[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 Relief تا Riparian ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۸/۱۶ | 
  RELIEF - ناهمواری
عمومی­ترین تعریفی که می­توان از ناهمواری کرد عبارت از اختلاف ارتفاع در گستره یک ناحیه از پیش مشخص و یا مقیاس طولی استنباطی است. این تعریف ساده امکان تشخیص شماری از ناهمواری­های ویژه را فراهم می­سازد. برای مثال ناهمواری یک رشته­کوه را می­توان به عنوان اختلاف ارتفاع بین بلندترین قله و قاعده جبهه رشته­کوه مزبور قلمداد نمود. از سویی ناهمواری یک رشته کوه را می­توان ارتفاع مطلق بلندترین قله نامید که در این صورت با اشاره ضمنی به تراز دریا به عنوان مبنای ارتفاعی همراه است. در مقیاس­های طولی بیش از حد کوتاه ناهمواری را می­توان به عنوان تغییرات ارتفاعی تعریف نمود که به واسطه یک دامنه مشخص، پشته­ای در عرض دره و یا عارضه فیزیوگرافیکی نظیر یک تندان ایجاد شده است. ناهمواری را می­توان به طور ساده توپوگرافی عمومی نیز نامید یا به طرز خاصی می­توان آن را ارتفاعات بهم پیوسته و یا نابرابری­های سطح زمین قلمداد نمود. به عبارتی واژه ناهمواری بسته به زمینه کاربرد ممکن است معانی گوناگونی داشته باشد.  با همه این­ها واژه مزبور در عمومی­ترین کاربرد خود هم اشاره به خود توپوگرافی دارد و هم تفاوت ارتفاعی بین بلند­ترین و پست­ترین نقطه در داخل یک ناحیه محسوب می­شود.
اختلاف ارتفاعی که باعث ایجاد ناهمواری می­شود برآمدی از برهمکنش میان تغییرات فضایی در بالاآمدگی سنگ­ها و فرسایش است. هر چند گسلش عادی نیز می­تواند باعث بروز ناهمواری در محیط­های کششی شود اما فرایندهای آتشفشانی و زمین­ساختی که باعث خیزش سنگ­ها بر فراز سطح آب دریا می­شوند مسئول نهایی افراشتگی رشته­های کوهستانی هستند. با این که فرایندهای فرسایشی ممکن است ابقاء کل ناهمواری حاصل از بالاآمدگی سنگ­ها را محدود نمایند اما این فرایندها نیز با کندن دره­ها باعث ایجاد ناهمواری در مقیاس­های طولی کوتاه­تر می­شوند. فرایندهای رودخانه­ای و یخچالی از طریق خندق­زایی در زمین باعث بروز ناهمواری می­شوند، در صورتی که حرکات توده­ای مواد (مانند خزش خاک و بیشتر زمین­لغزش­ها) میل به کاهش میزان ناهمواری دارند. ناهمواری کل یک رشته­کوه در نهایت بستگی به توازن میان پدیده­های بالاآمدگی و فرسایش دارد، مگر این که میزان تجمع مواد پوسته­ای از مرز مکانیکی قابل تحمل برای مقاومت پوسته­ای تجاوز نماید که در این صورت منجر به رشد فلات مرتفع می­گردد.
جهت توصیف یک حوضه زهکشی از جنبه­های مختلف ممکن است از چندین نوع ناهمواری بهره بگیریم. ناهمواری جریانی بازنمایی از افت ارتفاعی است که در راستای نیمرخ طولی یک شبکه زهکشی به طرف پایین­دست اندازه­گیری می­شود، به طوری که از طریق اختلاف ارتفاع بین ابتدای کانال و خروجی حوضه نمایش داده می­شود. این بخش از ناهمواری کل حوضه ممکن است تحت تاثیر تغییرات فرایندهای جریانی و مقادیر خندق­زایی رود قرار گیرد. ناهمواری دامنه که از طریق اختلاف ارتفاع بین دهانه کانال و آب­پخشان حوضه معین می­شود خارج از تاثیر آنی فرایندهای جریانی، بازنمود آن بخش از ناهمواری کل حوضه زهکشی بوده و به جای فرایندهای جریانی تحت کنترل فرایندهای دامنه­ای است. ناهمواری ژئوفیزیکی یک حوضه زهکشی به صورت اختلاف ارتفاع بین خط­الرأس و قعر دره تعریف می­شود که هم ناهمواری دامنه و هم ناهمواری جریانی را شامل می­شود. علاوه بر این ناهمواری­های ویژه، ناهمواری دیگری به نام ناهمواری محلی وجود دارد که می­توان آن را از طریق اختلاف ارتفاع بین مرتفع­ترین و پست­ترین نقطه بر روی توپوگرافی که در گستره یک ناحیه با اندازه از پیش­ مشخص و با یک مقیاس طولی پس­تعریف شده اندازه­گیری می­شود، توصیف نمود.
ناهمواری محلی ذاتا به مقیاس وابسته است. هر قدر مقیاس طولی مربوط به اندازه­گیری ناهمواری محلی بزرگ­تر باشد ناهمواری مزبور بزرگ­تر است. عموما افزایش ناهمواری محلی به عنوان تابعی غیرخطی از قطر ناحیه مورد بررسی با نمایی کمتر از یک و نوعا در بازه تقریبی 7/0 تا 8/0 صورت می­گیرد. به علاوه ناهمواری متوسط محلی همبستگی زیادی با شیب متوسط محلی دارد. با وجود این در موقع انجام محاسبات توپوگرافی  از روی مدل­های رقومی ارتفاع، ناهمواری محلی در مقایسه با   شیب متوسط که وابستگی زیادی به اندازه شبکه سلولی دارد کمتر به اندازه شبکه وابسته است.
از زمانی که اولین مطالعات در زمینه ناهمواری چنین مستدل ساخته­اند که وجود ناهمواری بزرگ­تر و شیب بیشتر منجر به فرسایش سریع­تر می­شود روابط بنیادین میان ناهمواری و مقادیر فرسایش ثابت گردیده است. شوم[1] (1963) طی مطالعه خود در حوضه­های بزرگ شمال آمریکا که جزو یکی از نخستین مطالعات جدید در خصوص تاثیر ناهمواری بر مقادیر فرسایش است از یک رابطه خطی میان نرخ فرسایش و ناهمواری حوضه (ارتفاع بلندترین نقطه حوضه  از سطح آب دریا) خبر داد. به دنبال آن آهنرت[2] (1970) گزارشی از افزایش خطی مقادیر فرسایش با افزایش ناهمواری متوسط محلی (اختلاف ارتفاع اندازه­گیری شده در گستره یک مقیاس طولی ویژه) در حوضه­های واقع در عرض­های میانه ارائه داد. مطالعات اخیر در دیگر مناطق که در راستای پیشبرد نتایج آهنرت بود نشان داد که ناهمواری محلی و رواناب عوامل مهمی هستند که نرخ فرسایش را در حوضه­های اصلی دنیا کنترل می­نمایند (سامرفیلد[3] و هالتن[4]، 1994). روابط مختلف میان مقادیر فرسایش و ارتفاع متوسط مبین رشته­کوه­های فعال و غیرفعال از نظر تکتونیکی بوده (پینت[5] و سوریائو[6]، 1988) و مونتگومری[7] و براندون[8] (2002) اخیرا شواهدی مبنی بر وجود رابطه غیرخطی قوی میان مقادیر بلندمدت فرسایش و ناهمواری متوسط محلی ارائه دادند.
تا همین اواخر تصور بر این بود که ناهمواری دامنه­های متشکل از سنگ مادر به دلیل نیروی چسبندگی زیاد سنگ سالم به لحاظ مقاومت محدودیتی نداشته باشد. با وجود این بسط ناپیوستگی­هایی در مقاومت سنگ در مقیاس کل یک دامنه، کناره دره و یا کوه می­تواند از طریق بروز زمین­لغزش بزرگ­مقیاس در سنگ مادر تکوین ناهمواری را محدود سازد (اسچمیت[9] و مونتگومری، 1995). گسیختگی ناگهانی قله کوه کوک[10] ـ مرتفع­ترین نقطه در نیوزیلند ـ نشان داد که چگونه لغزش سنگ مادر می­تواند ناهمواری موجود در زمین پرشیب و بسیار منقطع را محدود سازد. طی مجادله­ای که از سوی بوربانک[11] و همکارانش (1996) در مورد اصل کلی ناهمواری دامنه کم­مقاوم صورت گرفت ثابت گردید که گلوگاه رود ایندوس[12] در سرتاسر ناحیه­ای که شیب متوسط دامنه­های آن مستقل از نرخ خندق­زایی محلی رود مزبور است از گرادیان­های شدید در میزان خندق­زایی برخوردار است. از این رو ایشان چنین نتیجه گرفتند که توسعه دامنه­های کم­مقاوم به لغزش سنگ بستر امکان داده است تا نیمرخ­های دامنه­ای را به گونه­ای تنظیم نماید که روند کاهش ارتفاع قله همگام با خندق­زایی سریع رود در سنگ بستر باشد. طبق این دیدگاه در مناطق فعال تکتونیکی مقادیر فرسایش در تطابق با بالازدگی سنگهاست که آن هم مقدمتا به جای این که ناشی از افزایش شیب یا افزایش ناهمواری باشد متاثر از تغییرات فراوانی زمین­لغزه­ها است (مونتگومری و براندون[13]، 2002). در مقابل در زمین­های کم­شیب ممکن است تندی دامنه­ها و متعاقب آن ناهمواری محلی در قبال تغییرات عوامل کنترل­کننده مقادیر فرسایش در مقیاس چشم­انداز از خود واکنش نشان دهد.
وضعیت اقلیمی و تغییرپذیری آن  ناهمواری کل رشته­کوه­ها را مشروط می­سازد. تغییرپذیری بالای باران­های کوهستانی بسته به ماهیت عامل بازخوردی می­تواند هم محدودیتی برای ناهمواری جریانی در یک رشته­کوه خاص بوده و هم آن را افزایش دهد (رو[14] و همکاران، 2001). فرسایش فزاینده توسط فرایندهای یخچالی و جنب­یخچالی ممکن است مانع از تکوین ناهمواری اساسا در بالای خط برف دائمی شود (بروزوویچ[15] و همکاران، 1997). شاید بهترین موارد استثتایی از نقش فرسایش در کاهش انباشت توده­ای مواد در رشته­کوه­ها را در جایی یافت که کمی بارش این امکان را به تجمع مواد داده است که مرز مکانیکی برای افزایش ضخامت پوسته را تضمین نموده و بدین ترتیب منجر به ظهور فلات­های مرتفعی چون آلتی­پلانو[16] و تبت گردیده است. موقعیت فلات­های مرتفع زمین در عرض­های جغرافیایی خشک اشاره به این دارد که تشکیل فلات بازتابی از هم­آیندی میان مقادیر بالای فشردگی توده­ای ناشی از تکتونیک و مقادیر پایین فرسایش ناشی از وجود یک اقلیم خشک است.
دیدگاه نو درباره وجود پیوند و بازخورد میان فرایند­های اقلیمی، فرسایشی و تکتونیکی در حال ایجاد ائتلاف میان مطالعات تازه­ای است که بر روی برهمکنش­های موجود میان فرایندهای مزبور متمرکز شده­اند. زمین­شناسان به این شناخت می­رسند که گرادیان­های مکانی اقلیمی موثر بر فرایندهای فرسایشی قادرند تکوین و تحول ساختارهای زمین­شناسی را نیز تحت نفوذ خود قرار دهند. تکوین رشته­کوه­ها قویا بر الگوهای بارندگی اثر گذاشته و شبیه­ساز­های عددی در خصوص کوهزایی­های پایا و در حال توسعه نشان می­دهد که هم توپوگرافی و هم گرادیان­های دگرگونی ناشی از آن که در سطح زمین رخنمون هستند اثر تغییرپذیری مکانی بر اوضاع فرسایش را منعکس می­نمایند (ویلت[17]، 1999). گرادیان­های اقلیمی و تکتونیکی قویا بر شدت فرسایش تاثیر گذارده و بدین ترتیب تکوین و تحول توپوگرافی را نیز در پی دارند. بنابراین تکوین ناهمواری به شدت با بازخوردهای بزرگ­مقیاسی که دربردارنده برهم­کنش میان اقلیم، فرسایش و تکتونیک است، پیوند می­یابد. در حالی که پراکنش جغرافیایی صفحات تکتونیکی در طول زمان زمین­شناسی تغییر نموده است اما الگوی جهانی تغییرات اقلیمی نمایان­گر الگوهای کلان در امتداد عرض­های جغرافیایی است که به صورت وفور بارندگی در عرض­های استوایی، یک کمربند بیابانی در عرض­های پایین و نفوذ شدید یخچال­ها به سمت قطب­ها مشخص می­باشد. در این زمینه وجود بازخورد میان اقلیم، تکتونیک و فرسایش دلالت بر کنترل توزیع سیاره­ای ناهمواری­ها از سوی عوامل بزرگ­مقیاس اقلیمی دارد. شکل­گیری فلات­های مرتفع در دو طرف عرض­های بیابانی زمین محتمل است، اما شکل­گیری کوه­های مرتفع در مناطق استوایی یا قطبی که در آن­ها میزان فرسایش یا به دلیل بارش شدید و یا به خاطر فرایندهای یخچالی زیاد است، غیرمحتمل است.
بحث مهمی روی رابطه تغیییر اقلیم با ناهمواری مناطق کوهستانی صورت گرفته است. وقوع افزایشی در ناهمواری مطلق یک رشته­کوه و متعاقب آن افزایش در وسعت محیط­های آلپی ممکن است بر مقادیر هوازدگی مکانیکی ناشی از فرایندهای یخچالی و مجاوریخچالی بیفزاید. از این رو افزایش ناهمواری در مناطق آلپی ممکن است به طوره بالقوه بر چرخه جهانی کربن و ماکرواقلیم اثر بگذارد. واگر[18] (1993) در یادداشت خود درباره مجاورت قله­های مرتفع هیمالایا با دره­های عمیق چنین مطرح کرد که برگشت ایزوستاتیک در قبال گودشدگی دره مسئول اوج­گیری قله­های هیمالایا بر فراز فلات تبت بوده است. مولنار[19] و انگلند[20] (1990) پیشنهاد نمودند که بیشتر شواهد موجود در خصوص بالاآمدگی برجسته رشته­کوه­ها در اواخر دوران سنوزوئیک ممکن است بازنمایی ساده­ای از اثرات وخامت اقلیم بر افزایش رخنمون­شدگی فرسایشی[21] سنگ­ها و یا افراشتگی قلل کوهستانی در واکنش به افزایش عمق و طول دره­ها باشد. تحلیل هندسه دره­ها نشان می­دهد که می­توان یک چنین اثرگذاری را  مسئول حدود یک چهارم ارتفاع قلل کوهستانی دانست، گرچه شدت بالقوه چنین اثری بستگی به مقاومت پوسته و ماهیت فرایندهای فرسایشی دارد (گیلکریست[22] و همکاران، 1994؛ مونتگومری، 1994). با وجود این مطالعات اخیر به این نتیجه رسیده­اند که عامل گودشدگی دره از کمترین پتانسیل جهت اثرگذاری بر ناهمواری محلی در رشته­کوه­های فعال تکتونیکی برخوردار است (ویپل[23] و همکاران، 1999؛ مونتگومری و براندون، 2002).
کوتاه کلام این که ناهمواری یک مفهوم ساده با معانی بسیار گوناگون است که تعریف آن بستگی به زمینه ویژه مورد استعمال دارد. با این حال آگاهی از عوامل ایجاد ناهمواری به عنوان گرانیگاهی برای درک روابط میان فرایندهای ژئومورفیک، تکتونیک و اقلیم محسوب می­شود که در کنار هم سطح کره زمین را شکل می­بخشند.
References
Ahnert, F. (1970) Functional relationship between denudation, relief, and uplift in large mid-latitude drainage basins, American Journal of Science 268, 243–263.
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., 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 Himalayas, Nature 379, 505–510.
Gilchrist, A.R., Summerfield, M.A. and Cockburn, H.A.P. (1994) Landscape dissection, isostatic uplift, and the morphologic development of orogens, Geology 22, 963–966.
Molnar, P. and England, P. (1990) Late Cenozoic uplift of mountain ranges and global climate change: chicken or egg? Nature 346, 29–34.
Montgomery, D.R. (1994) Valley incision and the uplift of mountain peaks, Journal of Geophysical Research 99, 13,913–13,921.
Montgomery, D.R. and Brandon, M.T. (2002) Non-linear controls on erosion rates in tectonically active mountain ranges, Earth and Planetary Science Letters 201, 481–489.
Pinet, P. and Souriau, M. (1988) Continental erosion and  large-scale relief, Tectonics 7, 563–582.
Roe, G.H., Montgomery, D.R. and Hallet, B. (2002) Effects of orographic precipitation variations on the concavity of steady-state river profiles, Geology 30, 143–146.
Schmidt, K.M. and Montgomery, D.R. (1995) Limits to relief, Science 270, 617–620.
Schumm, S.A. (1963) The Disparity between Presentday Denudation and Orogeny, US Geological Survey Professional Paper 454-H.
Summerfield, M.A. and Hulton, N.J. (1994) Natural controls of fluvial denudation rates in major world drainage basins, Journal of Geophysical Research 99, 13,871–13,883.
Wager, L.R. (1933) The rise of the Himalaya, Nature 132, 28.
Whipple, K.X., Kirby, E. and Brocklehurst, S.H. (1999) Geomorphic limits to climate-induced increases in topographic relief, Nature 401, 39–43.
Willett, S.D. (1999) Orogeny and orography: the effects of erosion on the structure of mountain belts, Journal of Geophysical Research 104, 28,957–28,981.
DAVID R. MONTGOMERY   (مترجم:  مرتضی قراچورلو)
RELIEF GENERATION - زایش ناهمواری
لندفرم­ها تقریبا در همه جا از عناصری تشکیل می­یابند که منتج از اقالیم مختلف بوده و به عبارتی توسط نیروهای خارجی مختلفی شکل می­یابند. اجتماع ناهمواری مربوط، زایش ناهمواری نامیده می­شود. نیروهای مزبور اجزاء متشکله ژئومورفولوژی اقلیمی محسوب می­شوند. این مفهوم با مراحل چرخه فرسایش دیویسی و تقویم برهنه­سازی زمین بر مبنای تکتونیک ارتباطی ندارد. در اروپای مرکزی ماهیت وجودی پدیده رامپ­فلاچن[24] (دشت­های حجاری­شده، دشت­هایی که سنگ­های با سختی متفاوت را قطع می­نمایند؛ به کلمات Etching، Etchplain و Etchplanation توجه نمایید) به دوره ترشیری و آن هنگام که از اشکال، نهشته­ها و بقایای هوازدگی مناطق گرمسیری منتج گردید، برمی­گردد. دره­های داخل این دشت­ها تحت فرایندهای کاوشی به عمق رفته و در آغاز با تراس­های گسترده متعلق به دوره پلیوسن/پلئیستوسن پایینی که از جنس گراول­های تقریبا خالص کوارتزی و گاهی اوقات کمی پیزولیت است مشخص می­باشد. بدیهی است که این تراس­ها حاصل فرایندهای فرسایش و انتقال در هوای گرم و مرطوب می­باشد. منشا رشته تراس­های واقع دربخش میانی و سفلی دره­ها فرایندهای مجاور یخچالی است به طوری که با سنگریزه­های سنگ­های مختلف، عوارض پرمافراست همزمان با رسوب­گذاری و لس­ها یا تپه­های شنی (فقط مربوط به دوره یخبندان وورم) پوشیده شده­اند. یک پوشش سولیفلوکسیونی که تقریبا بر روی همه دامنه­ها دیده می­شودـ به صورت لایه­ای که در داخل آن خاک­های جدید تکوین یافته­اندـ  مقدار کل فرسایش ناچیز مربوط به دوره هولوسن را آشکار می­سازد. از آن جایی که دشت سیلابی تنها حدود سه متر پایین­تر از تراس متعلق به دوره وورم قرار دارد و با توجه به این که گودشدگی مزبور عمدتا در اواخر دوره وورم اتفاق افتاده است این میزان فرسایش را برای فرایندهای جریانی نیز به کار می­برند. اصطلاح زایش ناهمواری از طرف بودل[25] در سال 1955 طی مطالعه­اش در ناحیه هوگار واقع در صحرای مرکزی (آفریقا) ارائه شد. در این جا پدیده رامپ­فلاچن در زیر جریان­های بازالتی قدیمی باعث جابه­جایی لوم قرمز و ماترک خاک­های استوایی می­شود. وجود یک تراس لومی در دره­های مزبور تطابقی با فرایندهای اخیر نداشته و از یک رأس مصنوعی خیلی قدیمی برخوردار است. بستر جدید رود از ماسه تشکیل یافته است.
روش­های اصلی تشخیص نوع زایش ناهمواری بدین قرارند: 1-  جداسازی لندفرم­های با منشأ مختلف به طوری که لندفرم­های جوان در داخل لندفرم­های قدیم­تر جای می­گیرند؛ اشکال جوان­تر به ندرت به مانند آن چه که در تپه­های شنی دیده می­شود در بالای اشکال قدیم­تر قرار می­گیرند؛ 2- متمایز ساختن اشکال تازه از راه مشاهده فرایندهای جدید؛ 3- کاوش آثار هوازدگی و یا رسوبات همبسته که نشانگر اقلیم متفاوت بوده و این عوارض را با زایش ناهمواری قدیم­تر از خود مرتبط می­سازد. چنان­چه شخصی تصویری کامل از راه مشاهدات میدانی­اش کسب نمایدـ که شاید به تجزیه و تحلیل­های آزمایشگاهی­اش اضافه گرددـ پس از آن در پی مقایسه اشکال حاصل از زایش ناهمواری مورد نظر با اشکال مشابه در یک منطقه اقلیمی متفاوت بر­می­آید. تاریخ­گذاری مطلق بر طبق مقیاس ­زمانی زمین­شناسی به دلیل ارائه یک سن مفید بوده و ایده­ای در خصوص شرایط دیرین­ـ بوم­شناسی[26] به دست می­دهد.
اساس مقایسه فوق ژئومورفولوژی اقلیمی[27] آلمانی زبانان است که کاملا متفاوت از ژئومورفولوژی اقلیمی[28] انگلیسی زبانان بوده و اجتماع لندفرم­ها و اهمیت نسبی فرایندهای اخیر در مناطق مورفوکلیماتیک را بررسی می­نماید. اجتماع منظمی از لندفرم­ها امکان طبقه­بندی اشکال باقیمانده را که به صورت پراکنده حفظ شده­اند و نیز جستجو برای سایر اشکال را فراهم می­سازد. برای مثال چنان­چه شخصی عمیق­شدگی زیاد و خراش­های یخچالی در سنگ­هاـ به صورت دیواره­ای از نهشته­های مخلوط در یک جای مشخص­ـ  را مشاهده نماید احتمال زیادی هست که آن را به مورن­ها نسبت دهد. این یافته­ها ممکن است از راه کاوش دروملین­ها یا سایر عوارض ناشی از فرسایش یخچالی پشتیبانی گردد. از آن جایی که در باب زایش ناهمواری به دنبال پرسش درباره اجتماع اشکال و مکانیزم­های شکل­گیری ناهمواری هستیم مفهوم زایش ناهمواری گسترده­تر از تحقیق در خصوص اشکال دیرینه[29] می­باشد. بعد از همه این بررسی­ها شاید جستجو برای داده­های اقلیم دیرینه[30] مانند دیرین گیاه­شناسی[31] مطرح شود. تقریبا هیچ تلاشی برای جایگیر ساختن داده­های اقلیمی در داخل مرزهای مناطق با زایش­های ناهمواری متفاوت صورت نگرفته است.
ممکن است فرایندهای شکل­دهنده ناهمواری در اقالیم مختلف که متعلق به دوره ترشیری تا عصر جدید هستند را در مقیاس کوچک بررسی نمود. قطعه­سنگ­های واقع در کوهستان هارز[32] از یک قشر قرمز برخوردارند که مربوط به هوازدگی لوم قرمز دوره ترشیری است. در بالای این قشر یک پوسته نازک سفیدرنگی وجود دارد. بر روی چند تا از این بلوک­های سنگی یک بخش مربع یا مثلث شکلی دیده می­شود که به واسطه هوازدگی یخبندانی تکه تکه شده است. در این جا لبه­های بلوک مزبور فقط از یک قشر سفیدرنگ برخوردار است. در حاشیه میدان بلوکی قطعات دیگری وجود دارند که از پوشش آبرفت­های یخچالی که به احتمال زیاد مربوط به دوره­های گرم پلئیستوسن است پوشیده نشده­اند. از این رو این زمین­ها را می­توان "Mehrzeitformen"  (انبوهی از اشکال مربوط به اقالیم مختلف) نامید. سنگ­های آیرز[33] دارای اشکال هوازدگی در سنگ سخت بوده و در اقلیم­های متفاوت شکل گرفته­اند.
در مباحث روش­شناختی بایستی زایش ناهمواری را به عنوان اساسی برای تمایز عناصر ناهمواری که از حساسیت متفاوتی در برابر فرایندهای ژئومورفولوژیکی برخوردارند قرار داد. عناصر مربوط به زایش­های ناهمواری قدیمی پایدارتر از عناصر زایش­های ناهمواری جوان بوده و ممکن است عمدتا از طریق فرایند گودشدگی دره فرسوده شوند. مقاومت و مکان وقوع آستانه­ها را می­توان با استفاده از زایش­های ناهمواری چون لبه یک دشت قدیمی تبیین نمود. مسلما عناصر زایش­های ناهمواری قدیمی در تعادل با فرایندهای جدید نیستند. این عناصر نه توسط فرایندهای مزبور شکل گرفته­اند و نه این که در اثر آن­ها تغییرات قابل توجهی به خود دیده­اند. به­کارگیری حالت تعادل حتی برای زایش ناهمواری جدید به دو دلیل تقریبا غیر قابل اثبات است: یکی به خاطر تاثیر زایش­های قدیمی بر روی دبی و مسیرهای انتقال آب و دیگری به دلیل مقاومت متفاوت اشکال موجود. اصل ارگودیگ را  تنها می­توان برای آن دسته از اشکال ناهمواری که متعلق به یک نوع زایش هستند به کار برد و در این میان اشکالی که از تغییرات سریع برخوردارند اولویت دارند. بنابراین اصل ارگودیگ به لحاظ زمانی محدود می­شود.
Further reading
Budel, J. (1977) Klima-Geomorphologie, Berlin. Translated by L. Fischer and D. Busche (1982) Climatic Geomorphology, Princeton: Princeton University Press.
Bremer, H. (1965) Ayers Rock, ein Beispiel fur klimagenetische Morphologie, Zeitschrift fur Geomorphologie N.F. Supplementband 9, 249–284.
HANNA BREMER   (مترجم:  مرتضی قراچورلو)
 
REMOTE SENSING IN GEOMORPHOLOGY - سنجش از دور در ژئومورفولوژی
دورسنجی عبارت از کسب اطلاعات درباره یک شیء بدون تماس فیزیکی با آن است. در ژئومورفولوژی دورسنجی اغلب به گردآوری اطلاعات از راه سکوهای هوایی (مانند هواپیماها، بالن­ها­ یا کایت­ها) و یا فضاپیماهایی که به دور زمین در گردشند، اشاره دارد. اصطلاح دورسنجی را به ایولین ال. پرویت[34]  و کارکنانش در اداره تحقیقات دریایی ایالات متحده نسب می­دهند. اصطلاح مزبور در اوایل دهه 1960 جهت بازشناسی ابزارهای فوق به جای دوربین­ها و پهنه­های طیف الکترومغناطیسی که خارج از محدوده قابل رویت برای چشم انسان هستند و نیز فیلم­هایی که به طیف مزبور حساس بوده و استفاده از آن­ها برای تصویربرداری از کره زمین در حال افزایش است، ابداع گردید. تعریفی که انجمن فتوگرامتری و دورسنجی ایالات متحده (ASPRS) از فتوگرامتری و دورسنجی ارائه داد بدین گونه بود: هنر، علم و فن کسب اطلاعات معتبر در خصوص اشیاء و محیط فیزیکی از طریق فرایند ثبت، اندازه­گیری و تصویرسازی مفسرانه و بازنمایی رقومی الگوهای انرژی برگرفته از سیستم­های حسگر غیرتماسی (کلاول[35]، 1997: 3).
با این که دورسنجی جایگزین بررسی میدانی سنتی ژئومورفیک نخواهد شد لیکن نمی­توان از ارزش دورسنجی در ارائه یک دید سینوپتیک از یک چشم­انداز چشم­پوشی نمود. از نظر تاریخی کاربرد دورسنجی در ژئومورفولوژی عمدتا به صورت تفسیری بوده و از این راه امکان توسعه یک تصویر ذهنی از منظر زمین در قالب یک دستیار کارتوگرافی برای ژئومورفولوژیست­ها فراهم شده است (هایدن[36] و همکاران، 1986). با وجود این بهره­گیری از دورسنجی در بررسی­های کمی ژئومورفیک به سرعت در حال رشد است.
دورسنجی نماهای بی­نظیری از کره زمین در مقیاس­های فضایی مختلف و در پهنه­های متفاوت طیف الکترومغناطیسی فراهم می­آورد. این نماهای جهانی برای زیررشته مگاژئومورفولوژی که تاکیدش بر مطالعه سطوح  زمین در مقیاس­های بزرگ و سیاره­ای است بی­نهایت مفید است (بیکر[37]، 1986). نماهای جهانی ارائه شده از طریق دورسنجی ایستا نبوده و پیوسته در حال نوشدن هستند. این پایش مکرر کره زمین رویداد­های ژئومورفیکی را ضبط می­نماید که در غیر این صورت شاید مورد توجه قرار نمی­گرفتند. برای مثال در سال 1983 فضانوردان از داخل شاتل فضایی اس تی اس 8[38] از طوفان گرد و غباری بر فراز شمال غرب آرژانتین عکس­برداری کردند که در حال حمل مواد از کفه­های نمکی روباز در فلات پونا[39] واقع در آندهای آمریکای جنوبی به سمت شرق و پامپای[40] آرژانتین بود. این مشاهدات از راه دور در تأئید منبع لس­های پامپاها کمک­رسان بوده و ثابت نمود که تجمع سیلت بر روی پامپاها یک فرایند ژئومورفیک پیش­رونده به شمار می­آید (هایدن و همکاران، 1986). دورسنجی همچنین ممکن است بررسی ژئومورفیک مناطقی را که دور از دسترس تحقیقات میدانی هستند امکانپذیر سازد.
دورسنجی یک آرشیو تاریخی بی­همتایی از تغییرات ژئومورفیک را برای ما فراهم می­سازد. شروع جمع­آوری عکس­های هوایی مناسب برای تحلیل­های ژئومورفیک به اوایل دهه 1920 برمی­گردد. شروع آرشیوبرداری تصاویر ماهواره­ای مناسب برای تحلیل­های ژئومورفیک به پرتاب اولین ماهواره از ماهواره­های تکنولوژی منابع زمین یعنی ارتس 1[41]  که بعدها به لندست 1[42] موسوم شد در 23 جولای سال 1972، مربوط می­شود.
این پیشینه دورسنجی به عنوان ابزاری برای تحلیل­های ژئومورفیک پیوند نزدیکی با پیشرفت­های عکس­برداری و اخذ عکس­ها از سکوهای هوایی دارد. تولد عکس­برداری در سال 1839 و زمانی بود که روش­های عکاسی توسط جوزف نایس­فور نیپسه[43]، لوئیس ژاکوئس ماند داگوئر[44] و ویلیام هنری فوکس تالبوت[45] در میان عموم فاش گردید. یک سال بعد از آن استفاده از عکس­برداری جهت توسعه نقشه­های توپوگرافی از طرف فرانشوئس آراگو[46] که مدیر رصدخانه پاریس بود مورد حمایت قرار گرفت (فیشر[47]، 1975: 27). اولین عکس هوایی در سال 1858 توسط گاسپارد فلیکس تورناچن[48]، معروف به نادار، از یک بالن بر فراز حومه شهر پاریس گرفته شد. با این حال شناخت ارزش عکس­برداری در ژئومورفولوژی نیز تا حدودی به عکس­های زمینی گرفته شده از چشم­انداز مورد نظر در خلال نیمه دوم قرن نوزدهم میلادی برمی­گردد. در سال 1890 انجمن زمین­شناسی آمریکا کمیته­ای را با موضوع عکس­برداری تشکیل داد و در توصیفی که از عکس­برداری به صورت یک علم داشت (فیشر، 1975: 34) شکل­گیری آن را به دهه­های 1920 و 1930 منتسب نمود. پایه تحلیل فتوژئولوژیک[49] بر این تصور ساده استوار است که لندفرم­های تکوین­یافته تحت فرایندهای زمین­شناسی و ژئومورفیک مشابه، در تصاویر دورسنجی از نمای مشابهی برخوردار خواهند بود (وی[50] و اورت[51]، 1977: 17). در اوایل دهه 1940 این امکان برای مفسران عکس فراهم شد که عوارض سطحی مشخص را از میان تقریبا 35 لندفرم اصلی شناسایی نموده و به این نکته پی بردند که عکس­های هوایی اطلاعات مهمی در خصوص منشأ، ترکیب و پیشینه لندفرم­ها ارائه می­دهند (کلاول ، 1977: 26). این لندفر­ها و سایر عوارض را می­توان بر اساس عناصر مکان، اندازه، شکل، تن و رنگ، سایه، بافت، الگو، ارتفاع یا عمق و نیز خصوصیات محل و روابطی که بین عوارض در داخل چشم­ا­نداز مورد مطالعه وجود دارد در تصاویر دورسنجی شناسایی نمود (جنسن[52]، 2000: 121-132). شروع اولین مشاهده سیستمی اما با قدرت تفکیک کم از کره زمین توسط ماهواره­ها به سال 1960 برمی­گردد که  اولین ماهواره هواشناسی جهان موسوم به تیروس اول[53] این کار را انجام داد. از آن زمان به این طرف و با افزایش شمار سیستم­های تصویربرداری فضابرد و پیچیده­تر شدن آن­ها، دورسنجی زمین گسترش چشمگیری پیدا نمود.
کاربرد موفقیت­آمیز تصاویر دورسنجی در بررسی­های ژئومورفیک نیازمند تطبیق یک ابزار یا خصوصیات فضایی، زمانی و طیفی تصویر با الزامات مطالعه ژئومورفیک مورد نظر می­باشد. قدرت تفکیک فضایی یک سنجنده عبارت از کوچکترین میزان جدایش خطی یا زاویه­ای است که می­تواند مورد تجزیه قرار گیرد. قدرت تفکیک تصاویر رقومی گرفته شده توسط ابزارهای غیرتصویری اغلب از طریق طول یک بعدی (به متر) عناصر جداگانه­ای (پیکسل) تعریف می­شود که تشکیل تصویر دوبعدی را می­دهند.جهت تعیین قدرت تفکیک فضایی مورد نیاز برای یک کاربرد ویژه یک قاعده عمومی وجود دارد مبنی بر این که جهت شناسایی یک عارضه با اندازه مشخص بایستی قدرت تفکیک ابزار مورد نظر نهایتا به اندازه نصف کوچکترین بعد عارضه مورد نظر باشد. قدرت تفکیک زمانی یک سیستم دورسنجی اشاره به توانایی آن در تکرار تصویربرداری از یک ناحیه مشخص دارد. بیشترسنجنده­های مداری از یک سیکل برگشتی ثابتی برخوردارند که میزان تناوب تصویربرداری از یک ناحیه را کنترل می­نماید. این دوره برگشت نوعا از کمتر از یک روز تا یکی دو هفته متفاوت است. هواپیماها یا فضاپیماهای سرنشین­دار معمولا تصاویری را اخذ می­نمایند که از تناوب خیلی کم و بازه­های زمانی بسیار نامنظم برخوردارند.
طول موج­های مختلف طیف الکترومغناطیس اطلاعات کاملا متفاوتی از خصوصیات شیمیایی، فیزیکی و زیستی یک چشم­انداز به دست می­دهند. دو محدوده طیف الکترومغناطیس که بیشترین عمومیت را در مطالعات ژئومورفیک دارند نوری بوده و عبارتند از: محدوده­ای که انرژی الکترومغناطیس پخش­شده در طول موج­های از 3/0 تا 14 میکرومتر را شامل می­شود و امواج ریزموج که طول موج­های از یک میلی­متر تا یک متر را در برمی­گیرد.
محدوده نوری که به لحاظ پیشینه بیشترین کاربرد را داشته است می­تواند به دو زیرناحیه تقسیم شود: یک محدوده نوری انعکاسی (3/0 تا 3 میکرومتر) و یک محدوده نوری مادون قرمز (3 تا 14 میکرومتر). ابزارهای دورسنجی که در این دو محدوده از طیف الکترومغناطیس مشغول سنجش هستند از نوع غیرفعال می­باشند؛ انرژی تأمین­کننده سیگنال برای سنجنده دارای منشأ خارجی است. در محدوده نوری انعکاسی، سیگنال ورودی از راه انرژی خورشیدی بازتابیده از زمین تأمین می­شود در صورتی که در محدوده مادون قرمز حرارتی انرژی که مستقیما از طرف زمین ساطع شده و تابعی از دمای سطح زمین است به تنهایی منبع انرژی اولیه محسوب می­شود. این دو محدوده طیفی شامل پنجره­های اتمسفری یا بازه­های طول موجی متعددی هستند که در آن­ها اتمسفر نسبتا نورگذران بوده و یا انرژی ساطع شده، مشاهده دورسنجی را امکان­پذیر می­سازد. در مواقعی که اتمسفر از شفافیت نسبی در این پنجره­ها برخورداراست ممکن است برای برخی کاربردهای ژئومورفیک هنوز اهمیت تصحیح اثرات اتمسفری به قوت خود باقی باشد. پوشش ابر همچنین می­تواند سطح زمین را در سرتاسر محدوده نوری از نظر دور سازد.
طول­موج­های انعکاسی بیشترین عمومیت را به لحاظ کاربرد در دورسنجی زمینی دارند. طول­موج­های انعکاسی نوعا در سه ناحیه طیفی طبقه­بندی می­شوند: محدوده مرئی (4/0 تا 7/0 میکرومتر) که چشم انسان به آن حساس است، محدوده مادون قرمز نزدیک  (7/0 تا 1/1 میکرومتر) و محدوده مادون قرمز میانی یا موج کوتاه (1/1 تا 5/2 میکرومتر). همان­طور که از نامش پیداست تصاویر انعکاسی از راه انرژی منعکس­شده از سطح زمین به سمت سنجنده حاصل می­شود. تفاوت در انعکاس مواد سطح زمین که تابعی از طول موج می­باشد اغلب تمایز میان مواد مختلف سطح زمین را تنها بر اساس انعکاس آن­ها امکان­پذیر می­سازد. در صورتی که دو ماده در یک طول موج از تشابه ظاهری برخوردار باشند ممکن است در یک طول موج دیگر به راحتی از یکدیگر متمایز گردند.
ابزارهای دورسنجی همچنین قادرند با استفاده از زوج استرئویی دید سه­بعدی باارزشی از یک چشم­انداز ارائه دهند. مراد از زوج استرئویی دو تصویر دورسنجی هستند که موقع همدید­شدن باعث ارائه تصوری خیالی از ناهمواری یک چشم­انداز می­شوند. از اندازه­گیری­های استرئوسکوپیک می­توان در تهیه نقشه­های توپوگرافی یا نمایش رقومی توپوگرافی موسوم به مدل رقومی ارتفاع (DEM) بهره برد. زوج­های استرئویی همچنین در تأئید یکی از اهداف اصلی فتوژئولوژی که عبارت از "ارائه نمای بهتر برای آموزش زمین­شناسی" (فیشر، 1975: 34) است، مفید هستند. دو نمونه عالی و جدید از ارزش آموزشی زوج­های استرئویی و تصاویر ماهواره­ای در یادگیری لندفرم­های کره زمین را می­توان در اطلس لندفرم­ها(کوران[54] و همکاران، 1984) و ژئومورفولوژی از فضا  (شورت[55] و بلیر[56]، 1986) مشاهده نمود.
بخش ریزموج (طول موج­هایی از یک میلی­متر تا یک متر) طیف الکترومغناطیس نیز در دورسنجی ژئومورفیک بااهمیت می­باشد. رادارهای با روزنه مرکب (SARs) ابزراهای دورسنجی فعالی هستند که پس از گسیل علائم الکترومغناطیسی خودشان به سمت زمین به ثبت میزان انرژی منتشر­شده و برگشتی از هدف مورد سنجش به سمت آنتن فرستنده می­پردازند. از این رو گاهی اوقات تصاویر SAR را تصاویر پخش برگشتی نیز می­نامند. مزایای تصاویر SAR بیش از سنجنده­های نوری است چرا که امواج SAR قادرند از ابرها نفوذ کرده ودر شب نیز تصویر اخذ نمایند. این مزیت­ها تصاویر SAR را به جهت مطالعه نواحی ابرآلود و ثبت  فرایندهای ژئومورفیک پویا و کوتاه­مدت مانند سیلاب ایده­آل ساخته است. سنجنده­های SAR نسبت به سنجنده­های نوری خصوصیات کاملا متفاوتی از چشم­انداز را ثبت می­نمایند. علائم برگشتی و رسیده به آنتن SAR تحت تاثیر ناهمواری سطح زمین و رطوبت موجود در خاک و گیاهان می­باشند. این ویژگی باعث بهره­گیری از تصاویر SAR در ارزیابی خصوصیات مهم منظر زمین از قیبل رطوبت خاک، وضعیت ذوب یخچال­ها، بیوماس (زیست توده) جوامع گیاهی و سیلاب یا غرقاب­شدگی مناطق می­شود.
یکی از ویژگی­های منحصر به فرد تصاویر SAR که ارزش آن در تحقیقات ژئومورفیک به اثبات رسیده است قابلیت آن در نفوذ به داخل مواد خشک از قبیل ماسه یا برف خشک می­باشد. هر چه طول موج SAR طویل­تر باشد توانایی نفوذ آن به لایه­های زیری زمین بیشتر می­گردد. یک مورد کلاسیک از بررسی ژئومورفیک که نشانگر توانایی امواج SAR در ارائه اطلاعات لایه­های زیرسطحی است به شناسایی شبکه زهکشی گسترده­ای در زیر پهنه ماسه­ای سلیما[57] مربوط می­شود که قسمت­هایی از غرب مصر و شرق سودان را پوشانده و مانع از رویت آسان شبکه مزبور از طریق مشاهدات زمینی یا سنجنده­های نوری گشته بود (هایدن و همکاران، 1986).
دورسنجی در ژئومورفولوژی به گردآوری تصاویر سطح زمین از فضا یا هوا محدود نمی­شود. تکنیک­های دورسنجی زمینی شامل رادار نفوذکننده به زمین (GPR) و نیمرخ بازتاب لرزه­ای که تصاویر دوبعدی یا سه­بعدی مفصلی از لایه­های زیرسطحی فراهم می­سازند برای بررسی ساختار درونی لندفرم­ها و یخچال­ها و نیز برای تحلیل محیطی مکان­ها مفید هستند.  از سال 1960 به این طرف ابزارهای عمق­سنج چندپرتوی موسوم به اسکن جانبی SONAR (عمق­سنجی، ناوبری و مسافت­یابی) کاربرد وسیعی در ژئومورفولوژی دریایی و تهیه نقشه­های عمق­نما پیدا کرده­اند. وسایل دورسنجی عملگر (ROV) در حال تهیه نماهای جالبی از محیط­های دریایی هستند که در غیر این صورت قابل رویت نبودند. دورسنجی چشم­اندازها محدود به کره زمین نیست. زمین­شناسانی که به مطالعه سیاره­ها می­پردازند­ در بررسی سایر سیارات و حتی سیارک­های منظومه شمسی­مان بنا به ضرورت بهره وسیعی از دورسنجی برده­اند (هایدن و همکاران، 1986).
References
Baker, V.R. (1986) Introduction: regional landform analysis, in N.M. Short Sr and R. Blair Jr (eds) Geomorphology from Space, NASA SP-486,
Washington, DC: National Aeronautics and Space Administration.
Colwell, R.N. (1997) History and place of photographic interpretation, in W.R. Philipson (ed.) Manual of Photographic Interpretation, 2nd edition, 3–47, Bethesda, MD: American Society for Photogrammetry and Remote Sensing.
Curran, H.A., Justus, P.S., Young, D.M. and Garver, J.B. (1984) Atlas of Landforms, 3rd edition, New York: Wiley.
Fischer, W.A. (1975) History of remote sensing, in R.G. Reeves (ed.) Manual of Remote Sensing, 1st edition, 27–50, Falls Church, MD: American Society of Photogrammetry.
Hayden, R.S., Blair, R.W. Jr, Garvin, J. and Short, N.M. Sr (1986) Future outlook, in N.M. Short Sr and R. Blair Jr (eds) Geomorphology from Space, NASA SP-486, Washington, DC: National Aeronautics and Space Administration.
Jenson, J.R. (2000) Remote Sensing of the Environment: An Earth Resource Perspective, Upper Saddle River, NJ: Prentice Hall.
Short, N.M. Sr and Blair, R.W. Jr (1986) Geomorphology from Space. A Global Overview of Regional Landforms, NASA SP-486, Washington, DC: National Aeronautics and Space Administration. Available online at: http://daac.gsfc.nasa.gov/DAAC_ DOCS/geomorphology/GEO_HOME_PAGE.html
Way, D.S. and Everett, J.R. (1997) Landforms and geology, in W.R. Philipson (ed.) Manual of Photographic Interpretation, 2nd edition, 117–165, Bethesda, MD: American Society for Photogrammetry and Remote Sensing.
ANDREW KLEIN   (مترجم:  مرتضی قراچورلو)
REPOSE, ANGLE OF - زوایه قرار
حداکثر زوایه­ای است که در آن یک توده آواری تحت شرایط معین به حالت پایدار باقی خواهد ماند. به طور کلی زاویه قرار بین 25 و 40 درجه متغیر است. برای مثال زاویه قرار برای ماسه بین 32 و 36 درجه است در حالی که این زاویه برای واریزه بین 32 و 36 درجه است. میزان دقیق زاویه قرار به شرایط دامنه از قبیل اندازه، شکل و ناهمواری دامنه، درجه اتصال و جورشدگی مواد، ارتفاع دیواره و تراکم دانه­های رسوبی منفرد بستگی دارد. در این میان طول دامنه و فشار آب منفذی رسوبات نیز مهم است چرا که با افزایش محتوی آب رسوبات، پیوند ساختمانی آن­ها نیز به واسطه کشش سطحی بین دانه­ها تقویت می­شود. با این که مطالعات در خصوص عوامل تاثیرگذار بر زاویه قرار به نتایج متفاوتی انجامیده است اما یک مفهوم عمومی  از زاویه قرار وجود دارد که شناخته شده است.
Further reading
Francis, S.C. (1986) The limitations and interpretation of the ‘angle of repose’ in terms of soil mechanics; a useful parameter? in A.B. Hawkins (ed.) Engineering Geology Special Publication 2, 235–240.
Kinya, M., Kenichi, M. and Shosuke, T. (1997) Method of measurement for the angle of repose of sands, Soils and Foundations 37(2), 89–96.
STEVE WARD  (مترجم:  مرتضی قراچورلو)
RESIDUAL STRENGTH - مقاومت پس­مانده
اصطلاح دیگر آن مقاومت نهایی است. این واژه عبارت از حداقل درجه باقی­مانده مقاومت (مقاومت در برابر جابه­جایی) در یک خاک یا سنگ بعد از زوال مقاومت است که با یک جا­به­جایی ( نوعا موادی با اندازه بزرگ­تر از یک متر ) قابل­توجه همراه است. بنابراین واژه مزبور با حرکات دامنه­ای در ارتباط بوده و در  تحلیل پایداری دامنه جهت سنجش مقاومت یک دامنه قبلا فعال بی­اندازه بااهمیت می­باشد. مقاومت پس­مانده در ماسه­ها نوعا شبیه مقاومت برشی بحرانی (حالت پایدار متعاقب برش که در آن تنش­های موثر ثابت مانده و هیچ تغییر حجمی رخ نمی­دهد) است، در حالی که این مقاومت برشی بحرانی در موادی با میزان بالای رس تقریبا به اندازه نصف مقامت مزبور است. وجود مقادیر بالای رس صفحه­ای در خاک­ها موجب کاهش قابل­توجهی در میزان مقاومت آن­ها (از اوج مقاومت به مقاومت پس­مانده) می­شود زیرا این نوع خاک­ها میل به کشیده­شدن در یک خط و موازی با جهت جا­به­جایی توده­ای دارند.
Further reading
Carrubba, P. and Moraci, N. (1993) Residual strength parameters from a slope instability, in P. Shamsger (ed.) Third International Conference on Case Histories of Geotechnical Engineering, 1,481–1,486, Rolla: University of Missouri.
Spangler, M.G. and Handy, R.L. (1982) Soil Engineering, New York: Harper and Row.
STEVE WARD  (مترجم:  مرتضی قراچورلو)
REYNOLDS NUMBER - عدد رینولدز
عددی بی­بعد در دینامیک سیالات است که جهت تعیین انتقال از جریان آرام به جریان آشفته در داخل یک لوله به کار رفته و توسط ازبورن رینولدز[58] در سال 1883 ارائه شده است. پارامتر مزبور بر این واقعیت استوار است که نسبت انرژی جنبشی به انرژی منتقل­شده توسط نیروهای گرانروی با جریان آشفته همبسته است. عدد مزبور از طریق معادله Re = VL/v  تعریف می­شود که در آن Re عدد رینولدز، V سرعت جریان، L طول جریان و v لزجت جنبشی (لزجت تقسیم بر چگالی) است. هنگامی که این نسبت کمتر از 1000 باشد شاهد جریان آرام خواهیم بود و در مقابل مقادیر بالای عدد رینولدز نشانه جریان آشفته می­باشد. با این حال تعریف واقعی اعداد رینولدز با استفاده از پارامتر شکل سیستم صورت می­گیرد. همچنین عدد رینولدز به بررسی اثرات مقاومت جریان در داخل لوله­ها پرداخته و ثابت می­نماید که ضریب اصطکاک تابعی یکنواخت از عدد رینولدز در زبری­های مختلف سطحی است.
Further reading
Reynolds, O. (1883) An experimental investigation of the circumstances which determine whether the motion of water shall be direct or sinuous and of the law of resistance in parallel channel, Philosophical Transactions of the Royal Society 174, 935–982.
Rott, N. (1990) Note on the history of the Reynolds number, Annual Review of Fluid Mechanics 22, 1–11.
SEE ALSO: boundary layer
STEVE WARD  (مترجم:  مرتضی قراچورلو)
RIA - ساحل ریا
مدخل ساحلی که ناشی از به زیر آب رفتن یک دره رودخانه­ای یا خور قبلی است. سواحل ریا تشکیلاتی هستند که منشأ آ­ن­ها به پیش­روی بعدیخچالی دریاها در سرتاسر فلات­قاره (موسوم به پیش­روی فلاندرین[59] ) برمی­گردد که متعاقب ذوب صفحات یخی و یخچال­ها اتفاق افتاد. این واقعه منجر به توسعه یک خط ساحلی نامنظم و کنگره­دار گردید و تنها رأس تپه­های قبلی بالاتر از تراز دریا باقی ماند. سواحل ریا یخچالی نبوده و شکل­گیری آن­ها در اصل ناشی از فرسایش سطحی بوده است. سواحل مزبور با شکل دراز و باریک خود ـ اغلب قیفی­شکل ـ مشخص بوده و عمق و عرض آن­ها به سمت خشکی به طور یکنواخت کاهش می­یابد. همچنین این گونه سواحل کوتاه­تر و کم­عمق­تر از یک فیورد[60] هستند. اصطلاح ریا از مکان­های خاصی به نام گالیشا[61] و آستوریا[62] واقع در شمال غرب کشور اسپانیا گرفته شده است که در آن­ها گروهی از خورهای دراز با کناره­های کوهستانی وجود دارد و زمانی این خورها به واسطه بالارفتن اوستاتیک تراز دریا در دوران بعدیخچالی غرق شدند. نمونه­های دیگری از این نوع سواحل در جنوب غرب ایرلند (خلیج کری[63] و بانتری[64]) وجود دارد. اصطلاح ریا نسبت به هر گونه دهانه رودخانه­ای وسیع در خلیج­ها شامل فیوردها، از کاربرد محدود و کمی برخودار است. با این حال ارجحیت استفاده از اصطلاح مزبور در دانش ژئومورفولوژی دیده می­شود.
Further reading
Cotton, C. (1956) Rias sensu stricto and sensu lato, Geographical Journal 122, 360–364.
STEVE WARD   (مترجم:  مرتضی قراچورلو)
RICHTER DENUDATION SLOPE   دامنه فرسوده ریشتر (دامنه متعادل)
  نوعی دامنه که در محیط­های با شرایط فرین مانند نواحی آلپی یا قطبی عمومیت دارد. این دامنه­ها به واسطه پس­روی پرتگاه پدیدار شده و شیب یکنواختی (مستقیم) را شکل می­دهند که از زاویه­ای برابر با زاویه بقایای واریزه انباشتی برخوردار است. دامنه­های فرسوده ریشتر برای اولین بار در سال 1900 توسط ای. ریشتر[65] مورد توجه واقع شد که مطالعاتش را در آلپ­ها دنبال می­کرد. بعدها دو تن به نام­های باکر[66] و ل­هوکس[67] (1952) با ارائه جزئیات بیشتر در مورد شکل­گیری دامنه­های ریشتر به مدل­سازی چگونگی تشکیل این نوع دامنه­ها پرداختند. تکوین اولیه دامنه­های ریشتر ناشی از پدیده ریزش می­باشد به گونه­ای که واریزه حاصل به تدریج از طریق غلتش و سرش به سمت پایین حرکت کرده و تشکیل روکش نازکی را در قاعده دامنه می­دهد. پرتگاه مزبور به طور پیوسته پس­روی کرده و اغلب سنگ بستر را از وسط قطع می­کند، در حالی که قاعده دامنه ممکن است هم با انباشت واریزه مواجه شده ـ که در این صورت پاشنه دامنه بالا می­آید ـ و هم به واسطه هوازدگی و یا زدایش واریزه لغزیده، دچار تخریب شود. در نهایت رخنمون آزاد مزبور برچیده شده و منجر به تشکیل یک دامنه هموار با شیب یکنواخت می­گردد. این قبیل دامنه­ها در کوهستان­های ترنس­آرکتیک[68] و دره کوئتیلتز[69] واقع در جنوبگان عمومیت دارند.
 Reference
Bakker, J.P. and Le Heux, J.W.N. (1952) A remarkable new geomorpholgical law, Koninklijke Nederlandsche Akademie von Wetenschappen B55, 399–410, 554–571.
Further reading
Selby, M.J. (1982) Hillslope Materials and Processes, Oxford: Oxford University Press.
STEVE WARD  (مترجم:  مرتضی قراچورلو)
RIDGE AND RUNNEL TOPOGRAPHY - توپوگرافی پشته و آب­رو
توپوگرافی پشته و آب­رو از یک سری پشته­ها و گودال­های جزر و مدی متناوب تشکیل می­شود. این توپوگرافی نوعا بر روی پلاژهای شنی واقع در سواحل با باد محدود و جزر و مد بزرگ به چشم می­خورد. شمار پشته­ها (و آب­روها) بالغ بر 3 تا 6 عدد بوده، ارتفاع آن­ها بین 5/0 تا 1 متر و فاصله میان دو پشته بین 50 تا 100 متر در نوسان است. با این که شیب پشته­ها و آب­روها در منطقه جزرو مدی کم و تقریبا برابر با 015/0 می­باشد ولی به سمت دریا این میزان افزایش یافته و ممکن است به 05/0 برسد. بروز امواج طوفانی موجب تسطیح و حتی تخریب مورفولوژی پشته­ها می­شود. از سوی دیگر غلبه امواج آرام موجب تجمع پشته­ها و تقویت جابه­جایی آن­ها به سمت خشکی می­گردد. توپوگرافی پشته و آب­رو نسبتا ثابت بوده و میزان مهاجرت پشته­های شنی به ندرت از 1 متر تجاوز می­کند.
پیش­تر گمان می­شد که پشته­های مزبور در قالب پشته­های ناشی از یورش امواج و در خلال شرایط کشندی ثابت تکوین می­یابند. با این حال این فرضیه مورد ظن بوده و احتمال بیشتری وجود دارد که پشته­های مزبور ناشی از امواج شکنا باشند. منشأ این پشته­ها و آب­روها هر چه که باشد توپوگرافی مزبور در خلال یک دوره کشندی دستخوش یک رشته فرایندهای هیدرودینامیکی می­شود که شامل هجوم امواج به سمت ساحل، خیزاب و فرایندهای مربوط به امواج کم­ژرفا می­باشد. بسته به حاکمیت امواج یا جزر و مد و نیز موقعیت پشته­ها بر روی ساحل، عوارض مزبور تا درجات مختلفی تحت تاثیر این فرایندهای هیدرودینامیکی قرار خواهند گرفت.
در ادبیات آمریکایی مربوط به سواحل گاهی اوقات به مجموعه پشته­های متصل به هم که متعاقب فرسایش طوفانی (رجوع شود به واژه ساحل[70]) تکوین می­یابند نیز پشته و آب­رو اطلاق می­شود. این استفاده از واژه "توپوگرافی پشته و آب­رو" نامناسب بوده و بایستی از آن اجتناب ورزید.
Further reading
Orford, J.D. and Wright, P. (1978) What’s in a name? – descriptive or genetic implications of ‘ridge and runnel’ topography, Marine Geology 28, M1–M8.
GERHARD MASSELINK   (مترجم:  مرتضی قراچورلو)
RIEDEL SHEAR - برش ریدل
برش ریدل اشاره به گروه درهم­بافته­ای از گسل­های نردبانی دارد که در طول مراحل اولیه فرایند برش توسعه می­یابند. این مجموعه گسلی از زوایه میلی تقریبا برابر با 15 درجه (برش R یا درز­های ترکیبی) و 75 درجه (برش­های R یا درز­های ناهمخوان) نسبت به مرز منطقه جابه­جایی اصلی (PDZ) برخوردار است. شکل­گیری مناطق با برش ریدل در ارتباط با رژیم­های گسلی شیب­لغز بوده و متشکل از عناصر درز و گسلی هستند که با خصوصیات فیزیکی معمول مناطق برشی شکننده (مانند سطوح صیقلی، خطوط صیقلی، گوژ و یا برش و درزهای متعدد) مشخص می­شوند، گرچه برخی دیگر از آن­ها ممکن است به شکل نوارها و یا مناطق دگرشکلی ظاهر شوند (دیویس[71] و همکاران، 2000). برش­های ثانویه نردبانی ترکیبی یا ناهمخوان، موسوم به برش­های نوع P، ممکن است به واسطه توسعه سیستم برشی ریدل شکل بگیرند، هر چند که این نوع برش­ها گاهی اوقات ممکن است قبل از برش­های نوع R یا هم­زمان با آن­هاپدیدار شوند. برش­های دیگری که در ارتباط با برش ریدل بوده و کمتر ممکن است پدیدار شوند عبارت از برش­های نوع Y و درزهای نوع T است. برش ریدل برای اولین بار توسط کلوس[72] و ریدل[73] و در خلال مطالعات ایشان  بر روی دگرشکلی رس کیک­گونه مشاهده گرذید.
References
Cloos, H. (1928) Experimenten zur inneren Tektonic, Centralblatt fur Mineralogie, Geologie und Paleontologie 1928B, 609.
Davis, G.H., Bump, A.P., Garcia, P.E. and Ahlgren, S.G. (2000) Conjugate Riedel deformation band shear zones, Journal of Structural Geology 22(2), 169–190.
Riedel, W. (1929) Zur mechanic geologischer bruderscheinungen, Centralblatt fur Mineralogie, Geologie, und Paleontologie 1929B, 354.
SEE ALSO: shear and shear surface
STEVE WARD   (مترجم:  مرتضی قراچورلو)
RIFT VALLEY AND RIFTING - دره ریفتی و ریفت­زایی
دره­های ریفتی گودال­های درازی در سطح زمین هستند که در نتیجه کشش در پوسته و گوشته بالایی شکل می­گیرند. بسیاری از دره­های ریفتی به اندازه­­ای بزرگ هستند که به آسانی از فضا رویت شده و از شکاف­های بزرگی که قاره­ها را از وسط بریده­اند، متمایز هستند (لوحه 95). این گونه دره­ها در سطح زمین کاملا مشخص بوده و جزو عوارض ژئومورفولوژیکی هستند که به آسانی قابل تشخیص بوده و به مدت بیش از یک قرن مورد کاوش و بررسی قرار گرفته­اند. واژه "دره ریفتی" اولین بار توسط گرگوری[74] در قرن نوزدهم برای توصیف ریفت شرق آفریقا (که به ریفت بزرگ یا ریفت گرگوری نیز موسوم است) به کار برده شد. ریفت مزبور از آفار[75] در شمال اتیوپی شروع شده و تا بلانتیر[76] و جنوب دریاچه مالاوی[77] کشیده شده و در کل طولی برابر با 35000 کیلومتر دارد. بیشترین عمق این ریفت در داخل اتیوپی بالغ بر 3 کیلومتر می­باشد. از دیگر ریفت­های معروف می­توان به ریفت بایکال[78] در جنوب سیبری مرکزی، ریفت رن[79] اروپا و ریفت ریوگراند[80] در غرب ایالات متحده اشاره نمود.

عکس 95: تصویر ماهواره­ای رنگی کاذب مربوط به قسمتی از ریفت آفریقای شرقی که در کنیا واقع شده است. دره ریفتی و سایر رسوبات با رنگ سفید به نمایش درآمده­اند
مورفولوژی ریفت­ها همواره شبیه یک گودال مرکزی یا دره ریفتی است که از هر دو طرف با بخش­های بالاآمده همراه است. شانه­های ریفت­ها با پلکانی از گسل­های عادی (بیشتر اوقات) که از بزرگی متفاوتی برخوردارند همراه هستند. گسل­های مزبور باعث پیدایش شیب رو به پایین سنگ­های زیرین و به سمت گودال مرکزی می­شود.
در نمای کلاسیک ساختار یک ریفت به صورت متقارن با یک کف هموار و حاشیه­های متشکل از دو گسل به یک درجه بزرگ می­باشد که به چنین ساختاری در زبان آلمانی گرابن[81] گفته می­شود. این تعبیر از ساختار فوق بیشتر بر این فرض استوار است که صرف­نظر از اهمیت پدیده­های فرسایش و رسوب­گذاری در تغییر چشم­انداز مزبور، تظاهر سطحی یک ریفت همانند ساختار یک گرابن است. کف هموار ریفتی چون ریفت آفریقای شرقی ناشی از رسوب­گذاری دریاچه­ای و رودخانه­ای است (فراستیک[82] و رید[83]، 1989). شواهد لرزه­ای از ریفت­ها در سراسر جهان نشان داده است که ساختار غالب مذکور یک نیم­گرابن متقارن است که میزان گسلش یکی از حاشیه­های آن نسبت به دیگری شدیدتر است (شکل 132). مکان و خصوصیت گسل­های حاشیه­ای اصلی تحت کنترل ساختار و خطوط ضعیف موجود در سنگ­های قبل ریفتی­شدن می­باشد. در برخی موارد چند گسل بزرگ با میزان جا­به­جایی عمودی متجاوز از 2 کیلومتر وجود دارد و در سایر موارد غلبه با گسل­های کوچک­تر است. سنگ­های مابین گسل­های مزبور به دور از محور ریفت یکسویگی پیدا نموده و تشکیل دره­های موازی را بین بلوک­های گسلی شیب­دار می­دهند. ویژگی دیگر حاشیه گسلی، بالاآمدگی است به طوری که با پایین­رفتن کف دره، شانه ریفت بالا آمده و بدین­گونه بر وجود پلکان توپوگرافیک صحه می­گذارد. عرض دره­های ریفتی از کمتر از 30 تا بیش از 200 کیلومتر تغییر می­کند. در امتداد حاشیه کمتر گسلش­یافته گسل­های کوچک­تری هستند که هم به سمت داخل و هم به سمت خارج از محور ریفت تمایل پیدا نموده­اند (گسل­های ناهمخوان و همخوان). بیشتر این گسل­ها نیز گسل­های کششی هستند که سنگ­های قبل ریفتی­شدن را به صورت مجموعه­ای از بلوک­های هورستی[84]  (فرازمین) کوچک با دره­های میانی­شان بریده­اند. گرچه ریفت­های قاره­ای را در کل می­توان به دیده گودال­های دراز پیوسته­ نگریست اما نکته جالب این است که ساختار زیرین و تاحدودی تظاهر توپوگرافیک ریفت­های مزبور را می­توان به صورت مجموعه­ای از حوضه­های کوچک­تر با طول متغیر از دهها تا صدها کیلومتر تقسیم­بندی نمود. در محل آب­پخشان میان دو حوضه عناصر ساختمانی متقاطع یا موربی ـ ماهیتی که مورد منازعه است ـ موسوم به مناطق انتقالی متغیر، مناطق تطابق، شیب­های رله، مناطق رله و مرزهای بخشی وجود دارند. در عرض این مناطق، حاشیه حوضه به اشغال گسل اصلی درآمده است که شکل سینوسی به عمیق­ترین بخش دره در طول محور ریفت بخشیده است.

شکل 132: نمودار شماتیک از مقطع عرضی یک ساختار ریفتی. به عدم تقارن ناشی از پرشدگی حوضه توسط لایه­های رسوبی پرضخامت در مجاورت گسل حاشیه­ای توجه نمایید 
منشأ ریفت­ها موضوعی بوده است که در طول چندین دهه­ مورد منازعه زیادی واقع شده است. ریفت­ها در مواضع تکتونیکی گوناگونی ظاهر شده و ممکن است در هر جایی که پوسته زمین در اثر تنش دچار جابه­جایی می­شود شکل بگیرند. بارزترین شرایط برای بسط این اشکال زمانی است که یک قاره به دو قسمت جدا از هم تقسیم شده و باعث تشکیل اقیانوس جدیدی در وسط این دو قطعه قاره­ای می­گردد (مانند دریای سرخ- خلیج عدن، رجوع شود به گیردلر[85]، 1991)، اما عارضه مزبور در جایی که صفحات به طور جانبی و به شکل ناهمسان از هم دور شده و یا حتی به هم نزدیک می­شوند و عرصه­های محلی پوسته تحت تنش وارده جابه­جا می­شوند نیز رخ می­دهد (مانند جداشدگی دریای مرده از حوضه­اش). برخی از پژوهشگران به طبقه­بندی ریفت­هایی علاقه نشان­ می­دهند که وابسته به حواشی صفحات سازنده­ای هستند که منجر به توسعه اقیانوس­ها می­شوند. ریفت­هایی نیز که در داخل یک صفحه تکتونیکی قرار داشته و جدا از هم نیستند، موسوم به محیط­های بین­صفحه­ای، مورد توجه این محققین هستند. با این حال تصدیق این دسته­بندی دشوار است چرا که ریفت­های قاره­ای ممکن است در داخل محیط­های بین­صفحه­ای قرار داشته ولی وابسته به گسترش اقیانوسی باشند. این مسئله هم در مورد ریفت بنوئه[86] در سرتاسر آفریقا که در خلال بازشدگی اقیانوس اطلس شکل گرفته است و هم در مورد ریفت آفریقای شرقی که وابسته با بازشدگی دریای سرخ ـ خلیج عدن است صدق می­کند (فراستیک، 1997). هر دوی این­ها بازوهای گسیخته اقیانوسی هستند که قابلیت تبدیل به پشته­های میان­اقیانوسی را داشتند. چنین ریفت­های اقیانوسی گسیخته به اولاکجن[87] موسوم­اند.
بزرگ­ترین مجموعه­های ریفتی دنیا در کف اقیانوس و در مرکز پشته­های میان­اقیانوسی واقع هستند. شبکه جهانی پشته­های میان­اقیانوسی مهم­ترین عوارض توپوگرافیک را بر روی سطح زمین تشکیل می­دهند و به لحاظ مقیاس حتی از هیمالایا پیشی گرفته­اند. یک پشته تیپیک با عرض 1000 تا 2000 کیلومتر و ارتفاع 2 تا 3 کیلومتر مشخص می­باشد. ریفت مرکزی مزبور کانون فعالیت زمین­لرزه­ای و آتشفشانی شدیدی است.
گرچه از این نکته آگاهیم که ریفت­ها پیامدی از گسترش پوسته­ای هستند لیکن جر و بحث مفصلی در خصوص دلیل این ناپایداری صورت گرفته است. دلیلش شاید به سلول­های همرفتی در گوشته برمی­گردد که باعث جدایش بین مناطق پوسته می­شوند یا این که شاید پوسته تحت تنش ناشی از سایر حرکات صفحه­ای دچار جابه­جایی می­شود. مکانیسم این پدیده هر چه که هست کشش پوسته زمین جهت تشکیل یک ریفت باعث نازک­شدن پوسته می­شود که این پدیده شبیه به نازک­شدگی تافی نیمه­جامد هنگام تکه­تکه­شدگی است. مواد داغ و کم­چگالی گوشته تا نزدیک سطح زمین بالاآمده و منجر به بروز جریان بسیار داغ در داخل و پیرامون ریفت­ها می­شود. تظاهر توپوگرافیک مواد داغی که از لایه­های پایین کره زمین بالاآمده و تا نزدیکی­های سطح آن رخنه می­کنند ممکن است به شکل توسعه گنبدهای بزرگ و فعالیت آتشفشانی گسترده باشد. توسعه گنبدهای بزرگ برخاسته خصوصیتی است که به مراحل اولیه بازشدگی اقیانوسی مربوط می­شود. برای نمونه بررسی توپوگرافی و شبکه زهکشی حاشیه آفریقای غربی یک سری گنبدهایی را آشکار ساخت که قطری برابر با 1000 کیلومتر داشته و قبل از بازشدگی اقیانوس اطلس پدیدار شده­اند (سامرفیلد[88]، 1991). ساختارهای مشابهی در ارتباط با ریفت آفریقای شرقی وجود دارند که در روبیت[89] اتیوپی و ناکورو[90] کنیا تمرکز دارند.
ریفت­ها اغلب کانونی برای فعالیت آتشفشانی به شمار می­آیند که در مرحله ابتدایی تکوین ریفت شروع به فعالیت نموده و ممکن است گسترش بیابند. برای مثال در آفریقای شرقی ناحیه­ای به وسعت 500 هزار کیلومترمربع پوشیده از سنگ­های آتشفشانی مربوط به ریفت بوده و بسیاری از کوه­های معروف شامل ال­وینیو­لنگای[91]، کلیمانجارو[92] و کنیا آتشفشانی هستند. ماهیت سنگ­های آتشفشانی داخل ریفت­ها مشخص بوده و بیشتر شامل عناصری موسوم به عناصر فرار[93] (به ویژه دی­اکسیدکربن و هالوژن) می­باشد. انواع سنگ­ها شامل بازالت­ها، تراکیت­ها، توف­ها و کربنات­ها هستند. نمک­هایی که از این سنگ­ها شسته می­شوند ممکن است در تکوین دریاچه­های نمکی مانند دریاچه­های ناترون[94] و ماگادی[95] شرکت داشته باشند.                 
توپوگرافی جدیدی که از توسعه یک دره ریفتی در خشکی قاره­ای منتج می­شود به طرق مختلف بر هیدرولوژی، اقلیم و اکولوژی آن تاثیر خواهد گذاشت. وقوع بالا­آمدگی در امتداد حواشی ریفت باعث کاهش دمای محیط و افزایش بارش می­شود در حالی که مرکز ریفت موردنظر گرم مانده و ممکن است بسته به عرض جغرافیایی ریفت، خشک­تر باشد. کناره­های ریفت اغلب محلی برای نشو و نمو گیاهان آبدار و معتدل می­باشد که ممکن است در مناطق حاره تشکیل جنگل­های بارانی را بدهند. هم توپوگرافی و هم تضاد زیستگاهی موجود در گستره دامنه تا ته دره به عنوان سدی در برابر مهاجرت جانوران و تا حد کمتری گیاهان عمل می­نمایند. محیط نسبتا منزوی کف دره ریفتی پهنه­ای است که نقش بی­همانندی در تحولات انسانی بازی کرده است. اکنون اجماع گسترده­ای وجود دارد مبنی بر این که نوع انسان یافت­شده در ریفت آفریقای شرقی ـ که کاوش آن­ عمدتا توسط اعضای خانواده لیکی[96] صورت گرفت ـ  نشانی از مراحل بحرانی در تحول انسان­ها است که پیش از مهاجرت به خارج از آفریقا در این ناحیه اتفاق افتاده است.
تحول مورفولوژی ریفت به طرز نظام­مند و  موثری باعث گسست در الگوهای زهکشی قاره­ای پیشین، برگشت، انحراف و تصرف سیستم­های رودخانه­ای خواهد شد. بسیاری از سیستم­های زهکشی قاره­ای مربوط به قبل از پیدایش ریفت­ها شامل تعداد محدودی رود بسیار بزرگ و کهن هستند که از یک شبکه کاملا یکپارچه­ای از رودها و زهکش­های کوچک­تر تغذیه نموده و به سمت نزدیک­ترین حاشیه اقیانوسی در حال زهکشی هستند. اثر ریفت اولیه به جهت­گیری ساختار جدید نسبت به سیستم رودخانه­ای حاضر بستگی خواهد داشت. چنان­چه ریفت مورد نظر در جهت زهکشی اصلی کشیده شده باشد احتمال دارد همه یا قسمتی از سیستم رودخانه­ای محلی تحت تصرف قرار گیرد. در مقابل ریفتی که شبکه زهکشی قبلی را قطع می­نماید اغلب باعث بروز مقاطع انحرافی و برگشتی در آن می­گردد. قسمت­های گنبدی یک ریفت اثر ویژه­ای بر انحراف شبکه زهکشی داشته و با توسعه الگوی شعاعی رود باعث می­شوند که همه رودهای محلی و کوچک در خارج از حوضه ریفتی مزبور انحراف یابند. زمانی که ساختار مذکور توسعه بیشتری یافته و گسل­ها شروع به بریدن سطح زمین به صورت یک سری پشته می­شوند با تنظیمات جدیدی روبه­رو خواهیم شد. بالاآمدگی و یک­سویگی بلوک­های گسلی باعث پیدایش سیستم­های رودخانه­ای جدیدی می­شود که در امتداد فرورفتگی (زین اسبی)[97] مابین دو بلوک گسلی همسایه زهکشی نموده و از کنار مرکز حوضه می­گذرد. بسیاری از این رودخانه­های کنارگذر سرانجام از طریق بخش­های انتقالی که در آن افت قائم گسل کناری به صفر تنزل می­یابد به محور ریفت دسترسی پیدا می­کنند (برای نمونه به رود کریو[98] در شمال کنیا توجه نمایید که توسط فراستیک و رید در سال 1987 تشریح گردیده است).
در بعضی از ریفت­ها موانع توپوگرافیک باعث بسته­شدن حوضه زهکشی و تشکیل دریاچه می­شود. دریاچه­های بایکال، تانگانیکا و مالاوی از این نوع هستند. میزان شوری آب این دریاچه­ها بسته به شرایط زمین­شناختی و آتشفشانی پیرامون خود از بسیار شور تا شیرین متفاوت است. در سایر ریفت­ها نظیر رن و بنوئه دریاچه­ای وجود نداشته و رودهای محوری در طول دره ریفتی مورد نظر مشغول زهکشی هستند. پرتگاه­های گسلی حاشیه­ای توسط مخروط­های آبرفتی قطع گردیده و این مخروط­ها رودها و دریاچه­های حوضه ریفتی را به لحاظ آب و رسوب تغذیه می­نمایند.
با فرونشینی کف حوضه ریفتی حواشی بالاآمده به طور تصاعدی فرسایش یافته و رسوبات در دره ریفتی با سرعتی که به شرایط اقلیمی و هیدرولوژیکی وابسته است انباشت خواهند شد. رسوباتی که در خلال ریفت­شدگی انباشت می­گردند معمولا به رسوبات" Synrift" موسومند. در ابتدا پایین­ترین نواحی دره آن هم عموما با رسوبات دریاچه­ای و رودخانه­ای پر می­شوند. در مراحل بعدی توسعه ریفت به صورت یک اقیانوس اولیه ممکن است آب دریا به داخل دره ریفتی رخنه کرده و کل پهنه مزبور به صورت یک خلیج دریایی بزرگ که ارتباطی نامشخص با اقیانوس دارد، درآید. این پدیده ممکن است منجر به تجمع رشته­های نمکی ضخیم در موقع تبخیر آب دریا گردد. چنان­چه این پرشدگی باعث توسعه توده­های گوه­ای شکل رسوبات ریفتی شده و فرونشینی دره نیز متوقف شود دره مزبور در پایان خصوصیات توپوگرافیک خود را از دست خواهد داد. امروزه در داخل ریفت­ها شاهد جریان فرونشست و پیشرفت گوه­های رسوبی هستیم که بر روی یکدیگر قرار گرفته­اند. طی زمان زمین­شناختی ممکن است در داخل ریفت­ها کیلومترها رسوب روی هم انباشت گردد.
ریفت­های قاره­ای شرایط مساعدی را جهت توسعه شماری از نهشت­های اقتصادی که در سایر قسمت­های قاره­ها کمیاب هستند عرضه می­دارند. برخی از ریفت­ها دربرگیرنده رسوباتی هستند که ممکن است مخازنی برای تولید و تله­اندازی نفت و گاز در مقادیر بالا بوده و تاریخ درست دفن این مواد را معین سازند (برای مثال نفت و گاز دریای شمال مربوط به ریفت دوره ژوراسیک است). نمک­هایی تجمع­یافته در دریاچه­های شور و آب دریا در برخی جاها مورد استخراج واقع می­شوند. برای مثال تأسیسات واقع در منطقه ریفتی دریای مرده قسمت اعظم برم دنیا را تأمین می­نماید. گذشته از این شن و ماسه­های رودخانه­ای انباشت شده در این حوضه­ها می­تواند منبع مهمی برای مصالح ساختمانی باشد و این در صورتی است که ریفت مزبور به قدر کافی نزدیک مرکز جمعیتی در حال توسعه باشد.
شاید منظره تماشایی ریفت­ها برجسته­ترین ویژگی آن­ها بوده و به همین خاطر برخی از آن­ها به صورت مراکز توریستی جالبی درآمده­اند. یک نمونه خوب در این زمینه همانا دره مرگ در غرب ایالات متحده است که در آن جا شرایط بیابانی باعث توسعه ضعیف پوشش گیاهی شده و ژئومورفولوژی برجسته دره حتی از دید غیرحرفه­ای­ها پنهان نمی­ماند.
References
Frostick, L.E. (1997) The East African Rift basins, in R.C. Selley (ed.) African Basins. Sedimentary Basins of the World, 3, 187–209, Amsterdam: Elsevier.
Frostick, L.E. and Reid, I. (1987) Tectonic controls of desert sediments in rift basins ancient and modern, in L.E. Frostick and I. Reid (eds) Desert Sediments: Ancient and Modern, Geological Society Special Publication 35, 53–68.
Frostick, L.E. and Reid, I. (1989) Is structure the main control on river drainage and sedimentation in rifts? Journal of African Earth Sciences 8, 165–182.
Girdler, R.W. (1991) The Afro-Arabian rift system – an overview, Tectonophysics 197, 139–153.
Summerfield, M.A. (1991) Global Geomorphology, 424–425, Harlow: Longman.
Further reading
Frostick, L.E., Renaut, R.W., Reid, I. and Tiercelin, J.J (eds) (1987) Sedimentation in the African Rift, Geological Society Special Publication 25, Oxford: Blackwell Scientific.
Hovius, N. and Leeder, M.R. (1998) Clastic sediment supply to basins, Basin Research 10, 1–5.
Miall, A.D. (1996) The Geology of Fluvial Deposits: Sedimentary Facies, Basin Analysis and Petroleum Geology, Berlin: Springer Verlag.
Selley, R.C. (1997) African Basins. Sedimentary Basins of the World, 3, Amsterdam: Elsevier.
 
LYNNE FROSTICK   (مترجم:  مرتضی قراچورلو)
RILL   - -  شیار، جویچه
در آغاز رویداد بارش آب بارانی که بر روی یک دامنه سقوط می­کند شروع به "حوض­سازی"[99] می­نماید یعنی جریان سطحی در اثر نیروی ثقل  با حرکتی نسبتا آرام بر روی سطوح نامنظم خاک ("میکروتوپوگرافی"[100] خاک) دویده و به سمت گودی­های بسته روان می­گردد. گرچه مقداری از این آب ذخیره شده به صورت نفوذ به داخل خاک برای همیشه از دست می­رود اما این "مخازن توقف"[101] به تدریج از آب پر می­شوند. در این ضمن چنان­چه شدت بارش متوسط یا زیاد باشد هر قطره بارانی که با سطح بی­حفاظ خاک برخورد می­نماید از انرژی جنبشی کافی برای جدایش ذرات خاک برخوردار گردیده (به واژه­های اثر قطره­بارانی[102]، پاشمان[103] و شستشو[104] رجوع نمایید ) و بنابراین بر روی سطح خاک بازتوزیع خواهد شد. با این حال خاک داخل حوض­های آب عمدتا از اثرات قطرات باران محافظت می­شود. در نتیجه، بازتوزیع پاشمان باران در خلال یک طوفان معمولا با افزایش مساحت و عمق آب سطحی رو به کاهش می­گذارد. با این که یک حرکت توده­ای از خاک پاشمانی­شده به سمت پایین دامنه وجود دارد اما در کل این حرکت کوچک می­باشد.
در صورت تداوم بارش و پیشی­گرفتن مقادیر آب حاصل از بارندگی بر مقادیر نفوذ سرانجام حوض­های واقع بر روی سطح خاک با پدیده سرریزشدگی روبه­رو خواهند شد. جریان سطحی آزاد شده از حوض­های پر­شده به سمت پایین دامنه ممکن است سریع­تر و بیشتر (به عبارتی دارای انرژی جنبشی بیشتر) از جریان پخش­شده و راه­یافته به داخل گودی­ها باشد: از این رو ممکن است جریان مزبور از کفایت لازم برای انتقال ذرات خاک پاشمانی­شده به داخل حوض­ها برخوردار شود (بحث مربوط به منحنی سنجه رسوب[105] را ببینید). این ذرات خاک قادرند مسافت چندی را بپمایند و تنها زمانی نهشته می­شوند که سرعت جریان کاهش بیابد (برای مثال به خاطر کاهش شیب یا حضور پوشش گیاهی).
جریانی که هنوز از انرژی جنبشی بیشتری برخوردار است تنش برشی لازم برای جداسازی ذرات خاک را ایجاد خواهد کرد. متعاقب آن این ذرات همراه با ذرات پاشمانی­شده داخل رسوبات انتقال خواهند یافت. در مکان­هایی که چنین جدایشی رخ می­دهد از ارتفاع سطح خاک به میزان ناچیزی کاسته می­گردد. این قبیل پهنه­های پست­شده مسیرهایی را شکل می­دهند که جریانات بعدی آن­ها را در اولویت قرار داده و از این رو باعث فرسایش بیشتر این راهروها می­شوند. این بازخورد مثبت (به واژه سیستم­ها در ژئومورفولوژی[106] رجوع کنید) و نسبتا سریع به بروز جریان تمرکز­یافته کوچک و خطی (فاویس- مورتلاک[107]، 1998) موسوم به "شیارچه­ها"[108] یا "ردها"[109] می­انجامد که از عرض و عمقی در حد چند میلی­متر برخوردار هستند.
بسیاری از شیارچه­ها در نهایت به واسطه رسوب­گذاری در داخل خود شیارچه اثربخشی خود را از دست خواهند داد. با این حال زیرمجموعه­ای از شیارچه­ها که در موقعیت بهتری قرار دارند ممکن با رشد بیشتر تبدیل به شیارهایی شوند که حداکثر عرض و عمقشان به چند ده متری برسد. این فرایند رقابت بین کانال­های منفرد به تشکیل خودسازمان­ده (به واژه پیچیدگی در ژئومورفولوژی[110] رجوع شود) شبکه­هایی از شیارچه­ها و شیارها می­انجامد. شبکه شیارها واقع بر روی خاک­های طبیعی به لحاظ شکل، تمایل به الگوی شاخه­درختی (به واژه  الگوی زهکشی[111] رجوع شود) دارند اما در خاک­های کشاورزی الگوی این شبکه­ها به واسطه جهت کشت محدود می­شود. این قبیل شبکه­ها از لحاظ هیدرولیکی گذرگاه­های موثری برای انتقال آب دامنه­ها فراهم می­سازند. با این حال چنان­چه از قدرت رقابتی جریان مزبور کاسته شود رسوب در حال انتقال در داخل شبکه شیاری ممکن است بعد از طی مسافت کوتاهی تحت فرایند رسوب­گذاری مجددد قرار گیرد (در صورت تغییر شرایط جریان طی همان رویداد بارشی ممکن است این رسوبات دوباره تحت فرایند برداشت قرار گیرند یا این که ممکن است این فرایند در طول یک رویداد بارشی بعدی اتفاق بیفتد). این احتمال هم وجود دارد که رسوب مزبور پس از طی مسافتی چند حتی از قلمرو اولیه خود خارج شده و به داخل یک خندق یا آبراهه همیشه جاری (به واژه آبراهه رتبه یک[112] رجوع شود) وارد شود. به هر حال با خاتمه بارش جریان درون شبکه شیاری به تدریج قطع خواهدشد: تمامی رسوباتی که در آن زمان به خصوص در حال نقل و انتقال هستند با وقوع این حادثه در داخل خود شبکه مزبور تحت فرایند رسوب­گذار ی مجدد قرار خواهند گرفت.
شبکه­های شیاری واقع بر روی زمین­های کشاورزی به طور منظم توسط عملیات کشت و زرع زدوده شده و باز پدیدار می­شوند (به واژه­های فرسایش ورقه­ای[113]، جریان ورقه­ای[114] و شستشوی ورقه­ای[115] رجوع شود). با این حال شبکه­های شیاری در چشم­اندازهای طبیعی دوام داشته و ممکن است بروز چنین شیارهای جدی در دامنه به مرور زمان باعث تشکیل هزاردره[116] شود.
بنابراین یک دامنه فرسایشی معمولا دربردارنده یک شبکه آبراهه­ای با جریان غالب است که در آن فرسایش شیاری رخ داده و این شیارها از طریق سطوح بین­شیاری از هم جدا می­شوند. در این جا فرایندهای غالب عبارت از پاشمان باران و جریان پراکنده است. هدررفت خاک از این پهنه­ها به فرسایش بین­شیاری موسوم است. با این حال فرسایش شیاری نسبت به فرسایش بین­شیاری عامل موثرتری در برداشت و حمل خاک بوده و در بسیاری از بخش­های دنیا زیرفرایند مسلط فرسایش آبی در دامنه­ها محسوب می­شود (دی پولی[117]، 1983). مرزهای بین فرسایش شیاری و بین­شیاری بر روی دامنه­ها اغلب نامشخص بوده و دائما در حال جابه­جایی است. توجه داشته باشید که در بعضی شرایط ممکن است میان جریان زیرسطحی و توپوگرافی دامنه به لحاظ میزان اهمیت در تعیین مکان ازسرگیری یا توسعه فرسایش آبراهه و در مناطق با خاک­های خیلی عمیق مانند ساپرولیت­های استوایی رقابتی درگیرد (به واژه  آب زیرزمینی[118] رجوع شود).        
متوسط سرعت جریان در داخل شیارهای منفرد معمولا بین 1 تا 10 سانتی­متر در ثانیه است. جالب این که شواهدی وجود دارد مبنی بر این که در شیارهای فعال از نظر فرسایش سرعت جریان مستقل از شیب شیار است: این امر ممکن است به خاطر افزایش جزئی و جبرانی ناهمواری در داخل شیارهای پرشیب­ باشد (نیرینگ[119] و همکاران، 1997). نمودارهای سرعت ـ عمق و الگوهای مسطحاتی سرعت در داخل شیارها به لحاظ کمی شبیه آنهایی هستند که در کانال­های بزرگ­تر وجود دارد. با این که شاهد سرعت­های متفاوتی در امتداد شیارها هستیم اما مقادیر سرعت و شستشو در "رأس بریدگی­ها"[120] افزایش می­یابد (اسلاتری[121] و بریان[122]، 1992) این محل­ها بریدگی­هایی در طول شیب کانال هستند (همانند آن چه که اغلب در حد بالادست هر شیار دیده می­شود). هدکت­ها (رأس بریدگی) با فرسایش رأس خود تمایل دارند که به آرامی به سمت بالادست حرکت نمایند.
References
De Ploey, J. (1983) Runoff and rill generation on sandy and loamy topsoils, Zeitschrift fur Geomorphologie N.F. Supplementband 46, 15–23.
Favis-Mortlock, D.T. (1998) A self-organising dynamic systems approach to the simulation of rill initiation and development on hillslopes, Computers and Geosciences 24(4), 353–372.
Nearing, M.A., Norton, L.D., Bulgakov, D.A.,
Larionov, G.A., West, L.T. and Dontsova, K. (1997) Hydraulics and erosion in eroding rills, Water Resources Research 33(4), 865–876. 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
Abrahams, A.D., Li, G. and Parsons, A.J. (1996) Rill hydraulics on a semiarid hillslope, southern Arizona, Earth Surface Processes and Landforms 21(1), 35–47.
Brunton, D.A. and Bryan, R.B. (2000) Rill network development and sediment budgets, Earth Surface Processes and Landforms 25(7), 783–800.
Bryan, R.B. (1987) Processes and significance of rill development, Catena Supplement 8, 1–15.
Merritt, E. (1984) The identification of four stages during microrill development, Earth Surface Processes and Landforms 9, 493–496.
Rauws, G. and Govers, G. (1988) Hydraulic and soil mechanical aspects of rill generation on agricultural soils, Journal of Soil Science 39, 111–124.
SEE ALSO: erodibility; erosivity; runoff generation; sheet erosion, sheet flow, sheet wash; soil erosion; universal soil loss equation
DAVID FAVIS-MORTLOCK   (مترجم:  مرتضی قراچورلو)
RIND, WEATHERING - پوسته هوازدگی
پوسته­های هوازدگی عبارت از مناطق با دگرش شیمیایی بر روی قسمت­های بیرونی سنگ­ها هستند. در برخی موارد، نه همه آن­ها، یک اختلاف رنگ مشخص این بخش­ دارای هوازدگی شیمیایی شدید را برجسته می­سازد. پوسته­های هوازدگی به لحاظ نقشی که در فرایندهای هوازدگی و توسعه اشکال هوازده مانند سطوح سخت[123] دارند و نیز به خاطر کاربردشان در تعیین سن لندفرم­ها در ژئومورفولوژی حائز اهمیت هستند. پوسته­های ابسیدین هیدراته شده با این امر در ارتباط هستند.
یک پوسته هوازدگی تنها یک بخش با دگرش شیمیایی در قسمت خارجی یک خرده­سنگ نیست؛ پوسته­های هوازدگی نمایشی از بازتوزیع عناصر هستند. در بعضی از پوسته­ها غلبه با افزایش آهن است در حالی که در برخی دیگر شاهد تهی­شدگی کاتیون­های متحرکی چون کلسیم و سدیم هستیم. فرایندهای گوناگونی در تکوین پوسته­های هوازدگی دخالت دارند. برای مثال فرایند انحلال باعث ایجاد فضای خالی در داخل سنگ شده و لزوما تغییری در رنگ سنگ پدید نمی­آورد. در مقابل اکسیداسیون آهن باعث ایجاد نوارهای رنگ­پریده می­شود. نمود این بخش­های تغییریافته به لحاظ رنگ بسته به موقعیت اکسیداسیون و نوع سنگ متفاوت است.  برای نمونه ممکن است پوسته­های واقع در دامنه­های بالادست آتشفشان موناکی[124] به صورت سفیدرنگ ظاهر شوند ولی آن­هایی که در دامنه­های پایین­دست هستند ظاهری نارنجی­رنگ داشته باشند، حال آن که همه آن­ها مربوط به یک نوع سنگ آن هم از جنس بازالت می­باشند (لوحه 96). آندزیت­های واقع در ژاپن ممکن است قهوه­ای تا خاکستری کم­رنگ به نظر برسند (ماتسوکورا[125] و همکاران، 1994) وپوسته­های ماسه­سنگی واقع در نیوزیلند ممکن است نمود نسبتا سفیدرنگی داشته باشند (نوئفر[126]، 1988).

عکس 96:  پوسته هوازدگی توسعه­یافته در یک بازالت یخچالی صیقلی واقع در موناکی هاوایی. این پوسته در یک دوره 16 هزارساله تکوین یافته است. عکس سمت چپ یک نمونه دستی از پوسته هوازدگی را نشان می­دهد که با چشم غیرمسلح قابل رویت است. تصویر سمت راست بخش کوچکی از پوسته مزبور را در زیر میکروسکوپ الکترونی نشان می­دهد که سه جنبه از تکوین پوسته هوازدگی را به تصویر کشیده است. نخست پدیده انحلال کانی­ها که تشکیل پوسته هوازدگی را تحت نفوذ خود دارد و نمونه آن را به صورت منافذ موجود (نقاط سیاه) مشاهده می­نمایید. دوم لکه­های سفید داخل تصویر که حاصل ته­نشست مجدد هیدروکسیدهای آهن هستند. سوم این که افزایش ضخامت پوسته­های هوازدگی در طول زمان گریزناپذیر نیست. بیشتر اوقات پوسته­های مزبور در صورت عدم محافظت توسط پوشش­های سنگی به صورت کانی­های هوازده دچار تخریب شده و با گذشت زمان از هم جدا می­گردند
پوسته­های هوازدگی در همه انواع سنگ­های آذرین (مانند آندزیت، بازالت و گرانیت)، رسوبی (مانند ماسه­سنگ) و دگرگونی (شیست) شکل می­گیرند. این پوسته­ها در مکان­های بسیار گوناگون و در محیط­های معتدل، استوایی، شمالگان و خشک از جمله هاوایی (جکسون[127] و کلر[128]، 1970)، مجاور ایالات متحده (کلمن[129] و پیرس[130]، 1986)، نیوزیلند (چین[131])، ژاپن (ماتسوکورا و همکاران، 1994) و شمال اروپا (دیکسون[132] و همکاران، 2002) یافت می­شوند. پوسته­های هوازدگی در مواد آواری واقع در سطح و داخل نیمرخ خاک دیده می­شوند (چین، 1981؛ نوئفر، 1988).               
کاربرد عمده پوسته­های هوازدگی در ژئومورفولوژی همانا در برآورد سن لندفرم­ها و سطوح چشم­اندازها می­باشد (چین، 1981). این روش بر این فرض استوار است که به محض جاگیری سنگ میزبان، پوسته­های هوازدگی شروع به شکل­گیری نموده و به مرور زمان بر ضخامت آن­ها افزوده می­شود (نوئفر، 1988). از این رو این پوسته­ها از یک سو به عنوان شاخص سن نسبی عمل نموده و پوسته­های ضخیم­تر نشانگر لندفرم­های قدیمی­تر است و از دیگر سو در صورت وجود صور صحیح واسنجی سنی در محل مورد مطالعه به عنوان شاخص سن واسنجی­شده مفید هستند. پیش از رواج استفاده از نوکلیدهای کیهان­زایی[133] (به واژه سن­گذاری کیهان­زایی[134]رجوع شود) استفاده از پوسته­های هوازدگی در تحقیقات کواترنری و جایی که اشکال مورنی، پهنه­های برون­شست یخچالی و سایر لندفرم­ها در ارتباط با تغییرات اقلیمی هستند، رایج بود (کلمن و پیرس، 1981). ضخامت بخش تغییر رنگ یافته در شماری از آوارهای داخل یک نهشته معمولا با یک کولیس و به صورت عمود بر سطح مورد نظر اندازه­گیری می­شود. تمایز بین گروه­های ضخامت در میان نهشته­ها و سطوح مختلف با استفاده از روش­های آماری صورت می­گیرد.
از آن جایی که اغلب چنین برداشت می­شود که پوسته­های هوازدگی مترادف با تغییر رنگ هستند تاکید می­کنیم که بررسی پوسته­های مزبور به چند دلیل نبایستی محدود به اندازه­گیری تغییرات رنگ باشد. اول این که یک پوسته هوازده ممکن است بدون هر گونه تغییر رنگ برجسته­ای ظاهر شود. دوم، تغییر رنگ تنها یکی از نشانه­های هوازدگی است؛ بررسی­های میکروسکوپی نشان می­دهد که بخش هوازدگی شیمیایی در زیر بخش تغییر رنگ یافته و تا داخل سنگ مورد نظر نفوذ می­نماید. سوم، گرچه پوسته­های هوازدگی جزو پوشش­های سنگی[135] محسوب نمی­شوند اما یک آوار منفرد ممکن است هم یک پوسته هوازدگی و هم یک پوشش سنگی را به معرض نمایش بگذارد (ماتسوکورا و همکاران، 1994) که تمایز میان این دو بر روی زمین همیشه میسر نیست. چهارم، در جایی که پوسته­های هوازدگی تحت حفاظت پوشش­های سنگی نیستند خرده­کانی­های هوازده به سهولت تحت فرایند فلس­ریختگی قرار می­گیرند.
تحقیقات در زمینه پوسته­های هوازدگی به سمت ابعاد انگیزشی جدیدی در حال بسط­یابی است. در حال حاضر از خصوصیات فیزیکی و شیمیایی پوسته­های هوازدگی در کمک به تشخیص فرایندهای هوازدگی شیمیایی در یک ناحیه یا منطقه معین بهره گرفته می­­شود (دیکسون و همکاران، 2002). استفاده از نوکلیدهای کیهان­زایی به عنوان روش تاریخ­گذاری باعث اهمیت­یابی بیشتر تحلیل پوسته­های هوازدگی شده است. عدم قطعیت مهمی که در تاریخ­گذاری کیهان­زایی وجود دارد تاریخ ظهور قبلی یک نمونه احتمالی را تحت احاطه خود قرار می­دهد. به خاطر این که در تحلیل نمونه­ها قیمت هر اندازه­گیری کیهان­زایی حدود 2000 دلار آمریکا است بنابراین اندازه­گیری با پوسته­های هوازدگی بر پایه این احتمال که یک نمونه ویژه شاید از یک تاریخ ژئومورفیک پیچیده­ای برخوردار باشد، می­تواند یک بررسی میدانی ارزان­قیمتی را برایمان فراهم سازد. به علاوه اندازه­گیری کانی­های هوازده داخل پوسته­ها در محل، دریچه­های نوینی پیش روی اندازه­گیری کمی هوازدگی قرار می­دهد؛ نمونه­ای از کاربرد این روش را می­توان در تصدیق مقادیر تجزیه شیشه در بلندمدت که با هدف آگاهی از مخاطرات ژئومورفولوژیکی مرتبط با مخازن زباله اتمی در حال انجام است، مشاهده کرد (گوردون[136] و برادی[137]، 2002).
References
Chinn, T. (1981) Use of rock weathering-rind thickness for Holocene absolute age-dating in New Zealand, Arctic and Alpine Research 13, 33–45.
Colman, S.M. and Pierce, K.L. (1986) Glacial sequence near McCall, Idaho: weathering rinds, soil development, morphology, and other relative-age criteria, Quaternary Research 25, 25–42.
Dixon, J.C., Thorn, C.E., Darmody, R.G. and Campbell, S.W. (2002) Weathering rinds and rock coatings from an Arctic alpine environment, northern
Scandinavia, Geological Society of America Bulletin 114, 226–238.
Gordon, S.J. and Brady, P.V. (2002) In situ determination of long-term basaltic glass dissolution in the unsaturated zone, Chemical Geology 90, 115–124.
Jackson, T.A. and Keller, W.D. (1970) A comparative study of the role of lichens and ‘inorganic’ processes in the chemical weathering of recent
Hawaiian lava flows, American Journal of Science 269, 446–466.
Knuepfer, R.L.K. (1988) Estimating ages of late Quaternary stream terraces from analysis of weathering rinds and soils, Geological Society of America Bulletin 100, 1,224–1,236.
Matsukura, Y., Kimata, M. and Yokoyama, S. (1994) Formation of weathering rinds on andesite blocks under the influence of volcanic gases around
the active crater Aso Volcano, Japan, in D.A. Robinson and R.B.G. Williams (eds) Rock Weathering and Landform Evolution, 89–98, Chichester: Wiley.
SEE ALSO: case hardening; chemical weathering; rock coating
STEVEN J. GORDON AND RONALD I. DORN   (مترجم:  مرتضی قراچورلو)
RING COMPLEX OR STRUCTURE - اجتماع یا ساختار حلقوی
گروهی از نفوذی­های نیمه­عمیق یا آذرین زیرآتشفشانی شامل دایک­های حلقوی، دایک­های جزئی حلقوی و صفحات مخروطی که از نظر سنگ­شناسی متغیر بوده ولی دارای ساختار مشخصی هستند. الگوهای برون­زد به صورت قوسی، حلقوی، چندگوش و بیضی بوده و قطر متغیری از کمتر از 1 تا 30 کیلومتر یا بیشتر دارند. بیشتر اجتماعات حلقوی بازنمودی از ریشه آتشفشان­ها و کالدراهایشان هستند. (بودن[138]، 1985: 17)                         
دایک­های حلقوی عبارت از توده­های ضخیم و تقریبا عمودی از سنگ­های آذرین هستند که حلقه­های هم­مرکزی را به دور یک توده نفوذی مرکزی شکل می­دهند. این عوارض با فرایندی موسوم به فرونشست دیگی[139] همراه هستند. صفحات مخروطی نازک­تر بوده و شکل عمومی آن­ها به صورت مجموعه­ای از مخروط­های وارونه می­باشد. عوارض مزبور ناشی از فشارهای موجود در پوسته زمین هستند که باعث حرکت رو به بالای ماگما و تشکیل چنین عوارضی می­شود. سایر ساختارهای حلقوی وابسته به رویدادهای برخوردی هستند.
Reference
Bowden, P. (1985) The geochemistry and mineralization of alkaline ring complexes in Africa (a review), Journal of African Earth Sciences 3, 17–39.
A.S. GOUDIE   (مترجم:  مرتضی قراچورلو)
RIP CURRENT - جریان شکافتی
بسیاری از سواحل دنیا با حضور جریان­های قوی و متمرکز رو به دریا موسوم به جریان­های شکافتی مشخص می­باشند. واژه مزبور توسط شپارد[140] در سال 1936 جهت تمایز جریان برگشتی از اسامی اشتباه "کشند شکافتی"[141] و "موج­برگشت زیردریایی"[142] معرفی شد که در حال حاضر متاسفانه کاربرد آن­ها در توصیف جریان شکافتی رواج یافته است. جریان­های شکافتی جزئی جدایی­ناپذیر از گردش سلولی منطقه مجاور­ساحلی بوده و در حالت ایده­آل شامل دو جریان همگرای تغذیه­کننده در امتداد خط ساحلی است که به هم رسیده و به صورت یک گلوی شکافتی سریع­رو و باریک به سمت دریا برمی­گردند. جریان مزبور در سرتاسر منطقه خیزاب گسترش یافته و با کاهش سرعتش به صورت یک دماغه شکافتی از خط امواج شکنا عبور می­نماید. سلول گردشی مذکور با شبکه جریان رو به خشکی ناشی از انتقال توده امواج بین سیستم­های شکافتی همسایه تکمیل می­شود (شکل 133الف). جریان­های شکافتی اغلب در داخل کانال­های توپوگرافیکی مشخص واقع در بین میله­های ماسه­ای (به واژه­های میله­ یا سد شنی[143] و ساحلی[144] رجوع نمایید) برقرار شده و مکانیسم عمده­ای برای انتقال آب، رسوبات و آلاینده­ها به سمت دریا هستند (شکل 133ب). جریان­های مزبور همچنین مخاطره عمده­ای برای شناگران بوده و مایه نگرانی است که آگاهی ناچیزی در مورد بسیاری از جنبه­های وقوع، زایش و رفتار این جریان­ها داریم.

شکل 133- الگوهای ایده­آلی از جریان شکافتی و اجزاء آن در ارتباط با الف- چرخش سلولی نزدیک کرانه و گرادیان­های موج­ـ­ساخت؛ و ب- توپوگرافی میله شنی ساحلی
در کل جریان­های شکافتی در سواحل پراکنده و کاملا صیقلی یافت نمی­شوند اما در سواحل ماسه­ای بینابین واقع در محیط­های ریزکشندی[145] جزئی اساسی به شمار می­روند. شورت (1985) سه نوع جریان شکافتی را شناسایی نمود که عبارت­اند از: 1- جریان شکافتی افزاینده[146] که در خلال کاهش یا پایداری انرژی امواج به وجود آمده و اغلب از لحاظ توپوگرافیکی محصور شده و سرعت متوسطی تقریبا برابر با 5/0 تا 1 متر بر ثانیه دارد 2- جریان شکافتی فرسایشی[147] که در شرایط افزایش انرژی امواج به وجود آمده و از لحاظ هیدرودینامیکی کنترل می­شوند. این نوع جریان­های شکافتی در حال جابه­جایی بوده و متوسط سرعت جریان آن­ها متجاوز بر 1 متر بر ثانیه می­باشد؛ 3- ابرجریان­ شکافتی[148] که در خلیج­های تحت امواج شدید به وجود آمده و با سرعت متوسط بالای 2 متر بر ثانیه ممکن است تا بیش از 1 کیلومتر خارج از کرانه گسترش یابند. تمام جریان­های شکافتی گفته شده با فرسایش موضعی خط کرانه همراه بوده و اغلب باعث ایجاد خلیج­های رژیمی موسوم به ابرپشته­های شنی[149] می­شوند. جریان­های شکافتی نسبتا ثابت در مجاورت دماغه­ها، ریف­ها و سازه­های ساحلی چون موج­شکن[150]­ها واقع شده و به جریان­های شکافتی تحت کنترل توپوگرافی موسومند.
نخستین محدودیت ما در آگاهی از جریان­های شکافتی همانا دشواری دست­یابی به کمیت­های مربوط به یک محیط پرتکاپوست. با این که تلاش­های اولیه در توصیف جریان­های شکافتی (مانند کار مکنزی[151] در سال 1985) عمدتا کیفی بود اما این شناخت صحیح از خلال آن­ها سربرآورد که جریان­های شکافتی اغلب با فاصله­بندی دوره­ای در امتداد خط کرانه مشخص بوده و با افزایش ارتفاع امواج از شدت آن­ها کاسته و بر شمار آن­ها افزوده می­گردد. همچنین جریان آب از بیشترین سرعت در مواقع جزر برخوردار است. مطالعات نظری، آزمایشگاهی و میدانی بعدی با درجات متفاوتی از موفقیت سعی در تبیین این خصوصیات داشته­اند. این در حالی است که در کل این واقعیت پذیرفته شده است که جریان­های شکافتی به عنوان پاسخی در برابر فزونی آب ـ موسوم به موج­ـ­ساخت[152] ـ توسط امواج شکنا در منطقه کرانه تجمع می­یابند. جریان مزبور تحت نفوذ تغییرات ارتفاع امواج در طول خط کرانه است. این تغییرات باعث ایجاد گرادیان­هایی در ساختار مزبور می­شود که آب را در امتداد کرانه از مناطق با امواج مرتفع به مناطق با امواج کم­ارتفاع پیش می­رانند (بوون[153]، 1969؛ به شکل 133الف رجوع شود).
بنابراین مدل­های موجود در خصوص زایش چرخه سلول شکافتی با درنظر گرفتن این گرادیان­های خط کرانه،  ساز و کارهای مختلفی را جهت تبیین این پدیده دخیل کرده­اند که می­توان آن­ها را در سه طبقه جای داد: دسته اول عبارت از مدل برهمکنش موج­­ ـ حاشیه[154] است که شامل تغیییرات موج ناشی از توپوگرافی یکنواخت و یا ساختارهای ساحلی است. برای نمونه شکست موج می­تواند باعث ایجاد مناطقی با امواج کوچک و بزرگ شود که جریان­های شکافتی حاصل از آن را می­توان در پشت کانیون­های زیردریایی ناحیه دورکران (شپارد و اینمن[155]، 1950) و بیشتر در مجاورت دماغه­ها و موج­شکن­ها دید؛ دسته دوم عبارت از  مدل­های برهمکنش موج ـ موج[156] هستند. در این باره بر طبق تجارب آزمایشگاهی و نظری (بوون و اینمن، 1969) آشکار شده است که امواج فرعی قادرند امواج لبه­ای همزمانی را ایجاد نمایند که باعث بروز الگوهای متناوبی از امواج مرتفع و کم­ارتفاع در طول خط کرانه شود.جریان­های شکافتی در هر برآمدگی دیگری و با فواصل مساوی با طول موج لبه­ای به وجود می­آیند. بالاخره دسته سوم عبارت از مدل­های ناپایداری[157] هستند که اظهار می­دارند یکنواختی آرایش کرانه در برابر هر گونه اختلال جزئی ناشی از عوامل هیدرودینامیک یا توپوگرافی ناپایدار بوده و پیش­بینی می­شود که فواصل جریان­های شکافتی 4 برابر عرض منطقه خیزاب باشد. بایستی تاکید نمود که اعتبار این مدل­ها مقدمتا محدود به تجارب آزمایشگاهی بوده و صحت و سقم آن­ها بر روی زمین به قدر کافی معلوم نشده است. شورت و برندر[158](1999) با استفاده از داده­های میدانی در مقیاس جهانی نشان دادند که فواصل جریان­های شکافتی با انرژی امواج منطقه­ای در ارتباط است. بدین­گونه که الگوهای فواصل جریان شکافتی (Lr) در خلال بالاآمدگی آب ساحل غربی (Lr = 500 m)، بالاآمدگی آب ساحل شرقی (Lr = 200 m) و در محیط­های با امواج محدود به طول وزش باد (Lr = 50-100 m) ثابت بود.
بهترین حامی مدل موج ـ حاشیه شخصی به نام سونو[159] (1972) بود. وی دریافت که در یک ساحل متشکل از سدهای شنی متناوب و کانال­های توپوگرافیکی که در معرض ارتفاع یکنواخت امواج خط کرانه هستند پخش ثابت و گسترده انرژی امواج در میان سدهای شنی و شکست موضعی و شدید امواج در طول کانال­ها باعث ایجاد یک گرادیان سازمند به سمت کانال­ها شده و بدین ترتیب جریان شکافتی را کنترل می­نماید. وجود گرادیان­های سازمند در این حالت تائیدی است بر داده­های میدانی (مانند برندر، 1999) که نشان دادند جریان­های شکافتی توسط کشندها تعدیل می­شوند چرا که وجود جریان­های قوی­تر در مواقع جزر در اثر افزایش پراکندگی امواج که وابسته به عمق کم آب در میان سدهای شنی است، دور از انتظار نیست. بررسی­های میدانی نیز نشان داده­اند که شدت جریان­های شکافتی به طور ثابت از طرف تغذیه­کننده­ها افزایش یافته و به حداکثر خود در میانه قسمت گلویی جریان می­رسد. این شدت در نزدیکی سطح آب بیشتر بوده و در هر چند دقیقه دوره­های کوتاه­مدت و پرشدتی را تجربه می­نماید، نیرویی که احتمال دارد با جنبش­های فروگرانی[160] مانند امواج برشی یا دسته­ موج­ها در ارتباط باشد.
References
Bowen, A.J. (1969) Rip currents. 1. Theoretical investigations, Journal of Geophysical Research 74, 5,467–5,478.
Bowen, A.J. and Inman, D.L (1969) Rip currents. 2. Laboratory and field observations, Journal of Geophysical Research 74, 5,479–5,490.
Brander, R.W. (1999) Field observations on the morphodynamic evolution of a low-energy rip current system, Marine Geology 157, 199–217.
McKenzie, P. (1958) Rip-current systems, Journal of Geology 66, 103–111.
Shepard, F.P. (1936) Undertow, rip tide, or rip current, Science 84, 181–182.
Shepard, F.P. and Inman, D.L. (1950) Nearshore water circulation related to bottom topography and wave refraction, Transactions of the American Geophysical :union: 31, 196–212.
Short, A.D. (1985) Rip current type, spacing and persistence, Narrabeen Beach, Australia, Marine Geology 65, 47–61.
Short, A.D. and Brander, R.W. (1999) Regional variations in rip density, Journal of Coastal Research 15(3), 813–822.
Sonu, C.J. (1972) Field observation of nearshore circulation and meandering currents, Journal of Geophysical Research 77, 3,232–3,247.
SEE ALSO: bar, coastal; beach; beach sediment transport; groyne; wave
 ROBERT W. BRANDER   (مترجم:  مرتضی قراچورلو)
RIPARIAN GEOMORPHOLOGY - ژئومورفولوژی رودکنار
ژئومورفولوژی رودکنار به دینامیک، شکل و ساختار رسوبی مناطق رودکنار می­پردازد. تعاریف مختلفی برای مناطق رودکنار ارائه شده است که عبارتند از: مناطق سه­بعدی از برهمکنش مستقیم میان اکوسیستم­های خشکی و آبی (گرگوری و همکاران، 1991: 540)؛ مناطقی که گستره­اش از لندفرم­های جریانی اخیرا تجمع­یافته و در معرض جریان­های پایین تا مرزهای ناحیه­ای که در آن زیستوران[161]با پدیده سیلاب سازش می­یابند یا تا مرز ساختارهای اجتماعی مشخص که تحت تاثیر سیلاب هستند، امتداد دارد (دیکار[162] و ویگینگتون[163]، 2000: 88)؛ بخشی از زیست­کره که تحت حمایت و دربرگیرنده لندفرم­های جریانی اخیر می­باشد ... این قسمت در اثر وقوع جریان لبریز[164] دچار سیل یا اشباع­ می­شود (هاپ[165] و اوسترکمپ[166]، 1996: 280). از این تعاریف و سایر توصیفات چنین به نظر می­آید که ژئومورفولوژی رودکنار یک بازه از رودخانه بستگی به بزرگی و فراوانی جریان در حال و گذشته (به واژه مفهوم بزرگی- فراوانی[167] رجوع شود)؛ مقدار و گنجایش حمل رسوب توسط رود؛ و شیب و درجه محصورشدگی بازه مورد نظر  دارد. در حالی که جریان حال و گذشته و رژیم انتقال رسوب پارامترهایی هستند که مواد منتقل­شده به بازه مورد نظر و ایجاد لندفرم­ها را تحت نفوذ خود دارند اما انرژی رود و توانایی آن در ایجاد و تخریب لندفرم­ها تحت حاکمیت پارامترهای شیب محلی و میزان محصورشدگی بازه مورد نظر هستند.
نانسون[168] و کروک[169] (1992) جهت بسط یک طبقه­بندی ژنتیک از دشت­های سیلابی،­ کاوشی در خصوص این عوامل کنترل­کننده انجام دادند. لازم به ذکر است که نوع دشت سیلابی­ ارتباط آشکاری با نوع رودی دارد که آن­ را شکل می­دهد. ایشان بر اساس توان عملکردی رود که از طریق قدرت ویژه جریان[170] در مواقع دبی لبریز و مقاومت مواد دشت سیلابی در برابر فرسایش (مواد غیرچسبنده گراولی یا ماسه­ای؛ مواد چسبنده سیلتی و رسی) مشخص می­شود، سه گروه بزرگ از دشت­های سیلابی (با انرژی بالا و مواد غیرچسبنده؛ با انرژی متوسط و مواد غیرچسبنده و با انرژی کم و مواد چسبنده) را مشخص نمودند. ایشان این سه گروه بزرگ را در قالب 30 زیرگروه کوچک از دشت­های سیلابی مختلف تقسیم­بندی نمودند. تمایز بین این زیرگروه­ها بر طبق جزئیاتی بود که در خصوص رسوبات تشکیل­دهنده دشت سیلابی، پلان­فرم (شکل مسطحاتی) یا الگوی رود، خصوصیات فرسایش و رسوب­گذاری و از این رو لندفرم­های موجود بر روی دشت سیلابی و در حواشی رود وجود داشت. اهمیت این طبقه­بندی از این جهات بود که در یک اسلوب دینامیک، پیوندی بین فرایند و فرم برقرار کرده و شرح مصوری از لندفرم­های گوناگون متعلق به مناطق رودکنار و تغییرات ماهیت و دینامیسم لندفرم­ها در دشت­های سیلابی مختلف ارائه داد. بنابراین چنان­چه تغییری در فرایندهای کنترل­کننده رخ دهد ژئومورفولوژی رودکنار نیز تغییر خواهد نمود. برای نمونه تغییرات اقلیمی، تنظیم جریان و استحکامات دفاعی در برابر سیلاب عواملی هستند که بر رژیم جریان رود و انتقال رسوب و فرسایش­پذیری مواد حاشیه کانال تاثیر گذارده و بنابراین ممکن است اثرات آن بر خصوصیات منطقه رودکنار به دور از بازه مورد نظر نیز گسترش یابد (برای نمونه به استیگر[171] و گرنل[172]، 2002 رجوع شود).
در بیشتر تحلیل­های مربوط به فرم و فرایند منطقه رودکنار دیده شده است که پوشش گیاهی در قبال شرایط محیطی حال و گذشته که ناشی از فرایندهای جریانی است نقش بسیار مثبتی ایفا می­نماید (برای مثال به هاپ، 1988 رجوع شود). چنین تعبیر شده است که الگوی پوشش گیاهی دشت سیلابی وابسته به نوع و سن لندفرم­های بخش رودکنار می­باشد. رودهای مهاجر و مئاندری مثال ساده­ای را عرضه می­دارند. همچنان که رود کناره­های خارجی خم­گاه مئاندری را می­فرساید پشته­های شنی[173]در کناره­های داخلی خم­گاه مورد نظر توسعه می­یابند. پس از این که پوشش گیاهی بر روی پشته­های شنی استقرار یافت به تدریج با تغییر شرایط رسوبی، رطوبی، روشنایی و آشفتگی در خلال تجمع و پیوستگی پشته­های شنی با دشت سیلابی مزبور، گونه­های گیاهی جایگزین  یکدیگر می­شوند.
اخیرا تأکید بیشتری روی تأثیر فعال پوشش گیاهی بر ژئومورفولوژی رودکنار صورت گرفته است. برای نمونه گرنل و پتس[174] (2002) طرق زیستی و غیرزیستی تاثیر پوشش گیاهی بر شکل، ساختار رسوبی و دینامیک مناطق رودکنار را مورد ملاحظه قرار دادند. اثرات غیرزیستی شامل تأثیر سیستم ریشه بر فرسایش­پذیری رسوبات و مقاومت تاج گیاهی در برابر جریان آب می­باشد. ریشه­ها به لحاظ اهمیت­شان در تحکیم رسوبات رودکنار باعث افزایش مقاومت آن­ها در برابر فرسایش رودخانه­ای می­شوند. هنگامی که منطقه رودکنار به زیر سیل می­رود عامل زبری[175] تاج گیاهی در سطوح پوشیده از گیاه می­تواند از سرعت جریان کاسته و باعث تقلیل مقدار فرسایش و افزایش میزان رسوب­گذاری گردد. این فرایندهای غیرزیستی به لحاظ تأثیر چشمگیرشان بر الگوی فرسایش و رسوب­گذاری نتیجتا بر شکل و ساختار رسوبی مناطق رودکنار اثر می­گذارند. اهمیت ژئومورفولوژیکی این اثرات غیرزیستی به نوع گونه­ها، سن و تراکم گیاهان بستگی دارد که با فرایندهای زیستی مختلف در ارتباط می­باشند. از آن جایی که در کل رشد گیاهان منطقه رودکنار در مواقع انتشار طبیعی سریع­تر است درجه تکثیر گیاهان منطقه رودکنار از طریق بذر یا بازتولید گیاهی مهم می­باشد. زمان­بندی انتشار از طریق گیاه یا بذر ممکن است تاثیر زیادی بر احتمال استقرار موفق گیاهان داشته باشد چرا که بسیاری از انتشاردهندگان گیاهان منطقه رودکنار از طریق رودخانه انتقال یافته و ته­نشین می­شوند. برای مثال زمان آزادسازی انتشاردهندگان در ارتباط با اقلیم و رژیم جریان رود می­تواند بر دستخوش بودن یا مصون ماندن مکان­های مناسب استقرار گیاهان در برابر جریان یا طغیان رود تاثیر بگذارد. این عامل همچنین ممکن است بر مناسب یا نامناسب بودن شرایط دمایی و رطوبی جهت جوانه­زنی و رشد گیاهان جوان تاثیرگذار باشد.
گونه­های درختی منطقه رودکنار  ممکن است به عنوان مهندسان منطقه مزبور از اهمیت ویژه­ای برخوردار باشند. گونه­های تبریزی و بید قادرند خیلی سریع رشد کرده و از طریق بازتولید گیاهی یا بذر انتشار بیابند. رودخانه­ها ممکن است تمامی درختان و نیز اجزاء آن­ها (شاخه­ها، ترکه­ها و ریشه­ها) و بذرها را از جا کنده و پس از انتقال، آن­ها را در جایی ته­نشین سازند. تمامی درختان می­توانند از شناور بودن توسط سیلاب­ها، به­جاگذاری و مدفون­شدن در حواشی رود و پشته­های شنی جان سالم به در برده و از طریق جوانه­زنی، در خلال یک سال قطعاتی متشکل از بوته­های تازه و بزرگ را شکل دهند. اهمیت این فرایندها برای ژئومورفولوژی رودکنار نه تنها نسبت به گونه­های درختی و شرایط محیطی متفاوت است بلکه نسبت به اقدامات مدیریتی درختان نیز فرق می­کند. این اقدامات مدیریتی شامل هرس و قطع درختان جهت جلوگیری از ورود بقایای بزرگ درختی[176] به داخل رودها اغلب در راستای ابقاء فرایند انتقال سیلاب در داخل کانال رود انجام می­شود. اثر این پدیده بر ژئومورفولوژی و اکولوژی رودکنار دوررس بوده و درک ناچیزی از خصوصیات گوناگون ژئومورفولوژیکی و اکولوژیکی منطقه رودکنار و دینامیسم بالای قسمت­های مصون از این تأثیر در اختیارمان می­گذارد (گرنل و همکاران، 1995و 2002).
References
Dykaar, B.B. and Wigington, P.J. (2000) Floodplain formation and cottonwood colonization patterns of the Willamette River, Oregon, USA, Environmental Management 25, 87–104.
Gregory, S.V., Swanson, F.J., McKee, W.A. and Cummins, K.W. (1991) An ecosystem perspective of riparian zones BioScience 41, 540–551.
Gurnell, A.M., Gregory K.J. and Petts G.E. (1995) The role of coarse woody debris in forest aquatic habitats: implications for management, Aquatic Conservation 5, 143–166.
Gurnell, A.M. and Petts, G.E. (2002) Island-dominated landscapes of large floodplain rivers, a European perspective, Freshwater Biology 47, 581–600.
Gurnell, A.M., Piegay, H., Swanson, F.J. and Gregory, S.V. (2002) Large wood and fluvial processes, Freshwater Biology 47, 601–619.
Hupp, C.R. (1988) Plant ecological aspects of flood geomorphology, in V.R. Baker, R.C. Kochel and P.C. Patten (eds) Flood Geomorphology, 335–356, New York: Wiley.
Hupp, C.R. and Osterkamp, W.R. (1996) Riparian vegetation and fluvial geomorphic processes, Geomorphology 14, 277–295.
Nanson, G.C. and Croke, J.C. (1992) A genetic classification of floodplains, Geomorphology 4, 459–486.
Steiger, J. and Gurnell, A.M. (2002) Spatial hydrogeomorphological influences on sediment and nutrient deposition in riparian zones: observations from the Garonne River, France, Geomorphology 49(1), 1–23.
Further reading
Gurnell, A.M., Hupp, C.R. and Gregory, S.V. (eds) (2000) Linking hydrology and ecology, Hydrological
Processes, Special Issue 14, 2,813–3,179.
Stanford, J.A. and Gonser, T. (eds) (1998) Rivers in the landscape: riparian and groundwater ecology, Freshwater Biology, Special Issue 40, 401–585.
Tockner, K., Ward, J.V., Kollmann, J. and Edwards, P.J. (eds) (2002) Riverine Landscapes, Freshwater Biology, Special Issue 47, 497–907.
ANGELA GURNEL    (مترجم:  مرتضی قراچورلو)
 
[1] Schumm
[2] Ahnert
[3] Summerfield
[4] Hulton
[5] Pinet
[6] Souriau
[7] Montgomery
[8] Brandon
[9] Schmidt
[10] Cook
[11] Burbank
[12] Indus
[13] Brandon
[14] Roe
[15] Brozovic
[16] Altiplano
[17] Willett
[18] Wager
[19] Molnar
[20] England
[21] Erosional Exhumation
[22] Gilchrist
[23] Whipple
[24] Rumpfflachen
[25] Budel
[26] Paleoecological
[27] Klimatische Geomorphologie
[28] Climatic Geomorphology
[29] Palaeoforms
[30] Palaeoclimatic Data
[31] Palaeobotany
[32] Harz
[33] Ayers
[34] Evelyn L. Pruitt
[35] Colwell
[36] Hayden
[37] Baker
[38] Sts-8
[39] Puna
[40] Pampa
[41] Erts-1
[42] Landsat-1
[43] Joseph Nicephore Niepce
[44] Louis Jacques Mande Daguerre
[45] William Henry Fox Talbot
[46] Francois Arago
[47] Fischer
[48] Gaspard Felix Tournachon
[49] Photogeologic
[50] Way
[51] Everett
[52] Jenson
[53] Tiros I
[54] Curran
[55] Short
[56] Blair
[57] Selima
[58] Osborne Reynolds
[59] Flandrian
[60] Fjord
[61] Galicia
[62] Asturia
[63] Kerry
[64] Bantry
[65] E. Richter
[66] Bakker
[67] Le Heux
[68] Transantarctic
[69] Koettlitz
[70] Beach
[71] Davis
[72] Cloos
[73] Riedel
[74] Gregory
[75] Afar
[76] Blantyre
[77] Malawi
[78] Baikal
[79] Rhine
[80] Rio Grande
[81] Graben
[82] Frostick
[83] Reid
[84] Horst
[85] Girdler
[86] Benue
[87] Aulacogen
[88] Summerfield
[89] Robit
[90] Nakuru
[91] Ol Doinyo Lengai
[92] Kilimanjaro
[93] Volatile
[94] Natron
[95] Magadi
[96] Leakey
[97] Saddle
[98] Kerio
[99] Pond
[100] Microtopography
[101] Detention Storage
[102] Raindrop Impact
[103] Splash
[104] Wash
[105] Sediment Rating Curve
[106] Systems In Geomorphology
[107] Favis-Mortlock
[108] Microrills
[109] Traces
[110] Complexity In Geomorphology
[111] Drainage Pattern
[112] First-Order Stream
[113] Sheet Erosion
[114] Sheet Flow
[115] Sheet Wash
[116] Badland
[117] De Ploey
[118] Ground Water
[119] Nearing
[120] Headcuts
[121] Slattery
[122] Bryan
[123] Case Hardening
[124] Mauna Kea
[125] Matsukura
[126] Knuepfer
[127] Jackson
[128] Keller
[129] Colman
[130] Pierce
[131] Chinn
[132] Dixon
[133] Cosmogenic Nuclides  اتم­هایی که سن پیدایش کیهان را نشان می­دهند
[134] Cosmogenic Dating
[135] Rock Coatings
[136] Gordon
[137] Brady
[138] Bowden
[139] Cauldron Subsidence
[140] Shepard
[141] Rip Tide
[142] Undertow
[143] Bar
[144] Coastal
[145] Microtidal
[146] Accretion Rip
[147] Erosion Rip
[148] Mega-Rip
[149] Mega-Cusps
[150] Groyne
[151] Mckenzie
[152] Wave Set-Up
[153] Bowen
[154] Wave–Boundary Interaction Model
[155] Inman
[156] Wave–Wave Interaction Models
[157] Instability Models
[158] Brander
[159] Sonu
[160] Infragravity Motions
[161] Biota
[162] Dykaar
[163] Wigington
[164] Bankfull Discharge
[165] Hupp
[166] Osterkamp
[167] Magnitude–Frequency Concept
[168] Nanson
[169] Croke
[170] Specific Stream Power
[171] Steiger
[172] Gurnell
[173] Point Bars
[174] Petts
[175] Roughness
[176] Large Woody Debris
دفعات مشاهده: 33 بار   |   دفعات چاپ: 2 بار   |   دفعات ارسال به دیگران: 0 بار   |   0 نظر
::
انجمن ایرانی ژئومورفولوژی Iranian Association Of Geomorphology
Persian site map - English site map - Created in 0.115 seconds with 885 queries by yektaweb 3506