|
|
| |
 |
از Ripple تا Rock |
 |
|
| | تاریخ ارسال: 1396/8/16 | |
|
RIPPLE - ریپل
ریپل[1] واژه ایست که معمولا برای طیف غیرمرتبط و اشکال بستری بسیار کوچک بکار می رود که بصورت متوالی رخ می دهد و مدرکی از انتقال و تحرک رسوب در محیط های آبی و بادی مختلف است (BEDFORM; BEDLOAD; ROUGHNESS را ببینید). انواع اصلی آن ریپل های جاری و لوزی شکل[2]، ریپل های نوسانی یا "متقارن"[3] (WAVE را ببینید)، ریپل های فشرده یا بالیستیک[4] (AEOLIAN PROCESSES; SALTATION را ببینید)، ریپل ها و زگیل های متصل [5](AEOLIAN PROCESSES; SALTATION را ببینید)، و ریپل های متاثر از باران[6] (RAINDROP IMPACT, SPLASH AND WASH را ببینید). هستند. به استثناء زگیل های متصل، و برخی انواع نوسانی پیچیده، ریپل ها بوسیله ستیغ[7] هایی مشخص می گردند که بطور متقاطع جریان دارند.
رشته های ریپل های جاری، که منحصر به سیلت های درشت تر و ماسه های ریز تر می شوند، شاخص رودخانه ها هستند، اما در محیط های کشندی (مصب ها، سواحل ممنوعه) نیز ظاهر می شوند که جریان ها در یک زمان برای چندین ساعت یک جهته می شوند. مانند اشکال بستری تعادلی، ریپل های جاری از نظر طرح دارای ستیغ های زبانه ای شکل، ارتفاعی بیش از 02/0 متر، طول موج های 0/2-0/1 متر و نیمرخ هایی بسیار نامتقارن هستند، با سمت بادپناه کوتاه که در زاویه آرامش واقع اند (REPOSE, ANGLE OF را ببینید). اما ریپل های جاری، وقتی از بستر همواری ایجاد شوند، به صورت شکل زبانه ای شکل از طریق طیفی از اشکال با ستیغ های متوالی تکامل می یابند، که صافی ستیغ هایشان رفته رفته از دست می رود. به طور ذاتی، ریپل های جاری چند لایه متقاطع و معمولا در سری های صعود کننده اند، که دلیلی بر میزان بالای ته نشست رسوب در مقیاس دقیقه و ساعت هستند. ابعاد ریپل مستقل از عمق جریان است اما نسبت به اندازه دانه کمی افزایش می یابد. ریپل های لوزی الماس شکل در جایی توسعه می یابند که جریان های منشاء ریپل ها به اندازه کافی کم عمق و به گونه ای فوق بحرانی اند.
سایر جریان هایی که مفقود می شوند، امواج باد در بدنه آبی متاثر بطور متقارن تولید می شوند، جریان های نوسانی که به علت رانش بسیار ضعیف تر در جهت پخش امواج رویهم قرار می گیرند. زمانی که اثر متقابل آنها دارای قدرت کافی بر بسترهای ماسه ای برای ایجاد رشته هایی از ریپل ها با خط الراس هایی طولانی، منظم و نیمرخ هایی پرشیب، تقریبا متقارن، نیمرخ تروکوئید[8] هایی است، همانگونه که بوسیله لایه متقاطع داخلی آشکار می شود، در جهت پخش موج بسیار کند حرکت می کند. مقیاس ریپل به حالت پیچیده ی خواص امواج و رسوب، طول موج و ارتفاع بستگی دارد که بطور مشخص با اندازه دانه افزایش می یابد. طول موج ها 01/0 متر در سیلت، 1/0 متر در ماسه ریز و1 متر در ماسه های درشت و شن های ریز هستند. بطور گسترده، طول موج تقریبا 500 برابر قطر متوسط دانه است. ریپل های موج مصب ها و سواحل تقریبا بیش از بقیه آشناترند اما، پس از توفان ها، روی شیب های قاره ای تا اعماق 200-100 متری آب ظاهر می شوند. اشکال پیچیده ریپل ها در جایی ایجاد می شود که موانع امواج را انعکاس می دهند و به طور ویژه در سواحل و مصب ها، که جریان های یک سویه نامرتبط و موجی به صورت همزمان یا متوالی عمل می کنند. ریپل های موجی شاخص های ارزشمند آب های کم عمق و موقعیت خط ساحلی و جهت یابی هستند.
جهش دانه ها به سبب باد در بستر خشک به طور کلی به همراه توسعه رشته های ریپل های بالیستیک است، که حاصل برهم کنش ناپایدار بین سطح و جریان رسوب است. این ریپل ها نسبتا هموارند، ساختارهای نامتقارنی که از نظر شکل و مقیاس با افزایش اندازه دانه و طول متوسط جهش ایجاد شده بوسیله ذرات متفاوتند. ریپل ها معمولا در ماسه های ریزتر دارای ستیغ هایی هستند که دارای طرحی طویل و منظم و طول موجی تقریبا 05/0 مترند. ریپل هایی که در رسوبات ماسه ای بسیار درشت یا گرانولی هستند که طول موج های یک متر دارند و به طور کلی ستیغ هایی کوتاه، نامنظم دارند، که همراه آنها ذرات درشت تر آشکارا به چشم می خورد. ریپل های بالیستیک به طور ذاتی متورق متقاطعند، اما این ساختار در ماسه های خوب جور شده که نمونه های کوچک تر را شکل می دهند به سختی دیده می شود. مدت هاست که ریپل ها در بیابان ها و سواحل شنی گزارش می شوند، هر جا که باد به راحتی دانه های درشت را به حرکت در می آورد.
اسارت ذرات جهشی بوسیله سطح مرطوب یا نمناک، مانند دریابار[9] ماسه ای ساحلی، پشته های رسوبی رودخانه یا سبخا ، در جهت خلاف باد، ریپل های متصل در مقیاس سانتیمتر (جهت باد یکنواخت) یا زگیل های متصل (جهت باد متغیر) را افزایش می دهد.
این ساختارهای رایج و گسترده اهمیت اقلیمی خاصی ندارند اما گواه ارزشمندی بر ظواهر سطحی و فعالیت بادی هستند. ریپل های متصل، با پیشروی در جهت مخالف باد، بستر داخلی شیب داری را ایجاد می کنند که در جهت باد سرازیر می شود.
ریپل های متاثر از باران در مقیاس سانتیمتر، خلاف جهت باد، پشته های متقاطع را شکل می دهند وقتی که باران سنگینی در اثر باد شدید در زاویه کم بر بستر ماسه ای اشباع از آب و آشکارا مانند ساحل، گروه ماسه کشندی یا پشته های رسوبی رودخانه فرود بیاید. پشته ها بسیار کند در جهت باد بر اثر برخورد قطرات توسعه می یابند. اگر ریپل های متاثر از باران سابقه فسیلی نامعینی داشته باشند، دلیل دیگر تماس اتمسفری است.
Further reading
Allen, J.R.L. (1979) A model for the interpretation of wave ripple-marks using their wavelength, textural composition and shape, Journal of the Geological Society, London 136, 673–682.
——(1982) Sedimentary Structures, Amsterdam: Elsevier. Anderson, R.S. (1987) A theoretical model for Aeolian impact ripples, Sedimentology 34, 943–956.
Baas, J.H. (1999) An empirical model for the development of and equilibrium morphology of current ripples in very fine sand, Sedimentology 46, 123–138.
Bagnold, R.H. (1946) Motion of waves in shallow water. Interaction between waves and sand bottom, Proceedings of the Royal Society, London A187, 1–16.
Clifton, H.E. (1977) Rain-impact ripples, Journal of Sedimentary Petrology 47, 678–679.
Doucette, J.S. (2002) Geometry and grains-size sorting of ripples on low-energy sandy beaches; field observations and model predictions, Sedimentology 49, 483–503.
Fryberger, S.G., Hesp, P. and Hastings, K. (1992) Aeolian granule ripple deposits, Namibia, Sedimentology 39, 319–331.
Kahle, C.F. and Livchak, C.J. (1996) Nature and significance of rhomboid ripples in a Silurian sabkha sequence, north-central Ohio, Journal of Sedimentary Research 66, 861–867.
Kocurek, G. and Fielder, G. (1982) Adhesion structures, Journal of Sedimentary Petrology 52, 1,229–1,241.
J.R.L. ALLEN (مترجم: منیره رعیتی شوازی)
RIVER CAPTURE - اسارت رودخانه
اسارت رودخانه، که گاهی اوقات اسارت جریان[10] یا ربودن جریان[11] نامیده می شود، به وقوع تصرف آبهای یک جریان یا سیستم زهکشی توسط جریان یا سیستم زهکشی مجاور اتلاق می گردد. بر اساس اختلاف در ارتفاع سطح اساس محلی رخ می دهد، و جریان اسیر شده دارای سطح اساس بالاتر است و به این دلیل پتانسیل فرسایش کمتری دارد. جریان متصرف، با سطح اساس پایین تر، قادر به انحراف جریان آب های با فعالیت کمتر به نفع خودش است، و به این روش شبکه زهکشی و حوضه آبریزش را توسعه می دهد. ادغام دو سیستم زهکشی به شبکه با رتبه بالاتر منجر می گردد. این صرفا به دلیل شیب تندتر رخ نمی دهد بلکه به دلیل آن است که جریان ربوده شده دره اش را در سنگ نرم تر برش می دهد.
اسارت رویدادی عمومی را در تحول فرسایشی شبکه زهکشی منطقه شکل می دهد و مفهومی سنتی در ژئومورفولوژی است که نویسندگان قدیمی آن را به کار می بردند. گیلبرت (1877) این روند را در رابطه با نقش مواد تثبیت نشده در نخاله های معدنی توضیح داد، که ربایش[12] نامیده می شود، واژه ای که اغلب برای ساده ترین نوع اسارت کاربرد دارد، که حاصل رقابت بین خندق های منتج مجاور و مسیل(کال)[13] هاست. او همچنین آگاه بود که رودخانه شیب تندتر پشته نامتقارن دره اش را نسبت به رودخانه ای که شیب آرام تری دارد سریع تر می فرساید، و در نتیجه آب پخشان را دور از رودخانه با فرسایش فعال تر انتقال می دهد. این اصل قانون شیب های نابرابر[14] نام دارد (Thornbury, 1969).
همین مفهوم توسط دیویس (1899) در مدل تکامل ناهمواری به وسیله چرخه جغرافیایی اش مطرح شده است، اسارت یا در مراحل جوانی یا توسعه مراحل اولیه بلوغ رخ می دهد. نویسنده قدیمی دیگری، هورتون (1945)، در مدل رواناب شیبش نیز روند اسارت را مد نظر قرار داده و از آن به منظور توضیح توسعه شبکه زهکشی سلسله مراتبی استفاده می کند، یعنی روندی که در آن خطوط زهکشی در چند مسیر جریانی غالب یکپارچه شده اند. بارش نابرابر در دو سمت آب پخشان به انتقال آب پخشان کمک می کند، به خصوص جایی که وزش باد از یک جهت مانند کمربند بادهای تجارتی غالب باشد (Thornbury, 1969).
در نقطه ای که در آن اسارت رخ می دهد، رودخانه اسیر شده به شدت خمیده می شود، که با تشکیل زاویه قائم به رودخانه ربوده شده تبدیل می شود، که زانوی اسارت[15] نام دارد. کشیدگی دره ای که در آن رودخانه اسیر شده پس از دست دادن بخش بالاتر حوضه آبریزش ادامه می یابد که به دره سر بریده[16] تبدیل می شود. این دره برای رودخانه ای که جریان در آن ادامه می یابد بیش از حد بزرگ است و بنابراین رودخانه [17]underfit می شود، زمانی که رودخانه ای بیش از حد کوچک است که از نظر هیدرولوژیکی به دره ای که اکنون در آن جریان می یابد مرتبط شود. از سوی دیگر، بخش اسیر شده رودخانه اکنون سطح اساس محلی پایین تری دارد، که پتانسیل فرسایش آن را افزایش می دهد و آن را قادر می سازد که کف دره آبرفتی پیشینش را بکند، تراسی در دشت سیلابی پیشینش را ایجاد می کند.
روند اسارت اساسا در دو روش مختلف رخ می دهد: بوسیله فرسایش قهقرایی[18] و فرسایش جانبی[19]. فرسایش قهقرایی دلیل احتمالی آسان ترین تشخیص اسارت های رودخانه است. زمانی رخ می دهد که انشعابات فرعی رودخانه با انرژی بالایی بسوی رأسش جایگزین شوند، و در نهایت به رأس دره مجاور می رسند و از طریق آب پخشان برش می خورند. اسارت بوسیله فرسایش جانبی زمانی رخ می دهد که دو رودخانه به طور موازی بدون فاصله زیادی از یکدیگر جریان یابند. فرسایش پیش رونده تغییر جانبی رودخانه را ایجاد می کند که سرانجام می تواند دشت فرسایشی از آب پخشان را ایجاد کند. اگر این به سود یکی از جریان های مجاور ادامه یابد، به اسارت جانبی[20] آب هایش ختم می شود. اسارت بوسیله آب های زیرزمینی نیز در سنگ های قابل حل رخ می دهد زمانی که آب از یک رودخانه در سطح بالاتر نفوذ کند و با یک جریان رودخانه زیرزمینی که در سطح پایین تری جریان دارد تلاقی نماید.
نمونه هایی از اسارت های رودخانه در بسیاری مناطق جهان در مقیاس های بزرگ و کوچک توضیح داده شده اند. در مقیاس بزرگ، یکی از نمونه های قدیمی آن انشعاب سند است که بوسیله گنگ اسیر شده است که دلیلی بر انتقال زهکشی منطقه بزرگی از هیمالیا از پاکستان تا هند می باشد. در استان یونان چین، رودخانه هایی که بسوی رودخانه سرخ جریان دارند بوسیله انشعاب های یانگ تسه میانی اسیر شده اند. در کوئینزلند، استرالیای شرقی، رودخانه فیتزروی به آب پخشان قدیمی در دامنه کونورز رسیده است و چند رودخانه ای را که در این منطقه جریان دارند را اسیر کرده است. در نیوزیلند اسارت رودخانه سیلور بوسیله کاروری نزدیک ولینگتون به خوبی شناخته شده است. در اروپا آب ها در اثر انشعاب قهقرایی کوچکی از دانوب بسوی راین منحرف شده اند. در آمریکای شمالی، در منطقه آپالاشی شرق ایالات متحده، اسارت های بسیاری وجود دارند که تحت کنترل اختلاف در سختی سنگ می باشند.
در میان مفاهیم اسارت های رودخانه نقش و اهمیت آنها در تحول ناهمواری و سابقه الگوهای زهکشی است، که چالش ژئومورفیکی جالب توجهی را ارائه می کند. در این مورد، سیستم جریان بسیار یکپارچه ای با جریان اصلی بزرگ معمولا شاخص دوره طولانی توسعه است (Ahnert, 1998). موضوع مهم دیگری که بوسیله شوم (1977) بیان گردید نقش اسارت ها در کشف نهشته های آبرفتی کانی دار جدید است، که رسوبات آبرفتی حاوی مواد معدنی با ارزشند، زیرا توزیع منطقه ای نهشته های آبرفتی کانی دار می تواند شدیدا تحت تاثیر اسارت رودخانه باشد. نتیجه این روند از نقطه نظر اقتصادی آن است که منبع مواد معدنی ارزشمند می تواند به طور ناگهانی از منطقه رسوبی پایین رودخانه جدا شده باشد.
References
Ahnert, F. (1998) Introduction to Geomorphology, London: Arnold.
Davis, W.M. (1899) The Geographical Cycle, Geographical Journal 14, 481–504.
Gilbert, G.K. (1877) Report on the geology of the Henry Mountains, 141, Washington, US Geographical and Geological Survey of the Rocky Mountains Region.
Horton, R.E. (1945) Erosional development of streams and their drainage basins: hydrological application of quantitative morphology, Geological Society of America Bulletin 56, 281–370.
Schumm, S.A. (1977) The River System, Chichester: Wiley.
Thornbury, W.D. (1969) Principles of Geomorphology,
New York: Wiley.
MARIA SALA (مترجم: منیره رعیتی شوازی)
همچنین base level; gully; underfit stream را ببینید.
RIVER CONTINUUM - زنجیره رودخانه
مفهوم بیولوژیکی زنجیره رودخانه توصیفگر پیشرفت منظم پایین رودخانه از جمله متغیرهای فیزیکی مانند عرض کانال، پالس درجه حرارت روزانه و رده رودخانه، در ارتباط با شرایط حیاتی است (Vannote et al. 1980). این مفهوم اساسا برای رودخانه ها در مناطقی دارای جنگل های برگریز ارائه شده است. در این مناطق، جریان های بالارود باریک(رده های 3-1) شدند و در سایه پوشش گیاهی کنار رودخانه هستند. پوشش گیاهی تولید داخل رودخانه یا اتوتروفیک جلبک را با سایه افکندن کاهش می دهد، و مقادیر زیاد ذرات ارگانیک درشت (به قطر 1 میلیمتر) مانند بستر برگ را شامل می شود. نسبت فتوسنتر/تنفس (P/R) کمتر از 1 است. تنوع ترکیبات ارگانیک محلول بالاست، و پالس درجه حرارت روزانه پایین است. اجتماع حشرات آبزی در رودخانه های بالارود بوسیله حشراتی است که مواد ارگانیک درشت را خرد می کنند (تکه تکه کننده ها)، و حشراتی که مواد ارگانیک ظریف تر حاصل از انتقال را فیلتر می کنند، یا چنین موادی را از رسوبات جمع می کنند (جمع کننده ها) تحت سلطه قرار می دهند. جمعیت ماهیان دارای گونه های آب سرد هستند که اساسا از بی مهرگان تغذیه می نمایند. تنوع حیاتی کم است.
جریان های متوسط (رده های 6-4) آنقدر عریضند که نور خورشید به بخش بیشتر کانال جریان برسد. جلبک ها و گیاهان ریشه دار در رودخانه فراوان ترند، و نسبت P/R از 1 بیشتر است. تنوع ترکیبات ارگانیک محلول نسبت به جریان های بالارود بسیار افت می کند، و پالس درجه حرارت روزانه به حداکثر می رسد. ذرات ریز مواد ارگانیک (به قطر1میلیمتر تا 50 µm) مهم ترند. جمع کننده ها اهمیت دارند، تکه تکه کننده ها درصد کمی از اجتماع حشرات را تشکیل می دهند، و چرنده هایی که جلبک های متصل را از سطوح موجود در جریان می چینند به وفور افزایش می یابند. اکنون جمعیت ماهیان بیشتر دارای گونه های آب گرم هستند که از بی مهرگان و سایر ماهیان تغذیه می کنند. تنوع زیستی به حداکثر می رسد.
رودخانه های بزرگ(رتبه 6) بسیار وسیع و در برابر نور خورشید بازند، اما فتوسنتز می تواند در اثر عمق و تیرگی محدود شود. مقادیر زیاد ذرات ماده ارگانیک ظریف حاصل از فرآوری برگ های مرده و خرده چوب ها از بالادست حاصل می شوند، و نسبت P/R نیز به زیر 1 کاهش می یابد. پالس درجه حرارت روزانه پایین است. حشرات آبزی جمع کننده های اولیه اند. ماهیان از گونه های آب گرمند که از پلانکتون ها، بی مهرگان و سایر ماهیان تغذیه می کنند. تنوع زیستی نیز کاهش می یابد.
الگوی کلی توصیف شده در فوق می تواند در مناطق کوهستانی متفاوت باشد جاییکه رودخانه های بالارود در مراتع کوهستانی جریان می یابند، در مناطق خشکی که پوشش گیاهی کنار رودخانه کم است، یا در امتداد کانال های عمیق دارای بریدگی که سایه افکنی دیواره های دره، فتوسنتز را محدود می سازد متفاوت است. اما زنجیره رودخانه[21] مدل تصوری شیب های فضایی را بر حسب متغیرهای فیزیکی و بیولوژیکی فراهم می کند. این مدل تصوری یکی از نخستین نظریه های جامع رودخانه به عنوان یک اکوسیستم است بجای آنکه بخش های مجزایی باشد. زنجیره رودخانه بر ارتباط بین رودخانه و شرایط زمینی آن تاکید می کند. زنجیره همچنین نشان می دهد که جوامع آبزی را می توان با بیان میانگین متغیرهای محیطی و درجه تغییرپذیری موقتی و ناهمگنی فضایی آن ها توجیه نمود (Minshall et al. 1985). به همراه فرضیه های توالی رودخانه که تغییرات را در زیستگاه و گونه ها بدنبال اختلالاتی مانند سیل پیش بینی می کند، مفهوم زنجیره رودخانه پیش بینی الگوهای خاص در زیستگاه ها، جوامع یا استراتژی های تاریخ حیات را تسهیل می کند.
References
Minshall, G.W., Cummins, K.W., Petersen, R.C., Cushing, C.E., Bruns, D.A., Sedell, J.R. and Vannote, R.L. (1985) Developments in stream ecosystem theory, Canadian Journal of Fisheries and Aquatic Science 42, 1,045–1,055.
Vannote, R.L., Minshall, G.W., Cummins, K.W., Sedell, J.R. and Cushing, C.E. (1980) The river continuum concept, Canadian Journal of Fisheries and Aquatic Science 37, 130–137.
همچنین fluvial geomorphology; large woody debris; stream ordering را ببینید.
ELLEN E. WOHL (مترجم: منیره رعیتی شوازی)
RIVER DELTA - دلتای رودخانه
دلتاهای رودخانه توده های ساحلی رسوبات زمینی هستند که رودخانه ها به دریا می آورند. مورخ یونانی هرودوت (450 سال پیش از میلاد) ابتدا واژه "دلتا" را در مورد رسوب خشکی مثلثی شکل اطراف دهانه رودخانه نیل بکار برد. اما در کاربرد مدرن، دلتاها یا توده های خشکی یا زیرآبی هستند و ممکن است اشکال هندسی مختلفی داشته باشند. اگرچه مخروط افکنه[22] های دریای عمیق نیز ممکن است دلتا تلقی شوند، در اینجا مورد بحث قرار نمی گیرند. در اینجا، فرض بر آن است که "دلتای زیرآبی[23]" منحصر به رسوبات فلات قاره ای است. شکل غالب هر دلتای خاص به میزان رسوبی بستگی دارد که بوسیله رودخانه و الگوها و میزان رسوب ته نشین شده بوسیله فرآیندهای اقیانوس ساحلی و بوسیله جاذبه ایجاد شده اند. در بسیاری موارد، رسوبات دلتایی زیرآبی بسیار بیشتر از رسوبات خشکی گسترش دارند، و در برخی موارد مانند رودخانه سپیک پاپوآ گینه نو که مستقیما در آب های عمیق تخلیه می شوند، دلتای خشکی[24] کاملا از بین می رود. از لحاظ تاریخی، دلتاها نقش اقتصادی- اجتماعی مهمی ایفا می کنند. دلتاهای خشکی مکان های کشاورزی اولیه و تمدن های سازنده اند و لزوما پشتیبان برخی از بزرگ ترین مراکز شهری جهان (مثلا شانگهای، بانکوک، قاهره) هستند. دلتاهای زیرآبی حفره هایی برای کربن زمینی و منابعی از سوخت فسیلی اند.
دلتاها فوق العاده در مساحت و حجم متفاوت هستند. اندازه یک دلتا در پایین ترین رتبه به تخلیه رسوب سالانه رودخانه بستگی دارد. اما گسترده ترین دلتاها نیز تمایل به توسعه دارند در جاییکه طبقات قاره ای با شیب کم و گسترده، پلاتفرمی برای انباشتگی رسوب در طولانی مدت و خشک شدن دریا در اثر رشد دلتا را بطور مورفولوژیکی فراهم کنند. از این رو، بزرگترین دلتاها بر حواشی قاره ای غیر فعال (خلاف حالت فعال) یافت می شوند (Wright, 1985). با این وجود، حواشی فعال احتمالا به اندازه حواشی منفعل در تهیه رسوب رودخانه به دریا اهمیت دارند یا از آن مهم ترند. میلیمان و سیویتسکی[25] (1992) نشان دادند که رودخانه های متعدد کوهستان های کوچک، بویژه رودخانه هایی که از مناطق گرمسیری مرطوب هستند، در مجموع مهم ترین منبع رسوب زمینی به دریا هستند. اما چون این رودخانه ها بطور فضایی توزیع شده اند و بسیاری از این رسوبات به آب های عمیق راه می یابند، معمولا دلتاهای بزرگی ایجاد نمی شوند. عوامل دیگری که بر ناحیه دلتا و اندازه های نسبی مولفه های خشکی در برابر مولفه های زیرآبی تاثیر دارند شامل فرونشست تکتونیکی و انرژی امواج و جریان هایی می شوند که نشست رسوبات آب کم عمق را به تعویق می اندازند یا از آن ممانعت می کنند. در جدول 38 ویژگی های پنج دلتا فهرست شده است.
تصاویر ماهواره ای دلتاهای چانگی جانگ (یانگ تسه) و می سی سی پی (عکس 97 و 98) تنوع دلتاهای بزرگ را نشان می دهند. در مورد چانگی جانگ (عکس 97)، رسوبات عرضه شده رودخانه ای، بر آمدگی زبانه ای بزرگی را در دریای شرق چین ایجاد کرده اند که آن را پشتیبانی می کند و شانگهای را احاطه کرده است. اغراق آمیزترین برآمدگی اطراف دریای این دلتا بوسیله جریان ها و امواج قوی تحت فشار قرار گرفته اند، که جدیدا رسوبات منفصلی را روی فلات قاره و خلیج هانگژو پخش کرده اند.
شکل 97: تصویر ماهواره ای دلتا و خور چانگی جانگ(یانگ تسه) که شهر شانگهای را نشان می دهد،
مواد خروجی رودخانه گل آلود و خلیچ هانگزو که بعنوان مخزنی برای بسیاری از رسوب می باشد.
عکس 98: تصویر ماهواره ای دلتای می سی سی پی که "پای پرنده" فعال را در بخش
راست تصویر و زبانه دلتای متروکه La Fourche را در سمت چپ تصویر نشان می دهد.
این رسوبات روی فلات قاره به میزان 5 سانتیمتر در سال برای تشکیل جزء زیرآبی دلتا[26] انباشته می شوند (DeMaster et al. 1985. (دلتای می سی سی پی، یکی از دلتاهایی است که بیش از همه در جهان مورد مطالعه قرار گرفته است، متشکل از رسوبات حاصل از حوضه آبریزی تشکیل شده که 60 درصد قاره آمریکا را می پوشاند. شکل پنجه ای[27] طویل و باریک آن نادر است و می توان آن را به رسوب خوب بهم چسبیده، ارتفاع موج کوتاه و جریان های کشندی ناچیز نسبت داد، رژیمی که امکان می دهد رسوبات نزدیک دهانه رودخانه تجمع یابند بدون آنکه به طور گسترده در اثر نیروهای اقیانوسی پخش شوند. اکنون "پای پرنده[28]" جدید می سی سی پی (صفحه 98) در سراسر فلات قاره گسترش می یابد و مانعی برای جریان های شرقی- غربی ایجاد می کند. در تاریخ اخیر زمین شناسی، مجموعه ای از چنین گستردگی زبانه ای بوسیله جدایی از یک زمین و پیوستن به زمین دیگر ایجاد شده اند: حداقل شانزده مورد از چنین زبانه هایی ایجاد شده اند و در دوران هولوسن متروکه شده اند (Kolb and Van Lopik,1966). زبانه های دلتایی متروکه[29] بیشتر دشت ساحلی لوییزیانا را شکل می دهند، که نرخ بالای کاهش زمین ساحلی را به دلیل فرونشست منطقه ای و فرسایش تجربه می کند.
فرآیندهایی که رسوب تخلیه شده بوسیله رودخانه را پخش، حمل و ته نشست می کنند تعیین کننده شکل دلتای حاصل هستند. این موضوع نه تنها در مورد ترکیب زیرآبی بلکه در مورد دلتای خشکی نیز صادق است، که به خاطر تسطیح باید بر ته نشست های زیرآبی فائق آید. رایت و نیترور[30] (1995) بیان کردند که سرنوشت رسوب دهانه رودخانه بسوی دریا شامل حداقل چهار مرحله است: (1) عرضه از طریق تل های رودخانه[31]؛ (2) ته نشست اولیه؛ (3) تعلیق دوباره و حمل به جلو بوسیله نیروهای دریایی (مثلا امواج و جریان ها)؛ و (4) انباشتگی خالص بلند مدت. رشته فرآیندهای مختلفی بر هر مرحله غالبند. بلافاصله پس از خروج از محدوده دهانه رودخانه، گسترش مواد خروجی رودخانه بصورت شناوری مثبت (سبک تر از آب دریا به دلیل اختلاف شوری) یا منفی (به دلیل غلظت های رسوب معلق بسیار زیاد در آب رودخانه) تل ضمن مخلوط شدن و تبادل مقدار حرکت با آب دریای اطراف صورت می گیرد. این نخستین مرحله گسترش است. اکثر رودخانه های بزرگ که به حواشی قاره ای منفعل زهکشی می شوند دارای مواد خروجی شناور مثبت هستند زیرا غلظت های کم رسوب معلق و حجم های زیاد آب تازه کم چگالی را حمل می کنند، از جمله می سی سی پی، آمازون، گنگ – براهماپوترا و چانگی جانگ در بین رودخانه های متعدد دیگر. مهم ترین استثنا در بین رودخانه های بزرگ هوانگهو (جدول 38) است، که اغلب رسوب معلق در غلظت های بیش از 25 kgm3 را انتقال می دهد و چگالی توده مواد خروجی بیشتر از آب دریا را ایجاد می کند (Wright et al. 1990). این مواد خروجی شناور منفی هایپرپیکنال[32] (چگالی مفرط) نام دارد و تحت تاثیر جاذبه تمایل به حرکت به شیب پایین در لایه نزدیک بستر دارند. شرایط هایپرپیکنال تا حدی در دهانه رودخانه های کوچک تری متداولند که حوضه های آبریز کوهستانی در نزدیکی سواحل حواشی فعال را زهکشی می کنند. رودخانه اییل در کالیفرنیای شمالی یک نمونه برجسته آن است(Geyer et al. 2000).
جدول 38: مشخصات 5 دلتای رودخانه ای مهم
| ویژگی |
دلتای رودخانه |
| آمازون |
کنگ-براهماپوترا |
چانگی جانگ(یانگ تسه) |
(زرد) |
می سی سی پی |
مساحت حوضه زهکشی (km2*106)
تخلیه آب (km3*yr-1)
تخلیه رسوب (yr-1 106 tonnes)
نسبت رسوب/آب (kg m-3)
ارتفاع موج RMS (m)
طیف جزر و مد بهاری (m)
مساحت کل دلتا (km2*103)
نسبت مساحت خشکی/زیر آبی |
15/6
300/6
900
14/0
6/1
8/5
467
4/6 |
48/1
971
620/1
67/1
5/2
6/3
106
4/2 |
94/1
900
480
53/0
5/1
0/3
67
7/1 |
77/0
42
060/1
25/25
0/2
4/1
36
3/3 |
27/3
580
210
36/0
1/1
4/0
29
3/5 |
Sources: Coleman and Wright (1975); Milliman and Meade (1983); Wright and Nittrouer (1995)
مرحله دوم پراکندگی رسوب بطور ابتدایی نشان داده شده است، اما معمولا بطور موقتی، رسوب از گسترش و کاهش مواد خروجی مرحله 1 حاصل می شود. هندسه متغیر پشته های رسوبی دهانه رودخانه[33] از جمله تولیدات مورفولوژیکی این رسوب گذاری هستند. رسوب گذاری به وسیله همگرایی شار رسوب بوسیله کاهش مواد خروجی و ته نشینی ذرات رسوب ایجاد می شود. سرعت بیشتر مواد خروجی حرکتش از طریق مخلوط کردن و اصطکاک بستر و سرعت بیشتر ته نشست ذرات ترک می شود، بیشتر می توان انتظار داشت که رسوب اولیه در دهانه رودخانه باشد. از سوی دیگر، امواج مرتفع و جریان های قوی ساحلی اختلاط را افزایش می دهند و حرکت مواد خروجی را با دریا مبادله می کنند اما سبب تعلیق مجدد رسوب با مهار رسوب گذاری اولیه نیز می شوند. در امتداد سواحل پر انرژی، رسوب گذاری اولیه ممکن است به تاخیر بیافتد تا اینکه رسوب به محیط عمیق تر و ساکن تری مانند منطقه میانی فلات قاره برسد (Ogston et al.2000). فرآیندهای اقیانوسی پرانرژی نیز رسوب را به موازات ساحل یا خطوط هم عمق[34] پخش می کنند، که بطور کلی مانع تشکیل رسوبات پنجه ای یا برآمده[35] می شوند.
سوم، تعلیق مجدد و حمل، یا مرحله پراکندگی می تواند همزمان با مرحله رسوب گذاری اولیه (مرحله 2) یا پس از آن عمل کند. زمانی که رژیم ساحلی در طول سال بسیار پرانرژی باشد یا وقتی که انرژی بالا با تخلیه زیاد رودخانه همزمان شود، همانطور که بیان شد رسوب به تاخیر می افتد. اما در بسیاری موارد (e.g. Huanghe; Wrightet al. 1990)، حداکثر ورودی رسوبات رودخانه به دریا و حداکثر تلاطم بستر بوسیله امواج در فصول مختلف رخ می دهد. در چنین مواردی، رسوب اولیه ممکن است در نزدیکی رودخانه رخ دهد اما ممکن است بطور جزیی یا کامل، بوسیله تعلیق مجدد به سبب امواج چند ماه بعد حمل شود. بسته به مدت زمانی که بین رسوب اولیه و تعلیق مجدد احتمالی سپری می شود، رسوبات ممکن است درجات مختلفی از تثبیت را تحمل کنند که آنها را در برابر فرسایش مقاوم تر می کند و به احتمال بیشتر در محل رسوب اولیه باقی می مانند.
در چهارمین مرحله پراکندگی، رسوبات رودخانه به محل راکد 'نهایی' شان می رسند و نرخ انباشت خالص بیشتر از نرخ فرسایش و تعلیق مجدد می شود. محصولات انباشته شده این مرحله نهایی است که بادوام ترین رکورد زمین شناسی را به جا می گذارد. در مورد دلتای آمازون، تحلیل هسته های pb-210 (Kuehl et al. 1986) نشان می دهد که در مقیاس قرن، تقریبا نیمی از بار رسوبی رودخانه در فلات میانی (عمق 50-30 متر) بطور متوسط با نرخ 10 سانتیمتر در سال انباشته می شود. باقیمانده رسوب در دلتای خشکی[36] جای می گیرد. برعکس، رژیم انرژی ملایم دلتای می سی سی پی، همراه با سرعت نسبتا سریع فرونشست تکتونیکی، در مقیاس قرن امکان شکل گیری انباشتگی های ضخیم را در دهانه های انشعابی گسترده فراهم می سازد. در مقیاس طولانی تر، زبانه دلتای اپیزودیک چندین انباشتگی ضخیم و ممتد را ایجاد کرده است که در امتداد ساحل لوئیزیانا توزیع شده اند.
همانطور که دلتاها بسوی دریا بروی یک فلات قاره ای توسعه می یابند و بطور جانبی در امتداد ساحل گسترش می یابند، دشت دلتایی خشکی معمولا بر پلاتفرم زیرآبی زیرش غالب می شود. اگرچه این سطح خشکی، که شامل محیط های بین کشندی است، معمولا در جهت عمودی، حداقل در مقایسه با رسوبات زیرآبی، کاملا نازک است، این مولفه است که تکیه گاه اکثر فعالیت های بشر و مردمی است که با آن آشنایی دارند. رشته ویژگی های ژئومورفولوژیکی که شاخصه هر سطح دلتایی خاصند، همانند دلتای زیرآبی، محصول رژیم فرآیند ساحلی هستند که دلتا همچنین از آب و هوای منطقه و شیوه های کاربری زمین توسط انسان الگو می گیرد. سایر عوامل شامل درجه ای است که دلتا به دلیل بالا آمدن سطح دریا، فرونشست تکتونیکی یا هر دو، دچار غرق شدگی می شود. رایت[37] (1985) برخی از رایج ترین ویژگی های سطحی را توضیح می دهد.
References
Coleman, J.M. and Wright, L.D. (1975) Modern river deltas: variability of processes and sand bodies, in M.L. Broussard (ed.) Deltas: Models for Exploration, Houston Geological Society, 99–149.
DeMaster, D.J., McKee, B.A., Nittrouer, C.A., Qian, J. and Cheng, G. (1985) Rates of sediment accumulation and particle reworking based on radiochemical measurements from continental shelf deposits in the East China Sea, Continental Shelf Research 4, 153–158.
Geyer, W.R., Hill, P.S., Milligan, T. and Traykovski, P. (2000) The structure of the Eel River plume during floods, Continental Shelf Research 20, 2,067–2,093.
Kolb, C.R. and Van Lopik, J.R. (1966) Depositional environments of Mississippi River deltaic, southeastern Louisiana, in M.L. Shirley (ed.) Deltas in their Geological Framework, Houston Geological Society,17–61.
Kuehl, S.A., DeMaster, D.J. and Nittrouer, C.A. (1986) Nature of sediment accumulation on the Amazon continental shelf, Continental Shelf Research 6, 209–226.
Milliman, J.D. and Meade, R.H. (1983) World-wide delivery of river sediment to the oceans, Journal of Geology 91, 1–21.
Milliman, J.D. and Syvitski, J.P.M. (1992) Geomorphic/tectonic control of sediment discharge to the ocean: the importance of small mountainous
rivers, Journal of Geology 100, 525–544.
Ogston, A.S., Cacchione, D.A., Sternberg, R.W. and Kineke, G.C. (2000) Observations of storm and river flood-driven sediment transport on the northern California continental shelf, Continental Shelf Research 20, 2,141–2,162.
Wright. L.D. (1985) River deltas, in R.A. Davis (ed.) Coastal Sedimentary Environments, 1–76, New York: Springer-Verlag.
Wright, L.D. and Nittrouer, C.A. (1995) Dispersal of river sediments in coastal seas: six contrasting cases, Estuaries 18, 494–508.
Wright, L.D., Wiseman, W.J., Yang, Z.-S., Bornhold, B.D., Keller, G.H., Prior, D.B. and Suhayda, J.M. (1990) Processes of marine dispersal and deposition of suspended silts off the modern mouth of the Huanghe (Yellow River), Continental Shelf Research 10, 1–40.
L.D. WRIGHT (مترجم: منیره رعیتی شوازی)
RIVER PLUME – پخش آب رودخانه
یک پخش آب حرکت و توزیع عمودی یا افقی یک جریان در نتیجه افزایش یا گسترش جرم مایع، مانند بخار آب تلغیظ شده از یک جت جنگنده، انتشار دود از یک دودکش و یا تخلیه رودخانه به یک دریاچه است. تحت تاثیر نفوذ قوی نیروی جاذبه، رودخانه ها می توانند در یک دریاچه و یا اقیانوس همانند یک جریان سریع کاملا آشفته (Baines and Chu, 1996)، مانند تخلیه در سراسر بسترهای رودخانه ی شیب دار (5/0)، یا تحت تاثیر موج مانند سیل وارد شوند. سرعت حرکت رودخانه ها، اگر بوسیله پرش هیدرولیکی و ضخامت جریانش بیش از حد سریع باشد، در دهانه اش کاهش می یابد(Bursik, 1995). بسیاری از رودخانه ها تخلیه کندتری دارند. حرکت رودخانه و هد هیدرولیکی در دهانه رودخانه پخش آب را به صدها کیلومتر در دریا یا اقیانوس حمل می کند، که به اندازه و قدرت رودخانه بستگی دارد(Syvitski et al. 1998).
رفتار پخش آب به مغایرت چگالی بین آب رودخانه و آب ساکن بستگی دارد. در مقایسه با بیشتر آب دریاچه، این مغایرت در چگالی مواد خروجی کم است و بوسیله بار معلق رودخانه کنترل می شود. آب اقیانوس چگالی بالاتری دارد، و پخش آب ها اغلب بروی سطح به صورت شناور جریان می یابند (hypopycnal: عکس 99). مسیری که پخش آب های هیپوپیکنال[38] طی می کند به عوامل مختلفی بستگی دارد:
- زاویه بین مسیر رودخانه در نقطه ورودی و خط ساحلی؛
- قدرت و جهت جریان ساحلی؛
- جهت باد و تاثیرش بر شرایط بالا آمدن یا پایین رفتن محلی؛
- مخلوط شدن انرژی (کشند) در نزدیکی دهانه رودخانه؛ و
- عرض دهانه رودخانه و در نتیجه قدرت تاثیر کوریولیس.
- شیت 99. پخش آب هیپوپیکنال که بسوی دریایSkei – dararsandur (ایسلند) در حال شکل گیری است(عکس 1996 بوسیله M.T. Gumundsson و F. Palsson). پخش آب سطحی در نقطه غوطه ور شدن ظاهر نمی شود و بطور مداوم بسوی دریا در امتداد کف دریا جریان می یابد. (b) تصویر SeaWiFs، پخش آب های هیپوپیکنال حاصل از رودخانه می سی سی پی را نشان می دهد.
اغلب تعامل های قوی بین این عوامل وجود دارد. برای مثال اگر زاویه ورود در جهت اثر نیروی کوریولیس باشد (مثلا حرکت به راست در نیمکره شمالی)، پخش آب احتمالا یک پخش آب محکم ساحلی را تشکیل می دهد. در غیر این صورت پخش آب از ساحل جدا خواهد شد.
زمانی پخش آب های هیپوپیکنال شکل می گیرند که آب رودخانه داخل آب تازه دریاچه می شود، فقط به احتمال زیاد پخش آب های هایپرپیکنال[39] شکل گیرند (عکس 99). گاهی اوقات همانطور که جریان های زیر زمینی یا جریان های گل آلودی بر می گردند، این جریان های غلیظ تحت تاثیر جاذبه به دریاچه نفوذ می کنند، ضمن آنکه در ارتباط با کف دریا باقی می مانند(Kassem and Imran,2001). اگر پخش آب هایپرپیکنال شتاب گیرد، رسوب اضافی در جریان کف دریاچه باز تعلیق می شود. همانطور که پخش آب هایپرپیکنال گسترش می یابد و به علت کشیدگی مایع پیرامون ضخیم می شود، سرعت کاهش یافته و رسوب ته نشین می شود. پخش آب های هایپرپیکنال به ندرت در رودخانه هایی ایجاد می شوند که به اقیانوس تخلیه می شوند (Wright et al.1986). در جهان فقط یک دوجین رودخانه پخش آب های هایپرپیکنال را در سال تولید می کنند، و اکثر رودخانه ها، شاهد چنین رویدادی که هر صد سال یک بار یا سال های بیشتر اتفاق می افتد هستند(Mulder and Syvitski,1995).
تفاوت عمده دیگری که در مقایسه با پخش آب های رسوب در اقیانوس ها و دریاها جریان می یابند دینامیک ته نشینی ذرات است. در محیط های آب تازه، ذرات ریز تر پخش آب به آرامی و به صورت منفرد ته نشست می شوند. در محیط های اقیانوسی، ذرات رودخانه به سرعت انباشته شده و با سرعت بیشتری ته نشست می شوند((Syvitski et al. 1995. انباشته شدن روندی است که ذرات را در ارتباط با یکدیگر و وضع آنها تلقی می کند، در موردی که سرعت ته نشست ذرات جدید و بزرگ تر (توده ها) تا حد زیادی افزایش می یابد.
پخش آب های رودخانه نیز ممکن است وارد عمق دریاچه یا اقیانوس شوند: یخچال های کشند آبی[40] مستقیما آب جاری خود را داخل یا نزدیک به پایه جلوی یخ تخلیه می کنند.
References
Baines, W.D. and Chu, V.H. (1996) Jets and Plumes, in V.P. Singh and W.H. Hager (eds) Environmental Hydraulics, 7–61, Netherlands: Kluwer Academic.
Bursik, M. (1995) Theory of the sedimentation of suspended particles from fluvial plumes, Sedimentology 42, 831–838.
Kassem, A. and Imran, J. (2001) Simulation of turbid underflow generated by the plunging of a river, Geology 29, 655–658.
Mulder, T. and Syvitski, J.P.M. (1995) Turbidity currents generated at river mouths during exceptional discharges to the world oceans, Journal of Geology 103, 285–299.
Syvitski, J.P.M., Asprey, K.W. and LeBlanc, K.W.G. (1995) In-situ characteristics of particles settling within a deepwater
estuary, Deep-Sea Research II 42, 223–256.
Syvitski, J.P.M., Nicholson, M., Skene, K. and Morehead, M.D. (1998) PLUME1.1: Deposition of sediment from a fluvial plume, Computers and
Geosciences 24, 159–171.
Wright, L.D., Yang, Z.-S., Bornhold, B.D., Keller, G.H., Prior, D.B. and Wiseman, W.J. (1986) Hyperpycnal plumes and plume fronts over the Huanghe (Yellow River) delta front, Geo-Marine Letters 6, 97–105.
JAMES SYVITSKI (مترجم: منیره رعیتی شوازی)
RIVER RESTORATION - ترمیم رودخانه
ترمیم رودخانه[41] اصطلاحی است که برای توصیف دامنه وسیعی از رویکردهاست که در صدد بهبود کیفیت محیطی سیستم های مهندسی رودخانه هستند (CHANNELIZATION; DAM; STREAM RESTORATION را ببینید). هدف دوباره خلق کردن اشکال و فرآیندهای طبیعی رودخانه است (گاهی اوقات "طبیعی سازی[42]" نامیده می شود)، گرچه این فرض که طبیعت را می توان دوباره خلق نمود مورد انتقاد قرار گرفته است. ترمیم "فشار وارد کردن به طبیعت" نیز توصیف می گردد. این موضوع بازتاب این واقعیت است که تا این تاریخ، بیشتر کار ترمیم بر جریان های انرژی پایین تر متمرکز بوده است که توانایی کمتری در بازیابی طبیعی بدنبال مجرا سازی رودخانه دارند و از این رو نیازمند دخالت فعالند (برای بحث در مورد بهبود حرکت موجی کانال در رودخانه های مستقیم در دانمارک به بروکس[43] 1987 مراجعه نمایید). علاوه بر این، گاهی اوقات بهبود رودخانه های شهری، که به دلایل زیبایی شناختی صورت می گیرد، نیز "ترمیم" خوانده می شود. در ضمن برخی طرح های ترمیم نیز در گرو توسعه منابعی مانند تالاب کنار رودخانه هستند، که قبلا در آن مکان وجود نداشتند. بنابراین "خلق" می تواند در این موقعیت ها واژه مناسب تری باشد. در نتیجه، هیچ تعریف ساده ای از ترمیم رودخانه[44] وجود ندارد. اما بروکس و شیلدز[45] (1996:4) تمایز سودمندی بین بهبود، نوسازی و ترمیم قائل شده اند.
به نظر آن ها بهبود "هر گونه پیشرفت در کیفیت محیطی" است. برای مثال این موضوع شامل افزایش تنوع پوشش گیاهی کنار رودخانه است که بدنبال کار در جهت افزایش کناره های سیلابی[46] در رودخانه تورن (بریتانیا) حاصل شد. کارهای بهبود شامل مقطع مجدد کناره برای ایجاد شیب های تالابی باریک (باریکه)، خلیج های کم عمق، حواشی کانال به اشکال و عمق گوناگون و تالاب های راکد خطی حاصل از چاله های اقتباسی روی دشت سیلابی می شوند(Clarke and Wharton,2000).
فرصت برای بهبود رودخانه، با هزینه ناچیزی حاصل می شود، زیرا پیمانکاران عملکرد معمول واردات مواد را تغییر می دهند و خسارتی برای کناره های سیلابی از حواشی کانال و دشت سیلابی به وجود می آید. تعداد زیادی از مطالعات موردی که توصیفگر تکنیک های بهبود رودخانه اند نیز در رودخانه های جدید و کتاب های حیات وحش نشان داده شده اند(RSPB et al. 1994) و دامنه ی زیادی برای پیشرفت رودخانه های کوچک مقیاس بوجود آمده است
نوسازی، همانطور که بوسیله بروکس و شیلدز تعریف شده است (1996:4)، "برگشت جزئی به ساختار یا عملکرد پیش از اختلال" است (برای مثال آثار بروکس و شیلدز 1996 از اروپای شمالی و ایالات متحده آمریکا را ببینید). در بریتانیا نمونه ای از پروژه نوسازی کوچک مقیاس، ردهیل بروک است. این نمونه بسیاری از رودخانه های با زمین پست در انگلستان است که از اواسط دهه 1980 تحت نوسازی قرار گرفته اند. یک حیطه 100 متری بطور مصنوعی درست شد و تنظیمات دیگری در 1991 بعنوان بخشی از پروژه توسعه دشت سیلابی برنامه ریزی شد. اما در صدور موافقت برای زهکشی زمین در مورد این کار متولی رودخانه های ملی لازم دانست که بخش مجددا تنظیم شده به گونه ای طراحی شود تا ویژگی های رودخانه زمین پست طبیعی را بازتاب دهد. این شامل ایجاد کانالی با بخش های عرضی کانالی مختلف بود که آبگیرها[47]، شیارهای کوچک در مسیر رودخانه[48] و پشته های رسوبی اصلی[49] را بهم ربط دهد. رسوب نیز دوباره تثبیت شد که در رویداد سیلاب لبریزی[50] نمی خواهد ساییده شود(Brookes and Shields 1996: 246–247). نوسازی بسیار بیشتری در رودخانه های برد، کول و شرن انجام شده است که پروژه نمایش EU-LIFE بریتانیا و دانمارک را شامل می شد. (برای کسب اطلاعات در زمینه ی پروژه، هولمز و نیلسن 1998 و برای جزئیات مربوط به بازیابی مورفولوژی و هیدرولوژی کانال به کرونوانگ و همکاران 1998 را ببینید).
سرانجام، "ترمیم" در دقیق ترین معنی واژه ایست که بوسیله بروکس و شیلدز[51] (1996:4) برای توصیف "برگشت کامل به ساختار یا عملکرد پیش از اختلال" به کار گرفته شد. اما چند محدودیت برای ترمیم کامل رودخانه وجود دارد. نخست احتمالا درباره مناسب ترین حالت پیش از اختلال اختلاف نظر وجود دارد. به خصوص آنکه لازم است تعیین شود آیا خط مبنایی برای ترمیم باید بلافاصله قبل از جدیدترین کارهای مجرا سازی، قبل از اولین شواهد برای اصلاح کانال یا در برخی مراحل در بین آن ها صورت گیرد. دوم، مشکل مربوط به داده های پیش از اختلال وجود دارد. به ندرت داده ها به اندازه کافی جامع و دقیق هستند برای آنکه بازسازی کاملا انجام گیرد. در این زمینه، تاپسل[52] (1995) پرسید "در صدد ترمیم چه چیزی هستیم؟" و گراف[53] (2001، 1996) بیان کرد که چه چیزی طبیعی است و چگونه سیستم های دقیقا ترمیم شده می توانند به شرایط طبیعی نزدیک شوند. و سوم، مطلوبیت ترمیم رودخانه[54] باید مورد پرسش قرار گیرد. اگر مدیریت رودخانه پایدار هدف باشد، پس رودخانه باید در زمینه ظرفیت حوضه آبریزش با اشکال رودخانه و فرآیندهایی که قادر به پاسخگویی به عوامل کنترل کننده مانند رژیم های جریان و میزان انتقال رسوب هستند مورد توجه قرار گیرد، که خود به تغییر شرایط حوضه زهکشی واکنش نشان می دهند. رودخانه ای که نسبت به حالت پیش اختلال ترمیم شود بعید است که با شرایط حاضر متعادل شود. ارسکین و همکاران[55] (1999) نیز بیان می کنند چگونه ترمیم وضعیت قبل از سد در رودخانه اسنوی (استرالیا) نه امکان پذیر و نه مطلوب بود زیرا شرایط پایین سد خود به رژیم جدیدی تثبیت گردید.
بنابراین، واژه نوسازی در انعکاس واقعیت ترمیم رودخانه مناسب تر است. در بریتانیا، مرکز ترمیم رودخانه، سازمانی غیرانتفاعی که برای ترمیم و بهبود رودخانه ها فعالیت می کند، ترمیم را هدف غیر عملی "رودخانه های پیشین تلقی می کند که بدون نیاز به هیچگونه مدیریت کلا به حالت مختل نشده بازگردند" (Holmes 1998: 139) ضمن آنکه نوسازی به عنوان گزینه ای عملی تر مورد پذیرش می باشد.
دخالت تمام ذینفعان، از جمله شرکت عموم، با کمک به ایجاد حس مالکیت از سوی جامعه محلی، عاملی کلیدی در موفقیت طرح های ترمیم رودخانه است. در پروژه نمایش EU-LIFE برای رودخانه اسکرن (بریتانیا) افسر ارتباطی جامعه عضو حیاتی تیمی بود که با کارشناسان و ساکنان محلی در راستای اطمینان از مشاوره محلی موثر و گفتگو فعالیت می کرد (Holmes and Nielsen, 1998). و والی[56] (2000) ارزش اجتماعی- فرهنگی ترمیم رودخانه در ژاپن را بیان می کند و اینکه چگونه علم و اخلاق در برنامه های ترمیم باهم ادغام می شوند.
ترمیم رودخانه[57] ها ممکن است بوسیله عوامل بسیاری شامل محیطی، اقتصادی و سیاسی تحریک شود. تلاش برای ترمیم ژئومورفولوژی، هیدرولوژی، کیفیت آب و اکولوژی رودخانه ها ناشی از میل به جبران خسارت اثرات محیطی طرح های مهندسی گذشته است (CHANNELIZATION; DAM را ببینید). بنابراین اکثر فعالیت های ترمیم رودخانه در کشورهای توسعه یافته متمرکزند که از سابقه ای طولانی در مهندسی رودخانه برخوردارند. ضمنا در بریتانیا، ثابت شده است که بهبود سکونتگاه فیزیکی و اکولوژی عوامل محرکی بعد از اقدامات ترمیم هستند. حذف سدهایی که نیروی هیدرولیکی-الکتریکی به میزان رقابتی تولید نکنند و ترمیم یک رژیم جریانی طبیعی تر و محیط رودخانه در ایالات متحده (Graf, 1996) گزارش شده است. این کار فوایدی برای حیات وحش و درآمدی از استفاده تفریحی رودخانه (مثلا ماهیگیری و قایقرانی) می تواند داشته باشد. تغییرات در قوانین زیست محیطی همچنین تأثیر قابل توجهی در ترمیم رودخانه دارد. به عنوان مثال، در دانمارک قانون مسیل[58] در 1982، با تمرکز بر عملکردهای حفاظت معقول اکولوژیکی، پشتیبان حفاظت از محیط فیزیکی جریان هاست، و مقررات خاص مربوط به ترمیم رودخانه و امکان پشتیبانی مالی از چنین فعالیت هایی را متحد می کند. در اروپا، رهنمود چارچوب آب اتحادیه اروپا (2000/60/EC) انگیزه بیشتری برای ترمیم رودخانه فراهم می کند، با الزام ایالت های عضو در حفاظت، بهبود و بازسازی تمام آب های سطحی که بطور مصنوعی تعیین نشده اند یا به شدت تعدیل نشده اند.
بروکس[59] (1988: 217–237) و وارتون[60] (2000) روش هایی را برای ترمیم ظرفیت کانال، رسوبات بستر رودخانه، فرم و الگوی مقطع عرضی را بیان می کنند. اما روشن است که این مولفه ها را نباید بطور مجزا در روند ترمیم ژئومورفولوژی رودخانه تلقی نمود. بر اساس تحقیقی در سوئد، پترسن و همکاران[61] (1992) مدافع "رویکرد بلوکه کردن ساختمان" برای بازسازی محیط های رودخانه ای در چند مرحله هستند. با ادغام عناصر مختلف مانند ساخت استخرها[62] و شیارهای کوچک در مسیر رودخانه[63]، مئاندری شدن[64] مجدد حیطه ها و ایجاد نوارهای بافر و تالاب ها، طراحی و اجرای طرح ترمیم را می توان متناسب با مکان های خاص به انجام رساند. بروکس و شیلدز[65] (1996) اصول راهنمای مربوط به ترمیم رودخانه را منتشر کرده و مرکز ترمیم رودخانه بریتانیا چاپ دوم آن نظام نامه تکنیک های ترمیم رودخانه (RRC, 2002) را منتشر کرده اند. RRC با حفظ پایگاه داده مربوط به پروژه های تکمیل شده و دست اندرکاران ترمیم رودخانه و محققان، نقشی موثر در انتشار اطلاعات مربوط به ترمیم رودخانه نیز ایفا می کند و بخش مرکز اروپایی ترمیم رودخانه (ECRR) را تشکیل می دهد.
همانطور که بیشتر پروژه های بازسازی رودخانه انجام می شود ارزیابی این طرح ها بطور روزافزونی اهمیت می یابد چنانکه شکست ها و نیز موفقیت ها را می توان مستند و ارزیابی نمود(Kondolf, 1998). این تشخیص مهم است که ترمیم رودخانه بتواند بر سیستم رودخانه ای تاثیراتی مشابه آن هایی داشته باشد که برای مجراسازی گزارش شده اند. اطلاعات حاصل از ارزیابی بلافاصله پس از پروژه و نظارت بلند مدت به توسعه دانش ترمیم کمک خواهد کرد. به خصوص آنکه نیاز به بهبود پیش بینی حساسیت کانال رودخانه نسبت به تغییر و درک برنامه ریزی مدیریت یکپارچه حوضه آبریز وجود دارد. همچنین شواهد بیشتری در مورد ارتباط بین ترمیم ژئومورفولوژی و سکونتگاه های فیزیکی و بهبودهای بعدی نسبت به اکولوژی رودخانه نیز لازمند. در ضمن ارزیابی طرح های ترمیم رودخانه از نظر مدیریت و اجرای آن ها به آگاهی نسبت به توسعه خط مشی و عملکرد در آینده کمک خواهد کرد.
References
Brookes, A. (1987) The distribution and management of channelized streams in Denmark, Regulated Rivers 1, 3–16.
——(1988) Channelized Rivers: Perspectives for Environmental Management, Chichester: Wiley.
Brookes, A. and Shields, F.D. Jr (eds) (1996) River Channel Restoration, Guiding Principles for Sustainable Projects, Chichester: Wiley.
Clarke, S.J. and Wharton, G. (2000) An investigation of marginal habitat and macrophyte community
enhancement on the River Torne, UK, Regulated Rivers: Research and Management 16, 225–244.
Erskine, W.D., Terrazzolo, N. and Warner, R.F. (1999) River rehabilitation from the hydrogeomorphic impacts of a large hydro-electric power project: Snowy River, Australia, Regulated Rivers: Research and Management 15, 3–24.
Graf, W.L. (1996) Geomorphology and policy for restoration of impounded American rivers: what is ‘natural’? in B.L. Rhoads and C.E. Thorn (eds) The Scientific Nature of Geomorphology, 443–473, Chichester: Wiley.
——(2001) Damage control: restoring the physical integrity of America’s rivers, Annals of the Association of American Geographers 91, 1–27.
Holmes, N.T.H. (1998) The river restoration project and its demonstration sites, in L.C. De Waal, A.R.G. Large and P.M. Wade (eds) Rehabilitation of Rivers: Principles and Implementation, 133–148, Chichester: Wiley.
Holmes, N.T.H. and Nielsen, M.B. (1998) Restoration of the rivers Brede, Cole and Skerne: a joint Danish and British EU–LIFE demonstration project, I – Setting up and delivery of the project, Aquatic Conservation: Marine and Freshwater Ecosystems 8, 185–196.
Kondolf, G.M. (1998) Lessons learned from river restoration projects in California, Aquatic Conservation:Marine and Freshwater Ecosystems 8, 39–52.
Kronvang, B., Svendsen, L.M., Brookes, A., Fisher, K., Moller, B., Ottosen, O., Newson, M. and Sear, D. (1998) Restoration of the rivers Brede, Cole and Skerne: a joint Danish and British EU–LIFE demonstration project, III – Channel morphology, hydrodynamics and transport of sediment and nutrients, Aquatic Conservation: Marine and Freshwater Ecosystems 8, 209–222.
Petersen, R.C., Petersen, L.B.-M. and Lacoursiere, J. (1992) A building-block model for stream restoration, in P.J. Boon, P. Calow and G.E. Petts (eds) River Conservation and Management, 293–309, Chichester: Wiley.
RRC (2002) Manual of River Restoration Techniques, 2nd edition, Silsoe, Bedfordshire, UK: River Restoration Centre.
RSPB, NRA and RSNC (1994) The New Rivers and Wildlife Handbook, The Lodge, Sandy, Bedfordshire, UK: Royal Society for the Protection of Birds.
Tapsell, S.M. (1995) River restoration: what are we restoring to? A case study of the Ravensbourne River, London, Landscape Research 20,98–111.
Waley, P. (2000) Following the flow of Japan’s river culture, Japan Forum 12, 199–217.
Wharton, G. (2000) New developments in managing river environments, in A. Kent (ed.) Reflective Practice in Geography Teaching, 26–36, London: Paul Chapman.
SEE ALSO: anthropogeomorphology
GERALDENE WHARTON (مترجم: منیره رعیتی شوازی)
ROCHE MOUTONNEE - صخره های پشت گوسفندی
صخره های پشت گوسفندی برجستگی ها یا صخره های بستر سنگی نامتقارن هستند که یک طرفشان با قالب یخی و طرف دیگرشان شیب دار و اغلب صخره ای است. اشکال گسترده ای در زمین سنگ سخت و قبلا یخزده هستند و اغلب بصورت گروهی یا رشته ای یافت می شوند. این نام اولین بار بوسیله ساوسور[66] (1786) انتخاب شد، بر اساس شباهت ظاهری به کلاه گیس های پرچین آن دوره، که ماتونی (moutonnées) نامیده می شدند پس از آنکه از چربی گوشت گوسفند برای حفاظت آنها استفاده می شد. این واژه شامل طیف وسیعی از اندازه های اشکال بود. بطور معمول صخره های پشت گوسفندی از نظر ارتفاع از 1 تا 50 متر و از نظر طول از چند تا صدها متر متفاوت هستند، اما ساگدن و همکاران[67] (1992)، به عنوان مثال، صخره های پشت گوسفندی در شرق اسکاتلند را با صخره های به سمت بادپناه بیش از 160 متر ارتفاع توصیف می کنند.
به نظر می رسد که مورفولوژی صخره های پشت گوسفندی بازتاب تضاد بین سایش در سمت هموار یخ و برداشت در سمت بادپناه می باشند (GLACIAL EROSION را ببینید).
عمل سایش در سمت بالادست عمل می کند که بوسیله خطوطی در مقیاس های مختلف توام با تراش های صیقلی و شکستگی های هلالی در سطوح شیب دار ملایم تر مشخص می گردد. هر قدر که یخچال ها خلاف جهت بالادست مانع حرکت می کند فشار بیش از حد یخ افزایش می یابد. یخ پایه ممکن است به نقطه ذوب فشار برسد و بطور جزئی ذوب شود، که سبب می شود یخچال ها بلغزند. جهت جریان یخ پایه در این موقعیت بسوی بستر اشاره دارد و ذرات تخریبی آن روی بستر صخره ای با مقداری نیرو کشیده می شوند، که بطور موثر آن را می ساید.
در سمت بادپناه مانع فشار بیش از حد یخ کمتر از حد متوسط است، که باعث تشکیل حفره پر از آب زیر یخچالی می شود. وجود حفره همراه با نوسانات فشار آب در آن شدیدا فرایند برداشت یخچالی را گسترش می دهد. ساگدن و همکاران (1992) نشان دادند که حذف مانع در دورترین نقطه پایین یخ در حفره شروع می شود و از آنجا بطور متوالی به بالای یخ گسترش می یابد، که در نتیجه ی تبدیل سمت بادپناه سنگ بستر به صخره پلکانی برآمده می شود. مورفولوژی مفصل سطح برداشت شده تحت تاثیر خصوصیات سنگ بستر منبع نیز است، زیرا برداشت بوسیله سیستم درزه های مساعد جهت دار صورت می گیرد.
به نظر می رسد برخی صخره های پشت گوسفندی صخره های مجاور یخچالی هستند که فقط اندکی تغییر یافته اند، اما در بسیاری مناطق پشته های سنگ بستر اولیه آشکارا تراشیده شده اند و بوسیله فرسایش افتراقی یخچالی تغییر شکل یافته اند. بین این اعضای انتهایی احتمال دارد که زنجیره ای از اشکال با درجات مختلف توپوگرافی موروثی وجود داشته باشد.
اگر سمت بادپناه ناهموار و توده ای به عنوان یک ویژگی متمایز صخره های پشت گوسفندی کمی توسعه یافته باشد، تشخیص صخره های پشت گوسفندی از تپه های پشت نهنگی[68] یا دروملین های سنگی[69] مشکل است. تپه های پشت نهنگی طویل و تقریبا پشته های سنگ بستر متقارن هستند در حالیکه دروملین های سنگی نامتقارن به سمت بالادست شیب دار هستند و به آرامی به سمت پایین دست متمایل می شوند. هر دو در تمام جهات صاف و گرد شده اند.
Reference
Sugden, D.E., Glasser, N. and Clapperton, C.M. (1992) Evolution of large roches moutonnees, Geografiska Annaler 74A, 253–264.
Further reading
Benn, D.I. and Evans, D.J.A. (1998) Glaciers and Glaciation, London: Arnold.
CHRISTINE EMBLETON-HAMANN (مترجم: منیره رعیتی شوازی)
ROCK COATING - پوشش سنگی
تقریبا 15 درصد چشم انداز زمین حاوی سطوح سنگی عریان است. با این وجود عبارت مشترک "سنگ عریان" نام غلطی است، زیرا لایه پیوسته نازکی تقریبا تمام این سطوح سنگی را در تمام محیط های زمین می پوشاند. مطالعات مربوط به ویژگی های فیزیکی و شیمیایی ، منشاء، جغرافی و استفاده از این رسوب در 3000 مقاله علمی منتشر شده است. در عکس 100 چند مثال مطرح شده است.
عکس 100 چپ بالا : ظاهر عمودی در کانیون De Chelly ایالت متحده آمریکا، با پوسته های سنگین فلزی،روکش آهن، پوشش زیستی سنگی، پوسته های اگزالت، جلای سنگی و لعاب سیلیس. راست بالا: مخروط افکنه در دره مرگ، انواع مشابه سنگ با رنگ روشن در رودخانه های فعال را ته نشین شده است. اما با گذشت زمان، سنگ ها در مسیرهای رودخانه متروکه توسط واکس صحرا کدر شده اند. ردیف پایین: تصاویر میکروسکوپ الکترونی (backscatter detector) نشان می دهد که پوشش های سنگ دارای یکپارچگی خارجی هستند، نمونه های پوسته اگزالات در تصویر سمت چپ پایینی است که حدود 5/0 میلی متر ضخامت دارد و واکس صحرا در تصویر سمت راست پایین است که حدود 1/0 میلی متر ضخامت دارند.
الکساندر فون هومبولت[70] (1812) مطالعه ای پژوهشی را درباره پوشش های سنگی[71] با مطالعه ترکیب، منشاء، توزیع فضایی و روابط محیطی پوشش ها مانند آن هایی که در امتداد رودخانه های حاره ای یافت می شوند را انجام داد. در دو قرن گذشته، محققان صدها نوع پوشش سنگی مختلف را گزارش کرده اند که در چهارده طبقه بزرگ یافت می شوند که در جدول 39 فهرست شده اند.
جدول 39: طبقه بندی های مهم پوشش سنگی
| نوع کلی |
توضیح |
اصطلاحات مرتبط |
| پوسته کربناتی |
پوشش عمدتا از کربنات، معمولا کربنات کلسیم تشکیل شده اند، اما با منیزیم و کاتیون های دیگر ترکیب شده اند. |
سنگ سیمانی شده از کربنات کلسیم، آهک، زنگار، تروارتن، پوسته کربناتی، دولوکریت ، دولومیت. |
| عوامل سخت شدگی موردی |
علاوه بر عامل سیمانی شدن در مواد ماتریس سنگی؛ عامل ممکن است منگنز، سولفات، کربنات، سیلیکا، آهن، اگزالات،موجودات زنده یا آنتوپوژنیک باشند. |
گاهی اوقات نوع خاصی از پوشش سنگ نامیده می شود. |
| روکش گرد و غبار |
پودر روشنی از خاک رس و ذرات گل و لای که به سطوح ناهموار و در شکستگی های سنگ چسبیده اند. |
Gesetz der Wüstenbildung، پوسته های رسی، روکش های رسی، خاک . |
| پوسته های فلزی سنگین |
پوشش آهن، منگنز، روی، زینک، نیکل، جیوه، سرب و سایر فلزات سنگین بروی سنگ ها در محیط های طبیعی و تغییر یافته انسانی. |
با ترکیبات شیمیایی روکش توضیح داده می شود. |
| روکش آهن |
ترکیب اولیه از اکسیدهای آهن و ؛ برخلاف جلای سنگی نارنجی زیرا خاک رس به عنوان یک جزء اصلی وجود ندارد. |
زنگار زمین، آهن، پوشش اکسیدی دارای ترکیبات آهن، زنگ زدگی قرمز، هیدروکسیدهای آهن، زنگ زدگی آهن، جلای سنگ غنی از آهن، پوشش قرمز-قهوه ای. |
| پوشش زیستی سنگی |
بقایای ارگانیک پوشش سنگ را شکل می دهند، بعنوان مثال؛ گلسنگ ها، خزه ها، قارچ ها،سیانو باکتری ها، جلبک ها. |
حصیر آلی، روکش زیستی. |
| پوسته نیترات |
پوشش نیترات پتاسیم و کلسیم بروی سنگ ها، اغلب در غارها و پناهگاه های سنگی در نواحی دارای سنگ آهک. |
نیترات پتاسیم، نیترات سدیم، ; icing
|
| پوسته اگزالات |
اگزالات کلسیم و سیلیس بیشتر با غلظت متغیری از منیزیم، آلومینیوم، پتاسیم، فسفر، گوگرد، باریم و منگنز. اغلب در زمان تشکیل در نزدیکی یا با گلسنگ ها دیده می شوند. معمولا تیره رنگ هستند، اما می تواند به روشنی عاج باشد. |
زنگار اگزالات، روکش های تولید شده گلسنگ، زنگار، scialbatura. |
| پوسته فسفات |
مواد معدنی فسفات دار مختلف (بعنوان مثال فسفات های آهن یا آپاتیت) که با خاک رس و گاهی اوقات منگنز مخلوط شدند. |
لایه نازک فسفات آلی؛ روکش زیستی اپیلیتیک (برسنگ زی). |
| رنگ دانه |
مواد انسان-ساخت بروی سطوح سنگی که بوسیله افراد قرار گرفته اند. |
خط تصویری، نقاشی، گاهی اوقات با طبیعت مواد توصیف شده اند. |
| جلای سنگی |
مواد معدنی خاک رس، اکسیدهای منگنز و آهن، و عناصر کوچک و مقدار ناچیز؛ طیف های رنگی از نارنجی تا سیاه که با غلظت متغیر منگنزها و اکسیدهای آهن متفاوت تولید شده اند. |
واکس صحرا، روکش صحرا، زنگار، پوشش
Protecteaur، , Wüstenlack
Schutzrinden، روکش های کدر. |
| پوسته نمکی |
رسوب کلرید سدیم بر روی سطوح سنگی |
پوسته هالیت، شوره زدن، سالکریت (پوسته نازک و سطحی نمک سیمانی شده) |
| لعاب سیلیس |
معمولا سفید روشن به درخشش برق نارنجی، اما می تواند در ظاهر تیره تر باشد، که عمدتا از سیلیس بی نظم و آلومینیوم، اما اغلب با آهن تشکیل شده باشد. |
لعاب صحرا، زنگار پوست لاک پشتی، پوسته های سیلیسی، پوشش سیلیس- آلومینا، پوست های سیلیس. |
| پوسته سولفات |
متشکل از انطباق سولفات(به عنوان مثال باریت، سنگ گچ) بروی سنگ. پوسته های سنگ گچ که رسوبات ته نشین شده نیستند. |
پوسته های سنگ گچ، پوسته سولفات. |
سه نوع از عمومی ترین پوشش های سنگی[72] عبارتند از جلای سنگی[73](DESERT VARNISH را ببینید)، لعاب سیلیس[74] و روکش آهن[75]. لعاب های سیلیس در بیابان های گرم، بیابان های سرد قطب جنوب، در جزایر خشک حاره ای، در امتداد رودخانه های حاره ای، محیط های معتدل مرطوب در عرض متوسط، و محیط های باستان شناسی مختلف وجود دارند. لعاب های سیلیس احتمالا از ترکیبات Al-Si محلولی ته نشین می شوند [Al(OSi(OH)3)2] که از هوازدگی کانی های رسی جدا می شوند.روکش های آهنی زنگاری رنگ طیف وسیعی از ویژگی ها را در اقلیم های بسیار متفاوت و محیط های میکرو نشان می دهند. به عنوان مثال، سنگ ها در دره های خشک قطب جنوب میزبان هیدروکسیدهای آهن هستند که هم پیوستگی در مقیاس میکرون و هم قشر هوازده (RIND, WEATHERING را ببینید) به ضخامت میلیمتر را شکل می دهند. در محیط های بسیار متفاوت، هیدروکسیدهای آهن، سنگ های رودخانه های قطب شمال را اشباع می کنند(Dixon et al. 2002).
ژئومورفولوژیست ها مدت ها از درک برای تفسیر پوشش های سنگی و رابطه شان با محیط ژئومورفیک استفاده کرده اند. به عنوان مثال، برخی معتقدند که پدیمنت ها[76] لندفرم های فسیل[77] هستند، تا حدی به دلیل وجود پوشش های سنگ باید ثبات بلند مدت آنرا استنباط کرد. افراد دیگری، بر اساس حس بصری در مورد ظاهر پوشش های سنگی، سنین چنین اشکالی را از حوادث سیلابی در مخروط افکنه[78] ها حدس زده اند(تیرگی تدریجی سطوح مخروط افکنه در عکس 100 را ببینید). پیچیدگی های مرتبط با فرآیندهای سازنده پوشش های سنگی را ایجاد کرده اند که استفاده از آن ها به عنوان ابزارهای ژئومورفولوژیکی برای نشان دادن سن یا استنتاج دیرینه اقلیم فوق العاده مشکل است. پوشش های سنگی در سال های آینده توجه بیشتری جلب خواهند کرد چون آنها در مریخ شناسایی شده اند و دانشمندان نجوم در صددند از پوشش های سنگی به منظور استنتاج فرایندهای ژئومورفیکی مریخ استفاده نمایند((Kraft and Greeley, 2000.
پوشش های سنگی در انواع زمینه ها از اهمیت برخوردارند. پوسته فلزات سنگین در شناسایی آلودگی های فلزی کمک می کنند (Dong et al. 2002). برخی معتقدند که پوشش های سنگی مصنوعی دارای پتانسیل کمک به حفاظت از آثار تاریخی سنگی گرانبها هستند(Borgia et al. 2001). ساخت و توسعه در مناطق بیابانی در تضاد با سنگ های بدون پوشش درخشان و پوشش های سنگی[79] طبیعی تیره تر هستند. میل به زندگی در محیط های با ظاهر طبیعی به استفاده از پوشش های سنگی مصنوعی به منظور تقلید از رنگ آمیزی طبیعی منجر می شود((Henniger, 1995. پوشش های سنگی، بنام زنگار[80] در باستان شناسی، در مطالعه آثار باستانی سطحی، نقاشی سنگی و حکاکی سنگی نیز مورد استفاده اند.
References
Borgia, G.C., Bortolotti, V., Casmaiti, M., Cerri, F., Fantazzini, P. and Piacenti, F. (2001) Performance evolution of hydrophobic treatments for stone conservation investigated by MRI, Magnetic Resonance Imaging 19, 513–516.
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.
Dong, D., Hua, X. and Zhonghua, L. (2002) Lead adsorption to metal oxides and organic material of freshwater surface coatings determined using a novel selective extraction method, Environmental Pollution 119, 317–321.
Henniger, J. (1995) Fooling mother nature with Permeon artificial desert varnish, Rocky Mountain Construction 76(8), 48–52.
Kraft, M.D. and Greeley, R. (2000) Rock coatings and aeolian abrasion on Mars: application to the Pathfinder landing site, Journal of Geophysical Research – Planets 105, 15,107–15,116.
von Humboldt, A. (1812) Personal Narrative of Travels to the Equinoctial Regions of America During the Years 1799–1804 V. II, translated and ed. T. Ross in 1907, London: George Bell & Sons.
Further reading
Dorn, R.I. (1998) Rock Coatings, Amsterdam: Elsevier.
همچنین alluvial fan; desert pavement; desert varnish; pediment را ببینید.
RONALD I. DORN (مترجم: منیره رعیتی شوازی)
ROCK CONTROL- کنترل سنگ
کنترل سنگ در ژئومورفولوژی تاثیر تفاوت های موجود در مواد زمین بر ایجاد لندفرم ها تعریف شده است. مواد زمین که سطح یا لندفرم هایی را شکل می دهند صرفا مواد لندفرم ها نامیده می شوند، و شامل سنگ ها، مواد هوازده و خاک هستند. مفهوم کنترل سنگ نخستین بار بوسیله یاتسو[81] (1966) به روشنی پیشنهاد شد و با اشتیاق در موردش بحث شد و سپس در 1971 بوسیله او به مفهوم علم مواد لندفرم تعمیم یافت. یاتسو تاکید می کرد که برای درک تشکیل لندفرم ها، لازم است رفتار های مواد لندفرم از نظر خواص فیزیکی، مکانیکی، شیمیایی و کانی شناسی در رابطه با فرآیندهای ژئومورفولوژیکی مربوطه به لحاظ کمی مورد ارزیابی قرار گیرد. انتقاد شدیدش از ژئومورفولوژی مبتنی بر آن است که ساختار زمین شناسی و سنگ شناسی فقط بطور کیفی در توجیه توسعه لندفرم های فرسایشی بعد از تولد ژئومورفولوژی مدرن مورد استفاده اند.
مثال های معمولی اغلب در کتاب های مربوط به ژئومورفولوژی (e.g. Thornbury 1954; Sparks,1971) به عنوان لندفرم های ساختمانی یا لندفرم های حاصل از کنترل سنگ بیان شده اند که شامل کواستاها[82]، هوگ بک ها[83]، مزاها[84]، نیمکت های ساختمانی[85]، پشته های دایک[86]، نقاط کنیک[87]، کارست و ناهمواری معکوس[88] می شوند. این لندفرم ها نسبتا مرتفع تر یا پرشیب تر از اطرافشان هستند، و بطور کلی از سنگ نسبتا مقاوم یا سخت تشکیل شده اند (مثلا ماسه سنگ، سنگ آهک، لاوا[89]) که سنگ های نسبتا کم مقاومت یا ضعیف بهم متصل می شوند (مانند مادستون، شیل، توف). اما کنترل سنگ[90] به آن اندازه ساده نیست که دلالت بر پایداری شرایط مبهم و پایداری کمتر داشته باشد. بخاطر آنکه مقاومت و رفتار مواد لندفرم بطور قابل ملاحظه ای با فرآیند های ژئومورفولوژیکی و محیط ژئومورفیکی تفاوت دارد.
برای مثال، ساحل سنگی آراساکی، جنوب غربی توکیو، ژاپن، با شیب تند، در زیر بسترهای متناوب از مادستون و توف اسکوری قرار دارد. فرسایش افتراقی بین دو سنگ نسبت به ارتفاع متفاوت است (شکل 134).
شکل 134 تغییر در ارتباط ناهمواری بین بستر توف(T) و بستر مادستون(M) و با ارتفاع(H) در ساحل Arasaki در ژاپن . چپ: سه بخش زمین شناسی که در ارتفاع(Hm) سطح مادستون(M) متفاوتند. راست: رابطه بین ناهمواری نسبی(h) و Hm.
روی صخره های دریایی عاری از پوشش گیاهی پشت سکوهای بالا آمده در اثر برش موج، مادستون پشته ها و توف شیارهای کم عمق را شکل می دهد. روی سکوها، مادستون شیارها و توف پشته ها را شکل می دهد، که یک ناهمواری مانند تخته موج شکن[91] را شکل می دهد. در کف دریای کم عمق دور از ساحل، هیچ فرسایش افتراقی وجود ندارد. مادستون از نظر مکانیکی تقریبا دو برابر قوی تر از توف است. اما بخوبی متصل شده و قطعه هایی در حدود 1 سانتیمتر به علت کاهش مرطوب- خشک تشکیل می دهد، درحالیکه توف چنین قطعه هایی را تشکیل نمی دهد. توضیح این فرسایش افتراقی آن است که (1) هر دو نوع سنگ به میزانی متناسب با قدرت مکانیکی خود روی صخره دریا در بالای ناحیه کشندی فرسایش می یابند، (2) قطعه های مادستون که بوسیله کاهش مرطوب- خشک تولید می شوند به سرعت بوسیله امواج ناحیه کشندی شسته می شوند، و (3) سایش موج از جانب ساحل هر دو نوع سنگ را به یک میزان فرسایش می دهد(Suzuki, 2002).
بنابراین رفتار مواد لندفرم ها بطور کلی صرفا به ساختار زمین شناسی و سنگ شناسی آن ها بستگی ندارد، بلکه شدیدا به خواص فیزیکی و مکانیکی آن ها نیز بستگی دارد. به این خاطر که حتی سنگ هایی که از نظر سنگ شناسی مشابهند خواص فیزیکی و مکانیکی بسیاری دارند که منشاء و تاریخ آن ها را، مانند دیاژنز، تغییر شکل تکتونیکی، تخلیه و هوازدگی را منعکس می کنند. به علاوه، هوازدگی به تغییراتی در خواص سنگ منجر می شود و از این رو به عنوان یک فرایند آماده سازی برای فرسایش و حرکات توده ای[92] از اهمیت برخوردار است.
خواص مواد لندفرم به دو گروه اصلی طبقه بندی می شوند: خواص زمین شناسی و خواص (مواد) سنگی. خواص زمین شناسی برحسب زمین شناسی تعریف می شوند، و شامل سنگ شناسی (مانند اندازه دانه، ترکیب مواد معدنی و بافت)[93]، ترکیب شیمیایی، ساختان زمین شناسی (مانند لایه بندی، درزه ها، گسل ها، دگرشیبی ها، و شیب و برخورد آنها)[94]، وقوع توده های سنگی (مانند جریان گدازه، دایک، باتولیت و غیره)[95]، درجات هوازدگی و غیره می شوند. از سوی دیگر خواص (مواد) سنگ آنهایی هستند که برحسب فیزیکی و مهندسی (بخصوص مکانیک سنگ و خاک)[96] بیان می شوند، و چنانکه می توان به زیربخش های خواص فیزیکی و مکانیکی تقسیم کرد. خواص فیزیکی ویژگی های ذاتی هستند (مانند چگالی، تخلخل و توزیع اندازه منفذ)[97] که به نیروهای اعمال شده بستگی ندارند. خواص مکانیکی، رفتارها و واکنش های سنگی در برابر نیروهایی هستند که به آن وارد می شوند، و بنابراین نسبت به نوع نیروها، شرایط سنگ ها مانند حجم آب، و روش های آزمایش مورد استفاده متفاوتند. خواص مکانیکی شامل نیرو (نیروی های فشاری، کششی، برشی و نقاط قوت تاشدگی)[98]، سختی (به عنوان مثال سایش، فشردگی و خراش)[99]، خواص تغییر شکل (مانند ضریب تغییر شکل، نیروهای چسبندگی و اصطکاک درونی)[100]، خواص دینامیک (شتاب موج الاستیک)[101]، خواص حرارتی (به عنوان مثال هدایت حرارتی و ضریب انبساط حرارتی)[102]، نفوذپذیری (به عنوان مثال ضریب نفوذپذیری و ظرفیت نفوذ)[103]، رفتار در رابطه با آب (مانند تورم، فرونشست و انحلال)[104] و غیره می شوند.
این خواص فیزیکی و مکانیکی بوسیله اندازه گیری های توده سنگی در میدان و برای قطعات آزمایشی در آزمایشگاه با استفاده از ابزار و تجهیزات دقیق تعیین می شوند. برخی از روش های آزمایش عملی نیز به منظور ارزیابی خواص مکانیکی سنگ ها از جمله آزمایش های نفوذپذیری استاندارد[105] (N-value)، سختی ارتجاعی[106] با چکش سنگ اشمیت[107]، سختی نفوذ مخروط[108]، سختی نفوذ سوزنی توده سنگ[109]، و تعیین کیفیت سنگ برای هسته های حفاری به کار می روند.
مشکلات کنترل سنگ با جستجوی خواص مهم سنگ در هر فرایند و ارزیابی کمی نقش خواص مزبور در خصوص آن فرایند مشخص می شوند. بنابراین در ارتباط با بحث یاتسو[110]، خواص فیزیکی، مکانیکی و شیمیایی مواد لندفرم در میدان و آزمایشگاه و بوسیله آزمایش های میدانی و آزمایشگاهی از دهه 1970، بویژه بوسیله ژئومورفولوژیست های ژاپنی بدقت اندازه گیری شده اند. بر اساس اندازه گیری ها و آزمایش ها، دلایل قانع کننده بسیاری برای شیوه ها و میزان فرآیندهای فرسایشی مختلف و لندفرم ها یافت شده اند(Suzuki,2002). نمونه های قابل توجهی شامل فرآیندهای سازنده در امتداد سواحل صخره ای(Sunamura, 1992)، سایش های باد[111]، دشت های فرسایشی جانبی، تحول شیب[112]، مورفولوژی دامنه، توسعه دره و برخی لندفرم های کوچک مانند تافونی می شوند. فرآیندها و نرخ های هوازدگی سنگ بستر نیز فعالانه در میدان و آزمایشگاه مورد مطالعه قرار گرفته اند.
تحول لندفرم نه تنها بوسیله خواص سنگ و خواص زمین شناسی بلکه در اثر بسیاری از متغیرهای دیگر نیز مانند شرایط ژئومورفولوژی (لندفرم اولیه)، اقلیم، عوامل ژئومورفیکی که نیروهای مختلفی از آن ها ناشی می شوند، و زمان طی شده کنترل می شوند. بنابراین تحقیق در مورد مسائل کنترل سنگ مطرح شده در بالا بسوی توسعه مدل های کمی فرآیندهای ژئومورفولوژی معطوف شده است که قادر به پیش بینی انواع و میزان توسعه لندفرم ها هستند. مدل های مزبور به صورت توابع ژئومورفولوژیکی بیان می شوند که شامل مقادیر ژئومورفیکی مرتبط و متغیرهای اصلی کنترل مانند توابع فرآیند مستقل از مکان و زمان با ثابت های بدون بعد هستند. در توسعه مدل های مذبور، مطالعه مسائل کنترل سنگ در تمام جهان ضروری است، زیرا لندفرم ها هرگز تغییر نمی کنند مگر آنکه مواد لندفرم حرکت کنند. بنابراین، تحقیق درباره مسائل کنترل سنگ یکی از زمینه های اصلی در ژئومورفولوژی فرایند در قرن بیست و یکم خواهد بود.
References
Sparks, B.W. (1971) Rocks and Relief, London: Longman.
Sunamura, T. (1992) Geomorphology of Rocky Coasts,Chichester: Wiley.
Suzuki, T. (2002) Rock control in geomorphological processes: research history in Japan and perspective,Transactions,Japanese Geomorphological :union: 23,161–199.
Thornbury, W.D. (1954) Principles of Geomorphology, New York: Wiley.
Yatsu, E. (1966) Rock Control in Geomorphology, Tokyo: Sozosha.
——(1971) Landform material science – rock control in geomorphology, in E. Yatsu, F.A. Dahms, A. Falconer, A.J. Ward and J.S. Wolfe (eds) Research Method in Geomorphology (Proceedings of the 1st Guelph Symposium on Geomorphology, 1969), 49–56, Ontario: Science Research Associates.
Further reading
Selby, M.J. (1993) Hillslope Materials and Processes,Oxford: Oxford University Press.
Yatsu, E. (1988) The Nature of Weathering: An Introduction, Tokyo: Sozosha.
همچنین rock mass strength; weathering را ببینید.
TAKASUKE SUZUKI (مترجم: منیره رعیتی شوازی)
ROCK AND EARTH PINNACLE AND PILLAR -سنگ و قله های نوک تیز و ستون زمین
در مناطقی که از رسوبات یکپارچه ضعیف، تحت فرسایش خطی شدید[113]، شستشوی ورقه ای[114] و حساس به هوازدگی، ساخته شده اند سنگ بستر به صورت رشته هایی از بقایای فرسایشی عجیب به شکل قلل نوک تیز و ستون ها و مخروط ها حجاری می شود. این اشکال در مناطق نیمه خشک نسبتا عمومیت دارند، جایی که پوشش گیاهی تنک حفاظت کمی را در برابر فرسایش سطحی ایجاد می کند، و از این رو قلل نوک تیز اجزاء معمولی بدلندها هستند. دامنه های شیب دار در زیر رسوبات فرسایش پذیر، برای مثال مورن های تازه ته نشین شده، نیز تکیه گاه مجموعه های قلل نوک تیز هستند.
دو نوع رسوب تیل ها و رسوبات آذرآواری[115] این نوع ناهمواری فرسایشی را به طور خاص بوجود می آورد. برخی از تیل ها و رسوبات یخچالی دیگر شامل تخته سنگ هایی هستند که به روش دیگری به صورت مواد دانه ریز "شناور" می شوند. تخته سنگ ها پس از ظهور، توده نرم تر زیرین را در برابر فرسایش حفاظت خواهند کرد، درحالیکه مواد بی محافظ اطراف فرسایش می یابند، و بخش کلاهک تخته سنگی[116] را بصورت ستون رسوبی به جا می گذارند. بعدا کلاه تخته سنگی سپری در برابر تاثیر مخرب مستقیم باران ایجاد می کند و ارتفاع ستون افزایش می یابد مادامیکه کلاهک مزبور در محل باقی بماند. زمانیکه تخته سنگ از بالای قله نوک تیز بیفتد، ستون ساخته شده از سنگ نرم به سرعت تخریب می شود. مکان های قدیمی این نوع قله های نوک تیز زمین از تیرول در آلپ توصیف شده اند.
در رسوبات آذرآواری، بمب های آتشفشانی[117] در توف نرم تر نقش حفاظتی مشابهی ایفا می کنند همانطور که تخته سنگ هایی که در تیل ها محافظت می شوند. در کاپادوکیه، ترکیه مرکزی، اهرام با کلاهک بمب به ارتفاع 20 متر می رسند. در سایر موارد، کلاهک ها بوسیله بقایای افقی توف جوش خورده ایجاد می شوند که لایه های ضخیم تر و نرم تر زیرین را می پوشانند.
همه قلل سنگی و زمینی دارای کلاهک محافظ نیستند، و دلایل دیگری وجود دارد که چرا به عنوان بقایای ایزوله باقی می مانند. در بدلندهای نیمه خشک کاپادوکیه، سطوح مخروط های توف که بوسیله فرسایش شستشوی رودخانه ای و ورقه ای[118] ایزوله می شوند در معرض سخت شدن موردی هستند، و پوسته ای است که از مخروط ها در برابر تخریب بیشتر محافظت می کند. با توجه به وجود پوسته، قله های نوک تیز[119] کاپادوکیه تا ارتفاع 20-15 متر افزایش یافته و آنقدر ثبات داشتند که کلیساها، زاویه ها و سکونتگاه های غار مانند[120] در دوران اولیه مسیحیت در آن ها حفر شده اند.
رسوبات توف (TUFA AND TRAVERTINE را ببینید) می توانند قلل نوک تیز به شکل عجیبی را نیز ایجاد کنند، اما این قلل نوک تیز اشکال ساختمانی هستند نه فرسایشی. در دریاچه مونو، کالیفرنیا، و دریاچه سیرلز، کالیفرنیا، اهرام توف و ستون ها[121] با بیش از 15 متر ارتفاع در اطراف چشمه های کف دریا شکل گرفته اند و وقتی سطح دریاچه پایین می آید، سطحشان ظاهر می شود.
عکس 101 : گروهی از قلل نوک تیز سنگی در کاپادوکیه، ترکیه مرکزی. بقایای توف پایدار و
جوش خورده مانند کلاهکی برای رسوب نرمتر زیرین عمل می کنند.
SEE ALSO: hoodoo
PIOTR MIGON (مترجم: منیره رعیتی شوازی)
ROCK GLACIER- یخچال سنگی
یخچال سنگی[122] (در زبان آلمانی: Blockgletscher, Blockstrom؛ در فرانسه: Glacier rocheux ؛در زبان روسی:Kammeni gletscher؛ در زبان اسپانیایی: glaciar rocos) در اکثر مناطق کوهستانی آلپ ایجاد می شوند و زبانه های مجزای قلوه سنگی هستند که به آرامی در سراشیبی جریان دارند. اکثر اشکال طویلی هستند و بطور کلی متمایز از جریان های توده ای هستند[123] (BLOCKFIELD AND BLOCKSTREAM را ببینید) که در شیب های با زاویه بسیار کم رخ می دهند.
ادبیات اساسی مربوط به این اشکال پیچیده و اغلب گیج کننده است، که مانعی همراه با مشکلات بررسی در محل است. دیدگاه های مختلف قابل توجهی برای توضیح منشاء، رفتار دینامیک و اهمیت محیطی آن ها مطرح شده اند(Potter et al. 1998). این اهمیت دارد که از تعیین صریح و روشن یک منشاء اجتناب شود چون آن ها به بهترین نحو بوسیله مورفولوژی و ظاهر خود معرفی می شوند: تعریف مورفولوژیکی ساده ای پس از آنکه واشبورن[124] (1979) بیان کردکه بدنه زبانه مانند[125] تخته سنگ های زاویه دار شبیه به یخچال کوچک، که به طور کلی در کوهستان های مرتفع وجود دارند و معمولا دارای پشته ها، شیارها و گاهی اوقات لوب (آویختگی) هایی[126] در سطح خود با یک جبهه شیب دار یا پوزه (دهانه) یخچالی[127] در زاویه شیب[128] آرامش هستند.
عکس 102: یک یخچال سنگی فعال (حداکثر سرعت حدود 0/25 ma-1) در ایسلند شمالی با یک یخچال کالدرایی[129] کوچک در رأسش. دانه بندی از یک پوشش نازک واریزه تا واریزه های بسیار ضخیم تر(یک متر) در نزدیک پوزه یخچالی وجود دارد. حواشی جانبی از کناره های دره مجزا هستند و شیار طویلی آشکار شده است. کل یخچال سنگی در حدود 800 متر طول دارند و ارزیابی شده است که در 300-200 سال گذشته شکل گرفته است.
عکس 103: ادغام یخچال های سنگی، کوه های Wrangell، آلاسکا. اشکال یخچال سنگی معمولی وجود دارند، که از کالدراها[130] اداغام شده اند که در حال حاضر دارای یخ کم یا بدون یخ هستند. که احتمالا سطوح چروکیده و شیار دار دارای حرکت پیشرونده بسیار کمی هستند که با سطح پوشش گیاهی نشان داده شده اند.
نقشه های توزیعی و بررسی ها را می توان در آثار والی و مارتین[131] (1992) و بارش[132] (1996) یافت. آنها حتی ممکن است در مریخ رخ دهند. اگرچه ابتدا تصور می شد که مختص مناطق قاره ای هستند و در برابر بدنه های یخچالی در مناطق بحری تر عقب نشینی کردند نمونه هایی از آن یافت شدند. آن ها نخستین بار در آمریکای شمالی و گرینلند دیده شدند(Martin and Whalley 1987; Barsch 1996).
بطور کلی سرعت سطحی <1 m a-1 است، گرچه برخی با سرعت های >5 m-1 توصیف شده اند(Gorbunov et al. 1992). اگر هیچ حرکتی شناسایی نشود بطور کلی آن ها "باقیمانده" تلقی می شوند، اگر پوشش گیاهی بسیار با ویژگی های آرام داشته باشند، "فسیل" تلقی می شوند و فقط با مورفولوژی شناسایی می شوند. اما یخچال های سنگی "غیرفعال"[133] گاهی اوقات در جایی ظاهر می شوند که میزان خزش بسیار کم است و حتی درختانی بر روی آنها رشد کرده اند. جبهه های شیب دار (پوزه یخچالی[134]) می تواند بروی سایر اشکال، طبقات دره ها، مورن ها و دریاچه ها پیشروی نماید. این ویژگی ها، در طول زمان متغیرند، که تایید آن را مشکل می سازد که آن ها از یک منشاء هستند یا به مجموعه مجزایی از شرایط محیطی مرتبطند.
یخچال های سنگی به طور کلی 1 کیلومتر طول دارند اما بسیاری نمونه های کوتاه تر نیز وجود دارند و برخی ممکن است به طول بیش از 3 کیلومتر باشند. بطور کلی عرض شان چند صد متر است. به طور معمول، رأس هایشان در کالدراهایی(CIRQUE, GLACIAL را ببینید) است که در آن ممکن است یخچال کوچکی باشند، گرچه همیشه چنین چیزی مشاهده نمی شود. اشکال طویل از خصوصیت یخچال های سنگی است، اما "زبانه ای شکل[135]"، "کف دره ای" یا " یخچال های سنگی واریزه ای" نیز نامیده می شوند. برخی اشکال ممکن است "قاشقی[136]" باشند که در کف دره اصلی گسترش یافته اند. یخچال های سنگی معمولا از کناره های دره بوسیله "شیارهای جانبی" از هم جدا شده اند. واژه " یخچال سنگی" برای اشکالی نیز مورد استفاده است که عریضتر از طول هستند و به طور معمول دارای بخش های فوقانی در برابر صخره ها یا سنگریزه ها هستند که از کالدراها[137] ناشی می شوند. این شکل "یخچال سنگی کنار دره[138]"، " یخچال سنگی لوب دار[139]" یا " یخچال سنگی تالوس[140]" نام دارد. بیان شده است که اشکال اخیر، به دلیل اختلاف در شکل و محل، بجای یخچال سنگی به بهترین نحو "لب های پروتالوس[141]" نامیده می شوند((Hamilton and Whalley, 1995.
اشکال مرتبط با جریان عموما بصورت پشته ها و شیارها در سطح دیده می شوند گرچه مشخص نیست که آیا این موضوع به هر عمقی مربوط می شود یا خیر. برخی یخچال های سنگی اساسا دارای پشته های عرضی، بویژه نزدیک به پوزه (دهانه) یخچالی[142] هستند، و سایرین اساسا الگوی پشته طولی دارند. چنین اشکال جریانی به رژیم جریانی، انقباض یا انبساط مربوط می شوند (Whalley and Azizi, 2003). بسیاری از یخچال های سنگی دارای شیارهای طولی متمایزی هستند و برخی استخرها یا دریاچه های کوچک را نشان می دهند که در مناطق مسطح تر توسعه یافته اند (حوضچه های ترموکارست[143]).
چهار تئوری اصلی درباره منشاء یخچال های سنگی وجود دارد. یکی بیان کننده آن است که آن ها بحالت انجماد با جلایی از بقایای سنگ هوازده (به ضخامت چند سانتیمتر تا 1 متر) روی هسته یخ یخچالی نازک (50 متر) حاصل شده اند. واریزه ها از بدنه نازک یخ حفاظت می کنند که به کندی جریان دارند. این را می توان "مدل یخچالی" نامید. پیشنهاد شده است که یخچال های سنگی چیزی بیش از یخچال های با پوشش واریزه ای نیستند. اما رفتار دینامیک آرام یخچال های سنگی نشان می دهد که حجم یخ کم است و واریزه های روی یخچالی از طریق سطح یخچال کوچک تامین می شوند. یخچال های پوشیده از واریزه در بردهای پایین ترشان واریزه هایی را با قطع یخ آزاد شده درون یخچالی بدست می آورند و واریزه را انتقال می دهد اما احتمالا انتقالی بین این دو وجود دارد. آنچه که نسبت به یخچال های سنگی افزایش دارد فراوانی نسبی واریزه ها برای فعال کردن یخ یخچالی است.
"مدل پرمافراست" حرکت کند را به صورت خزش یخ توضیح می دهد که در واریزه های سنگ هوازده می گسترد(منتج شده از سنگ ریزه) و استنتاج یخچالی برای توجیه این جریان لازم نیست. شرایط پرمافراست (متوسط درجه حرارت سالانه هوا 5/1درجه سانتیگراد) برای تشکیل و خزش دائمی یخ لازم است. یخ باید با اشباع بالا باشد، مثلا بیش از آنکه فضاهای خالی را پر کند، یا به عنوان عدسی های یخی برای خزش کافی باشد. واریزه های یخ بهم پیوسته (در یا زیر اشباع) سردتر از نقطه ذوب فشار یخ از نظر مکانیکی قوی تر از یخ هستند و جریان نمی یابند مگر آنکه در تنش برشی[144] بالا (شیب سطحی بالا و/ یا ضخامت) قرار گیرند.
سومین مدل نشان می دهد که برخی یخچال های سنگی (یا لوب های پروتالوس[145]) بطور ناگهانی، شاید کاتاستروفیک[146]، در اثر شکست شیب های سنگریزه(Johnson,1974) یا به صورت یک بهمن سنگی کاتاستروفیک مجزا (Bergsturz STURZSTROM) شکل گیرند. این نظر به طور گسترده مورد پذیرش نیست گرچه شواهدی وجود دارد مبنی بر آنکه برخی از اشکال یخچال های سنگی می توانند به این روش ایجاد شده و توپوگرافی مشابه با یخچال های سنگی ایجاد کنند. جاییکه اشکال مزبور قدیمی باشند ممکن است با یخچال سنگی فسیلی[147] اشتباه شود.
مدل چهارم، که متفاوت از مدل اول (مشتق از یخچال) و سومی (کاتاستروفیک) است، آن است که سقوط سنگ یک یخچال کوچک یا رو به زوال را پوشش می دهد. واریزه های نازک در نتیجه هسته یخچال نازک را به طور ناگهانی به جای تدریجی می پوشاند.
عکس 104: زبانه های پروتالوس پیچیده، Maritimes Alpes، فرانسه جنوبی. پشته های داخلی مانند باروهای پروتالوس کوچک به نظر می آیند و این ویژگی در زیر منطقه صخره ای که احتمالا یخچال نازک یاsnowpatch بزرگی در دامنه آن دارد نهفته است. این ویژگی ها در فرم برای یخچال سنگی به خودی خود متفاوتند.
یخچال های سنگی به عنوان شاخص پرمافراست (پرمافراست گذشته برای اشکال باقی مانده) مورد استفاده اند اما فقط در صورتی که مدل پرمافراست معتبر باشد. این را می توان مدل "ناحیه ای" تلقی نمود. بنابراین مدل یخچالی "برون منطقه ای" است به طوریکه یخچال های مرتبط ممکن است موجود باشد خواه پرمافراست باشد خواه نباشد(Washburn, 1979).
منشاء و مکانیسم جریان یخچال های سنگی غالبا به طور انحصاری پرمافراست خزشی نسبت داده شده است(Barsch, 1996). اگرچه اثراتی از یخ یخچال ها در برخی از یخچال های سنگی دیده شده است، شرایط پرمافراست به نظر می رسد که تنها راهی باشد که در آن اشکال مزبور موجودند. مشاهدات یخ یخچال ها طول برخی یخچال های سنگی که اکنون ایجاد شده اند را کاهش می دهد و در نتیجه نشان می دهد که حداقل برخی یخچال های سنگی دارای هسته های یخ یخچالی هستند. امکان دارد که سن گذاری مدرن و تکنیک های ایزوتوپی امکان خواهد داد یخ چنین یخچال های سنگی یک سابقه اقلیمی را ارائه دهد. دلالت های کامل برای تشخیص تغییرات اقلیمی از طریق یخچال های سنگی هنوز به بررسی نیاز دارد.
اندازه گیری های ژئوفیزیکی (زلزله، جاذبه، مقاومت و رادار نفوذ کننده در زمین) برای بررسی ساختار یخچال های سنگی مورد استفاده قرار گرفته اند. مقاومت برای تعیین تمایز بین شیوه تشکیل یخ مورد استفاده است. ادعا می شود که مقاومت بالا (>10MΩm) شاخص یخ یخچال ها است اما آن مقادیر نسبتا کمتر نمونه ی معمولی یخ از منشاء پرمافراست هستند. این موضوع مورد بحث بعضی از نویسندگانی است که ادعا می کنند مقاومت بالا مختص یخچال های کوچک نیستند که هسته های یخچالی را فراهم می کنند زیرا چنین یخی بوسیله گرد و غباری آلوده شده است که این مقدار را کاهش می دهد. مشکل در ارتباط سیگنال های ژئوفیزیکی با مدل ترکیبی متناسب است (یخ و واریزه) ( (Whalley and Azizi, 1994.
پیچیدگی مزبور افزایش می یابد زیرا درجاتی از ترکیب، از پرمافراست تا هسته یخی یخچالی، داشته باشند و این بویژه در نزدیکی پوزه های (دهانه های) یخچال سنگی قابل توجه است. این ابهام منشاء همچنین نشان می دهد که استفاده از یخچال های سنگی برای شناسایی شرایط گذشته می تواند مشکل باشد.
"لوب های پروتالوس[148]" به یخچال های سنگی مربوطند که شرایط پرمافراست یخ را حفظ می کند اما بعید است یخچال شکل بگیرد. این ها آن قدر متمایزند که با نام جداگانه ای تعیین می شوند. ساختارهای پروتالوس طولانی، نسبتا باریک، و پشته ها زیر صخره ها هستند و تصور می شود که دارای منشاء برفی کناره ای (یخ برفی[149]) باشند. مطرح شده است که آن ها ممکن است مقدم تر از یخچال های سنگی با منشاء پرمافراست باشند(Barsch, 1996).
References
Barsch, D. (1996) Rock Glaciers, Berlin: Springer.
Gorbunov, A.P., Titkov, S.N. and Polyakov, V.G. (1992) Dynamics of rock glaciers of the northern Tien Shan and the Djungar Ala Tau, Kazahkstan, Permafrost and Periglacial Processes 3, 29–39.
Hamilton, S.J. and Whalley, W.B. (1995) Rock glacier nomenclature: a re-assessment, Geomorphology 14, 73–80.
Johnson, P.G. (1974) Mass movement of ablation complexes and their relationship to rock glaciers, Geografiska Annaler 56A, 93–101.
Martin, H.E. and Whalley, W.B. (1987) Rock glaciers: Part 1: rock glacier morphology: classification and distribution, Progress in Physical Geography 11,260–282.
Potter, N. Jr, Steig, E.J., Clark, D.H., Speece, M.A., Clark, G.M. and Updike, A.B. (1998) Galena Creek rock glacier revisited – new observations on an old controversy, Geografiska Annaler 80A, 251–265.
Washburn, A.L. (1979) Geocryology: A Survey of Periglacial Processes and Environments, London:Arnold.
Whalley, W.B. and Azizi, F. (1994) Models of flow of rock glaciers: analysis, critique and a possible test, Permafrost and Periglacial Processes 5, 37–51.
Whalley, W.B. and Azizi, F. (2003) Rock glaciers and protalus landforms: analogous forms and ice sources on Earth and Mars, Journal of Geophysical Research,Planets 108(E4), art.no. 8,032.
Whalley, W.B. and Martin, H.E. (1992) Rock glaciers: Part II: models and mechanisms, Progress in Physical Geography 16, 127–186.
BRIAN WHALLEY (مترجم: منیره رعیتی شوازی)
[2]- Current and Rhomboid Ripples
[3]- Oscillation or ‘Symmetrical’ Ripples
[4]- Ballistic or Impact Ripples
[5]- Adhesion Ripples and Warts
[14]- Law of Unequal Slopes
4-Subaqueous Delta
5- Subaerial Delta
6-Milliman and Syvitski
[26]- Subaqueous Component of the Delta
[29]-Abandoned Deltaic Lobe
[30]-Wright and Nittrouer
4-River Plumes
[35]-Digitate or Protruding Deposits
[40] - Tidewater Glaciers
[45]- Brookes and Shields
[51]- Brookes and Shields
9- Meandering
10- Brookes and Shields
1-Alexander von Humboldt
[88]- Inversion Topography
[91]- Washboard-like Relief
[93]- Grain Size, Mineral Composition and Texture
[94]- Stratification, Joints, Faults, Unconformities, and their Dip and Strike
[95]- Lava Flow, Dyke, Batholith
[96]- Particularly Rock and Soil Mechanics
[97]- Density, Porosity and Pore-size Distribution
[98]- Compressive, Tensile, Shear and Bending Strengths
[99]- Abrasion, Impact and Scratch
[100]- Deformation Modulus, Adhesive Forces and Internal Friction
[101]- Elastic Wave Velocities
[102]- Thermal Conductivity and Thermal Expansion Coefficient
[103]- Permeability Coefficient and Infiltration Capacity
[104]- Swelling, Slaking and Solution
[105]- Standard Penetration Tests
[107]- Schmidt Rock Hammer
[108]- Cone Penetration Hardness
[109]- Needle Penetration Hardness for the Rock Mass
[113]- Intensive Linear Erosion,
[115]- Tills and Pyroclastic Deposits
[116]- Boulder-Capped Part
[118]- Fluvial and Sheet Wash
[131]- Whalley and Martin
[133]- ‘Inactive’ Rock Glaciers
[135]-‘Tongueshaped Rock Glaciers’
[138]- ‘Valley Side Rock Glacier’
[139] -‘Lobate Rock Glacier’
[140]- ‘Talus Rock Glacier’
[147]- Fossil Rock Glacier.
|
|
|
|
|
|
| |
|
|
|
