[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 Kame تا Knickpoint ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۸/۱۳ | 
K
 
KAME کام (پشته یخرفتی)
اصطلاح کام از واژه کام  (kame) در زبان اسکاتلندی گرفته شده و توسط جامیسون[1] (1874) به معنای پشته‌ای با برآمدگی کوتاه و پهلوهای شیب‌دار تشکیل‌شده از ماسه‌های با منشأ آبی یانهشته‌های شنی ناشی از ذوب یخ مورد استفاده قرار گرفت. اصطلاح پشته یخرفتی به عنوان یک اصطلاح مفرد نمی‌تواند به تنهایی برای لندفرمی خاص، فرایند نهشته‌گذاری یا نوعی از رسوبات به‌کار رود. امروزه طیف گسترده‌ای از لندفرم‌هایی که اصولاً توسط نهشته‌های یخچالی- آبی همراه با ذوب و تجمع یخ تشکیل شده‌اند، به عنوان پشته یخرفتی شناخته می‌شوند. این لندفرم‌ها شامل پشته یخرفتی، پادگانه یخساری[2]، مجموعه پشته‌های یخرفتی [3] و توپوگرافی پشته یخرفتی و دیگ‌چال (گودال کاسه‌ای)[4] است. این لندفرم‌ها در محیط‌های نیمه‌یخچالی[5] و حاشیه‌یخچالی[6] پدید می‌آیند (Holmes 1947; Price 1973; Bennett-and Glasser 1996; Benn and Evans 1998).
پشته‌های یخرفتی در محیط‌های نیمه‌یخچالی یا حاشیه یخچالی به شکل تپه‌‌ها یا پشته‌های کوچکی شکل می‌گیرند و ممکن است به صورت اشکال منفرد یا همراه با گروهی از اشکال مشابه یافت شوند. برخی از پشته‌ها از تجمع ماسه و شن بستر یخچال که بر اثر ذوب یخ در چاه یخچالی[7]یا توده آب درون‌یخچالی باقی‌مانده‌اند، شکل می‌گیرند. نهشته‌های رودخانه‌ای که توسط کانال‌های یخی محدود شده‌اند نیز ممکن است پشته‌های یخرفتی کوچکی ایجاد نمایند. دیگر پشته‌های یخرفتی به صورت سطوح دلتای یخساری در حاشیه یا انتهای یخ‌ها شکل می‌گیرند و دارای توالی توده‌های ماسه و قلوه سنگ، واریزه‌های درهم‌ریخته، رس و سیلت‌های لایه‌لایه هستند. ذوب یخ‌های مجاور و زیرسطحی نتیجه گسلش نرمال رسوبات در حاشیه تپه‌های خاکی و فرورفتگی و چین‌خوردگی لایه است. لایه‌های سیلت و رس اغلب دارای لخشه[8] و ساختار جریانی هستند.
پادگانه‌های پشته یخرفتی معمولاً در حاشیه یخچال‌ها بین واریزه‌های واپاشی شده یخ و دامنه دره در انتهای یخچال و در امتداد پیشانی یخ یا میان یخ واپاشی شده ویخرفت‌های انسدادی تشکیل می‌شوند. سطح حاشیه‌ای پادگانه پشته یخرفتی ممکن است شیب ملایمیبه‌سمت انتهای یخچال یا دامنه دره داشته باشد. پادگانه‌های اولیه ممکن است به دلیل فروپاشی یخ زیرین به چند بخش تقسیم شده باشد. چندین پادگانه پشته یخرفتی می‌توانند در یک دامنه یخچال همزمان با عقب‌نشینی یخچال توسعه یابند. گودال ایجاد شده بین حاشیه یخچال و شیب دامنه، آب ناشی از ذوب یخ را ازکناره‌ها و در امتداد حاشیه یخ منحرف می‌سازد. گودال ممکن است به تدریج با آب پر شده و دریاچه حاشیه‌ای باریکی را تشکیل دهد. رسوبات رودخانه‌های یخچالی که در امتداد حاشیه یخ حمل شده‌اند و لبه یخ را تشکیل داده‌اندبر روی یخ مدفون در کف گودال یا درون دریاچه و یا در هر دوی آن‌ها نهشته می‌شود.
رسوبات پادگانه‌هایپشته یخرفتی در بافت و ساختمان افقی و عمودی به‌سرعت تغییر می‌کندو به طور مشخص شامل لایه‌های افقی تا لایه‌های با شیب ملایم از جنس ماسه و شن‌های کوچک نهشته شده‌ی جریان رودخانه‌های یخچالی است. اما ممکن است سیلت‌های لایه‌لایه و لایه‌های جنگلی مصب رودخانه‌ها نیز به دلیل رسوب‌گذاری در آب‌های نسبتا عمیق در آن‌ها یافت شود. در جهت مجاور یخ این پشته‌ها ممکن است توده‌های جریان درهم‌آوار واریزه‌های حاشیه یخ (یخ‌نهشته جریانی[9]) که در میان چینه‌ها خوابیده است، تشکیل شود، در حالی که در سمت دره ممکن است رسوبات بین‌یخچالی مخروط افکنه‌ها و جریان‌های واریزه‌ای به دلیل رواناب زیاد و ذوب یخ در دره‌های مجاور و بر روی دامنه‌ها به‌وجود آید. ذوب یخ مدفون در هنگام نهشته‌گذاری رسوبات و پس‌ازآن منجر به تشکیل دیگ‌چال‌ها[10] می‌شود که که اغلب در نزدیکی حاشیه یخچال‌های قدیمی واقع بوده و گاهی اوقات دریاچه‌های کوچکی را در بر می‌گیرند. از بین رفتن فرایندتغذیه رسوبات در نتیجه‌ی ذوب یخ‌های حاشیه‌ای و مدفون باعث تخریب لبه‌های پادگانه و تغییر شکل آن به حالت کنگره‌ای می‌شود که دلیل آن جریان واریزه‌ای و بروز زمین‌لغزش‌ها در محل برخورد یخ است. گسل عادی، چین‌خوردگی، فرونشینی و ساختارهای جریانی نیز ممکن است به همراه رسوبات تشکیل شود.
پشته‌های یخرفتی زون‌های انتهایی معمولاً پشته‌هایی با پهلوهای پرشیب یا سطوح هموار وکم‌ارتفاع فلاتی‌شکلبا مرزهای پرشیب پدید می‌آورند. پشته‌ها ممکن است در جایی که دریاچه‌های نواری در امتداد لبه یخ گسترش یافته‌ و ابتدا توسط ماسه و شن‌های حمل شده توسط رودخانه‌های یخچالی پر شده‌اند نیز پدید آیند. علاوه بر آن در جایی که یک دریاچه کوچک توسط یخ‌های در حا ذوب و یخرفت‌های کناری احاطه شده است نیز ممکن است پشته یخرفتی تشکیل شود. ممکن است جریانی کوچک از یخ جاری شده و با خود ماسه و شن را حمل کند اما بیشتر رسوبات دارای سیلت‌های میان‌لایه‌ای با جریان درهم‌آوار سطح یخ حمل می‌شوند.معمولاً ذوب یخ‌های زیرلایه‌ای و از بین رفتن پیوستگی یخ‌های حاشیه‌ای به دلیل رخنمون گسل، چین‌خوردگی، لخشه[11]، روانه وساختمان‌های دگرشکلی است.
مجموعه‌های پشته یخرفتی به صورت گروهی از تپه‌های دارای طرفین پرشیب یا پشته‌های با مساحت محدود وجود دارند. وجود آن‌ها به دلیل نهشته‌شدن رسوبات ماسه‌ای و شنی است که توسط آب‌های جاری ناشی از ذوب یخ‌های بستر یخچال پدید آمده و در گودال‌های متعدد بر روی هم انباشته می‌شوند. از آن جا که رسوبات مجموعه پشته‌های یخرفتی عمدتا در محیط‌های زیریخچالی مترکم می‌شوند، هسته آبی-یخچالی پشته‌ها اغلب به‌صورت ناپیوسته با رسوبات درهم‌آوار ناشی از رواناب ذوب یخ‌ در طول آخرین مرحله اضمحلال یخ پوشانیده شده است. ممکن است در رسوبات، گسل‌خوردگی، چین‌خوردگی، خمیدگی، لخشه و ساختمان‌های سیلانینیز دیده شود.
توپوگرافی پشته یخرفتی و دیگ‌چال[12]بر روی زمین با تعدادی تپه با کناره‌های پرشیب یا پشته‌های کوتاه مشخص می‌شود که در نزدیکی هم قرار دارند و توسط گودال‌های نسبتاًعمیق مدور، بیضوی یا کشیده از هم جدا شده‌اند. تعدادی از گودال‌ها ممکن است برکه‌های آب را در خود جای داده باشند. توپوگرافی پشته یخرفتی و دیگ‌چال بارسوبات آبی-یخچالی که بر روی مقدار فراوانی یخ‌ مدفون در حاشیه یخچال‌ها و پشت آن نهشته شده از مجموعه پشته‌های یخرفتی متمایز می‌شود. اغلب حدود ده تا بیش از بیست متر از ماسه‌ها و شن‌های آبی-یخچالی نهشته می‌شود. امتداد و جهت لایه‌ها به دلیل رسوب‌گذاری در چاله‌ها و در یخ‌های راکد محلی بسیار متغیر است. ذوب یخ‌های مدفون باعث ایجاد گسل‌های عادی و چین‌خوردگی در رسوبات و واژگونی توپوگرافی لایه‌های پشته یخرفتیدر محل پیشین رسوب‌گذاری و تشکیل چاله‌های دیگ‌چالی و دریاچه‌ها در محل ضخیم‌ترین توده‌های یخ مدفون می‌شود.
References
Benn, D.I. and Evans, D.J.A. (1998) Glaciers andGlaciation, London: Arnold.
Bennett, M.R. and Glasser, N.F. (1996) GlacialGeology: Ice Sheets and Landforms, Chichester:Wiley.
Holmes, C.D. (1947) Kames, American Journal ofScience245, 240–249.
Jamieson, T.F. (1874) On the last stage of the GlacialPeriod in North Britain, Quarterly Journal of theGeological Society of London30, 317–338.
Price, R.J. (1973) Glacial and Fluvioglacial Landforms,Harlow: Longman
ERIC A. COLHOUN           (مترجم: هادی کریمی)
 
KAOLINIZATIONکائولینی‌شدن
کائولین(Si2Al2O5(OH)4) نوعی رس معدنی است که می‌تواند بر اثر هوازدگی طولانی به وجود آید که طی آن عناصر شیمیایی به طور فزاینده از بین می‌روند. مونت‌موریلونیت[13](Al1.7Mg0.3Si3.9Al0.1O10(OH)2)نوعی رس پیچده‌تر است که نه تنها دارای ساخت شبکه کریستالی پایه آلومینیوم و سیلیکون است، بلکه دارای منیزیوم نیز می‌باشد. به‌طور ساده می‌توان گفت کائولینشامل سیلیکون مقاوم و آلومینیوم است و سایر عناصر انحلال‌پذیر مانند منیزیوم در هنگام هوازدگی از بین رفته‌اند. بنابراین کائولینی‌شدن نشان‌دهنده فراینداز میان رفتن عناصر شیمایی انحلال‌پذیرتری است که با گذشت زمان کریستال‌های رسی ساده‌تر را تولید کرده و می‌تواند توسط هوازدگی طولانی‌مدت فلدسپات‌ها، میکاها و دیگر عناصر اولیه آلومینوسیلیکاتی که ممکن است از ابتدا دارای منیزیوم، کلسیم، سدیم، آهن و پتاسیم باشند نیزبه‌وجود آید. بنابراین فرایند کائولینی شدن یاکائولین‌زاییبه‌معنای تغییر سنگ‌های معدنی آلومینوسیلیکاتی در طول هوازدگی و تبدیل آن‌ها به نوعی رس معدنی به نام کائولین است.
کائولین در شرایطی شکل می‌گیرد که اسیدیته کم و زهکشی آزاد بیشتر کاتیون‌های آزاد را از بین می‌برد. زهکشی آزاد و رواناب زیاد از عوامل مهم در حذف کاتیون‌های انحلال‌پذیر در نواحی با بارندگی کمتر از ۵۰۰ میلی‌متر است که در این مناطق رس‌های مونت موریلونیت غلبه دارند. در مناطق با بارش بین ۵۰۰ تا ۱۵۰۰ میلی‌متر غلبه با رس‌های کائولینی است. اکسیدهای آهن نیز اغلب در مناطق دارای بارندگی بالاتر از ۱۵۰۰ میلی‌متر پدید می‌آید (Thomas 1974). کم‌ترین میزان انحلال‌پذیری کائولین در غلظت یونی هیدرژون(pH)۶ است اما در هر دو حالت افزایش یا کاهش pH از این مقدار، انحلال‌پذیری افزایش می‌یابد. بنابراین با تغییر میزان pH از 6 و در شرایط اکسیداسیون قوی در نواحی مرطوب حاره‌ای، هوازدگی شدید باعث از بین‌رفتن بخش عمده سیلیس می‌شود و به جای کائولین اکسیدهای آهن یا آلومینیوم را به صورت نهشته‌های معدنی بر جای می‌گذارد.
پراکندگی مواد معدنی کائولینی‌شده در امتداد نیمرخ عمودی هوازدگیبه سوی سطح به‌وضوح افزایش یافته و مواد معدنی اولیه مدام کاهش می‌یابد. مطالعه نمیرخ‌های هوازدگی در غنا (Ruddock, 1967)نشان داد که در عمق ۵ تا ۶ متری حدود 60 درصد از ذرات کوچک‌تر از ۴۰ میکرونرا کائولینیت تشکیل می‌دهد و این میزان وجود کائولینیتدر عمق ۳۰ ‌متری به حدود ۳۰ درصد کاهش می‌یابد. در حالی که در عمق ۳۰ متری، فلدسپات‌ها ۲۵ درصد از ذرات بزرگ‌تر از ۴۰ میکرون را تشکیل می‌دادند و در عمق ۵ تا ۶ متری فلدسپات وجود نداشت. بیشترینکائولین‌زایی در محدوده اطراف سطح ایستابی روی می‌دهد که کائولین اغلب در سطح زون هوازده متراکم می‌شود. حضور رس در این عمق ممکن است باعث کاهش نفوذپذیری عمودی آب شده و بنابراین حرکتافقی آب را تسهیل می‌کند.
وجودکائولین را نشانه‌ای از وجود شرایط هوازدگی حاره‌ای در گذشته می‌دانند. همچنین وجود کائولین نشان‌دهنده هوازدگی طولانی‌مدت در شرایطی نسبتاً اسیدی بابارندگی زیاد و زهکشی مناسب برای تسهیل از بین‌رفتن کاتیون‌ها است. بنابراین با توجه به این‌که در حال حاضر کائولیندر نواحی حاره‌ای وجود دارد، وجود کائولینتنها نشانه هوازدگی طولانی‌مدت در شرایط پایدار و مناسب است. باید به یاد داشت که کائولین توسط فرایند دگردیسی در مجاورت ماگمای مذاب نیز به‌وجود می‌آید.
References
Ruddock, E.C. (1967) Residual soils of the Kumasi district in Ghana, Geotechnique17, 359–377.
Thomas, M.F. (1974) Tropical Geomorphology,London: Macmillan.
STEVE TRUDGILL         (مترجم: هادی کریمی)
KARREN - کارن (شیار کارستی)
کارن‌ها عوارض هوازدگی انحلالی در شکل و اندازه متفاوت هستند که در سنگ‌های قابل کارستی‌شدن (نگاه کنید به کارست) مانند سنگ آهک، دولومیت و آهک دولومیتی یافت می‌شود اما در ژیپس، سنگ نمک و سیلیکات‌ها نیز کارن تشکیل می‌شود. واژه فرانسوی معادل کارن، لاپیه[14] است اما واژه آلمانی کارن اصطلاحی است که به‌طور گسترده برای این عارضه پذیرفته‌شده است.کارن‌ها در هرجایی که سنگ‌های قابل کارستی‌شدن وجود داشته باشد، یافت می‌شوند. تحقیقات اولیه بر روی کارن در قرن نوزدهم میلادی بر مشاهدات در کوه‌های آلپ متمرکز بود و پس‌ازآن بررسیکارن به مناطق اقلیمی دیگر نیز گسترش یافت.تا به امروز تحقیقات میدانی و تجربی قابل‌توجهی برای بررسی نحوه و شرایط تشکیل کارن انجام شده است.
کارن از پدیده‌ای منفرد در مقیاس نانومتری تا مجموعه لندفرم‌هایی در مقیاس متر یا چندین ده متر گسترش سافته است که اغلب اوقات در مجموعه‌های بزرگ کارن‌های کوچک‌تری در سطح آن وجود دارد.خراشیده‌شدن صخره‌هابر اثر فرایند انحلال دارای الگوهای پیچیده و گاهی کامل از کارن‌های سطحی است. اشکال منفی (فرورفته) انحلالی مانند حفره‌ها، شیارها و جوی‌ها از اشکالیبه‌شمار می‌روند که مستقیماً توسط این فرایند ایجاد می‌شوند (Ford and Lundberg 1987). بقیه کارن‌ها باقی‌مانده اشکال مثبت هستند مانند flachkarren(سنگ‌سخت[15]) و شیار بزرگ کارستی[16]. اشکال کوچک مقیاس مانند حفره‌ها و کارن‌های شیاری دارای مقیاس سانتی‌متری یا کوچک‌تر هستند. از طرف دیگر جوی‌های بزرگ انحلالی، راس‌های نوک‌تیز خراشیده‌شده، karrenfelder، شکاف‌های قائم بزرگ، سنگ‌فرش‌های آهکی و دیگر مجموعه‌های پیچیده‌ و دارای چند منشأدر اندازه و ابعاد بزرگ هستند. شکل اولیه پدیده‌ها متنوع است مثلاً برخی از آن‌ها خطی و برخی دایره‌ای هستند. اشکال بزرگ‌ انحلالی خطی ممکن است تا ده‌ها متر طول داشته‌ باشد، گرچه بیشتر اوقات طول آن‌ها در حد چند ده سانتی‌متر است. عرض این پدیده‌ها نیز معمولاً در حد چند ده سانتی‌متر است. محدودیت گسترش ابعاد و اندازهپدیده‌ها اغلب به دلیل وجود شیب موجود در فاصله سنگ‌هاست. عمق این پدیده‌ها نیز به‌طور قابل‌ملاحضه‌ای بر اساس وضعیت توپوگرافی متغیر است. ناهمواری سطوح کوچک‌مقیاس متفاوت است، به گونه‌ای که برخی کارن‌ها به شکل مشخصی مسطح و برخی دیگر ناهموار هستند (شکل ۶۶). اشکال کارن‌مانند در زیر زمین نیز یافت می‌شوند.

عکس ۶۶: شیار بزرگ کارستی در منطقه تریگلاو در جولیان اسلوونی
توسعه کارن به‌طور مشخص تحت تاثیر عواملی مانند نوع و شدت فرایندهای شیمایی حمله‌کننده به سنگ، ویژگی‌های سنگ مانند سنگ‌شناسی اصلی، وضعیت و ساختمان سنگ و توپوگرافی محیط پیرامون آن، نوع مواد پوشاننده سنگ، میزان زمان موجود جهت توسعه کارست و تغییر شرایط در طول زمان جهت عمل فرایند قرار دارد.
محققان تلاش کرده‌اند تا کارن‌ها را طبقه‌بندی نمایند. برخی طرح‌ها بر پایه آزمایش فرایندها است، طبقه‌بندی بوگلی[17](۱۹۶۰)شامل تأثیر فرایندهای اصلی انحلال کربنات است که به محل قرارگیری سنگ آهک در معرض هوا و پوشیده شدنبخشی از سنگ یا همه آن توسط خاک بستگی دارد. اساساً این عامل پوششی،فرایندهای انحلالی سنگ آهک را از طریق میزان دی‌اکسیدکربن موجود برای انحلال، دوره زمانی و سرعت انحلال تحت تأثیر قرار می‌دهد. برخی کارن‌ها از نوع از بیوکارست[18] به شمار می‌روند، زیرا اساساً در نتیجه خوردگی بیولوژیکی پدید آمده‌اند.
با این وجود برخی کارن‌ها دارای منشأ اولیه ساده نیستند و گذشته خود رابا فرایندهای کنونی نشان می‌دهند و از طرف دیگر برخی ازاشکال دارای چندین منشأ هستند. بنابراین طبقه‌بندی فورد و ویلیامز[19] (۱۹۸۹) به منظور درنظرگرفتن عوامل ژنتیک به جای یک سیستم صرفاً ژنتیکی به چند زیرشاخه تقسیم شده است. از نظر آن‌ها اصطلاحات توصیفی کارن در یافتن اشکال کاملاً مفید است. آن‌ها اشکال دایره‌ای کارن، اشکال خطی و اشکال کنترل‌شده توسط ساختمان زمین‌شناسی، اشکال خطی کنترل شده توسط فرایندهای هیدرودینامیک و اشکال دارای چند منشأ را از یکدیگر متمایز نمودند. اما این تمایز ممکن است گمراه‌کننده نیزباشد، به‌عنوان مثالشواهد میدانی نشان می‌دهد که پس از تشکیل کارن بر اثر فرایندهای هیدرودینامیکی، ساختمان‌های سنگ‌شناسی کوچک‌مقیاس بر توسعه کارن اثر می‌گذارد. درزه‌ها و شکستگی‌ها حرکت و جابه‌جایی مایعات را تحت تاثیر قرار می‌دهد و ممکن است شیارهای کارن را قطع کرده و باعث تغییر آن شود. اهمیت سنگ‌شناسی در مقیاس‌میکروسکوپی توسط محققانی مانند گودی و همکاران[20] (1989) بررسی شده است. عامل شیب نیز تأثیر قابل‌توجهی بر کارنو به‌ویژه بر الگو و پیچیدگی انشعاب شبکه‌های شیاری آن می‌گذارد.
تشریح اشکال اصلیکارن مفید است. شیارهای انحلالی[21] اشکال و مجموعه کانال های شیب‌داری هستند که از قسمت بالای سنگ شروع شده و تا پایین سطح شیب‌دار ادامه می‌یابند. عرض آن‌ها از حدود ۱ تا ۳ سانتی‌متر و طول آن‌ها به چند ده سانتی‌متر می‌رسد. این شیارها توسط پشته‌های تیز از هم جدا می‌شوند.
شیار یخی[22] و راندکارن[23] شیارهای کوچکی هستند که در بالای نقطه شروع خود دارای رواناب‌های کوچک هستند. این شیارها در امتداد شیب بر روی سنگ‌ها گسترش می‌یابند. عرض آن‌ها متغیر بوده ولی شیار یخی اغلب در ۲۰ تا ۳۰ سانتی‌متری تثبیت می‌شوند و راندکارن‌ها نیز کم‌عرض‌تر از این مقدار هستند. راندکارن به صورت سهموی[24] در امتداد مقطع طولی گسترش می‌یابند و قبل از تثبیت در انتهای مقطع، بستر جریان را عمیق می‌کنند. گاهی که جریان وارد شکافی افقی می‌شودفرایند عمیق‌شدن افزایش می‌یابد. راندکارن عارضه‌ای مسطح با یال‌های صاف است در‌حالی‌که شیارهای یخی با سطح تیز شناخته می‌شوند. این عوارض در ابتدا پوشیده بوده و سپس با از بین رفتن خاک قابل رویت می‌شوند. درباره شیارهای یخی بحث‌های زیادی شده اما تصور می‌شود که این پدیده‌ها در شرایط آزاد یا احتمالاً نیمه‌آزاد تشکیل می‌شود. جریان آب بر اساس وضعیت شیب ممکن است باعث تشکیل کارن مئاندری[25] شود. اشکال پیچیده‌تر راندکارن شاخه‌ای بر روی شیب‌های ملایم‌تر یافت می‌شود.
شیار انحلالی هلالی[26]به شکل گام یا اثر پاشنه پا است و ابعادی بین ۱۰ تا ۳۰ سانتی‌متر داشته و از عوارضی است که در شیب‌های بسیار ملایم یافت می‌شود. این عوارض صاف بوده و در پایین انتهای بازترشده ودیواره بالای آن‌ها کمانی‌شکل است(Vincent 1983). به نظر می‌رسد تشکیل شیار انحلالی هلالی مربوط به موج‌های جریان ورقه‌ای در امتداد شیب ملایم سطح سنگ باشد(White 1988).
شیار بزرگ کارستی[27] عارضه‌ای قله‌مانند و باقی‌مانده از انحلال گسترده بر روی سطوح افقی یا کم‌شیب است و اطراف آن با شیارهای انحلالی خراشیده شده است. قطر آن‌ها معمولاً ۵۰ سانتی‌متر و ارتفاع آن‌ها حدود ۱۰ سانتی‌متر است. شیارهای بزرگ کارستی و اساساً دارای چند منشأ هستند و تمایل دارند که با سایر عوارض مثبت به‌ویژه ستون‌های سنگی نوک‌تیز[28] ادغام شوند (شکل 66).
کارن‌های شکافی[29] به‌شکل شکاف، گسیختگی یا شکاف قائم هستند. این عارضهاز شکاف‌های عمده سطوح سنگ‌آهکیاست که بر اثر گسترش، عمیق‌شدگی و در نهایت ادغام عوارض انحلالی کوچک در امتداد شکستگی‌های خطی موجود روی سنگ توسعه می‌یابد. نمونه‌های توسعه‌یافته آن ممکن است دارای طول قابل‌ملاحضه‌ مثلاً تا چندین متر باشد. عمق این عوارض با ضخامت بستر تغییر می‌کند. بر اساس تعریف شکاف قائم باید در بالای رخنمون شکسته شده باشد، این ویژگی کارن‌های شکافی را از نهرهای کوچک که ممکن است به شکل شکاف قائم توسعه یابند، متمایز می‌کند (شکل ۶۷، نگاه کنید به سنگ‌فرش سنگ‌آهکی، تصاویر ۷۳ و ۷۴).

عکس ۶۷: سنگ‌فرش سنگ‌آهکی شیب‌دار (۱۲ تا ۱۵ درجه) در فارلتون‌فل، کمبریا در بریتانیا نشان‌دهنده شکل‌گیری کارن‌های بزرگ بر روی سنگ‌های سخت بسترآهکی است.
کامنیتزاها[30] به حوضچه‌ها یا کفه‌های انحلالی گفته می‌شود (نگاه کنید به حفره هوازدگی[31]). اندازه و ابعاد آن‌ها بسیار متغیر است اما در ابعاد کوچک دارای کف مسطح و لبه‌های حلزونی‌شکل با عمق تقریبی ۳ سانتی‌متر و قطر چندین سانتی‌متر و بیشتر هستند. قطر برخی از آن‌ها به ده‌ها سانتی‌متر رسیده و بزرگ‌ترین آن‌ها چندین متر قطر دارد. با این حال توسعه و گسترش آن‌هادر هنگام تخلیه کفه و در سطح لبه کفه و یا از طریق ترک‌های انحلالی موجود در کف حوضچه، محدود است. این عارضه اگر به‌صورت بخشی از جوی پلکانی یا مجموعه‌ای از چاله‌ها در چندین جوی زهکشی وجود داشته باشد، ممکن است به‌صورت اشکال پیچیده‌تری یافت شود. کامنیتزاها هم در شرایط آزاد و هم در شرایط پوشیده پدید می‌آیند. کامنیتزاهای واقعی هنگامی که شرایط انحلالی مساعد باشد به سوی لبه‌های بیرونی خود توسعه می‌یابند.کامنیتزاها ممکن است با کارن‌های شکافی ادغام شده و شیارهای بزرگ کارستی تیز به‌جای گذارند.
کارن‌های شکافی ممکن است در عوارض ضعیف‌شده و تغییریافته دیگر مانند ژرف‌دره کارستی (بغاز)[32]، چاه‌های لاپیه‌ای و دیگر عوارض نیز ادغام شوند. تعدادی از درزه‌ها که در نتیجه تمرکز فرایندها پدید آمده‌اند، اشکال آسیاب‌مانند در ابعاد چند متری و دارای شکل پیچیده را به‌وجود می‌آورند. این پدیده در نواحی سنگ‌فرش سنگ‌آهکی بریتانیا و نواحی کوهستانی مرتفع مانند شمال نروژ و کوه‌های آلپ که ذوب فراوان یخچال‌ها این پدیده را افزایش می‌دهد، مشاهده می‌شود.
اصطلاحات بیان‌شده نمی‌تواند همه انواع مختلف عوارضطبیعی تشکیل‌شده را در بر گیرد.پدیده‌های طبیعی بر اساس وضعیت و شرایط محلی و با تغییر شرایط مطلوب به شکل عارضه‌ای دیگر تغییر کرده، یکدیگر را تخریب کرده یا توسعه می‌یابند. تخریب راندکارن در زیر خاک صورت می‌گیرد، این موضوع نشان می‌دهد که هنگام از بین رفتن خاک، سطح هموار آن دست‌خوش تغییر شده و به سطحی ناهموار مانند کامنیتزاها و کارن‌های شیاری تبدیل می‌شود. تخریب عوارض ممکن است بر اثر هوازدگی مکانیکی مانند انجماد و ذوب روی دهد و با لایه آواری شکسته‌شده بر روی لایه‌های سالم به‌پایان برسد. با این وجود تغییرات دیگری نیز ممکن است در جریان آب یاپوشش خاکروی دهدکه در هردوی حالتکارن دوباره دچار تغییر می‌شود. در نواحی کارستی به‌دلیل وجود فرایندهای فعال چنین تغییراتی در شرایط محلی می‌تواند به آسانی و به‌سرعت روی دهد.
نوع سنگ در توسعه کارن نقشی اساسی دارد. سنگ‌آهک خالص یا دولومیت بهترین شرایط را برای توسعه کارست فراهم می‌آورند. به دلیل قابلیت انحلال زیادسنگ نمک، توسعهکارنبر روی اینسنگ‌ها نیز به‌آسانی صورت می‌گیرد،ولی در حالت خشکی نسبی باقی می‌ماند. پایداری کارن‌های ژیپسی به دلیل حلالیت‌پذیری ژیپس و گسترش کارن در هوای مرطوب در حد متوسط قرار دارد، اما این شرایط علاوه بر مستعد بودن برای پدید آمدن کارن، در تخریب آن نیز مساعد است. سنگ‌های سیلیکاتی قابلیت انحلال اندکی دارند و کارنتنها در شرایط گرم و مرطوب مانند سایر پدیده‌های کارستی توسعه می‌یابد. ماسه‌سنگ در مناطق متعدل ممکن است دارای کارن‌های ضعیف باشد امادر نواحی مرطوب حاره‌ای کارندارای گسترش قابل‌توجهی در این سنگ‌ها است.
تحقیقات انجام‌شده دوره زمانی لازم برای توسعه کارن‌های سنگ‌های آهکی را هزاران سال، کارن‌های ژیپسی را صدها سال و کارن‌های سنگ‌نمک را ده‌ها سال مشخص کرده است (Mottershead andLucas 2001).
سایر عوامل سنگ‌شناسی بر اشکال مشخص کارن تأثیر می‌گذارد. بر اساس تحقیقات وجود نقاط ضعف و شکستگی یا تغییرات در سنگ به‌عنوان نقطه شروع تشکیل کارن در نظر گرفته می‌شود(Moses and Viles, in Fornos and Gines 1996). ناهمواری‌های احتمالی به آب باران اجازه آغاز انحلال سطحی را می‌دهد و ممکن است پس‌ازآنگیاهان ساده توسعه یابند. باتوسعه خاک، گیاهان افزایش یافته و فرایند خوردگی بیولوژیکی تسریع می‌شود کهدر نواحی گرم و مرطوب این فرایند اهمیت بسیاری دارد و اشکال تولید شده نیز می‌تواند بسیار قابل‌توجه باشد. در سنگ برهنه فرایندهای جریانی در هر شیبی حتی سطوح هموار به‌راه افتاده و در نهایت در کانال‌ها متمرکز می‌شود.دامنه‌های ملایم به جای تجمیع جریان باعث روان‌شدن آن می‌شود و شیب ملایم ممکن است قبل از جریان باعث ایجاد چاله شود.
با بررسی شکل کارن‌ها، منشا و وضعیت توسعه آن‌ها می توان اطلاعات بسیاریکارنبه‌دست آورد. با این حال مطالعات میدانی نشان می‌دهد که هرچند نمونه‌های کاملی ازکارن یافت می‌شود اما انواع کارن طیف گسترده‌ای است و ادغام این عوارض حتی بدون تغییر در شرایط بیرونی مانند اقلیم نیز ممکناست روی دهد.
References
Ford, D.C. and Lundberg, J. (1987) A review of dissolution rills in limestone and other soluble rocks,Catena Supplement8, 119–140.
Ford, D.C. and Williams, P.W. (1989) KarstGeomorphology and Hydrology, London: UnwinHyman.
Fornos, J.J. and Gines, A. (eds) (1996) KarrenLandforms, Palma: Universitat de les Illes Balears.
Goudie, A.S., Bull, P.A. and Magee, A.W. (1989)Lithological control of rillenkarren development inthe Napier Range, Western Australia, Zeitschriftfür Geomorphologie N.F. Supplementband 75, 95-114.
Mottershead, D. and Lucas, G. (2001) Field testing ofGlew and Ford’s model of solution flute evolution,Earth Surface Processes and Landforms26, 839–846.
Sparks, B.W. (1971) Rocks and Relief, London:Longman.
Vincent, P.J. (1983) The morphology and morphometryof some arctic Trittkarren. Zeitschrift fürGeomorphologie N.F. Supplementband 27 (2) 205-222.
White, W.B. (1988) Geomorphology and Hydrology ofKarst Terrains, New York: Oxford University Press.
همچنین نگاه کنید به: بیوکارست، انحلال، کارست، سنگ‌فرش سنگ‌آهکی
HELEN S. GOLDIE           (مترجم: هادی کریمی)
 
KARST - کارست
کارستسرزمینی با هیدرولوژی مشخص و لندفرم‌های ناشی از ترکیب سنگ‌های با انحلال‌پذیریبالا و تخلخل ثانویه کامل است (Ford and Williams 1989). کارست عموماً در سنگ‌های کربناته مانند سنگ آهک، مرمر و دولومیت یافت می‌شود و با وجود عوارضی مانند غارها، گودال‌های به هم پیوسته، رخنمون‌های سنگی شیاری، رودهای زیرزمینی و چشمه‌های بزرگ شناخته می‌شود.اصطلاح کارستاز منطقه سنگ‌آهکیتریست[33] در شمال دریای آدریاتیک و در مرز اسلوونی و ایتالیا گرفته شده است که در آنجا این نوع پدیده به طور مشخص وبه‌خوبی توسعه یافته است. این منطقه در زبان اسلوونیایی کارس[34] و در زبان ایتالیایی کارسو[35] نامیده می‌شود ولی در زمان سلطه امپراتوری اتریش- مجارستان که نخستین مطالعات علمی بر روی ژئومورفولوژی و هیدرولوژی آن مناطق صورت گرفت به شکل کارست در زبان آلمانی تغییر یافت. با تعمیم این اصطلاح نواحی دیگر با عوارض مشابه نیز به نام کارست نامیده شد و این نام به مناطقی که دارای دیگر سنگ‌های انحلالی مانند سنگ گچ و سنگ نمک بودند نیز اطلاق شد (نگاه کنید به کارست گچی[36] و کارست نمکی یا تبخیری[37]). این مبحث بر کارست در سنگ های کربناته تمرکز دارد. رخنمون سنگ‌های کارستی حدود ۱۲ درصد از سطح فاقد یخ قاره‌ها (شکل ۹۵) و کارست‌های به‌خوبی‌ توسعه‌یافته نیز بین ۷ تا ۱۰ درصد از سطح قاره‌ها را می‌پوشاند. هنگامی که سنگ‌های کارستی در زیر دیگر سنگ‌ها قرار گرفته باشد، کارست در زیر زمین نیز توسعه می‌یابد که به نام کارست بین‌چینه‌ای[38] شناخته می‌شود. ژئومورفولوژی سنگ‌آهک (در مقابل کارست) نشان‌دهنده چشم‌اندازهایی است که بر روی سنگ‌های کربناتی توسعه یافته‌اند و شامل لندفرم‌هایی است که لزوماً توسط فرایندهای کارستی به وجود نیامده‌اند(مانند آتول‌های مرجانی[39]، ناوه‌های یخچالی[40]).

شکل ۹۵: پراکندگی جهانی رخنمون سنگ‌های کربناتی. کاردست در بیشتر این مناطق و نیز در برونزدهایدگرشیبی در زیر سنگ‌های دیگر نیز پدید می‌آید (from Ford and Williams 1989).
سیویجیچ[41] (1960) انواع مختلف مورفولوژی کارست را تشریح کرده است. در این طبقه‌بندی کارست کامل[42]به مناطقی گفته می‌شود که کارست در سنگ‌های کربناته کم‌ضخامتی که تا زیر سطح دریا ادامی می‌یابد به حداکثر توسعه خود می‌رسد مانند سنگ‌آهک‌های گسترده منطقه دیناریک[43]. نیمه‌کارست[44] در جایی تشکیل می‌شود که توسعه کارست آشکار است اما این توسعه به دلیل سنگ‌شناسی نامناسب یا سنگ‌آهک ناکافی به کندی صورت می‌گیرد مثلاً در سنگ‌های‌گچی شمال فرانسه یا در برخی مناطق دارای سنگ‌آهک ژوراسیک مانند سوابیان آلب[45] در باواریا[46] یا کاستولد هیلز[47] در بریتانیا. انواع انتقالی و حد میانی کارست در جایی تشکیل می‌شود که سنگ‌های کربناتی کاملاً ضخیم بوده و به خوبی کارستی شده‌اند اما درزیر یا در میان لایه‌های غیرکربناته قرار گرفته‌اند مثلا در کاسز[48] فرانسه. با وجود این طبقه‌بندی، این اصطلاحات به‌ندرت مورد استفاده قرار می‌گیرد. گاهی اوقات اگر اثرات دره رودخانه‌ای که اکنون خشک است در چشم‌انداز آشکار باشد از آن به عنوان کارست رودخانه‌ای[49] نام برده می‌شود.
وجود سنگ‌های کربناته خالص با انحلال‌پذیری بالا به‌تنهایی برای تشکیلکارست کافی نیست، زیرا وضعیت ساختمانی، تراکم و ضخامت سنگ‌ها نیز دارای اهمیت است. در سنگ‌های کربناته‌ ضخیم، متراکم و خالص (بیش از ۹۰٪ کربنات کلسیم)کارست به بهترین حالت خود می‌رسد. این سنگ‌ها توده‌ای و دارای تخلخل اولیه پایین هستند ولی تخلخل ثانویه در امتداد شکستگی‌هایی مانند درزه‌ها،گسل‌ها و بستره‌ها به خوبی توسعه یافته است. حتی سنگ‌های انحلال‌پذیر خالص مانند گچ یا مرجان، به دلیل تخلخل اولیه بسیار زیاد آن‌ها (که می‌تواند بین ۳۰ تا ۵۰ درصد باشد) دارای توسعه کارستی نسبتاًضعیفی هستند. تخلخل اولیه زیاد منجر به پراکنده‌شدن جریان آب زیرزمینی می‌شود که برای گسترش غارها و توسعه گودال‌های بسته مساعد نیست، هرچند ممکن است در مواردی دارای این اشکال نیز باشند. توسعه کارست در سنگ‌های کربناتی ناخالص مانند سنگ‌آهک‌ رس‌دار به‌سختی صورت می‌گیرد. بخشی از آن به این دلیل است که تخلخل اولیه بالایاین سنگ‌هاست ولی دلیل عمده آن این است که بقایای انحلال‌ناپذیر این سنگ‌ها همزمان با تشکیل کارست باعث انسداد مجاری آب‌های زیرزمینی شده و ازافزایش تخلخل ثانویه جلوگیری می‌کنند. به‌هرحال طیف گسترده‌ای از انواع سنگ با درجات خلوص متفاوت و در نتیجه انواع مختلفی از درجات توسعه کارست وجود دارد.
فرایندهای شیمیایی
فرایند اصلی تولید کننده اشکال و پدیده‌های کارستی انحلال سنگ‌ها توسط آب باران است. این فرایند شیمیایی انحلال[50] (خوردگی[51]) است. این فرایند در بافت‌های کربناته کارستی، را می‌توان به طور خلاصه به شکل زیر بیان نمود:
CaCO3H2OCO2Ca(HCO3)2
کربنات کلسیم(CaCO3) با وجود آب و دی‌اکسیدکربن (یا اسید کربنیک H2O+CO2=H2CO3) حل می‌شود و کربنات کلسیم انحلال‌پذیرتری (Ca(HCO3)2) از خود به‌جا می‌گذارد که به آسانی با عمل انحلال جابه‌جا می‌شود.
فرایند انحلال سنگ‌های کربناته را می‌توان به‌شکل فعالیت و تعامل دو زیرسیستم هیدرولوژیکی و ژئوشیمیایی با یکدیگربیان نمود. چرخه هیدرولوژی منبع اصلی انرژی طبیعی است که باعث ایجاد و تکامل سیستم کارستی می‌شود، زیرا آب ماده حلالی است که سنگ کارستی را حل می‌کند و پس‌ازآنحلال،‌ آن را حمل می‌کند. فرایندهای ژئوشیمیایی میزان انحلال سنگ را کنترل می‌کنند (سرعت تبدیل سنگ‌های جامد به یون‌ها طی عمل انحلال). میزان انحلال در کارست‌های کربناتی                                                                                             کاملاً به میزان اسیدی‌شدن دی‌اکسیدکربن محلول در هنگام عبور ازهوا و لایه خاک پیش از تماس با سنگ‌آهک وابسته است. غلظت دی‌اکسیدکربن در هوای باز حدود ۰۳/۰ درصد حجم هوا است، در حالی که معمولاً این میزان غلظت در خاک ۲ درصد است و حتی‌ می‌تواند به ۱۰ درصد نیز برسد. عامل غلظت دی‌اکسید کربن باعث افزایش ۵ برابری میزان لخت‌شدن انحلالی سنگ‌ها می‌شود(White 1984). گرچه غلظت دی‌اکسید کربن عامل مهمی در فرایند کارستی‌شدن است ولی عامل مقدار بارش نقش مهم‌تری دارد، به گونه‌ای که مرطوب‌ترین مناطق دنیا دارای سریع‌ترین نرخ انحلال سنگ‌آهک هستند. به عنوان مثال برهنه‌سازی[52] سنگ آهک بر اثر فرایندهای انحلالی در مناطق بسیار مرطوب مانند پاپوا گینه نو[53]که در آن بارش ممکن است به ۱۲۰۰۰ میلی‌متر در سال نیز برسد، حداکثر به میزان 760 مترمکعب درسال درهرکیلومترمربع ازرخنمون سنگ‌آهک برآورد شده است. میزان برهنه‌سازی سنگ‌آهک در برخی مناطق خشک مانند دشت نولاربور[54] در جنوب استرالیا که بارندگی آن کم‌تر از 350 میلی متر در سال است، به میزان 5 مترمکعب درسال درهرکیلومترمربع ازرخنمون سنگ‌آهک کاهش می‌یابد. بنابراین میزان انحلال سنگ‌آهک به غلظت مواد حل‌شده (وابسته به فرایندهای بیوشیمیایی) و حجم ماده حلال (وابسته به مقدار بارندگی) بستگی دارد. بار مواد حل‌شده یک چشمه کارستی محصول تخلیه آن و غلظت املاح آهکی در طول انحلال است.
فرایندهای بیوشیمیایی و فیزیکی با ارگانیسم‌های مختلف که در هوازدگی سنگ‌آهک به‌ویژه در زون میان‌کشندی[55] فعال هستند نیز ارتباط دارند و مجموعه اشکالی تولید می‌کنند که به نام بیوکارست[56] شناخته می‌شود.
توسعه چشم‌انداز
مدل مفهمومی سیستم کارست در شکل ۹۶ نشان داده شده است. تکامل کارست توسط وایت[57] (۱۹۸۸)، فورد و ویلیامز[58] (۱۹۸۹) و گابروسک[59] (۲۰۰۲) تشریح و توسط ویلیامز[60] (2003) خلاصه شده است. در توسعه لندفرم‌های عمده کارستی مانند چاله‌های باز و غارها، ذرات سنگ جداشده در عمل انحلال باید درست در طول بدنه سنگ کارستی حملو سپس در چشمه‌ها تخلیه شوند. بنابراین توسعه سیستم زهکشی زیرزمینی پیش‌نیاز تکامل لندفرم‌های سطحی است. هنگامی که یک مجرای پیوسته ۵ تا ۱۵ میلی‌متری در سنگ کارستی گسترش می‌یابد، ممکن است زهکشی دچار آشفتگی شده و سپس تخلیه ذرات ریز نامحلول آغاز شود.یک مجرای یک کیلومتری به حدود ۵۰۰۰ سال زمان نیاز دارد تا به این اندازه گسترش یابد(White 1988). اما هنگامی‌که آستانه هیدرولوژیک آشفتگی خطی پشت‌سر گذاشته شد، فرایند توسعه و گسترش غار سرعت می‌گیرد. توسعه معابر غار به قطر ۳ متر می‌تواند در دوره زمانی ۱۰۴ تا ۱۰۵ ساله صورت گیرد.

شکل ۹۶: مدل مفهومی سیستم کلی کارست (from Ford and Williams 1989).
توسعه هیدرولوژی زیرزمینی کارستبه نحوه ورود آب به کارست نیز بستگی دارد.ورود مستقیم آب باران به‌طور به رخنمون سنگ‌آهک را تغذیه خودزا (اتوژنیک)[61]می‌نامند. نفوذ آب باران از طریق منافذ و شکاف‌های متعدد در سنگ صورت می‌گیرد. در مقابل اگر بخشی از آب باران بر روی سنگ‌های غیرقابل نفوذ کارستی جریان یافته و بعداً به درون کارست نفوذ کند، به‌نام تغذیه ناخودزا (آلوژنیک)[62]شناخته می‌شود. این نوع تغذیه به شکل هماهنگ جاری شده و پس از مواجه با سنگ‌آهک به‌شکل دره کور[63] در زمین فرو می‌رود. محل‌هایی که در آنجا جریان آب در زیر زمین ناپدید می‌شود را سنگ‌چال[64]، چاله‌رود[65] یا حفره بلعنده (پونور)[66] می‌نامند. گاهی اوقات جایی که در آن آب با شدت به درون چاله‌های باز فرو‌ می‌ریزد را دیگ‌چال[67]یاآبیم[68] (واژه فرانسوی) می‌نامند.
آب‌های خودزا عمدتاً توسط اسیدکربنیک اسیدیته می‌شود، اما آب‌های ناخودزا از مانداب‌ها جاری شده و بنابراین دارای اسیدهای ارگانیک هستند و یا به علت برخورد با مواد سولفوری در هنگام خروج از شیل‌ها دارای اسید سولفوریک هستند. این آب‌ها تمایل به حمل بار مکانیکی بزرگ‌تر نیز دارند که می‌تواند باعث ساییدگی سنگ‌آهک و بریده‌شدن کف غارها گردد.جریان‌های فرورونده در طول مرز ورود آب‌های ناخودزا با آب‌های زیرزمینی تلاقی کرده و به شکل چشمه در مرز بیرونی سیستم پدیدار می‌شود و در نتیجه شبکه‌های زهکشی زیرزمینی درختی‌شکل را تشکیل می‌دهد. جریان آب در این مجراها آشفته است، بر خلاف آن جریان آبدر منافذ کوچک به‌هم پیوسته بسیار کندتر و به شکل خطی است. فرایند توسعه شبکه‌های غار توسط وایت (۱۹۸۸)، فورد و ویلیامز (۱۹۸۹)، گیلسون[69] (۱۹۹۶) و کلیمچوک و همکاران[70] (۲۰۰۰) تشریح شده است.
برخی از کارست‌ها دارای مجموعه غارهای بسیار گسترده هستند که بزرگ‌ترین آن‌ها مجموعه ماموت- فلینت ریج-روپل-پروکتر[71] در ایالت کنتاکی آمریکاست. این مجموعه شامل سیستمی به‌هم پیوسته از معابر افقی درختی‌شکل در سطوح و طبقات مختلف است که در مجموع طول آن‌ها به بیش از ۵۳۰ کیلومتر می‌رسد اما گسترش عمودی آنفقط به میزان ۱۰۰ متر و در امتداد ضخامت چینه‌ای سنگ‌آهک است. ژرف‌ترین غار شناخته‌شده دنیا غار ورونجا[72] در توده آرابیکا[73] در قفقاز غربی[74] است که بیش از ۱۷۵۰ متر عمق دارد. رزاو ژان برنارد[75] (۱۶۰۲ متر) در فرانسه، لامبرکستوفن-وگلشچت[76] (۱۵۳۵ متر) در اتریش نیز از دیگر غارهای عمیق دنیا هستند.
غارها از جمله قدیمی‌ترین لندفرم‌های دنیا به‌شمار می‌روند، زیرا در عمق زیادی واقع شده و بنابراین برای مدتی طولانی از تخریب و فرسایش سطحی مصون بوده‌اند. سن رسوبات سیستم غاری ماموت با استفاده از تجزیه رادیواکتیو ایزوتوپ اولیهتا ۵/۳ میلیون سال برآورد شده است(Granger et al, 2001).سن بقایای فسیل‌های انسانی و حیوانی در رسوبات غاری در آفریقای جنوبی نیز با استفاده از دیرین‌مغناطیس به همین میزان قدمت مشخص شده است.
هنگامی که ارتباط بین ورودی و خروجی برقرار شد، نفوذ تغذیه خودزا در سنگ بستر باعث درون‌تراویدن[77] آن می‌شود. بیشتر حمله‌های انحلالی در زیر سنگ بستر و درست در زیر خاک صورت می‌گیرد. این نقطه نزدیک به جایی است که دی‌اکسید کربن تولید شده و متعاقباً آب در حال تراوش به بالاترین میزان خوردگی می‌رسد. بنابراین بیش از ۹۰ درصد خوردگی در ۱۰ درصد بالایی یا رخنمون سنگ آهک صورت می‌گیرد. از آنجا که آب عمدتاً از طریق درزه‌ها یا شکستگی‌ها به زیر زمین نفوذ می‌کند، این شکاف‌ها و شکستگی‌ها بر اثر خوردگی در نزدیکی رخنمون سنگ نسبت به سنگ‌های واقع در اعماق بیشتر عریض‌تر می‌شوند. بنابراین سطح سنگ‌های کارستی بسیار نفوذپذیر است اما میزان نفوذپذیری (ظرفیت انتقال آب) با افزایش عمق کاهش می‌یابد. این بخش سطحی بسیار خورده شده به نام اپی‌کارست[78] (یا زون زیرپوستی[79]) نامیده می‌شود.
آب باران پیش از آن که در زیر زمین زهکشی شود، در امتداد رخنمون‌های سنگی بر روی سطح زمین جاری می‌شود. انحلال ناشی از این رخنمون‌ها اشکال انحلالی کوچک‌مقیاسی را در شیارهای عمودی سنگ و درزه‌های باز پدید می‌آورد که در زبان فرانسه لاپیه[80] و به آلمانی کارن[81] نامیده می‌شود. سنگ‌های نوک‌تیزی که در این شرایط پدید می‌آیند، گاهی ممکن است تا ده‌ها متر ارتفاع داشته باشند، هرچند کارن‌های منفرد معمولاً کوچک‌تر از این اندازه هستند. این اشکالعمدتاً در بالاتر از مرز رویش درختان دیده می‌شود، جایی که خاک و پوشش گیاهی ضیف است یا اصلاً وجود ندارد، اما کارن در زیر خاک و پوشش گیاهی نیز پدید می‌آید. هنگامی که سنگ بستر توسط فرایندهای یخچالی و واریزه‌های سست دچار فرسایش شود، هوازدگی پس از یخچالی سطح بستره[82]را پدید می‌آورد که در آن درزه‌های باز بر اثر عمل انحلال شکل گرفته است. در شمال انگلستان تمام این سطح به نام سنگ‌فرش سنگ‌آهکی[83] شناخته می‌شود. درزه‌های باز به نام شکاف قائم[84] و قطعات میانی به نام سنگ‌سخت[85] نامیده می‌شود. دالان‌های درزه‌ای انحلالی بزرگ به نام بغاز[86]و شبکه پیچیده چنین عوارضی گاهی به نام کارست پیچیده[87]شناخته می‌شوند. گسترش زیاد هر یک از این پدیده‌ها یا همه آنها به‌ویژه در بالای مرز رویش درخت، کارن‌فیلد[88] را پدید می‌آورد.
گاهی اوقات بخشی از کربنات‌های انحلال‌یافته در نزدیکی سطح، مجدداً در حفره‌ها و شکستگی‌های سنگ بستر رسوب می‌کند. این عمل به‌ویژه در سنگ‌های آهکی متخلخل مانند مرجان‌ها دیده می‌شود و باعث می‌شود که چندین متر از سنگ بستر سطحی بر اثر نفوذپذیری کمتر، سخت‌تر شود که این فرایند به نام سخت‌شدن سطحی[89] شناخته می‌شود و در آب و هوای گرم بر اثر تبخیر سطحی شدت می‌یابد. پوسته‌های کربناتی که بر اثر رسوب‌گذاری ثانویه کربنات‌ها پدید می‌آید، کالیچ[90]نام دارد. گاهی سخت‌شدگی سنگ بر اثر فرایند سخت‌شدن سطحی در سنگ‌آهک‌های تلماسه‌ای کلسیتی (بادسنگ[91]) هم‌زمان با توسعه کارست روی می‌دهد. این فرایند باعث خلق نوعی چشم‌انداز می‌شود کهکارست هم‌زمان با رسوب‌گذاری[92] نامیده می‌شود. پس از تراوش ثانویه، آب‌های تراوش شده ممکن است در دالان‌های غار پدیدار شوند. از آنجا که معمولاً غلظت دی‌اکسیدکربن در هوای غار شبیه هوای آزاد است، ظهور آب تراوشی فوق‌اشباع باعث گاززدایی دی‌اکسیدکربن و رسوب‌گذاری کلسیت به شکل چکنده (استالاکتیت[93])، چکیده (استالاگمیت[94]) و فلوستون[95] می‌شود که در مجموع سنگ‌چکه[96] نامیده می‌شوند.
در حالی‌که غارها مشخص‌ترین نوع از انواع پدیده‌های زیرزمینی کارستی هستند، مشخص‌ترین نمونه لندفرم‌های سطحی، گودال‌های بسته و به‌ویژه حفره‌های قیفی‌شکلی به‌نام دولین[97]‌ است که به شکل کاسه‌ یا حفره‌های نعلبکی‌شکلی وجود دارد که معمولاً چند صد متر قطر و چند ده متر ژرفا دارند. هنگامی که دولین‌ها تمام سطح موجود را اشغال کنند، آن سطح به شکل شانه تخم‌مرغ ناهموار شده وکارستچندضلعی (پلیگونی)[98] نامیده می‌شود. اما این پدیده همیشه تشکیل نمی‌شود و اغلب اوقات دولین‌ها به شکل پراکنده یا به‌شکل خوشه‌هایی در امتداد سطح ناهموار یافت می‌شوند.ممکن است تراکم دولین در کارست‌های پلیگونی بین ۴ تا ۵۵ دولین در هر کیلومتر مربع باشد. دولین‌های انحلالی کارست‌های استوایی و مناطق حاره که به‌طور مشخص بزرگ و عمیق هستند، گودال کارستی[99] نیز نامیده می‌شوند که اصطلاحی جامائیکایی است.

عکس ۶۸: یک لندفرم مشخص کارستی: دولین‌های انحلالی در نزدیکی وایتومو[100]، نیوزیلند

شکل ۹۷: مدل نمایش توسعه دولین‌های انحلالی در مسیرهای جریانی در اپی‌کارست (زون زیرسطحی) و هدایت هیدرولیکی عمودی (Williams 1985).
دولین‌های انحلالی (شکل ۶۸) در زون زیرسطحی گسترش یافته و آب را به‌صورت همگرا به سوی شکستگی‌هایی زهکشی می‌کنند که آب را در جهت عمودی به سفره آب زیرزمینی زهکشی می‌کنند (شکل ۹۷). جریان‌های کوچک ناخودزا نیز حوضه‌های بسته را شکل داده و در این حوضه‌ها در زیر زمین ناپدید می‌شوند. جریان‌های بزرگ ناخودزا پیش از فرورفتن در زمین، در دره‌هایی که به‌خوبی توسعه یافته‌اند در کارست نفوذ کرده و لندفرم‌هایی به‌نام دره‌های کور[101] را پدید می‌آورند. زیرا این نوع دره‌ها معمولاً به‌شکل ناگهانی در یک پرتگاه یا شیب تند پایان می‌پذیرد. جریان‌های فرورونده وارد غارها شده و گاهی اوقات اگر سقف غار نزدیک به سطح زمین باشد، فروریخته و فرورفتگی استوانه‌ای یا شبیه دهانه آتشفشان را پدید می‌آورد که دولین فروریخته[102] نامیده می‌شود. گاهی اوقات فروریختگی باعث نمایان شدن رودخانه‌ای زیرزمینی می‌شود که آن‌را پنجره کارستی[103]می‌نامند. برخی غارها ممکن است بر اثر فروریختگی پیش‌رونده کاملاً روباز شوند (گرچه همه تنگ‌های کارستی بدین‌شکل تشکیل نشده‌اند و برخی توسط زهکش پیشین پدید آمده‌اند). اگر دولین فروریخته سطح ایستابی را قطع کند، کناره‌های پرشیب گودال بسته دریاچه‌ای را پدید می‌آورد که در شبه‌جزیره یوکاتان چاه طبیعی[104] نامیده می‌شود.
دولین‌هاهمزمان با گسترشاز طرفین نیز گسترده شده و با اتصال به یکدیگر چاله‌های ترکیبی به‌هم پیوسته‌ای را به‌وجود می‌آورند که اوالا[105]نام دارد. از آنجا که میزان بریدگی عمودی دولین به طور قابل‌توجهی بزرگ‌تر از میزان برهنگی انحلالی زمین است،توسعه دولین در تپه‌ها صورت می‌گیرد. این وضعیت به‌ویژه در نواحی مرطوب حاره‌ای و مجاور حاره‌ای به‌چشم می‌خورد، جایی که تپه‌های به‌جا مانده می‌توانند به خوبی گسترش یافته و چشم‌انداز غالب منطقه به‌شمار می‌روند. این روند منجر به خلق چشم‌اندازی به نام کارست مخروطی[106] می‌شود. در چین اصطلاح فنگ‌کونگ[107] برای تشریح این کارست‌ها به‌کار می‌رود (شکل ۶۹).

عکس ۶۹: دو نمونه از کارست در مناطق جنب حاره‌ای مرطوب در استان گوانگژو[108] چین. تپه‌های مخروطی‌شکل لندفرم غالب هستند ولی در بین آنها گودال‌های باز یافت می‌شود. هنگامی که کف گودال‌ها به سطح ایستابی می‌رسد، بستر گودال وسیع‌تر می‌شود که باعث جدا شدن تپه‌ها و گسترش سطح دشت سیلابی می‌شود.
برخی نواحی کارستی بر روی سنگ‌های چین‌خورده یا گسل‌خورده پدید آمده‌اند. این عوارض زمین‌ساختی به طور قابل‌ملاحضه‌ای تکامل کارست را پیچیده‌تر ساخته و نقش مهمی در هدایت جریان آب‌های زیرزمینی و برهنه‌شدن سطح زمین دارند. زمین‌های گسل‌خورده اغلب شرایط مناسب جهت تشکیل بزرگ‌ترین چاله‌های بسته کارستی به نام پولیه[109]را فراهم می‌سازند که مساحت برخی از آن‌ها به ۱۰۰ کیلومتر مربع نیز می‌رسد. اصطلاح پولیه ریشه اسلاو دارد و به معنای دشت است، احتمالاً به‌دلیل این‌که پولیه بزرگ‌ترین محدوده قابل کشت و زرع در یک منطقه کارستی است. نمونه‌هایی از این پدیده در منطقه کارستی دیناریک وجود دارد که در آن اغلب پولیه‌ها در حوضه‌های گسلی یافت می‌شود. فورد و ویلیامز (۱۹۸۹) بر اساس عامل عمده تکامل پولیه، سه نوع پولیه را مشخص کرده‌اند: پولیه مرزی[110]، پولیه ساختمانی[111] و پولیه سطح مبنا[112] (شکل ۹۸).

شکل ۹۸: سه نوع اصلی پولیه که بزرگ‌ترین گودال‌های باز در مناطق کارستی به‌شمار می‌روند. بستر هموار پولیه مستعد سیل بوده و مساحت آن ممکن است به چندین کیلومتر مربع برسد (Ford and Williams 1989).
گاهی یک دره کور بزرگ حوضه‌ای با مساحت چندین کیلومتر مربع یا دشت مسطح سیلابی را محصور می‌کند که ممکن است بیش از یک جریان ناخودزا از نقاط مختلف در آن فرو ‌روند. این گودال‌های محصور بزرگ در مرز مناطق کارستی را پولیه مرزی می‌نامند. به دلیل ارتباط آن‌ها با جریان‌های فرورونده، کف پولیه در اغلب اوقات سیلابی است، به‌ویژه هنگامی که جریان ورودی رودخانه از میزان آب قابل جذب توسط جریان‌های فرورونده بیشتر باشد. مرز مشخصی میان دره‌های کور و پولیه‌های مرزی وجود ندارد. آنها اشکال انتقالی و حدواسط هستند که اشکال بزرگ‌تر و دارای کف مسطح و سیلابی پولیه نامیده می‌شوند.
پولیه‌ها ممکن است در درون مناطق کارستی نیز یافت شود، جایی که جابه‌جایی ساختمانی باعث ایجاد چاله‌های زمین‌ساختی با درون‌هشته‌هایی[113] از سنگ‌های غیرقابل نفوذ می‌شود. در این موارد درون‌هشته مانند سدی در مقابل حرکت آب زیرزمینی محلی عمل می‌کند و باعث می‌شود که آب به شکل چشمه در بالادست دیواره پدیدار شود. سپس آب در امتداد درون‌هشته نفوذناپذیر جریان می‌یابد تا در حفره‌های سمت پایین‌دست جریان فرو رود و منطقه حائل آن به‌شکل دشتی آبرفتی گسترش می‌یابد. این پدیده به‌نام پولیه‌ ساختمانی شناخته می‌شود.
نوع دیگر پولیه که بر اساس منشأ از دو نوع دیگر پولیه متمایز می‌شود، پولیه سطح مبنا است که شامل چاله‌های بسته بسیار بزرگ است که کاملاً در سنگ کارستی واقع شده و توسط جریان انحلالی بریده شده تا به زون نوسان سطح ایستابی برسد. این پولیه‌ها معمولاً نزدیک به مرز جریان خروجی کارست واقع شده‌اند و کفی باتلاقی دارند و می‌توان آنها را به‌عنوان پنجره‌هایی بر روی سطح ایستابی به شمار آورد. بنابراین هنگامی که سطح آب زیرزمینی یا سطح پیزومتریک در فصل مرطوب بالا می‌آید به زیر آب فرو می‌روند.
سرانجام هنگامی که انحلال و برهنگی عمودی انتهای فرورفتگی‌های بسته را تا سطح ایستابی منطقه پایین ببرد، عمل کندوکاو متوقف می‌شود، در نتیجه تپه‌های رسوبی بین دولین‌ها برجای می‌ماند که در اروپا به این لندفرم‌ها هامز[114] گفته می‌شود. دامنه‌های زیرین چنین تپه‌هایی در حالی که اشکال پیرامونی آنها مخروطی‌شکل است، می‌تواند توسط عمل زیربری پرشیب‌تر شده و ممکن است به زیر فروریزد. فرایند حمله خوردگی از سوی آب‌های باتلاقی صورت می‌گیرد، به‌ویژه اگر رودهای ناخودزا به صورت دوره‌ای دشت‌های حائل را سیلابی کنند. این فرایند در کارست‌های مرطوب مناطق حاره روی می‌دهد که چشم‌انداز تپه‌های منفرد پدید آمده به نام برج کارستی[115] (و در زبان آلمانی Kegelkarst) شناخته می‌شود. نمونه‌های بسیار خوبی از این پدیده در جنوب چین (منطقه فنگ‌لین[116]) دیده می‌شود. در منطقه کارائیب، تپه‌های منفرد کارستی که بدین شکل تشکیل شده‌اند، موگوت[117] (تپه آهکی پرشیب) نامیده می‌شود.
در طول آخرین مرحله برهنه‌سازی کارست، غارهای زهکشی و بریده شده و مجراهای باقی‌مانده آن‌ها همراه با تپه‌های کارستی باقی‌مانده در ارتفاعات مختلفی به جا می‌ماند تا اینکه در نهایت تپه‌های باقی‌مانده نیز توسط عمل انحلال از بین رفته و فقط دشت خوردگی برجا می‌ماند. سرزمین پست گورت[118] در بخش‌های کلاری[119] و گالوی[120] در غرب ایرلند نمونه‌ای از دشت خوردگی است که در آن یخچال‌های پلیستوسن در گوشته خاک ته‌نشین شده و سنگ‌های سست آبرفتی را طوری بریده که سنگ‌های کارستی زیرین نمایان شده است.
بالاآمدگی زمین‌ساختی می‌تواند باعث جوان‌شدن دوباره سیستم کارستی شود، اما از آنجا که در چرخه نخست فرایند کارستی‌شدن، سنگ دچار هوازدگی نشده و فقط دارای تخلخل اولیه است، در چرخه دوم فرایند، آثار لندفرم‌ها بر روی سطوح و تخلخل ثانویه در زیرزمین وجود دارد. بنابراین مرحله جدید تکامل کارست از عوارض و اشکال به‌جا مانده استفاده کرده و آنها را مجدداً توسعه می‌دهد.
مدل‌سازی تکامل کارست
تلاش‌های متعددی برای مدل‌سازی توسعه چشم‌اندازهای کارستی انجام شده است. نخستین مدل‌های مفهومی تکامل کارست توسط جراند[121] (۱۹۱۴) و سیجیچ[122] (۱۹۱۸) انجام شد ولی این مدل‌ها تا اواخر قرن بیستم کمّی‌سازی نشد.
فورد و اورس[123] (۱۹۷۸) از مدلی آزمایشگاهی و فیزیکی برای تشریح فرایند توسعه غارهای اولیه و توالی مجراهای جریانی استفاده کردند. وایت (۱۹۸۴)ارتباط میان عومل شیمیایی و محیطی در برهنه‌سازی انحلالی سنگ‌آهک را به صورت نظریبیان کرد و همچنین مدلی را برای توضیح گسترش معابر غارها ارائه داد (White 1988).
آنرت و ویلیامز[124] مدلی سه‌بعدی برای تشریح چگونگی توسعه سطحی در آن‌دسته ازلندفرم‌های کارستی ارائه کردند که در آن ارتباط اولیه مجراها قبلاً برقرار شده و سپس نشان داد که چگونه ممکن است ناهمواری در شرایط اولیه متفاوت‌مانند سطوح لخت و بدون پوشش و دارای نفوذپذیری زیاد یا متغیرهای تصادفی در ناهمواری اولیه توسعه و تکامل یابد (شکل ۹۹). این مدل مراحل پیوسته توسعه دولین‌ها و کارست‌های پلیگونی را تشریح کرده و اهمیت جریان‌های همگرا و واگرا در چگونگی توسعه مخروط‌های به‌جای مانده در بین گودال‌ها را بیان می‌کند.
مدل‌های جدیدتر تشریح فرایندهای انحلالی و تکامل کارست نیز توسط کلیمچوک[125] (۲۰۰۰) و گابروفسک (۲۰۰۲) ارائه شده است.

شکل ۹۹: تصویری از یک مدل تئوری سه‌بعدی توسعه لندفرم‌های کارستی. این مدل سطحی ناهموار و دارای دولین را در زمان۲۰ (T=20)، توسعه کارست پلیگونی در زمان۵۹(T=59)(هنگامی که برخی دولین‌ها به سطح مبنا که با خط‌چین مشخص شده می‌رسند)،آغاز انزوا و جداافتادگی تپه‌های باقی‌مانده در زمان۹۸ (T=98)و توسعه دشت خوردگی با تپه‌های منفرد در زمان ۱۵۰(T=150) را نشان می‌دهد. دشت خوردگی به‌دلیل شیب سطح ایستابی (گرادیان هیدرولیکی) دارای شیب به‌سمت چپ است. (Ahnert and Williams, 1997)
References
Ahnert, F. and Williams, P.W. (1997) Karst landformdevelopment in a three-dimensional theoreticalmodel, Zeitschrift für Geomorphologie,Supplementband108, 63–80.
Cviji´ c, J. (1960) La Géographie des Terrains Calcaire,Monographies tome 341, No. 26, Belgrade: AcademieSerbe des Sciences et des Arts.
Ford, D.C. and Ewers, R.O. (1978) The development oflimestone cave systems in the dimensions of lengthand depth, Canadian Journal of Earth Science15,1,783–1,798.
Ford, D.C. and Williams, P.W. (1989) KarstGeomorphology and Hydrology, London: Chapmanand Hall.
Gabrovˇsek, F. (ed.) (2002) Evolution of Karst: fromPrekarst to Cessation, Postojna–Ljubljana, Inˇ stitut zaraziskovanje krasa, ZRC SAZU, Zaloˇzba ZRC(Zbirka Carsologica).
Gillieson, D. (1996) Caves: Processes, Development,Management, Oxford: Blackwell.
Granger, D.E., Fabel, D. and Palmer, A.N. (2001)Pliocene-Pleistocene incision of the Green River,Kentucky, determined from radioactive decay of cosmogenic26Al and 10Be in Mammoth Cave sediments,Geological Society of America Bulletin113(7),825–836.
Klimchouk, A.B., Ford, D.C., Palmer, A.N. andDreybrodt, W. (eds) (2000) Speleogenesis: Evolutionof Karst Aquifers, Huntsville, AL: NationalSpeleological Society Inc.
Sweeting, M.M. (ed.) (1981) Karst Geomorphology,Benchmark Papers in Geology 59, Stroudsburg, PA:Hutchinson Ross.
White, W.B. (1984) Rate processes: chemical kineticsand karst landform development, in R.G. LaFleur(ed.) Groundwater as a Geomorphic Agent,227–248, Boston: Allen and Unwin.
——(1988) Geomorphology and Hydrology ofCarbonate Terrains, Oxford: Oxford University Press.
Williams, P.W. (1985) Subcutaneous hydrology and thedevelopment of doline and cockpit karst, Zeitschriftfür Geomorphologie, 29, 463–482.
——(2003) Karst evolution, in J. Gunn (ed.)Encyclopedia of Caves and Karst, New York:Routledge.
PAUL W. WILLIAMS          (مترجم: هادی کریمی)

- KETTLE AND KETTLE HOLEدیگ‌چال یخچالی و حفره دیگ‌چالی
حفره‌های دیگ‌چالی گودال‌هایی هستند بر اثر ذوب قطعات مجزای یخ‌های یخچالی شکل گرفته وهمه یا بخشی از آن در زیر رسوبات یخچالی-رودخانه‌ای[126] مدفون شده است. حفره‌های دیگ‌چالی در برخی محیط‌های مجاور یخچالی کنونی نیز دیده می‌شود. منشأ قطعات یخی یکی از این موارد است: ۱- قطعات جداشده از پیشانی یخچال بر اثر ذوب یخ (Rich 1943)، ۲- قطعات حمل‌شده بر روی دشت‌های برون‌شستی یا ساندور[127] توسط جریان‌های یخچالی یا رودخانه‌ها(Maizels 1977) و ۳- قطعات جداشده و حمل‌شده بر روی دشت برون‌شستی در خلال حرکت صفحه یخ[128] (طغیان سیلاب یخچالی[129]) (Fay 2002). ساندور دیگ‌چالی یا حفره‌دار دشتی‌ برون‌شستی است که در آن حفره‌های دیگ‌چالی متعددی تشکیل شده است.
ممکن است حفره دیگ‌چالی به‌شکل مخروط معکوس یا دیواره‌های پرشیب باشد. دیگ‌چال‌های مخروطی معکوس بر اثر ذوب بخشی از قطعات یخی مدفون یا همه آن و فرونشست رسوبات و ریزش دیواره‌های دیگ‌چال پدید می‌آید. ممکن است دیگ‌چال مخروطی معکوس که بر اثر ذوب بخشی از قطعات یخی مدفون شکل گرفته‌،دارای دیواره‌‌های درهم آمیخته (دیگ‌چال‌های لبه‌دار[130]) یا پشته‌های درهم‌آمیخته در ته چاله باشد (نگاه کنید به سنگ درهم‌آمیخته[131]). دیگ‌چال‌های دارای دیواره پرشیب بر اثر ریزش رسوبات در حفره‌هایی ایجاد می‌شوند در محل ذوب قطعات یخی مدفونپدید آمده است. قطعات یخی حمل‌شده توسط آب بر روی ساندور اغلب به‌طور فزاینده‌ای توسط رسوبات یخچالی-رودخانه‌ای پوشانیده می‌شوند. با این‌حال ممکن است ممکن است در طول طغیان سیلاب یخچالی، نهشته‌شدن رسوبات آن‌چنان سریع باشد که قطعات کوچک یخ با رواناب ترکیب شده و همزمان با رسوبات سیلابی نهشته شوند.
فروریزش رسوب در هر حفره دیگ‌چالی توسط ویژگی‌های فیزیکی رسوبات کنترل می‌شود (Fay 2002). دیگ‌چال‌های سطحی با دیواره‌های قائم یا عمیق که در ته آن‌ها قطعات به‌هم چسبیده رسوبات وجود دارد، رسوبات درشت تخریبی راپدید می‌آورد. رسوبات درشت‌دانه‌ای که از به‌هم پیوستن رسوبات ریزدانه تشکیل شده است، دیگ‌چال‌های عمیق‌تر با فروبری پرشیب یا دیواره‌های برآمدهوجود دارد که اغلب در هنگام ریزش ناگهانی سقف دیگ‌چال پدید آمده است.ممکن است حفره‌های دیگ‌چالی دارای دیواره پرشیب بر روی قطعات یخی کوچک مدفون یا بر روی قطعات یخی بزرگ‌تر مدفون که به‌طور نامنظم در حال ذوب هستند، شکل گیرد. دیگ‌چال‌های دارای دیواره پرشیب ممکن است بر اثر ریزش رسوبات در حفره‌های دیگ‌چالی مخروطی معکوس پدید آید.
از آن‌جا که فرایند تشکیل حفره‌های دیگ‌چالی هم در یخ‌های یخچال‌های ساکنو همدر قطعات یخی مربوط به جریان‌های سیلابی به یکدیگر شبیه است، ممکن است تمایز بین دیگ‌چال‌های سیلابی و دیگ‌چال‌های فرایندهای غیرسیلابی دشوار باشد. با این حال بر روی یک سطح دیرینه سیلابی، منشأ سیلابی حفره دیگ‌چالی از طریق الگوی شعاعی مشخص حفره دیگ‌چالیبر روی مخروط‌های برون‌شستی برجسته که نشان‌دهنده گسترش جریان است و یاکاهش اندازه دیگ‌چال در پایین‌دست ساندور که نشان‌دهنده کاهش مداوم قدرت جریان است، تشخیص داده می‌شود.
References
Fay, H. (2002) Formation of kettle holes following aglacial outburst flood (jökulhlaup), Skei ´ ∂arársandur,southern Iceland, in A. Snorrason, H.P. Finnsdóttirand M. Moss (eds) The Extremes of the Extremes:Extraordinary Floods, IAHS Publication 271,205–210.
Maizels, J.K. (1977) Experiments on the origin of kettle-holes,Journal of Glaciology18, 291–303.
Rich, J.L. (1943) Buried stagnant ice as a normal product of a progressively retreating glacier in a hillyregion,American Journal of Science241, 95–99.
Further reading
Maizels, J.K. (1992) Boulder ring structures producedduring jökulhlaup flows - origin and hydraulic significance, Geografiska Annaler74A, 21–33
HELEN FAY       (مترجم: هادی کریمی)
KNICKPOINT رودشکن (خط تغییر شیب کاو پای دامنه)
رودشکن یا نقطه تغییر شیب به نقطه‌ای از نیمرخ طولی جریان گفته می‌شود که دارای شیب قابل‌ملاحضه‌ای است. بر اساس نظریه چرخه فرسایش چشم‌انداز (Davis 1899)رودشکن باعث جایگزینی چرخه جدید فرسایش با چرخه‌ای قدیمی‌تر، افزایش ارتفاع سطوح پست و پدیدآمدن یک تنگه می‌شود (نگاه کنید به تنگه و دره تنگ[132]). برای فرسایش رودشکن در مواد آبرفتی، خاک و سیستم‌های شیاری از اصطلاح هدکات[133](Bennett 1999) و برای بازه‌های پرشیب اصطلاح زون تغییر شیب[134]استفاده می‌شود(Downsand Simon 2001). اصطلاح آبشار[135] نیز با رودشکن مترادف است. دیواره‌های پرشیب دره در زیر رودشکن نیز متعاقباً بر اثر شکست مکانیکی ناشی از آزادسازی تنش زیرین(Philbrick 1970)، افزایش تخلیه آب‌های زیرزمینی و فرسایش ناشی از زیربری دیواره دره فرو می‌ریزد. با وجود شباهت‌های ظاهری، رودشکن‌های واقع در رس‌های یکپارچه و سنگ بستر با فرایندی مشابه پسروی نمی‌کنند. پسروی رودشکن در هر دو مورد بستگی به دیواره پشت چالگاه[136] دارد که با از بین رفتن توده‌ای از مواد تخریبی موجود در بستر رودشکن دوباره پرشیب شده است. در مواد سستی که قادر به حفظ پوشش دیواره پشت چالگاه نیست، ممکن است شکل رودشکن به دلیل پسروی دچار تغییر شود، به گونه‌ای که شیب طولی آن کاهش یافته تا سرانجامرودشکن از بین رود.
آبشار نیاگارا (پیش از انشعاب آن جهت تولید برق) دارای میانگین دبی جریان ۵۷۳۰ مترمکعب در ثانیه است که از اواخر قرن نوزدهم به میزان ۱ مترمکعب در سال در حال کاهش است (Philbrick 1970) که این میزان کاهش با نرخ تخمینی تمام دوره پس از یخبندان (۱۴۰۰۰ سال تقویمی) سازگاری دارد. در طول دوره ۵۰۰۰ ساله‌ای که دبی جریان فقط به میزان ۱۰ درصد دبی کنونی بوده است(Tinkler et al. 1994)،رودشکنبین ۱۰/۰ تا ۱۵/۰ مترمعکب در سال به همراه کاهش ارتفاع دیواره پشت چالگاه پسروی کرده است. اگرچه نرخ پسروی ۵/۱ مترمکعب در سال زیاد است ولی با این نرخ، پسروی ۱۲ متری آبشارهای سن‌آنتونی در ایالت میسوری در قرن نوزدهم قابل تطبیق است (Winchell 1878; Sardeson 1908). از بررسی هر دو آبشار نتیجه‌گیری می‌شود که دیواره پشت چالگاه با الگویی اساساً یکسان در طول هزاران سال عقب‌نشینی کرده است.
در حال حاضر نرخپسروی رودشکن‌های بزرگ فقط در چند سیستم رودخانه‌ای شناخته شده است. در جنوب شرق نرخ پسرویبه میزان ۱۰۰۰ متر در هر میلیون سال برآورد شده(van der Beek et al. 2001) و در مناطق همجوار آن در استرالیا نیز نصف این میزان پسرفت گزارش شده است (Nott et al. 1996; Seidl et al. 1997). دریکورت[137] (۱۹۷۶) میزان پسروی تنگ باتوکا[138] در زیر آبشار ویکتوریا در جنوب آفریقا را بین ۰۹/۰ تا ۱۵/۰ متر در سال طی یک میلیون سال گذشته برآورد نمود. رودشکن‌های مناطق کارستی به صورت سطوح ثابت گزارش شده است (Fabel et al. 1996;Youping and Fusheng 1997).
فرایند پسرویرودشکن به درستی روشن نیست. به دلیل این‌که زیربریدگی رودشکن آبشارهای بزرگ در زیر آب‌ واقع‌شده هیچ‌گونه مدارک و شواهد منتشر شده‌ای وجود ندارد. در رسوبات غیرچسبنده و کم‌شیب ممکن است تمام دیواره پشت چالگاه در آب فرو رفته باشد اما این وضیعت برای اشکال سنگ بستر به ندرت گزارش شده است (Rashleigh, 1935). پسروی احتمالیبیشتر دیواره پشت چالگاه ممکن است توسط بر اثر هوازدگی سطحی در محیط بسیار مرطوب با عمل نقب‌زنی از آبی که به‌صورت عمودی از بالای بستر رودخانه تغذیه می‌شود،(Krajewski and Liberty 1981) و با فشارواردشده به سنگ‌ها از طریق درزه‌های ضعیف و سطوح بستر پیش از جدا شدن قطعات صورت گیرد.
در زون سنگ‌پوش بالایی (در صورت وجود) آب پرشتابی که به دیواره آبشار نزدیک می‌شود، نهایتاً نیروی کافی برای جدا کردن قطعات سنگی از بستر پوششی ضعیف شده را فراهم می‌کند (Philbrick 1970). در هنگام جریان کامل آب بر سطح آبشار، پوشش فرسایشی آب و رسوبات همراه آن ممکن است کمتر از سطح عمودی باعث از بین رفتن سنگ شود(Bishop and Goldrick 1992; and examples inRashleigh 1935). رودشکن‌های رسوبات آبرفتی می‌توانند بسیار سریع‌تر (Simon andThomas 2002)و با نرخ تقریبی ۷/۰ تا ۱۲ متر در سال پیشروی نمایند.
References
Bennett, J.S. (1999) Effect of slope on the growth andmigration of headcuts in rills, Geomorphology30,273–290.
Bishop, P. and Goldrick, G. (1992) Morphology,processes and evolution of two waterfalls nearCowra, New South Wales, Australian Geographer23, 116–121.
Davis, W.M. (1899) The Geographical Cycle,Geographical Journal14, 481–504.
Derricourt, R.M. (1976) Retrogression rate of theVictoria Falls and the Batoka Gorge, Nature264,23–25.
Downs, P.W. and Simon, A (2001) Fluvial geomorphological analysis of the recruitment of large woodydebris in the Yalobusha River network, CentralMississippi, USA, Geomorphology23(1–2), 65–91.
Fabel, D., Henricksen, D. and Finlayson, B.L. (1996)Nickpoint recession in karst terrains: an examplefrom the Buchan karst, southeastern Australia, EarthSurface Processes and Landforms21, 453–466.
regory, J.W. (1911) Constructive waterfalls, ScottishGeographical Magazine27, 537–546.
Krajewski, J.L. and Liberty, B.A. (1981) Present dynamics of Niagara, in I. Tesmer and J.C. Bastedo (eds)Colossal Cataract: Geological History of NiagaraFalls, 63–93, Albany: University of Toronto, StateUniversity of New York.
Nott, J., Young, R. and McDougall, I. (1996) Wearingdown, wearing back, and gorge extension in the longterm denudation of a highland mass: quantitative evidence from the Shoalhaven catchment, southeastAustralia,Journal of Geology104, 224–232.
Philbrick, S.S. (1970) Horizontal configuration and therate of erosion of Niagara Falls, Geological Society ofAmerica Bulletin81, 3,723–3,732.
Rashleigh, E.C. (1935) Among the Waterfalls of theWorld, London: Jarrolds.
Sardeson, F.W. (1908) Beginning and recession of SaintAnthony Falls, Geological Society of AmericaBulletin19, 29–52.
Seidl, M.A., Finkel, R.C., Caffee, M.W., Hudson, G.B.and Dietrich, W.E. (1997) Cosmogenic isotope analyses applied to river longitudinal profile evolution:problems and interpretations, Earth SurfaceProcesses and Landforms22, 195–209.
Simon, A. and Thomas, A. (2002) Processes and formsof an unstable alluvial system with resistant, cohesivestreambeds,Earth Surface Processes and Landforms27(7), 699–718.
Tinkler, K.J., Pengelly, J.W., Parkins, W.G. andAsselin, G. (1994) Postglacial recession of NiagaraFalls in relation to the Great Lakes, QuaternaryResearch42, 20–29.
van der Beek, P., Pulford, A. and Braun, J. (2001)Cenozoic landscape development in the BlueMountains (SE Australia): lithological and tectoniccontrols on rifted margin morphology, Journal ofGeology109, 35–56.
Winchell, N.H. (1878) The recession of the Falls ofSt Anthony, Journal of the Geological Society 34,886–901.
Youping, T. and Fusheng, H. (1997) Research on waterfall calcareous tufa mats from Xiangzhigou, Guizhou,Carsologica Sinica16(2), 145–154.
Further reading
Wohl, E. (2000) Mountain Rivers, Washington, DC:American Geophysical :union:.
 
KEITH J. TINKLER              (مترجم: هادی کریمی)
 

 
 
[1]- Jamieson
[2]-Kame Terraces
[3]-Kame Complexes
[4]-Kettle
[5]-Subglacial
[6]-Ice-Marginal
[7]-Molin
[8]-Slump
[9]- Flow Till
[10]- Kettle Hole
[11]- Slump
[12]- Kettle
[13]- Montmorillonite
[14]- Lapié
[15]-Clints
[16]-Spitzkarren
[17]- Bögli
[18]-Biokarst
[19]-Ford and Williams
[20]- Goudie Et Al.
[21]-Rillenkarren
[22]-Rinnenkarren
[23]-Rundkarren
[24]-Parabolic
[25]-Meanderkarren
[26] - Trittkarren
[27]-Spitzkarren
[28]-Pinnacles
[29]-Kluftkarren
[30]-Kamenitzas
[31]-Weathering Pit
[32]-Bogaz
[33]-Trieste
[34]-Kras
[35]-Carso
[36]-Gypsum Karst
[37]- Salt (Evaporite) Karst
[38]-Interstratal Karst
[39]- Coral Atolls
[40]-Glacial Troughs
[41]-Cvijic´
[42]-Holokarst
[43]-Dinaric
[44]-Merokarst
[45]-Swabian Alb
[46]- Bavaria
[47]-Cotswold Hills
[48]-Causses
[49]-Fluviokarst
[50]-Dissolution
[51]-Corrosion
[52]-Denudation
[53]- Papua New Guinea
[54]-Nullarbor Plain
[55]-Intertidal Zone
[56]-Biokarst
[57]-White
[58]-Ford and Williams
[59]-Gabrovˇsek
[60]-Williams
[61]-Autogenic
[62]-Allogenic
[63]-Blind Valley
[64]-Swallow Hole
[65]- Stream-Sink
[66]- Ponor
[67]- Pot-Hole
[68]-Abîme
[69]-Gillieson
[70]-Klimchouket.al.
[71]- Mammoth–Flint Ridge–Roppel–Procter System
[72]-Voronja
[73]-Arabika
[74]-West Caucasus
[75]-Reseau Jean Bernard
[76]-Lamprechtsofen–Vogelschacht
[77]-Infiltrate
[78]-Epikarst
[79]-Subcutaneous
[80]-Lapié
[81]-Karren
[82]-Bedding-Plane
[83]-Limestone Pavement
[84]-Grike
[85]-Clint
[86]-Bogaz
[87]-Labyrinth Karst
[88]-Karrenfeld
[89]-Case Hardening
[90]-Calcrete orCaliche
[91]-Aeolianite
[92]-Syngenetic Karst
[93]-Stalactite
[94]-Stalagmite
[95]-Flowstone
[96]-Speleothem
[97]-Doline
[98]-Polygonal Karst
[99]-Cockpit
[100]-Waitomo
[101]-Blind Valley
[102]-Collapse Doline
[103]-Karst Window
[104]-Cenote
[105]-Uvala
[106]-Cone Karst
[107]-Fengcong
[108]-Guangxi
[109]-Polje
[110]-Border Polje
[111]-Structural Polje
[112]-Baselevel Polje
[113]-Inlier
[114]-Hums
[115]-Tower Karst
[116]-Fenglin
[117]-Mogotes
[118]-Gort
[119]-Clare
[120]-Galway
[121]-Grund
[122]-Cvijic ´
[123]-Ford and Ewers
[124]-Ahnert and Williams
[125]-Klimchouk
[126]-Glacifluvial
[127]-Outwash Plain or Sandur
[128]-Jökulhlaups
[129]- Glacier Outburst Flood
[130]-Rimmed Kettles
[131]-Diamictite
[132]- Gorge and Ravine
[133]-Headcut
[134]-Knickzone
[135]-Waterfall
[136]-Headwall
[137]-Derricourt
[138]-Batoka Gorge
دفعات مشاهده: 42 بار   |   دفعات چاپ: 7 بار   |   دفعات ارسال به دیگران: 0 بار   |   0 نظر
::
انجمن ایرانی ژئومورفولوژی Iranian Association Of Geomorphology
Persian site map - English site map - Created in 0.103 seconds with 885 queries by yektaweb 3506