|
|
| |
 |
از Hogback تا Hypsometric |
 |
|
| | تاریخ ارسال: 1396/8/13 | |
|
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: 278–279).
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)
[7]- International Geological Congress
[8]- International :union: for Quaternary Research
[13]- deltaic/estuarine deposits,
[25]- CAVERNOUS WEATHERING
[28]- Alveolar weathering
[29]- Bryce Canyon, Utah, USA
[30]- San Juan Mountains of Colorado, USA
[37]- Marginal normal faults
[47]- Inverse geometric sequence
[49]- Semi-logarithmic paper
[51]- Constant of channel maintenance
[55]- Topologically random networks
[61]- Rodríguez and Rinaldo
[62]- Optimal Channel Networks
[74]- Bowl-shaped frost table
[83]- Alumino-silicate minerals
[84]- Hydrated aluminium oxide
[86]- Plate-like minerals
[88]- Montmorillonite clays
[89]- Empirical relations of regime ‘theory’
[90]- Leopold and Maddock
[95]- Water-surface slope
[97]- Suspended-sediment load
[99]- At-a-station hydraulic geometry
[100]- Downstream hydraulic geometry
[105]- Sediment transport
[106]- Downstream station
[109]- Water-surface slope
[110]- Boundary shear stress
[116]- The power function model
[119]- Frozen underground water
[123]- Collapse compression
[125]- Hydroconsolidation
[126]- Saturation shrinkage
[133]- Experimental catchments
[134]- Suspended sediment
[138]- Slackwater deposits,
[154]- Hyperconcentrated flood flow
[155]- Hyperconcentrated streamflow
[156]- Gravitationally driven
[157]- Grain-dispersive forces
[158]- Dampened turbulence
[161]- Ordinate elevations
[163]- Percentage hypsometric curve
[166]- Hypsometric integral
[167]- Davisian geomorphic cycle
[172]- Denudational processes
[173]- Dynamic equilibrium
[177]- Tectonically stable regions
[179]- Plano-altimetriccon figurations
|
|
|
|
|
|
| |
|
|
|
