|
|
| |
 |
از Soil Geo تا Stone |
 |
|
| | تاریخ ارسال: 1396/8/16 | |
|
SOIL GEOMORPHOLOGY - ژئومورفولوژی خاک
ژئومورفولوژی خاک، مطالعه علمی فرایندهای تکامل چشم انداز و تأثیری که این فرآیندها روی فرم وتوزیع خاک چشم انداز دارند، می باشد. ژئومورفولوژی خاک چارچوب منحصر به فردی را به منظور ارزیابی مجموعه سطح زمین فراهم می آورد. این روند، دانش مربوط به خاک ها، رسوبات سطحی، چینه شناسی ، رسوب گذاری و مواد مادری را با رویکرد ناشی از فرایند ژئومورفولوژی در یک چارچوب سه بعدی به یکدیگر پیوند می دهد. ژئومورفولوژی خاک در ایالات متحده، مبنای مقدماتی جهت تفسیر رابطه خاک و پالئوسل ها[1] را با چشم انداز ارائه نموده است.
ژئومورفولوژی خاک یک بنای چند رشته ای است که دو رشته علمی را هم به مرتبط می کند: پدولوژی[2]، مطالعه خاک ها و ژئومورفولوژی، مطالعه لندفرم ها و فرآیندهای سطحی. رابرت وی روهه[3] یکی از اولین افرادی بود که فرآیند و تشکیل چشم انداز را در فضا و زمان به صورت کمی درآورد و این مفاهیم را با علم خاک پیوند داد.(به عنوان مثال روهه در سال های 1956، 60 و 69). اولسن[4] در سال های( 1989 تا 1997 ) زمان سنجی[5] وقایع منجر شده به ظهور ژئومورفولوژی خاک را به عنوان یک توالی مستقل تعریف نمود.
ژئومورفولوژی خاک چارچوبی را به منظور درک تاریخچه ژئومورفیک چشم انداز ارائه می دهد. رویکرد ژئومورفیک خاک نیازمند سه مؤلفه می باشد 1- دانش چینه شناسی سطحی و مواد مادر 2- سطوح ژئومورفیک تعریف شده در زمان و فضا 3- ارتباط بین خواص و الگوهای خاک با ویژگی های چشم انداز، این سه مؤلفه به صورت مستقل ارزیابی می شوند و نتایج آن ها متعاقباً به منظور تولید یک تفسیر ژئومورفیک از خاک یا تولید یک مدل ژئومورفیک خاک از یک چشم انداز و فرآیندهای منجر شده به تکامل آن تجمیع می گردد. یک مدل ژئومورفیک خاک می تواند چشم انداز را در مقیاس های معینی از شیب دامنه تا قاره ای باز تعریف کند.
مدل های چشم انداز خاک (Soil landscape models)
هر سرزمین باید به منظور مطالعه و فهم ایجاد چشم انداز و فرآیندهایی که سطح زمین و خاک های آن را شکل می دهد مورد مطالعه قرار گیرد. اساس فهم کنونی ما در مورد خاک ها و چشم اندازها حاصل مفاهیم تاریخی ویلیام موریس دیویس[6] و والتر پنک[7] می باشد. مدل ایجاد چشم انداز وابسته به زمان "چرخه فرسایش"[8] (دیویس در سال 1899) توالی چشم انداز را به وسیله مراحلی از جوانی، بلوغ و پیری تعریف می نماید. در توسعه این مدل دیویس به شدت تحت تأثیر تئوری های اولیه زیستی تکاملی و مفاهیم معاصرینی هم چون جان وسلی پاول[9] و جی کی گیلبرت[10] بود. کاهش شیب توسط تخریب عمقی[11] یکنواخت ایجاد می شود که در آن تفاوت های ژئولوژیک در طی زمان بی اهمیت می شوند به گونه ای که چشم انداز در سراسر چرخه پیشرفت می کند. یک ایراد جدی این است که فرآیند بخشی از این مدل نمی باشد. در مقابل مدل دیویسی[12]، پنک[13] (1924) در روی فرسایش قهقرایی[14] و عقب نشینی شیب موازی تأکید کرد. مدل پنک به خوبی با فهم و ادراک ما از توزیع خاک روی چشم انداز مطابقت داشته و اساس و بنیان مناسب تری را برای ژئومورفولوژی خاک ارائه می دهد.
اگرچه مفاهیم دیویس و پنک مقدمات اولیه را برای مدل های تکامل چشم انداز عمومی ایجاد می نمایند، اما آن ها نتوانستند توسعه شیب دامنه را در ارتباط با خاک ها مورد تأکید قرار دهند. میلنه[15] (1936 a,b) از اولین افرادی بود که مفهوم کاتنا[16] را به منظور نشان دادن الگوهای خاک روی یک شیب دامنه شروع کرد. در اینجا ویژگی های خاک به توپوگرافی وابسته است و به صورت نسبی نسبت به یکدیگر از بالای شیب دامنه به کف دره مجاور تکرار می شود. مدل کاتنای میلنه تصدیق کرد که فرآیندهای فرسایش و رسوب گذاری روی موقعیت های دامنه شیب های مختلف به صورت مستقیم بر توزیع ویژگی های خاک تأثیر می گذارد. دو متغیر شناسایی شده بود: 1- تمامی خاک های یک کاتنا از یک مواد مادری تشکیل می شود. 2- خاک های کاتنا از دو یا چند ماده تشکیل شده اند. خاک های یک کاتنا در حالت یک به دلیل شرایط زهکشی انتقال جزئی و رسوب گذاری مواد فرسایش یافته و سنگ شویی و جا به جایی و رسوب گذاری مجدد اجزای سازنده شیمیایی متحرک تغییر می کنند. اظهارات میلنه اشاره می کند که فرآیندهای خاک زایی همراه با ویژگی های هیدرولوژیکی، چشم انداز خاک را تعریف می کند و به یک نقطه خاص روی چشم انداز محدود نمی شود. حالت دوم شامل یک فاکتور ژئولوژیک برای مواد مادری چندگانه می باشد. مدل کاتنای میلنه درون یک مدل محدود کننده تری که به عنوان توالی توپوگرافی شناخته می شود، رشد یافته است. مطالعات متعددی جهت پیگیری مدل کاتنای میلنه برای ارزیابی روابط چشم انداز خاک ادامه پیدا کرد. اهمیت مفهوم کاتنا برای علم خاک به سرعت در ایالات متحده شناسایی شد. امروزه در برنامه کنونی خاک ایالات متحده توالی توپوگرافی عملا یک چرخه آبی[17] می باشد، یعنی یک مجموعه از رنگ های پروفیل خاک به عنوان شاخص هایی برای تغییرات تراز سطح آب در امتداد یک شیب دامنه به کار گرفته می شوند.
وود[18](1942) وکینگ[19] (1953) یک مدل کاملا توسعه یافته از شیب دامنه را تولید کردند. روهه[20] (1956و1960و1975) مدل ژئومورفیک خاک شیب دامنه را فرموله کرد که ویژگی های خاک را با مدل های شیب دامنه در آمیخت و مدل های کینگ و وود را به وسیله ارائه اجزای شیب دامنه اصلاح کرد: قله، پهلوی دامنه[21]، دامنه خلفی[22]، پای دامنه و پنجه دامنه[23]. این عناصر امروزه به صورت گسترده جهت توصیف موقعیت های شیب دامنه به کار می روند. کوناچر و دالریمپل[24] (1977) رویکرد دوبعدی شیب دامنه را برای یک حوضه زهکشی توسعه دادند. این مدل 9 واحدی بر اساس شکل و ژئومورفیک و فرآیندهای خاک زایی، سعی داشت که مولفه های یک شیب دامنه را به وسیله در نظرگیری مواد و حرکت آب با یکدیگر درآمیزد.
مورفولوژی چشم انداز(Landscape morphology)
به منظور ارزیابی کامل چشم انداز و ارتباط آنها با خاک، درک مورفولوژی چشمانداز حائز اهمیت می باشد. حداقل پارامتر ها شامل: شیب، جهت شیب و انحنای عمودی و افقی میباشد. روهه[25] در سال 1975 انحنای شیب، سستی شیب را با استفاده از سه مؤلفه توصیف نمود: گرادیان شیب ، طول شیب، عرض شیب. یک ماتریس متشکل از نه شکل اصلی به منظور ارائه و باز تعریف تغییرات در منحنی استفاده میشود. هاگت[26] در سال 1975خطوط جریان سطحی را با شکل های شیب اصلی تلفیق نمود و پنوک[27] و دیگران در سال 1987 عناصر شیب دامنه و انحنا را به منظور شناسایی نمودن هفت موقعیت شیب دامنه با یکدیگر ترکیب کردند.
چشم انداز خاک و حرکت آب (Soil landscape and water movement)
حرکت آب یکی از مهمترین مکانیزم های ایجاد چشم انداز و توسعه خاک می باشد. حرکت آب تابعی از مجموعه پیچیده ای از فاکتورهای وابسته درونی مانند (ویژگی های خاک) و بیرونی (مانند اقلیم) با سیستم چشم انداز خاک می باشد. بعضی از مدل های ژئومورفیک بالا شامل، حرکت آب با تأکید بر جریان روزمینی[28] یا نفوذ عمودی[29] در یک موقعیت شیب دامنه مفروض به جای جریان از طریق یک چشم انداز می باشد. تأکید اخیر تأثیر مطالعات هورتون[30] را در خصوص جریان روزمینی در دههی 1930 منعکس میکند. با این حال علاوه بر رواناب سطحی[31]، نفوذ[32]، جریان و تغذیه آب زیر زمینی و جریان به طور مساوی مسیر های مهمی برای جریان آب روی چشم انداز می باشند. در سال های اخیر اهمیت حرکت آب های زیر سطحی و انتقال از طریق چشم انداز خاک توجه بیشتری را به سوی خود جلب کرده است. مدل های چشم انداز جریان- زیرسطحی شامل تحلیل شبکه جریان، به صورت ویژه ای در مطالعات تالاب ها حائز اهمیت می باشد.
سطوح ژئومورفیک و خاک ها (Soil and geomorphic surface)
سطوح ژئومورفیک[33] و خاک ها با دقت مناسبی هم تراز می باشند. یک سطح ژئومورفیک آن بخشی از چشم انداز می باشد که به طور خاص در فضا و زمان با استفاده از مرزهای ژئومورفیک معین تعریف شده است (Ruhe 1956, 1969; Daniels et al. 1971). هنگامی که یک مطالعه ژئومورفیک خاک مد نظر قرار میگیرد، سطوح ژئومورفیک بر اساس مفاهیم ژئومورفیک، مشخص میگردد. خاک ها به صورت جداگانه در سطوح مورد مطالعه ترسیم می گردند، نتایج مقایسه می شوند و روابط آن ها ایجاد می گردد. مرزهای خاک لزوماً با ترسیم سطوح ژئومورفیک منطبق نمی باشد و یک یا چند خاک ممکن است روی همان سطح ژئومورفیک واقع گردد(Ruhe 1975). نکته مهم برای تفسیر این می باشد که الگوهای خاک و سطوح می بایست به صورت قابل پیش بینی در سرتاسر حوضه زهکشی تکرار شوند و چشم انداز را به گونه ای که در یک زمان مفروض باشد، نمایش دهند. اگر سه خاک مختلف روی یک سطح ژئومورفیک بر روی یک سمت دامنه ایجاد شود، این مجموعه خاک می بایست بر روی وجه دامنه ای با وضعیت های مشابه در سرتاسر حوضه آبریز مجدداً تکرار شود. سطوح ژئومورفیک یک توالی زمانی را ارائه می دهد، اما محیط و دیگر فاکتورها به صورت مستقل از یکدیگر در طی زمان تغییر می کنند. پدیده اخیر بر روی انواع خاک های قرار گرفته روی هر سطح ژئومورفیک مفروض تأثیرگزار می باشد. با این حال، خاک ها یک درجه رایج از توسعه خاک را خواهند داشت. این ارتباط یک ابزار ارزشمند را درجهت درک چارچوب ترتیب زمانی وقوع تکامل چشم انداز در یک تحقیق ژئومورفیک خاک ارائه می دهد.
پالئوسل ها و ژئومورفولوژی خاک (Palaeosols and soil geomorphology)
پالئوسل ها[34] خاک های تشکیل شده روی چشم انداز در زمان گذشته می باشند. روهه[35](1975) سه نوع را تعریف کرد : دفن شده[36]، از خاک در آورده شده[37] و خاک های باقی مانده[38]. پالئوسل های دفن شده خاک هایی هستند که بعدا توسط رسوبات یا سنگ های جوان تر پوشیده شده اند. پالئوسل های از خاک درآمده شده همان خاک های دفن شده هستند که بعدا روی سطح زمین مجددا نمایان گشته اند و پالئوسل های باقی مانده، آن خاک هایی هستند که روی یک چشم انداز از قبل وجود داشته تشکیل شده اند، اما هرگز دفن نشده بودند. از زمانی که محققین وابستگی نزدیک خاک ها و چشم اندازها را نشان دادند(e.g. Ruhe et al. 1967; Ruhe1969)، پالئوسل ها به عنوان شاخصی جهت درک یا فهم چشم اندازهای قدیمی به کار گرفته شدند. پالئوسل های دفن شده اغلب به عنوان یک شاخص چینه شناسی شناخته می شوند و به طور خاص به عنوان کلیدی به محیط گذشته سودمند می باشند(e.g. Follmer 1982).
کمی نمودن مدل های چشم انداز خاک (Quantifying soil landscape models)
مدل های چشم انداز خاک نشان می دهند که چشم اندازها، قابل پیش بینی هستند و دارای مؤلفه های غیرتصادفی[39] با قابلیت تغییر پذیری می باشند. این مؤلفه های غیرتصادفی در صورتی که فرآیندهای حاکم بر توسعه چشم انداز به روش کمّی توصیف شوند، ابزار مفیدی جهت پیش بینی نمودن خاک روی چشم انداز می باشند. بسیاری از رویکردهای نوین در جستجوی راهی برای ثبت و کمّی نمودن روابط حاکم بر چشم انداز خاک می باشند که از جمله آن ها: روش های زمین آماری[40]، مدل های رقومی عوارض زمین[41]، منطق فازی[42]، شبکه های عصبی[43] و سیستم های کارشناسی[44] می باشد و تولیدات تصویری، تعاملی و همه جانبه مجازی را تولید می نماید که تا قبل از این در دسترس نبود((e.g.<http://grunwald.ifas.ufl.edu> and <www.soils. wisc.edu/virtual_museum>
References
Conacher, A.J. and Dalrymple, J.B. (1977) The nine unit landscape model: an approach to pedogeomorphic research, Geoderma 18, 1–154.
Daniels, R.B., Gamble, E.E. and Cady, J.G. (1971) The relation between geomorphology and soil morphology and genesis, Advances in Agronomy 23, 51–88.
Davis, W.M. (1899) The Geographical Cycle, Geographical Journal 14, 481–504.
Follmer, L.R. (1982) The geomorphology of the Sangamon surface: its spatial and temporal attributes, in C. Thorn (ed.) Space and Time in Geomorphology, 117–146, Boston: George Allen and Unwin.
Huggett, R.J. (1975) Soil landscape systems: a model of soil genesis, Geoderma 13, 1–22.
King, L.C. (1953) Canons of landscape evolution, Geological Society of America Bulletin 64, 721–752.
Milne, G. (1936a) A provisional soil map of East Africa, Amani Memoirs No. 28. Eastern Agricultural Research Station, Tanganyika Territory. ——(1936b) Normal erosion as a factor in soil profile development, Nature 138, 548.
Olson, C.G. (1989) Soil geomorphic research and the importance of paleosol stratigraphy to Quaternary investigations, Midwestern USA, Catena Supplement16, 129–142. ——(1997) Systematic soil-geomorphic investigations – contributions of R.V. Ruhe to pedologic interpretation, Advances in GeoEcology 29, 415–438.
Penck, W. (1924) Die Morphologische Analyse(Morphological analysis of landforms), trans. by K.C. Boswell and H. Czech (1953), New York: St Martin’s Press.
Pennock, D.J., Zebarth, B.J. and E. deJong (1987) Landform classification and soil distribution in hummocky terrain, Saskatchewan, Canada, Geoderma40, 297–315.
Ruhe, R.V. (1956) Geomorphic surfaces and the nature of soils, Soil Science 82, 441–445. ——(1960) Elements of the soil landscape Transactions of the 7th International Congress of Soil Science 4, 165–170. ——(1969) Quaternary Landscapes in Iowa, Ames: Iowa State University Press.
Ruhe, R.V., (1975) Geomorphology, Geomorphic Processes and Surficial Geology, Boston: Houghton Mifflin.
Ruhe, R.V., Daniels, R.B. and Cady, J.G. (1967) Landscape evolution and soil formation in southwestern Iowa, US Dept. of Agriculture Technical Bulletin 1,349.
Wood, A. (1942) The development of hillside slopes, Geological Association Proceedings 53, 128–138.
Further reading
Birkeland, P.W. (1999) Soils and Geomorphology, 3rd edition, New York: Oxford University Press.
Carson, M.A. and Kirkby, M.J. (1972) Hillslope Form and Process, New York: Cambridge University Press.
Gerrard, A.J. (1981) Soils and Landforms, An Integration of Geomorphology and Pedology, Boston: George Allen and Unwin.
Gile, L.H., Hawley, J.W. and Grossman, R.B. (1981) Soils and geomorphology in the Basin and Range area of southern New Mexico – guidebook to the Desert Project, New Mexico Bur. Mines and Mineral Resources Mem. 39.
Hall, G.F. and Olson, C.G. (1991) Predicting variability of soils from landscape models, in M.J. Mausbach and L.P. Wilding (eds) Spatial Variabilities of Soils and Landforms, 9–24, Special Publication No. 28,
Madison: Soil Science Society of America.
Kirkby, M.J. (ed.) (1978) Hillslope Hydrology, New York: Wiley.
Richardson, J.L. and Vepraskas, M.J. (eds) (2001) Wetland Soils. Genesis, Hydrology, Landscapes, and Classification, New York: Lewis Publishers.
Ruhe, R.V. (1965) Quaternary paleopedology, in H.E. Wright, Jr and D.G. Frey (eds) The Quaternary of the United States, 755–764, Princeton: Princeton University Press.
Ruhe, R.V. and Walker, P.H. (1968) Hillslope models and soil formation I. Open systems, Transactions of the 9th International Congress of Soil Science 4, 551–560.
Walker, P.H. and Ruhe, R.V. (1968) Hillslope models and soil formation. II. Closed systems, Transactions of the 9th International Congress of Soil Science 4, 561–568.
Wright, H.E. Jr, Coffin, B.A. and Aaseng, N.E. (eds) (1992) The Patterned Peatlands of Minnesota, Minneapolis: University of Minnesota Press.
Yaalon, D.H. (ed.) (1971) Paleopedology: Origin,Nature, and Dating of Paleosols, Jerusalem: Israel University Press.
SEE ALSO: hillslope, form; hillslope, process; Horton’s Laws; hydrological geomorphology; palaeosol
CAROLYN G. OLSON (مترجم: فاطمه کرامتی)
SOLIFLUCTION – سولیفلوکسیون (روانه گلی)
جا به جایی آهسته توده خاک پای دامنه معمولا همراه با چرخه های یخ زدن –آب شدن[45] (ترموکاستی) و یخ شکافتگی[46](کریوکلاستی) میباشد. واژه نخست به حرکت خاک اشباع شده از آب در جزایر فالکلند[47] ارجاع داده می شود (Andersson 1906). حرکت توده ای خاک در نواحی حاشیه یخچالی شامل گسیختگی سریع موضعی خاک میباشد که پیامد گسلش[48] لایه فعال لغزش ها و جریان ها و عملگرهای وسیع تر حرکت های آرام گسیختگی می باشد. (Ballantyne and Harris1994: 114). واژه دوم به سولیفلوکسیون به عنوان یک واژه ترکیبی ارجاع داده می شود. سولیفلوکسیون شامل خزش یخبندان[49] ( خزش همراه با یخ زدگی است) ناشی از نشست عمودی خاک ها، برآمدگی عمود به دامنه و ژلیفلوکسیون[50] که ارائه دهنده جا به جایی خاک های مملو از یخ در حین آب شدگی است می باشد(Washburn 1979: 201). این دو مؤلفه اغلب با یکدیگر عمل می کنند، جا به جا شدن خاک ها معمولا با شدت 0.5–10cma-1 می باشد. در محل هایی که زمین زیر یک لایه پرمافراست[51] قرار دارد، سولیفلوکسیون درون لایه فعال رخ می دهد و متمایز از خزش لایه یخ زده دائمی می باشد که از تغییر شکل پلاستیک واریزه های یخ زده نشأت میگیرد. عملکرد طولانی مدت سولیفلوکسیون منجر به ترمیم و احیای اندک شیب های ملایم همراه با تعداد اندکی گوشه و صفحه می شود.
فرآیند ها (Processes)
خزش یخبندان[52] به خزش سوزن یخی[53]، خزش یخبندان روزانه و خزش یخبندان سالیانه بر اساس بازهی زمانی عملیات و گسترش عمودی جا به جایی تقسیم بندی می شود. خزش یخبندان سالیانه اغلب با ژلیفلوکسیون تلفیق میگردد. در مناطق پرمافراست سرد بخش بزرگی از خزش یخبندان سالیانه و یا ژلیفلوکسیون ممکن است در مجاورت لایه فعال تولید کننده پروفیل قاچ خورده[54] رخ دهد.
چرخه های روزانه یخ زدن آب شدن هم منجر به خزش سوزن یخی و هم خزش یخبندان روزانه می شود(شکل 158). عوامل شکل دهنده زمانی رخ می دهد که سرمای شبانه به زیر صفر درجه پس از آب شدگی در طی روز اتفاق بیفتد. تنها طبقه های اندکی از سوزن های یخی، خزیده می شوند و بر روی آب شدگی توسط حرکت چرخه ای و واژگونی جایگزین می شوند. برایند حرکت پای دامنه ، سطحی اما نسبتا سریع و تقریبا شتاب دار معادل با توان دوم گرادیان شیب می باشد. یخ زدگی شبانه شدیدتر میتواند منجر به تولید عدسی های یخی[55] در عمق چند سانتی متری شود که منجر به خزیده شدن لایه خاک بالایی عمود بر شیب می گردد. به محض آب شدن، خاک خزیده شده به صورت عمودی جایگزین می شود. یا در واقعیت ، با بعضی مؤلفه های بالای دامنه ناشی ازچسبندگی[56] جایگزین می شود. همانند تغییرات یخ زدگی – آب شدگی[57] که منجر به خزش یخبندان روزانه می شود، جا به جایی، حرکت متناسب با گرادیان شیب و عمق کمتر از ده سانتی متر می باشد. سرعت پروفیل خزش یخبندان روزانه به طور معمولی در پاسخ به افزایش تعداد سیکل های یخ زدگی – آب شدگی به سمت سطح زمین به شکل پای دامنه مقعر می باشد. در جایی که خزش سوزن یخی غالب می باشد، یک شکاف در سرعت بین طبقه های بالایی و خاک های زیرین رخ میدهد (Matsuoka 2001). * جریانی از بدنه یخی یا مایع سیال که تماسی با لایه های مجاور ندارد و به آرامی می لغزد.
شکل 158: انواع سولیفلوکسیون . ماتسوکا (2001)
چرخه های سالانه یخ زدگی - آب شدگی موجب خزش یخبندان خاک ها توسط یخ زدگی یک وجهی یا دو وجهی می گردد. از مناطقی که در معرض یخبندان فصلی یا زیر پرمافراست های گرم قرار دارند، یخ زدگی یک وجهی سطح زمین در زمستان اغلب موجب تولید عدسی های یخی در چند سانتیمتری بالای خاک می شود. تجدید نهشتهگذاری[58] خاک خزش یافته در حین فصول آب شدگی منجر به خزش یخبندان سالیانه و یا ژلیفلوکسیون میگردد. در مقابل عمق عدسی های یخی، پایه جا به جایی معمولا در عمق 30 الی 50 سانتی متری قرار دارد. مشارکت نسبی ژلیفلوکسیون توسط کم کردن پتانسیل خزش یخبندان که به صورت حاصل ضرب میزان یخبندان خزیده و تانژانت گرادیان شیب از جا به جایی کلی پایین دامنه میباشد. مؤلفه ژلیفلوکسیون با میزان سیلت به علاوه رس افزایش می یابد چون آب منفذی[59] اضافی در حین فرایند آب شدگی مقاومت گسیختگی در خاک را کاهش می دهد ( Harris 1996).
در جایی که دمای پرمافراست کم باشد، یخ زدگی زمستانی در لایه فعال هم از بالا به سمت پایین و هم از عمق به سمت بالا پیشروی میکند. یخ زدگی دو وجهی می تواند عدسی های یخی را هم در مجاورت سطح و هم در مجاورت سطح پرمافراست تولید نماید. ارتفاع رطوبت قابل دسترس در محل دوم ، منجر به تشکیل عدسی های یخی با ضخامت زیاد می شود. آب شدگی عدسی های یخی عمقی موجب جریان قاچ خورنده[60] می شود که پروفیل سرعت پایین دامنه محدب در نزدیکی عمق لایه فعال را نشان می دهد(Mackay 1981).
نرخ روانگرایی (Rates )
ارزیابی و اندازهگیری های محلی در نواحی وسیعی از مناطق سردسیر نشان می دهد که شدت سولیفلوکسیون یا به صورت سرعت سطحی و یا به صورت سرعت حجمی بیان می شود که به صورت عمده با اقلیم متفاوت می باشد (Matsuoka 2001). در قطب، مناطق پرمافراست سردسیر یعنی جایی که متوسط دمای سالیانه آن MAAT) ) 6- درجهی سانتی گراد یا پایین تر باشد،کمبود خزش یخبندان روزانه، سرعت سطحی را به کمتر از 5cma-1 نگه می دارد. این در حالی است که جریان قاچ خورنده اجازه حرکت را به تودهی خاک عمیق تر از 50 سانتی متر می دهد. در آلپ، مناطق یخ زده فصلی سطحی برتری خزش یخبندان روزانه ( شامل خزش سوزن یخی) سرعت سطحی را به بیش از 100cma-1 افزایش می دهد، در حالیکه حرکت خاک به صورت عمده درون بالاترین دسیمترها[61] محدود می باشد. در نتیجه سرعت حجمی بسیار پایین می باشد علی رغم اینکه سرعت سطحی بالاست سرعت حجمی در مناطقی با پرمافراست گرم و یا یخ زدگی فصلی عمیق ( یعنی MAAT بین 6- تا صفر درجهی سانتیگراد) به بیشترین مقدار خود می رسد که هم در مناطق واقع در نواحی گرمسیر و هم درآلپ قرار دارد چون فرآیندهای سالیانه و روزانه جهت جا به جا نمودن یک توده خاک به ضخامت 30 الی 50 سانتی متر با سرعت های سطحی متوسط با هم ترکیب می شوند.
گرادیان شیب یکی دیگر از کنترل های مهم در نرخ روانگرایی سولیفلوکسیون می باشد. افزایش نرخ روانگرایی از بسیاری از شیب های قطب گزارش شده اند. در مناطق آلپی با ارتفاع کمتر با این وجود فاکتور های دیگری همچون قابلیت یخ زدگی خاک، توزیع رطوبت و تناوب های یخ زدگی – آب شدگی وابستگی کلی نرخ روانگرایی سولفیلوکسیون به شیب دار شدن را مورد شک و تردید قرار می دهد( Harris 1981: 123–125). ژلیفلکسیون می تواند روی شیب های تا یک درجه به وقوع بپیوندد.
سن رادیوکربن مواد ارگانیک دفن شده به وسیله رسوبات سولیفلوکسیون نشان می دهد که تغییرات بلند مدت در شدت سولیفلوکسیون به طور عمومی متناظر با تغییرات اقلیم در حین دوره هولوسن می باشد اگرچه عوامل اقلیمی تأثیرگذار بدون ابهام نمی باشند.
لندفرم (Landforms)
سولیفلوکسیون ویژگی های ساختاری سطح هم چون متورم[62]، پلکانی[63] و ورقه ای[64] تولید می کند. در جایی که پوشش گیاهی کم باشد یا وجود نداشته باشد، باریکه های طبقه بندی شده (نوعی از الگوهای زمینی) اغلب به صورت جای پا[65] توسعه می یابند. گسترده ترین ویژگی، تورم هایی هستند که دارای طول و عرض 2 الی 50 متری می باشند. تورم ها عموما در نواحی آلپی که شرایط سطحی ناهمگن، حرکت خاک را موضعی می کند، رخ می دهد. در حالی که ورقه ها که فاقد حاشیه جانبی هستند بیشتر در شیب های قطبی که حرکت یکنواخت تری را تجربه می کنند، غالب هستند. (Plate 130). در لبه پایین دامنه این ویژگی ها در یک بالازدگی تند 2/0 الی 2 متری در ارتفاع جایی که پوشش گیاهی، رسوبات درشت دانه و یا شیب پایین دامنه به عنوان مانعی در برابر حرکت خاک عمل می کند، خاتمه می یابد. در نتیجه بالا آمدگی معمولا خاک شیب دار یا قلوه سنگ می باشد(Benedict 1970). تراس ها می توانند تحت تأثیر عمل باد، پوشش گیاهی و حرکت خاک توسعه پیدا کنندBallantyne and Harris 1994: 261–267)). بولدرها[66] یا سنگ های عظیم منفرد روی شیب هایی که در معرض سولیفلوکسیون می باشند، اغلب به صورت خراش قلوه سنگی و لاشه سنگی حرکت می کنند.
ارتفاع تورم ها انعکاس دهنده ماکزیمم عمق حرکت خاک می باشد. برتری خزش یخبندان روزانه سطحی منجر به تورم های کوچک در حدود2/. متر می شود. بعضی تورم ها به طور عمده در مناطق نزدیک قله آلپ رخ میدهد که رگولیت[67] های نازکی فقط می تواند به عملکرد یخ زدگی- آب شدگی عکس العمل نشان دهد (Matsuoka 2001 ) یا بر روی دامنه های ارتفاعات بلند گرمسیری که فقدان تغییرات فصلی در دما تأثیر عملکرد یخ زدگی آب شدگی را برجسته می نماید(Bertran et al. 1995). تورم های بزرگ تر و مرتفع تر در جایی که سولیفلوکسیون به طور عمده از عملکرد یخ زدگی آب شدگی نشأت میگیرد، توسعه و گسترش می یابد. طول تورم ها به طور نسبی به زمان فرآیند بستگی دارد. تورم های خوب توسعه یافته نیازمند چندین هزار سال فعالیت می باشند(Matthews et al. 1993).
عکس 130: اشکال متورم سولیفلوکسیون به شکل سدهای چمنی بر روی شیب ماسه سنگی، پارک ملی سوئیس(2,400m ASL)
شبیه سازی های عددی پیشنهاد می دهد که برتری طولانی مدت سولیفلوکسیون ، درمشارکت با تولید واریزه های زیر سطحی[68] و به طور عمده ناشی از هوازدگی یخبندان، در نهایت منجر به شیب های رو به بالای محدب ملایم می شود که اغلب به عنوان سطوح سایش یخی یا کریوکلاستی[69] در نزدیکی قله کوه ها با احتمال وقوع صخره های بلند ارجاع داده می شوند(Anderson 2002).
References
Anderson, R. (2002) Modeling the tor-dotted crests, bedrock edges, and parabolic profiles of high alpine surfaces of the Wind River Range, Wyoming, Geomorphology 46, 35–58.
Andersson, J.G. (1906) Solifluction, a component of subaerial denudation, Journal of Geology 14, 91–112
Ballantyne, C.K. and Harris, C. (1994) The Periglaciation of Great Britain, Cambridge: Cambridge University Press.
Benedict, J.B. (1970) Downslope soil movement in a Colorado alpine region: rates, processes, and climatic significance, Arctic and Alpine Research 2, 165–226.
Bertran, P., Francou, B. and Texier, J.P. (1995) Stratified slope deposits: the stone-banked sheets and lobes model, in O. Slaymaker (ed.) Steepland Geomorphology, 147–169, Chichester: Wiley.
Harris, C. (1981) Periglacial Mass-Wasting: A Review of Research, BGRG Research Monograph 4, Norwich: Geo Abstracts. ——(1996) Physical modelling of periglacial solifluction: review and future strategy, Permafrost and Periglacial Processes 7, 349–360.
Mackay, J.R. (1981) Active layer slope movement in a continuous permafrost environment, Garry Island, Northwest Territories, Canada, Canadian Journal of Earth Sciences 18, 1,666–1,680.
Matsuoka, N. (2001) Solifluction rates, processes and landforms: a global review, Earth-Science Reviews35, 107–134.
Matthews, J.A., Ballantyne, C.K., Harris, C. and McCarroll, D. (1993) Solifluction and climatic variation in the Holocene: discussion and synthesis, in B. Frenzel (ed.) Solifluction and Climatic Variation in the Holocene, 339–361, Stuttgart: Gustav Fisher Verlag.
Washburn, A.L. (1979) Geocryology: A Survey of Periglacial Processes and Environments, London: Edward Arnold.
SEE ALSO: freeze–thaw cycle; frost heave; periglacial geomorphology; mass movement
NORIKAZU MATSUOKA (مترجم: فاطمه کرامتی)
SOLUBILITY - انحلال پذیری
مواد معدنی و عناصر شیمیایی که آنها را می سازند، به میزانی که در آب حل می شوند با یکدیگر متفاوت می باشند. در طی فرآیند تجزیه، ساختار ترکیبات شیمیایی در مواد معدنی درون آب جدا و تفکیک می شوند. قابلیت انحلال[70] بعضی ترکیبات می تواند توسط اندازهگیری میزان غلظت عناصر سازنده اصلی در آب پس از یک دوره زمانی ارزیابی گردد. مواد معدنی عموما افزایش انحلال پذیری را در دماهای بالاتر با افزایش میزان اسیدیته از خود نشان می دهند، موارد استثنا برای مورد اخیر سیلیکات[71] ها می باشند(مانند کوارتز) که قابلیت انحلال آنها در pH بالای 10 افزایش می یابد و آلومینیوم (مانند ژیپسیت یا کائولینیت)که حداقل حلالیت آن ها در حدود pH 6 می باشد، اما هر دو با افت و خیز میزان pH از این مقدارافزایش می یابند. قابلیت انحلال سنگ گچ[72] (که توسط Ca در محلول اندازه گیری می شود) با میزان pH تغییری نمیکند. برای سنگ گچ نرخ جریان آب فاکتور یا عامل تعیین کننده می باشد.
بیشترین غلظت ها به صورت یک خط مجانب بر روی زمان به دست می آیند اما با این حال بعضی از معیار های عملی قابلیت انحلال می توانند یافت شوند. معادله نرنست[73] روند انحلال را نسبت به زمان توصیف می کند.
C=Cmax (1- e-kt)
که پارامتر c میزان غلظت در زمان t، Cmax بیشترین مقدار غلظت و k ضریب ثابت برای هر معادله می باشد.
ترکیبات با قابلیت انحلال بالا میزان بالاتری از پارامتر k را دارا می باشند و شیب بالارونده تندتری در غلظت نسبت به زمان نشان میدهد. فرآیند انحلال شامل بازتوزیع انرژی می باشد و برای یک انحلال به منظور وقوع آن باز توزیع انرژی می بایست یک کاهش در سطح انرژی آزاد ایجاد شود و اگر یک محلول و یک حلال از مولکول های مشابهی در ساختار و خواص الکتریکی ساخته شده باشند بنابراین قابلیت انحلال پذیری بالاتری ایجاد می گردد. (see further Davidson 1978: 83–85).
شدت جریان آب نیز یک عامل مهم در تعیین قابلیت انحلال مواد معدنی می باشد و همچنین عوامل دیگری و جود دارد که انتقال مشاهدات آزمایشگاهی را در قابلیت انحلال به یک زمینه محدود میکند(Casey et al. 1995). برای جریان آب، نرخ انحلال مواد معدنی با قابلیت انحلال سریع تر، نسبت به انتقال محدود می شوند، به گونه ای که تولیدات انحلال به راحتی انباشته میگردند و انحلال بیشتر، تنها در صورت حذف تولیدات هوازده شده و ورود بیشتر آب شیمیایی غیر اشباع امکان پذیر میگردد. برای مواد معدنی با قابلیت انحلال کمتر نرخ روند انحلال در مقایسه با جریان آب آهسته می باشد و بنابراین کاهش حلالیت کلی تمایل خود را نسبت به محدود شدن از دست می دهد. بنابراین شدت جریان آب برای سطوح سخت ، در مدت زمان تداوم بارش و بنابراین زمان تر شدگی از کنترل های مهم در خصوص شدت انحلال می باشد.
علاوه بر این معیار های آزمایشگاهی قابلیت انحلال معمولا تحت شرایط کنترل شده می باشد در حالیکه شرایط صحرایی عموما متغیر هستند و دارای ترکیبات متفاوتی از فاکتورهایی می باشند که در عمل به سختی از یکدیگر تفکیک می گردند مانند یخ زدگی، آب شدگی، نمک، هوازدگی زیستی و انحلال (Trudgill and Viles 1998).
References
Casey, W.H., Banfield, J.F., Westrich, H.R. and McLaughlin, L. (1995) What do dissolution experiments tell us about natural weathering? Chemical Geology 105, 1–15.
Davidson, D. (1978) Science for Physical Geographers, London: Arnold.
Trudgill, S.T. and Viles, H.A. (1998) Field and laboratory approaches to limestone weathering, Quarterly Journal of Engineering Geology 31, 333–341.
STEVE TRUDGILL (مترجم: فاطمه کرامتی)
SOLUTE LOAD AND RATING CURVE - بار محلول و منحنی شدت
تمامی آب های طبیعی حاوی مواد ارگانیک و غیر ارگانیک به صورت محلول می باشند که این ها به عنوان بار محلول شناخته می شوند. تغییر استریکی و زمانی در محتوای بار محلول به عنوان ابزار تحقیق در جهت، فرآیندهای هوازدگی شیمیایی، نرخ برهنه سازی شیمیایی، ارزیابی چرخه تغذیه و بیانگر گذرگاه های متغیر مسیرهای آب در حوضه زهکشی مورد مطالعه قرار می گیرند. عمده مواد بار محلول شامل: کلسیم، منیزیم، سدیم، پتاسیم، کلرید بیکربنات ، سولفات ، نیترات و سیلیکات می باشند.
مطابق با طبقه بندی آقای گیبس[74](1970) اکثر مکانیزم های طبیعی کنترل کننده شیمی آب سطحی جهان شامل: (a) بارش جوی، هم به صورت مقدار و هم ترکیب؛ (b) هوازدگی سنگ[75]؛ و(c) تبخیر وکریستاله شدن می باشد. هنگامی که گیبس میزان مواد جامد حل شده (t.d.s.) در واحد میلی گرم بر هر لیتر را مقابل نسبت وزنی سدیم به سدیم به علاوه کلسیم برای رودخانه های مهم جهان روی نمودار آورد، او سه ناحیه را نشان داد: (1) میزان بالای t.d.s. و نسبت بالای Naبه Ca + Na که فرآیند تبخیر و کریستاله شدن در آن غالب بود؛ (2) t.d.s. متوسط و نسبت کم Na به Ca + Na؛ و(3) t.d.s. کم و نسبت بالای Na به Ca + Na . با توجه به این طبقه بندی ، اقلیم و هیدرولوژی از کنترل های غالب غلظت محلول در مناطق با t.d.s بالا و کم می باشد و همچنین لیتولوژی در مقادیر t.d.s. متوسط غالب می باشد. می بک (1988) ته نشینی مواد معلق محلول در آب رودخانه را با جزئیات بیشتری مطابق با اقلیم، هیدرولوژی و ناهمواری ارائه داد، با فرض اینکه زمان ماندن آب در یک حوضه به شدت به ناهمواری بستگی دارد.
می بک (1987) میانگین کلی نرخ برهنه سازی شیمیایی برای کریستال های آتشفشانی و سنگ های دگرگونی و ماسه سنگ ها و سنگ های رسوبی را به میزان 18تا19 تن بر کیلومتر مربع در سال تخمین زد و برای سنگ های آتشفشانی 1.5 برابر بیشتر تخمین زد. نرخ برهنه سازی برای سنگ های کربناته 100 میباشد و برای سنگ های رسوبی تبخیری به مقدار423 تن بر کیلومتر مربع در سال میرسد. این در سابقه جهانی میانگین 42 می باشد.
تأثیر ناهمواری بر روی شدت برهنه سازی شیمیایی با زمین شناسی تغییر می کند. چون سنگ های کربناته به راحتی و بدون در نظر گرفتن توپوگرافی حل می شوند. هیچ گونه تأثیری از شیب دامنه و یا مقدار انجماد اخیر بر روی سرعت جریان هوازدگی شیمیایی در حوضه های آبریز گرانیتی کوچک شناسایی نشده است. این گونه تفسیر می شود که شدت فرسایش فیزیکی روی هوازدگی شیمیایی سیلیکات ها اثر مهمی ندارد و با استدلال بیشتر، زمین شناسی و اقلیم احتمالا نسبت به ناهمواری بر روی حوضه کلی اهمیت بیشتری دارد.
فاکتور های مهم تری وجود دارد از جمله آنها آنتروپوژنیک و فاکتور های زیستی هستند. پوشش گیاهی توسط تأمین دی اکسید کربن و اسید های ارگانیک به خاک میزان هوازدگی شیمیایی را افزایش می دهد و از طرفی پوشش گیاهی زمان تماس آب با مواد معدنی در خاک را توسط نگه داشتن میزان رطوبت و توسط شتاب دار نمودن موضعی چرخه بازیابی از طریق تبخیر و تعرق بارش افزایش می دهد. پوشش گیاهی همچنین بر روی هوازدگی توسط تثبیت خاک در مقابل فرسایش تأثیر میگذارد و بنابراین نرخ هوازدگی که فرسایش فیزیکی بالایی دارد را افزایش میدهد(Berner and Berner1996). مواد مغذی،کربن ارگانیک و عناصر حل شده آنتروپوژنیک و کنترل های زیستی تحت تأثیر بیشتری می باشد و گه گاهی کاملا از فاکتور های توپوگرافیک ، ژئولوژیک، اقلیمی و هیدرولوژیک به صورت مستقل تغییر می نمایند.
مناسب ترین شیوه های تحلیل داده های بارمحلول از منظر ژئومورفیکی به مقیاس مورد نظر بستگی دارد. در یک مقیاس اختصاصی از شیب و موقعیت، معادلات انتقال پخش [76]جهت مدل سازی متغیر ها در چرخه انحلال به کار گرفته می شود(e.g. Carson and Kirkby1972; Berner 1978). اما این احتمال وجود دارد که تکنیک پوشش سطحی(Trudgill 1977) قابل اطمینان ترین اطلاعات شدت هوازدگی نسبی را ارائه دهد. در مقیاس حوضه رودخانه ، بودجه ورودی – خروجی و بودجه بارمحلول که با آنالیز منبع رواناب متغیر ترکیب می شوند، از محبوب ترین روش ها هستند(e.g. Zeman and Slaymaker 1978; Laudon and Slaymaker 1997). می بک (1982، 1988) در مقیاس جهانی، عمده اشتراکات را از طریق استفاده از بودجه های بارمحلول ساخت.
ورودی های بارش به سطح زمین شامل بارمحلول هایی در نواحی خشک و تر می باشد. اندازه و ساختار این میزان بارمحلول با فاصله گرفتن از اقیانوس تغییر می نماید. به دلیل اینکه آب از طریق تاج پوشش گیاهان عبور می کند . خاک و سنگ حوضه زهکشی ، غلظت بارمحلول و ساختار آن تغییر می کند. غلظت بارمحلول درون خاک تحت تأثیر بارش، اثر متقابل با ماتریس خاک، آزاد سازی بارمحلول از طریق هوازدگی شیمیایی و مقدار تأثیرات زیستی و آزاد سازی مواد مغذی می باشد.
میزان بارمحلول جریان رودخانه انعکاس دهنده ویژگی های حوضه بالادست شامل زمین شناسی، توپوگرافی، پوشش گیاهی و مسیرهای متغیر و زمان سکون مرتبط با حرکت آب در سرتاسرحوضه می باشد. غلظت ها با گذشت زمان در واکنش به شرایط هیدرولوژیکی تغییر میکند و به صورت متناوب یک اثر رقیق سازی در حین وقوع رواناب طوفانی دارد.
مسیر هیدرولوژیک دقیق اهمیت زیادی برای زمان سکون دارد و به تبع در غنی سازی بارمحلول حائز اهمیت است. شناسایی مسیر درکی از اندازه و زمان چرخه انحلال[77] از مخازن هیدرولوژیک مختلف در چشم انداز می باشد و بنابراین برای فهم و درک متغیرهای شیمیایی آب رودخانه ضروری می باشد. هیدروگراف جداکننده جریان طوفانی محیط دارای بارندگی درون طوفان و مؤلفه های طوفان قبلی می تواند توسط تجمیع نمونه های آب رودخانه برای تحلیل ایزوتوپ پایدار قبل، در حین و بعد از وقوع رواناب طوفانی انجام گیرد. چهار فرض وجود دارد: (1) میزان ایزوتوپ بارندگی می تواند توسط یک معیار ایزوتوپیک واحد مشخص گردد؛ (2) مؤلفه طوفان قبلی، آب زمین و آب غیراشباع می تواند توسط جریان پایه با یک معیار ایزوتوپیک واحد مشخص گردد؛ (3) میزان ایزوتوپیک بارش به طور معنی داری از مقادیر رواناب طوفان قبلی متفاوت می باشد؛ (4) مشارکت آب سطحی ذخیره شده در رودخانه قابل صرف نظر کردن می باشد تحت شرایط هیدرولوژیکی معین دیگر شاخص های هیدرولوژیکی (مانند سیلیس و هدایت الکتریکی) می توانند مورد استفاده قرار گیرند. مزیت ویژه هدایت الکتریکی[78] در این است که می تواند به صورت مداوم نظارت شده و در دیتالاگرها[79] ذخیره شوند.
اندازه گیری بارمحلول ورودی به یک حوضه زهکشی و خروجی به یک جریان رودخانه ابزاری جهت تثبیت یک بودجه بارمحلول برای حوضه ارائه می دهد. نرخ انحلال خالص[80] ( خروجی – ورودی) منعکس کننده تولید بارمحلول درون حوضه می باشد. این تولید می تواند با هوازدگی شیمیایی، خروج دی اکسیدکربن توسط واکنش های هوازدگی و معدنی شدن[81] مواد ارگانیکی مرتبط باشد . بر یک مبنای جهانی ، تقریبا 50 درصد بارمحلول یافت شده در آب رودخانه تولیدات هوازدگی شیمیایی می باشد اما این مقدار بسته به لیتولوژی بسیار متغیر می باشد.
منحنی های شدت[82] به منظور توصیف روابط بین انتقال بارمحلول و دبی آب به کار گرفته می شوند. اگر منحنی شدت پایدار باشد ، دبی آب می تواند جهت پیش بینی غلظت و بارمحلول مورد استفاده قرار گیرد. مشخصه های این نمودارها شامل شیب، درجه پراکندگی و نقطه تقاطع می باشد که به طور متناوب جهت مشخص سازی واکنش بارمحلول یک حوضه زهکشی به کار گرفته می رود.
References
Berner, E.K. and Berner, R.A. (1996) Global Environments, Upper Saddle River, NJ: Prentice Hall.
Berner, R.A. (1978) Rate control of mineral dissolution under Earth surface conditions, American Journal of Science 278, 1,235–1,252.
Carson, M.A. and Kirkby, M.J. (1972) Hill Slope Form and Process, Cambridge: Cambridge University Press.
Gibbs, R.J. (1970) Mechanisms controlling world water chemistry, Science 170, 1,088–1,090.
Laudon, H. and Slaymaker, O. (1997) Hydrograph separation using stable isotopes, silica and electrical conductivity: an alpine example, Journal of Hydrology201, 82–101.
Meybeck, M. (1982) Carbon, nitrogen and phosphorus transport by world rivers, American Journal of Science 282, 401–450. ——(1987) Global chemical weathering of surficial rocks estimated from river dissolved loads, American Journal of Science 287, 401–428. ——(1988) How to establish and use world budgets of riverine materials, in A. Lerman and M. Meybeck (eds) Physical and Chemical Weathering in Geochemical Cycles, Dordrecht: Kluwer.
Trudgill, S.T. (1977) Problems in the estimation of short-term variations in limestone erosion processes, Earth Surface Processes and Landforms 2, 251–256.
Zeman, L.J. and Slaymaker, O. (1978) Mass balance model for calculation of ionic input loads in atmospheric fallout and discharge from a mountainous basin, Hydrological Sciences Bulletin 23, 103–117.
Further reading
Caine, N. (1992) Spatial patterns of geochemical denudation in a Colorado alpine environment, in J.C. Dixon and A.D. Abrahams (eds) Periglacial Geomorphology, 63–88, Chichester: Wiley.
De Boer, D.H. and Campbell, I.A. (1990) Runoff chemistry as an indicator of runoff sources and routing in semi-arid badland drainage basins, Journal of Hydrology 121, 379–394.
Paces, T. (1986) Rates of weathering and erosion derived from mass balance in small drainage basins, in S.M. Coleman and D.P. Dethier (eds) Rates of Chemical Weathering of Rocks and Minerals, 531–550, Orlando: Academic Press.
Velbel, M.A. (1986) The mathematical basis for determining rate of geochemical and geomorphic processes in small forested watersheds by mass balance, in S.M. Coleman and D.P. Dethier (eds) Rates of Chemical Weathering of Rocks and Minerals, 439–451, Orlando: Academic Press.
SEE ALSO: chemical denudation; denudation (مترجم: فاطمه کرامتی)
SPALLING – فرسایش ورقه ای
فرسایش ورقه ای جدا شدن قطعات پهن از روی سطح سنگ می باشد. خرد شدن سنگ ها از چند سانتی متر تا چندین متر متغیر می باشد اما ضخامت آنها معمولا بین 1 الی 5 سانتی متر می باشد. سطح زیرین قطعات جدا شده ممکن است بسیار نامنظم باشد. خرد شدن سنگ ها می تواند با فرسایش پوسته ای[83] یا ورقه شدن[84] همراه باشد، اگر چه مورد دوم معمولا روی سطوح بزرگتری رخ می دهد. واژه "فلس شدگی[85]" نیز بعضی مواقع مورد استفاده قرار می گیرد .
فرسایش ورقه ای می تواند به چندین فرآیند نسبت داده شود. اساساً، تنش های جزئی در لایه خارجی سنگ باعث جداشدگی میگردد. منشأ این تنش های جزئی می تواند از رشد نمک و کریستال های یخی باشد. تغییرات شیمیایی می تواند منشأ تنش های جزیی باشد به گونه ای که از مواد معدنی ثانویه ای که ته نشین می شوند، باشد. این موارد حجم بزرگتری را اشغال میکنند و بنابراین می توانند نیروی بیرونی را در سطح سنگ اعمال نمایند. انبساط و انقباض ناشی از تغییرات دمایی( مانند آتش سوزی جنگل ها و اشعه آفتاب ) نیز می توانند تنش دیفرانسیلی کافی را تولید نمایند(Gray1965). تغییر تعادل تنش داخلی ( به عنوان مثال ناشی از فرسایش ) می تواند موجب جدا شدگی ورقه ها از توده سنگ سالم گردد. فرسایش ورقه ای می تواند با دگرگونی سطح و یا سخت شدگی همراه باشد.
Reference
Gray, W.M. (1965) Surface spalling by thermal stresses in rocks, Proceedings of the Rock Mechanics Symposium, Toronto, Department of Mines and Technical Surveys, Ottawa, 85–106.
Further reading
Ollier, C. (1984) Weathering, London: Longman. Yatsu, E. (1988) The Nature of Weathering: An Introduction, Tokyo: Sozosha.
DAWN T. NICHOLSON (مترجم: فاطمه کرامتی)
SPELEOTHEM – غار نهشته
غارنهشته (یونانی: spele = غار، them = ساختن ) یک واژه عمومی برای مواد معدنی ته نشین شده در غارها می باشد. بیش از 250 ماده معدنی متفاوت شناخته شده است( Hill and Forti 1997). کلسیت ( سنگ آهک) ته نشین شده در غارهای آهکی هم در شرایط از هوا پرشده[86] (غیراشباع) و هم در شرایط مستغرق[87] (اشباع) به صورت فوق العاده ای غالب هستند. "تراورتن" و"تف جوش[88]" واژه های جایگزین می باشند و یا "توفا[89]" ( see TUFA AND TRAVERTINE) هنگامی که روی ساختار ارگانیک ته نشین می شوند. آراگونیت[90] از منظر وفور در جایگاه دوم است. سنگ گچ[91] سوم است و در غارهای سنگ گچی و همچنین در غارهای سنگ آهکی خوابیده در سنگ گچ و یا جایی که H2SO4 می تواند با سنگ واکنش نشان دهد، یافت می شود. کربنات هیدرات و سولفات ها ( مانند هیدرومنیزیم و سولفات منیزیم) معمولا به صورت خمیر یا پودر در مقادیر کوچک کاملا رایج هستند . دیگر مواد معدنی بیشتر موضعی می باشند که با شرایط منشأ ویژه در سنگ بستر و یا با سنگ های پر شده از مواد آواری همراه می باشند؛که شامل سولفور محلی ، بسیاری از اکسید ها و هیدروکسید ها ، هالوژن ها، نیترات ها، سولفات ها، سیلیکات، اسید واناریک و تعداد کمی مواد معدنی ارگانیک می باشند. در بسیاری از غار های سرد ، یخ های چندین ساله وجود دارد.
غارنهشته های کلسیت و آراگونیت (CaCO3 (calcite and aragonite) speleothems)
کلسیت ها معمولا به صورت کریستال های بزرگ با محور متمایل به رشد ( طول سریع) یا به صورت کریستال های کوچک با محورهای c ناشی از سرتاسر رشد می باشد( طول کند؛ see Railsback 2000). بسیاری از غارنهشته های غیراشباع تغییرات کریستال های بزرگتر و ریزتر را نشان می دهد، اغلب با توقف موقت ناشی از خشک شدگی یا تجزیه، نواحی با گرد و غبار، گل[92] یا دانه های معدنی[93]: کریستال های موجود ممکن است از طریق این کریستال ها و یا کریستال های جدیدی که روی آنها تشکیل می شوند، رشدکنند. رسوبات زیر آبی منظم تر هستند. کلسیت های خالص، نیمه شفاف و یا سفید مات می باشند که این امر به علت در برداشتن مایع سیال می باشند. طیف رنگ ( زرد، قهوه ای، قهوه ای قرمز) رایج می باشد که عمدتا به علت مشارکت عامل رنگی اسید سبز از آب های خاک می باشد(van Beynen et al. 2001). فلزاتی مانند آهن (قرمز) مس(آبی) نیکل( سبز روشن) نیز طیف رنگ ارائه می دهد اما به ندرت در غلظت ها دیده می شوند(Cabrol and Mangin 2000).
آراگونیت به طور معمول به شکل کلاسترهای سوزنی شکل[94] و یا سنگ ریزه های استالاگمیت[95] حجیم رخ می دهد. رسوب آن به جای کلسیت متناسب با تغلیظ یون های منیزیم دوبار مثبت (Mg2+) در آب تغذیه ای[96] می باشد که این امر ناشی از حضور دولومیت (CaMg.2CO3 ) و یا ناشی از تأثیرات تبخیری می باشد. غارنهشته های آراگونیت بیشتر در اقلیم های گرم رایج هستند، به عنوان مثال تناوب فصلی تر- خشک کلسیت و آراگونیت در بوتسوانا[97] گزارش شده است.
اشکال غارنهشته های غیراشباع توسط نیروی ثقل و یا به وسیله نیروهای موئینگی و رشد ایجاد می شوند. انواع اصلی گرانش ها، سنگ های چکه ای[98] ( استالاگتیت ها و استالاگمیت ها) و ورقه های سنگ های رسوبی روی کف و یا دیواره هستند . یک "ستون[99]"یک جفت استالاگتیت[100]، استاگمیت می باشد که با یکدیگر رشد کرده اند.
فرم ساختمانی استالاگتیت[101] "نی شکل[102]" می باشد، یعنی یک غلاف کریستال تک لایه ای که در بر گیرنده مجرای آب تغذیه ای[103] می باشد و تنها به سمت پایین رشد می کند. تراوش از مجرا ممکن است غلاف را پهن تر کند، ایجاد کننده استالاگتیت های نازک شده (مانند هویج) که تا یک متر قطر و چندین متر طول دارند ، می باشد. رسوب گذاری های شتاب یافته فرآیند پیش آمدگی می تواند اشکال فرعی بی شماری مانند کنگره های کوچک[104]، پیش آمدگی[105]، پرده ها[106] و استالاگتیت های کوچک را اضافه نماید. پرده ها در جایی که آب تغذیه ای در سقف شیب دار به سمت پایین چکه می کند، در جهت رو به پایین رشد می کند.
ساده ترین استالاگمیت "شمعدان[107]" می باشد که افزایش دهنده تمامی رویش جدید در بالای پایین یک آب چکان دائمی مجاور می باشد. تغییر قطره و یا ارتفاع بیشتر سقوط موجب پلکانی و یا ضخیم تر شدن پیش آمدگی می شود. در نهایت شکل آن به صورت یک شمع با صفحات شکسته شده می باشد. رایج ترین اشکال آن به صورت مخروطی یا باریک شونده می باشند که به صورت گنبدهایی با صفحات سنگ رسوبی که در اطراف آن هست، گسترده می شود. بعضی استالاگمیت ها بیش از 30 متر ارتفاع دارند و گنبدهای آن ها می توانند 50 متر یا بیشتر قطر داشته باشند.
سنگ های رسوبی حاصل رسوب گذاری لایه جریان می باشند و به موازات سطح میزبان سخت میگردند، آن ها ممکن است از ده ها تا صدها متر از پایین دست منابع خود گسترش یابند و روی هم انباشته گردند، به گونه ای که به ضخامت چندین متری برسند. گورها[108](قیف های طبیعی در سنگ های آهکی) یا نهشته های کلسیتی، سدهای ساخته شده از ناهمواری های در مسیر رودخانه ها یا روی سنگ های رسوبی می باشند. بزرگترین آب بندها، عمقی بالغ بر چندین متر دارند. نهشته های حاشیه ای اغلب به صورت قابل توجهی مضرس می باشند.
غارنهشته های مایل یا برون محور در جایی که نیروهای موئینگی یا کریستال غالب باشند، رشد میکنند که محور c آن ها به منظور ایجاد تنوره های باریک منحنی شکل گسترش یافته به سمت بیرون، بالا و پایین از استالاگتیت مادر انحراف می یابند. کلاستر[109]های متراکم می توانند توده های مایل شبیه ستاره دریایی ایجاد کنند. آنه مولیت ها[110] در مکان هایی رو به سمت باد در جهت غالب رشد می کنند. کلاسترهای سوزنی به سمت بیرون به صورت مخروط افکنه ای رشد می کنند و حالت عمده آراگونیت ها هستند، به طوری که رشد آن ها کاملا مرکزی نیست.
مرواریدهای غاری[111] اجزای به هم پیوسته شن و ماسه کروی شکل می باشند که در اطراف هسته مانند سنگ ریزه آشفته شده به وسیله قطرات آب یک حوضچه پدید می آیند. پاپکرن[112] (مرجان های غاری)[113] اجزای به هم پیوسته شن و ماسه نیمه کروی روی سنگ های رسوبی یا دیگر سطوح را توصیف می کنند که اغلب ضخیم می باشند و دارای کلاسترهای چندین لایه می باشند.
کلسیت های زیرآبی ممکن است از رسوب کردن آب های گرم یا شهاب سنگی ایجاد شوند. شکل های اصلی آن ها به صورت پوشش های الوار شکل[114] می باشد. به عنوان مثال بیشتر 150 کیلومتر از مسیرهای غار جواهر در جنوب داکوتا[115]. رسوب گذاری ها از سطح آب تا یک عمق محدود شونده که توسط فشار و اشباع Ca2+ تعیین می گردد، گسترش پیدا می کنند. ضخامت سنگ ریزه ها از یک متر یا بیشتر دیده شده است. ساختارهای کریستالی پیچیده تر و میکروکریستال های مدور "ابرها[116] " در حوضچه های ساکن تشکیل می شوند. سطوح آب توسط سنگ های طاقچه ای[117] در اطراف لبه ها و الوارهای شناور کلسیت سخت شده با ذرات گرد و غبار علامت گذاری شده اند.
توزیع و فراوانی (Distribution and abundance)
غارنهشته ها می توانند به شکل جداگانه در لایه های خاک در امتداد ترک ها و یا به شکل پراکنده رخ دهند. دانسیته یا چگالی می تواند تا زمانی که همه سطوح پوشیده شود، افزایش یابد. غارنهشته های غیراشباع به آسانی دراعماق سطحی در زیر خاک های اشباع از CO2 در مناطق گرمسیری(حاره ای) و شرایط دمایی که رسوب سالیانه اجازه می دهد، رشد نمایند؛ بزرگترین تکه ها و بیشترین میزان چگالی در این مجموعه ها یافت می شوند.
بسیاری از غارها چندین سطح یا تراز دارند. سازندهای غاری در ترازهای پایین در اغلب اوقات ناچیز و کوچک تر می باشند که معمولا به شکل جوان هستند. در هرمجموعه رسوب سازندهای غاری در هر جایی که سطوح غیرقابل نفوذ مانند شیل ها[118] در بالای غار موجود باشد، از رسوب غارنهشته به شدت جلوگیری می شود.
مطالعات نرخ رشد، سن و محیط(Growth rates, age and environmental studies)
در شرایط بهینه و مطلوب (فزونی یون Ca2+، شدت چکه کردن بالا و تبخیر) نی شکل ها[119] می توانند چندین سانتی متر در یک سال گسترش یابد. نرخ رشد نرمال در دیگر انواع غارنهشته ها احتمالا دامنه ای بین ~1.0mm/103 yr در سنگ های رسوبی اقلیم های سرد تا بالغ بر >1.0 m/103 yr در ورودی غارهای گرم دارد. بعضی غارنهشته ها در نرخ های ثابتی رشد می کنند، در حالی که بعضی دیگر توسط عوامل ده گانه یا بیشترمتغیر می باشند. میزان شکاف زیاد توسط برودت و تغییرات میزان آب زیرزمینی ایجاد می گردد.
سن بسیاری از غارنهشته ها می تواند به شکل درست و دقیق (با درصد خطای +/-1 ) به وسیله روش 230Th/234U در صورتی که کمتر از~550 kyr سن داشته باشند، تخمین زده شود. تغییرات در نسبت های ایزوتوپ 18O/16O در زمان رشد نشان دهنده و شاخص تغییرات دمایی گذشته می باشد و نسبت های 13C/12C تغییرات را در میزان یا نوع پوشش گیاهی ارائه می دهد. در مناطقی که دسته بندی کنونی، سالیانه و یا اتفاقی توسط اشعه u/v و یا دیگر تکنیک ها آشکار می گردد، بازسازی با شفافیت بالای شرایط پیشین در بالای غارها مجاز می گردد (Hill and Forti1997: 271–284).
غار نهشته های سنگ گچ (Gypsum speleothems)
سنگ گچ به سه شکل اصلی رسوب می کند: (1) به صورت رشد تبخیری درون سنگ بستر یا رسوب های غار که آنها گسیخته و "بخار زده" می شوند. (2) به صورت پوسته پوشش سخت پراکنده و یا به صورت بیرون زدگی های خارج از محور بر روی سنگ، رسوبات و یا سازندهای غاری کلسیتی. رایج ترین آنها گل ها[120]، دسته های الیافی بیرون زده پیچ خورده با بیش از 50 سانتی متر طول می باشد. سوزن ها از رسوبات رویش پیدا می کنند و "مو" از سقف ها می روید. استالاگتیت های دو شاخه ای بزرگتر در غارهای کمی یافت می شوند. (3) به صورت کف بستر و یا پوسته های سخت جداره در آبگیرهای تبخیری: ضخامت های چندین متری در کارلسبدکاورنز نیومکزیکو[121] رخ می دهد، جایی که رسوبگذاری مجدد از تغییر پوسته های شکل گرفته توسط واکنش H2SO4 با جداره های سنگ آهک وجود دارد.
References
Cabrol, P. and Mangin, A. (2000) Fleurs de pierre, Lausanne: Delachaux et Niestle.
Hill, C. and Forti, P. (eds) (1997) Cave Minerals of the World, 2nd edition, Huntsville, AL: National Speleological Society of America.
Railsback, L.B. (2000) An Atlas of Speleothem Microfabrics, http://www.gly.uga.edu/railsback/ speleoatlas/SAindex1.html
Van Beynen, P.E. and Bourbonniere, R., Ford, D. and Schwarcz, H. (2001) Causes of color and fluorescence in speleothems, Chemical Geology 175(3–4), 319–341.
DEREK C. FORD (مترجم: فاطمه کرامتی)
SPHEROIDAL WEATHERING - هوازدگی کروی
هوازدگی کروی شکل پدیده ای است که به موجب آن بلوک های به هم چسبیده درون رگولیت[122] به صورت برآیند پراکندگی لایه های هم محور سطوح بلوک گرد هم می آیند. هوازدگی کروی در بازالت و گرانیت شایع می باشد، اما این نوع هوازدگی هم چنین در دولریت ها، آندزیت ها و بعضی از ماسه سنگ ها یافت می شود(Heald et al. 1979).
دو مکتب اصلی در خصوص علت هوازدگی کروی وجود دارد. مورد اول با جداسازی پوسته های ایجاد شده به علت تنش های پسماند ناشی از سرما و انقباض مواجه است، با این حال آن نمی تواند وجود سنگ های برون زده در اثر فرسایش را در سنگ های رسوبی مانند ماسه سنگ تشریح نماید. اولییر[123] (1971) هم چنین حالتی را که هوازدگی کروی شکل به صورت یک فرآیند حجمی ثابت است ایجاد کرد، یعنی اینکه هیچ گونه انبساط و انقباضی در صورتی که حالت مورد نظر با پوسته پوسته شدن و ورقه شدن همراه باشد، وجود ندارد.
مکتب دوم با فعالیت های شیمیایی مواجه است، در مقدمه فرآیند هیدرولیزکه منجر به انتقال عناصر مواد معدنی و اشباع کننده های آن ها در لایه های جداگانه می شود. بنابراین باندهای متمایز انباشت و تقلیل ایجاد می شوند(Augustithus and Ottemann1966). فعالیت در گوشه ها و لبه ها رایج می باشد و بنابراین تمایل برای بلوک های به هم پیوسته زاویه دار جهت گرد شدن و یا به شکل کروی در آمدن وجود دارد.
اولییر (1984) استدلال می کند که استفاده از واژه هوازدگی کروی می بایست به وضعیت هایی که هوازدگی به بلوک ها از تمامی جهات حمله می کند، محدود گردد. بدین معنی که بلوک می بایست زیر سطح زمین باشد. واضح است که قلوه سنگ ها درابتدا توسط هوازدگی کروی، گرد شده اند، ممکن است به علت فرسایش، متعاقبا در سطح نمایان شوند. در این لحظه شکل و نرخ هوازدگی تمایل به تغییرات معناداری دارد. اگر رگولیت متعاقباً به صورت کامل توسط عوامل فرساینده حذف شود، لندفرم ها به شکل زمینه های قلوه سنگی شناخته می شوند و صخره های قلوه سنگی ممکن است روی سطح باقی بمانند.
شکل و اندازه سنگ های برون زده و قلوه سنگ ها توسط فاصله درزه ها در توده سالم تعیین می شود، هوازدگی کروی در سنگ هایی با درزه های نزدیکتر و روزنه های عریضتر، تأثیر بیشتری دارد(شکاف های میان بلوک ها). در این روش شانس برای نفوذ سنگ با حلال های شیمیایی بهینه می گردد.
References
Augustithus, S.S. and Ottemann, J. (1966) On diffusion rings and spheroidal weathering, Chemical Geology1, 201–209.
Heald, M.T., Hollingsworth, T.J. and Smith, R.M. (1979) Alteration of sandstones as revealed by spheroidal weathering, Journal of Sedimentary Petrology49, 901–909.
Ollier, C. (1971) Causes of spheroidal weathering, Earth-Science Reviews 7, 127–141. ——(1984) Weathering, London: Longman.
Further reading
Chapman, R.W. and Greenfield, M.A. (1949) Spheroidal weathering of igneous rocks, American Journal of Science 247, 407–429.
Selby, M.J. (1993) Hillslope Materials and Processes, New York: Open University Press.
Yatsu, E. (1988) The Nature of Weathering: An Introduction, Tokyo: Sozosha. SEE ALSO: weathering
DAWN T. NICHOLSON (مترجم: فاطمه کرامتی)
SPIT – زبانه ماسه ای
یک چشم انداز ساحلی رسوبی که به آسانی شناسایی می شود، پتانسیل پیچیدگی فرآیند های تشکیل را به طور نادرست ارائه می دهد. (Gilbert 1890; Davis 1896; Zenkovich 1967; Carter 1988). ساختار و شکل زبانه ماسه ای از طریق پرسپکتیو با نمای از بالا به خوبی مورد تحلیل قرار می گیرد به گونه ای که ویژگی توسعه یافته ریخت ساحلی برای تشکیل زبانه ماسه ای حیاتی می باشد. زبانه های ماسه ای روی خطوط ساحلی نا منظم یافت می شوند، جایی که قابلیت دسترسی رسوبات و نیروی موج، صاف شدگی ساختاری خطوط ساحلی را به وسیله حفظ جهت امتداد ساحل (به شکل یک زبانه) به دهانه های ساحلی مجاز می دارد.
زبانه های ماسه ای اساساً دارای ویژگی رسوب باریک به شکل خاکریز هستند که برتری رسوبات امتداد ساحل را نسبت به حرکت رسوبات در عرض ساحل نشان می دهند. امتداد یک زبانه ماسه ای که به عرض وابسته است، نشانه ای از قابلیت دسترسی رسوبات ساحلی و هم چنین پتانسیل انتقال تولید شده توسط موج در امتداد ساحل می باشد. بعضی از رسوبات میتوانند از پهنه وسیعی باشند ، زبانه های ماسه ای که ماسه در آن ها غالب است، از رایج ترین آن ها می باشند. زبانه های ماسه ای که غالبا شنی هستند بسیار شبیه ارتفاعات دامنه تا به ارتفاعی می باشند که در آنجا شن یک عنصر اصلی از میزان قابلیت دسترسی رسوبات ساحلی می باشد. از آنجا که زبانه های ماسه ای اساساً از فعالیت شکست موج تولید می شوند، زبانه های ماسه ای که رسوبات لجنی وگلی آن ها غالب باشد، بعید است که ملاحظه شوند. وجود زبانه ماسه ای یک انرژی پشت زبانه ماسه ای در پناه باد همراه با جریاناتی با انرژی کم (جزر و مدی و موج کوچک) تولید می کند و رسوبات نرم ذخیره می شوند (سواحل جزر و مدی و باتلاقی).
شکل دید از بالا یک زبانه ماسه ای با دید از بالای نقاط اوج امواج ( و بردارهای انتقال رسوبات امتداد ساحل) تعیین شده توسط عمق سنج های ساحل کناری مرتبط می باشد. زبانه های ماسه ای تمایل به توسعه در جایی دارند که شکست موج نمی تواند با تغییرات ناگهانی روند ساحلی، خود را تطبیق دهد و کاهش سریع در زاویه برخورد موج بزرگ، نرخ جابه جایی نسبی امتداد ساحل را در این نقطه کاهش می دهد. این امر به رسوبات ساحلی اجازه می دهد که به فراتر از خط ساحلی پرت شوند. زبانه های ماسه ای از این هسته های رسوبی ساخته می شوند، جهت آن تابعی از شکست موج سازگار با تغییرات عمق سنجی آب نزدیک ساحل ایجاد شده به علت حضور زبانه ماسه ای می باشد.
زبانه های ماسه ای یک توالی از تغییرات ارتعاشی را که مرتبط با تغییرات در تأمین رسوبات و همچنین پتانسیل انتقال امتداد ساحل می باشد، نشان می دهند و هنگامی که موج کرانه ای با امتداد زبانه ماسه ای زاویه دارد به خوبی توسعه پیدا می کند. زبانه ماسه ای می تواند درون یک خلیج رخ دهد، هنگامی که بالای موج ها موازی با دهانه خلیج باشد. ترتیب و قاعده شکل نمای بالایی یک زبانه ماسه ای تابعی از جهت موج و سازگاری شکست موج می باشد. هر زبانه ماسه ای به ساحل و هم چنین به منبع رسوب گذاری مجاور خودش توسط دماغه[124] اتصال دارد، درحالیکه امتداد یک زبانه ماسه ای در قسمت انتهایی زبانه ماسه ای اتفاق می افتد. زبانه ماسه ای در هر ( se ) معمولا فقط مبین سطح زمین از ویژگی یک سطح زیردریایی بزرگتر (سکوی زبانه ماسه ای) می باشد، موقعیت انتهایی که به صورت سراشیبی زبانه ماسه ای می باشد. رسوب سراشیبی میزان رشد زبانه ماسه ای را کنترل می کند و معمولا دارای نسبت بالایی از رسوبات نرم ( حتی در زبانه های ماسه ای که غالبا شنی هستند) می باشد که با شدت جریان تولید شده توسط موج مرتبط است. از آنجا که محل رسوبات برای سکوی زبانه ماسه ای توسط انتقال امتداد ساحل و کنار ساحل تأمین می شود، قابلیت دسترسی رسوبات را به سازه های روی زمین شبیه سازی میکند، هرچند که تمایل به رسوبات نرم تر دارد. سکوی زبانه ماسه ای نیازمند حجم رسوبات افزایش دهنده می باشد، چون زبانه ماسه ای به صورت پیش رونده در آب های عمیق تر ساخته می شود و به صورت حجم سازه روی زمین معمولا به همان صورت باقی می ماند. نرخ امتداد زبانه ماسه ای در صورتی که نرخ تأمین رسوبات امتداد ساحل افزایش پیدا نکند، با گذشت زمان رو به کاهش می رود. بنابراین نرخ تأمین رسوبات یک معیارکنترلی مهم در توسعه زبانه ماسه ای می باشد.
یک موج سریع و کم عمق وجود دارد و انحنای رو به سمت خشکی بالای شکست موج در انتهای زبانه ماسه ای گرادیان عمقی تیزی ارائه می دهد. این امر موجب انحنای سازهی انتهایی در مقابل روند عمودی برای زبانه ماسه ای شدن می شود. انحنا، متناظر با ارتفاع شکست کاهش یافته و تصفیه رسوبات، در زمان هایی که تأمین رسوبات ساحلی رو به افول است، ارتقا می یابد. هنگامی که تأمین دوباره برقرار میگردد، زبانه ماسه ای می تواند در یک مسیر با طرح اولیه اش امتداد یابد و انحنای مجدد صورت نمیگیرد. حجم بالای منبع رسوبات ( اما به صورت اتفاقی ) می تواند منجر به تشکیل زبانه های ماسه ای جابه جا شونده گردد. در جایی که نمای کلی شکل زبانه ماسه ای اساساً به جای هم پوشانی داشتن با انحنا به صورت خط مستقیم می باشد( Carter and Orford 1991). این سناریو اغلب با تشکیل اولیه زبانه های ماسه ای در خط ساحلی جدا از هم می باشد جایی که تأمین رسوبات از منابع رسوبی محدود جداگانه شکل می گیرد( به عنوان مثال خطوط ساحلی تپه ای بسیار نازک: Orford et al. 1996). به محض اینکه منابع رسوبات زبانه ماسه ای تخلیه شد، نیروی موج متدوام شروع به جای گذاری مجدد رسوبات زبانه ماسه ای موجود میکند که منجر به نازک تر شدن دماغه زبانه ماسه ای می گردد، پتانسیل افزایش یافته سازه های روزمینی جهت غلتیدن (به گونه ای که امواج بزرگتر در نزدیکی ساحل می شکنند) و حرکت به سوی خشکی زبانه ماسه ای در امتداد تراز جریان آب می شود. جایگزینی باعث گسترش یا تثبیت موقعیت دوردستی می شود که تمایل دارد به صورت یک موقعیت متحرک برای کنترل امتداد تراز آب زبانه ماسه ای عمل نماید. زبانه های ماسه ای معمولا تحت شرایط بالا آمدن نسبی سطح آب دریا در سرتاسر، عقب نشینی می کنند و بنابراین می غلتند. شواهد و مدارک مربوط به عقب نشینی توسط زبانه بازخمیده[125] ی ناقص و هم چنین گیاهان پشت سدی بر روی وجه رو به دریا قابل دسترسی است.
جریان های جزر و مدی می توانند بر روی انتهای زبانه ماسه ای تأثیر گذار باشند. مخصوصا هنگامی که رشد زبانه ماسه ای عرض ورودی ساحلی را فشرده می سازد. به محض اینکه بازده هیدرولیکی جزر و مد ورودی افزایش می یابد، هر عدم تقارن جزرومد منجر به حفظ انتهای زبانه ماسه ای توسط تپه های ماسه ای[126] مرتبط با تشکیل دلتا می شود. این موارد به ترتیب شکست امواج را در انتهای زبانه ماسه ای تحت تأثیر قرار می دهند و به بندآب های لجنی اجازه میدهند رو به ساحل حرکت کنند و ساحل انتهایی را بسازند. این امر می تواند منبعی برای تپه های شنی بادی دور دست و تخلیه رسوبات در جای دیگری روی زبانه ماسه ای شود. تغییرات با رسوبات دلتا ناشی از احیای پشت سدی می تواند رشد انتهایی را تحت تأثیر قرار دهد : کاهش در میزان تأمین رسوبات می تواند منجر به نابودی انتهای زبانه ماسه ای، باریک شدگی و کوتاه شدن زبانه ماسه ای توسط شست و شوی زیادگردد. کنترل به وسیله دلتا های فروکش کرده روی الگو های شکست موج علی رغم جهت غالب منبع رسوب، می تواند منجر به رشد زبانه ماسه ای مقابل در سراسر ورودی های جزر و مدی گردد. زبانه های ماسه ای که ورودی های مجدد سد را محاصره می کنند(see BARRIER AND BARRIER ISLAND ).
References
Carter R.W.G. (1988) Coastal Environments, New York: Academic Press.
Carter, R.W.G. and Orford, J.D. (1991) The sedimentary organization and behaviour of drift-aligned gravel barriers, Coastal Sediments ’91, American Society of Civil Engineers 1, 934–948.
Davis, W.M. (1896) The outline of Cape Cod, Proceedings of the American Academy of Arts and Science 31, 303–332.
Gilbert, G.K. (1890) Lake Bonneville, US Geological Survey, Monograph 1, 47–48, Washington.
Orford, J.D., Carter, R.W.G. and Jennings, S.C. (1996) Control domains and morphological phases in graveldominated coastal barriers, Journal of Coastal Research 12, 589–605.
Zenkovich, V.P. (1967) Processes of Coastal Development, 409–447, Edinburgh: Oliver and Boyd.
JULIAN ORFORD (مترجم: فاطمه کرامتی)
SPRING, SPRINGHEAD - چشمه و سرچشمه
چشمه ها نقاطی هستند که آب زمین، که در ارتفاعات بالاتر تغذیه می شود، در سطح بیرون می آیند. بسته به ذات و طبیعت تغذیه و خصوصیات ذخیره ای- انتقالی سفره آب زیرزمینی[127] که آب از طریق آن جریان یافته است، آنها می توانند دائمی ، فصلی یا موقتی خشک شده باشند. در نواحی کارستی چشمه های برگشتی که استاول[128] شناخته می شوند، به ویژه در گودال های بزرگ کارستی[129] یافت می شود.
از دیگر ویژگی های نواحی کارستی وجود چشمه های زیرجریانی دائمی و یا چشمه های روجریانی با ارتفاع بالاتر می باشد که موقتی هستند. جریان آب چشمه ممکن است تغییرات کمی را نسبت به زمان نشان دهد و یا تغییرات سریعی را نسبت به تغذیه نشان دهد و بیش از چندین مرتبه از اندازه تغییرکند. بعضی از چشمه ها که جریان خروجی آن ها توسط سیستم منبع سیفونی کنترل می شود، فروکش کردن و جریان آب منظمی را با یک دوره تناوبی دقیقه تا ساعت نشان می دهد. آب فشان ها[130]، چشمه های آب گرم تناوبی می باشند که در آن ها مولکول فشرده آب تا نقطه جوش گرم می شوند و جوشش به صورت انفجاری رخ می دهد به گونه ای که فشار آزاد می شود.
چشمه ها در ارتفاعات مختلفی از بالای کوه تا زیر سطح دریا یافت می شوند. چشمه ورلجا[131] در مدیترانه مثالی از نوع اخیر می باشد. چشمه ها در محدوده ای بالغ بر هفت برابر ارتفاع از تراوش تا چشمه های بزرگ با میانگین جریان آب بالغ بر 20m3 s-1 و جریان لحظه ای چند صد متر m3 s-1 می باشند. اغلب چشمه های بزرگ از نوع کارستی هستند و تنها آن هایی که از سنگ های ولکانیک ترک خورده به وجود آمده اند، رقیبی برای دبی خروجی آن ها هستند. بزرگترین چشمه ها، چشمه توبیو[132] در پاپوآگینه نو می باشد که میانگین دبی سالانه آن 85–115m3 s-1 است.
چشمه هایی که فقط آب نفوذی را تخلیه می کنند چشمه های کارستی نامیده می شوند. در حالی که چشمه هایی که مخلوطی از آب و آب نفوذی ( تراوش ) را تخلیه میکنند به عنوان چشمه های بازگشتی شناخته می شوند. واژه "بالاآمدگی[133]" عموماً توسط غار شناسان به عنوان مترادفی برای چشمه به کار گرفته می شود. آن دسته از چشمه هایی که از عمق به بالا می آیند، چشمه های تحت فشار هستند، بعضی اوقات چشمه های فواره ای کارستی[134] پس از چشمه فواره ای فونتین[135] در فرانسه که در عمق 315 متری کشف شده بود نامیده می شوند. در جایی که تراز هیدرولیکی داخلی در یک سفره آب زیرزمینی افزایش می یابد، جریان آب را مجبور به بالا آمدن میکند، در این صورت، چشمه ها به صورت یک موقعیت بالاآمده ظاهر می شوند که معمولا به آرتزین شهرت دارند.
چشمه های کارستی نقاط خروجی از شبکه درختی ازکانال ها هستند که بعضی اوقات آنقدر بزرگند که برای اکتشافات بشری مناسب هستند (مانند غار). بنابراین تمایل دارند که هم بزرگتر باشند و هم درکمیت و کیفیت متغیرتر از چشمه هایی باشندکه از پوشش لنزهای شکسته شده و یا درشت منظم پدیدار می شوند. مورد اخیر می تواند نتیجه همگرایی خطوط جریان در یک چاله و یا تمرکز جریان در امتداد یک شکستگی باز مانند گسل ها ، درزه ها یا سنگ های بستر باشد.
در جایی که چشمه با یک دبی متوسط تا زیاد در یک نقطه برای مدت طولانی پدیدار می شود، یک سرچشمه مشخص یا سراشیب شکل می گیرد. دره هایی که به صورت ناگهانی در سر چشمه شروع می شوند به عنوان دره حفره ای[136] یا ریکول[137] نامیده می شوند. بیشتر آنها کوتاه هستند اما بعضی ده ها متر ارتفاع دارند. آنها ممکن است توسط فرسایش قهقرایی[138] تشکیل شوند، چون آب از چشمه از سنگ روی آن نقب می زند و یا توسط فروریزش گودال حادث می شود.
Further reading
Ford, D.C. and Williams, P.W. (1989) Karst Geomorphology and Hydrology, London: Unwin Hyman.
Jennings, J.N. (1985) Karst Geomorphology, Oxford: Blackwell.
LaMoreaux, P.E. and Tanner, J.T. (2001) Springs and Bottled Waters of the World, Berlin: Springer-Verlag.
JOHN GUNN (مترجم: فاطمه کرامتی)
STACK - جزیرک
جزیرک ها ستون های سنگی منفردی هستند که معمولا هنگامی که بخشی از ساحل عقب میرود باقی مانده و تشکیل می شوند. درزه ها و یا گسل ها نیز می توانند موجب گسیختگی این جزایر کوچک از خشکی اصلی شوند. جزیرک ها هم چنین به دلیل چین خوردگی، مغروق شدن کارست حاره ای، لوله های انحلالی[139]، سخت شدگی و یا انواع سنگ های متغیر گسترش می یابند. آنها در سنگ های نسبتاً سخت که به خوبی توسط لایه های ضعیف محاصره شده اند، تشکیل می شوند. این جزایر کوچک عموماً در سنگ های ساحلی سست و کم مقاومت یا سنگ هایی با سسیستم درزه ای متراکم تشکیل نمی شوند. جزیرک ها می توانند از ریزش قوس تاق های ساحلی نیز گسترش یابند(see ARCH, NATURAL) اما بعضی ها مستقیما از فرسایش پیشانی پرتگاههای ساحلی تشکیل می شوند.
Further reading
Trenhaile, A.S. (1987) The Geomorphology of Rock Coasts, Oxford: Oxford University Press.
ALAN TRENHAILE (مترجم: فاطمه کرامتی)
STEP-POOL SYSTEM – سیستم چالاب پلکانی
چالاب های پلکانی ویژگی آبراهه هایی است که در مورفولوژی مسیر رودخانه در دامنه های کوهستانی پر شیب جریان دارند ( Chin 1989). پلکان ها[140] به صورت کلی از سنگ فرش ها[141] و قلوه سنگ ها[142] ساخته شده اند، آنها توسط مواد ریزتر که تشکیل دهنده چالاب است جدا می شوند. پلکان ها و چالاب ها به صورت یک در میان یک توالی پی در پی از فرم بستر را با نیمرخ طولی که شبیه یک پلکان است، ایجاد می کنند. مورفولوژی چالاب های پلکانی به طور مشابه در کانال های با بستر سنگی و در حوضچه های با پوشش گیاهی که کانال ها با نخاله های چوبی به منظور ایجاد پله ترکیب شده اند، توسعه می یابند تا پلکان چوبی را تولید نمایند. چالاب های پلکانی بخشی از تشکیلات بستر درشت دانه پیوسته هستند که شامل حوضچه ها و برجستگی های عرضی هستند(and Buffington 1997 Montgomery). علی رغم تأثیرات خارجی، چالاب های پلکانی عموماً با قاعده و نظم کافی رخ می دهد تا یک کف رودخانه همگن را ایجاد کند، آنها یک نوع مآندر[143] در بعد عمودی را ارائه می دهند(Chin 2002).
چالاب های پلکانی اساساً به دلیل ایجاد مقاومت هیدرولیکی دارای اهمیت می باشند. پله ها آب را مجبور می کنند که درون حوضچه های پایین فرو روند و ارتقاء دهنده جریان زیرزمینی که بیشتر انرژی جنبشی جریان را توسط گرداب های موجی مستهلک می کنند، باشند. به دلیل افت عمودی تراز سطح آب به علت این که جریانات آب از پله به حوضچه می رسد، پله ها هم چنین انرژی پتانسیل را کاهش می دهند که در غیر این صورت می تواند برای تبدیل به مؤلفه های طولی انرژی جنبشی استفاده شده جهت فرسایش یا انتقال رسوبات در دسترس قرار گیرد. پله ها قابلیت خنثی نمودن شیب های تند را فراهم می آورند، که به موجب آن از فرسایش مضاعف و هم چنین تخریب آبراه جلوگیری می کند. نقش چالاب های پلکانی به طور ویژه در رودخانه های کوه های محصور که امکان استهلاک انرژی توسط مآندر و شاخه شاخه شدن وجود ندارد، بسیار مهم است.
چالاب های پلکانی یک بخش از هندسه هیدرولیکی رودخانه های کوهستان را تشکیل می دهند. روابط ثابت بین طول پله، ارتفاع پله و هم چنین گرادیان شیب آبراه وجود دارد. با کاهش شیب، طول پله افزایش یافته و ارتفاع آن کاهش می یابد. این قبیل روابط صرف نظر از نوع زیرلایه و وجود نخاله های چوبی وجود دارد که پیشنهاد میکند ویژگی های پله حداقل توسط میزان مصرف انرژی جریان کنترل شود(Wohl et al. 1997). چالاب های پلکانی ابزاری را جهت تنظیم ناهمواری مرز ارائه می دهند. چالاب های پلکانی هنگامی که نسبت میانگین ارتفاع پله به میانگین طول پله به شیب آبراهه بین 1 و 2 باشد، بیشترین مقاومت را نشان می دهند(Abrahams et al. 1995).
چالاب های پلکانی توسط سیل هایی با ارتفاع زیاد و فرکانس پایین در مقیاس 50 سال یا بیشتر جا به جا می شوند(Grant et al. 1990). مکانیسم ایجادکننده آن کاملا مشخص نیست. تجربیات آزمایشگاهی پیشنهاد میکند که پله ها ممکن است به صورت پادتلماسه[144] از زیرجریان های با ارتفاع زیاد نشأت گیرند(Whittaker and Jaeggi 1982). با این حال اگرچه داده های میدانی محدود، مدل پادتلماسه را تائید میکند، این تئوری نمی تواند چالاب های پلکانی را در همه موارد تشریح نماید. به عنوان مثال چالاب های پلکانی در بعضی آبراهه ها که جریانات بعید به نظر می رسد که به طور کامل سنگ ها را مستغرق کنند و پادتلماسه تشکیل دهند، توسعه می یابند. تفسیر دیگر روی ناپایداری جریان و جابه جایی تصادفی ذرات بزرگ متمرکز می باشد.
شکل بستر چالاب های پلکانی ، هیدرولیک و انتقال رسوب را به روش های متمرکز کنترل می نماید. به عنوان مثال سرعت و مقاومت جریان بین پله و حوضچه و در امتداد با افزایش دبی در نوسان می باشد(Lee and Ferguson 2002). انتقال رسوب به صورت گهگاه می باشد که توسط گام ها و فواصل انتقال تعیین شده است(Schmidt and Ergenzinger 1992). بنابراین پیش بینی انتقال رسوب در جریان های پله-حوضچه با استفاده از ابزار استاندارد امری گیج کننده است. اطلاعات جدید از حوضه های آبخیز[145] مجهز به ابزارهای اندازه گیری (e.g. Lenzi 2001) پتانسیل جهت دریافت نگرش های قابل توجه به انتقال باربستر و هم چنین فرآیندهای مرتبط با پله-حوضچه را ارائه می دهد.
References
Abrahams, A.D., Li, G. and Atkinson, J.F. (1995) Steppool streams: adjustment to maximum flow resistance, Water Resources Research 31, 2,593–2,602.
Chin, A. (1989) Step pools in stream channels, Progress in Physical Geography 13, 391–407. ——(2002) The periodic nature of step-pool mountain streams, American Journal of Science 302, 144–167.
Grant, G.E., Swanson, F.J. and Wolman, M.G. (1990) Pattern and origin of stepped-bed morphology in high-gradient streams, western Cascades, Oregon, Geological Society of America Bulletin 102, 340–352.
Lee, A.J. and Ferguson, R.I. (2002) Velocity and flow resistance in step-pool streams, Geomorphology 46, 59–71.
Lenzi, M.A. (2001) Step-pool evolution in the Rio Cordon, northeastern Italy, Earth Surface Processes and Landforms 26, 991–1,008.
Montgomery, D.R. and Buffington, J.M. (1997) Channelreach morphology in mountain drainage basins, Geological Society of America Bulletin 109, 596–611.
Schmidt, K.H. and Ergenzinger, P. (1992) Bedload entrainment, travel lengths, steplengths, rest periods – studied with passive (iron, magnetic) and active (radio) tracer techniques, Earth Surface Processes and Landforms 17, 147–165.
Whittaker, J.G. and Jaeggi, M.N.R. (1982) Origin of step-pool systems in mountain streams, Journal of the Hydraulic Division, ASCE 108, 758–773.
Wohl, E., Madsen, S. and MacDonald, L. (1997) Characteristic of log and clast bed-steps in step-pool streams of northwestern Montana, USA, Geomorphology 20, 1–10.
Further reading
Wohl, E. (2000) Mountain Rivers, Washington, DC: American Geophysical :union:.
SEE ALSO: gravel-bed river
ANNE CHIN (مترجم: فاطمه کرامتی)
STERIC EFFECT - اثر استریکی
اثری که ابعاد مولکولی مواد، شدت و مسیر واکنش های شیمیایی و فیزیکی را کنترل می کند. اثر استریکی وارده بر روی شدت فرایند ممکن است منجر به افزایش(شتاب استریکی ) و یا کاهش(تأخیر استریکی ) گردد. مهم ترین تأثیر استریکی در ژئومورفولوژی تغییرات سطح دریا می باشد. در آب دریا، تأثیرات استریکی از تغییرات دمایی و اختلاف هایی در میزان شوری نشأت می گیرد(به عنوان مثال دانسیته). به محض اینکه گرما توانایی تبادل آزادانه با اتمسفر را به دست می آورد ، دما پارامتر استریکی غالب می شود، به ویژه در مقیاس های زمانی طولانی تر(هزاران سال) که میزان شوری در اقیانوس ها ثابت باقی می ماند. تغییر در سطح تراز آب دریا به عنوان نتیجه ای از تأثیرات استریکی به ارتفاع استریکی ارجاع داده می شود. این امر به صورت ارتفاع دریا به گونه ای که تمام حجم ویژه از یک سطح فشار خاص به سطح اقیانوس باشد، تعریف می شود. با این وجود ارتفاعات استریکی به سختی محاسبه می شوند و روند دست یابی به آن ها نیز سخت است، به دلیل اینکه تغییرات بر روی مقیاس های استریکی و زمانی متغیری رخ می دهد.
تغییرات استریکی در دوره های زمانی فصلی و سالانه که اغلب به صورت پیامدی از تأثیرات استریکی در 500 متر بالاتر از اقیانوس هایی که در آنجا تبادل گرمایی سریع تر می باشد، رخ می دهد. برآورد می شود که هر افزایش در دما از یک درجه سانتی گراد در سراسر 500 متر بالا منجر به افزایش تراز سطح آب دریا به میزان تقریبا 100 میلی متر خواهد شد. در مقایسه، آب های عمیق تر سردتر تبادل گرمایی آهسته تری را نشان می دهند، و این گونه استدلال شده است که آنها می بایست در محاسبات ارتفاع استریکی چشم پوشی شوند. با این حال قسمتی از آب در دمای 4 درجه سانتی گراد در عمق 2000 متری ضریب انبساط دمایی (که با دما و فشار افزایش می یابد) 60 درصد بزرگی آن قسمتی از سطح اقیانوس را دارد که در دمای 20 درجه سانتی گراد را دارد (Roemmich 1990). هر درجه گرم شدگی در کل آب دریا به میزان یک درجه سانتی گراد سطح دریا را تقریبا 2/0 متر یا 20 سانتی متر بالا می برد، در حالی که هر درجه گرم شدگی به میزان 10 درجه سانتی گراد می تواند منجر به افزایشی در سطح آب دریا به میزان حدودا 8 متر گردد ( به دلیل این که ضریب انبساط گرمایی با دما افزایش می یابد). (Knutti and Stocker 2000).
تغییرات ارتفاع استریکی به منظور اثر نوسانات کلی سطح آب در مقیاس های زمانی کوتاه مدت به ویژه ( فصلی، سالیانه و دوره های ده ساله به مقدار 10 سانتی متر) نشان داده می شوند، هنوز تأثیرات استریکی به اندازه کافی بزرگ نیست که برای تغییرات سطح آب در مقیاس های زمانی بزرگتر ( به عنوان مثال 150 متر بالا آمدگی در سطح آب از آخرین دوره یخچالی ) محاسبه شود((Roemmich 1990. با این وجود انقباض دمایی آب می تواند برای بالا آمدن تراز آب دریا مابین دوره گرم کرتاسه[146] (144–66Ma) و شروع سیستم یخچالی در دوره سنوزوئیک[147] محاسبه شود.
تأثیرات استریکی اهمیت کنونی مرتبط با گرم شدگی کلی را متوقف نمود و چندین مطالعه مدل سازی شده تغییرات گذشته و عکس العمل مشابه اقیانوس ها نسبت به تغییرات آتی را مورد مطالعه و تحقیق قرار دادند(e.g. Knutti and Stocker 2000). هر بالا آمدن در سطح آب دریا به علت تغییرات استریکی در قرن آینده در حدود 10 الی 50 سانتی متر تصور می شود.
References
Knutti, R. and Stocker, T.F. (2000) Influence of the thermohaline circulation on projected sea level rise, Journal of Climate 13, 1,997–2,001.
Roemmich, D. (1990) Sea level and the thermal variability of the ocean, in National Research Council Sea Level Change (Studies in Geophysics), Washington, DC: National Academy Press.
STEVE WARD (مترجم: فاطمه کرامتی)
STONE-LINE - خط سنگی
خطوط سنگی مترادف با لایه های سنگی nappes de gravats (فرانسوی) و Steinlagen (آلمانی) می باشد و مشخصه های چینه شناسی بسیاری از خاک های مناطق حاره ای و پروفیل های هوازده می باشد. آنها عمدتا موج دار و تقریبا ناپیوستگی های نشأت گرفته از پایین شیب در خاک ها، شامل رگه های باریک مقاوم، قطعات سنگی بزرگ غیرهوازده در عمق های مختلفی در زیر سطح زمین امتداد (خط تقاطع یک لایه با صفحه افقی) پیدا می کنند. از لحاظ ضخامت آنها ممکن است از چندین سانتی متر تا یک متر و یا حتی بیشتر تغییر کنند. این لایه های مواد بزرگ خاک های لومی قرار گرفته به خاک های ماسه ای فوقانی را یا رسوبات ناشی از شستشوی دامنه ای از خاک های زیرین هوازده یا ساپرولیت[148] جدا می کند. در اغلب نمونه ها لایه زیرین به خوبی طبقه بندی نشده و ممکن است به صورت زاویه دار تا نیمه زاویه دار باشند، یا در مقایسه با شن ها و سنگ ریزه ها به خوبی در ظاهر گرد و مدور شده باشد. اگرچه معمولا توسط کوارتز، پیزولیت[149]، دانه های آهن و قطعات بزرگتری از پوسته های لاتریت غالب می باشد اما می تواند به همراه مصنوعات بشری نیز رخ دهد.
یک زیرشاخه چینه شناسی سه پله ای از مجموعه خط سنگ برای ناحیه مرکزی افریقا توسعه داده شد، که به صورت متمایز پوشش رسوبات شستشوی دامنه ای یا لایه آلفا، خط سنگ یا لایه بتا، سنگ هوازده (ساپرولیت) یا لایه گاما (Stoops 1967). لایه آلفا معمولا از چند سانتی متر تا چندین متر ضخامت دارد. این لایه بافت سستی را شامل میشود اما مواد ساختاری، از ماسه ای تا بافت رسی، عملا فاقد اجزای بزرگتر از 4 میلی متر می باشد ( به استثنای بعضی خاک های سست آهنی سخت شده که عمدتا در سطح می باشد). این لایه هیچ گونه چینه بندی را نشان نمی دهد. رسوبات شستشوی دامنه ای از شیب عمومی تپه تبعیت می کند، اگرچه با یک مسیر سینوسی موضعی همراه با درون گرایی می باشد. دامنه بالا آمدگی سینوسی بین 2 تا 4 متر متغیر است و به تنهایی اختلاف ارتفاعش به 50 سانتی متر می رسد. در انتقال رسوبات شستشوی دامنه ای (لایه آلفا) به خط سنگ (لایه بتا) موادی با قطر بزرگتر که تا یک سانتی متر پدیدار می شود. در امتداد برخلاف رسوبات شستشوی دامنه ای پوششی، خط سنگ اغلب یک پخش شدگی عمودی که عمده آن ها توسط کوارتزرگه ای هوازده[150] و سنگ ریزه های مدور با پوشش آهن را نشان می دهد که آوار شن های رودخانه ای هستند. ابزارآلات ماقبل تاریخ در بعضی ازمناطق لایه بتا شناسایی شده است. تنها در امتداد بعضی از قسمت ها، یک انتقال تدریجی به پایین تر که لایه بتا b2 نامیده می شود، رخ می دهد. این بخش از خط سنگ اساساً شامل قطعات در جای رگه های کوارتزی هوازده و نوارهای سنگ چرت می باشد که نشان دهنده یک شکل نیمه زاویه دار تا زاویه دار هستند. پوشش های سطحی قطعات سنگی به ندرت یافت می شود. ضخامت این لایه می تواند از چندین سانتی متر تا 2 متر برسد. زیر خط سنگ یک ناحیه هوازده شده عمیق قابل شناسایی است که توسط رس کائولینیت با یک انتقال واپسین به سنگ بستر تشخیص داده می شود. زیرشاخه بعدی لایه گاما مرتبط با رنگ خاک و خصوصیات میکرومورفولوژی، در ارتباط با تغییرات بعدی پروفیل خاک می تواند ارایه گردد (به عنوان مثال گاما یک، گاما دو، گاما سه).
به علت تنوع زیاد پدیده خط سنگ در نواحی گرمسیری، متون فنی گسترده ای در خصوص ویژگی های چینه شناسی آن ها موجود می باشد که نشان دهنده چندین تئوری است و فرایندهای ژئومورفیک می تواند در خصوص تشریح منشأ مورفوژنتیک آن ها مدنظر قرار گیرد. اوایل تحقیقات در خصوص خط سنگ در اواخر دهه 1940 این بود که سنگ هایی که ذاتاً بر روی عمق پروفیل خاک پراکنده می شوند، قادرند از میان بافت ریزدانه نشست کنند و در نهایت در بالای سنگ بستر تحتانی، متمرکز شوند. با این حال این مفهوم به اشتباه تائید شد، چون ظرفیت تحمل یک خاک عموما به قدر کافی بالا می ماند تا بتواند محافظی برای سنگ ها باشد. امروزه، این امر پذیرفته شده است که تشکیل خط سنگ به درستی به مفاهیم دیرینه سلسله وار و به خصوص به محدوده مورفولوژی شیب و فرآیندهای شیب دامنه مرتبط می باشد. این امر اساساً مرتبط با هوازدگی های طولانی مدت و مورفولوژی دینامیک چشم انداز می باشد. علی رغم تفسیرهای متفاوت از ویژگی های خط سنگ، آن ها هم چنان در حال بحث و بررسی می باشند، به ویژه آنهایی که نتیجه تشکیل به صورت درجا و ذاتی توسط هوازدگی پایین هستند و یا منشأ آن ها به ترکیب فرایندهای مورفودینامیک فعال جانبی ناشی از تغییرات محیط قبلی از چشم انداز وابسته است.
تشکیل خط سنگ (Stone-line formation)
توضیحات ذیل در خصوص تشکیل خط سنگ بسیار محتمل است:
1- خطوط سنگ، باقی مانده انباشت سطحی می باشند که بعدا توسط رسوبات نرم پوشیده شده اند(سنگفرش دیرین). این فرایند از فرسایش منتخب توسط فرسایش صفحه ای[151] اتفاقی(See SHEET EROSION, SHEET FLOW, SHEET WASH)، خزش خاک[152] و تشکیل شیب سنگفرش شده با پرتگاه های پس رفته[153] می باشد که باعث ایجاد شیب دامنه ناشی از انباشت مواد کوه رفتی[154] یا مصالح نرم شبیه رسوبات شستشوی دامنه ای می باشد. این ناپایداری چشم انداز متأثر از تغییر اقلیم به شرایط خشک تر می باشد (Rohdenburg 1969).
2- خطوط سنگی واقع شده در کنار دشت های رودخانه می توانند به عنوان بخشی از کانال های دیرینه[155] ( به عنوان مثال شاخه های به هم پیوسته قدیمی) تلقی گردند که توسط بازتوزیع و تمرکز شن به وسیله جریانات آب سطحی و هم چنین فعالیت های کوه رفتی مرتبط شکل گرفته اند.
3- خطوط سنگی ممکن است به صورت پیامدی از آشفتگی زیستی[156] توسط موریانه ها، مورچه ها و خزندگان در نظر گرفته شود. بالاآمدگی به وجود آمده از مواد نرم از کف تا بالای یک خاک منجر به تمرکز مواد درشت دانه در اعماق ژرف تر می شود.
4- احتمال زیادی وجود داردکه تشکیل بسیاری از خطوط سنگی به اجبار درون متون شرایط اقلیمی خشک در طی بیشترین یخچال های گذشته در نظر گرفته شود، با این حال مدارکی وجود دارد که خطوط سنگی را می توان به عنوان شاخص های چینه شناسی از یک دریاس جوان تر[157] حتی با شرایط اقلیمی سرد و خشک در آغاز دوره هولوسن[158] تفسیر نمود (Runge 2001).
اهمیت اقتصادی خطوط سنگی (Economic significance of stone-lines)
مواد درشت دانه اغلب برای ساخت جاده به عنوان شن روسازی و جهت اکتشافات معدنی ( مانند اکسید قلع طبیعی، کلومبیت، طلا، مونازیت و زیرکن، روتیل، ایلمنیت، الماس ها) استخراج می شوند. به علت وزن مخصوص و مقاومت بالاتر آن ها در برابر هوازدگی شیمیایی و فیزیکی، این مواد معدنی در خطوط سنگی متمرکز می شوند(ذخیره پلاسری). بعضی از مناطقی که برای اولین بار مورد بهره برداری قرار گرفتند، تجهیزات زیادی لازم ندارند. میزان مواد معدنی خطوط سنگ اغلب به عنوان راهنمایی برای سنگ های سخت به کار گرفته می شود.
References
Rohdenburg, H. (1969) Hangpedimentation und Klimawechsel als wichtigste Faktoren der Flachen und Stufenbildung in den wechselfeuchten Tropen, Giess. Geogr. Schriften 20, 57–152.
Runge, J. (2001) On the age of stone-lines and hillwash sediments in the eastern Congo basin – palaeoenvironmental implications, Palaeoecology of Africa and the Surrounding Islands 27, 19–36.
Stoops, G. (1967) Le profil d’alteration aus Bas-Congo(Kinshasa). Sa description et sa genese, Pedologie 17, 60–105.
Thorp, M.B. (1987) The economic significance of stonelines, Geo-Eco-Trop, 11, 225–227.
Further reading
Alexandre, J. and Malaisse, F. (eds) (1987) Journee d’etude sur ‘Stone-lines’, Bruxelles, Geo-Eco-Trop11, 1–239.
Thomas, M.F. (1994) Geomorphology in the Tropics, Chichester: Wiley.
SEE ALSO: saprolite; sheet erosion, sheet flow, sheet wash
JـRGEN RUNGE (مترجم: فاطمه کرامتی)
STONE PAVEMENT – سنگفرش سنگی (سنگفرش بیابانی)
سنگفرش سنگی که گاهی اوقات "سنگفرش بیابانی[159]" نامیده می شود، یک سطح مسلح ساخته شده از موزائیک نازک از قطعات سنگی است که در یا روی مخلوطی از مواد نرم قرار گرفته است. در استرالیا قطعات سنگی ممکن است شامل قطعات سخت رویه سیلیسی که به صورت محلی ریگزار[160] نامیده می شود، باشد. سنگفرش ها به دلیل کنترلی که روی پایداری سطح دارند، بسیار با اهمیت هستند. آن ها هم چنین نشانی از فعالیت های انجام شده بر روی سطوح بیابانی ارائه می دهند. علاوه بر این اگر آن ها از هم گسیخته و منقطع گردند، مواد نرم در زیر قرار گرفته ممکن به سرعت دچار فرسایش شوند. سنگفرش ها هم چنین به عنوان یک ذخیره برای مواد انتقالی توسط باد می باشند و ممکن است به طور اساسی در شدت نفوذ و شدت رواناب سطحی و فرسایش رسوبی تأثیرگذار باشند(Poesen et al. 1994). آن ها تمایل دارند در مناطقی با پوشش گیاهی محدود پدیدار شوند و وجود گیاهان در سال های مرطوب می تواند ترازهای افزایش یافته ای از آشفتگی زیستی[161] و آشفتگی سطح را تقویت نماید (Haff 2001). سنگفرش ها به بیابان ها محدود نمی شوند، با این حال در نواحی توندرا، به صورت میان لایه پدیدار می شوند.
سنگفرش ممکن است افق های خاک را نشان دهد و یا می تواند بدون توسعه محسوس خاک ایجاد شود، به خصوص در حالت نمونه های رشد نیافته توسعه یافته روی سطوح زمین ناپایدار به وسیله فرآیندهای سطحی از قبیل رواناب سطحی و بادبردگی. در آن دسته از نمونه هایی با افق بندی خاک، اغلب یک افق عمده از ذرات سیلت، رس حفره دار (تاول دار) وجود دارد(McFadden et al. 1998).
یک توافق بزرگ برای بحث در خصوص فرایندهایی که منجر به تشکیل سنگفرش می شوند، وجود دارد. یک مدل کلاسیک این هست که طبقه بندی انقباضی که به موجب یک تأخیر (افت) از مواد درشت دانه در سطح پس از مواد نرم که توسط فعالیت بادی حذف شده اند، کنار می رود. حالت محتمل دیگر حذف افقی مواد نرم نیز باید در نظر گرفته شود که آب بندی[162] نام دارد (Cooke 1970). فرایندهای انتقال رو به بالا ممکن است در تمرکز ذرات درشت در سطح و عمق و پراکندگی نسبی ذرات درشت در بخش بالایی پروفیل خاک زیرین نقش داشته باشد. اشاره شده است که ذرات درشت ممکن است از طریق خاک به سمت بالای سطح انتقال یافته باشند. این امر می تواند توسط محدوده ای از فرایندها شامل یخ زدگی و آب شدگی[163]، ترشدگی و خشک شدگی[164]، تغییرات در فازهای نمک و آشفتگی زیستی به دست آید. علاوه بر این ویژگی های سنگفرش ممکن است توسط اضافه کردن مواد بادی، به ویژه گرد وغبار، از سمت بالا اصلاح گردند(McFadden et al. 1987; Wells et al. 1985). ویژگی های سنگفرش هم چنین با سن تغییر می کند، سنگفرش با توسعه بر روی سطوح قدیمیتر، بزرگتر می شود(Amit and Gerson 1986). به ویژه ذات و طبیعت سطوح قدیمی تر توسط درجه بزرگتری از ذرات هوازده شده به وسیله فرآیندهایی شبیه هوازدگی نمک[165] تعیین میگردد. آن ها هم چنین می توانند درجه های بزرگتری از پوشش ورنی سنگ را نشان دهند.
در سال های اخیر توجه زیادی در مسیری که سنگفرش از آشفتگی برآمده از آن احیا می شود به وجود آمده است به عنوان مثال توسط ایجاد معبر وسایل نقلیه. در بیابان غربی مصر، مسیرهای وسایل نقلیه از دو جنگ جهانی از قرن 20 هم چنان به وضوح بر روی سطوح سنگفرشی دیده می شود. با این وجود، در سنگ فرشهای دیگر مناطق دیده شده که احیای نسبی سریع در پی تعمیق آشفتگی محیطی آن سطوح به وجود آمده است. هاف و ورنر[166] در (1996) که در کالیفرنیا کار میکردند دریافتند که درزه ها در حدود 5 سال احیا می شوند و جابه جایی سنگ های سطحی به وسیله جانوران کوچک از مؤلفه های اصلی فرآیند احیا می باشد. به طور مشابه وین رایت[167] و همکاران در (1999) با استفاده از تجربیات شبیه سازی بارندگی در والنات گولچ آریزونا[168] دریافتند که فرآیندهای فرسایشی قطرات باران در احیای سطحی سریع نتیجه می دهد.
References
Amit, R. and Gerson, R. (1986) The evolution of Holocene (reg) gravelly soils in deserts. An example from the Dead Sea region, Catena 13, 59–79.
Cooke, R.U. (1970) Stone pavements in deserts, Annals of the Association of American Geographers 60, 560–577.
Haff, P.K. (2001) Desert pavement: an environmental canary? Journal of Geology 110, 661–668.
Haff, P.K. and Werner, B.T. (1996) Dynamical processes on desert pavements and the healing of surficial disturbances, Quaternary Research 15, 38–46
McFadden, L.D., McDonald, E.V., Wells S.G., Anderson, K., Quade, J. and Forman, S.C. (1998) The vascular layer and carbonate collars of desert soils and pavements: formation, age, and relation to climate, Geomorphology 24, 101–145.
McFadden, L.D., Wells, S.G. and Jercinovich, M.J. (1987) Influence of aeolian and pedogenic processes on the origin and activities and evolution of desert pavements, Geology 15, 504–508.
Poesen, J.W., Torri, D. Burt, K. (1994) Effect of rich fragments on soil erosion by water at different spatial scales: a review, Catena 23, 141–166.
Wainwright, J., Parsons, A.J. and Abrahams, A.D. (1999) Field and complete experiments on the formation of desert pavements, Earth Surface Processes and Landforms 24, 1,025–1,037.
Wells, S.G., Dohrenwend, J.C., McFadden, L.D., Turrin, B.D. and Mehrer, K.D. (1985) Late cenozoic landscape evolution on lava flow surfaces of the Cima volcanic field, Mojave Desert, California, Geological Society of America Bulletin 96, 1,518–1,529.
A.S. GOUDIE (مترجم: فاطمه کرامتی)
[6] -William Morris Davis
[24] - Conacher & Dalrymple
[29] - Vertical Infiltration
[33] - Geomorphic Surfaces
[40] - Geostatistical Techniques
[41] - Digital Terrain Models
[45] - Freeze–Thaw Cycles
[76] - Convective Equations
[78] - Electrical Conductivity
[88] -Travertine & sinter
[94] - Needle-Like Clusters
[121] - Carlsbad Caverns, New Mexico
[125] - Back-Spit Recurves
[150] - Weathered Veinquartz
[153] - Retreating Scarps
[163] -Freezing & Thawing
[168] -Walnut Gulch in Arizona
|
|
|
|
|
|
| |
|
|
|
