثار نایتن[113] (1998)، ریچاردز[114] (1982) و لئوپولد و همکران[115] (1964)، موجود می­باشد.
محدودیت­های هندسه هیدرولیک(Limitations of hydraulic geometry)
    قدرت هندسه هیدرولیک قراردادی، سادگی و سهولت آن در کلی کردن روند انطباق کانال با استفاده از معادلات ساده است و به همین دلیل، مورفولوژی کانال­ها می­توانند به سهولت با یکدیگر مورد مقایسه قرار گیرند. اما این سهولت، همچنین اساسی ترین و اولین محدودیت آن نیز می­باشد که به روند تطابق کانال، رفتار ساده­ای از یک عملکرد ساده را نسبت داده است اما در واقعیت ممکن است خیلی پیچیده باشد. با توجه به اختلالات معمول آماری در محاسبات هیدرولیکی و مورفولوژی کانال­های طبیعی، توابع توانی، مدل ساده و قدرتمندی را برای هندسه هیدرولیک به وجود آوردند اما هیچ توجیه نظری مستقلی برای استفاده از آنها وجود ندارد. مدل توابع توانی[116] تنها یک تخمین مناسب از واقعیت است.
    بعضی از ژئومورفولوژیست­ها، محدودیت توابع توانی را شناسایی کردند و پیشنهاد دادند که هندسه هیدرولیک برپایه مدل خطی کردن تناوبی (مانند مدلlog-quadratic)، جایگزین شود. از جمله این ژئوموروفولوژیست­ها، ریچاردز (1973)، نایتن (1975) و فرگوسن[117] (1986) بودند. هنوز هم بعض ژئومورفولوژیست­ها ، روش­های چندمتغیره آماری را در جهت توصیف هندسه هیدرولیک به کار می­برند (Bates 1990; Rhoads 1992).
    تمام این مدل­های ریاضیاتی از هندسه هیدرولیک، به این امر اشاره دارند که روند تطابق کانال­ها یک روند پیوسته است در صورتی که در واقعیت، این گونه نیست. برای مثال، بسیاری از کانال­ها، مورفولوژی کانال در کانالی را نشان می­دهند که بازگو کننده ظرفیت کم جریان­ها جهت شکل­دهی کرانه­های پایه است (تعادل طولانی مدت جریان­های کم قدرت). کانال­های نیمکتی شکل[118]، تاثیر میزان نامساوی نرخ بالاتر دبی رژیم هیدرولوژیکی رودخانه را در شکل­دهی کانال، بازگو می­کند (Woodyer ، 1968). علاوه بر این، هرچند جریان­ها با دبی کم در بسیاری از کانال­ها با مواد و مصالح مقاوم نیز جریان دارند، افزایش دبی در یک مقطع از کانال در نهایت باعث به حرکت درآمدن رسوب­ها و فرسایش کانال شده و این امر، اساسا منجر به تغییر موروفودینامیک کانال می­شود. درواقع، چنین ناپیوستگی­های فرسایشی در تطابق کانال­ها نسبت به تغییر دبی، قسمت بسیار مهمی از رژیم تطابق رودخانه است اما به وسیله استفاده از هندسه هیدرولیک، ممکن است به طور کامل نادیده گرفته شود (Hickin، 1995).
    در مورد هندسه هیدرولیک پایین دست جریان، اضافه شدن جریان­های فرعی و رسوب به سیستم رودخانه­ای، روند ناپیوسته­ای است که یک روند گام به گام است و به شکل یک روند انطباق مداوم که توابع توانی تخمین زده اند، نمی­باشد.
 
References
Bates, B.C. (1990) A statistical log piecewise linear model of at-a-station hydraulic geometry, Water Resources Research 26, 109–118.
Carlston, C.W. (1969) Downstream variations in the hydraulic geometry of streams: special emphasis on mean velocity, American Journal of Science 267, 499–510.
Charleton, F.G., Brown, P.M. and Benson, R.W. (1978) The hydraulic geometry of some gravel rivers in Britain, Hydraulics Research Station Report, IT 180.
Emmett, W.W. (1975) The channels and waters of the Upper Salmon River area, Idaho, US Geological Survey Professional Paper 870A.
Ferguson, R.I. (1986) Hydraulics and hydraulic geometry, Progress in Physical Geography 10, 1–31.
Hey, R.D. (1988) Mathematical models of channel morphology, in M.G. Anderson (ed.) Modelling Geomorphological Systems, 99–125, Chichester: Wiley.
Hickin, E.J. (1995) Hydraulic geometry and channel scour: Fraser River, B.C., Canada, in E.J. Hickin (ed.) River Geomorphology, 155–167, Chichester: Wiley.
Knighton, A.D. (1974) Variation in width-discharge relation and some implications for hydraulic geometry, Geological Society of America Bulletin 85, 1,069–1,076.
——(1975) Variations in at-a-station hydraulic geometry, American Journal of Science 275, 186–218.
——(1998) Fluvial Forms and Processes: A New Perspective, London: Arnold.
Lacey, C. (1929) Stable channels in alluvium, Proceedings of the Institution of Civil Engineers 229, 259–384.
Leopold, L.B. and Maddock, T. (1953) The hydraulic geometry of stream channels and some physiographic implications, United States Geological Survey Professional Paper 252.
Leopold, L.B. and Miller, J.P. (1956) Ephemeral streams – hydraulic factors and their relation to the drainage net, United States Geological Survey Professional Paper 282A.
Leopold, L.B., Wolman, M.G. and Miller, J.P. (1964) Fluvial Processes in Geomorphology, San Francisco: Freeman.
Rhoads, B.L. (1992) Statistical models of fluvial systems, Geomorphology 5, 433–455.
Richards, K.S. (1973) Hydraulic geometry and channel roughness – a non-linear system, American Journal of Science 273, 877–896.
Richards, K.S. (1982) Rivers: Form and Process in Alluvial Rivers, London: Methuen.
Tabata, K.K. (2002) Character and conductivity of anastomosing channels, upper Columbia River, British Columbia, Canada, M.Sc. Thesis, Department of Geography, Simon Fraser University, BC, Canada.
Woodyer, K.D. (1968) Bankfull frequency in rivers, Journal of Hydrology 6, 114–142.
 
Further reading
Kellerhals, R., Neill, C.R. and Bray, D.I. (1972) Hydraulic and geomorphic characteristics of rivers in Alberta, Research Council of Alberta, River Engineering and Surface Hydrology Report 72–1, 16–18.
SEE ALSO: channel, alluvial; fluvial geomorphology
EDWARD J. HICKIN                         (مترجم: افسانه اهدائی)
HYDRO-LACCOLITH هیدرو لاکولیت
    یک تپه یخی تشکیل شده به وسیله­ی جا به جا شدن آب یخ زده زیرزمینی[119] است و مقطعی به شکل لاکولیت دارد. واژه هیدرو لاکولیت، هم معنای واژه­های آیس لاکولیت[120] و پینگو[121] است.  تفاوت آنها با پینگو این است که آنها اشکال فصلی هستند (درحالی که پینگوها دائمی هستند) و تفاوتشان با آیس لاکولیت این است که آنها در لایه فعال پرمافراست[122] تشکیل نمی­شوند. طول قطر هیدرولاکولیت­ها بین 1 تا 10 متر می­باشد و معمولا ارتفاع آنها کمتر از 2 متر است.
 
Further reading
French, H.M. (1996) The Periglacial Environment, Harlow: Longman.
SEE ALSO: periglacial geomorphology
STEVE WARD                (مترجم: افسانه اهدائی) 
HYDROCOMPACTION فشرده سازی آبی
    تراکم و کاهش حجم خاک و رسوب، زمانی که میزان رطوبت آن افزایش پیدا می­کند که همچنین با عنوان فشرده­سازی فروپاشی[123]، فشرده­سازی آبی[124]، تثبیت آبی[125] و انقباض اشباع[126] نیز شناخته شده است (Charles ، 1994). این روند باعث فرونشست زمین[127] می­شود، برای مثال زمانی که رسوب کم­تراکم و نامتجانس، مرطوب می­شود، برای مثال، طی فرایند آبیاری. فشرده­سازی آبی، از ویژگی­های مناطق خشک و نیمه خشک است که رسوبات باد رفتی مانند لس و بعضی از رسوبات آبرفتی بالای سطح ایستابی، در پایین منطقه ریشه گیاهان، به طور معمول مرطوب نیستند و حاوی میزان نرخ بالایی از خلل و فرج هستند. زمانی که اینگونه مواد خشک هستند، نیروی کافی دارند تا در برابر تنش­های قابل توجه، بدون فشرده شدن مقاومت کنند. اما زمانی آنها مرطوب می­شوند، نیروی بین ذرات آنها به خاطر بازآرایش ذرات، ضعیف می­شود. فرونشست[128]، باعث ایجاد درزها و شکاف­ها در زمین می­شود و فرایندی است که طی ساخت و ساز کانال­ها، لوله­کشی، سد سازی و آبیاری، باید مورد توجه قرار گیرد(Al-Harthi and Bankher 1999)..
References
Al-Harthi, A.A. and Bankher, K.A. (1999) Collapsing loess-like soil in western Saudi Arabia, Journal of Arid Environments 41, 383–399.
Charles, J.A. (1994) Collapse compression of fills on inundation, in K.R. Saxena (ed.) Geotechnical Engineering: Emerging Trends in Design and Practice, 353–375, Rotterdam: Balkema.
A.S. GOUDIE                   (مترجم: افسانه اهدائی)   
 HYDROLOGICALGEOMORPHOLOGY - ژئومورفولوژی هیدرولوژیکی
    ژئومورفولوژی هیدرولوژیکی، خط اتصال بین هیدرولوژی، علم مطالعه آب­ها و ژئومورفولوژی، علم مطالعه لندفرم­ها[129] و فرایندهای به وجودآورنده آنهاست. به طور ویژه، هیدرولوژی آب­های سطحی در تعامل با ژئومورفولوژی قرار دارد، اگرچه در سال­های اخیر، همگرایی فزاینده­ای بین مطالعات ژئومورفولوژی و آب­های زیرزمین و هیدروژئولوژی به وجود آمده است (Brown and Bradley ، 1995).
    بیش از یک قرن پیش، زمانی که علم ژئومورفولوژی به وجود آمد، با تمرکز بر روی مورفولوژی چشم­انداز ها و مطالعه لندفرم­ها، چرخه جذاب فرسایش[130] توسط ویلیام موریس دیویس[131] انتشار یافت و طی نیمه اول قرن بیستم، برای بسیاری از نگرش­ها در ژئومورفولوژی مورد پذیرش واقع شد. در نیمه دوم قرن بیستم، مطالعه و تحقیق بر روی فرایندها، وسعت بیشتری یافت (Gregory ، 2000) و جهت رسیدن به این هدف در تحقیقات مرتبط با نواحی مختلف زمین، از جمله مطالعه آبهای سطحی، نیازی در جهت استفاده و به کار گرفتن هرچه بیشتر علم هیدرولوژی به وجود آمد. در ابتدا که دوره آشنایی با این رشته بود، کتاب­هایی توسط جغرافی­دانان (Ward ، 1966)  و ژئومورفولوگ­ها  (Gregory and Walling ، 1973) منتشر شد. اما سپس مطالعات به سمت رابطه بین هیدرولوژی و ژئومورفولوژی پیش رفت که ژئومورفولوژیست­ها سهم قابل توجه­ای در آن داشتند. برای مدت زمان طولانی، هیدرولوژی علم مطالعه آب بود و میزان کمی توجه را نیز به کیفیت آب نشان می­داد. اما افزایش توجه به سمت روند شکل­گیری چشم­اندازها، و تاثیر عوامل هیدرولوژی بر آن روندها، طبیعتا منجر به شکل­گیری یک همکاری نوآورانه به وسیله ژئومورفولوژیست­ها شد و بین هیدرولوژی و ژئومورفولوژی یک رابطه اتصال ایجاد کردند.
    بسیاری از تحقیقات مشترک باعث رشد ژئومورفولوژی هیدرولوژیکی شدند و این تحقیقات حداقل شامل چهار نوع می­شدند: علاوه بر روابط بین ویژگی­های حوضه زهکشی و واکنش هیدرولوژیکی حوضه، ژئومورفولوژیست­ها با مطالعات مربوط به مناطق ایجاد کننده روان آب و روش­های داینامیکی[132] که از طریق آنها، این مناطق با شکل­گیری هیدروگراف رودخانه­ها تعامل دارند، روابط ویژه­ای را ایجاد کرد. از جمله شبکه زهکشی زیر سطحی به مشابه شبکه زهکشی سطحی و مدل سازی نقش آنها در ایجاد روان­آب (Beven and Kirkby  ، 1993). این تحقیقات معمولا نتایج خود را از حوضه­های کوچک آزمایشی[133] که همچنین در رابطه با مطالعه دینامیک رسوبات نیز مفید هستند، استخراج می­کنند. علاقه ژئومورفولوژی به مطالعه مناطق رسوبی از نیاز آنها به دانستن نرخ فرسایش و تجزیه و تخریب نسبت به سیر تکاملی چشم­انداز، سرچشمه می­گیرد. در رابطه با تولید رسوب معلق[134] و حمل و نقل آنها، درحالی که منحنی مربوط به رابطه دبی و تمرکز رسوبات معلق از قبل در تحلیل­ها مورد استفاده قرار می­گرفته­ است، نشان داده شد که تحلیل هیدروگراف[135] رسوب­ها چگونه می­تواند در جهت درک پیشرفته و تشریح ساز و کار فرسایش، به کار آید. مطالعات بعدی ژئومورفولوژیست­ها بر روی ساز و کار تولید رسوب در رابطه با دسترسی به منابع رسوبی و مناطق تولید رسوب، تمرکز داشتنند. همچنین مطالعات مشابه­ای در خصوص بررسی و اصلاح مدل­های مربوط به حمل و نقل بار بستری و بار معلق، توسط ژئومورفولوگ­ها صورت پذیرفت. این تحقیق­ها از مطالعات مربوط به تولید رسوبات محلول در حوضه­های آبریز و حرکت رسوبات بستری در موقعیت متفاوت کانال­ها، بهره جست.
    به دلیل علاقه­مندی بر مطالعه تغییرات موقتی و کوتاه­مدت، مطالعه سطح حوضه­های آبریز در ابتدا مورد توجه قرار گرفت. از آنجایی که شواهد این تغییرات را نمی­توان به صورت کامل در رکوردهای متداوم هیدرولوژیکی یافت، تکنیک­های دیگری در رابطه با بازسازی تغییرات گذشته هیدرولوژیکی منطقه مورد نیاز است که این تکنیک­ها در ژئومورفولوژی مورد استفاده قرار می­گیرند. نگرش هیدرولوژی دیرینه[136] (Schumm، 1965) که به صورت  "علم آب­های زمین، ترکیب، توزیع و حرکت آنها در چشم­اندازهای باستانی، از آغاز اولین بارش تا آغاز اولین ثبت داده­های متداوم هیدرولوژیکی (Gregory، 1996)" تعریف شده است، به صورت قابل ملاحظه­ای توسعه پیدا کرد و بنابراین یک تصویر پهناوری از تغییرات هیدرولوژیکی گذشته برای قسمت­های مختلف دنیا مورد بازسازی قرار گرفت (Benito and Gregory ، 2003). چنین بازسازی­های میتواند پس­زمینه بالقوه مفیدی را جهت مطالعه تغییرات اقلیمی و جهانی و مدیریت حوضه­های آبخیز به وجود آورد. یک نگرش بسیار موفق و ارزشمند در این رابطه، مطالعه و تحلیل سیلاب­های دیرینه[137] است که بر پایه شناسایی بقایای نهشته­های رسوبی سیلابی می­باشد. این نهشته­ها بیشتر به شکل نهشته­های آب ساکن[138] می­باشند، زیرا تهیه این اطلاعات در رابطه با فراوانی سیلاب که فراتر از دوره ثبت ابزاری گسترش دارد، روش تحلیل فراوانی سیلاب و روابط پایه­گذاری شده را به میزان زیادی تحت تاثیر قرار می­دهد (Baker، 2003).  در نتیجه از تحقیقات انجام شده در رابطه با تغییرات زمانی (کوتاه­مدت) نقش مطالعات ژئومورفولوژیکی در مدیریت حوضه­های آبخیز، قابل توجه شد. نگرش­ها با یکدیگر متحد شدند و همچنین تاثیر انسان بر حوضه­های آبخیز نیز مورد توجه قرار گرفت (Downs et al 1991) اما علاوه بر این، هنوز هم نیاز به یک روش پایدار، هم برای سطح حوضه  (NRC 1999) و هم در رابطه با بازسازی رودخانه­های خاص و ویژه، وجود دارد (Brookes and Shields ، 1996).
    تعداد چشمگیری از مطالعات انجام شده به وسیله ژئومورفولوگ­ها، درک تک تک اعضا و بخش­های چرخه هیدرولوژی را روشن  ساخت و بدین دلیل، ژئومورفولوژی هیدرولوژیکی ظهور پیدا کرد. و در مقابل، این امر منجر به محو شدن تعریف اصلی از علم ژئومورفولوژی شد. دیگر تمرکز اصلی این رشته بر روی لندفرم­ها[139] نبود بلکه در حال حاضر، ژئومورفولوژی در رابطه با مطالعات بین رشته­ای قرار گرفته است که برخی از نوآورانه­ترین تحقیقات در این زمینه­ها صورت می­پذیرد و نگرش­ها و روش­های چند رشته­ای (بین رشته­ای) می­توانند بهینه شوند. در سال 1973، هیدروژئومورفولوژی[140] به وسیله Scheidegger پیشنهاد شد که به عنوان مطالعه ژئومورفولوژیکی آبها و تاثیرات آنها تعریف شد که علاوه بر هیدروژئومورفولوژی رودخانه­ای، ساحلی را هم نیز شامل می­شود و طیف وسیعی از روش­ها را در بر می­گیرد (Gregory  ، 1979). این رشته چندرشته­ای، همچنین شامل بیو ژئومورفولوژی[141] (مورفولوژی زیستی) نیز می­شود و اگرچه هیچ تعریف دقیق و جامعی درباره آن وجود ندارد، ژئومورفولوژی هیدرولوژیکی، زمینه­ای برای تعامل است که همچنان به ارائه­یپژوهش­های نوید دهنده و استفاده از فرصت­ها می­پردازد. 
References
Baker, V.R. (2003) Palaeofloods and extended discharge records, in G. Benito and K.J. Gregory (eds) Palaeohydrology. Understanding Global Change, Chichester: Wiley.
Benito, G. and Gregory, K.J. (2003) Palaeohydrology. Understanding Global Change, Chichester: Wiley.
Beven, K. and Kirkby, M.J. (eds) (1993) Channel Network Hydrology, Chichester: Wiley.
Brookes, A. and Shields, F.D. (eds) (1996) River Channel Restoration. Guiding Principles for Sustainable Projects, Chichester: Wiley.
Brown, A.G. and Bradley, C. (1995) Geomorphology and groundwater: convergence and diversification, in
A.G. Brown (ed.) Geomorphology and Groundwater, 1–20, Chichester: Wiley.
Downs, P.W., Gregory, K.J. and Brookes, A. (1991) How integrated is river basin management? Environmental Management 15, 299–309.
Gregory, K.J. (1979) Hydrogeomorphology: how applied should we become? Progress in Physical Geography 3, 84–101.
——(1996) Introduction, in J. Branson, A.G. Brown
and K.J. Gregory (eds) Global Continental Changes: The Context of Palaeohydrology, 1–8, London: Geological Society.
——(2000) The Changing Nature of Physical Geography, London: Arnold.
Gregory, K.J. and Walling, D.E. (1973) Drainage Basin Form and Process, London: Arnold. NRC Committee on Watershed Management (National Research Council) (1999) New Strategies for America’s Watersheds, Washington, DC: National Academy Press.
Scheidegger, A.E. (1973) Hydrogeomorphology, Journal of Hydrology 20, 193–215.
Schumm, S.A. (1965) Quaternary palaeohydrology, in H.E. Wright and D.G. Frey (eds) The Quaternary of the United States, 783–794, Princeton: Princeton University Press.
Ward, R.C. (1966) Principles of Hydrology, London: McGraw-Hill.
KENNETH J.GREGORY                  (مترجم: افسانه اهدائی)   
HYDROLYSIS - هیدرولیز
    هیدرولیز، واکنش شیمیایی[142] یک ترکیب با آب است. در تضاد با هیدراسیون[143] که در آن، آب جذب ترکیب می­شود، در هیدرولیز (یا شکاف و تقسیم به وسیله آب)، هم آب و هم ترکیب، تقسیم شده و دوباره ترکیب می­شوند. در اینجا، آب یک واکنش دهنده است و صرفا یک حلال نیست. برای مثال، واکنش بین پتاسیم[144] حاوی فلدسپار[145] و آب به این صورت است:
 (1)
Feldspar         water        silicic acid        potassium hydroxy
 
    پتاسیم معدنی منتشر شده و آب تقسیم شده بر و ، با آلومینوسیلیکات[146] از مواد معدنی ترکیب می­شود. محصول تولید شده از ین­های هیدروکسیل[147] ، یک محلول است که به معنای افزایش PH آب می­باشد. PH با پودر کردن مواد معدنی و قرار دادن آن در آب، محاسبه می­شود (و یا سایش PH). برای مواد معدنی واکنش­پذیر تر، میزان PH بین 8 تا 11 است، 8 برای کلسیت­ها[148] و 8 تا 10 برای فلدسپارها.
    این واکنش می­تواند در آب خالص (PH به اندازه 7) صورت پذیرد. با این حال اگر آب به وسیله اضافه شدن  اسیدی شده باشد، میزان PH به کمتر از 7 می­رسد و واکنش فرسایشی تسریع پیدا می­کند. شکل رایج اسیدی شدن به­وسیله کربن دی­اکسید[149] می­باشد:
   (2)
With, for calcite:

 
    مواد معدنی که با ملکول­های آب ترکیب شده­اند، یک یون معدنی آزاد  را به آب می­دهند که یک منبع آن،   از آب و است و دیگر منبع  از آب در معادله 2 است که با کلسیت[150]، ترکیب شده است.
    هیدرولیز[151] در اثر یک فرایند اساسی هوازدگی به وجود می­آید و به دلیل آنکه بسیاری از منابع طبیعی  طی فرایند تنفس و تجزیه به دست­ می­آید، می­توان نتیجه گرفت که بسیاری از این واکنش­ها دارای منشا زیستی هستند.
STEVE TRUDGILL       (مترجم: افسانه اهدائی)   
 
HYDROPHOBIC SOIL (WATERREPELLENCY)  - خاک­های آب گریز (دفع آب)
    خاکی است که در برابر مرطوب شدن به وسیله آب برای مدت زمان چند ثانیه تا چند روز و حتی چند هفته مقاومت می­کند. این ظرفیت کم خاک برای آّب به دلیل پوششی از زنجیره طولانی ملکول­های آلی ذرات خاک و یا به دلیل وجود ماده آب گریز (دافع آب) در خاک است. چنین ماده­ای، از گونه­های متفاوتی از گیاه، به طرق پوشش مکانیکی سطح برگ­ها، تجزیه برگ­های ریخته شده بر زمین، انتشار از ریشه گیاهان و سپس تبخیر متقاعب جمع شدگی بر روی ذرات خاک در طول زمان سوختن آن و یا به وسیله قارچ­ها و میکروارکانیسم­های[152] موجود در خاک، به وجود می­آید. اگرچه بیشتر آنها با مناطق دارای اقلیم نیمه­خشک و مدیترانه­ای در ارتباط هستند، در حال حاضر مشخص شده است که این­گونه خاک، در اقلیم­های متنوعی از جمله محیط­های معتدل و سرد کوهستانی نیز، به وجود می­آید. جلوگیری از جا به جایی آب در مسیرهای ترجیحی خود در خاک، افزایش جریان­های سطحی، افزایش واکنش جریان­های رودخانه­ای به بارندگی­های شدید، افزایش مجموع جریان­های رودخانه­ای، افزایش فرسایش و تجزیه به وسیله ضربه قطرات باران (رجوع شود به RAINDROP IMPACT, SPLASH AND WASH)، افزایش فرسایش خاک به­وسیله باد و آب، و افزایش فرسایش به­وسیله خزش خشک[153] (جا به جایی لس­ها و مواد سطحی خشک بر روی شیب­های تند) از جمله اثرات بالقوه ژئومورفولوژیکی می­باشند. در مقابل، مواد آلی دفع کننده آب در خاک­های به­خوبی توسعه یافته متراکم، می­تواند در تثبیت آنها کمک­رسان باشد و باعث کاهش فرسایش پذیری خاک شود. اما این اثرات نسبت به اینکه تحت شرایط واقعی و بر روی زمین تشخیص داده شوند، بیشتر به صورت استنباط و حدس مورد توجه قرار گرفته­اند.
Further reading
Dekker, L.W. and Ritsema, C.J. (1994) How water moves in a water repellent sandy soil. 1. Potential and actual water repellency, Water Resources Research 30, 2,507–2,517.
Doerr, S.H., Shakesby, R.A. and Walsh, R.P.D. (2000) Soil hydrophobicity: its causes, characteristics and hydro-geomorphological significance, Earth-Science Reviews 51, 33–65.
Shakesby, R.A., Doerr, S.H. and Walsh, R.P.D. (2000) The erosional impact of soil hydrophobicity: current
problems and future research directions, Journal of Hydrology 231–232, 178–191.
SEE ALSO: fire
RICHARD A. SHAKESBY             (مترجم: افسانه اهدائی)
 HYPERCONCENTRATED FLOW- جریان بسیار متمرکز
    جریانی متشکل از آب و رسوبات انقالی از جنس خرده سنگ و گل­ و لای جریانی. واژه­های جریان بسیار متمرکز، جریان سیلابی بسیار متمرکز[154] و جریان رودخانه­ای بسیار متمرکز[155]، همگی هم معنی هستند. این واژه در اصل برای جریان­های رودخانه­ای که میزان 40 تا 80 درصد وزن و یا 20 تا 60 درصد حجمشان از تراکم رسوب  است، مورد استفاده قرار گرفت. از نظر علم جریان­شناسی، در این نوع جریان، سیال کمی به صورت پلاستیکی ظاهر می­شود اما به شکل آب جریان دارد (Pierson and Costa ، 1987). چنین جریان­هایی که از مخلوط آب و خرده­سنگ­ها تشکیل شده­اند، به وسیله نیروی گرانش[156] به حرکت درمی­آیند. آنها ویژگی رودخانه را دارا می­باشند و در عین حال، قادر به حمل بار رسوبی بسیار بالا هستند. این جریان­ها، به وسیله نیروهای جداکننده ذرات[157]، اغتشاشات متعادل[158] (مرطوب) و خاصیت شناوری[159] (اشاره بر قدرت عملکرد) تقسیم می­شوند (جدا می­شوند). رسوبات تهنشین شده به نظر می­رسد که به صورت سریع و دانه دانه، در کف و حاشه جریان، تهنشین شده باشند. رسوبات تهنشین شده چه به صورت حجیم باشند و یا ضعیف، به صورت تقریبا افقی تهنشین می­شوند. این جریان­ها بیشتر در محیط­های آتشفشانی که فوران باعث آزاد شدن حجم زیادی آب از دریاچه­های کراتری[160] شده و یا باعث ذوب یخ و برف ها می­شود، و زمانی که جریان­های واریزه­ای به سمت پایین دست به صورت جریان­های متراکم تکامل پیدا می­کنند، تشکیل می­شود.
Reference
Pierson, T.C. and Costa, J.E. (1987) A rheologic classification of subaerial sediment-water flows, in J.E. Costa and G.P. Wieczorek (eds) Debris Flows/Avalanches: Process, Recognition and Mitigation, Geological Society of America Reviews in Engineering Geology 7, 1–12.
VINCENT E. NEALL                         (مترجم: افسانه اهدائی)
HYPSOMETRIC ANALYSIS - تحلیل هیپسومتریک
    تحلیل هیپسومتریک، مطالعه توزیع مساحت سطوح توپوگرافیک با در نظرگیری عامل ارتفاع می­باشد. رابطه بین مساحت و ارتفاع به­وسیله منحنی هیپسومتریک توصیف می­شود که با استفاده از معادله y=f(x)، بیان می­شود. در فرمول بندی مطلق آن، این منحنی از ترسیم بعد قائم ارتفاعات[161] و اعماق[162]، از بالاترین نقطه ارتفاعی کوهستان تا عمیق­ترین گودال، و از  ترسیم بعد افقی، مساحت سطحی توپوگرافی، به دست می­آید. این منحنی، یک منحنی تجمعی است: بعد افقی هریک از نقاط بر روی آن، نشان دهنده مساحت کلی بعد قائم قرار گرفته بر روی آن است.
    منحنی مطلق هیپسومتری[163]، برای تمامی مساحت­ها، از یک بخش کوچک تا مقیاس یک قاره می­تواند مورد استفاده قرار گیرد. اما استفاده از آن، زمانی که مقایسه بین اندازه­ها و ارتفاعات مختلف مورد نیاز است، رضایت بخش نمی­باشد. برای غلبه به این مشکل، تحلیل درصدی هیپسومتریک می­تواند مورد استفاده قرار ­گیرد که روشی را در جهت بررسی روابطه بین مساحت و ارتفاع به شکل بدون بعد، بیان می­کند (Langbein ، 1947).
     در سال 1952، منحنی درصدی هیپسومتری توسط استرالر[164] جهت تحلیل توپوگرافی فرسایشی حوضه­های زهکشی  که واحدهای پایه­ای ژئومورفیک هستند، مورد استفاده قرار گرفت. این منحنی به وسیله تابع y=f(x) ارائه شده است اما x و y، پارامترهای بی بعدی هستند. X، نسبت بین مساحت a بالای یک خط کنتور مشخص به مساحت کل منطقه (A) است و y، نسبت ارتفاع h بین دهانه حوضه و خط کنتور (که کمترین ارتفاع منطقه را نشان می­دهد) و ارتفاع کل حوضه (H) است. بدیهی است که x و y بین 0 و 1 تغییر می­کنند. این منحنی­ها می­توانند بدون در نظر گرفتن مقیاس واقعی و تنها در جهت نمایش توزیع توده زمینی[165] (منطقه وسیعی از زمین) از پایین تا به بالا، مورد مقایسه قرار گیرند.
    با تابعه گرفتن از توابع بین اندازه­های X=1  و X=0 ( و یا اندازه­گیری مساحت زیر منحنی) انتگرال هیپسومتری به دست می­آید که به صورت درصدی بیان می­شود و نشان دهنده نسبت بین حجم توده زمینی حوضه زهکشی مشخص، نسبت به حجم مرجع با سطح پایه مساوی مساحت حوضه و ارتفاع مساوی ارتفاع کل حوضه است. به عبارت دیگر، انتگرال هیپسومتری[166]، درصد حجم باقی­مانده زمین بعد از فرسایش را نسبت به توده زمینی اصلی که دارای حجم مساوی با حجم مرجع است را محاسبه می­کند.
    در تفسیر کلاسیک، منحنی­های هیپسومتریک استرالر و انتگرال­ها، مراحل چرخه دیویس[167] را به صورت کمی شناسایی می­کنند. منحنی محدب با انتگرال هیپسومتریک بالاتر از 60/0 ،  عدم تعدل مرحله جوانی[168] را نشان می­دهد. منحنی هموار S شکل که تقریبا از مرکز نمودار عبور می­کند و انگرال بین  60/0 تا 40/0 را دارا می­باشد، نشان دهنده مرحله تعادل بلوغ[169] یا مرحله پیری[170] می­باشد.منحنی به شدت مقعر با انتگرال بسیار پایین، تنها در مناطقی که توده­های مونادناک[171] وجود داشته باشند، به دست می­آید.
    مطالعات بیشتر، تفسیر دیگری را برای تحلیل مساحت ارتفاع، بیان کردند: منحنی هیپسومتری نه تنها مرحله چرخه ژئومورفیک، بلکه همچنین پیچیدگی فرایندهای برهنه­سازی[172] و نرخ تغییرات ژئومورفولوژیکی حوضه­­های زهکشی را نیز نشان می­دهد. این تغییرات، در طول مراحل متعاقب تعادل دینامیک[173] بین بالا آمدگی تکتونیکی و فرسایش (Ciccacci ، 1992) رخ می­دهند. بنابراین، هر حوضه با یک منحنی هیپسومتریک که عمدتا تابعی از نوع فرایند فرسایشی و برهنه­سازی آن حوضه است، مشخص می­شود.
    منحنی­های محدب با انتگرال بالا، به حوضه­هایی که در آنها فرسایش رودخانه­ای[174] شدیدترین فرایند برهنه­سازی است، تعلق دارند. منحنی­های مقعر با انتگرال پایین، حوضه­هایی که بیشتر تحت تاثیر فرایندهای دامنه­ای[175] هستند را مشخص می­کند. و در نهایت، منحنی­های هیپسومتریک با انتگرال تا 50/0، مشخصه حوضه­هایی هستند که فرسایش رودخانه­ای در آنها، در تعادل با اثربخشی فرایندهای دامنه­ای قرار دارد.
    درواقع، تفسیر کلاسیک از منحنی­های هیپسومتریک، در تطابق با ویژگی­های مورفودینامیک[176] حوضه­های زهکشی در مناطقی با تکتونیک پایدار[177] قرار دارد. اما همین تفسیر مشابه، برای مناطقی که تحت تاثیر تکتونیک فعال[178] قرار دارند و یا اخیرا تکتویک در آنجا فعال بوده و دارای اشکال مسطح و مرتفع[179]  هستند، نامناسب به نظر می­آید (Ohmori ، 1993، D’Alessandro et al ، 1999).
References
Ciccacci, S., D’Alessandro, L., Fredi, P. and Lupia- Palmieri, E. (1992) Relations between morphometric characteristics and denudational processes in some drainage basins of Italy, Zeitschrift fur Geomorphology N.F. 36, 53–67.
D’Alessandro, L., Del Monte, M., Fredi, P., Lupia- Palmieri, E. and Peppoloni, S. (1999) Hypsometric analysis in the study of Italian drainage basin morphoevolution, Transactions Japanese Geomorphological :union: 20–23, 187–201.
Langbein, W.B. (1947) Topographic characteristics of drainage basins, US Geological Survey, Water Supply Paper 968-C, 125–157.
Ohmori, H. (1993) Changes in the hypsometric curve through mountain building resulting from concurrent tectonics and denudation, Geomorphology 8, 263–277.
Strahler, A.N. (1952) Hypsometric (area-altitude) analysis of erosional topography, Geological Society of America Bulletin 63, 1,117–1,142.
ELVIDIO LUPIA-PALMIERI                              (مترجم: افسانه اهدائی)
 
[1]- Hogback Ridge
[2]- Mount Rundle
[3]- Gaishörndl
[4]-Wholly recent
[5]- Cenozoic
[6]- Gervais
[7]- International Geological Congress
[8]- International :union: for Quaternary Research
[9]-Roberts
[10]-River valleys
[11]- ALLUVIAL FAN
[12]- FLOODPLAIN
[13]- deltaic/estuarine deposits,
[14]- Hudson Bay
[15]- Glacio-isostatic
[16]- Rhône
[17]- Ephesus
[18]- Miletus
[19]- Troy
[20]-  Blytt &  Sernander
[21]- Homo sapiens
[22]- Frains Lake
[23]- Little Ice Age
[24]- Arolla glacier
[25]- CAVERNOUS WEATHERING
[26]- Stone lattice
[27]- Stone lace
[28]- Alveolar weathering
[29]- Bryce Canyon, Utah, USA
[30]- San Juan Mountains of Colorado, USA
[31]- Norway
[32]- Reverse faults
[33]- Normal faults
[34]- Opposing dips
[35]- Rifting
[36]- Compressive
[37]- Marginal normal faults
[38]- Graben
[39]- Half-grabens
[40]- Vosges
[41]- Rhine
[42]- Robert E. Horton
[43]- John Playfair
[44]- STREAM ORDERING
[45]- A.N. Strahler
[46]-Regularity
[47]- Inverse geometric sequence
[48]- Bifurcation ratio
[49]- Semi-logarithmic paper
[50]- Stream slopes
[51]- Constant of channel maintenance
[52]- Schumm
[53]- Rodríguez-Iturbe
[54]- Rinaldo 
[55]- Topologically random networks
[56]- Ordinal numbers
[57]- DRAINAGE DENSITY
[58]- Stream frequency
[59]- R. Shreve
[60]- Church and Mark
[61]- Rodríguez and Rinaldo
[62]- Optimal Channel Networks
[63]- Fractal structure
[64]- Fine-grained
[65]- PERMAFROST
[66]- Domed
[67]- ACTIVE LAYER
[68]- Ice lenses
[69]- Mud hummocks
[70]- Earth hummocks
[71]- liquefy
[72]- Mudboil
[73]- Convection
[74]- Bowl-shaped frost table
[75]- Sorted
[76]- Coarser materials
[77]- Calcium sulphate
[78]- Gypsum
[79]- Iron oxide
[80]- Iron hydroxides
[81]- Goethite
[82]- limonite
[83]- Alumino-silicate minerals
[84]- Hydrated aluminium oxide
[85]- Microcline
[86]- Plate-like minerals
[87]- Mica
[88]- Montmorillonite clays
[89]- Empirical relations of regime ‘theory’
[90]- Leopold and  Maddock
[91]- US gauging station
[92]- Width
[93]- Mean depth
[94]- Mean velocity
[95]- Water-surface slope
[96]-Flow resistance
[97]- Suspended-sediment load
[98]- Power functions
[99]- At-a-station hydraulic geometry
[100]- Downstream hydraulic geometry
[101]- Fraser River
[102]- Oldman River
[103]- Continuity
[104]- Flow resistance
[105]- Sediment transport
[106]- Downstream station
[107]- At-a-station
[108]- Boundary
[109]- Water-surface slope
[110]- Boundary shear stress
[111]- Mud
[112]- Sand
[113]- Knighton
[114]- Richards
[115]- Leopold et al
[116]- The power function model
[117]- Ferguson
[118]- Channel benches
[119]- Frozen underground water
[120]- Ice laccolith
[121]- Pingo
[122]- Permafrost
[123]- Collapse compression
[124]- Hydrocompression
[125]- Hydroconsolidation
[126]- Saturation shrinkage
[127]- Ground subsidence
[128]- Subsidence
[129]- landforms
[130]- CYCLE OF EROSION
[131]- W.M. Davis
[132]- Dynamic ways
[133]- Experimental catchments
[134]- Suspended sediment
[135]- Hydrographs
[136]- Palaeohydrology
[137]- PALAEOFLOOD
[138]- Slackwater deposits,
[139]- landforms
[140]- Hydromorphology
[141]- Biogeomorphology
[142]- Chemical reaction
[143]- HYDRATION
[144]- Potassium
[145]- Feldspar
[146]- Aluminosilicate
[147]- Hydroxyl
[148]- Calcite
[149]- Carbon dioxide
[150]- Calcite
[151]- Hydrolysis
[152]- Micro-organisms
[153]- Dry creep
[154]- Hyperconcentrated flood flow
[155]- Hyperconcentrated streamflow
[156]- Gravitationally driven
[157]- Grain-dispersive forces
[158]- Dampened turbulence
[159]- Buoyancy
[160]- Crater lakes
[161]- Ordinate elevations
[162]- Depths
[163]- Percentage hypsometric curve
[164]- Strahler
[165]- landmass
[166]- Hypsometric integral
[167]- Davisian geomorphic cycle
[168]- Youth
[169]- Maturity
[170]- Old stage
[171]- Monadnock masses
[172]- Denudational processes
[173]- Dynamic equilibrium
[174]- Stream erosion
[175]- Slope processes
[176]- Morphodynamic
[177]- Tectonically stable regions
[178]- Active tectonics
[179]- Plano-altimetriccon figurations
دفعات مشاهده: 67 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 0.112 seconds with 885 queries by yektaweb 3506