[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 Organic تا Overland ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۸/۱۶ | 
 
 
 O
 
 
 
ORGANIC WEATHERING - تخریب زیستی
موجودات زنده وترکیبات آلی در هردو فرآیند تقویتی وکندکننده سنگ و هوازدگی کانی در بسیاری از محیط ها نقش گسترده ای را ایفا می کند.  درواقع، ریچ(1950:5)با تائید این موضوع،، اضافه می کند که هوازدگی شامل واکنش موادی می باشدکه درون سنگ کره با نزدیک شدن به شرایطی که دربرخوردشان با اتمسفر، آب­کره و به احتمال زیاد در زیست کره درتعادل بودند.  بنابراین باتوجه به این تعریف، درصورت درک کامل هوازدگی باید محیط غیراستریل، فرآیندهای زیست شناختی و عوامل موثری که هوازدگی بیشتر در این مناطق اتفاق می افتد مورد توجه و بررسی قرار گیرند.  معمولا درکتاب ها در مورد هوازدگی زیست شناختی گفته شده که درمقابل آن دورۀهوازدگی آلی وجود دارد که متخصصان ژئومورفولوژی به طورگسترده ای آن رابه کارگرفته اند، اما هر دو تعریفی̗ مشابه وکامل همچون مجموعه فرایندهای هوازدگی زیستی واثرات زیستی شناختی غیرمستقیم در مورد هوازدگی دارند.  زیست فرسایش، یک واژۀ هم خانواده که مربوط به عمل فرسایش̗ موجودات زنده بویژه بروی سطوح سنگ برهنه می باشد، وطیف وگستره ای در مورد چنین اثرات آلی بروی هوازدگی وفرسایش وجود دارد.  بسیاری ازکتاب ها شامل سه نوع هوازدگی در فرآیندهای فیزیکی، شیمیائی و زیستی می باشند، اما با تقسیم بندی قدیمی به گروه های ̗فرایند هوازدگی فیزیکی و شیمیائی که احتمالا ساده تر هم می باشند، این مسئله را تائید می کند که بسیاری از فرآیندهای درون ̗این گروه ها، که در طبیعت زیست فیزیکی وشیمیائی می باشند رامی توان دید.  با وجود رشد هوازدگی زیستی در اواخر قرن بیستم، روش های تحلیلی و بسیار ریزبینانه ای رافراهم آوردندکه موجب̗ تحقیقی کامل وگسترده در موردسنگ شدند:درهوازدگی وجه مشترک اندامواره، اهمیّت در نقش های احتمالی موجودات̗زنده وترکیبات آلی هیچ چیزجدیدی نیست. دراواخرقرن نوزدهم تعدادی ازکارگران درموردنقش̗نهال های گیاهی(ساچس درسال1865)، گلسنگ ها(سولاس درسال1880)واسیدهای آلی(جولین درسال1879)درهوازدگی سنگ های معمولی وکانی های سنگ سازآزمایش های پیشگامی راانجام دادند. بااین وجود، ارزیابی جامع اما محدودی درموردعوامل̗طبیعی کلّی، میزان وارزش̗ هوازدگی زیست شناختی وجودداشت. درموردهوازدگی آلی تحقیقاتی صورت گرفته که بروی تعدادگونه های مهم موجود̗زنده یااثرآلی متمرکزشده اند. ابتدا، درتلاش برای فهمیدن نقشی که اسیدهای آلی ودیگرترکیبات آلی درون̗ خاک درهوازدگی کانی ها انجام داده اندتوجه بسیارزیادی وجودداشته است(دروروونس درسال1994). دوم، درموردنقش ریشه گیاهان درهوازدگی سنگ هاوکانی هاتحقیقاتی وجودداردکه میزان̗جذب بسیاری از عناصررابوسیله چنین فرآیندهایی توضیح می دهند(کلی ودیگرمحققان درسال1998;هین سینگردرسال2001). سوم، بعضی ازاین مطالعات نقش حیوانات درهوازدگی، بویژه حضورآنهادرتجزیه موادآلی که منجربه تولیداسیدهای آلی می شوند را نشان داده اند.  چهارم، تحقیقات بسیاری درموردنقش̗گلسنگ هادرهوازدگی سطوح سنگ وجودداشته است.  این تحقیقات پیچیدگی نقش های انجام شده بوسیله موجودات̗زنده درهوازدگی را همراه با تائید فعالیت زیست فیزیکی و زیست شیمیائی گلسنگ وهمچنین نقش زیست دفاعی دربعضی شرایط جایی که آنهافعالیت دیگرفرآیندهای هوازدگی راکندوپیونددادن سگح سنگ بایکدیگرراشرح می دهند. گونه های مختلف گلسنگ همراه بابرخی ازگونه های موجود بیودتراکتیوبالاو نه گونه های دیگر نقش های متفاوتی رابرعهده دارند. به عنوان مثال، براساس یک مطالعه اخیردرمعروف ترین اطلس مراکش(Moroccan High Atlas)که توسط رابینسون وویلیامز(درسال2000)انجام گرفت، نشان می دهدکه سریع ترین هوازدگی ماسه سنگ بوسیله آسپسی سیلیاسیسیوسینرا اگ (Aspicilacaesiocinereaagg) صورت می گیرد، که نشان های مهمی بروی سطح سنگ تولیدمی کند.  و درآخر، مطالعات بسیاری درموردنقش های ریزاندامواره ها در هوازدگی انجام شده است.  در بسیاری از محیط ها،  ترکیب فرآیندهای مختلف و ارگانیسم ها مشمول تولید فرآیند های بیولوژیکی پیچیده ای بر فرآیند هوازدگی یا سایند می شوند، بنابراین و برای مثال،  قسمت عمده ای از سطوح پوسته ای و زمینی پوشیده شده با خاک،  فرآیند هوازدگی یا سایند را با توجه به اسیدهای ارگانیک موجود که در خاک،  در ریشه گیاهان،  و در کود های حیوانی وجود دارند تجربه می کنند.  بسیاری از این ارگانیسم هایی که در خاک زندگی می کنند،  نیز تحت تاثیر قرار می گیرند. (برای مثال قارچ های mycorrhizal که به صورت همزیستی زندگی کرده و توسطJongmansو همکاران در سال 1997مورد بررسی قرار گرفت.  این ماده قادراست بر روی فلدسپات ها ( نوعی سنگ معدنی سفید و قرمز)تاثیر بگذارد و متعاقب با آن در خاک نفوذ کرده و بدین وسیله باعث جذب کلسیم و منیزیم توسط ریشه های گیاهان می شوند.
همین گونه، باید گفت سطح بیشتر سنگ های ساده عموما آن طور که به نظر می رسد ساده نیستند و با یک سری میکروارگانیسم های متعدد و گیاهان پست پوشانده شده اند و نقش بسزایی در فرآیند هوازدگی یا سایند دارند.
هوازدگی بیوفیزیکی اغلب شامل موجوداتی می شوند که تحت تاثیر انبساط و انقباض ارگانیسم ها یا قسمتی از آن ارگان ها قرار می گیرند.
گلسنگ، برای مثال، می تواند میزان زیادی آب جذب کند و این امر می تواند باعث بزرگ شدگی و رطوبت همیشگی شود و زمانی که خشک می شود باعث از بین رفتن قسمتی از حجم ماده مربوطه خواهد شد. نوع گلسنگ crustose، که اکثرا در سطوح سنگ ها رشد می کند می تواند باعث هوازدگی بیشتر در بخش های نهفته و زیرین شود.
(fry در سال 1927) و ( mosesو smith در سال 1993 شواهد تجربی مرتبط با هوازدگی فیزیکی را که متعاقب با آن رطوبت و خشک شدگی در بازه و گروهی از سنگ ها را به وجود می آورد نشان دادند . فرآیندهای طبیعی رشد و فساد ارگانیسم های موجود در سنگ ها یا بخشی از ارگانیسم ها نیز می تواند باعث هوازدگی یا سایند بیوفیزیکی شوند.
بعضی از گلسنگ های crustose نوع thalli، برای مثال، از سطح سنگ و از مرکز آن شروع به کنده شدن می کنند و از همان جا نیز فرسایش صورت می گیرد و هوازدگی های وسیعی را به وجود می آورند. ریشه گیاهان ممکن است از شکاف ها و درزها راه خود را به درون و مفاصل با فشار تمام در پیش گیرند و هوا زدگی را از درون نیز به وجود آورند.
علوفه دهی و فرآیند و نگه داری از حیوانات نیز می تواند باعث هوازدگی فیزیکی شود اگر چه این امر معمولا بر طبق نوع فرسایش زیستی تقسیم بندی می شود.
هوازدگی بیوشیمیایی شامل مجموعه ای از فرآیند های منفرد می باشد و به تولید دی اکسید کربن و اسید ارگانیک ها منجر می شود که در کل از اهمیت بالایی برخوردار می باشند. در درون خاک ها محصولات فرعی ارگانیک می توانند فراهم کننده کنترلی اساسی بر روی فرآیند هوازدگی باشند .
علی الخصوص در درون ( rhizosphere ریزوسفر)، بسیاری از اسیدهای ارگانیک، مثل humic،هومیک، fulvic،فولیک ،سیتریک، مالیک ،گلوکونیک قابلیت هوا زده شدن را در بازه ای خاص و تحت وجود یک سری لایه های زیرآیند دارند.  انواع مختلفی از میکروارگانیسم ها قابلیت وارد شدن به لایه های زیرآیند مناسب را دارند ( مثل صخره ها، مرجان ها و ذرات معدنی) که از طرق شیمیایی تولید می شوند، مکانیزم دقیق نفوذ میکرو ارگانیسم ها مورد شبهات فراوانی قرار گرفته است اما اسیدها فراسلولی و دیگر مواد احتمالا می توانند تجزیه و فساد شیمیایی را در مواد معدنی تسریع بخشند.
تولید شبکه های نزدیک به سطوح سوراخ ها و حفره ها می تواند هوازدگی های بیشتری را با توجه به فرآیندهای غیر ارگانیک به وجود آورند.
فرآیند به گونه ای است که باعث تضعیف سطوح و افزایش حوزه هایی از سطوح که دارای حساسیت بالایی هستند می شود.
هوازدگی بیوشیمیایی که توسط گلسنگ صورت می گیرد شامل تولید دی اکسید کربن،اگزالیک اسید و بازه ای از فعالیت های تدریجی حلال در مواد موجود گلسنگ می شود.
گلسنگ هایی از قبیل dirinanassiliensis فرمی از sorediata تولید می کنند که باعث به وجود آمدن اسید اگزالیک می شود که با کربنات کلسیم در سطح سنگ ها واکنش نشان می دهد و در نهایت کلسیم اگزالات را تولید می کنند (seaward سال 1997). فاکتور مهم دیگری که در تاثیر گذاری مواد ارگانیک بر هوازدگی مهم است حفاظت بیولوژیکی است. در این حالت، ارگانیسم ها نقش فعالی را در هوازدگی ایفا نمی کنند.  و غیرفعال هستند.
حضور یک پوشش از جنس گلسنگ یا یک نوار زیستی برای مثال، از سطوح نهفته و پنهان سنگ ها محافظت می کنند حتی در دمای زیاد. (این امر به منظور کاهش ضرر و زیان به فرآیند هوازدگی و پروسه سرد و گرم شدن صورت میگیرد).  علاوه بر این گلسنگ یا نوارهای زیستی می توانند به عنوان یک اسفنج جاذب عمل کنند و آب را در شرایط خاص جذب می کنند و یک فرآیند شیمیایی را در سطوح پنهان و زیرین به وجود می آورند، بنابراین به کاهش پتانسیل در فرآیندهای هوازدگی کمک می کنند.
تشخیص فرآیندهای ارگانیک متفاوت و تاثیرات آنها یک امر چالش برانگیز می باشد حتی چالش های بیشتری برای اندازه گیری تاثیر و تشخیص آنها بر میزان هوازدگی کلی وجود دارد.
ارزیابی هایی مرتبط با درصد هوازدگی بیولوژیک توسط Goudie در سال 1995 ارائه شده که از مطالعات تجربی و عملی مناسبی بهره مند شده اند .
بسیاری از فرآیندهای بیولوژیک دشواری های زیادی را در این زمینه و با توجه به تکنیک های در دسترس پدید آورده اند.
تکنیک هایی چون (هوازدگی فیزیکی توسط ریشه های گیاهان ) و حتی خود این آزمایشات از چالش های زیادی برخوردار هستند علی الخصوص در جایی که ارگانیسم های در حال رشد ،بیشتر وجود دارند.
اگرچه بعضی از هوازدگی های ارگانیک در همان وهله اول و به صورت بالفور صورت می گیرد، اما عملکرد آن ها اغلب محدود به یک ناحیه در یک بازه زمانی یا مکانی نمی شود.
بنابراین برای مثال، مواد زیستی ای چون گلسنگ می توانند به سرعت عمل کنند و به صورت تکه به تکه عمل کرده و در سطح سنگ پخش می شوند چنانی که تاثیرات شبکه ای آنها کاهش پیدا می کند.  علاوه بر این در طول زمان، جامعه پویای آنها بر روی گونه های مرتبط که در سطوح وجود دارند تاثیر می گذارند و اجتماع شبکه ها و گونه های زیستی مخرب را محدود می کنند.  
علی الرغم اینکه مطالعات بسیار زیادی در مورد انواع فرآیندها و تاثیرات هوازدگی (فرسایش در اثر هوا) ارگانیکی صورت پذیرفته است، همچنان ابهاماتی در مورد اهمیت و تاثیر کلی آنها بر هوازدگی در محیط های مختلف وجود دارد.  وایلز(1995) بیان داشت که احتمال دارد هوازدگی بیولوژیکی بر سطح صخره های عریان (بدون پوشش گیاهی) در محیط های "نا مساعد" افزایش یابد و ممکن است نوعی حفاظت زیستی اندک روی دهد.  استدلال موجود در پس این ادعا این است که در محیط های نا مساعد موجودات زنده مواد غذایی، آب و پناهگاهای بیشتری را از خود سنگ ها، همانگونه که تاثیر هوازدگی را بوجود می آورند، به دست آورند.  در بسیاری از محیط های مساعد موجودات زنده تمایل دارند تماس کمتری با سطح داشته باشند و نقش اصلی آنها، نقش حفاظتی خواهد بود.  بنابراین، بیابان های گرم، تندراهای سرد و محیط های ساحلی در مقایسه با نواحی معتدل مرطوب و گرمسیری باید با میزان بالایی از هوازدگی بیولوژیکی مشخص شوند.  اگر چه، بسیاری از محیط های نامساعد با نرخ رشد تدریجی نیز مشخص می شوند که ممکن است موجب پیچیدگی این الگو شوند.
با وجود اینکه هوازدگی بیولوژیکی بر سطح صخره های عریان در برخی محیط ها نسبت به سایر محیط ها بیشتر قابل مشاهده است، لزوما دلیلی بر این نیست که این هوازدگی مجموعه غالب فرآیندها در آن محیط ها میباشد.  به عنوان مثال، اگر چه، در نواحی خشک گرم هوازدگی گلسنگی می تواند تماشایی باشد، هوازدگی گرمازا، سرمازا و شوره زار نیز می تواند با سرعت بیشتری بسیار موثرتر و کارآمدتر از نقشش در رشد تدریجی گلسنگ ها باشد.  با توجه به مناطق پوشیده از خاک این احتمال وجود دارد که وارونگی به همراه بارندگی زیاد و درجه حرارت بالا که باعث رشد ارگانیکی در کل اکوسیستم می شود، به وقوع بپیوندد، که در این صورت موجب افزایش تولید اسیدهای ارگانیکی و همچنین افزایش همه جانبه میزان هوازدگی و دخالت موجودات زنده بر هوازدگی نیز می شود.
در برخی موارد، تغییرات سطحی قابل مشاهده زمین در اثر عوامل طبیعی در مقیاس کوچک می توانند در طی فرآیند هوازدگی بیولوژیکی تولید شوند.  به عنوان مثال، هاگدان گلسنگ ها حفره هایی در اندازه های بسیار کوچک در سطح صخره ها ایجاد می کنند، و کارشناسان مختلفی (همچون، دنین و گارتی 1983؛ رابینسون و ویلیامز2000) حفره ها و شیارهای بزرگتری را که به صورت ارگانیکی پدید آمده اند را شناسایی کرده اند.  چنین پدیده هایی را بر سطح سنگ های آهکی بیوکارست می نامند.  از آنجایی که راه های بسیار زیادی در مورد چنین تغییرات مشابه ای در سطح زمین که قادرند در این مقیاس تولید شوند، وجود دارد، اثبات تشکیل فرآیند شکل گیری پیوند های صحیح در بسیاری از موارد کاری بس دشوار است.
چالش بعدی زمین شناسان در شناخت هوازدگی ارگانیکی شامل لزوم آمادگی برای سنجش کمّی ناباروری در مقابل دخالت هوازدگی ارگانیکی در محیط های مختلف و لزوم آمادگی برای ارزیابی وسیع تر نقش همه جانبه موجودات زنده و فرآورده های هوازدگی و رسوب گذاری ارگانیکی می شود.  در پایان، دانشمندانی همچون روبرت برنر(1992) بیان داشتند که افزایش هوازدگی زیست محیطی نقشی عمده در چرخه جهانی کربن طی فواصل زمانی طولانی ایفا کرده است، و زمین شناسان می توانند نقشی کلیدی در فراهم آوردن اطلاعات تجربی معتبر در مورد میزان هوازدگی بیولوژیکی و تغییر پذیری مکانی و زمانی آنها با هدف آزمودن چنین نمونه هایی ایفا نمایند.
References
Berner, R.A. (1992) Weathering, plants and the long-term carbon cycle, Geochimica et Cosmochimica Acta 56, 3,225–3,231.
Danin, A. and Garty, J. (1983) Distribution of cyanobacteria and lichens on hillslopes of the Negev Highlands and their impact on biogenic weathering, Zeitschrift fur Geomorphologie 27, 413–421.
Drever, J.I. and Vance, G.F. (1994) Role of soil organic acids in mineral weathering processes, in M.D. Lewan and E.D. Pittman (eds) The Role of Organic Acids in Geological Processes, 491–512, New York: Springer-Verlag.
Fry, E.J. (1927) The mechanical action of crustaceous lichens on substrata of shale, schist, gneiss, limestone and obsidian, Annals of Botany 41, 437–460.
Goudie, A.S. (1995) The Changing Earth, Oxford: Blackwell.
Hinsinger, P., Fernandes Barros, O.N., Benedeth, M.F., Noack, Y. and Callot, G. (2001) Plant-induced weathering of a basaltic rock: experimental evidence, Geochimica et Cosmochimica Acta 65, 137–152.
Jongmans, A.G., van Breeman, N., Lundstrom, U., van Hees, P.A.W., Finlay, R.D., Srinivasan, M., Unestam, T., Giesler, R., Melkerud, P.A. and Olsson, M. (1997) Rock-eating fungi, Nature 389, 682–683.
Julien, A.A. (1879) The geologic action of humus acids, Proceedings, American Association for the Advancement of Science 28, 311–327.
Kelly, E.F., Chadwick, O. and Hilinski, T.E. (1998) The effects of plants on mineral weathering, Biogeochemistry 42, 21–53.
Moses, C.A. and Smith, B.J. (1993) A note on the role of Collema auriforma in solution basin development on a Carboniferous limestone substrate, Earth Surface Processes and Landforms 18, 363–368.
Reiche, P. (1950) A Survey of Weathering Processes and Products, New Mexico University Publication in Geology 3, Albuquerque.
Robinson, D.A. and Williams, R.B.G. (2000) Accelerated weathering of a sandstone in the High Atlas Mountains of Morocco by an epilithic lichen, Zeitschrift fur Geomorphologie 44, 513–528.
Sachs, J. (1865) Handuch der experimental-Physiologie den Pflanzen, Leipzig: Wilhelm Englemann.
Seaward, M.R.D. (1997) Major impacts made by lichens in biodeterioration processes, International Biodeterioration and Biodegradation 40, 269–273.
Sollas, W.J. (1880) On the action of a lichen on a limestone, Report, British Association for the Advancement of Science 586.
Viles, H.A. (1995) Ecological perspectives on rock surface weathering: towards a conceptual model, Geomorphology 13, 21–35.
HEATHER A. VILES                      (مترجم: فاطمه نوربخش)
 
ORIENTED LAKE - دریاچه های جهت دار
دریاچه های آسیا دریاچه های موازی و باریکی هستند که معمولا در گروههای وسیع وجود دارند.  تعداد زیادی از این گروهها، بویژه در سنگهای زیر طبقه سطح زمین، نتیجه فرآیندهای قبلی نسبت به شکل گیری دریاچه هستند.  برای مثال؛ تشخیص موقعیت پوشش کانادایی همراه با طرح قاشقی عصر یخبندان است، با این وجود، کمربندهایی از جهت دار وجود دارند که هزاران کیلومتر مربع از نواحی غیر یخبندان شنی دشت¬های ساحل شمال روسیه، شمال آلاسکا و شمال غربی کانادا را تحت پوشش قرار می دهند.
آنها همچنین در بخش های بدون یخبندان دائمی مثل، سرزمین های ساحلی اقیانوس اطلس مریلند، کارولیناس و جورجیای ایالت متحده آمریکا یافت می شوند دو شکل دریاچه جهت دار تشخیص داده شده است: حالت خیلی معمول بیضوی شکل است، اما اشکال مستطیلی شکل در حوضچه Beni شمال غربی بلوویا یافت می شوند و حوضچه های old crowو blue fish در قلمرو شمالی یوکون، کانادا واقع شدند.  
در شمال آمریکا، دریاچه های بیضی شکل خارج از محدوده های یخبندان وجود دارند؛ در اماکنی که نشانه هایی از رسوب گذاری یخی وجود ندارد،برخی از آنها در شیب های دریایی دوره بعد از عصر یخبندان یافت می شوند.
موارد شناخته شده خلیج های کارولینا، ساحل جنوبی قطب شمال و دریاچه های نزدیک خلیج Liver pool، NWT، Poin Barrow، آلاسکا، در ساحل غربی قطب شمال هستند.
در محیط های یخبندان دائمی، دریاچه ها در گودال ها بوسیله فرآیندهای ترموکارست شکل گرفته اند که در طول توسعه آنها دراز و کشیده شدند.
برد دریاچه از نظر اندازه بیش از بزرگی چندین برکه با محورهای دراز کمتر از 30متر و از بخش های آبی بیش از 1500هکتار است توزیع اندازه دریاچه تحریف شده است، با میانگین کمتر از 250هکتار در امتداد ساحل غربی قطب شمال.
میانگین طول به نسبت عرض دریاچه حدود 1:7است.  محورهای اصلی دریاچه با بادهای رایج به صورت عمود تنظیم شدند و در مورد دریاچه¬های نزدیک خلیج لیورپول انحراف معیار میانگین جهت کمتر از 3 است.
چندین نظریه علت جهت دریاچه را ارائه دادند: تعداد زیادی شامل: بمباران بوسیله رگبارهای سنگ آسمانی، تأثیرات بالا آمدن چشمه های آرتزین یا حرکت ماهی ها در حال تخم ریزی می باشد که بی-اعتبار اعلام شده است.
بررسی تأثیرات حرکت عمودی باد نسبت به محورهای طولانی دریاچه ها توسط داده های ناحیه ای و تجربیات آزمایشگاهی حمایت شده است.
نظریه هیدرودینامیک پیشنهاد می دهد که: بادهای در حال وزش در عرض دریاچه، انتشار جریان دو کانونی را در داخل قسمت اصلی آب ایجاد می کنند که با آب در حال برگشت به ساحل خلاف جهت باد در اطراف بخش پایانی دریاچه است( رکس 1961).  بیشترین توده بادآورده ساحل و فرسایش همراه در بخش پایانی دریاچه بوجود می آید، زمانی که زاویه بین انتشار امواج در آب های عمیق و خط عمود به ساحل 50 درجه است.  
 گردش مشابه آب در دریاچه های بزرگ دشت های ساحلی آلاسکا ( کارسون و هیوسی1962) ارزیابی شده است و یک مقیاس آزمایشگاهی را به وسیله وزش هوا در عرض 2 متر مربع شامل یک مدل معیار برکه نشان دادند.
مدل برکه در ابتدا دایره ای شکل می باشد که در یک سری فرایندها دراز و کشیده می شود قالب توازن از یک خط ساحلی محدود در امتداد ساحل غربی قطب شمال با نظریه هیدرودینامیک منطبق است که با استفاده از رژیم بادهای رایج منطقه قابل اجرا می باشد( کارسون و هیوسی، 1962؛ مک کی 1963).
شکل مستطیلی دریاچه های جهت دار در حوضچه های Old crow و Beni با ابعاد پخش ساختار زیر طبقه سطحی زمین به علت رسوب های پوشانده شده مرتبط است.  (آلن بی، 1989) اما توضیحات به طور کامل بررسی نشده است.
در شمال یوکون؛ دریاچه ها به علت ویژگی های ترموکارست می باشد که در رسوب ها با 150متر ضخامت به سوی بالا توسعه یافته اند، که در لایه های منجمد دائمی اعماق زمین بالای 60متر است.
یخبندان دائمی دریاچه ها را بی قوت می کند، در بلوویا، رسوب ها تقریباً انبوه هستند اما سطح دریاچه به وسیله فلات مرتفع نزدیک به سطح آب حفظ می شود.
References
Allenby, R.J. (1989) Clustered, rectangular lakes of the Canadian Old Crow Basin, Tectonophysics 170, 43–56.
Carson, C.E. and Hussey, K.M. (1962) The oriented lakes of arctic Alaska, Journal of Geology 70, 417–439.
Mackay, J.R. (1963) The Mackenzie Delta Area, N.W.T., Geographical Branch Memoir 8, Ottawa: Department of Mines and Technical Surveys.
Rex, R.W. (1961) Hydrodynamic analysis of circulation and orientation of lakes in northern Alaska, in G.O. Raasch (ed.) Geology of the Arctic, 1,021–1,043, Toronto: University of Toronto Press.
C.R. BURN                      (مترجم: فاطمه نوربخش)
 
OROGENESIS - کوهزایی
کوهزایی در واقع ایجاد کوهستان ها توسط نیروی صفحات عظیمی است که زمین را تشکیل داده و مرتبا در حال حرکتند.
به دلیل حرارت شدید درون زمین حرکت صفحات سنگ کره در ساختار ضخامت پوسته زمین تغییراتی ایجاد می کند که بر حرکت عمودی مکان نگار اثر می گذارد.  این حرکت است که باعث ایجاد منظره های تاثیرگذاری از کوهها می شود و همه و همه این ها برگرفته از علم ریخت شناسی زمین است.  کوهها به عنوان انباشتگی دگردیسی پوسته زمین بتدریج طی زمان ژئولوژی ایجاد می شوند.  سرعت ایجاد کوهستان ها با توجه به سرعت حرکت عمودی سنگ با در نظر گرفتن شبه کره بودن آنو یا با در نظر گرفتن سطح سنگ اندازه گیری می شود.  رابطه بلنداگری سنگ = بلنداگری سطح + برهوت سازی در اثر
فرسایش و سیل در سطح وسیعی شناخته شده است.  بلنداگری سطح، رشد توپوگرافیک و ایجاد تغییرات مثبت کوهستان ها را در اثر عوامل طبیعی به خوبی شرح می دهد.  اندازه گیری بلنداگری بلند مدت سطح دشوار است اما با استفاده از وابستگی ارگانیسم فسیل ها و یا جانشین سازی ویژگی ها با در نظر گرفتن سطح دریا می توان جوابی نسبتا نزدیک به دست آورد.  بلنداگری کوتاه مدت سطح را می توان با استفاده از فنون علم زمین پیمایی در سطح کره ( برای مثال جی پی اس و پارازیت رادارهای مصنوعی ) اندازه گیری کرد.  بلنداگری سطح با استفاده از نشانه های زمینی همتنند بستر رودخانه ها و یا فرسایش سطح تحت فشار قرار می گیرند.  ایجاد برهوت به بحث فرسایش برمی گردد که حرکت صفحه را با استفاده از انتقال توده از کمربند کوهستانی ضخیم تر به حوزه رودخانه مجاور تطبیق می دهد.  به طور کلی این موضوع از تاریخ سرد شدن سنگ ها، رسوب گذاری بستر رودخانه ها و یا تاریخ گذاری عالم وجود استنباط شده است.  کوهزایی های فعال با بلنداگری سنگ یک صدم ده میلیمتر یارد و یک میلی متر یارد نشان دهنده کوههای بسیاری در سراسر جهان هستند که در حال رشد و تشکیل اند.  ساختمان کوهها اغلب بیشتر از یک میلیون تا دهها میلیون سال ثابت می مانند به همین دلیل است که به وقایع اصلی تشکیل کوهها اسامی قراردادی می دهند ( برای مثال تشکیل کوه آلپین ).  دوره زمانی تشکیل ساختمان کوهها به اندازه کاف کوتاه است اگرچه آن تغییرات در حرکت صفحه زمین و آب و هوای جهانی در طول دوران سوم و چهارم، تاثیرات قابل توجهی بر بیشتر کوهزایی ها داشته است.  
کمربندهای کوهزایی بیشتر در طول حاشیه های فعال همانند کمربند قوسی کوهستان حلقه آتش تا طول لبه قاره ای که صفحه اقیانوس آرام را در برگرفته، کشیده شده است.  ویژگی های محدوده این کوهها بستگی به نوع مرز صفحه دارد.  قسمت اعظم بلنداگرای کوهها توسط حرکات متقارن زمین ساز تولید می شوند، جایی که دو یا چند صفحه به هم برخورد کرده و ضخامت پوسته زمین را افزایش می دهند.  یکی از جایگاههایی که این اتفاق در آن دیده می شود.  رشته کوههای زنجیره ای است همانند کوههای زنجیره ای شمال غربی آمریکا و یا رشته کوههای آند.  این کوهها در بالای مناطق فرورانشی امتداد داده شده اند و از دگردیسی دایمی و متقارن صفحات قاره ای که بر روی هم قرار گرفته و رانش ماگماها بر اثر حرارت تولید می شوند.  ساختار آن ها شاملرشته کوههای کرانه ای ( ساحلی ) نزدیک به مجموعه مناطق پیوسته فرورانشی، حاشیه آتشفشان هایی که توسط دره هایی باریک از ساحل جدا شده اند و مناطق کوهستانی که در بالای دماغه های لایه ای قرار دارند و کمربند گسل رانده که به حاشیه های درون قاره ای نزدیک می شوند است.  عرض این کوهستان ها بستگی زیادی به شیب سنگ کره فرورانشی اقیانوسی بستگی دارد.  
دومین روش برای تشکیل کوه های متقارب ویا همگرا برخورد قاره ای است که به عنوان نمونه می توان به برخورد هند و آسیا اشاره کرد. هند در طول 50 گذشته در زیر قاره آسیا گسل سازی کرده است که اثرات آن را می توان در بلنداگری مناطق مرتفع هیمالیا،فلات تبت و کوه های همراه که هزاران کیلومتر به داخل آسیای میانه نفوذ کرده اند، دید. چندین هزار کیلومتر از این صفحه متقارب از ترکیب ضخیم سازی پوسته به همراه فرار جانبی صفحات ریز و خرد شده و از طریق اعتصاب گسل و جایگزینی در لغزش، ایجاد می شوند.  برخورد قاره ها موثرترین و آشکارترین سازو کار کوه زاییست.  نیمی از قله های کوه ها در سراسر جهان که بیشتر از7. 5 کیلومتر بالا رفته اند در هیمالیا ایجاد می شوند، در حالی که نیمه باقی مانده به طور مستقیم از برخورد هند و آسیا ایجاد می شود.  هسته شفاف هیمالیا برهوتی شدن را به وسعت 10 تا 20 کیلومتر نیز تجربه کرده است که باعث ته نشین شدن سریع در رود سند و خلیج بنگال می شود. در تبت شرایط آب و هوایی خشک و بایر و بستر رودخانه های داخلی از فرسایش و خارج شدن گیاهان از خاک می شود و باعث ایجاد فلات در بالای گسل صفحه هند می شود.  جریان های زمین پویایی شناسی بالا رفتن فلات ها را تا 5 کیلومتر توسط تغییر شکل یافتن پوسته پایینی،جایی که استحکام به دلیل جاذبه بیشتر میشود، محدود کرده است.
کوه ها همچنین در مرزهای صفحه های واگرا و ترادیس و در مناطق داخل قاره ای ساخته می شوند. کشیدگی پوسته ای با گسلش طبیعی منجر به کجی و برجستگی بندال های فرادیواره بزرگ و حوضه خاص و گستره توپوگرافی می شود(مانند آمریکای غربی). مرزهای صفحه گسل امتداد لغز ممکن است زون های تنگ کوهزا را در جایی ایجاد کنند که حرکات صفحه تا اندازه ای در یک جهت همگرا(گسل امتداد لغز با کوتاه شدگی) یا واگرا(گسل امتداد لغز با کشیدگی) اریب هستند. بخش هایی از حرکت گسل نا امتداد لغز در طول اینگونه مرزها ممکن است با گسل معکوس یا گسل عادی به گونه ای مشابه همساز شود، اما به شکلی جانبی حاصل سامانه کوهستانی را محدود می سازد(مانند رشته کوه های عرضی در طول گسل سان اندریاس). کوه ها با نواحی داخل قاره ای ممکن است نشانگر مراحل اولیه دگرشکلی قاره ای یا اثر فرایندهای زمین دینامیکی باشند. توپوگرافی دینامیکی بر پوسته پایدار در گوشته نیمه سنگ کره ای می تواند به شکلی ترکیبی یا گرمایی رخ دهد که تباین چگالی القایی اتفاق بیفتد.
اگرچه ممکن است یک کوه برای احداث زمین ساختی مرهون منشأ خودش باشد،مناظر کوهستانی با فرایندهای فرسایشی تحت الشعاع قرار می گیرند. توپوگرافی کوهستانی شامل دره ها و دامنه تپه ها می شود که توسط عوامل فرسایشی(مانند اتلاف جرم،فرسایش یخساری،فرسایش رودخانه ای)شکل گرفته اند. عوامل فرسایش آماده هستند تا سطح خشکی را به برجستگی کوچکی کاهش دهند،چنانکه برای حفظ وردش توپوگرافیکی کوهزایی زمین ساختی بیشتر از ارتفاع متوسط قاره ها بحرانی است. به این دلیل عمل کوهسازی،خود هم به صورت مستقیم(مانند تغییرات در سطح پایه)و هم به صورت غیر مستقیم(مانند اثر کوه ها بر آب و هوای محلی)اثرات مهمی بر فرایندهای دینامیکی فرسایش دارد. به دلیل این ویژگی فرسایشی کوهستانها،ماهیت توپوگرافیکی هیچ گاه کمربندهای کوهزایی را که به شکل فعال از آنهایی تشکیل می شود که از حرکت صفحه پیشین شکل گرفته اند جدا نمی کند.
توپوگرافی کوهستانی ممکن است بیش از 100 میلیون سال پس از توقف دگر شکلی زمین ساختی فعال طول بکشد(مانند کوه های آپالاش). برجستگی سنگی و فرسایش تا زمانی ادامه می یابد که یک کوهزایی یک ریشه پوسته ای انبوه را که باید توسط فرسایش از بین برود مهار کند. توپوگرافی در کوه های قدیمی ادامه می یابد،حتی پس از فرسایش کیلومترهای بسیاری از سنگها به دلیل ایزوستازی[وضعیت تعادل وزنی] از بین می رود. طبیعت خمیری گوشته بالایی اجازه می دهد تا تغییر گرانشی در ظرف مقیاس~10³уг بارگذاری شود. ضخامت افزایش یافته کوهزایی زی پوسته از سنگ پوش هایی[رگولیت هایی] که در زیر پوسته مجاور قرار دارند شناورتر است،چنانکه سطح توپوگرافیکی بزرگتر از حوزه فراگیر است. از آنجایی که فرسایش جرم را از کوه ها پاک می کند،پوسته به وضع سابق خود در تعادل گوشته بالایی باز می گردد. مقدار بازگشت متناسب با نسبت پوسته و چگالی گوشته است،چنانکه ارتفاع متوسط را بسیار آهسته تر از آهنگ فرسایش منطقه ای کاهش می دهد. بازگشت ایزوستاتیک حتی می تواند باعث برجستگی قله ها در جایی شود که ارتفاع متوسط در حال کاهش است،جاﺌیکه دره ها سریع تر از فرسایش آبرفت های میان رودخانه ای شکافت دار می شوند.
اگرچه رشته کوه های غیر فعال هنوز به عنوان’کوهزاد‘ نامیده می شوند،آنها کوهزایی زمین ساختی خود را در گذشته تجربه کرده اند و بنابراین در حال حاضر متمایز از کوه ها در امتداد کناره صفحات فعال رو به افزایش اند. میزان فرسایش کمربندهای کوهستانی قدیمی ممکن است مانند مقادیر میانگین در کوه های آپالاش ازгmmу04/0-02/0 ،کمی آهسته شود(میلز ات ال. 1987). با وجود اینکه فرسایش این زمین های ناصاف برای کاهش پوسته کافی است،ضرورتاً محدود به میزان هوازدگی است. در سیستم زمین ریختی گوناگونی ها نظیر تغییر آب و هوا ممکن است بر وضعیت فرسایش راکد کوه های قدیمی تحمیل شود و اصلاح فرایندهای فرسایشی را تسریع کند. این موضوع اغلب منجر به شکافت و تجدید حیات توپوگرافی می شود.
ویژگی توپوگرافی،خود به طورمرسوم برجستگی سطحی و تاریخچه کمربندهای کوهستانی را که از زیر خاک بیرون آمده اند توصیف می کند. این یک هدف از مطالعات تحول مناظر است،که در صدد توضیح تغییرات دوره ای در شکل سطحی زمین یا ’برنایی‘ توپوگرافیکی توسط گسترش مراحل کوهزایی و پس از کوهزایی است(به چرخه فرسایش مراجعه کنید). به هر حال،این روش مستلزم فرضیه های دقیق در خصوص روابط میان عوامل توپوگرافیکی و برجستگی و بیرون زدگی از خاک است. مطالعات نشان داده است که بسیاری از جنبه های توپوگرافی،مانند ناهمواری،تراکم شبکه آبراهه ای و عمق سنجی(به آنالیز هیپسومتری مراجعه کنید)،به مقاومت فرسایشی سنگها،ماهیت آب و هوای محلی و فرایندهای خاص عامل فرسایشی غالب بستگی دارند(مانند ویلگوس و هانکوک. 1998)، چنانکه تفسیر دقیق تاریخچه کوهزایی با توجه به پارامتر توپوگرافیکی نامعلوم است. یک پارامتری که مرتبط بودن با میزان بیرون زدگی از خاک را نشان داده است شکاف یا آزادسازی طول موج کوتاه است. شکاف در واقع مترادف با میزان فرسایش است،زیرا میزان تمام فرایندهای فرسایشی با شکاف افزایش می یابد و به دلیل ناپایداری گرانشی فزاینده شکاف باید در بخش هایی از برجستگی سطحی دارای شیب تند افزایش یابد. با این همه،اطلاعات مربوط به تکامل کوهزایی کاملاً در پارامتر توپوگرافیکی استفاده از الگوهای ارتفاع دیجیتالی قابل پذیرش نیست.
چون فرایندهای زمین ریختی و زمین پویایی که کمربندهای کوهزایی را شکل می دهند پیچیده هستند و در مقیاس های زمان و مکان بسیار طولانی رخ می دهند، تکامل نقشه های پستی بلندی(توپوگرافی)منظره کوهها بطور جامع برای مطالعه با آزمایشهای فیزیکی یا برای بررسی کردن آن بسیار مشکل است. به این علت که،هدف از تعداد طرح ریزی مهم بوده است. (به مدلها نگاه کنید). مدلهای کمی می تواند آزمایش کند که چگونه عناصر مناظر می توانند باعث ایجاد مجموعه ای از شرایط باشد براساس استفاده از قوانین فرسایش به دست آمده از تحقیقات قبلی باشد. مدلهامی تواند در ایجاد مختصات زوایای مجموعه شرایط مرز کمک کند،به طوری که در بالا بردن توزیع تکتونیک (پایه تکنیک)یا تغییرجایگاه پایه، تکرار و اندازه نتایج رسوب گذاری، و علم جریان و تغییرسطح شکل ماده از مواد فرسایش یافته باشد. قوانین فرسایش، مانند قدرت جریان رود از شکاف سنگ بستر یا پراکندگی انتقال دامنه آن، می تواند تحت تاثیر موقعیتهای مختلفی باشد.  نتیجه نمایش شرایط طولانی مدت نمای سیر تکامل موقعیتهای فرضی، می تواند آموزنده با رعایت اهمیت موقعیت مرزها یا مراحل ثابت باشند. (باربانک و اندرسون 2001). اگرچه، این مدلها توسط درجات موجود ادراکی انفرادی از مراحل فرسایش وسختی تسخیر پیچیدگی دنیای واقعی محدود شده است.
مقصود از فرسودگی به شکل دهی مناظر( اروگنز)بر می گردد.  فرسایش می تواند به تاثیر مراحل تکتونیک برگردد. برای مثال ،تعدیل کردن فرسایش رویه سرازیری از شکل انداختن تیغه تحت فشار است که می تواند باعث به نیجه رسیدن تغییر شکل شود(برای مثال:نوک تیز تیغه حساس،داهلن 1984). فرسایش به قسمتهایی از یک ایجاد برمی گردد اگر په کنترل گذرگاهها از حرکت قشر ،و در نتیجه تاثیر تجزیه کردن تغییر شکل است. (مثال،جنوبی ترین قسمت آلپ،نیوزیلند. کانز1989). ایجاد این دلایل سریعتر از بهبود وضعیت تکتونیک و افزایش جاذبه انرژی پتانسیل ،عمده بیشتر فرسایش تند و سریع است(باز خورد مثبت حلقه). سرانجام ،فرسایش و بهبود وضعیت صخرههای تکتونیکی نسبت به تنظیم وضعیت منظم از حجم تغییرات است. در شمال غربی هیمالیا ،برای مثال ،یک وضعیت منظم به جایی خواهد رسید که نقشه های توپوگرافی (پستی و بلندی) به قدر کافی از ناهمواری که در نتیجه ریزش سنگ بستر که از پیش رفتن سطح پایه شکاف ایجاد شده است. از بهبود وضعیت تکتونیک خارج شده است. (باربانک1996)
مهمترین نفوذ خارجی در تکامل چشم انداز فرسایش و ساختمان کوه ممکن است آب و هوا باشد.
درجات فرسایش تمایل به ارتباط با میزان بارش دارد.
تمرکز مکانی میزان بارش به علت اثر وابسته به کوه شناسی از توپوگرافی (پستی و بلندی) می تواند بروی فرسایش متمرکز شود. (ایران جایا برابر کمربند،وی لند و کلوس1996). این یک عنصر هسته مدل فرسایش همراه و تکامل تکتونیکی اروجنس است(ویلت1999).
عرض جغرافیایی،ارتفاعات وتغییرات موقتی آب و هوا اگر چه در یخچالها و رودخانه ها باعث فرسایش اصلی است. تصور می شود که فرسایش یخچال ها بیشترین اثرش، میتواند باعث کمک اجباری به دره و شکاف کوه ها و توازن خط فرسایش شدید باشد (به اکوای لیبریم خط فرسایش نگاه کنید) ارتفاعات میتواند (باز باساو) نمای کوه ها باشد.  تاثیرات آب و هوا ممکن است در افزایش رسوبات و تولید رسوبات در بسیاری از سیستم های کوه های سرتاسر جهان تاثیر بگذارد و ممکن است دلیل آغاز آب و هوای یخچال ها باشد.
References
Abbott, L.D., Silver, E.A., Anderson, R.S., Smith, R., Ingle, J.C., Kling, S.A., Haig, D., Small, E., Galewsky, J. and Sliter, W. (1997) Measurement of tectonic surface uplift rate in a young collisional mountain belt, Nature 385, 501–507.
Brozovic, N., Burbank, D.W. and Meigs, A.J. (1997) Climatic limits on landscape development in the northwestern Himalaya, Science 276, 571–574.
Burbank, D.W. and Anderson, R.S. (2001) Tectonic Geomorphology, Malden, MA: Blackwell Science.
Burbank, D.W., Leland, J., Fielding, E., Anderson, R.S.,Brozovic, N., Reid, M.R. and Duncan, C. (1996) Bedrock incision, rock uplift, and threshold hillslopes in the northwestern Himalaya, Nature 379, 505–510.
Dahlen, F.A., Suppe, J. and Davis, D. (1984) Mechanics of fold-and-thrust belts and accretionary wedges; cohesive Coulomb theory, Journal of Geophysical Research 89, 10,087–10,101.
England, P. and Molnar, P. (1990) Surface uplift, uplift of rocks, and exhumation of rocks, Geology 18, 1,173–1,177.
Hodges, K.V. (2000) Tectonics of the Himalaya and southern Tibet from two perspectives, Geological Society of America Bulletin 112, 324–350.
Koons, P.O. (1989) The topographic evolution of collisional mountain belts: a numerical look at the Southern Alps, New Zealand, American Journal of Science 289, 1,041–1,069.
Mills, H.H., Brackenridge, G.R., Jacobson, R.B., Newell, W.L., Pavich, M.J. and Pomeroy, J.S. (1987) Appalachian mountains and plateaus, in W.L. Graf (ed.) Geomorphic Systems of North America: Centennial Special Volume 2, 5–50, Boulder, CO: Geological Society of America.
Molnar, P. and England, P. (1990) Late Cenozoic uplift of mountain ranges and global climate change: chicken or egg? Nature 346, 29–34.
Royden, L.H., Burchfiel, B.C., King, R.W., Wang, E., Chen, Z., Shen, F. and Liu, Y. (1997) Surface deformation and lower crustal flow in eastern Tibet, Science 276, 788–790.
Searle, M.P. (1996) Cooling history, erosion, exhumation, and kinematics of the Himalaya– Karakorum–Tibet orogenic belt, in A. Yin and M. Harrison (eds) The Tectonic Evolution of Asia, 110–137, Cambridge: Cambridge University Press.
Weiland, R.J. and Cloos, M. (1996) Pliocene- Pleistocene asymmetric unroofing of the Irian fold belt, Irian Jaya, Indonesia: apatite fission-track thermochronology, Geological Society of America Bulletin 108, 1,438–1,449.
Willgoose, G. and Hancock, G. (1998) Revisiting the hypsometric curve as an indicator of form and process in transport-limited catchments, Earth
Surface Processes and Landforms 23, 611–623.
Willett, S.D. (1999) Orogeny and orography: the effects of erosion on the structure of mountain belts, Journal of Geophysical Research 104, 28,957–28,982.
JAMES A. SPOTILA                        (مترجم: فاطمه نوربخش)
 
OUTBURST FLOOD -  طغیان سیلاب
طغیان سیلاب ها رویدادها یا حوادث فاجعه انگیز با دامنه بالا و فرکانس پایین هستند که در مخزن های زیر یخساری یا دریاچه های سد یخی ذخیره شده است.  (مشاهده کنید فاجعه گرایی را) با طغیان جدید سیلاب ها حجم آب تخلیه شده که معمولا بیشتر از اندازه حجم جریان طبیعی است در حدود 0 m3 s_1. 2000000 تخمین زده شده است و حداکثر یا ماکزیمم اوج سیلاب در عصر چهارم زمین شناسی m3 s_1.  21000000
 براورد شده است. اگرچهٰ،بیشتر تخلیه ها از صدها به هزارها m3 s_1.  اندازه گیری میشوند.  بویژه، طغیان ها اثرات فرسایشی و رسوبی مشخسی بجای می گذارند که قادر به بازسازی طغیان اولیه سیلاب می شود . آب نگارها با یک یال بالارونده تدریجی که از طریق یک یال ریزشی سریع دنبال می شود طغیان سیلاب ها را توسط یخسارها مشخص می کنند . افزایش دائمی تخلیه کارایی یا بازده بیشتری در کانال زیریخساری آب منعکس می کند که به مدد بازخورد تعامل مثبت از بزرگی تونل، که از طریق سایش و گداختن ایجاد شده است . افزایش تخلیه ممکن است شبکه زهکشی زیر یخساری را درهم شکند و این برای ترکیدن یا انفجار آب از مکان های روی یخساری در حاشیه یا لبه یخ غیر عادی است.  کاهش سریع در تخلیه بازتابی است از اینکه آیا رومبش یخ یا دگر شکلی سبب بستن سریع تونل یا مخزن زهکشی شده است. منشاُ آب وردش پذیر یا تغییر پذیر است و وابسته به مکان یخسار و مخزن است.  در مناطق آتشفشانی مانند ایسلند،گرادیان های زمین گرمایی بالا و فوران آتشفشانی زیریخساری منجر به تولید یا ایجاد سریع برفاب و چرخه طغیان سیلاب ها می شود. برای مثال : Grimssorth، تحت فشار کلاهک یخی Vatnojohull در ایسلند، تقریباُ هر شش سال با تخلیه ای در حدود m3 s_1. 50000 زهکشی میشود.  در مناطق غیر آتشفشانی یا نا آتشفشانی ،گرداوری و ذخیره سازی آب اغلب بصورت بسیار طولانی انجام می گیرد.  در این مناطق، محصول آب، یک محصول فرعی یا فراورده جانبی از گرادیان زمین گرمایی پایین، بارش، تابش و گرمای مالشی از لغزش و یخ دگر شکل کننده است. (مشاهده کنید اب زدگی خور تابی را) آب ممکن است در روی یخسار ،درون یخسار، زیر یخسار یا در مکان های حاشیه یخسار ذخیره شده باشد.  زهکشی رو یخساری وابسته به ا نشعاباتی به مجراهای درون یخساری یا زیر یخساری مثل یخکافت ها یا چاه های یخساری است.  بزرگترین مخزن های شناخته شده ممکن زیر یخساری هستند.  در حدود هفتاد دریاچه زیریخساری از طریق انعکاس رادیویی صوت تحت فشار صفحه های یخ جنوب گان شناسایی شده است.  دریاچه ها در اندازه از کمتر از kms2 1 به kms214000 و بین km34000 و 12000 km3 حجم آب ذخیره شده یا حجم ذخیره شده اب متنوع هستند.  همچنین طغیان سیلاب ها جایی ایجاد می شوند که سد های جلو یخساری شکسته می شوند ،به طور معمول در زمین کوهستانی و درهنگام پس روی یخساری،دریاچه های جلو یخساری در پشت یخرفت یا دره های سد یخی ایجاد می شوند.  گسیختگی سد ممکن است به وسیله ورودی های ناگهانی اب یا یخرست کوه یخی اغاز شده باشد و معمولا نتیجه برش عمقی سریع رودخا نه ای اغاز شده به وسیله سرریزه یا فرایند های فرسایشی قاعده صخره، به ویژه با سدهای امیخته شده با شن یا یخ است. اب نگارها افزایش سریع در تخلیه را با یک یال ریزشی تدریجی نشان می دهند.  طغیان سیلاب ها ممکن است به شدت ژرف دره ها را به سنگ بستر یا رسوب، و از دشت برون شستی گسترده یا سد شنی مجزا برش دهد.  نهشته ها ممکن است شامل ذره اواری تقویت شده، توالی شن گرداله سنگی به ضخامت بزرگتر از 10 متر که درشت شده است رو به بالا و با یک توالی ریز دانه رو به بالا از شن و ماسه و شکاف پوشانده شده است.  اگر چه، نهشته ها ی شن گرداله سنگی از طغیان سیلاب های زیر یخساری قرن چهارم زمین شناسی توصیف شده اند، تمایلی به نشان دادن این توالی ریز دانه رو به بالا ندارند.  در مناطق اب راکد،لایه های رسوبی نهشته شده رو به بالا به طور اهنگین ذره های اواری و گرداله های سنگی که معمولا بار گرداب نامیده می شود،جریان تپ شده با غلظت های رسوبی بالا را نشان می دهد.  جریان های غلیظ شده و جریان واریزه ای معمولا به طغیان سیلاب ها مرتبط یا وابسته هستند.  شکنج جریان عظیم نهشته شده به وسیله سیلاب های دریاچه Missoula قرن چهارم زمین شناسی که زمین های مرتفع شیار دار در مرکز واشنگتن،امریکا هستند دارای طول موج هایی به بلندی 125 متر و ارتفاع تا حدود 7 متر هستند.  این لایه دیس ها همچنین در گسترش وسعت و بار های آویخته که از شن بستر جنگل ترکیب شده است ،قابل استفاده می باشند.  چنین بارهای همچنین از حوزه دشت های آمریکای شمالی که سیلاب خیزند کانالهایی در سطح دشت ایجاد کرده است که فشاری در حدود ( ) تولید می کند.  هندسه فاضلاب متشکل از کانال درونی با عمق 25 تا 100 متر و پهنای 1 تا 3 کیلومتر و ناحیه بالایی صیقلی شده دارای پهنای 10 کیلومتر می باشد.  در قسمت بالایی صیقلی شده، کانال ها دارای الگو به هم جوش خورده با بدنه ای تیزی شکل و جانبی هستند که شبیه "خاگه" - توده- می مانند و تخته های سنگی، معمول و رایج هستند.  در کانال درونی، توده های خطی شکل و به هم پیوسته، به ندرت دیده میشوند، میله شنی ممکن است در دهانه فروریزی شن و خاک مشخص شود فن های بزرگ (میله های گسترده) در جایی تعیین میشوند که سیلاب های عظیم وارد رودخانه می شوند.
سیلاب های عظیم برای توضیح بستر زیرین توده یخی عصرپلیستوسن، عهد چهارم زمین شناسی استفاده شده اند.  در این فرضیه، آب انبار های زیرین توده یخی به شکل ورق های یخی محرک جدا میشوند که باعث بجا مانده بقایای فرسایش از جمله خاگه، آرایش شیاری (چین)، زمین های کم عمق، پشته تا وسعت 100 کیلومتر میشوند.  برخی خاگه ها و برخی سنگ های یخچالی ROGEN به عنوان قالب های ته نشین و رسوبی ناشی از حفره های برش خورده توسط سیلاب های عظیم توضیح داده میشوند.  مجراهای تونلی که اغلب بسیار شبیه فاضلاب می باشند مرتبط به بسترهای توده های زیرین یخ می باشند و به شکل ورق های یخی محرک گسترش می یابند و در کانالهای مجزا پخش می شوند.
Further reading
Baker, V.R. (1973) Paleohydrology and sedimentology of Lake Missoula flooding in eastern Washington, Geological Society of America Special Paper 144.
Clague, J.J. and Evans, S.G. (2000) A review of catastrophic drainage of moraine-dammed lakes in British Columbia, Quaternary Science Reviews 19, 1,763–1,783.
Dowdeswell, J.A. and Siegert, M.J. (1999) The dimensions and topographic setting of Antarctic subglacial lakes and implications for large-scale water storage beneath continental ice sheets, Geological Society of America Bulletin 111, 254–263.
Fisher, T.G., Clague, J.J. and Teller, J.T. (eds) (2002) The role of outburst floods and glacial meltwater in subglacial and proglacial landform genesis, Quaternary International 90, 1–115.
Kehew, A.K. and Lord, M.L. (1987) Glacial-lake outbursts along the mid-continent margins of the Laurentide Ice Sheet, in L. Mayer and D. Nash (eds) Catastrophic Flooding, 95–120, Binghamton Symposia in Geomorphology, Boston, MA: Allen and Unwin.
Maizels, J. (1989) Sedimentology, paleoflow dynamics and flood history of jokulhlaup deposits; paleohydrology of Holocene sediment sequences in southern Iceland sandur deposits, Journal of Sedimentary Petrology 59, 204–223.
Russell, A.J. and Knudsen, O. (1999) Controls on the sedimentology of the November 1996 jokulhlaup deposits, Skei∂ararsandur, Iceland, in N.D. Smith and J. Rogers (eds) Fluvial Sedimentology VI, 315–324, International Association of Sedimentologists Special Publication, 28.
Shaw, J. (1996) A meltwater model for Laurentide subglacial landscapes, in S.B. McCann and D.C. Ford (eds) Geomorphology Sans Frontieres, 181–236, New York: Wiley.
SEE ALSO: geomorphologial hazard; glacier; glacifluvial; palaeoflood; palaeohydrology
TIMOTHY G. FISHER                     (مترجم: فاطمه نوربخش)
 
OVERCONSOLIDATED CLAY  رس تحکیم شده
رس تحکیم شده بخاطر دفن شدن و زیرخاک رفتن بسیار زیاد تحت فشار قرار می گیرند.  تدفین شدن توسط رسوب با فشار زیاد یا بارگذاری کوتاه مدت ایجاد میشود اما یخبندان، عامل رایج و معمول است.  آب از رس رانده و دور میشود ازانجاییکه بسته بندی و پوشش ضخیم و مستحکمی دارد.  اگر خاک رس، بارگذاری نشود، شاید با ذوب یخ، شکاف و ترک بخورد.  می توان از رسوبات انگلستان یک مثال بیان کرد.
بررسی های شکاف دریاچه یخی و یخ رفت در HAPPISBURGH و CROMER، الگوهای شناخته شده ای از شکاف را نشان می دهند که مرتبط به تاریخ یخبندان دوره و زمان فرسایش متناوب می باشد.  حضور شکاف بر مشخصات استحکام، تراکم، و دوام خاک رس تاثیر می گذارد.  استحکام در کنار شکاف های باریک به میزان استحکام بخشهای جانبی کاهش می یابد. .  ضرایب تراکم و دوام بطور ویژه در کنار شکاف افزایش می یابند توجه شما را به سمت سیستم های شناخته شده شکاف در یخ رفت معطوف می کنیم که معمولا تحت عنوان مواد بدون شکاف و ترک نادیده گرفته میشوند.
چنین خاک رس های شکاف داری، استحکام کم را نشان میدهد که با تست سه بعدی در نمونه کوچک و بدون ترک مشاهده میشود.  چنین موادی باید مشابه با مواد استفاده شده در علم مکانیک صخره تحلیل شوند که موقعیت گسستگی در کاهش استحکام توده حجیم را درنظر میگیرد.  مسئله دیگر در خاک های رس تحکیم شده این است که درکل با یک مرحله بارگذاری از استحکام بیشینه خود عبور میکنند.  حتی اگر تست های ازمایشگاهی، مقادیر بالاتری را نشان دهند عملکرد حاصل این مواد توسط استحکام پس مانده اعمال می شود.
طی شکل گیری خاک های رسوبی و ته نشستی، فشار کل در هر ارتفاع معینی به اندازه ارتفاع خاک و همراه با افزایش این میزان ایجاد میشود.  از بین رفتن خاک بیش از حد تلمبار شده ممکن است بواسطه ی فرسایش (یا شاد توسط بولدوزر بشد)باشد که در نتیجه ی کاهش فشار ها می باشد. یک فاکتور مهم در خاک این است که حتی توسط بیشترین فشار هایی که تجربه کرده است ،متراکم شود در حالی که خاک ممکن است در اکولیبریم فشار کمتری را نسبت به مقدار فشار زیادی که آن را متراکم کرده بود ،باشد. این بدین معنی است که خاک رسی که در سی تو قرار دارد فشار کمتری را نسبت به فشاری که باعث متراکم شدن آن می شود جدا از دلایلی مانند تراکم بیش ز حد ،عوامل مختلف زمین شناسی و کلی که به عنوان دلیلی بر فشار هایی که باعث متراکم شدن خاک می شوند،شناسایی شده اند ،تحمل می کند. مکانیسم هایی که سبب متراکم شدن زود هنگام می شوند عبارتند از:
  • هر گونه تغییری در فشار ها مانند:1-انتقال و یا از بین رفتن خاک های تلمبار شده 2-ساختار های قبلی (قدیمی)3-یخسارش
  • تغییرات در فشار منفذی به :1-تغییر در جدول خروجی آب(ارتفاع آب)2- فشار ترکیبات (ساختمان ها)3-تلمبه کردن عمیق 4-از بی رفتن و کم شدن بنا به خشکی 5-خشکی که مربوط به گیاهان باشد
  • تغییرات در ساختمان خاک بنا به :1- تراکم ثانویه 2- تغییرات محیطی مانند ،میزان PH دما و غلظت نمک 3- تغییرات شیمیایی متاثر از :1- تغییرات آب و هوایی ،ته نشین ها و یا رسوبات عوامل چسبنده ،تبادل ion
  • تغییرات در آهنگ کرنش که بارگذاری می شود.
 
Further reading
Bell, F.G. (2000) Engineering Properties of Soils and Rocks, Oxford: Blackwell.
Costa, J.E. and Baker, V.R. (1981) Surficial Geology: Building with the Earth, New York: Wiley.
IAN SMALLEY          (مترجم: فاطمه نوربخش)
 
 
OVERFLOW CHANNEL - کانال های طغیان کرده
دریاچه هایی که توسط یخ بسته شده اند غالبا در دره های بدون یخ و فرعی گرفته تا یخچال های طبیعی وجود دارند. آب مایعی که از برف و یخ ذوب شده بدست آمده ممکن است در میان یخچال های طبیعی در حال پیشرفت و با در میان دیوار های صخره ای ،در میان دره های یخچال های طبیعی و یا یخچال های فرعی (کوچک)باشد و یا بوسیله ی یخچال های طبیعی در دره های فرعی و یا دره هایی که هنوز توسط یخچال های طبیعی اشغال نشده باشد ،وجود داشته باشند.  اگرچه آب در زیر یخچالی که دره را مسدود کرده آهسته حرکت می کند (جریان دارد) آب ذوب شده اندخته و میزان (سطح)آب افزایش پیدا می کند تا جایی که به بیشترین میزان در حداقل گردنه حاصل شود. در چنین مرحله ای ممکن است آب حتی در مجاورت دریاچه و یا منطقه ای که عاری از یخ باشد قرار بگیرد و کانال طغیان کننده جدیدی را ایجاد کند. حجم زیاد آبی که از دست می رود این اطمینان را به می دهد که این کانال لبریز شده تقریبا در یک بازه کوتاه زمانی ،گود شده (ایحاد و شکل گرفته است). زمانی که یا الگویه خشکسالی ناحیه ای مقایسه می کنیم،کانال های لبریز شده در موقیت شان ،ریشه (منشا)و اندازه شان غیر عادی هستند. کانال های طغیان شده توسط زمین صاف و مسطح و یا با سزاشیبی های تند ایجاد شده اند،زاویه بازی زا در زمین بالا شکل داده اند . برای اکثریت پروفایل دراز مدت به صورت موجی می باشد.  دره های به ندرت وجود دارند و یا اصلا وجود ندارند اما در صورتی که وجود داشته باشند منشا معمول رودخانه در درون دره را نشان می دهد. کانال لبریز شده کوتاه می تواند مستقیم باشد و یا تقریبا مستقیم باشد،در حالی که که مانال های طغیان شده ممکن است یک پلفرم پیچیده را نشان دهد ،کانال های طغیان شده معمولا به اسم کانال های سر ریز شده نامیده می شوند ،این در حالی است که این اسطلاح در برای کانال هایی که توسط سیل های طغیان گر فاجعه انگیز ایجاد می شوند. اکثر چنین کانال هایی در حال حاضر خشک هستند و یکبار توسط یخی که از بین رفته مسدود شده و دریاچه هایی که خشک کرده اند از بین رفته اند. اگر چه تصادفا ممکن است آن ها تا آنجایی عمیق شده باشند که جریان کانال ها حتی تا زمانی که یخ ها آب و در جریان متناسب قرار گرفته باشند ،خشک باقی بمانند. نه تنها همه ی فاکتور های غیر عادی در خشک سالی می توانند توسط دوره یخبندان ها در تعریف جای بگیرند. تصرف رودخانه و یاخشک سالی یخبندان و برای مثال تعیف های دیگری در این خصوص هستند که ارایه شده اند.
امروزه دریاچه های حفظ شده و کانال های طغیان شده در منطقه س نوروی و در هیمالیا ،رشته کوه های سخره ای آند و جزیره بافین و ایسلند و در بخش هایی از آلاسکا به چشم می خورند. طی آخرین عصر یخبندان حجم قابل توجهی از آب توقیف شده در حاشه غارهای یخی متوقف شده است. سطح آب در چنین دریاچه هایی معمولا متغیر است و عمق و میزان آن به دلیل فعل و انفعالات میان حاشیه موقعیتی که یخ در آن قرار دارد و توپوگرافی مربوط یه دوره یخبندان دوباره به شرایط اولیه بازگشته و مرحله ی خروجی فرسایش قرار می گیرد. مادامی که سطح آب تغییر می کند،معمولا آب به طور ناگهانی در یک کانال تازه باز شده ،جریان پیدا می کند. بنابراین کانال های طغیان شده پیچیده و وسیع نشات گرفته از دریاچه های شکل گرفته در اواخر دوره یخبندان پلستوکن است که در نواحی شمالی اروپا و شمال آفریقا یافت می شود. اسپارکس در سال 1969 جزئیاتی در توصیف کانال طغیان شده در شمال انگلیس فراهم کرده است. تایبل کانال های طغیان شده را کانال هایی توصیف می کند که در مرکز سوئد جریان دارند و از استوکهلم تا نزدیکی دو دریاچه گوتا و کوتبرگ کشیده شده اند. تلر در سال 2002 کانال های طغیان شده را کانال هایی توصیف می کند که دریاچه های بزرگ در اواخر دوره یخبندان در پلستسون دریاچه یخی آگاسیز تا شبکه های می سی سی پی و هادسون. اصطلاح کانال های طغیان شده جهت اشاره به کانال های مسدود شده در یک دشت سیلابی که ممکن است طی دوره ای زمانی که جریان زیاد باشد و یا محل بند و یا محدوده سد که به سر ریز شدن اشاره دارد قابل تعمیم است.
References
Sparks, B.W. (1960) Geomorphology, London: Longman.
Teller, J.T., Leverington, D.W. and Mann, J. (2002) Freshwater outbursts to the oceans from glacial Lake Agassiz and their role in climate change during the last glaciation, Quaternary Science Reviews 21, 879–887.
Twidale, C.R. (1968) Glacial spillways and proglacial lakes, in R.W. Fairbridge (ed.) Encyclopedia of Geomorphology, 460–467, New York: Reinhold.
SEE ALSO: outburst flood
CATHERINE SOUCH                 (مترجم: فاطمه نوربخش)
OVERLAND FLOW - جریان سطحی
جریان سطحی اصطلاحی است که برای آب جاری از سراشیبی تپه ها اطلاق می شود.  این دامنه از این جهت اهمیت دارد که این دامنه سریعترین راه را فراهم می کند که با هربار بارانی که به داخل این سراشیبی ها می ریزد می تواند کانالهای بخار آب را بدست آورد.  از این رو جریان سطحی به طور قابل توجهی به شکل گیری آب و هوای حاصلخیز کمک می کند.  به همان اندازه هم ممکن است روند فرسایشی را در دامنه ها بالا ببرد.  اصطلاح دیگری که در این متن استفاده شده شست صفحه ای یا فرسایش سطحی است و جریان بین جویباری یا جویبارهای میان گذر است که برای توصیف جریان های زیرزمینی که به کانالهای مشخصی و متمرکزی در مسیر دامنه منتهی میشود.  گرچه برای مسیر این جویبارها کانالهای تعریف شده نیست اما این مشاهده شده که جویبارها عمق یکسان ندارند.  در عوض طی همگرایی و واگرایی (پیوستن و گسستن جویبار در یک نقطه) حول موانع مکانهای تعیین شده در رگه هایی به شکل بهم پیوسته به صورت عمیقتر و جریان سریع اغلب سطحها را با لایه ای از آب می پوشاند.  مجاورت جویبارها نشان بر این است که جایی که جویبارها از مسیر جداگانه وارد یک مسیر میشوند گل و لای(نذولات) را با خود حمل می کنند ولی اگرچه میتواند نذولات را حمل کند ولی قابلیت فرسایشی را ندارد.  اما در عوض بار نذولات جویبارها در اثر فشار باران های زیاد به آن مکان عرضه میشود.  سه نوع از آبهای زیرزمینی شناسایی شده: اولین آنکه کثرت بارشها که به صورت افراطی در زمین نفوذ می کند.  این نوع همچنین جریان سطحی هورتونی نامیده می شود این نامگذاری به خاطر هورتون (R. E.  Horton) است که برای اولین بار این نوع را توصیف کرد.  ( Horton 1933) دومین نوع جریان های سطحی که اصطلاح جریان سطحی بیش اشباح نامیده شده گویند و سومی هم به آن جریان بازگشتی گویند.
 
جریان سطحی هورتونی (Hortonian overland flow)
بر طبق نظریه تولید جریان سطحی هورتونی بارانی که به خاک می رسد به دو بخش جداگانه تقسیم می شود: قسمتی به خاک نفوذ میکند و بقیه روی سطح زمین باقی می ماند.  میزان نفوذ بارشها و رابطه ای که با شدت بارش ها دارد بر مبنای مدل هورتون برای جریان سطحی هورتونی است.
f=fc+(f0-fc)e
برای تشریح روش نفوذ در طی یک باران سیل آسا در آن بیشترین یا ماکزیمم میزان نفوذ آب است. Fcیا کمترین یا مینیمم میزان نفوذ است اما اگر فرض برای خاک ثابت گرفته شود.  F0 اصلی ترین یا حداکثر میزان نفوذ است. K هم با توجه به انواع خاکها ثابت است. t زمانی است که باران شروع می شود.
 به طور کلی f0 مازاد تمام است که برای نفوذهای بارانی ضروری است.  روزنه های سطح خاک با آبهای باران وقتی به داخل آن نفوذ می کند پر می شود.  داخل خاک ترک خورده می شود ذره هایی به سطح خاک شسته می شوند تا جایی میزان جذب همزمان به صورت همزمانی کاهش می یابد.  سرانجام ممکن است به به نقطه ای برسد که زیر سطح شدت بارش باران باشد که در آن بیشتر آب در سطح می ماند.  زمانی که برای این رخداد صرف میشود میتواند برای شکل گیری آبگیر و تکمیل توسط صیقل سطح زمین شناسایی شود.  به محض اینکه این گودال ها از آب پر می شوند تا زمانی که سطح زمین را می پوشاند و چاله آب های مرتبط به هم ایجاد می کند.  مقدار آبی که برای این رخداد نیاز است به صورت بی قاعده سطح شیب ها بستگی دارد این به عنوان انبارش فرورفتگی شناختی می شود.  آبهای جاری میزان نفوذ به زمین را کاهش میدهند بنابراین مقدار آب باقی مانده در سطح افزایش پیدا می کند.  به خاطر اینکه حجم آب در سطح زمین افزایش پیدا می کند بنابراین تخلیه بار از شیب تپه انجام می شود.  زمانی که ظرفیت نفوذ خاک (f
c) به پایان می رسد (به فرض اینکه باران ثابت باشد) تخلیه آب تپه ها شروع می شود و به سطح مساوی می رسد.  لایه آب جاری به عنوان نگاهداشت آب شناخته شده است.  ضخامت این لایه و مدت زمان تاخیری آن بین گنجایش تقریبی نفوذ پذیری خاک و حصول تعادل رواناب تابع رواناب هیدرولیکی-نیروی محرکه رواناب- (شتاب، سرعت ) و طول دامنه تپه خواهد بود.  نیروی محرکه رواناب در واقع توسط زبری سطح زمین کنترل می شود که مقاومت اصطکاکی که موجب آب جاری می شود را تعیین می کند.  رابطه بین عمق و سرعت آب از یک طرف و مقاومت اصطکاکی از طرف دیگر می توانند بر معادله دارسی-وایزباخ دلالت داشته باشند:

به این طریق که ff ضریب اصطکاک بی بعد دارسی-وایزباخ، g ثابت گرانشی (ms-2)، d عمق آب (m)، s دامنه (mm-1)، و v سرعت آب (ms-1) می باشد.  
با توجه به مدل هورتون برای تولید جریان سطحی فرض بر این است که جریان کم و بیش بطور همزمان در طول دامنه تپه ها ایجاد شود.  به احتمال زیاد به این صورت است که رطوبت اولیه خاکها در ابتدای بارندگی بسیار پایین است و یا بارندگی شدید است و یا سرعت نفوذ پذیری خاک بسیار پایین است.  این شرایط بیشتر در خاک برهنه اتفاق می افتد( مانند زمین کشاورزی پاکسازی شده)، در محیط های خشک و نیمه خشک، و در طول طوفان های تندری همرفتی که در طی آن بارندگی به اوج شدت خود 300 میلی متر در ساعت می رسد و در دقایق بسیاری از بارندگی به شدت 50 میلی متر در ساعت غیر معمول نیست.
خاکهای برهنه ممکن است به دلیل پوسته سطح زمین(یا زیست شناختی یا مکانیکی)(به بخش پسته خاک مراجعه کنید) ظرفیت نفوذ پذیری بسیار کمی داشته باشند.  Kidron و Yair در سال 2001 از ظرفیت نفوذپذیری خاکهای تلماسه پوسته ای به کمتر از 9میلی متر در ساعت در اسرائیل گزارش دادند.  بنابراین جریان سطحی هورتون می تواند در بارندگی های شدید نیز تولید شود.  زیرا جریان سطحی به رابطه بین سرعت بارندگی و سرعت نفوذپذیری بستگی دارد.  و افزایش فرودامنه ها را تخلیه می کند.  راه هایی که تخلیه در فرو دامنه را افزایش می دهند بر عرض و عمق جریان تاثیر می گذارند و سرعت بسیار متغیر است ( هندسه هیدرولیکی) و در درجه اول به ویژگی های سطح دامنه بستگی دارد(Parsons et al. 1996).  هر دو جریان خطی و جریان متلاطم ممکن است از خطی به متلاطم و شرایط مکانی و زمانی متغیر باشد.  هورتون در سال 1945 از واژه جریان مختلط برای توصیف این وضعیت استفاده کرد.  افزایش فرودامنه در تخلیه ممکن است توسط یک تغییر از جریان کاملا بی کانال در قسمت فوقانی دامنه همراه با ترکیبی از کانال(شیار) و بی کنال (بدون شیار) جریان در قسمت پایین باشد.  ظهور شیارهای فرسوده در قسمت عملکرد از جریان سطحی منجر شد هورتون قسمت فوقانی دامنه تپه ها را بدون جریان فرسایش بنامد.  با این حال صحیح نیست که فرسایش در این منطقه صورت گیرد: به همین سادگی که جداسازی در این منطقه توسط قطرات باران صورت گرفته است و بطور مکانی افشانده شده است، در همه جا جریان بدون شیار می باشد.  جداشدن خاک با نزول قطرات باران توسط انرژی جنبشی باران کنترل می شود، اما از افزایش عمق جریان بدون شیار کاسته می شود.  زیرا آب مقداری از انرژی جنبشی باران را پراکنده می کند.  این رابطه ممکن است با این معادله بیان شده باشد(Morgan et al. 1998)

در این معادله D سرعت جداسازی است، K شاخصی است که با توجه به نوع خاک متغییر می باشد، Ps چگالی، KE انرژی جنبشی بارندگی و B ثابت است و با بافت خاک تغییر می کند.  در شیار ها جداسازی توسط تنش برشی ِ اعمال شده توسط جریان به دست می آید.  اگرچه چندین تلاش برای تعیین کمیت شرایط آستانه در شرف ایجاد شیار توسط جریان سطحی وجودداشته است ( به عنوان مثال، Slattery 1992 ،(Bryan Nearing در سال 1994 اشاره داشت که تنش برشی اعمال شده توسط جریان کم عمق در حدود چند پاسکال می باشد در حالیکه مقاومت برشی خاک در حدود چند کیلو پاسکال است.
 
جریان سطحی مازاد اشباع (Saturation-excess overland flow)
پذیرش مدل هورتون برای تولید جریان سطحی در تقابل با این واقعیت است که بسیار به ندرت در محیط های زیادی مشاهده شده است، بویژه در مواردی که پوشش گیاهی قابل ملاحظه ای وجود دارد و یا بارندگی به جای همرفتی،چرخندی است.  Kirkby و Chorley در سال 1967 به این استدلال پرداختند که بارش باران بروی خاکی که تازه اشباع شده است، بر روی سطح باقی مانده و به جریان سطحی تبدیل می شود.  تولید این نوع از جریان سطحی زیاد به رابطه بین شدت بارندگی و نفوذپذیری خاک بستگی ندارد.  مقدار آبی که همواره در ابتدای بارندگی در خاک موجود است به عنوان مقدار رطوبت پیشین و ظرفیت ذخیره آب در خاک شناحته می شود.  ظرفیت فضای مقدار آب درون خاک هم متغیر وهم ناپایدار است.  رطوبت اولیه بصورت به هم پیوسته در بالاترین سطح تپه قرار دارد و مناطقی که خاک ضعیفی دارند( مانند مانع مصنوعی) ظرفیت کمی برای گنجایش یا تحمل آب دارند . هر دوی این مناطق به طور بخصوصی مقدار زیادی از آب در جریان را اشباع وتولید می کنند.  رطوبت اولیه بسته به میزان بارندگی های قبلی دارد تا یک طوفان شدید اتفاق بیفتد.        
به یکدیگر میپیوندند.  این دو عامل به معنای این است که برخلاف هوروتین که بر روی زمین در جریان است اشباع بیش از اندازه ای جریان های آب که بر روی زمین شبیه به افزایش تنها بخشی در دامنه تپه ها می باشد (معنی فضای منطقه که به جریان های روی زمین می پیوندد BETSON ،BLACK 1970 را مشاهده کنید)این ممکن است برای دو طوفان با ویژگی های یکسان متغیر باشد. (معنی منابع متغیر هر ناحیه DUNNE، BLACK را مشاهده کنید) اشباع بیش از اندازه آب بر روی زمین در مناطق محدود و مخصوص که نزدیک رودخانه هستند تولید میشود. دلیل مهمی برای کنترل در مناطق آبگیر می باشد.  درست بر عکس این موضوع به دلیل جریان آب بسیار کم بر روی زمین در سطح تپه های کم شیب تولید می شود که از اهمیت کم تری در مورد فرسایش خاک در دامنه تپه ها برخوردار است.
 
جریان برگشتی (Return flow)
آبی که به داخل خاک نفوذ می کند و از منافذ درون خاک عبور می کند (PIPE،PIPING را مشاهده کنید) ممکن است با خاک اشباع شده (سفت) مواجه شود بنابراین حرکت اب در مناطق کم شیب از میان خاک با مانع مواجه می شود.  این آب در حال جریان ممکن است دوباره به سطح خاک بازگردد که ما از آن به نام جریان برگشتی یاد می کنیم(می شناسیم) معمولا سطح تپه ها یکی از نشانه های تاثیر مناطق آبگیر بر روی زمین است.
References
Betson, R.P. and Marius, J.B. (1969) Source areas of storm runoff, Water Resources Research 5, 574–582.
Dunne, T. and Black, R.D. (1970) Partial area contributions to storm runoff in a small New England watershed, Water Resources Research 6,
1,296–1,311.
Horton, R.E. (1933) The role of infiltration in the hydrological cycle, Transactions of the American Geophysical :union: 14, 446–460.
——(1945) Erosional development of streams and their drainage basins; hydrophysical approach to quantitative morphology, Geological Society of America Bulletin 56, 275–370.
Kidron, G.J. and Yair, A. (2001) Runoff-induced sediment yield over dune slopes in the Negev Desert. 1: quantity and variability, Earth Surface Processes and Landforms 26, 461–474.
Kirkby, M.J. and Chorley, R.J. (1967) Throughflow, overland flow and erosion, Bulletin of the International Association for Scientific Hydrology
12, 5–21.
Morgan, R.P.C., Quinton, J.N., Smith, R.E., Govers, G., Poesen, J.W.A., Auerswald, K., Chisci, G., Torri, D. and Styczen, M.E. (1998) The European soil erosion model (EUROSEM): a dynamic approach for predicting sediment transport from fields and small catchments, Earth Surface Processes and Landforms 23, 527–544.
Nearing, M.A. (1994) Detachment of soil by flowing water under turbulent and laminar conditions, Soil Science Society of America Journal 58, 1,612–1,614.
Parsons, A.J., Wainwright, J. and Abrahams, A.D. (1996) Runoff and erosion on semi-arid hillslopes, in M.G. Anderson and S.M. Brookes (eds) Advances in Hillslope Processes, 1,061–1,078, Chichester: Wiley.
Slattery, M.C. and Bryan, R.B. (1992) Hydraulic conditions for rill incision under simulated rainfall: a laboratory experiment, Earth Surface Processes and Landforms 17, 127–146.
Further reading
Emmett, W.W. (1970) The hydraulics of overland flow on hillslopes, US Geological Survey Professional Paper 662-A.
Parsons, A.J. and Abrahams, A.D. (eds) (1992) Overland Flow: Hydraulics and Erosion Mechanics, London: UCL Press.
SEE ALSO: soil erosion
A.J. PARSONS          (مترجم: فاطمه نوربخش)

 
دفعات مشاهده: 29 بار   |   دفعات چاپ: 3 بار   |   دفعات ارسال به دیگران: 0 بار   |   0 نظر
::
انجمن ایرانی ژئومورفولوژی Iranian Association Of Geomorphology
Persian site map - English site map - Created in 0.072 seconds with 885 queries by yektaweb 3506