[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 Rock Mass تا Ruggedness ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۸/۱۶ | 
واژه آخر ترجمه نشده است
ROCK MASS STRENGTH استحکام توده سنگ
استحکام توده سنگ اشاره به خصوصیتی از توده های سنگی دارد که استحکام و متعاقباً پایداری شیب آن ها را کنترل می کند. نکته مهم اینکه این خاصیت قادر به محاسبه زاویه پایداری شیب دامنه های سنگی بوده و همچنین توانایی تشخیص میزان قدرت تعادلی شیب چشم اندازها در مواجه با فرآیندهای غالب سطح زمین را دارد. روش استاندارد تعیین RMS مورد استفاده در ژئومورفولوژی توسط سلبی[1] (1980) ارائه شده و در طول بیست سال گذشته به طور گسترده به عنوان یک روش قابل اعتماد برای ارزیابی پایداری شیب دامنه های سنگی بکار گرفته شده است. طبقه بندی اصلاح شده RMS  برای اهداف و مقاصد مهندسی، توسعه یافته (برای مثال Bieniawski 1979) و به طورگسترده در طراحی مربوط به حفاری تونل ها، شیب ها و فوندانسیون ها مورد استفاده قرار می گیرد. با این حال، این طبقه بندی قادر به ارائه ارزیابی کمی در خصوص کاهش استحکام توده سنگ در اثر هوازدگی نمی باشد. زیرا طبقه بندی های مهندسی، تعاریف متفاوتی از طبقات امتیازبندی دارند و لذا نتایج حاصل از روش های مختلف به شکل مستقیم قابل مقایسه نیست. روش سلبی (1980) و اصلاح شده آن توسط مون[2] (1984) به شکل صحیح و به طور کمی ارائه شده؛ و قادر است میزان تاثیر هوازدگی بر روی استحکام توده سنگ را از طریق ارزیابی مقامت سنگ بکر، تخمین وضعیت هوازدگی سنگ، فواصل درزه ها، تداوم و میزان پرشدگی آن ها تعیین نماید. با توجه به اینکه سنگ های هوازده معمول تر هستند، دیاگرام سلبی (1980) بیشتر برای شیب های سنگی طبیعی کاربرد دارد تا اینکه بخواهد برای اهداف مهندسی به کار رود.
اگرچه ژئومورفولوژیست ها از نحوه شکست شیب سنگ ها که اغلب در امتداد سطوح ناپیوستگی ها نظیر درزه ها، سطوح لایه بندی و گسل ها رخ می دهند، شناخت کافی و طولانی مدت دارند، ولیکن به دلیل عدم دسترسی به تجهیزات مناسب برای ارزیابی صحرایی و آزمایشگاهی استحکام سنگ ها، تمایل دارند که مطالعه مربوط به استحکام سنگ ها را در طبیعت به شکل کیفی انجام دهند. در این زمینه، توسعه طبقه بندی مربوط به استحکام توده سنگ می تواند نتایج مهمی را در شناخت مورفولوژی و میزان توسعه شیب دامنه ها در پی داشته باشد. این طبقه بندی به فهم ما در شناسایی چهره توده سنگ و متعاقباً شناخت میزان مقاومت آن در برابر هوازدگی و فرسایش و یا پایداری شیب کمک می کند. تنها ابزار مورد نیاز چکش اشمیت[3]، متر نواری و دستگاه شیب سنج[4] است که می تواند بر روی هر نوع سنگی که رخنمون کافی برای اندازه گیری میزان ناپیوستگی و ترک خوردگی را داشته باشد، به کار رود(حداقل سطح 10 مترمربع). اگر دامنه دارای بیش از یک عنصر مورفولوژیکی باشد، بایستی به بخش هایی با خواص RMS یکسان تقسیم شده و ارزیابی RMS بر اساس هر عنصر در دامنه صورت گیرد.
سیستم طبقه بندی استحکام توده سنگ براساس آزمایشاتی بر روی دامنه های سنگی مناطق قطب جنوب و نیوزلند به وسیله سلبی (1982 و 1980) توسعه پیدا کرد و متعاقباً در مناطق دیگر به کار گرفته شد (برای مثال Augustinus 1992; Moon and Selby 1983; Allison and Goudie 1990). دامنه ها در طبیعت در تطبیق با میزان RMS (شیب تعادلی استحکام) خود هستند، و تشخیص دامنه های پرشیب حاصل از زیربری فرسایشی و همچنین تختانک های سنگی[5] ساختمانی با زاویه شیب پایین و دامنه های برهنه ریشتری[6]، در مطالعات مربوط به شکل مقاومت[7] مورد استفاده قرار می گیرند. طبقه بندی RMS شامل اندازه گیری طیف وسیعی از خواص توده سنگ مانند (1) تاثیر چکش اشمیت برای اندازه گیری استحکام سنگ دست نخورده (بکر)؛ (2) میزان هوازدگی سنگ؛ (3) خواص مربوط به درزه های توده سنگ مانند: فواصل، عرض، تداوم و میزان پرشدگی آن ها و همچنین جهات مجموعه درزه های غالب و(4) نشت آب از سطح سنگ می باشد (جدول 40). از آنجا که همه این پارامترها از اهمیت مساوی درکنترل استحکام توده سنگ برخوردار نیستند، لذا به هر یک از این عوامل با توجه به تاثیرآن ها بر روی استحکام دامنه های سنگی، امتیاز و وزنی مطابق با روش سلبی (1980) و یا روش اصلاح شده مون (1984) داده می شود. با این حال، فایده تقسیم بندی بیشتر در طبقه بندی پیشنهادی توسط مون، همواره مورد سئوال است و روش ساده تر سلبی (1980) ارجحیت دارد. مجموع وزن های مربوط به هر یک از عوامل، نوعی ارزیابی از رتبه RMS توده سنگ است. حداکثر مقدار مجموع وزن ها 100 بوده که بر این اساس رتبه RMS به 5  طبقه (کلاس) تقسیم بندی می شود (جدول 40). رتبه بالاتر RMS، استحکام بیشتر توده سنگ و میزان تمایل شیب دامنه هایی است که پایدار می مانند.
جدول 40: رتبه بندی و طبقه بندی ژئومورفولوژیکی استحکام توده سنگ
معیارها بسیار قوی قوی متوسط ضعیف بسیار ضعیف
استحکام سنگ بکر*
(رتبه)
100 60
20
60 50
18
50 40
14
40 35
10
35 10
5
هوازدگی
(رتبه)
بدون هوازدگی
10
کمی هوازده
9
هوازدگی متوسط
7
هوازدگی زیاد
5
کاملاً هوازده
3
فواصل درزه ها
(رتبه)
بیشتر از 3  متر
30
بین 1 تا 3 متر
28
بین 0.3 تا 1 متر
21
بین 0.05 تا 0.3 متر
15
کمتر از 0.05 متر
8
جهات شیب درزه ها
 
(رتبه)
بیشتر از 30 درجه به طرف داخل دامنه
20
کمتر از 30 درجه بطرف داخل دامنه
18
افقی و
عمودی
14
کمتر از 30 درجه بطرف خارج دامنه
9
بیشتر از 30 درجه بطرف خارج دامنه
5
عرض درزه ها
(رتبه)
کمتر از 0.1 میلی متر
7
بین 0.1 تا 1 میلی متر
6
بین 1 تا 5 میلی متر
5
بین 5 تا 20 میلی متر
4
بیشتر از 20 میلی متر
2
تداوم درزه ها
(رتبه)
بدون تداوم
7
دارای کمی تداوم
6
متداوم، بدون پرشدگی
5
متداوم، پرشدگی ضعیف
4
متداوم، پرشدگی ضخیم
1
خروج آب زیرزمینی
(رتبه)
ندارد
6
جزیی
5
کم
4
متوسط
3
زیاد
1
مجموع رتبه ها 100 - 91 90 71 70 51 50 26 کمتر از 26
ماخذ: اصلاح شده توسط سلبی (1980) و مون (1984)     * مقادیر چکش اشمیت ارتجاعی از نوع N
نمودار گرافیکی طبقه بندی RMS، مقادیر رتبه این فاکتور نسبت به زاویه شیب در دامنه های مختلف را نشان می دهد (شکل 135). نکته قابل توجه اینکه در این نمودار، تغییر زاویه شیب با یک خط تعادل[8] در ارتباط بین رتبه RMS و زاویه پایداری دامنه همراه است. این خط از طریق اندازه گیری های متعدد برای شرایط تعادلی پایدار تعیین شده است (Selby 1980, 1982). طرح سلبی (1980) و اصلاح شده آن توسط مون (1984)، به وسیله آبراهامز و پارسونز[9] (1987) مورد بازنگری قرار گرفت. مطابق این طرح حدود 95 درصد دامنه ها در شرایط تعادلی استحکام قرار دارند (شکل 135). آبراهامز و پارسونز (1987) داده های منتشر شده RMS  را مجدداً مورد ارزیابی قرار دادند و ارتباط آماری دقیق تری بین زاویه شیب و RMS ارائه کردند. استفاده از این نمودار، پیش بینی زاویه دامنه های پایدار را امکان پذیر خواهد کرد؛ همچنین امکان تشخیص وضعیت تعادل و یا عدم تعادل برای انواع دامنه های پرشیب، کم شیب، دامنه هایی که به شکل ساختاری کنترل شده اند و یا دامنه های برهنه ریشتری وجود دارد (شکل 135).

شکل 135: نمودار شیب دامنه و استحکام توده سنگ همراه با وضعیت تعادلی استحکام (Moon 1984; Abrahams and Parsons 1987 )
قدرت تعادلی دامنه ها در توازن با مقدار RMS آن ها می باشد و از فاکتورهای درون زاد و یا برون زاد مانند عوامل ساختمانی و یا تکتونیکی تبعیت نمی کند. این دامنه ها به زمان قابل توجهی برای رسیدن به تعادل مذکور نیاز دارند (بیش از 10000 سال)؛ بنابراین دامنه های جوان اغلب در وضعیت تعادلی استحکام نیستند(Selby 1987). با وجود اینکه بسیاری از دامنه ها در تطبیق با میزان RMS خود بوده و دامنه هایی که توسط فرایندهای برشی مانند فرسایش یخچالی شکل گرفته اند، به راحتی قابل شناسایی هستند، ولی اگاستینیوس[10] (1995) نشان داد که دامنه های کنترل شده ساختاری و متعادل در کوه های تکتونیکی فعال و جوان همراه با دره های یخچالی عمیق متداول تر هستند. علاوه بر این، تصور بر اینست که دامنه های دارای شرایط تعادلی استحکام، ضمن عقب نشینی، این شرایط را هم چنان حفظ می کنند (Moon and Selby 1983; Selby 1987). تغییر زاویه شیب دامنه در ضمن عقب نشینی آن در اثر فرآیندهایی مانند هوازدگی شدید و یا گسیختگی های ناگهانی سطح دامنه بر اثر عوامل خارجی مانند لرزش های ناشی از زلزله، باعث تغییر مقدار RMS  می شود. تمایل دامنه ها برای به تعادل رسیدن در نتیجه تغییر مقدار RMS، بدین معناست که دامنه های پرشیب عمر کوتاهی (در مقیاس زمان زمین شناسی) داشته و قبل از این که بخواهند به شرایط تعادلی استحکام برسند؛ شکستگی های آن ها باز شده و تداوم و گسترش می یابند.
کنترل توده های سنگی در ژئومورفولوژی و کاربرد طبقه بندی مربوط به استحکام توده سنگ برای شناخت پایداری و تکامل شکل دامنه های سنگی از اهمیت بسزایی برخوردار است. در هر صورت شناخت استحکام توده سنگ و میزان مقاومت آن در برابر فرآیندهای فرسایشی برای بررسی نحوه تکامل لندفرم های فرسایشی بسیار مهم است. برای مثال توسعه عوارضی مانند دره های یخچالی با پروفیل طولی (و همچنین دره های یخچالی با پروفیل عرضی) وابسته به میزان RMS  سنگی است که تحت تاثیر فرسایش یخچالی قرار گرفته است؛ همچنین استحکام سنگ بکر، جهات درزه های سنگ و فواصل آن ها روی مقاومت توده سنگ در برابر اعمال حفر فرسایش یخچالی موثر است. بدیهی است در این وضعیت، خواص توده سنگ که کنترل کننده میزان پایداری و مورفولوژی دامنه ها است، برای تعیین میزان مقاومت سنگ نسبت به فرسایش کاربرد نداشته و لازم است بازتعریفی برای این منظور انجام شود.
 
References
Abrahams, A.D. and Parsons, A.J. (1987) Identification of strength equilibrium rock slopes: further statistical considerations, Earth Surface Processes and Landforms 12, 631–635.
Allison, R.J. and Goudie, A.S. (1990) The form of rock slopes in tropical limestone and their associations with rock mass strength, Zeitscrift für Geomorphologie 34, 129–148.
Augustinus, P.C. (1992) The influence of rock mass strength on glacial valley cross-profile morphometry: a case study from the Southern Alps, New Zealand,Earth Surface Processes and Landforms 17, 39–51.
——(1995) Rock mass strength and the stability of some glacial valley slopes, Zeitschrift für Geomorphologie 39, 55–68.
Bieniawski, Z.T. (1979) Engineering Rock Mass Classifications, New York: Wiley.
Moon, B.P. (1984) Refinement of a technique for determining rock mass strength for geomorphological purposes,
Earth Surface Processes and Landforms 9, 189–193.
Moon, B.P. and Selby, M.J. (1983) Rock mass strength and scarp forms in Southern Africa, Geografiska Annaler 65A, 135–145.
Selby, M.J. (1980) Rock mass strength classification for geomorphic purposes, Zeitschrift für Geomorphologie 24, 31–51.
——(1982) Controls on the stability and inclinations of hill slopes formed on hard rock, Earth Surface Processes and Landforms 7, 449–467.
——(1987) Rock Slopes, in M.G. Anderson and K.S. Richards (eds) Slope Stability, 475–504, Chichester: Wiley.
Further reading
Selby, M.J. (1993) Hillslope Materials and Processes, 2nd edition, Chapter 6, Oxford: Oxford University Press.
 
 (مترجم: امیر صفاری)    PAUL AUGUSTINUS 
 ROCKFALL ریزش های سنگی (سنگ افتان)
سنگ افتان سقوط آزاد یا محدود قطعات سنگی بر روی شیب دامنه هاست. دامنه سنگ افتان ها از سنگ ریزه های منفرد تا گسستگی های ناگهانی با حجم چندین میلیون مترمکعب متغیر می باشد (سقوط جریانی، بهمن سنگی). سنگ افتان های کوچک (حجم کمتر از 0.01 تا 0.1 مترمکعب) فرآیندهای اولیه ای هستند که با تشکیل شیب واریزه (تالوس[11]) همراه بوده و به دو نوع تقسیم می شوند (Rapp 1960). تخته سنگ های توده ای قائم محل وقوع سنگ افتان های اولیه ای است که دارای حرکت مستقیم و رو به پایین همراه با سنگ ریزه ها هستند. ذرات عمدتاً تحت تاثیرآزاد شدن فشار و یا چرخه یخ زدگی و ذوب، جدا می شوند. ممکن است ذرات در ناهمواری سطح صخره ها (تختانک ها، گالی ها و غیره) تجمع یافته و سپس توسط سنگ افتان های بعدی، بهمن های برفی، جریان های سطحی، حیوانات و سایر عوامل جابجا شوند. این نوع آرایش ثانویه، خصوصیات متفاوتی را به لحاظ جحم - فراوانی نسبت به سنگ افتان های اولیه دارد. مکانیسم های جابجایی سنگ افتان ها برگرفته از مطالعاتی بوده که الگوی جابجایی آن ها را با مشاهدات مشابه در خصوص حرارت و بارش مقایسه نموده است. بیشتر محققین به این نتیجه رسیدند که حداکثر ریزش های سنگی در طول روز، در زمان روشنایی خورشید و در طی فصل بهار و پائیز رخ می دهند.
References
Gardner, J.S. (1980) Frequency, magnitude and spatial distribution of mountain rockfalls and rockslides in the Highwood Pass area, Alberta, Canada, in D.R. Coates and J. Vitek (eds) Thresholds in Geomorphology, London: Allen and Unwin.
Luckman, B.H. (1976) Rockfalls and rockfall inventory data: some observations from Surprise Valley, Jasper National Park, Canada, Earth Surface Processes 1, 287–298.
Rapp, A. (1960) Talus slopes and mountain walls at Templefjorden, Spitzbergen, Norsk Polarinstitutt Skrifter 119.
SEE ALSO: geomorphological hazard; hillslope, process; mass movement; pressure release; unloading
(مترجم: امیر صفاری)    BRIAN LUCKMAN 
 
ROCKPOOL حوضچه سنگی
حوضچه های سنگی (مترادف حوضچه های ساحلی، حوضچه[12]) به عنوان فرورفتگی هایی در بخش های superlithoral و eulithoral سکوهای ساحلی تعریف شده اند، که محل ذخیره آب های سطحی بوده و در نتیجه تخریب مواد سنگی به واسطه ترکیبی از فرآیندهای فیزیکی، شیمیایی و یا زیستی شکل می گیرند. یک فرورفتگی اولیه سرآغاز چرخه بازخورد مثبت است، به طوریکه ذخیره آب های سطحی محیط مبنایی برای فرآیندهای گسترده سطحی و عمقی هوازدگی و فرسایش در سطح سنگ ها  بوده و سپس منجر به توسعه حوضچه های سنگی خواهد شد (Elston 1971).  
توسعه حوضچه های سنگی در سه مرحله صورت می گیرد. (1) تشکیل حوضچه اولیه  (2) گسترش عرضی و عمقی حوضچه  (3) الحاق حوضچه های کوچک تر به یکدیگر. حوضچه های اولیه عمدتاً توسط شرایط زمین شناسی مانند سختی سنگ ها (سنگ های سست تر مانند ماسه سنگ و سنگ آهک برای فرسایش مستعدتر هستند)، سطوح درزه، لایه بندی نامنظم و میزان سخت شدگی کنترل و تشکیل شده و به شکل تدریجی توسعه می یابند. عریض شدگی و عمیق شدگی حوضچه ها اغلب توسط فرآیندهای بیولوژیکی، شیمیایی و فیزیکی صورت می گیرد. فرآیندهای بیولوژیکی شامل فرسایش بیولوژیکی توسط گونه های جانوری حفار و یا چرنده مانندکرم های پرزدار، جوجه تیغی دریایی و صدف ها انجام می شود. بارزترین فرآیند مربوط به فرسایش فیزیکی حوضچه ها، سایش کف آن ها بوسیله ذرات مقاوم سنگ هایی است که توسط امواج دریا جابجا می شوند. سومین مرحله تشکیل حوضچه ها به واسطه استمرار فرسایش دیواره های نازک جداکننده آنها می باشد. این فرآیند منجر به الحاق حوضچه های کوچک تر و تشکیل حوضچه های بی شکل و یا بیضوی شکل می شود؛ در برخی موارد و در ادامه این فرآیند حوضچه های متصل شده در یک راستای معین توسعه یافته و منجر به فرسایش دیگر حوضچه ها می شوند.
ابعاد حوضچه ها از اندازه کوچک در قطر چند سانتی متر تا حوضچه های بی شکل بزرگ با قطر بیش از 6 متر و عمق بین 0.1 تا 2 متر متغیر می باشد. در ادبیات ژئومورفولوژی دو گروه اصلی از حوضچه های سنگی شناخته شده اند:  حوضچه های انحلالی و حفره های گلدانی شکل[13]. حوضچه های انحلالی (مترادف حوضچه های کم عمق) معمولاً به شکل سطوح فرورفته کم عمق در محدوده کم شیب حاشیه سواحل مشخص می شوند (Sunamura 1992). حوضچه های انحلالی عرض بیشتری را نسبت به عمق داشته و دارای اشکال متفاوتی می باشند، در حالی که حفره های گلدانی شکل نوعاً فرورفتگی های استوانه ای یا کاسه ای شکل بوده که نسبت عمق به عرض آن ها تقریباً برابر است. حفره های گلدانی شکل توسط عمل سایش شکل می گیرند. این طبقه بندی کاملاً دقیق و موشکافانه است؛ به طوریکه تشکیل حوضچه های سنگی بر اساس ترکیبی از عوامل بیولوژیکی، شیمیایی و فیزیکی صورت می گیرد، نه اینکه یک عامل نسبت به دیگر عوامل برتری داشته باشد.
References
Elston, E.D. (1917) Potholes: their variety, origin and significance, Scientific Monthly 5, 554–567.
Sunamura, T. (1992) Geomorphology of Rocky Coasts, Chichester: Wiley.
Further reading
Emery, K.O. (1946) Marine solution basins, Journal of Geology 54, 209–228.
Emery, K.O. and Kuhn, G.G. (1980) Erosion of rock shores at La Jolla, California, Marine Geology 37, 197–208.
Wentworth, C.K. (1944) Potholes, pits and pans: subaerial and marine, Journal of Geology 52, 117–130.
 
(مترجم: امیر صفاری)    LARISSA NAYLOR
 
ROCKY DESERTIFICATION بیابان زایی سنگی
بیابان زایی سنگی فرآیندی است که باعث تبدیل سرزمین های کارستی به بیابان های سنگی اکولوژیکی می شود. این فرآیند در نتیجه برداشت پوشش گیاهی در اثر عملیات گسترده کشاورزی و فرسایش شدید خاک صورت می گیرد. ضخامت خاک در مناطق کارستی بسیار کم است، زیرا سنگ آهک از ترکیب حداقل 90 درصد کربنات کلسیم تشکیل شده و این کانی در اثر انحلال قادر به تشکیل کانی های غیر قابل انحلال مورد نیاز تشکیل خاک نمی باشد. در مناطق مرطوب جنب استوایی کشور چین تشکیل یک متر خاک، به زمانی درحدود 0.25 تا 0.85 میلیون سال نیاز دارد. افزایش ضخامت خاک در مناطق کارستی نتیجه حمل مواد با منشاء خارجی مانند لس، آبرفت، خاکسترآتشفشانی و یا یخرفت از مناطق مجاور می باشد. البته حتی اگر ضخامت خاک زیاد باشد، باز هم می تواند از مناطق کارستی خارج شود، اگر چه به زمان بیشتری نیاز دارد.
بدیهی است که در هر محیطی که جنگل زدایی انجام شود، فرسایش خاک با شتاب بیشتری صورت می گیرد. این حالت در مناطق کارستی به دلیل حرکت خاک به درون حفرات بی شمار که در اثر خوردگی بوجود آمده اند و باعث اثرات زیان آوری روی موجودات زنده زیرزمینی می شوند، شدیدتر صورت می گیرد. این مواد سرانجام از طریق جریان های زیرسطحی مانند چشمه ها خارج شده، ولیکن منجر به کاهش کیفیت آب چشمه ها خواهند شد. بنابراین اگر پوشش گیاهی در مناطق کارستی تخریب شود، چرخه زهکشی طبیعی کارست منجر به تخلیه خاک از مناطق سطحی خواهد شد.
در بخش هایی از حوضه مدیترانه، سنگ های مناطق کارستی خصوصیات طبیعی خود را نسبت به تاثیرات چند هزار ساله انسان حفظ کرده اند (Gams et al. 1993). واژه کارست به منشاء اروپایی آن، به معنای زمین سنگی بر می گردد. چشم اندازهای اولیه آن به شکل زمین های جنگلی بوده که بعدها به واسطه کشت و چرای بیش از حد پاسازی شده است. اولین شواهد جنگل زدایی در بخش های شمالی مدیترانه و مربوط به زمان نوسنگی در حدود 6000 سال قبل می باشد. این وضعیت از یونان، رم و حتی با شدت بیشتر در زمان حاضر ادامه داشته و با افزایش جمعیت و تقسیم زمین ها و چرای بیش از حد، تشدید شده است. این اثرات تا پاکسازی تپه ها نیز ادامه داشته، بنحوی که سرزمین های کارستی بدون پوشش، اکنون طبیعی به نظر می رسند. سیاست های اخیر و تغییرات کاربری زمین در اسلوونی که باعث افزایش مهاجرت روستائیان و ترک مزارع شده، منجر به رشد و گسترش مجدد جنگل ها گردیده و نشان می دهد که بهبود وضعیت در صورت کاهش فشار انسان بر محیط، امکان پذیر است.
وضعیت مشابه ای در کشور چین به خصوص در استان گیزهو[14] رخ داده است(Yuan 1995). در این منطقه نیز تخریب پوشش جنگلی و افزایش فشار جمعیت باعث برهنگی مناطق کارستی شده است. گسترش بیابان زایی سنگی در منطقه ای به وسعت 932 کیلومتر مربع در طول دهه 1980 رخ داده است. موارد مشابه نیز با مقیاس کوچکتر در منطقه گانانسو[15] جاوا و در بخش های مرکزی آمریکا و کارائیب با جنگل زدایی و شدت عملیات کشاورزی روبرو شده است.
References
Gams, I., Nicod, J., Sauro, U., Julian, E. and Anthony, U. (1993) Environmental change and human impacts on the Mediterranean karsts of France, Italy and the Dinaric region, in P.W. Williams (ed.) Karst Terrains: Environmental Changes and Human Impact, Cremlingen-Destedt, Catena Supplement 25, 59–98.
Yuan Daoxian (1995) Rock desertification in the subtropical karst of South China, in P.W. Williams (ed.) Tropical and subtropical karst, Zeitschrift für Geomorphologie, Supplementband 108, 81–90.
 
(مترجم: امیر صفاری)    PAUL W. WILLIAMS
 
 ROUGHNESS زبری( سختی)
اصطلاح " زبری" به زبریکف یک کانال نسبت داده شده که بخش مهمی از میزان مقامت کلی آن در برابر جریان آب می باشد. جریان آب در امتداد یک کانال عمدتاً تحت تاثیر دو نیرو قرار دارد: نیروی شیب کانال تحت تاثیر وزن آب ( که منجر به حرکت رو به جلوی آب در امتداد کانال می شود) و نیروی مقامت کانال (که برای نگهداری آن و رو به عقب بردن آب عمل می کند). اگر نیروی مقامت کانال کم باشد، جریان آب با سرعت زیاد و عمق کم حرکت می کند. اگر نیروی مقامت کانال زیاد باشد، همان جریان آب با سرعت کم و عمق زیاد حرکت می کند. بنابراین محاسبه میزان نیروی مقاومت، برای بررسی شرایط جریان در یک کانال بسیار ضروری و اساسی است.
روابط متعددی در ارتباط با محاسبه مقاومت، سرعت و عمق جریان در سالیان متوالی مورد استفاده قرار گرفته که در هر رابطه ای مقاومت با ضریب خاصی محاسبه می شود. از جمله این روابط، رابطه دارسی _ وایس بک[16] :
 
رابطه مانینگ[17] در واحد SI :  

و رابطه شزی[18] :

است که در آن ها U سرعت جریان، R شعاع هیدرولیک (مساحت سطح مقطع عرضی/ محیط خیس شده کانال)،  شیب سایشی (مقدار انرژی کاهشی که معادل با شیب سطح آب در نظر گرفته می شود)، g شتاب ثقل و f، n و c به ترتیب ضرائب دارسی _ وایس بک، مانینگ و شزی می باشند. بنابراین مسئله اصلی در محاسبه مقاومت جریان، ارزیابی ضریب مربوطه است.
در یک کانال مستقیم با شیب یکنواخت، سطح مقطع عرضی یکسان، نسبت عرض به عمق زیاد و بدون رسوبات حمل شده، مقاومت جریان در وهله اول با استفاده از مقاومت سایشی بستر کانال تعیین می شود. مقادیر متفاوت زبری بستر به مواد سازنده کف کانال مانند ماسه و یا شن بستگی دارد. مکانیک سیالات و تئوری لایه مرزی، مقاومت کانال را به عنوان تابعی از لگاریتم زبری نسبی (که به صورت نسبت افزایش زبری بستر به عمق جریان تعریف شده است)، محاسبه می نماید. افزایش زبری اغلب معادل مقدار دانه ماسه یا درصدی از میزان اندازه گیری شده پراکنش مواد کف بستر، ارزیابی می شود. برای مثال در رابطه زیر:

 اندازه ذره ای است که 84 درصد ذرات از آن ریزتر بوده و  به صورت یک ضریب مشخص تعریف می شود. با توجه به اینکه این تئوری ارزیابی کمی کاملی از مقاومت به دست نمی دهد، ضریب به شکل تجربی و از طریق داده های آزمایشگاهی تعیین می شود.
کانال های طبیعی به ندرت با شرایط واقعی که در بالا به آن ها اشاره شد، مطابقت داشته و لذا ممکن است نیاز باشد پارامترهای دیگری به روابط مذکور به جهت انحراف از شرایط واقعی اضافه شود؛ برای مثال لایه های ماسه ای کف بستر اشکالی مانند موج نشان (ریپل مارک[19]) را در کف بستر ایجاد کرده که منجر به افزایش مقاومت می شوند. در نتیجه روابط و روش های متعددی برای محاسبه و تعیین ضریب مقاومت وجود دارد. کاربران باید دقت داشته باشند که روشی را انتخاب کنند که با شرایط و داده هایی که برای آن ها قابل دسترسی است، تناسب داشته باشد.     
Further reading
Bathurst, J.C. (1993) Flow resistance through the channel network, in K. Beven and M.J. Kirkby (eds) Channel Network Hydrology, 69–98, Chichester: Wiley.
Raudkivi, A.J. (1998) Loose Boundary Hydraulics, Rotterdam: Balkema.
 
(مترجم: امیر صفاری)    JAMES C. BATHURST
 
 RUGGEDNESS استحکام
خاصیتی از چشم اندازهاست که پیچیدگی توپوگرافی و ناهمواری سرزمینی را توصیف می کند. اکثرچشم اندازهایی که پیچیدگی زیادی دارند، دارای سطوح زبر و ناصاف هستند.گرچه شاخص های متعددی برای چارچوب کمی استحکام پیشنهاد شده است، ولیکن استحکام یک اصطلاح کیفی طبیعی است (برای مثال Riley et al. 1999) ملتون[20] (1958) ارقام استحکام را برای توصیف استحکام زمین در مقیاس یک حوضه زهکشی ارائه نموده است. این ارقام به شکل یک عدد بدون بعد بوده که از طریق رابطه  محاسبه می شود؛ در این رابطه H  برجستگی عمودی بالای رأس مخروط (مایل مربع) وA   مساحت حوضه (مایل مربع) می باشد. به طور کلی عدد استحکام برای حوضه های رده یک یا دو بیش از عدد 2 یا 3 بوده و برای حوضه های رده های سوم و چهارم به ندرت بیشتر از یک است.
References
Melton, M.A. (1958) Geometric properties of mature drainage basins and their representation in a E4 phase space, Journal of Geology 66, 35–54.
Riley, S.J., DeGloria, S.D. and Elliot, R. (1999) A terrain ruggedness index that quantifies topographic heterogeneity, Intermountain Journal of Sciences 5, 23–27.
 
(مترجم: امیر صفاری)    STEVE WARD
 RUNOFF GENERATION تولید رواناب
تولید رواناب اشاره ای به مجموعه ای از فرآیندهایی دارد که تولید و مسیر جریان آن را از بخش های بالادست به سمت کانال های جریانی در پاسخ به فرآیند بارش ( مانند بارندگی و یا ذوب برف) توصیف می کند. رواناب با 3 مکانیسم متفاوت تولید می شود: جریان سطحی مازاد بر نفوذ (نوع هورتونی)، جریان سطحی مازاد بر اشباع (نوع Dunne) و جریان زیرسطحی.
جریان سطحی مازاد بر نفوذ در نتیجه اشباع سطح زمین شکل می گیرد (Horton 1933, 1945). این جریان هنگامی ایجاد می شود که نرخ آب ورودی از میزان ظرفیت نفوذپذیری خاک بیشتر شود؛ در این صورت آب مازاد به سرعت در امتداد کانال های جریانی در سطح زمین جاری می شود (نگاه کنید به واژه جریان سریع[21]). هنگامی که میزان حجم بارش از ظرفیت ذخیره سازی رطوبت بیشتر شود، جریان سطحی مازاد بر اشباع تولید می شود. مکانیسم این جریان که اولین بار توسط دون و بلاک[22] (1970)  توصیف شد، از طریق هدایت هیدرولیکی خاک اشباع شده کنترل می شود. خاک از طرق مختلفی به حالت اشباع در می آید که از آن جمله می توان به این موارد اشاره کرد (1) حضور لایه غیرقابل نفوذ که منجر به ایجاد سفره معلق می شود؛ باگسترش این سفره، آب زیرزمینی به تدریج به طرف سطح زمین بالا می آید. (2) گسترش شبکه موئینگی به طرف سطح زمین و (3) حضور سفره دائمی آب در نزدیک سطح زمین. جریان سطحی مازاد بر اشباع مرکب از آب هایی است که یا به طور مستقیم وارد منطقه اشباع شده و یا به شکل غیرمستقیم و از طریق خروج جریان های رو به بالای آب های سطحی تامین شده است.
سومین مکانیسم رواناب مربوط به جریان های زیرسطحی هستند که به طور عمده از جایگزینی آب های قدیمی توسط بارش های جدید شکل می گیرند. این جریان ها یا از طریق آب های نزدیک سطح زمین (مانند همان شرایطی که جریان سطحی مازاد بر اشباع را تولید می کرد) و یا از طریق آب های محدوده های مربوط به سفره های معلق تولید می شوند. در این فرآیند آب به درون خاک نفوذ کرده و سپس در جهات جانبی در بافت خاک و در محدوده غیراشباع بین سطح زمین و سطح آب های زیرزمینی معلق و یا درون حفرات خاک مانند شکاف ها، لانه جانوران، ریشه گیاهان و سایر مجاری جابجا می شود (Wilson et al. 1990; Jones 1997). این جریان به شکل یک کانال جریانی سریع عمل کرده و از دیگر کانال های زیرسطحی به واسطه سرعت واکنش و حجم نسبتاً بزرگ آن، متمایز می شود.
اغلب محققین پذیرفته اند که جریان سطحی هورتونی، مکانیسم غالب در مناطق خشک و نیمه خشک و غیرقابل نفوذ و همچنین نواحی تحت سیطره انسان می باشد.از طرف دیگر، مکانیسم غالب در مناطق مرطوب عموماً جریان سطحی مازاد بر اشباع و یا برخی از اشکال جریان زیرسطحی می باشد. جریان سطحی مازاد بر اشباع غالباً در نزدیک کانال های جریانی به وجود می آیند؛ ولیکن این جریان می تواند در حفره های دامنه ای که خطوط جریان زیرسطحی در دامنه های مقعر آن همگرایی داشته باشند، و همچنین در شکستگی های شیب های مقعر و یا در جاهایی که لایه های خاک هدایت کننده جریان زیرسطحی به طور موضعی نازک شده باشند، نیز تولید شود. جریان زیر سطحی نیز غالباً در مناطقی که خاک عمیق، قابل نفوذ و تحت پوشش جنگلی بوده و همچنین در سرازیری شیب ها شکل می گیرد. هر سه نوع جریان می توانند به طور هم زمان در یک حوضه و در طول یک واقعه ورودی آب (بارش) ایجاد شوند.   
  References
Dunne, T. and Black, R.D. (1970) Partial area contributions to storm runoff in a small New England watershed, Water Resources Research 6, 1,296–1,311.
Horton, R.E. (1933) The role of infiltration in the hydrologic cycle, Transactions of the American Geophysical :union: 14, 446–460.
Horton, R.E. (1945) Erosional development of streams and their drainage basins: hydrophysical approach to quantitative morphology, Geological Society of America Bulletin 56, 275–370.
Jones, J.A.A. (1997) Pipeflow contributing areas and runoff response, Hydrological Processes 11, 35–41.
Wilson, G.V., Jardine, P.M., Luxmoore, R.M. and Jones, J.R. (1990) Hydrology of a forested hillslope during storm events, Geoderma 46, 119–138.
SEE ALSO: quick flow
 
 
[1] - Selby
[2] - Moon
[3] - Schmidt Hammer
[4] - Inclinometer
[5] - Rock benches
[6] - Richter Denudation Slopes
[7] - Resistance-form
[8] - Equilibrium line
[9] - Abrahams and Parsons
[10] - Augustinus
[11] - Talus
[12] - Pool
[13] - Pot-holes
[14] - Guizhou
[15] - Gunung Sewu
[16] - Darcy - Weisbach
[17] - Manning
[18] - Chézy
[19] - Ripples
[20] - Melton
[21] - Quick flow
[22] - Dunne and Black
دفعات مشاهده: 42 بار   |   دفعات چاپ: 6 بار   |   دفعات ارسال به دیگران: 0 بار   |   0 نظر
::
انجمن ایرانی ژئومورفولوژی Iranian Association Of Geomorphology
Persian site map - English site map - Created in 0.064 seconds with 885 queries by yektaweb 3506