[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 Sabkha تا Saltmarsh ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۸/۱۶ | 
 
S
 SABKHA سبخا
سبخا فرم انگلیسی واژه عربی Sebkha به معنای کفه نمکی[1] است. کنیسمن[2] (1969) سبخا را به عنوان کفه فروکش کرده تا آب های سطحی و یا محدوده موئینگی تبخیر تعیین کرده است. نیل[3] (1975) سبخا را به عنوان سطح ژئومورفیکی که توسط سطح آب تعیین می شود، توصیف کرده است. وارن[4] (1989) و بریر[5] (2000) سبخا را به عنوان یک پهنه گلی حاشیه ساحلی و قاره ای توصیف کرده اند که در آن کانی های تبخیری در ناحیه موئینگی بالای سطح آب شور تشکیل می شوند. سبخاها در دیگر نقاط دنیا نیز مانند ساحل باجا[6] در کالیفرنیا و مکزیک و سواحل سینای[7] تشریح شده اند. عوارض معادل سبخا تحت عنوان پهنه های نمکی (سولنچاک[8]) در دریای کاسپین و برخی از محدوده های کویری ایران شناسایی شده اند. کفه های نمکی مشخص در آفریقای جنوبی و پلایاها در جنوب غربی ایالات متحده آمریکا نیز ممکن است شبیه باشند، ولیکن سبخاهای واقعی توسط جریانات سطحی (رواناب ها) تغذیه نمی شوند.
در آمریکای شمالی واژه های "پلایا" و "سالینا"[9] برای مناطق شبه سبخا در بیابان ها بکار می روند. هولم[10] (1960) معتقد بود که واژه پلایا مترادف واژه "ماملاها"[11] (سبخای داخلی) است. از سوی دیگر وان انگلن[12] (1942) اظهار داشت وقتی واژه سالینا بکار می رود، که درصد نمک در پلایا آنقدر زیاد باشد تا بتواند پوسته نمکی را در هنگام خشک شدن کفه ایجاد کند.
اگر واژه سبخا را به معنای "کفه نمکی" بکار ببریم، با هر دو نوع سبخا ساحلی و قاره ای مواجه هستیم. برخی از سبخاهای ساحلی مانند آنچه در ساحل قراصنه[13] وجود دارد، به شکل جانبی و بدون اینکه تغییر قابل توجهی از نظر مورفولوژی سطحی در آن ها صورت گیرد، به سبخای قاره ای تبدیل می شوند (Kinsman 1969). سبخای ابوظبی ترکیبی از رسوبات دریایی غوطه ور در آب های سطحی مشتق شده از دریا (بخش ساحلی) و رسوبات غیر دریایی و آب های سطحی (بخش خشکی) می باشد.
سبخاهای دریایی مدرن در امتداد سواحل برخی از سرزمین های پایدار مانند سواحل غربی و جنوبی خلیج فارس، سواحل استرالیا و شمال آفریقا شکل گرفته اند. برخی از سبخاها مستقیماً در بالای سطح دریاهای کنونی (0.3 تا 0.5 متری) قرار دارند که احتمالاً از نوسانات سطح آب در زمان کوتاه هولوسن میانی تبعیت کرده اند.مروری بر توزیع و پراکندگی جهانی سبخاها نشان می دهد که این مناطق بطور گسترده در کشورهای منطقه خاورمیانه مانند مصر، سودان، لیبی، تونس، الجزایر و اتیوپی وجود دارند. سبخاها همچنین در هندوستان، استرالیا و آفریقای جنوبی نیز قرار دارند. برخلاف انتظار، سبخاها و رسوبات شبه سبخایی در اقلیم نسبتاً سرد نیز وجود دارند. بنابراین به نظر می رسد خشکی هوا نقش بسیار مهم تری را نسبت به گرمای هوا در تشکیل سبخاها داشته باشد. شکل 136 توزیع سبخاها در سطح کره زمین را نشان می دهد.

شکل 136: نقشه جهانی سبخاهای فعال و مکان های مستعد تشکیل آن (Al-Amoudi 1994)
سبخاها بخشی از یک لندفرم بوده که همراه با جزایر سدی و تپه ها در خط ساحلی گسترده شده؛ و به ترتیب شامل بخش مردابی و بخش سبخا بوده و در نهایت به بخش خشکی (سرزمین) ختم می شوند. سطح سبخا کاملاً مسطح بوده و طول زیادی از ساحل را اشغال می کند. رسوبات سبخا در 3 بخش شامل بخش های ساب تایدال[14] (زیر خط جذر و مد)، اینترتایدال[15] (مرز خط جذر و مد) و سوپراتایدال[16] (بالای خط جذر و مد) تقسیم بندی شده است. وقتی سبخا رشد می کند، واحدهای فوق الذکر بر روی یکدیگر قرار گرفته و توالی رسوبی کم عمق را در آن تشکیل می دهند.
واحد ساب تایدال معمولاً به دو بخش رسوبگذاری محدود و نامحدود تقسیم می شود. رسوبگذاری محدود دریایی در قسمت رو به خشکی سدهای جزیره ای صورت می گیرد. رسوبات بخش مردابی شامل مجموعه متنوع زیستی از نمونه های بخش عمیق، ماسه های حاوی نرم تنان که در بخش محدود شکل گرفته اند و گلسنگ های کربناته حاوی فسیل های گلوله ای شکل که بیشتر در بخش نامحدود مرداب بوجود آمده اند، می شود. منطقه اینترتایدال به دو بخش رخساره ای بالا و پایین تقسیم می شود. رخساره های بخش پایینی مشابه همان رخساره های مردابی است که توسط بسیاری از محققین توصیف شده است. ترکیب این رخساره ها، جلبک های تورب دار ناشی از باقی ماندن عملیات بیوتورباسیون[17] پوشش های جلبکی می باشد. رخساره های بخش بالایی منطقه ساب تایدال نیز معمولاً از پوشش های جلبکی تشکیل شده که در مقاطع عرضی توسط شکاف های حاوی بلورهای عدسی شکل گچ، شکسته شده اند. رسوبات سطحی به شکل موضعی توسط کانی هایی مانند آراگونیت، منیزیت و دولومیت به یکدیگر متصل می شوند (Butler et al. 1982). بخش پایینی منطقه سوپراتایدال که در طول ماه بین یک تا دوبار دچار آب گرفتگی می شود، از لایه های گچ با ضخامت بیش از 30 سانتی متر تشکیل شده است. در بخش میانی این منطقه رسوبات انیدریت ثانویه گره دار وجود دارد. این بخش اغلب با یک پوسته سطحی ضعیف از جنس هالیت (نمک طعام) پوشیده شده است. این رسوبات در فواصل کمتر از یک ماه دچار آب گرفتگی می شوند. در بخش بالایی منطقه سوپراتایدال هر 4 تا 5 سال یک بار آب گرفتگی رخ داده و این وضعیت منجر به جایگزینی کانی های انیدریتی گره دار به جای کانی گچ خواهد شد.
سبخاها پهنه های گسترده ساحلی بخش های سوپراتایدال و اینترتایدال در حاشیه سرزمین های خشک هستند. رسوباتی که در سبخاها انباشته می شوند، شامل (1) خرده رسوبات سیلیسی از فرسایش زمین های مجاور و شستشو به درون منطقه سبخا، (2) رسوبات گلی و ماسه ای منطقه دور از ساحل (offshore) که به واسطه امواج متناوب به طرف بخش های فوقانی شسته شده و وارد منطقه سبخا می شوند و (3) رسوباتی که بطور ذاتی در منطقه سبخا ته نشین می شوند، هستند.
اغلب رسوبات تبخیری سبخاها در اثر تراوش آب های زیرزمینی شور در سطح یا خارج از سطح سبخا بوجود می آیند (شکل 137). بیشترآب های زیرزمینی مربوط به آب دریا است که از بخش های زیرین سبخا باعث تغذیه آن می شود؛ ولیکن آب های زیرزمینی مناطق مجاور نیز این سیستم را تغذیه می کنند. چرخه آب های زیرزمینی توسط فعالیت های موئینگی و پمپاژ عمل تبخیر صورت می گیرد.آب گرفتگی های متناوبی نیز توسط آب دریا ایجاد می شود که در این حالت مخازنی از آب های مازادی که در پشت پشته های ساحلی به دام افتاده اند، تشکیل می گردد.

شکل 137: منابع مختلف ورود آب به سبخا: (a) تغذیه از طریق آب دریا از زیرسطح سبخا با مقادیر نفوذ نسبتاً کم آب های زیرزمینی؛ (b) تغذیه مشترک توسط آب دریا و آب زیرزمینی، همراه با آب های مربوط به سیلاب های دریایی ناشی از طوفان های بزرگ (Walker 1984)
کانی های تبخیری تیپیک در سبخاها انیدریت، ژیپس و دولومیت می باشند. انیدریت ها اغلب به صورت توده هایی با اشکال نامنظم و یا به شکل گره دار (نودول[18]) تشکیل می شوند. این کانی ها جایگزین بلورهای گچی می شوند که از ابتدا در لایه های متناوب کربناته و یا شیل شکل گرفته اند. اصطلاح ساختمان توری مرغی[19] اشاره به مجموعه ای از کانی های انیدریتی داردکه به صورت کشیده در دسته های انبوه و در غالب نوارهای نازک مجزا در زمینه کربناته یا خرده رسوبات سیلیسی قرار دارند (تصویر 105a , b). این نوع ساختمان در لایه های تبخیری سبخاها عمومیت دارند.
چرخه متناوب رسوبی در توالی رسوبات تبخیری سبخاها نیز عمومیت دارد. همچنان که رسوب گذاری پیشرفت می کند، رسوبات سبخا نیز به صورت طبیعی و در قالب رسوبات منطقه اینترتایدال برجا گذاشته می شود (استرماتولیت ها[20]، گچ، گل سنگ های کربناته حاوی فسیل های گلوله ای شکل). این رسوبات در ادامه سنگ های کربناته اوولیتیک[21] منطقه ساب تایدال قرار دارند (تصویر 105 c).

تصویر 105: ساختارهای متفاوت سبخاها: (a) انیدریت موزائیکی(ساختار طوری مرغی) که در ابعاد واقعی نشان داده شده است؛ (b)  قطعات مدور گچ که درست در زیر سطح سبخا وجود دارند؛ (c) سیکل رسوبات سبخا با ضخامت های مختلف از چندین متر تا چندین ده متر (Tucker 1981)
توالی رسوبات سبخاهای ساحلی حاشیه جنوبی خلیج فارس در جنوب غربی ابوظبی که در حال حاضر بخشی از آن ها توسط مناطق شهری و صنعتی اشغال شده است، به خوبی مورد مطالعه قرار گرفته است. اگر برش زمینی ایده آلی از طرف دریا به طرف خشکی رسم کنیم، این مقطع از رسوبات منطقه دور از ساحل، کمربند سنگ دانه های اوولیتیکی، توالی رسوبات مردابی و یا سدی، بخش کفه های جلبکی منطقه اینترتایدال و در نهایت از بخش مربوط به رسوبات منطقه سوپراتایدال عبور می کند (Butler et al. 1982). اگر رسوبات بخش کفه های جلبکی منطقه اینترتایدال در سبخاها وجود داشته باشد، سبخاها منطقه ای با عرض بین 10 تا 15 کیلومتر و طول مستقیم بیش از 150 کیلومتر را اشغال می کنند. سطح عرضی این بخش از گل و ماسه مردابی به طرف سطح صاف سبخا از بخش های تیره، سیاه تا خاکستری، لایه های مطبق و پوشش جلبکی منطقه اینترتایدال عبور می کند (شکل 138).

شکل 138: بلوک دیاگرام شماتیک از نوع رسوبات تبخیری در سبخای ابوظبی، خلیج فارس. همه دیاگرام های اطراف در تطبیق با بلوک مرکزی سبخا هستند. HWM نشانه بالاترین سطح آب. (1) ماسه مردابی کربناته و یا رسوبات گلی با زمینه کربناتی؛ (2) رسوبات جلبکی غنی از کربنات بخش زیرین جذر و مدی؛ (3) قطعات چند وجهی جلبکی بخش فوقانی جذر و مدی؛ (4) بلورهای بزرگ گچی (عدسی شکل)؛ (5) لایه های کربناتی سیمانی شده؛ (6) کربنات ها وگچ بخش بالای جذر ومدی؛ (7) چند وجهی های انیدریتی بخش سوپراتایدال همراه با کربنات ها و کوارتز باد آورده؛ (8) لایه های انیدریتی جایگزین شده با گچ و تشکیل ساختارهای گنبدی (دیاپیری)؛ (9) پوسته نمکی به شکل چند وجهی های متراکم؛ (10) پشته های ساحلی با سنگ های فسیلی کوکواینا[22] دار و ماسه کربناته. (Butler et al. 1982)
در برخی از مناطق خشک سطح سبخا توسط روکش نازکی از نمک و بلورهای دایره ای شکل منفصل گچ پوشیده شده است. طوفان های ماسه ای که در اغلب اوقات سال رخ می دهند، باعث پوشیده شدن سطح سبخا توسط ماسه های کوارتزی معلق می شوند. مرز منطقه سوپراتایدال با یک بخش گیاهی از یک نوع گیاه شوری پسند مشخص می شود. گیاهان این بخش مانع حرکت ماسه ها می شوند.این ماسه های معلق توسط جریان های مربوط به امواج شسته شده و مجدداً در سطح سبخا توزیع می شوند. سبخاهای داخلی در وادی ها و در اثر جریان های سیلابی و پس از عقب نشینی رطوبت و تشکیل پوسته های نمکی توسعه می یابند. در حالت دیگر این سبخاها در فرورفتگی هایی که سطح آب زیرزمینی به سطح زمین می رسند، نیز تشکیل می شوند. در سبخاهای داخلی پوسته های نمکی به دلیل تمرکز نمک در نتیجه تبخیر آب شکل می گیرند. بلورهای گچ در رسوبات این سبخاها وجود دارند. جلبک ها هم شناخته شده هستند، ولیکن کفه های جلبکی که معمولاً در سبخاهای ساحلی وجود دارند، در این مناطق حضور ندارند. از سوی دیگر، در یک سبخای ساحلی سیلاب های دریایی و شرایط تبخیری فرآیندهای غالب به حساب می آیند. در این سبخاها رسوبات از هر دو منشاء دریایی و قاره ای وجود دارند.
References
Al-Amoudi, O.S.B. (1994) A state-of-the-art report on the geotechnical problems associated with sabkha soils and methods of treatment, Proceedings of the ASCE-SAS 1st Reg. Conference Exhibition, Bahrain, 18–20 Sept. 53–77.
Briere, P.R. (2000) Playa, Playa Lake, sabkha: proposed definitions for old terms, Journal of Arid Environments 45, 1–7.
Butler, G.P., Harris, P.M. and Kendall, C.G. St.C. (1982) Recent evaporites from the Abu Dhabi coastal flats, in depositional and diagenetic spectra of evaporites, A Core Workshop: SEPM Core Workshop 3, Calgary, 33–64.
Holm, D.A. (1960) Desert geomorphology in the Arabian Peninsula, Science 132(3,427), 1,369– 1,379.
Kinsman, D.J.J. (1969) Modes of formation, sedimentary associations and diagnostic features of shallow water and supratidal evaporites, American Association Petroleum Geologists Bulletin 53, 830–840.
Neal, J.T. (1975) Playa surface features as indicators of environment, in J.T. Neal (ed.) Playas and Dried Lakes, 363–380, Benchmark Papers in Geology, Stroudsburg, PA: Dowden, Hutchinson and Ross.
Tucker, M.E. (1981) Sedimentary Petrology: An Introduction, 161–173, Oxford: Blackwell Scientific.
Von Engeln, P.D. (1942) Geomorphology, New York: Macmillan.
Walker, R.G. (1984) Facies Models, 2nd edition, Toronto: Geological Association of Canada.
Warren, J.K. (1989) Evaporite Sedimentology, Upper Saddle River, NJ: Prentice-Hall.
SEE ALSO: deflation
 
(مترجم: امیر صفاری)    ADEEBA E. AL-HURBAN
 
SACKUNG ساکونگ (نوعی زمین لغزش ثقلی)
اصطلاح آلمانی در چشم اندازهای کوه های آلپ است که نوعی از ناپایداری دامنه ای، گسترش جانبی ثقلی یا تغییر شکل ثقلی عمقی را توصیف می کند. این ناپایداری ها که مورفولوژی مدوری را نشان می دهند، معمولا در امتداد موازی با خطوط تراز شیب و به شکل لبه گود شده در دره مجاور دیده می شوند. این ناپایداری به شکل پنجه محدب در سطح دامنه تحت عنوان "Talzuschub" نامیده شده و همچنین گسل های کششی یا نرمال نزدیک تاج آن ها با اصطلاح "Bergzerreißung" شناخته شده است(Zischinski 1969). اندازه مواد ناپایداری بسیار متفاوت بوده (از یک میلی متر تا چندین متر) و میزان فعالیت آن متناسب با میزان بارش و سطح آب زیرزمینی متغیر می باشد (افزایش فعالیت ناپایداری متناسب با افزایش میزان بارش). این ناپایداری ها معرف گسترش ثقلی بوده (Varnes et al. 1989) که در نتیجه مقاومت پایین محدوده بین مواد زیرسطحی (که تراکم بالایی از درزه ها گسل خوردگی را دارند) تا مواد عمقی (مقاوم) به وجود می آیند.
References
Butler, G.P., Kendall, C.G. St. C. and Harris, P.M. (1982) Abu Dhabi Coastal Flats, in C.R. Handford, R.E. Loucks and G.R. Davies (eds) Depositional and Diagenetic Spectra of Evaporites a Core Workshop. Society of Economic Palaeontologists Core Workshop, number 3, Calgary, Canada, 33–64.
Varnes, D.J., Radbruch-Hall, D.H. and Savage, W.Z. (1989) Topographic and structural conditions in areas of gravitational spreading of ridges in the western United States, US Geological Survey Professional Paper 1496, 28.
Zischinski, U. (1969) Uber sackungen, Rock Mechanics 1, 30–52.
Further reading
Savage, W.Z. and Varnes, D.J. (1987) A model for the plastic spreading of steep-sided ridges (‘Sackung’), Bulletin of the International Association for Engineering Geology 35, 31–36.
SEE ALSO: mass movement
 
(مترجم: امیر صفاری)    STEVE WARD
SALCRETE سالکیرت
پوسته سطحی نمکی با ترکیب کلرید سدیم بوده، که سطوح ماسه ای را در اثر تبخیر رطوبت و تمرکز شیمیایی مواد محلول، به یکدیگر می چسباند. این اصطلاح که توسط یاسو[23] (1966) ابداع شده، به طور کلی در خصوص توصیف پوسته هایی به کار می رود که هنگام تبخیر آب دریا بر روی سطوح ساحلی تشکیل می شوند(به عنوان مثال Pye 1980 ).
References
Pye, K. (1980) Beach salcrete in North Queensland, Journal of Sedimentary Petrology 50, 257–261.
Yasso, W.E. (1966) Heavy mineral concentrations and sastrugi-like deflation furrows in a beach salcrete at Rockaway Point, Journal of Sedimentology Petrology 36, 836–838.
A.S. GOUDIE(مترجم: امیر صفاری)   
 
SALT (EVAPORITE) KARST کارست نمکی (تبخیری)
مواد تبخیری مانند نمک (هالیت) و سولفات کلسیم (ژیپس و انیدریت) مهم ترین مواد محلول در سنگ ها هستند (کارست گچی را ببینید). این مواد بسیار گسترده می باشند؛ برای مثال این مواد در 32 ایالت از 48 ایالت آمریکا در همه سنگ های دوره های زمین شناسی از پرکامبرین تا کواترنری یافت می شوند (Johnson 1997). همچنین کارست های تبخیری در کانادا (Ford 1997) و بسیاری از مناطق اروپا مانند منطقه ریپون[24] انگلستان و حوضه های بتیک کوردیلرا[25] و ایبرو[26] اسپانیا توصیف شده اند. ساختمان گنبدهای نمکی اغلب تحت تاثیر فرآیندهای انحلالی قرار می گیرند (لندفرم های در ارتباط با نمک را ببینید).
رخنمون های تبخیری آرایش کامل از عوارض انحلالی مانند چاله های فرونشست یافته، ریزش های اضمحلال یافته، فروچاله ها، شفت های عمودی و دودکش های پر از آب را نشان می دهند (Last 1993; Calaforra and Pulido-Bosch 1999; Gutierrez- Elorza and Gutierrez- Santollalla 1998 ). انحلال بسیار زیاد مواد تبخیری باعث افزایش نرخ برهنگی مناطق کارستی می شود، بطوریکه در بخش های خشک سرزمین های اشغالی (اسرائیل) این مقدار به 500 تا 750 میلی متر در هر 1000 سال می رسد (Frumkin 1994). فرآیندهای کارست گچی با مخاطرات و مسائل مهندسی مختلفی همراه است (Paukstys et al. 1999) و این مسائل با انجام فعالیت های انسانی مانند معدن کاری، برداشت آبهای زیرزمینی و سایر تغییرات هیدرولوژیکی تشدید خواهد شد.  
References
Calaforra, J.M. and Pulido-Bosch, A. (1999) Gypsum karst features as evidence of diapiric processes in the Betic Cordillera, Southern Spain, Geomorphology 29, 251–264.
Ford, D.C. (1997) Principal features of evaporite karst in Canada, Carbonates and Evaporites 12, 15–23.
Frumkin, A. (1994) Hydrology and denudation rates of halite karst, Journal of Hydrology 16, 171–189.
Gutierrez-Elorza, M. and Gutierrez-Santollala, F. (1998) Geomorphology of the Tertiary gypsum formations in the Ebro Depression (Spain), Geoderma 87, 1–29.
Johnson, K.S. (1997) Evaporite karst in the United States, Carbonates and Evaporites 12, 2–14.
Last, W.M. (1993) Salt dissolution features in saline lakes of the northern Great-Plains, Western Canada, Geomorphology 8, 321–334.
Paukstys, B., Cooper, A.H. and Arustiene, J. (1999) Planning for gypsum geohazards in Lithuania and England, Engineering Geology 52, 93–103.Johnson, K.S. (1997) Evaporite karst in the United States, Carbonates and Evaporites 12, 2–14.
Last, W.M. (1993) Salt dissolution features in saline lakes of the northern Great-Plains, Western Canada, Geomorphology 8, 321–334.
Paukstys, B., Cooper, A.H. and Arustiene, J (1999). Planning for gypsum geohazards in Lithuania and England, Engineering Geology 52, 93–103.
 
(مترجم: امیر صفاری)    A.S. GOUDIE
SALT HEAVE OR HALOTURBATION تورم نمک (هالوتورباسیون)
دلیل تخریب اغلب سازه های مهندسی در مناطق بیابانی، حضور نمک های محلول (کلرید سدیم، سولفات منیزیم و سولفات سدیم) می باشد. در این فرآیند تورم ناشی از یخ زدگی همراه با آبگیری و تبلور بلورهای نمک، نقش اصلی را بر عهده دارد؛ همچنین این فرآیند با تشکیل سوزن های یخی (پایپ کرک[27]) که در آن رشته های نمک به شکل عمودی رشد می کنند، نیز همراه است. زمانی که آب های حاوی نمک به سطح زمین تراوش کنند، مسئله حادتر خواهد شد. تکنیک های متعددی برای مقابله با این فرآیند توسعه یافته اند (Horton 1985)  که از آن جمله می توان به پاک سازی نمک از سطح زمین، انباشته کردن آن، ایجاد موانع و استفاده از سطوح نفوذ ناپذیر ضخیم را نام برد. در برخی از مناطق تغییرات حجم همراه با انحلال و تبلور مجدد، تپه های گنبدی شکل را ایجاد می کند که اصطلاحاً به آن ها "مگا تامولی"[28]  گفته می شود (Ferrarese et al. 2002).
References
Ferrarese, F., Macaluso, T., Madonia, G., Plameri, A. and Sauro, U. (2002) Solution and recrystallization processes and associated landforms in gypsum outcrops of Sicily, Geomorphology 49(1), 25–43.
Horta, J.C. de O.S. (1985) Salt heaving in the Sahara, Géotechnique 35, 329–337.
 
(مترجم: امیر صفاری)    A.S. GOUDIE
SALT RELATED LANDFORMS لندفرم های نمکی
سنگ های تبخیری حاوی هالیت (کلرید سدیم) از نظر جغرافیایی و زمین شناسی بسیار پراکنده هستند. بیش از یک چهارم مساحت قاره ها تحت پوشش سنگ های تبخیری هم سن و یا با سن های متفاوت قرار دارند. ضخامت زیاد لایه های تبخیری نتایج و پیامدهای ژئومورفولوژیکی مهمی نظیر ساختمان های دیاپیری (گنبدهای نمکی)، چین خوردگی و گسل خوردگی (پرتگاه گسلی و گسل را ببینید)، بالا آمدگی تکتونیکی و تغییرات زهکشی، خزش نمکی تحت عنوان "یخرفت نمکی" و انحلال گسترده، فرونشست و تشکیلات کارستی را به دنبال خواهد داشت. نمک همچنین نقش مهمی در ایجاد هوازدگی دارد (هوازدگی نمک را ببینید).
سنگ نمک به دلیل چگالی پایین و جریان پذیری آسان در شرایط مدفون شده در زیر رسوباتی که بدون تغییر شکل باقی مانده اند، به سهولت جریان می یابد. نرخ جریان در حضور آب (مثل آب شور) و تحت دمای بیش از 245 درجه سانتی گراد قابل افزایش است. این جریان ها با تبدیل به توده های تبخیری ستونی و تنوع گسترده ای از ساختارهایی به شکل هم شیب با دامنه کوتاه و یا غیر هم شیب با دامنه بلند (مانند دیاپیرها) از زمین خارج می شوند. ساختارهای هم شیب شامل طاقدیس های نمکی (با نیمرخ متقارن، قاعده مسطح و سطح طاقی شکل)، غلتک های نمکی (پشته مانند، غیر متقارن با پرتگاه های گسلی) و بالشتک های نمکی (مدور با گنبدهای زیر سطحی) می باشند. پوشش رسوبی چنین ساختارهایی نازک است؛ ولیکن در بخش های فوقانی بالشتک ها، توپوگرافی مرتفع نسبت به حاشیه ناودیسی کم ارتفاع وجود دارد. این اشکال هم زمان با تجمع نمک در مناطقی که به صورت مداوم در حال بالا آمدن هستند، شکل می گیرند و در نتیجه باعث فرو رفتن لایه های فوقانی به درون فضاهایی می شوند که در هنگام جریان نمک برای تشکیل این ساختارها، تخلیه شده اند.
گنبدهای نمکی مرتفع که بالا آمدگی سالانه آن ها بین 2 تا 4 میلی متر است، در مرحله بعدی رشد ساختارهای نمکی توسعه می یابند. دیواره های نمکی یکی دیگر از اشکال توصیف شده هستند. این دیواره ها به شکل تاقدیس های نمکی توسعه پیدا می کنند، ولیکن به شکل نفوذی و بسیار بزرگ تر هستند. پهنای آن ها بین 4 تا 5 کیلومتر و با طولی بیش از 120 کیلومتر بوده که عموماً بین 8 تا 10 کیلومتر از هم فاصله دارند. ستون های نمکی از دیگر اشکال نفوذی هستند. این ستون ها دارای چهره های متنوعی مانند چمباتمه ای[29] تا برافراخته از زمین[30] و یا مخروطی[31] تا خمره ای شکل[32] می باشند. قطرآن ها در قسمت های فوقانی بین 2 تا 8 کیلومتر بوده و در بسیاری از مناطق آن ها به شکل خطوط مستقیم موازی و یا خطوط مارپیچ به صورت رشته های مروارید[33] مانند قرار گرفته اند. هنگامی که تمام یا بخشی از قسمت های کم عمق تر گنبدهای نمکی به صورت جانبی گسترده شوند، به شکل بالونی[34] و یا قارچی شکل[35] در می آیند (ببینید Jackson et al. 1990).
مرحله نهایی تکامل ساختارهای نمکی، مرحله بعد از تشکیل گنبد است (Warren 1989) که در طی آن مقدار نمک تحلیل رفته و حجم توده نمکی کاهش می یابد. اهمیت فرآیندهای آب و هوایی افزایش و میزان انحلال پذیری کاهش می یابد. فرونشست های اضمحلالی بزرگ نیز شکل می گیرند.
در صورتی که نرخ رشد گنبد نمکی نسبت به نرخ انحلال نمک بیشتر باشد، نمک از زیر سطح زمین برون زدگی پیدا خواهد کرد. این حالت در مناطق خشک که مقدار بارش کم سبب نرخ پایین انحلال می شود، حادتر است. نمک های خارج شده از زیر سطح زمین به واسطه خواص مکانیکی خود، ممکن است به شکل جریانی تغییر حالت دهند که در این صورت به این جریان ها "یخرفت های نمکی"[36] گفته می شود. اصطلاح Namakiers (اقتباس از واژه نمک در زبان فارسی و یخرفت) در همین ارتباط بکار می رود (Talbot 1979).
برخی از توده های نمکی کوه های زاگرس ایران بسیار بزرگ هستند. "کوه نمک" به طول 2000 متر، با پهنای 3500 متر و ضخامت بیش از 50 متر و یا شاید بزرگترین مورد آن "کوه گچ" با ضخامت 50 متر و پهنای حدود 4700 متر در منطقه ای به وسعت 23.5 کیلومتر مربع، مثال های از این توده ها هستند. سرعت حرکت آن ها کمتر از یخرفت های واقعی است و به طور متوسط در حدود چند متر در سال می باشدکه معمولاً در زمان بعد از هر بارندگی صورت می گیرد. این گنبدها نشانه سیستم های پیچیده چین خوردگی بوده که آن ها را در لایه های بی نظم سنگ بستر جریان می دهد و در بخش انتهایی به شکل توده ای از قطعات خرد شده نظیر یخرفت های انتهایی می باشند.
رشد ساختارهای نمکی می تواند باعث ایجاد الگوهای زهکشی خاصی و شکل های شیب دار شود. این مدل رشد در سال 1982 توسط برگر و آغاسی[37] و در 3  مرحله توسعه ارائه شده است. در مرحله اول یعنی برجسته شدگی مثبت[38]؛ گنبد نمکی مرکزی با شبکه زهکشی شعاعی همراه با سیستم آبراهه ای موافق[39] تشکیل شده، که تشریح کننده دامنه های طولی هم شیب است. در مرحله شکاف خوردگی[40]، بخش های مرتفع اولیه و میانی گنبد نمکی به طرف پایین رفته و معکوس شدگی توپوگرافیک را به همراه دارد و در نتیجه در بخش مرکزی گنبدها، فرورفتگی های بزرگ بوجود می آیند. در این حالت پرتگاه های شیب دار در طرف فرورفتگی و جریان های آبراهه ای ناموافق[41] توسعه می یابند. در مرحله محو شدن[42]، جریان های آبراهه ای ناموافق به طرف سرشاخه ها توسعه یافته و بیشتر جریان های موافق را به اسارت[43] می گیرند. رسوب گذاری و سطوح سیلابی نیز گسترش یافته و رسوبات مردابی در بخش مرکزی تشکیل می شوند.
در نهایت، تعداد زیادی از کمربندهای چین خورده و رورانده بر روی رسوبات تبخیری توسعه می یابند. برای مثال می توان به کمربندهای جورا[44]، پیرینه[45] و کوه های فرانکلین[46] در شمال غرب کانادا، کوه های چین خورده بخش قطبی کانادا، رشته های نمکی پاکستان، زاگرس ایران، رشته کوه سیرامادر[47] در مکزیک، رشته کوه کوردیلرا[48] در کلمبیا، اطلس در تونس و الجزایر، کوه های اورال[49] جنوبی، کوه های جمهوری تاجیکستان و کوه های چین خورده حوضه آمادووس[50] استرالیا اشاره کرد. آنچه حضور نمک را اثبات می کند، اصطلاحاً "پوسته نازک تغییرشکل یافته"[51] نامیده می شود.  
References
Berger, Z. and Aghassy, J. (1982) Geomorphic manifestation of salt dome stability, in R.G. Craig and J.L. Craft (eds) Applied Geomorphology, 72–84, London: Allen and Unwin.
Jackson, M.P.A., Cornelius, R.R., Craig, C.H., Gansser, A., Stöcklin, J. and Talbot, C.J. (1990) Salt diapirs of the Great Kavir, Central Iran, Geological Society of America Memoir No. 177.
Talbot, C.J. (1979) Fold trains in a glacier of salt in southern Iran, Journal of Structural Geology 1, 5–18.
Warren, J.K. (1989) Evaporite Sedimentology, Englewood Cliffs, NJ: Prentice Hall.
 
(مترجم: امیر صفاری)    A.S. GOUDIE
SALT WEATHERING هوازدگی نمک
به هوازدگی سنگ ها و مواد ساختمانی توسط نمک گفته می شود. این نوع هوازدگی یک گروه مهم از فرآیندهای موجود در مناطق بیابانی، سواحل و شهرها است. هوازدگی نمک نقش بسزایی در تشکیل کفه های نمکی، تافونی ها، سنگ فرش های سنگی، پلاتفرم های ساحلی، سنگ های پودر شده و قطعات جدا از هم دارد. توسعه نمک در سنگ ها همچنین منجر به متلاشی شدن مواد آن ها در اثر رشد بلورهای نمک و رطوبت ناشی از آن می شود. هوازدگی نمک معمولاً بر دو نوع مکانیکی و شیمیایی تقسیم می شود (Goudie and Viles 1997).
شواهد نشان می دهند که هوازدگی نمک ناشی از رشد بلورهای محلول های آن در داخل حفرات و شکستگی های سنگ ها می باشد (Evans 1970). مکانیسم های متفاوتی برای رشد بلورهای نمک وجود دارد. به عنوان مثال، انحلال برخی از نمک ها در اثر افت درجه حرارت به سرعت کاهش می یابد. این حالت به خصوص بری نمک هایی با ترکیب سولفات سدیم، کربنات سدیم، سولفات منیزیم و نیترات سدیم رخ می دهد. بنابر این کاهش درجه حرارت در شب می تواند سبب تبلور بلورهای نمک شود. این نوع تبلور (کاهش درجه حرارت) نسبت به تبلور ناشی از تبخیرکه به شکل تدریجی انجام می شود، در حجم بسیار گسترده تری صورت می گیرد.
با این حال عمل تبخیر باعث ایجاد محلول اشباع نمک شده و در این وضعیت حجم بسیار زیادی از بلورهای نمک شکل می گیرند. در این زمینه نکته حائز اهمیت این است که از بین نمک های معمولی، ژیپس نسبت به سایر نمک ها انحلال کمتری داشته و کمتر می تواند با تبلور خود باعث تخریب سنگ ها شود.
نحوه رشد یک بلور نمک می تواند قدرت آن را برای تخریب سنگ ها نشان دهد؛ برای مثال رشد سوزنی شکل بلورهای سولفات سدیم (میرابلیت[52]) باعث افزایش قابلیت تخریبی آن می شود.
رطوبت هوا نیز یک عامل مهم در تبلور نمک محسوب می شود. بلور نمک موقعی تبلور می یابد که رطوبت نسبی متعادل محلول اشباع شده نمک کمتر باشد. اگر این شرایط در سطح سنگ رخ دهد، آنگاه نمک متبلور شده و باعث تخریب می شود. میزان رطوبت نسبی متعادل در نمک های مختلف بسیار متنوع است و نمک هایی با مقادیر کم رطوبت نسبی، مستعد انحلال در هوای مرطوب می باشند (تصویر 106). این رطوبت در کربنات سدیم هیدراته و سولفات سدیم زیاد بوده، در حالی که مقدار آن در کلرید سدیم، نیترات سدیم و کلرید کلسیم نسبتاً کمتر است.

عکس 106: خط لوله آب تخریب شده در مرکز نامیبیا. اثبات عدم مقاومت در برابر شرایط خوردگی در محیط نمکی نامیب که باید هر چند سال یکبار سرویس شوند.
نوع دیگر از هوازدگی نمک، هیدراتاسیون نمک می باشد. نمک های هیدراته و یا غیر هیدراته به تغییرات درجه حرارت و رطوبت به سهولت واکنش نشان می دهند. با تغییر شرایط به وضعیت هیدراته شدن، آب جذب می شود. این حالت باعث افزایش حجم نمک و در نتیجه افزایش فشار آن در حفرات سنگ خواهد شد. کربنات و سولفات سدیم هر دو افزایش حجمی در حدود 300 درصد را در هنگام هیدراته شدن پیدا می کنند.
برخی از نمک ها در اثر تغییرات درجه حرارت، به شکل طبیعی دچار تغییر فاز (حالت) خواهند شد. درجه حرارت تغییر برای سولفات سدیم در یک محلول خالص برابر 32.4 درجه سانتی گراد و در محیط اشباع از کلرید سدیم تا 17.9 درجه سانتی گرادکاهش می یابد. علاوه بر این برای برخی نمک ها این تغییر فاز بسیار سریع اتفاق می افتد. در 39 درجه سانتی گراد تغییر حالت کانی تناردیت[53] (Na2So4) به میرابلیت (Na2So4,10H2o) در زمان کمتر از بیست دقیقه صورت می گیرد (Mortensen 1933).
وین کلر و ویل هم[54] (1970) میزان فشار هیدراتاسیون برخی از نمک های معمولی را در درجه حرارت ها و رطوبت های نسبی متفاوت محاسبه کردند و دریافتند که بیشترین فشار هیدراتاسیون نمک ها (برابر 2.190 اتمسفر در صفر درجه سانتی گراد و رطوبت نسبی صد در صد)  هنگامی بوجود می آید که کانی انیدریت به ژیپس تبدیل شود. این مقدار بیش از فشار تبلور یخ در دمای 22- درجه سانتی گراد بوده و بیش از فشار مربوط به استحکام کششی سنگ ها است.
شواهد متعددی در خصوص ارتباط بین تغییر چرخه حرارت سطحی سنگ ها با آستانه تغییرحرارت برای تغییر حالت نمک ها در بسیاری از مناطق بیابانی وجود دارد. به عنوان مثال در هوای با حرارت 17 درجه سانتی گراد که معادل 32 درجه سانتی گراد حرارت سطحی سنگ ها است (حرارت فاز انتقالی کربنات و سولفات سدیم) تغییرات روزانه دما در 5 تا 9 ماه از سال در مناطق بیابانی صورت می گیرد. به عبارت دیگر در این مناطق بین 150 تا 270 روز در سال وضعیت حرارتی سنگ ها به نحوی است که شرایط را برای مکانیسم هیدراتاسیون نمک و تخریب سنگ ها مهیا می کند.
سومین مکانیسم موثر در تخریب سنگ ها از طریق هوازدگی نمک توسط کوک و  اسمالی[55] (1968) ارائه شد. این مکانیسم علت تخریب سنگ ها را ضریب انبساط بالاتر نمک نسبت به سایر کانی های سنگ معرفی می کند. هالیت (نمک طعام) افزایش حجمی حدود 0.9 درصد را در دمای بین صفر و100 درجه سانتی گراد پیدا می کند، در حالی که افزایش حجم کوارتز و گرانیت ها عموما یک سوم این مقدار می باشد. ژیپس و نیترات سدیم از دیگرکانی هایی هستندکه پتانسیل انبساط نسبی بیشتری را در مقایسه با سایرکانی های سنگ ها دارند.
ارزیابی واقعی چنین فرآیندی به سادگی صورت نمی گیرد؛ وآزمایشات اولیه شبیه سازی این فرآیند (برای مثال Goudie 1974) نشان داد که این فرآیند تأثیر بسزایی ندارد، و بایستی تحقیقات بیشتری در زمینه این مکانیسم صورت گیرد.
علاوه بر3  نوع مکانیسم اثرات مکانیکی، نمک می تواند باعث هوازدگی شیمیایی نیز شود. برخی از محلول های نمکی می توانند میزان pH را زیاد کنند. این موضوع به این دلیل دارای اهمیت است که حرکت مواد سیلیسی در مقادیر pH بالاتر از 9، افزایش می یابد. در واقع بر اساس مطالعات مختلف، انحلال مواد سیلیسی به شکل تصاعدی در مقادیر pH بالاتر از 9 افزایش می یابد. حضورکلرید سدیم بر مقدار و سرعت انحلال کوارتز مؤثر است. در غلظت های زیاد کلرید سدیم، انحلال پذیری و سرعت واکنش این فرآیند درکوارتز افزایش می یابد. رشد بلورهای نمک نیز باعث افزایش فشار انحلال دانه های سیلیسی در سنگ خواهد شد. اهمیت این مکانیسم در مناطق دارای تشکیلات آهکی که بلورهای کلسیت در آن مناطق رشد می کنند، شناخته شده است.

عکس 107: قطعات شنی جدا شده توسط هالیت و نیترات در بیابان آتاکاما[56] شیلی نزدیک به ایکیک[57] (بطری  برای مقیاس)
شیاون و همکاران[58] در سال 1995 با استناد به شواهد پتروگرافی (سنگ نگاری) از گرانیت های اتمسفر شهری به این نتیجه رسیدندکه بین کانی های گرانیتی و محلول های هوازدگی مؤثردر رسوب گذاری ژیپس، واکنش شیمیایی رخ داده است. آن ها کانی های فلدسپاتی را پیدا کردند که به صورت بخشی و یا کامل توسط بلورهای سولفات نمکی جایگزین شده بودند، در حالی که هنوز ساختمان و بافت اولیه آن ها باقی مانده بود.
جذب رطوبت توسط ذرات جاذبه الرطوبه نمک (مانند کلرید سدیم) به درون حفرات و یا سیمان سنگ ها باعث تسریع در فرآیند هوازدگی شیمیایی نمک و همچنین فعالیت یخ زدن (تصویر108؛ MacInnis and Whiting 1979) و فعالیت تخریبی به واسطه وجود رطوبت در بدنه سنگ بخوبی شناخته شده است.

عکس 108: ساختمان بتنی در راس الخیمه امارات متحده عربی؛ نشان دهنده هوازدگی نمک از طریق حرکت محلول های شور در لوله های موئینه؛ این فرآیند به دلیل بالا بودن سطح آب زیرزمینی همراه با گسترش آبیاری تشدید شده است
نمک اثر زیان آوری روی آهن و بتن دارد. بسیاری از سازه های مهندسی از بتن و سازه های فلزی ساخته شده اند. محصولات خوردگی آهن (زنگار) در حجم زیادی گسترش می یابند. اگر یکی از محصولات اولیه این خوردگی را هیدروکسیدآهن (Fe(OH)3) فرض کنیم، آنگاه حجم مواد روی سطح زنگ نزده آهن می تواند تا 4 برابر افزایش یابد. بنابر این وقتی زنگار روی اسکلت فلزی تشکیل شد، فشار روی بتن در برگیرنده آن اعمال می شود. این وضعیت ممکن است منجر به ترک خوردن سطح بتن روی اسکلت فلزی شده که به نوبه خود، اجازه نفوذ اکسیژن و رطوبت هوا را به درون خود داده که منجر به تشدید فرآیند خوردگی خواهد شد. در این زمان، پوسته پوسته شدن بتن آغاز می شود، اسکلت فلزی به تدریج ضعیف تر شده و کل سازه دچار اضمحلال می شود.
میزان خوردگی به واسطه یون های کلرید که به دلیل استفاده از مواد افزودنی آلوده کننده و یا از طریق نفوذ مواد از محیط های شور وارد جسم بتن می شوند، تشدید خواهد شد. همچنین تجزیه الکتروشیمیایی فلزات توسط سولفات ها به دلیل این که سولفات ها می توانند باکتری خاک های شور حاوی سولفات ها را کاهش دهند و موجب خورندگی شدید فلزات شوند، صورت می گیرد.
سولفات ها می توانند باعث تخریب شدید و حتی اضمحلال کامل سیمان پرتلند بتن شوند. اگرچه بحث در خصوص مکانیزم دقیق این حمله همچنان باقی است (Cabrera and Plowman 1988) اما این موضوع که سولفات ها در واکنش با فاز آلومینیوم سیمان هیدراته شده، کانی سولفات کلسیم آلومینیوم آبدار یا همان اترینگات[59] را تشکیل می دهد، مورد توافق عمومی است. سولفات منیزیم نیز قادر به تجزیه مواد سیمان است، زیرا مانند سایر سولفات ها علاوه بر واکنش با آلومینات و هیدروکسیدکلسیم سیمان، قادر به تجزیه سیلیکات کلسیم آبدار و همچنین سولفوآلومینات کلسیم سیمان می باشد. تشکیل کانی اترینگات با افزایش حجم مواد جامد واکنش یافته، افزایش فشار، انبساط مواد و اغلب ترک خوردگی و اضمحلال همراه است. تغییر حجم ایجاد شده در اثر تشکیل کانی اترینگات بسیار زیاد بوده و حتی بیشتر از آنچه توسط هیدراتاسیون (آبگیری) سولفات سدیم رخ می دهد، خواهد بود.
از دیگر کانی هایی که توسط سولفات در تماس با بتن شکل می گیرد، کانی تائوماسیت[60] است. این کانی نیز باعث انبساط و نرم شدگی سیمان شده و به نظر می رسد عامل تخریب دیوارهای آجری و پوشش بتنی درون تونل ها باشد. مواد ساختمانی هم ممکن است توسط فرآیند سولفاته شدن آسیب دیده و باعث ایجاد گچ مخرب در سطوح سنگ ها شوند.
در نهایت، موضوع بحث انگیز در مورد هوازدگی نمک این است که این فرآیند در هنگام کاهش دما تشدید می شود و اگر چنین است، چرا این حالت اتفاق می افتد. برخی از مطالعات آزمایشگاهی (ببینید Williams and Robinson 1991) نشان داد که تخریب سنگ ها هنگامی که بعد از غوطه ور شدن در محلول نمک به حالت یخ زدگی در می آیند، بسیار سریع تر نسبت به اینکه در آب خالص غوطه ور شوند، می باشد؛ همچنین مطالعات مختلف نشان داد که نمک هایی که برای جلوگیری از یخ زدن استفاده می شوند، باعث تشدید شکست بتن در فرآیند یخ زدگی ذوب شدگی می شوند؛ ولیکن برخی از آزمایشات شبیه سازی نشان داد که نمک ممکن است باعث کاهش و حتی جلوگیری از هوازدگی توسط فرآیند یخ زدگی نیز شود.
اهمیت این مطلب در فهم چگونگی هوازدگی نمک در مناطق ساحلی عرض های بالا (مانند پلاتفرم های ساحلی) شناخت اثرات ناشی از استفاده نمک ها برای جلوگیری از یخ زدن در سطح جاده ها و سازه های مهندسی مانند پل ها می باشد؛ همچنین با توجه به اینکه نمک ها در اثر باران اسیدی تولید می شوند، امکان افزایش فعالیت یخ زدگی را ایجاد می کنند. مطالعات ویلیامز و رابینسون[61] (1991) نشان داد که بعضی از مکانیسم ها می توانند علت تشدید هوازدگی ناشی از یخ زدگی توسط نمک را توصیف کنند.
یکی از وظائف مهم ژئومورفولوژیست ها شناخت مناطقی است که هوازدگی نمک مخاطره ای را بر روی سازه های مهندسی ایجاد می کند؛ بحث دقیقی نیز از این موضوع در متن مربوط به شرایط آب های زیرزمینی در نواحی خشک، توسط کوک و همکاران[62] در سال 1982 ارائه شده است. بالا آمدن سطح آب زیرزمینی در اثر عملیات آبیاری نیز باعث افزایش حمله نمک می شود. مثال های متعددی از تشدید هوازدگی نمک در اثر فعالیت انسان وجود دارد که باعث تخریب آثار فرهنگی شده است که از آن جمله می توان به مجسمه ابوالهول[63] در قاهره، پترا[64] در اردن و مونهن جو- دارو[65] در پاکستان اشاره کرد.
References
Cabrera, J.G. and Plowman, C. (1988) The mechanism and rate of attack of sodium sulphate on cement and cement/pfa pastes, Advances in Cement Research 1(3), 171–179.
Cooke, R.U. and Smalley, I.J. (1968) Salt weathering in deserts, Nature 220, 1,226–1,227.
Cooke, R.U., Brunsden, D., Doornkamp, J.C. and Jones, D.K.C. (1982) Urban Geomorphology in
Drylands, Oxford: Oxford University Press.
Evans, I.S. (1970) Salt crystallisation and rock weathering: a review, Revue de Géomorphologie Dynamique 19, 153–177.
Goudie, A.S. (1974) Further experimental investigation of rock weathering by salt and other mechanical processes. Zeithscrift für Geomorphologie Supplementband 21, 1–12.
Goudie, A.S. and Viles, H.A. (1997) Salt Weathering Hazards, Chichester: Wiley.
MacInnis, C. and Whiting, J.D. (1979) The frost resistance of concrete subjected to a deicing agent, Cement and Concrete Research 9, 325–336.
Mortensen, H. (1933) Die Salzprengung und ihre Bedeutung für die regional klimatische Gliederung der Wüsten, Petermanns Geographische Mitteilungen 79, 130–135.
Schiavon, N., Chiavari, G., Schiavon, G. and Fabbri, D. (1995) Nature and decay effects of urban salting on granite building stones, Science of the Total Environment 167, 87–101.
Williams, R.B.G. and Robinson, D.A. (1991) Frost weathering of rocks in the presence of salts – a review, Permafrost and Periglacial Processes 2, 347–353.
Winkler, E.M. and Wilhelm, E.J. (1970) Saltburst by hydration pressures in architectural stone in urban atmosphere, Geological Society of America Bulletin 81, 567–572.
 
(مترجم: امیر صفاری)    A.S. GOUDIE
SALTATION جهش
با اقتباس از واژه لاتین Saltare (جست و خیز) که توسط گیلبرت[66] در سال 1914 مطرح شده بود، واژه جهیدن[67] به حرکات ناموزون، پرتابی و جهشی دانه های رسوبی که توسط یک سیال (آب یا باد) جابجا می شوند، اشاره دارد (Begnold 1956). ذرات تحت تاثیر نیروی بالا برنده و با زاویه تند از بستر خود شروع به حرکت می کنند. زاویه مذکور در هوا بین 20 تا 40 درجه در جهت باد می باشد. ذرات در اثر نیروی کشش سیال و در جهت جریان شتاب می گیرند. سپس تحت تاثیر نیروی ثقل با زاویه شیب ملایم تری (در هوا 15-10 درجه) به بستر خود سقوط می کنند. آغاز حرکت یک دانه در محیط آب تحت تاثیر نیروی مستقیم بالا برندگی و کشش آب خواهد بود. در محیط هوا نیز این حرکت به واسطه برخورد و تصادم دانه ها آغاز خواهد شد (تصویر 109). نیرویی که یک ذره برای شروع حرکت خود نیاز دارد (آستانه حرکت) و بتواند آن قدر ارتفاع بگیرد تا برای جهش بعدی آماده شود، متناسب با سرعت برشی سیال و اندازه آن ذره است. طول جهش بین 12 تا 15 برابر ارتفاع آن است. با توجه به اینکه ذرات ماسه 2 تا 3 برابر چگال تر از آب می باشند، تنها به میزان 3 برابر قطرشان ارتفاع می گیرند.
از سوی دیگر در محیط هوا، ذرات در هنگام برخورد شدید به سنگ ها یا مواد سطحی زمین، به ارتفاع بالاتری (گاهاً تا چندین متر) پرتاب می شوند. این روش مربوط به حمل اکثر دانه های ماسه توسط باد می باشد. علاوه بر این، برخورد دانه های در حال جهش می تواند باعث حرکت رو به پایین دانه ها به شکل یک سطح خزشی شود. حالت حد واسطی نیز بین سطح خزش (که دانه ها تماس خود را با بستر از دست نمی دهند) و جهش دانه ها وجود دارد. برخی ذرات ممکن است مسیر جهش بسیار کوتاهی را طی کنند و به سختی بستر خود را ترک کنند. در این حالت اصطلاح خزیدن و جهیدن[68] روی سطح را بکار می برند (Rice et al. 1995).  جهیدن روی حرکت برف نیز موثر بوده و در توسعه بهمن ها مشارکت دارد (Sato et al. 2001).

عکس 109: جهش دانه های ماسه ای در اثر طوفان تا یک متر و بالاتر از سطح زمین در منطقه پوشکار بودها[69] بیابان راجستان[70]، هندوستان
References
Bagnold, R.A. (1956) The flow of cohesionless grains in fluids, Philosophical Transactions of the Royal Society of London A249, 235–297.
Gilbert, G.K. (1914) Transportation of debris by running water, United States Geological Survey
Professional Paper 85. Rice, M., Willetts, B. and McEwan, I. (1995) An experimental study of multiple grain-size ejecta by collisions of saltating grains with a flat bed, Sedimentology 42, 595–706.
Sato, T., Kosugi, T. and Sato, A. (2001) Saltation-layer structure of drifting snow in wind tunnel, Annals of Glaciology 32, 203–208.
 
A.S. GOUDIE(مترجم: امیر صفاری)    
واژه آخر ترجمه نشده است
 
SALTMARSH
Coastal and estuarine saltmarshes are depositional landforms situated within the upper part of the intertidal zone. Implicit in their definition is the presence of halophytic (salt-tolerant) vegetation. This distinguishes saltmarshes from tidal flats, from which they commonly develop. Inland areas characterized by alkaline soils may also develop a similar vegetation cover. Associated with aridity, these areas are more commonly referred to as salt flat, salt steppe or salt desert and are not considered further in this entry.
Saltmarshes have a wide geographic distribution along temperate and high latitude coasts, but are replaced by MANGROVES SWAMPs in the tropics. Locally, their occurrence is restricted to low wave energy environments which favour the accumulation of fine, generally muddy, sediments. The morphology of most saltmarshes is characterized by a seaward sloping vegetated platform, dissected by networks of tidal channels (also termed ‘creeks’ or ‘sloughs’). The subtle topography of the marsh surface is often associated with a zonation in plant productivity and/or species composition, which results from complex linkages between factors such as salinity stress, nutrient availability, frequency of flooding (a function of elevation) and plant competition.
At a global scale, major differences in marsh character result from the interaction between ecological, climatic, edaphic and hydrographic influences. These are mediated at a regional scale by the nature and abundance of fine sediments and  by the range of depositional settings afforded by particular coastal configurations. Saltmarshes are characterized by a particularly strong interplay of physical, biological and geochemical processes and, accordingly, have long been the subject of considerable scientific interest.
Early scientific studies were concerned mainly with the processes of halophyte colonization under the influence of various environmental factors (notably elevation, as the crucial factor determining the frequency of tidal inundation, salinity and soil aeration) and the importance of vegetation (especially dense swards of tall marsh grasses) in the trapping and binding of fine sediment.
Research in Europe and North America emphasized the role of coastal halophytes as ‘land-building agents’, leading to a model of saltmarsh morphological development under the influence of an autogenic plant succession (Chapman 1974). Geographical variations in the plant succession provide one basis for the classification of marsh types (e.g. Adam 1990).
Subsequent ecosystem studies have shown that saltmarshes are sites of high biological productivity, the cycling of which is governed by complex vegetation–substrate–fauna interactions and by tidal exchanges of water, sediments and nutrients with the marine environment. The so-called ‘outwelling hypothesis’ (Odum 1971) attributed much of the enhanced biological productivity of coastal waters to exports of organic material and nutrients from intertidal marshes and subtidal seagrass beds. Empirical studies provide only partial support for such nutrient exports, and highlight the importance of geomorphological controls on marsh configuration and processes, operating over a range of scales (Nixon 1980).
Geomorphologists have tended to assign a secondary, more opportunistic, role to the colonization of intertidal surfaces by halophytic vegetation. From this perspective, marsh ecological characteristics are viewed as contingent upon the provision of viable substrates for plant colonization. Four main sets of physical factors are implicated: sediment supply; tidal regime; wave climate; and relative sea-level movement (Allen and Pye 1992).
The configuration and extent of coastal margins exert a first-order control on both sediment supply and the ‘accommodation space’ for saltmarsh development. Frey and Basan (1985), for example, draw attention to physiographic (see PHYSIOGRAPHY) contrasts between the Pacific and Atlantic coasts of North America. On the tectonically active and sediment-deficient Pacific coast, saltmarshes are fragmented and are restricted to narrow fringes around protected embayments, estuaries (see ESTUARY) and (in the north) FJORDs. The more extensive Atlantic coastal plain marshes are continuous over larger areas.
Regional variation in the width of the CONTINENTAL SHELF also exerts a control on tidal range which, in turn, defines a zone within which saltmarsh sedimentation can occur.
Saltmarshes are important sinks for fine sediment and play an important role in sediment exchange between estuarine and coastal waters. 
The nature of saltmarsh sediments varies markedly between allochthonous systems, characterized by the deposition of externally derived inorganic sediments, and autochthonous systems,  dominated by the accumulation of internally produced organic material (Dijkema 1987). The relative importance of inorganic and organic matter accumulation determines the nature of saltmarsh morphodynamic development as well as the ability of both physical and ecological components of the system to adjust to changes in environmental boundary conditions (notably tidal range and mean sea level; French 1994).
Tidal hydrodynamic processes are especially important in controlling the rate and pattern of sedimentation within allochthonous marshes, some of the best-developed examples of which occur under large tidal ranges (e.g. Davidson-Arnott et al. 2002). In these systems, the introduction of muddy sediment is controlled by both elevation (which determines the frequency and duration of flooding, or ‘hydroperiod’) and by proximity to the tidal channels through which most of the tidal water movement occurs (French and Spencer 1993). The feedback between elevation, tidal flooding and sedimentation is a key determinant of long-term marsh morphodynamics (Allen 2000; Friedrichs and Perry 2001). Thus, newly formed marshes typically exhibit rapid rates of  vertical sedimentation, whilst the sedimentation is much slower in older marshes, which are higher in elevation and therefore less frequently inundated.
Non-tidal inundation, such as that resulting from occasional storm surge events, is of greater importance in introducing sediment to marshes with a very small tidal range.
Wave climate exerts an important local control on horizontal marsh extent, even in otherwise  sheltered embayments and estuaries, where small geographical variations in fetch may give rise to significant differences in the character and energetics of the intertidal zone. Wave-induced stresses determine the viability of vegetation establishment, although the influence of waves on the stability of the underlying substrate seems to be of more importance than the mechanical strength of the plants. Wave climate also determines the morphology of the saltmarsh to tidal flat transition. Under moderate wave energies this may take the form of an erosional ‘micro-cliff’.
The formation and development of saltmarshes is also related to sea-level change. SEA LEVEL provides a moving boundary condition which, along with tidal range, determines the vertical extent of saltmarsh growth. Modern saltmarshes formed in response to Holocene sea-level rise, and minor oscillations in sea level appear to have been associated with distinct episodes of saltmarsh expansion in areas conducive to fine sediment accumulation. This ‘depositional paradigm’ (Stevenson et al. 1986) has been challenged by the discovery of sedimentary deficits within subsiding deltaic marshes. This has focused attention on the extent to which saltmarshes are able to accumulate sufficient material to keep pace with the forecast rates of sea-level rise under global warming scenarios. In general, contemporary rates of sedimentation within non-deltaic marshes in both North America and Europe exceed present rates of sea-level rise. Furthermore, marsh elevations can adjust to higher rates of sea-level rise through the increased sedimentation which accompanies more frequent inundation (French 1994). This adjustment does, of course, depend on sediment supply. The effect of increased water levels on vegetation and soils is also important, especially in autochthonous marshes with limited inputs of inorganic sediment.
Saltmarshes in many parts of the world have experienced high rates of historical loss through reclamation and destructive industrial uses (such as salt production using evaporation ponds). In addition, large areas of estuarine and open coastal marsh have been lost through recent erosion. This erosion is widely attributed to  a combination of contemporary sea-level rise and the presence of seawalls and other structures which restrict any natural landward migration of the intertidal zone. From an ecological perspective, remaining saltmarshes are not only important for the maintenance of estuarine and coastal food chains, but also provide valuable wetland habitats. They also act as a naturally dissipative landform that forms an important element of sustainable coastal defence and flood protection strategies. In particular, a number of studies have shown saltmarsh to be much more effective than unvegetated tidal flats in dissipating wave energy. This function translates into significant engineering cost savings when sea defences are constructed behind a strip of saltmarsh.
These ecological and engineering functions have stimulated efforts to restore saltmarsh, for example through the re-establishment of tidal conditions in reclaimed areas no longer required for agriculture. The success of such schemes has been mixed, and it is now clear that successful engineering of ecological and flood defence functions is crucially dependent upon a sound understanding of the geomorphological processes which act to shape the corresponding natural systems (French and Reed 2001).
 
References
Adam, P. (1990) Saltmarsh Ecology, Cambridge: Cambridge University Press.
Allen, J.R.L. (2000) Morphodynamics of Holocene saltmarshes: a review sketch from the Atlantic and Southern North Sea coasts of Europe, Quaternary Science Reviews 19, 1,155–1,231.
Allen, J.R.L. and Pye, K. (1992) Coastal saltmarshes: their nature and importance, in J.R.L. Allen and K. Pye (eds) Saltmarshes: Morphodynamics, Conservation and Engineering Significance, 1–18, Cambridge: Cambridge University Press.
Chapman, V.J. (1974) Salt Marshes and Salt Deserts of the World, 2nd edition, Lehere: Cramer.
Davidson-Arnott, R.G.D., van Proosdij, D., Ollerhead, J. and Schostak, L. (2002) Hydrodynamics and sedimentation in salt marshes: examples from a macrotidal marsh, Bay of Fundy, Geomorphology 48, 208–231.
Dijkema, K.S. (1987) The geography of salt marshes in Europe, Zeitschrift fur Geomorphologie 31, 489–499.
French, J.R. (1994) Tide-dominated coastal wetlands and accelerated sea-level rise: a NW European perspective, Journal of Coastal Research Special Issue 12, 91–101.
French, J.R. and Reed, D.J. (2001) Physical contexts for saltmarsh conservation, In: A. Warren and J.R. French (eds) Habitat conservation: managing the physical environment, 179–228, Chichester: Wiley.
French, J.R. and Spencer, T. (1993) Dynamics of sedimentation in a tide-dominated backbarrier saltmarsh, Norfolk, UK, Marine Geology 110, 315–331.
Friedrichs, C.T. and Perry, J.E. (2001) Tidal salt-marsh morphodynamics: a synthesis, Journal of Coastal Research Special Issue 27, 7–37.
Frey, R.W. and Basan, P.B. (1985) Coastal salt marshes, in R.A. Davis (ed.) Coastal Sedimentary Environments, 2nd edition, 225–301 New York:
Springer-Verlag.
Odum, E.P. (1971) Fundamentals of Ecology, 3rd edition, Philadelphia: Saunders.
Nixon, S.W. (1980) Between coastal marshes and coastal waters – a review of twenty years of speculation and research in the role of salt marshes in estuarine productivity and water chemistry, in R. Hamilton and K.B. McDonald (eds) Estuarine and Wetland Processes, 437–525, New York: Plenum.
Stevenson, J.C., Ward, L.G. and Kearney, M.S. (1986) Vertical accretion in marshes with varying rates of sea level rise, in D.A. Wolfe (ed.) Estuarine Variability, 241–260, Orlando: Academic Press.
Further reading
Allen, J.R.L. and Pye, K. (eds) (1992) Saltmarshes: Morphodynamics, Conservation and Engineering Significance, Cambridge: Cambridge University Press.
SEE ALSO: mangrove swamp; mud flat and muddy
coast; tidal creek; tidal delta
J.R. FRENCH
 
[1] - Salt flat
[2] - Kinsmen
[3] - Neal
[4] - Warren
[5] - Briere
[6] - Baja
[7] - Sinai
[8] - Solonchak
[9] - Salina
[10] - Holm
[11] - Mamlahah
[12] - Von Engeln
[13] - در قرن ۱۸ تا ۱۹ میلادی به منطقه سواحل امروزی امارات متحده عربی و شمال عمان، ساحل دزدان یا ساحل قراصنه یا ساحل پایریت در خلیج فارس گفته می‌شد (Trucial). منبع: دانشنامه ویکی پدیا
[14] - Subtidal
[15] - Intertidal
[16] - Supratidal
[17] - Bioturbation
[18] - Nodule
[19] - Chicken wire
[20] - Stromatolites
[21] - Oolitic
[22] - Coquina
[23] - Yasso
[24] - Ripon
[25]- Betic Cordillera
[26] - Ebro
[27] - Pipkrake
[28] - Mega - tumuli
[29] - Squat
[30] - Columnar
[31] - Conical
[32] - Barrel-shape
[33] - Pearl
[34] - Balloon
[35] - Mushroom shape
[36] - Salt Glaciers
[37] - Berger and Aghassy
[38] - Positive relief stage
[39] - Consequent
[40] - Breached stage
[41] - Obsequent
[42] - Obliterative stage
[43] - Capture
[44] - Jura
[45] - Pyrenees
[46] - Franklin Mountains
[47] - Sierra Madre Oriental
[48] - Cordillera Oriental
[49] - South Urals
[50] - Amadeus
[51] - Thin-skinned deformation
[52] - Mirabilite
[53] - Thenardite
[54] - Winkler and Wilhelm
[55] - Cooke and Smalley
[56] - Atacama Desert
[57] - Iquique
[58] - Schiavon et al.
[59] - Ettringite
[60] - Thaumasite
[61] - Williams and Robinson
[62] - Cooke et al.
[63] - Sphinx
[64] - Petra
[65] - Monhenjo-Daro
[66] - Gilbert
[67] - Saltation
[68] - Reptation
[69] - Budha Pushkar
[70] - Rajasthan Desert
دفعات مشاهده: 47 بار   |   دفعات چاپ: 3 بار   |   دفعات ارسال به دیگران: 0 بار   |   0 نظر
::
انجمن ایرانی ژئومورفولوژی Iranian Association Of Geomorphology
Persian site map - English site map - Created in 0.082 seconds with 885 queries by yektaweb 3506