|
|
| |
 |
از Storm تا Submarine |
 |
|
| | تاریخ ارسال: 1396/8/16 | |
|
ادامه واژه آخر ترجمه نشده است
STORM SURGE – خیزاب طوفان
خیزاب طوفان واکنش اقیانوس به تغییرات فشار اتمسفری و بادهای شدید ایجاد شده توسط سیستم های آب و هوای سیکلونی می باشد که می تواند منجر به ترازهای سطح آب بالاتری از آن چه که توسط جزر و مدهای نجومی نرمال پیش بینی میگردد شود، که دوامی بین یک ساعت تا چهار روز دارد. اما به طور معمولی در حدود 6 الی 18 ساعت می باشد. خیزاب طوفان از فعالیت ترکیبی تنش برشی باد روی اقیانوس نتیجه می شود که دو حالت را پدید می آورد اول تولید باد که حرکت می کند و آب را در مقابل سواحل باد خیز[1] نگه می دارد (ایجاد باد) و تولید فشار که اثر عکس بارومتری تغییرات فشار اتمسفری که میانگین تراز سطح آب را به شکل افت فشار افزایش می دهد(ایجاد فشار) می باشد. ایجاد فشار، میانگین سطح آب را تا یک سانتی متر در هر یک هکتوپاسکال افت در فشار اتمسفری افزایش می دهد اما در مواردی که خیزاب طوفان خیلی زیاد است، ایجاد باد اهمیت بیشتری دارد. سرعت های باد، مسیر و موقعیت نسبی مرکز طوفان نسبت به ساحل، شیب فلات قاره و شکل خط ساحلی (به ویژه گسترش خلیج) همگی در تعیین اندازه خیزاب طوفان تأثیرگذار هستند. بزرگترین خیزاب طوفان از هوریکان ها[2] (در غیر این صورت شناخته شده توسط سیکلون ها یا تیفون های گرمسیری) نتیجه می شود و ترازهای آب بالاتر از 8 متر نیز گزارش شده است. طوفان های مهم در ارتفاعات بالاتر خیزاب طوفان در اندازه یک الی سه متری تولید می کنند، هر چند در فلات های قاره ای سطحی خیزاب طوفان بالا محتمل تر می باشد.
به طور کلی در نواحی ساحلی(پست) افزایش میانگین تراز آب به وسیله خیزاب طوفان می تواند منجر به آب گرفتگی زمین در محدوده ای وسیع شود، که اغلب با سیلاب ها و دیگر تأثیرات مرتبط با طوفان تقارن دارد. مهم ترین مناطق متأثر از آسیب به وسیله خیزاب طوفان، خلیج بنگال، سواحل جنوب شرقی ایالات متحده و ساحل شرقی چین می باشد. خیزاب طوفان در خلیج سطحی و قیفی شکل بنگال منجر به مرگ بیش از 100 هزار نفر در 4 منطقه از سال 1897 شد(Bao and Healy 2002)، با بدترین حادثه اتفاق افتاده در 1970که منجر به از دست رفتن تقریبا 300 هزار نفر شد. در ایالات متحده اگرچه خیزاب طوفان منجر به آب گرفتگی مناطق مهمی از زمین و هم چنین خسارت مالی شد، اما میزان مرگ و میر به علت وجود سیستم های هشداردهنده مناسب و زیرساخت های واکنش در برابر بلایا(مدیریت بحران) پایین بود. تلاش قابل ملاحظه ای در خصوص درک و مدل سازی خیزاب طوفان انجام شده است (Bode and Hardy 1997).
اثر خیزاب طوفان در صورتی که با دوره های جزر و مد نجومی بالا هم زمانی داشته باشد، می تواند تشدید گردد. علاوه بر این در خیزاب طوفان سواحل باز به صورت معمولی همراه با استقرار امواج افزایش یافته و ایجاد حرکت های موجی طویل مدت در ناحیه خیزاب کنار دریا همراه می باشد. افزایش تراز سطح آب در ساحل اجازه می دهد که موج های طوفانی بیشتر به زمین های داخلی نفوذ کند، منجر به فرسایش های ساحلی بارز می گردد.
References
Bao, C. and Healy, T. (2002) Typhoon storm surge and some effects on muddy coasts, in T. Healy, Y. Wang and J.-A. Healy (eds) Muddy Coasts of the World: Processes, Deposits and Function, 263–278, Amsterdam: Elsevier Science.
Bode, L. and Hardy, T.A. (1997) Progress and recent developments in storm surge modeling, Journal of Hydraulic Engineering 123(4), 315–331.
SEE ALSO: continental shelf; overwashing; wave
KEVIN PARNELL (مترجم: فاطمه کرامتی)
STRANDFLAT - جلگه ساحلی
واژه " جلگه ساحلی" نامی است که برای زمین پست و دریای کم عمق در امتداد ساحل غربی نروژ و نیز سواحلی که در امتداد قطب شمال و مناطق قطب جنوب، توسط پهنه های یخی در طول عصر یخ کواترنر پوشیده شدند، بکار میرود. علاوه بر سواحل غربی نروژ که جلگه ساحلی تقریبا به شکل پیوسته میباشد، این سطوح در مناطقی مانند جزایر جنوبی شتلند، آلاسکا و غرب اسکاتلند دیده میشود. اغلب به نظر می رسد مناطق پست جلگه ساحلی پلاتفرم های سنگی ساحلی است که توسط سیستم یخچالی شکل گرفته و گاهی اوقات 80 کیلومتر عرض داشته و در پشت آنها صخره های مرتفع قرار دارد. با این حال، به طور کلی این پلاتفرم های ساحلی ناهمواری های محلی قابل توجهی را نشان میدهد بنابراین تشخیص ارتفاع دقیق هر قسمت از پلاتفرم دشوار میباشد. جلگه ساحلی برای اولین بار توسط ریاش(1894) Reusch(1894) توصیف شد در حالیکه منشاء های احتمالی آن برای اولین بار به تفصیل توسط نانسن،([3]192) مشخص گردید.(1922)
فرآیندهای مختلف تشکیل جلگه ساحلی توسط لارسن و هولتیدال (1985) Larsen and Holtedahl (1985) به طور مختصر بیان شد و شامل سایش دریایی، هوازدگی در خارج از آب، فرسایش یخچالی، متلاشی شدن ناشی از یخبندان و فرسایش ساحلی در آب و هوای سرد میباشد.
لارسن و هولتیدال پیشنهادکرده اند که جلگه ساحلی در درجه اول ناشی از فرسایش یخ- دریایی و یخ شکافتگی در طول کواترنر بوده که بعداً بیشتر سطوح توسط فرآیندهای فرسایشی دریایی و یخچالی بعدی تغییر پیدا کرد. آنها همچنین خاطر نشان میسازند که سطوح جلگه ساحلی نوروژ در اثر ایزوستازیک-یخچالی کج شده است و بنابراین احتمالاً در دوره های یخچالی کواترنر ایجاد شده است تا در دوره های بین یخچالی معتدل .
تعیین سن دقییق سطوح مختلف جلگه ساحلی در سرتاسر دنیا مشکل است، بااینحال پیشرفت های اخیر در تکنیک های تعیین سن ایزوتوپ های کیهانی راهی برای تعیین سن هر سطح سنگی فراهم میکند. با در نظر گرفتن ترکیب ایزوتوپی اکسیژن دریائی و تغییرات ایزوستاتیکی یخچالی در مناطقی که زیر سلطه پهنه های یخی کواترنری را متاثر کرده حاکی از این است که موقعیت سطح نسبی آب دریا در هر محل بعید است که برای یک دوره زمانی قابل ملاحظه ثابت باقی مانده باشد( یقیناً در حدود بیشتر از 10000 سال). بنابراین، به این نتیجه میرسیم، که هر سطح جلگه ساحلی خاص که توسط فرایندهای ساحلی اقلیم سرد ایجاد شده باید در کواترنری به کرات تحت سلطه یخهای پهنه ای و عصرهای سرد بین یخچالی قرار گرفته باشد.
References
Larsen, E. and Holtedahl, H. (1985) The Norwegian strandflat: a reconsideration of its age and origin, Norsk Geologiske Tidsskrift 65, 247–254.
Nansen, F. (1922) The strandflat and isostasy,Videnskapelkapets Skrifter 1. Math.-Naturw. Kl.(Kristiana), 11.
Reusch, H. (1894) Strandfladen et nyt traek I Norges geografi, Norges Geologiske Underssokelse 14, 1–14.
ALASTAIR G. DAWSON (مترجم: سمیه ذهاب ناظوری)
STREAM ORDERING - رده بندی آبراهه ها
رده بندی آبراهه ها روشی برای مشخص کردن اجزاء تششکیل دهنده یک شبکه زهکشی میباشد. رده بندی میتواند از خروجی[4] شروع شود و به سمت بالادست[5] پیش برود یا اینکه از فراز آب شروع و به سمت پایاب حرکت کند. سیستم های رده بندی که به سمت پایاب حرکت میکند موفق ترین سیستم ها میباشد. سیستم هایی که به سمت فراز آب میرود نیازمند یکسری تصمیمات برای تعیین آبراهه اصلی از میان آبراهه های فراز آب میباشد. هورتن(1935،1945) 1945)، Horton (1932 سیستم رتبه بندی زیر را ارائه داد:
الف) مجاری ای که از یک محل سرچشمه گرفته‌و هیچ گونه شاخه ای ندارند به عنوان آبراهه های رتبه اول تعیین میشوند؛
ب)زمانیکه دو آبراهه با رتبه x بهم بپیوندند، آبراهه با رتبه x+1 ساخته میشود؛
ج) زمانیکه دو آبراهه غیر هم رتبه بهم بپیوندند، رتبه خطی آبراهه درست در پائین دست محل اتصال رتبه آبراهه بزرگتر خواهد بود؛
د) وقتی که بالاترین رتبه آبراهه ای (n) تعیین شد، بخش های بالادست آن در تمام مسیر تا سرمنشاء دارای همان رتبه خواهد بود(n) .به همین نحو، بخش های آبراهه با رتبه(n-1) به سمت منشاء خود توسعه می یابد و به همین منوال.
این سیستم پیچیده( اول خروجی و سپس بالادست) به طور ذهنی ثبت شده است و بنابراین استرالر (1952، 1957) Strahler (1952, 1957) طرح هورتن را با حذف مرحله (د ) بازنگری کرد. این سیستم معروف استرالر ( یا سیستم رتبه بندی هورتن- استرالر) در هیدروژئومورفولوژی بسیار کاربرد دارد.
سیستم سوم رتبه بندی قدرت لینک ارائه شده توسط شرو(1966) Shreve (1966) میباشد. آبراهه ها یا اتصالهای مبداء دارای بزرگی 1 هستند. در یک شاخه دو انشعابی، شاخه منتج دارای رتبه حاصل از جمع دو انشعاب بالادست میباشد. بنابراین بزرگی هر اتصال مساوی با تعداد شاخه هایی میباشد که به آن اتصال زهکشی میشود.
بر اساس دیدگاه شرو، اساس تئوریکی سیستم رتبه بندی به حوضه رودخانه به عنوان یک ساختار توپولوژیکی تصادفی استوار است. واژگان بکار رفته شامل: گره دورترین خروجی در پایاب است، منشاهای n دورترین نقاط در فراز آب و n-1 اتصالات میباشد. اتصالات در حواشی شبکه هستند، اتصالات خارجی از منبع ناشی میشود؛ اتصالات داخلی از نقاط اتصال ناشی میشود. یک شبکه با n منشاء دارای 2n-1 اتصال است، n اتصال خارجی و n-1 اتصال داخلی است.
مهمترین ابزار اندازه گیری که هورتن شناسایی کرد شامل رتبه بندی آبراهه ها بود. این ایده از Gravelius(1914) مهندس هیدرولیک آلمانی گرفته شد. چورلی(1995) به دو نتیجه مهم رتبه بندی هورتن اشاره میکند: (الف) به تحلیل بر اساس شناسایی حوضه های زهکشی مجزا استوار است.
بنابراین در حالت دوم به عنوان خروجی منطقی، واحدهای توپوگرافی به روشنی تعریف شده است که وضعیت زمین ریختی با رتبه بیان شده و مقایسه هندسی یک مکان با مکان دیگر را ممکن میسازد، و (ب) این روش برای اشکال حوضه زهکشی سلسله مراتبی تودرتو تولید شده، که هر کدام می تواند به عنوان سیستم فیزیکی باز در ورودی از بارش و خروجی از تخلیه و بار رسوب ملاحظه شوند. نتیجه فرعی سومی میتواند به لیست چورلی اضافه شود.کاربرد فزاینده تحلیل آماری تعدیل شده، برای تجزیه و تحلیل مشکلات ژئومورفولوژیکی حوضه با استفاده از رتبه بندی کانال ها تسهیل شد.
شاید مهم ترین موضوع، مفهوم تراکم زهکشی، که مهمترین شاخص ژئومورفولوژیکی در مدرسه ژئومورفولوژی کمی کلمبیا باشد که با استفاده از رتبه بندی آبراهه ها ارائه شد.
Melton (1957) به بررسی رابطه بین تراکم زهکشی و فراوانی آبراهه ها پرداخت، همچنین نسبت این دو به عنوان یک اندازه گیری کامل که بوسیله آن یک سیستم کانال محیط کلی حوضه را پر می کند و به عنوان یک شاخص تکاملی حوضه زهکشی میباشد.
همچنین، رتبه بندی هورتن قانون نسبت اجزاء شبکه زهکشی را بوجود آورد. روابط بین رتبه جریان و (الف) تعداد جریان با رتبه معین؛ (ب) متوسط طول جریان هر رتبه؛ (ج) طول کل جریان در هر رتبه؛ (د) محیط حوضه هر رتبه؛ و( ﻫ) متوسط شیب جریان هر رتبه. هر یک از قوانین هورتن یک نسبت میباشد( برای مثال، نسبت انشعاب از قانون اول) و این نسبت ها
در جایی که کنترل های زمین شناسی دیفرانسیل مهم وجود داشته باشد، دامنه کاملاً محدودی دارد. قوانین هورتون مجموعه ای از روش های توپولوژیکی و ژئومتریکی برای تجزیه و تحلیل زمین های متاثر از فرایند رودخانه ای ارائه میدهد. متعاقبا بسیاری از مطالعات ژئومورفولوژیک بر اساس سیستم های رتبه بندی جریان استوار است.
References
Chorley, R.J. (1995) Classics in physical geography revisited: Horton, R.E., 1945, Progress in Physical Geography 19, 533–554.
Gravelius, H. (1914) Flusskunde, Berlin: Goschensche Verlagshandlung.
Horton, R.E. (1932) Drainage basin characteristics,American Geophysical :union: Transactions 13,350–361.
——(1945) Erosional development of streams and their drainage basins: hydrophysical approach to quantitative morphology, Geological Society of America Bulletin 56, 275–370.
Melton, M.A. (1957) An analysis of the relations among elements of climate, surface properties and geomorphology, Office of Naval Research Project NR 389–042, Technical Report 11, New York: Columbia University Press.
Shreve, R.L. (1966) Statistical law of stream numbers, Journal of Geology 74, 17–37.
Strahler, A.N. (1952) Hypsometric (area-altitude) analysis of erosional topography, Geological Society of America Bulletin 63, 1,117–1,142.
——(1957) Quantitative analysis of watershed geomorphology, American Geophysical :union: Transactions 38, 912–920.
SEE ALSO: allometry; drainage density; dynamic geomorphology
OLAV SLAYMAKER (مترجم: سمیه ذهاب ناظوری)
STREAM POWER - قدرت جریان
قدرت نرخ انجام کار است(نیرو× فاصله) و به وات که ژول بر ثانیه (J s -1) است بیان میشود. قدرت جریان نرخی است که جریان میتواند، به ویژه در حمل رسوب عمل کند، و معمولا در بازه مشخصی از کانال اندازه گیری میشود. نرخ انرژِی مصرف شده در آب روان را بیان کرده و همچنین، موضوع پایه ای در محیط فیزیکی عرضه میکند (Gregory 1987).
در هیدرولیک و فرآیندهای رودخانه ای، برای تجزیه و تحلیل فرآیندها از متغیرهای متعددی استفاده میشود، در حالیکه بیان انرژی مصرفی به عنوان قدرت جریان یک دستاورد بنیادی محسوب میگردد. انرژی پتانسیلی که آب در یک مکان خاص داراست، متناسب با ارتفاع آن از سطح پایه بوده که می تواند سطح دریا یا سطح دریاچه باشد؛ این انرژی پتانسیل هنگامیکه جریان آب تحت تاثیر گرانش در سراشیبی جریان میبابد به انرژی جنبشی تبدیل میشود.
سه جنبه مهم قدرت جریان شامل: چگونه استخراج شده، چه چیزی آن را کنترل میکند، و چگونه استفاده و کاربردی شده، میباشد. قدرت جریان (ω) اولین بار توسط (Bagnold 1960) به عنوان محصول چگالی سیال (ρ)، تخلیه (Q)، شتاب گرانش (g) و شیب (s) در قالب زیرارائه شد:
Qgs ρ =ω
البته این اصطلاح برای قدرت می تواند برای هر مایعی اعمال شود، و بگنولد رویکرد مشابهی در رابطه با حرکت باد بالای سطح زمین بکار برد. تعریف بگنولد (1960) متعاقباً در محاسبه نرخ انتقال رسوب (بگنولد،1977) در نتیجه مقدار انرژی مصرفی در هر واحد سطح بستر بکار رفت. چنین واحد قدرت جریان را می توان در واحد عرض (W) و یا بستر اینگونه بدست آورد: /w Qgs ρ =ω
که، به دلیل اینکه wdv = Q، به= ρgdvsω ساده شده است، بنابراین عمق (d) و سرعت (v) میباشد، و اغلب به عنوان قدرت خاص بیان میشود. قدرت جریان ژول بر ثانیه (J s -1)میباشد(Watts) و قدرت جریان واحد بر اساس متر مربع( J s -2s-1 یا -2 Wm) بیان میشود. قدرت جریان واحد برای هر بازه طولی کانال یا هر واحد سطحی کانال بیان میشود، و هنگامیکه نتایج مناطق مختلف مقایسه میشود، افتراق بین نتایج به دست آمده توسط چند روش مهم میباشد.
محدوده ارزش قدرت جریان ω از کمتر از Wm-2 در جریان جویبارها تا >12000Wm-2 در جریانات سیل رودخانه ای در هند، تا 18582Wm-2 برای سیلاب‌های بزرگ ناگهانی،و تاWm-2 3×105 برای سیل میسولا( Missoula)
(Baker and Costa 1987)بزرگترین تخلیه آب شناخته شده روی زمین در در کواترنری.
کنترل کننده های قدرت جریان را میتوان از طریق اجزاء آن، جایی که g ثابت میباشد و ρ، Q وs متغییر هستند، استنتاج کرد.در طول یک کانال مجزا، ممکن است شیب به سمت پایاب بیشتر شده، درحالیکه تخلیه افزایش مییابد، و ممکن است تغییرات مهمی در کیفیت آب و انتقال رسوب اتفاق بیفتد که مقدار ρ را متاثر میسازد.
در طول یک واحد رودخانه، قدرت جریان در قطعات وسط برخی حوضه ها تمایل به حداکثر دارد؛ بخش های پائینی علیا، جائیکه در آن تخلیه نسبتا کم، و بخش های پائینی سفلی، که در آن شیب رودخانه پایین ترین مقدار را داراست. قدرت جریان را می توان برای محاسبه تخلیه در کانال در هر زمان خاص و یا برای براورد ظرفیت جریان کانال و یا برای برخی از مقادیر جریان سیل محاسبه کرد؛ الگوی توزیع قدرت جریان در پایین دره ممکن است تا اندازه ای در هر وضعیتی متفاوت باشد.
در حال حاضر جنبه های کاربردی قدرت جریان به بسیاری از جنبه های تجزیه و تحلیل سیستم رودخانه میپردازد. مفیدترین کاربردها در رابطه با انتقال رسوب، استفاده از قدرت جریان به جای تخلیه جریان، سرعت و یا تنش برشی بستر در ارتباط با حرکت و حمل و نقل رسوب، به ویژه بار بستر میباشد (به عنوان مثال آلن 1977). (e.g. Allen 1977) مسلما این رویکرد ژئومورفولوژیکی تر از استفاده از پارامترهای هیدرولوژیکی است.
به طور کلی به عنوان وسیله ای برای در نظر گرفتن کارایی انتقال رسوب؛ با مقایسه قدرت مورد نیاز برای حمل و نقل رسوبات در طول بازه خاص با قدرت در دسترس، استفاده شده است، قدرت بحرانی[6] به عنوان قدرتی که برای حمل و نقل رسوبات ناحیه کافیست، تعریف میشود (بول 1979، 1991). (Bull 1979, 1991). علاقه به اهمیت سیلاب های بزرگ به برآورد قدرت سیل، از جمله پالئو سیلاب ها منجر گردید (بیکر و کوستا 1987)، (Baker and Costa 1987), و یک آستانه برای اصلاح ناگهانی[7] کانال و یا چشم انداز رودخانه ای به عنوان یک قدرت واحد جریان پیشنهاد شده است 300Wm_2 (Magilligan 1992)..
تغییرات در واحد قدرت جریان در امتداد یک کانال رودخانه برای توضیح الگوهای توالی پله –حوضچه برای تعیین نوع شکل بستر برای اندازه رسوب خاص ؛ در ارتباط با هندسه هیدرولیک کانال ؛و برای توضیح الگوهای کانال رودخانه استفاده شده است. چنین الگوهایی با توجه به مقدار و اندازه بار بستر و قدرت جریان طبقه بندی شده اند (Schumm 1981) و سینوسیته کانال به قدرت جریان مرتبط میباشد (Schumm 1977) . سه نوع عمده دشت سیلابی (Nanson and Croke 1992) با توجه به مقدار قدرت جریان متفاوت اند، از جمله انرژی بالا (ω> 300Wm_2)، انرژی متوسط( (10<ω< 300Wm_2، و انرژی کم ) (ω< 10Wm_2، همچنین تغییرات قدرت جریان به الگوی پروفیل طولی رودخانه مربوط است.
همه این موارد در ارتباط با قدرت جریان را می توان به جنبه های مورفولوژی کانال مربوط دانست، نشانگر چگونگی شناخت تغییرات مکانی قدرت جریان است که می تواند پایه ای برای برنامه های مفید باشد. در مورد رودخانه های بریتانیا، فرگوسن (1981) دامنه هزار برابری در ارزش های قدرت خاص با تمایز روشن بین مقادیر 100 و 1،000Wm -2 در حداکثر رواناب، مناطق شیب تند غرب، در تضاد با ارزش بین 1 و 10 Wm -2 در شیب کم، مناطق حداقل رواناب جنوب و شرق نشان داد. روابط با مورفولوژی کانال و تغییرات مکانی آن می تواند به ارائه تعاریفی برای الگوی پروفایل های طولی و یا الگوهای کانال، به عنوان مثال، با در نظر گرفتن تغییرات قدرت در پایین دست با حداقل واحد قدرت جریان، یا بین تساوی و به حداقل رسیدن قدرت استفاده شود.
تغییرات در قدرت همچنین می تواند در مدیریت مسائل رودخانه مفید باشد، تجزیه و تحلیل تنظیمات پایین دست کانال بواسطه اقدامات مجرا سازی رودخانه (Brookes 1987)؛ در این مورد رابطه بین تخلیه ارتفاع لبریزی در واحد عرض و شیب آب با توجه به خطوط برابر قدرت جریان خاص تقسیم شده اند، نشان می دهد که سایت های فرسایش یافته بود در محدوده قدرت خاص Wm-2 500-25 جائی که که سایت های باقی مانده بدون تغییر، قدرت خاص بین حال 1 و 35 Wm-2
دارا هستند.
این نمونه ها می تواند اساس دستورالعمل های عمومی برای مدیران رودخانه باشد،بطوری که قدرت جریان در واحد سطح به عنوان یک معیار برای پایداری در پروژه های بازسازی جریان است که بوسیله آن طبقه بندی ساده ای برای بازسازی رودخانه (Brookes and Sear 1996) با استفاده از نسبت بین قدرت جریان و فرسایش پذیری بستر توسعه یافته است.
در دانمارک، کانال های مسطح شده ،به طور طبیعی تمایل به بازیابی در بالای آستانه قدرت جریان Wm -2 35 دارند و کانال های با انرژی بسیار بالا تمام یا بخشی از سینوسیته اصلی خود را بازمی یابند، به طوریکه به راحتی می توان آستانه را برای دیگر محیط های رودخانه‌ای توسعه داد. بنابراین، انواع تنظیمات کانال رودخانه در ارتباط با آستانه قدرت جریان میباشند(Brookes 1990)، و نشان می دهد که چگونه تغییرات زمانی قدرت جریان را می توان برای درک تغییرات زمانی بکار برد. یک مطالعه از سیستم آبکند در بخش شمالی کوه های هنری[8] در جنوب مرکزی ایالت یوتا(Graf 1983) نشان داد که، در حالی که قدرت جریان در طول یک دوره رسوبگذاری، که قبل از1896 رخ داده است، هنگامی که کانال ها کوچک و مآندری بودند، در جهت پایین دست کاهش می یابد، پس از 1896 مجموع قدرت جریان درجهت پایین دست افزایش داشت، به این دلیل که کانال ها دارای آبکندهایی درکف بودند، که تخلیه را محدود و منجر به فرسایش کانال و حداکثر ظرفیت رسوب میشد. با این حال، در سال 1980، نرخ تغییر قدرت کل در پایین دست بین شرایط رسوبی دهه 1890 و شرایط فرسایشی 1909 بود، با رسوبگذاری در کوچکترین و بزرگترین کانال ها بجز مناطق میانی حوضه همراه بود . همچنین قدرت جریان می تواند به عنوان یک موضوع برای تجزیه و تحلیل ژئومورفولوژی رودخانه ای در مناطق شهری بکار رود(Rhoads 1994) و اگر چه مقادیرآن همیشه به آسانی قابل محاسبه نمیباشند، همچنان یک متغیر بسیار مهم در ژئومورفولوژی رودخانه ای باقی میماند.
References
Allen, J.R.L. (1977) Changeable rivers: some aspects of their mechanics and sedimentation. in K.J. Gregory (ed.) River Channel Changes, 15–45, Chichester: Wiley.
Bagnold, R.A. (1960) Sediment discharge and stream power: a preliminary announcement, US Geological Survey Circular 421.
——(1977) Bedload transport by natural rivers, Water Resources Research 13, 303–312.
Baker, V.R. and Costa, J.E. (1987) Flood power, inL. Mayer and D. Nash (eds) Catastrophic Flooding, 1–21, Boston: Allen and Unwin.
Brookes, A. (1987) River channel adjustments downstream from channelization works in England and Wales, Earth Surface Processes and Landforms 12, 337–351.
——(1990) Restoration and enhancement of engineered river channels: some European experiences, Regulated Rivers: Research and Management 5, 45–56.
Brookes, A. and Sear, D.A. (1996) Geomorphological principles for restoring channels, in A. Brookes and F.D. Shields (eds) River Channel Restoration. Guiding Principles for Sustainable Projects, 75–101, Chichester: Wiley.
Bull, W.B. (1979) Threshold of critical power in streams, Geological Society of America Bulletin 90, 453–464.
——(1991) Geomorphic Responses to Climatic Change, Oxford: Oxford University Press.
Ferguson, R.I. (1981) Channel forms and channel changes, in J. Lewin (ed.) British Rivers, 90–125, London: George Allen and Unwin.
Graf, W.L. (1983) Downstream changes in stream power in the Henry Mountains, Utah, Annals of the Association of American Geographers 73, 373–387.
Gregory, K.J. (1987) The power of nature-energetics in physical geography, in K.J. Gregory (ed.) Energetics
of Physical Environment. Energetic Approaches to Physical Geography, 1–31, Chichester: Wiley.
Magilligan, F.J. (1992) Thresholds and the spatial variability of stream power during extreme floods, Geomorphology 5, 373–390.
Nanson, G.C. and Croke, J.C. (1992) A genetic classification of floodplains, Geomorphology 4, 459–486.
Rhoads, B.W. (1994) Stream power: a unifying theme for urban fluvial geomorphology, in E.E. Herricks (ed.) Urban Runoff and Receiving Systems: An Interdisciplinary Analysis of Impact, Monitoring and Management, Proceedings of the Engineering
Foundation Conference, Mt Crested Butte, Colorado, 4–9 August, 1991, 84, 91–101.
Schumm, S.A. (1977) The Fluvial System, New York: Wiley.
——(1981) Evolution and response of the fluvial system, sedimentologic implications, Society of Economic Palaeontologists and Mineralogists Special Publication 31, 19–29.
KENNETH GREGORY (مترجم: سمیه ذهاب ناظوری)
STREAM RESTORATION - احیاء مجاری
احیاء مجاری، تغییر ویژگی های فیزیکی، شیمیایی و بیولوژیکی سیستم تا رسیدن به شرایط طبیعی پیشین است، یا شرایطی که توسط انسان برهم زده نشده است. یک تعریف عمومی در باره تجدید آبراهه , اعاده [9] ساختار و عملکرد اکوسیستم آبراهه، است(National Research Council 1992: 17). در کل، تجدید زیست محیطی به بازیابی اکوسیستمی که تنزل یافته، آسیب دیده یا منهدم شده کمک میکند و خط سیر تاریخی آن را اعاده میکند (SER 2002).
شرایط دیگر استفاده از احیاء مجاری شامل، احیا، بازسازی، کاهش، و 'ایجاد' توابع و ارزش های جدید میباشد. بازسازی کانال شامل یک ساختار زیست محیطی جدید است به طوری که گیاهان و جانوران مطلوب می توانند برگردند. آبراهه های بازسازی یا اصلاح مجدد شده در توابع و ارزش هایی بازگشت میکنند، که در درجه اول برای خدمت به هدف انسان است(به عنوان مثال کنترل سیل، منابع آب، پایداری زمین). اکثر پروژه های بازسازی جریان در واقع بازسازی جزئی هستند. بازگرداندن تمام توابع و ارزش های اصلی جریان بسیار دشوار است.
آبراهه های بازسازی شده که از طریق لوله کانال کشی شده اند به عنوان " روشنایی روز[10] " شناخته میشوند. بسیاری از آبراهه های شهری (نگاه کنید به ژئومورفولوژی شهری) که سنگفرش شده یا با سنگ های بزرگ پوشیده شده اند، به حمل سریع تر و مانع فرسایش آبی میشوند. تلاش برای بازیابی این آبراهه ها پیچیده میباشد و نیازمند نیروی کار زیاد، برنامه ریزی طولانی و هزینه زیاد است (عکس 131).
عکس 131: کانال بتن اندود شده و شرایط مرزی محدود شده احیاء آبراهه شهری را پیچیده میکند.
برنامه ریزی: احیاء به چه شرایطی؟ (Planning: restore to what conditions?)
معمولا تلاش برای احیاء آبراهه نمی تواند به شرایط بکر و یا ماقبل تاریخی دست یابد، زیرا تغییرات فرهنگی عظیمی مورد نیاز خواهد بود. بسیاری از آبراهه ها برای انتقال سیلاب آب بندی، خاکریزی یا کانالیزه شده اند. 'تجدید' کامل آبراهه‌ها به بازگشت فرآیندهای مانند سیل، مهاجرت مآندر، تغییر مسیر مجرا، تشکیل و تخریب موانع واریزه های چوبی بزرگ[11]، و رسوبگذاری در مانداب نیاز دارد.
جایی‌که دستاوردهای مدیریتی به تنهایی نمی توانند به عملکرد و ارزش های زیست محیطی مورد نظر دست یابد، ممکن است بازسازی کانال به استفاده از تجهیزات بزرگ نیاز داشته باشد. بازسازی کانال با نظارت مستمر و مدیریت تطبیقی، می تواند برخی از توابع و ارزش های زیست محیطی از بین رفته را بازگرداند.
آبراهه هایی که در محدوده طبیعی جریان دارند، حرکت رسوبات، دما، مهاجرت کانال، و سایر متغیرها، دارای تعادل پویا میباشد.
پروژه های تجدید برای احیاء و حفظ تعادل پویا و یکپارچگی زیست محیطی تلاش میکنند. اگر فرسایش کرانه آبراهه[12] به گونه ای باشد که متعادل بوده و ابعاد کلی کانال یکنواخت باقی بماند، بخشی از این تعادل پویا محسوب میشود. تجدید موفق آبراهه نیازمند ادغام فرآیندهای زمین ریختی در طرح ها میباشد. اندازه گیری شرایط جریان شکل دهنده کانال برای اعاده شکل، پروفیل و الگوی پایدار الزامی است(Rosgen 1996).
طراحی مجاری (Restoration design)
روش های طراحی بر اساس طبقه بندی آبراهه ها و منحنی های منطقه ای برای هندسه هیدرولیک (Riley 1998; Rosgen 1996)، رژیم و معادلات نیروی کششی، و دستاوردهای مرجع (Newbury and Gaboury 1993; Rosgen 1996)، استوار است، اما دقیق ترین روش مهندسی هیدرولیک پیچیده تر است . خطر شکست را می توان با ترکیب سطوح مناسب مدیریت (از بین بردن عوامل اختلال) و کنترل های مهندسی (به عنوان مثال آب بند ها، پوشش های سنگچین) به حداقل رساند. برنامه ریزی و طراحی با رویکرد میان رشته ای به بهترین وجه انجام میشوند (USDA et al. 1998)، که شامل دانشمندان با دانش رودخانه ای، بوم شناسان و کاربران زمین است.
'طراحی طبیعی مجاری ' از بازه های مرجع همراه با توابع و مقادیر اکولوژیکی مورد نیاز در تعادل دینامیک استفاده می کند. از سیستم های رده بندی آبراهه ها برای کمک به این فرایند و توصیف ژئومورفولوژیکی دقیق آبراهه استفاده شده است(Rosgen 1996). وقتی که تجربه و روش‌های علمی طراحی توامان استفاده شود، طرح های طبیعی کانال می تواند منجر به احیاء موفقیت آمیزی شود. ولی اگر به عنوان یک "نسخه کپی برداری[13]" یا روش طباخی[14] مورد استفاده قرار گیرد، در اینصورت کمتر نتایج موفقیت آمیزی خواهد داشت.
اکثر پروژه‌های احیاء آبراهه شامل اصلاح محل موجود آبراهه، هم ترازی، الگوی مآندری (مآندر را ببینید) ابعاد مقطع عرضی، پروفیل طولی، و یا زیستگاه آبی و یا زمینی میشوند. فرسایش کناری آبراهه، حمل و نقل رسوب، جاری شدن سیل و رسوبگذاری، فرآیندهای هستند که کارکردهای زیست محیطی را پشتیبانی می کنند. داشتن این فرآیندهای فیزیکی خود کفا چیزی است که منجر به تفکیک پروژه های تثبیت آبراهه، بازسازی آبراهه یا احیاء آبراهه میشود.
مهندسی زیستی خاک (Soil bioengineering)
مهندسی زیستی خاک میتواند یکی از اجزاء مهم تجدید آبراهه باشد(شکل 159). گیاهان زنده، مواد گیاهی و مواد انسان ساخت به عنوان سیستم هایی که با مواد زمینی برای ایجاد آبراهه ها و کناره های پایدار ارتباط دارند، بکار میرود و به ارزش ها و عملکرد اکولوژیکی مورد توجه دست می یابد. استفاده عملی از تکنیک های مهندسی زیستی خاک نیازمند آگاهی از معیارهای عملکرد کلی، طراحی جریان و شرایط رسوبگذاری، و درخور بودن زیستگاه دارد.
References
National Research Council (1992) Restoration of Aquatic Ecosystems: Science, Technology, and Public Policy, Washington, DC: National Academy Press.
Newbury, Robert W. and Marc N. Gaboury (1993) Stream Analysis and Fish Habitat Design, A Field Manual, Gibsons, British Columbia Newbury Hydraulics Ltd, Canada.
Riley, Ann L. (1998) Restoring Streams in Cities: A Guide for Planners, Policymakers, and Citizens, Washington, DC: Island Press.
Rosgen, Dave (1996) Applied River Morphology, Wildland Hydrology, Minneapolis, MN: Printed Media Companies.
SER (2002) The SER Primer on Ecological Restoration, Society for Ecological Restoration Science and Policy Working Group, www.ser.org /
USDA et. al. (10/1998) Stream Corridor Restoration: Principles, Processes, and Practices, the Federal Interagency Stream Restoration Working Group,
www.usda.gov/stream_restoration
Further reading
Brookes, A. and Shields, F.D. Jr (eds) (1996) River Channel Restoration: Guiding Principles for Sustainable Projects, Chichester: Wiley
Dunne, T. and Leopold, L.B. (1978) Water in Environmental Planning, New York: W. H. Freeman.
Lane, E.W. (1955) The importance of fluvial geomorphology in hydraulic engineering, American Society of Civil Engineering, Proceedings 81, paper 745, 1–17.
Leopold, L.B. (1994) A View of the River, Cambridge: Harvard University Press.
Raine, A.W. and Gardiner, J.N. (1995) Rivercare: Guidelines for Ecologically Sustainable Management of Rivers and Riparian Vegetation, LWRRDC Occasional Paper Series No. 03/95, Canberra: Land and Water Resources Research and Development Corporation.
Ward, D. and Holmes, N.; Paul Jose (eds) (1995) The New Rivers and Wildlife Handbook, National Rivers Authority, Royal Society for the Protection of Birds, and the Royal Society for Nature Conservation: The Lodge, Sandy, Bedfordshire, UK.
SEE ALSO: bankfull discharge; biogeomorphology; fluvial geomorphology; mining impacts on rivers; riparian geomorphology; river continuum; river restoration; sediment budget; step-pool system; stream ordering; stream power
JERRY M. BERNARD (مترجم: سمیه ذهاب ناظوری)
شکل 159: مهندسی زیستی خاک مثال: توده ریشه[15]
STRIATION - خراش های یخچالی
خراش های یخچالی، خراش‌های کم عمق یا شیارهایی هستند که روی سطوح سنگ، تخته سنگ و یا سنگریزه ها ایجاد میشوند . خراش های یخچالی ممکن است تا یک متر یا بیشتر طول داشته باشند. به طور گسترده در مناطق فرسایش یخچالی قدیمی رخ می دهد که در آن قطعات سنگ، شن و ماسه و گل و لای که در کف یخ حمل میشود سطوح در معرض تماس را با لغزش بر روی آن متأثر میکند.
برخی از خراش ها قوسی و یا گوه ای شکل، با بخش گسترده در انتهای یخ میباشند. خراش ها اغلب در مناطق یخچالی شده، به خصوص در سنگ های سخت دانه ریز مانند کوارتزیت و سنگ آهک های حجیم، رخ می دهد. جلای یخچالی اغلب با خش های یخچالی همراه است.
Type text or a website address or translate a document.
Cancel
خراش های متقاطع منعکس کننده تغییرات محلی جریان یخ، تغییرات جریان یخ از مراکز مختلف یخچالی در طول یک یخبندان و یا اشکوب‌های متعدد یخبندان میباشند. همچنین خراش ها ممکن است که در اثر سقوط یا برش یخ دریا، یخ دریاچه، سواحل برف، سنگریزه، توده های بزرگ سنگ و خزش واریزه، جریان، بهمن، لغزش بر روی سطوح سنگ شکل بگیرند. ایسبرگ ها ممکن است سطوح بالایی تخته سنگ های رسوبات دریایی یخچالی تاخیری که بوسیله جریان غربالگری شدند را بخراشد . همچنین، آوار حمل شده توسط جریان آب با سرعت بالا در jökulhlaups می توانید خراش های یخچالی در کانال های فرسوده سنگ ایجاد کند.
Further reading
Benn, D.I. and Evans, D.J.A. (1998) Glaciers and Glaciation, London: Arnold.
Bennett, M.R. and Glasser, N.F. (1996) Glacial Geology: Ice Sheets and Landforms, Chichester: Wiley.
ERIC A. COLHOUN (مترجم: سمیه ذهاب ناظوری)
STROMATOLITE (STROMATOLITH) - استروماتولیت
واژه‌ای که اولین بار توسط کالکاسکی[16] (1908) برای توصیف برخی از ساختارهای رسوبی در بونتر[17] آلمان شمالی استفاده شد . تعریف جدیدتر (Walter 1976: 1) این است که آنها ،ساختارهای رسوبی زیستی،[18] تولید شده در اثر تله اندازی رسوب[19]، اتصال و / یا ته نشین شدن در نتیجه رشد و فعالیت متابولیک میکرو ارگانیسم ها، عمدتاً کانوفیت ها [20] هستند. این ساختار در محیط های دریایی، مردابی و دریاچه توسعه می یابد، هر چند امروزه هر کجا که شرایط اجازه دهد تشکیل شده و نقطه ی تکامل آنها در پروتروزوییک[21] میباشد(Hofman 1973). بزرگترین اشکال شناخته شده تپه هایی با چندین صدمتر عرض و چندین ده متر ارتفاع میباشند. مورفولوژی های درشت بافت در دامنه و بزرگی با اشکال گلسنک چینه ای متفاوت است، از تپه های ورم کرده و پیازی و کروی، تا ستون های باریک طویل، عمودی تا شیبدار، و با سبک های شاخه‌ای متنوع. نمونه های کلاسیک در مناطق ساحلی مانند خلیج کوسه ماهی[22] در غرب استرالیا و دریاچه های فلویال ساحلی در مناطقی مانند آلتیپلنو [23] در بولیویا جائی که از پوشش های آهکی ضخیم و لایه‌های زیستی تشکیل شده، شناسایی شده اند (Rouchy et al. 1996) .
References
Hofman, H.J. (1973) Stromatolites: characteristics and utility, Earth-science Reviews 9, 339–373.
Kalkowsky, E. (1908) Oolith und Stromatolith im norddeutschen Buntsandstein, Zeitschrift Deutsche Geologische Gesselschaft 60, 68–125.
Rouchy, J.M., Servant, M., Fournier, M. and Causse, C.(1996) Extensive carbonate algal bioherms in upper Pleistocene saline lakes of the central Altiplano of Bolivia, Sedimentology 43, 973–993.
Walter, M.R. (1976) Stromatolites, Developments in Sedimentology 20.
A.S. GOUDIE (مترجم: سمیه ذهاب ناظوری)
STRUCTURAL LANDFORM - عوارض ساختاری
عوارض ساختاری، خصیصه پیدایش خود را منعکس کرده و مطابق با ساختار زمین شناسی سنگ بستر خود میباشند. این خصیصه از طریق کنترل مستقیم یا غیر مستقیمی که عناصر ساختاری در مدت و شدت فرآیندهای برون زای شکل دهنده به لندفرم‌ها دارند، به دست آمده است.‘ساختمان’ در اینجا معمولا به معنی lato، یعنی آنچه که شامل پدیده‌های گوناگون مانند تمایز رخساره، تباین سنگ شناسی، الگوهای شکستگی‌ها، گسل‌ها و چین‌ها، جابه‌جایی تکتونیکی لایه ها، هندسه توده های درونی و بیرونی، و غیره است. به طور کلی، عوارض ساختاری از طریق هوازدگی و فرسایش دیفرانسیل بر ساختارها عمل میکنند و نیز بر مقاومت نابرابر پیچیدگی‌های سنگ های مجاور تاکید دارد، در حالی که اشکال ناهمواری توسط عمل مستقیم نیروهای درونی شکل گرفته باشد در گروه لندفرم‌های تکتونیکی قرار میگیرد (نگاه کنید به ژئومورفولوژی تکتونیکی).
طبق تعریف بالا، عوارض ساختاری را میتوان در چندین طبقه قرار داد. لندفرم هایی که در انواع سنگ خاص بوجود می‌آیند، برای مثال گرانیت(ژئومورفولوژی گرانیت را ببینید) یا (کارست را ببینید). در موارد زیادی، گسترش و پیدایش آنها بوسیله الگوهای درزه ای کنترل میشود، درزه های منطقه‌ای (درزه‌های اصلی) و مناطق با شکستگی‌های متراکم گرایش به ایجاد چاله‌های توپوگرافیک دارند، درحالیکه قسمت حجیم‌تر مانند تپه های رسوبی، زمین مرتفع یا تخته سنگ های بزرگ ثابت باقی میماند. بنابراین، میتوان، دره‌های هم ردیف، فروچاله ردیفی، حوضه‌های شکل گرفته در محل تقاطع درزه‌ها، و بسیاری از تورها[24] و اینسلبرگ های گنبدی را به عنوان لندفرم‌های ساختمانی در نظر گرفت. همچنین، تعدادی از اشکال کوچک مقیاس، مانند کارن در رخنمون یا شکاف های عمیق سنگ کربنات، که ممکن است در امتداد درزه ها گسترش یابد، ساختمانی هستند. در سنگ‌های آذرین به طور خاص، بسیاری از اشکال ساختاری در دوره متراکم شدن تشکیل شده و متعاقباً تبدیل به مسیرهای هوازدگی و ایجاد لندفرم های کوچک و متوسط مقیاس میشوند(Twidale and Vidal-Romani 1994)..
گروه دیگر شامل اشکالی است که در زمان یکسان، پوشش رسوبی با عمق متغیر و لایه های متوالی با مقاومت متفاوت در برابر عوامل بیرونی دارند . لایه های افقی، زیرین تغییر شکل نداده با ارتفاع اندک، دشتها را شکل میدهند و زمانی که مرتفع شده و پرتگاههای حاشیه ای داشته باشند، فلات ها را شکل میدهند. معمولاً دشت یا فلات توسط یک لایه سنگ مقاوم مانند ماسه سنگ کوارتزی یا سنگ آهک حجیم پوشیده شده است. فرسایش فلات هایی که با لایه های با مقاومت متغییر پوشیده شده اند منجر به تشکیل نیمکت های ساختمانی منطبق با لایه های سخت در دیواره دره ها مانند گراند کانیون در رودخانه کلروادو میشود. شیب لایه ها موجب فرسایش دیفرانسیل شده و در سنگ های با مقاومت کمتر فرسایش دره ها یا دشت های مسطح را ایجاد میکند، در حالیکه در سنگ های سخت تر رشته ای موازی، پرتگاهها یا تختانک ها را ایجاد میکند. اگر شیب کمتر از 10 درجه باشد رشته ای نامتقارن کواستا[25] نامیده میشوند. در شیب بین 10 تا 30 درجه رشته های تک شیبی (یا بدون شیب) شکل میگیرد، در حالیکه شیب های بیشتر و متقارن هوگ بک [26] را تشکیل میدهند. معمولاً در مناطق با سنگ های رسوبی شیبدار، الگوی زهکشی از ساختار زمین پیروی میکند. الگوی درختی در شیب های کم متداول است، در حالیکه با افزایش فرسایش تفریقی به الگوی داربستی توسعه می یابد. اگر یک شیب ساده وجود داشته باشد، معمولا محور خط الراس خطوط مستقیم عمود بر شیب را دنبال میکند. اگر قسمت مرکزی حوضه رسوبی به سمت پایین دست پیچ خورده باشد الگوی متحدالمرکز خارجی شکل میگیرد ( برای مثال حوضه پاریس) در حالیکه در برآمدگی های که به طور عموم ساختار گنبدی دارند، الگوی متحدالمرکز داخلی توسعه میابد.
در مناطق کوهستانی که از سنگ های رسوبی چین خورده تشکیل شده اند، اشکال ساختمانی متعارف شامل کوه‌های تاقدیسی و دره های ناودیسی یا در مواردی، ناهمواری های معکوس[27]، دره های تاقدیسی یا ناودیس های برجسته [28]میباشند. همچنین، رشته های تک شیبی نامتقارن و هوگ بک ها نیز متداولند، اما علی الرغم گسترش اندک این کوهها، میزان تغییر شکل در این اشکال معمولا زیاد است. طبقه دیگر شامل لندفرم هایی است که در سنگ های آذرین شکل میگیرند، تظاهر کنونی این سنگ ها میتواند نحوه استقرار ماگما را آشکار سازد. گرانیت‌های عظیم که بعد از حرکات اروژنز نفوذ میکنند ممکن است منجر به تشکیل گنبدهای بزرگ شعاعی شوند(لاکولیت ها) که بعد از فرسایش لایه های رویین در توپوگرافی به صورت زمین های مرتفع که از هر جهت شیبدارند، ظاهر میشوند. ارتفاعات دارتمور[29] در جنوبغربی بریتانیا نمونه ای از اینگونه ناهمواریها میباشد. بالا آمدن گنبدهای آذرین منجر به خمیدگی لایه های رویین به سمت بالا میشود که بعد از فرسایش تفریقی سطوح مثلثی شکلی ایجاد میشود که فلت ایرون [30] نامیده میشوندand Pain 1981) (Ollier. نفوذی های خطی کوچک یعنی دایک ها و سیل ها اغلب از مواد مقاومتری نسبت به سنگ میزبان تشکیل شده اند، در نتیجه فرسایش لایه های محاط منجر به ستیغ های ناهموار, عمودی یا جانبی (برای دایک ها) یا توپوگرافی پلکانی(برای سیل ها) میشود. فرسایش دستگاه آتشفشان های قدیمی ممکن است به رخنمون قسمت های عمیق تر داخل دهانه که با گدازه مقاوم و سخت پرشده، منجر شود؛ که بصورت تپه مخروطی با شیب زیاد که نک نامیده میشود، در می آید. نک ها اغلب دارای شکاف های عمودی در سنگ میباشند، شاید مشهورترین نمونه آن برج شیطان[31] در ویایی[32]، ایالت متحده باشد.
لندفرم های زیادی توسط سنگ های نفوذی ایجاد میشوند که میتوان به عنوان اشکال ساختمانی، در نظر گرفت مانند گنبدها و پلاگ های ریولیتی، دامنه های مایل آتشفشان‌های سپری، یا فلات هایی که بوسیله لایه های افقی یا کم شیب گدازه پوشیده شده اند(traps). کچ شدگی بعدی و فرسایش لایه های جریان گدازه ممکن است به تشکیل اشکالی شبیه به آنچه که در سنگ های رسوبی شیبدار ایجاد میشود، منجرگردد.
عوارض ساختاری دارای ابعاد متنوع، از اشکال با وسعت منطقه ای تا ساختارهای محلی با مقیاس کوچک، هستند. نمونه های با مقیاس وسیع شامل دشت های وسیعی که روی لایه های همراه ایجاد شده یا کوهستان های گنبدی میشود. لندفرم های با مقیاس متوسط شامل فلات ها، کواستاها، تپه های گنبدی و حوضه های میان کوهی میشود. حتی مقیاس کوچک تر شامل تورها [33] و تختانک ها[34] میشود، در حالیکه حوضچه های بستر رودخانه کنترل ساختاری محلی تر را منعکس میکنند.
References
Ollier, C.D. and Pain, C.F. (1981) Active gneiss domes in Papua New Guinea: new tectonic landforms, Zeitschrift fur Geomorphologie 25, 133–145.
Twidale, C.R. and Vidal-Romani, J.R. (1994) On the multistage development of etch forms, Geomorphology 11, 157–186.
Further reading
Gerrard, J. (1986) Rocks and Landforms, London: Unwin Hyman.
Peulvast, J.-P. and Vanney, J.-R. (2001) Geomorphologie structurale – Terre, corps planetaires solides, tome 1, 2, Paris: Gordon and Breach
Yatsu, E. (1966) Rock Control in Geomorphology, Tokyo: Sozosha.
PIOTR MIGO´N (مترجم: سمیه ذهاب ناظوری)
STURZSTROM - استورزاستورم
یک استورزاستورم حجم زیادی از مواد سنگی اغلب بصورت خشک میباشد که از طریق فروریختن از یک شیب یا پرتگاه، توسط ریزش ها و لغزش های بزرگ که با سرعت بالا و تا فواصل زیاد حتی در شیب ملایم حرکت میکنند، ایجاد میشود(Hsu 1975). سرعت استورزاستورم میتواند به بالای 50 متر بر ثانیه برسد و کیلومتر ها فاصله را طی کند. حجم مواد تجمعی میتواند به بیش از یک میلیون متر مکعب برسد، که تمام سطحی بالای 0.1 کیلومتر مربع را بپوشاند. در ارتباط با سرعت و ابعاد، این نوع زمین لغزش میتواند در ارتباط با انسان و خسارات وارده به او به شدت هزینه بر باشد. واژه‌های پیشنهادی برای استورزاستورم شامل بهمن سنگی، بهمن سنگ ریزش[35] یا بهمن سنگ لغزش هستند (Angeli et al. 1996). مثال های تاریخی این واقعه استورزاستورم Elm در 1881 در سوئیس (Heim 1932)، بهمن سنگی والپولا[36]سال 1987 در آلپ های ایتالیا و زمین لغزش فرانک[37] سال 1903 در کانادا میباشد. بیشترین تمرکز این پدیده در اروپا در شمال و جنوب آلپ های آهکی[38] است (Abele 1974).
شرایطی که استورزاستورم میتواند ایجاد شود، شامل(1) بوسیله ریزش و لغزش توده سنگ که در طول حرکت با از دست دادن پیوستگی خود به واریزه های خشک تبدیل شده و سپس منجر به بهمن واریزه ای میشود، (2) از طریق انتقال ناگهانی واریزه های نهشته شده بوسیله بهمن واریزه ای یا جریان واریزه [39]، چه از طریق ریزش تود سنگ معلق یا تکان های لرزه ای.
اگر چه تحقیقات متعددی انجام شده است، هنوز یک توضیح جامع و همگانی ارائه نشده است. تحلیل مکانیکی استورزاستورم شامل دو مرحله میباشد: شکست اولیه و جریان متعاقب. تعاریف شامل جریان ذرات متلاطم همراه با فشار متفرق کننده ناشی از انرژی جنبشی است که از تصادم ذرات ایجاد میشود (Cruden and Varnes 1996)، سیال شدن ذرات با آمیخته شدن هوا همراه بوده و وجود هوای محبوس، منجر به سیال شدن صوتی یا ذوب سنگ از طریق گرمای مالشی میشود (Erismann and Abele 2001).
در مناطق آلپی، عقب نشینی آخرین یخچال‌های آلپی منجر به رهایی قابل توجهی از فشار در شیب های کوهستانی شد. این تخیله فشار یکی از دلایل استورزاستورم در هولوسن میباشد. اگرچه شواهدی حاکی از این است که فرایندها در زمان کوتاهی بعد از عقب نشینی یخ رخ نداده است( بر اساس شواهد یافت شده در BP 12000 و 10000) بلکه کاهش فشار برشی نیازمند زمان بسیار بیشتری برای حدوث فرایند میباشد. استورزاستورم ایبزی[40] (Zugspitze، آلپ های المان، با حجم: 400 × 106 متر مکعب) 3700 سال BP تعیین سن شده است که میتواند با این فرضیه همخوانی داشته باشد. رهاسازی دقیقی که میتواند منجر به پیش بینی واقعی استورزاستورم شود نیازمند توجه بیشتر میباشد.
استورزاستورم ها بسیار مخرب میباشند. زمانی که یک واقعه اتفاق میافتد این نکته مهم است که آیا توده منجر به انسداد دره شده است. اگر یک دریاچه شکل گرفته باشد، حداکثر تلاش برای کنترل شکست سد نیازمند است، زیراکه جریان ناشی از آن میتواند منجر به بلای ثانویه شود.
References
Abele, G. (1974) Bergsturze in den Alpen, Wissenschaftl, Alpenvereinshefte, 25, Munchen.
Angeli, M.G., Gasparetto, P., Menotti, R.M., Pasuto, A., Silvano, S. and Soldati, M. (1996) Rock avalanche, in R. Dikau, D. Brunsden, L. Schrott and M.-L. Ibsen (eds) Landslide Recognition, 190–201, Chichester: Wiley.
Cruden, D.M. and Varnes, D.J. (1996) Landslide types and processes, in A.K. Turner and R.L. Schuster (eds) Landslides. Investigation and Mitigation, 36 –75, Washington: National Academy Press.
Erismann, T.H. and Abele, G. (2001) Dynamics of Rockslides and Rockfalls, Heidelberg: Springer.
Heim, A. (1932) Bergsturz und Menschenleben, Zurich: Fretz und Wasmuth (English trans. N. Skermer, (1989) Landslides and Human Lives., Vancouver, Canada: BiTech Publishers.
Hsu, K.J. (1975) Catastrophic debris streams (sturzstroms) generated by rockfall, Geological Society of America Bulletin 86, 129–140.
RICHARD DIKAU (مترجم: سمیه ذهاب ناظوری)
SUBAERIAL - هوادیده
اشاره به همه شرایط و فرایندهایی دارد که در هوای آزاد یا سطح زمین ( برای مثال هوازدگی سطحی) در مقابل آنهایی که در محیط‌های زیردریا(زیر آب) یا زیر زمینی( زیرزمین)است، رخ میدهد. این شرایط همچنین، برای مواد و اشکال ایجاد یا/و واقع شده بر سطح زمین( برای مثال: تپه‌های ماسه‌ای سطحی، آتشفشان سطحی و ...)، و گاهی اوقات اشکال شامل اشکال رودخانه ای( از منشاء رودها) اتفاق می افتد. با توجه به اینکه همه این چیزها در چشم‌انداز بوسیله فرایندهای سطحی ایجاد شده است، این شرایط سطح گرایی[41] نامیده میشود.
STEVE WARD (مترجم: سمیه ذهاب ناظوری)
SUBCUTANEOUS FLOW - جریان زیر جلدی
جابه جایی جانبی آب در منطقه زیرجلدی(یا اپی‌کارست) میباشد. منطقه زیرجلدی منطقه ای است به شدت هوازده در محیط های که کارست به خوبی در بالای بخش تراوایی، بین خاک و منطقه فراتیک نسبتاً فاقد هوازدگی و اشباع زیرین توسعه یافته است. زمانیکه ذخیره آب در منطقه زیرجلدی کامل شود ( برای مثال بدنبال بارندگی) یک سطح هم پتانسیل[42] ( سطح آب اپی کارست) ایجاد میشود. علاوه براین ورودی‌ها، بعدا بصورت جانبی در امتداد مسیرهای ترجیحی جابه‌جا میشوند( مجاورت درزه ها و شکاف‌ها)و گرادیان هیدرولیکی را در سطح آب اپی کارست پائین میآورند (Williams 1983).
در حالیکه مسیر جریان بر مسیرهای کاراتر تلاقی پیدا میکند، سایش تشدید شده و در نتیجه فرونشینی در سطوح متفاوت، در طی زمان و بوسیله توزیع نامنظم انحلال اتفاق می افتد. کاوش یکنواخت در داخل منطقه زیرجلدی منجر به فرونشست یکنواخت میشود. میزان تغییرات جریانات زیرجلدی قابل توجه و عموماً بین 2 تا 10 هفته، اما سنجش آن مشکل میباشد( بویژه در کارست های بسیار توسعه یافته قدیمی). این واژه همچنین برای فرایند پای پینگ در خاکها استفاده میشود.
Reference
Williams, P.W. (1983) The role of the subcutaneous zone in karst hydrology, Journal of Hydrology 61,45–67.
Further reading
Gunn, J. (1981) Hydrological processes in karst depressions, Zeitschrift fur Geomorphologie 25(3),313–331.
SEE ALSO: epikarst
STEVE WARD (مترجم: سمیه ذهاب ناظوری)
SUBGLACIAL GEOMORPHOLOGY - ژئومورفولوژی زیریخچالی
ژئومورفولوژی زیریخچالی اثرات خیلی مهم و غیرقابل انکاری بر چشم انداز یخچالی دارد. فرایندهای ژئومورفیک زیریخچالی از جمله پیچیده ترین فرایندها هستند، تاکنون اطلاعات اندکی از فرایندهای یخچالی کسب شده است. دانش محدود ما از طبیعت دست نیافتنی آنچه که در زیر یک توده یخ اتفاق میافتد از تشابهات اندک کنونی ناشی میشود. جنبه دیگری از ژئومورفولوژی یخچالی این است که مانند درجه حرارت بر فعالیت های روزانه میلیون ها نفر تاثیر ندارد، آنچنانکه بعنوان مثال ژئومورفولوژی زیریخچالی، در ارتباط با تاسیسات، جاده‌ها، راه‌ها، مکان‌های دفع پسماند، کشاورزی، آبخوان‌ها و مواد ساختمانی عمل میکند.
محیط زیریخچالی سیستم زیرین یخچال است که مستقیماً زیر یک توده یخ واقع شده، شامل غارها و تونل‌هایی است که تحت تاثیر فرایندهای سطحی نیستند. ژئومورفولوژی زیریخچالی عموماً تغییرات توپوگرافیک زیر توده یخ در نتیجه فرایندهای کاوشی و تراکمی را بررسی میکند(شکل 160). محیط زیریخچالی مرز تلاقی بین فرایندهایی است که بطور پیچیده منجر به تغییر مورفولوژی، دما و حالات رئولوژیکی[43] سطح مشترک بین توده یخ و بستر آن میشوند. کلید درک ژئومورفولوژی زیریخچالی درک مکانیسم این سطح مشترک(یخ و بستر) میباشد. چشم انداز منطقه مرزی با هر پیشروی و پسروی یخ تغییر میکند. همه سرزمین هایی که توسط یخچال‌ها پوشیده شده‌اند، تحت تاثیر این میان پهنه هستند. این میان پهنه تابعی از یخ غالب اصلی و شرایط بستر میباشد، ارتباط پیچیده‌ای بین دینامیک یخ اصلی، رسوبات و سنگ بستر، هیدرولیک زیریخچالی، و دمای محیط بستر یخچالی وجود دارد. تغییرات در یخ اصلی و یا شرایط بستر میتواند محلی یا گسترده، بطئی و یا سریع باشد. نوسانات در میان پهنه میتواند عظیم و بااهمیت و یا ساده وکوچک باشد، که تغییرات در حالت اول قابل تشخیص است در حالیکه نوسانات اندک اثرات کم داشته و یا هیچگونه اثری بر ژئومورفولوژی زیریخچالی برجای نمی گذارد.
فرایندهای ژئومورفولوژی زیریخچالی از طریق دما در منطقه تعامل یخ- بستر محدود میشود. رژیم های حرارتی اصلی میتواند در شرایط آب و هوایی معتدل یا قطبی اتفاق بیفتد اما اغلب توده های یخ دارای رژیم چند حرارتی هستند. در آب و هوای معتدل، یخچال های با پایه مرطوب نمونه بارز همه توده های یخ امروزی و اغلب توده‌های یخ دوره پلیستوسن و قبل از آن هستند، که دمای پایه بین 1- تا 3- درجه سانتیگراد ثبت شده است. در یخچال‌های قطبی سرد و خشک، چند نمونه مجزا در مناطق مرکزی در شرق قطب جنوب امروزی و احتمالاً در مناطق مرکزی صفحات عظیم یخی پلیستوسن، بخش‌های اصلی توده یخ تا بستر با دمای 13- تا 18- یخ بسته‌اند( (Van der Veen 1999. شرایط حرارتی در میان پهنه یخ بستر پیچیده است که دلالت بر دو حالت دمایی دارد، در واقع دمای یخ اصلی از نظر زمانی و فضایی متغیر بوده و شرایط چندحرارتی ایجاد میکند (Menzies and Shilts 2002).
با توجه به نوسانات دمای میان پهنه یخ- بستر، پارامترهای زیر برای ایجاد شرایط حرارتی ویژه دخالت دارند: (الف) نرخ تجمع برف و دمای برف (ب)جریان گرمای ژئوترمال (ج)میانگین دمای سالانه هوای سطح (د) سرعت سطحی یخ (ای)سرعت یخ اصلی (اف) دما و جریان آب ذوب یخچال (جی) اثرات پایدار شرایط دمای قبلی (شکل 161 الف). این حالات دمایی نامتعادل به شرایط دمایی زیرین وابسته اند، ذوب آب در میان پهنه یخ بستر رخ میدهد، یخ اصلی حاوی واریزه ها که میتواند از یخ جدا شوند، جریان آب ذوبان و یا واریزه های اشباع شده در حال حرکت به شکل لایه بهم ریخته که تجمع این لایه ها منجر به تشکیل لندفرم های گوناگون میشود. در شرایط قطبی، آب ذوبان وجود ندارد و تنها حرکت یخ بوسیله تغییر شکل پلاستیکی رخ میدهد، بنابراین فرایندهای ژئومورفولوژیکی محدود ولی رویهمه رفته معلق میباشند.
واضح است که شرایط بستر چندحرارتی در درازمدت در زیر هر توده یخی غالب میشود، تغییر از مرطوب به خشک و برگشت مکرر به حالت قبل منجر به فرسایش محلی و رسوبگذاری مقدار زیادی از رسوبات یخچالی میشود. اگرچه جابه‌جایی در زیر یخ و بین توده یخ در فواصل طولانی رخ نداده و اغلب کمتر از 10 کیلومتر میباشد، در نتیجه رسوبات مجاوریخچالی به طور محلی ایجاد، حمل و رسوبگذاری میشود. شکل 160 ارتباط احتمالی بین تحت سیطره فرسایش یخچالی و فرایندهای رسوبگذاری تحت شرایط صفحه یخی را نشان میدهد. زیر یخچال‌های دره ای، بدلیل فواصل بسیار کوتاهتر و ضخامت کمتر پوشش یخ( پائین بودن فشار یخ اصلی)، ممکن است شرایط مشابه اما کاملا ضعیف تر، غالب باشد (Benn and Evans 1998).
شکل 160: مدل های رژیم حرارتی زیریخچالی، ارتباط مکانی آنها و فرایندهای فرسایش زیریخچالی، انتقال و رسوبگذاری
عوارض فرسایشی زیر یخچالی (Subglacial erosional landforms)
فرایندهای فرسایش زیریخچالی در سطح مشترک یخ- بستر فعال، غالب اند. در برخی مناطق تحت شرایط ویژه زیریخچالی، فرایندهای فرسایشی غالب میباشند. تقریبا هر توصیفی از تاثیر یخچال‌های گذشته بر سطح زمین روی عظمت و بزرگی فیوردها و عوارض سنگ بستر در مناطق یخ‌زده متمرکز می باشد. بنابراین، دانش ما از چگونگی باقی ماندن این اشکال ویژه محدود است. اشکال فرسایشی در مقیاس‌های میکروسکوپی تا لندفرم‌های بزرگ مقیاس میباشند. اشکال فرسایش ناحیه‌ای میتوانند به دو گروه محلی و ناحیه ای تقسیم شوند. اگرچه، برخی اشکال مانند تپه‌های پشت گوسفندی، در هر مقیاسی شکل میگیرند. اشکال فرسایش ناحیه‌ای بصورت چشم انداز فضایی(گستره فضایی) یا خطی (گسسته فضایی) هستند. در مورد مذکور، زمین صیقلی جائیکه سطح مشترک یخ و بستر حاوی واریزه میباشد شکل میگیرد و غالبا شرایط بستر قطبی حاکم است. در مقابل، فرایندهای فرسایش خطی در مناطق خاص دارای تاثیر متفاوتی بر سطح زمین میباشند.اشکال فرسایش خطی نشان دهنده حالت بستر زیر یخچال در هر سرعتی است با اینحال حرکات یخ اصلی و/یا کانال‌های آب دارای محدودیت فضایی هستند.
شکل 161: پهنه بندی حرارتی زیریخچالی در ارتباط با فرایندهای زیریخچالی زیر یک صفحه یخی در حالت پایدار با حاشیه های اقیانوسی و خشکی. 1، مسیر جریان یخ داخلی؛ 2، توپوگرافی زیریخچالی حاصل از فرسایش زیریخچالی؛ 3، توزیع فضایی آب ذوبان زیریخچالی( چاپ مجدد با اصلاحات از Hughes 1995)
سرزمین‌های با فرسایش ناحیه ای عموماً فرونشینی ضعیف، رسوبگذاری محدود و چهره ای قالبی و صیقلی دارند. ساختار زمین‌شناختی در این زمین ها اغلب بصورت حفره های بی قاعده و تپه های پشت گوسفندی کوچک میباشد. این زمین‌هادر شمالغرب اسکاتلندknock and lochan نامیده میشوند و نمونه ای از اشکال فرسایش یخچالی هستند. چشم اندازهای مشابه در سپر کانادا( عکس 132الف) در امتداد حاشیه گرینلند و ورقه های یخی قطب جنوب در پاتاگونی و جنوب ایسلند، نیوزیلند وجود دارند. شکل این چشم‌اندازهای فرسایش ناحیه ای در ارتباط با حرکت آرام توده های یخ تحت شرایط بستر قطبی با واریزه‌های محدود میباشد. دامنه فرایندهای قدیمی در امتداد سطح سنگ بستر جائی است که گهگاهی بیرون‌زدگیها منجر به تحت فشار قرار دادن ذوب و تخلیه آب‌ذوبان تحت فشار بالا میشود. در این چشم انداز در مقیاس کوچک صخره و دم[44] و تپه های پست گوسفندی فراوانند. به‌طور نمونه اشکالP شکل و لندفرم های همراه در ارتباط با سرعت جریان‌های آب ذوبان در زیر یخچال میباشند.
در مناطق خاص زیر ورقه های یخی، فرسایش خطی ناحیه ای در نتیجه حرکات سریع جریان یخ اتفاق میافتد، اما یخ اصلی دارای محدودیت فضایی است. تحت این شرایط بر اثر توسعه فرسایش یخچالی اشکال خطی بزرگی مثل گودی های بستر سنگی بریده شده، فیوردها و دره های تونلی شکل میگیرد. سنگ بستر شیاردار در مقیاس کوچک و متوسط، شیارها و شیارکها شاهدی بر فرسایش انتخابی هستند.
عکس 132: (الف) چشم انداز یخچالی صیقلی شده در سپر کانادا نزدیک لاتری، کبک[45]( عکس از دولت کانادا)؛ (ب) چشم انداز نهشته ای زیریخچالی از دروملین ها در پهنه دورمیلنی کوسامو[46]، فنلاند( عکس از R. Aario )
شکل 162: انواع لندفرم های زیریخچالی
عوارض نهشته ای زیریخچالی (Subglacial depositional landforms)
لندفرم‌های زیریخچالی به دو گروه طبقه‌بندی می شوند (1) آنهایی که تحت شرایط جریان یخ فعال( مراحل پیشروی و عقب نشینی فعال) ؛ و (2) آنهایی که تحت جریان یخ غیرفعال" مرده" (مرحله عقب‌نشینی) شکل میگیرد. واضح است که حداقل یک گروه از این لندفرم ها، که قبلاً بطور مستقل مد نظر قرار گرفته، ممکن است در ارتباط با یکدیگر به عنوان اشکال بستر متغییر در زنجیره ای از لندفرم ها در میان‌پهنه زیریخچال باشد. مثلاً درومیلین‌ها، مورن های شیاردار و راجن[47] طیفی از اشکال زیریخچالی توسعه یافته در شرایط حرارتی، توپوگرافیک، ژئولوژیکی و رئولوژیکی میباشند(عکس 132 ب).
یکسری از لندفرم ها به یخ فعال و به طور غیر مستقیم به فعالیت یخ ساکن مرتبط می باشند(شکل 162). بیشتر لندفرم‌ها تحت تاثیر عملکرد یخ فعال و یا تحت تاثیر عملکرد غیر مستقیم یخ ساکن هستند در حالیکه بقیه اشکال تا حدودی در اثر فرسایش ناشی از عقب نشینی یخ و فرایندهای هوازدگی سطحی میباشند. مکان و نوع لندفرم‌های زیریخچال الگوهای بهم پیچیده ای از فرایندهای زیریخ در مکان‌های متفاوت تحت شرایط متغییر دینامیک زیر یخچال را منعکس میکند(شکل 161ب).
ژئومورفولوژی زیریخچالی بازتابی از فرایندهای فرسایش، حمل و رسوبگذاری است که چشم‌اندازهای یخچالی متنوع و پیچیده‌ای را ایجاد کرده است که توپوگرافی زیرین در اثر فرایندهای رسوبگذاری، هموار و در نتیجه فرایندهای فرسایشی ناهموارتر شود. برای مثال، چشم‌اندازهایی از فیوردها یا دشت های تپه ماهوری در چمنزارهای شمال آمریکا بی نظیرند، و نمونه جالب توجهی از تاثیر سطح زمین از ژئومورفولوژی زیر یخچالی میباشد.
References
Benn, D.I. and Evans, D.J.A. (1998) Glaciers and Glaciation, London: Arnold.
Hughes, T.J. (1995) Ice sheet modelling and the reconstruction of former ice sheets from glacial geo(morpho) logical field data, in J. Menzies (ed.) Modern Glacial Environments, 77–100, Oxford: Butterworth-Heinemann.
Menzies, J. and Shilts, W.W. (2002) Subglacial environments, in J. Menzies (ed.) Modern and Past Glacial Environments, 183–278, Oxford: Butterworth- Heinemann.
Van der Veen, C.J. (1999) Fundamentals of Glacier Dynamics, Rotterdam: A.A. Balkema.
JOHN MENZIES (مترجم: سمیه ذهاب ناظوری)
SUBMARINE LANDSLIDE GEOMORPHOLOGY - ژئومورفولوژی زمین‌لغزه های زیردریایی
واژه زمین لغزه زیردریایی اغلب برای اشکال تراکمی و یا کاوشی، رسوب یا سنگ، که در کف دریا، یا زیر آن(اگر قدیمی باشند) که بعد از یک حرکت توده ای ایجاد شده اند، بکار میرود. تعاریف کمتر متداول از شکست کف دریا مانند جریانات واریزه، بهمن‌ها، پخشان ها، و رئولوژی مواد ریزشی میباشند.
اغلب زمانی که تنها یک نشانه برای تمایز فرسایش باقی مانده و شواهد رسوبگذاری تنها رسوبات اندک یا توده واریزه که توسط تکنیک‌های سنجش از دور وجودداشته باشد، تشخیص دشوار است.یک بررسی عالی از زمین‌لغزه‌های زیردریایی (عکس 133) را میتوان در اثر Hampton et al. (1996) یافت.
آشکارسازی (Detection)
بیشتر زمین‌لغزه‌های زیردریایی قدیمی هستند و ممکن است بدلیل جدید نبودن، نادیده گرفته شوند. بنابراین، شواهد یک واقعه از طریق تکنیک های سنجش از دور مانند بازتاب لرزه ای، ردیاب صوتی اسکنرکننده جانبی و عمق سنجی چندطیفی بدست میایند. سپس داده ها با استفاده بسته تفسیر لرزه ای در فضاهای مجزا، یا در پایگاه داده سیستم اطلاعات جغرافیایی(GIS) تحلیل میشوند .
تکنیک‌های سنجش از دور در اقیانوس از بازتاب امواج صوتی برای اندازهگیری عمق و ویژگی‌های فیزیکی مواد در سطح و زیرسطح بکار میروند. بطور کلی، فرکانس بالاتر امواج صوتی با بازگشت های با کیفیت بالاتری همراه است، اما انرژی در نتیجه عمق انتقال نخواهد یافت. برای اندازهگیری عمق آب سیگنال 12 کیلوهرتزی استفاده میشود و نفوذ خیلی کمی در کف دریا دارد، در حالیکه سیگنال 5/3 کیلوهرتزی میتواند بیش از 100 متر در رسوبات نرم نفوذ کند، و یک منبع airgunبا فرکانس کم و قدرت بالا میتواند کیلومترها زیر دریا نفوذ کند. زمانیکه یک عارضه بالقوه شناسایی شد، تحلیل ژئوتکنیکی و کنترل صحرائی مواد میتواند با استفاده از تجهیزات متنوع مغزه‌برداری انجام شود.
انواع (Types)
حرکات توده ای زیردریا ویژگی‌های مشابه زیادی با زمین‌لغزه‌های زیردریایی دارند، و خیلی از اصطلاحات در هر دو مشترک است. شکست های زیر دریایی بسیار بزرگترند، و اغلب در طی هزاران سال به علت فرسایش آرام در محیط آب‌های عمیق باقی‌میمانند. شناسایی شکست‌های زیردریایی علیرغم اندازه و ماندگاری در طی زمان دشوار است، و شواهد اندکی از چگونگی رخداد لغزشی وجود دارد. بعلاوه، متلاشی شدن رسوبات حاصل از شکست زیردریایی، موادی برجای میگذارد که شناسایی آنها در سطح مشکل است. بنابراین استنتاج ما براساس مورفولوژی کاوشی و لندفرم های رسوبگذاری و ویژگی‌های فیزیکی مواد اطراف میباشد.
عکس133: زمین لغزش های زیر دریایی که توسط داده های باتیمترکی چندشعاعی از حاشیه های همگرای قاره ای تصویر برداری شده است، ساحل، اورگان، ایالات متحده آمریکا[48](modified from McAdoo et al. 2000). تقریبا با 3 برابر بزرگنمایی عمودی، دید به سمت شرق و شمال در سمت چپ. میدان دید بر اساس شیب حدود 30 کیلومتر میباشد. حروف روی خطوط در زیر تفسیر شده است. (الف) ویژگی های اسکار های مورفولوژیکی، اما با فقدان شواهد باتیمتریک برای مواد حاصل از لغزش. لغزش های بلوکی دارای بلوک های بهم پیوسته مواد هستند (ث) که میتواند مربوط به اسکار یک لغزش مشخص باشد(د). شیب های پایدار در مجاورت اسکار شکست(ای) به عنوان نماینده شرایط شیب قبل از شکست مورد استفاده قرار میگیرد. طبقه بندی مناطقی از شیب که مواد کاملاً فرسایش یافته (ج) به اندازه فقدان مدارک خصوصیات وقایع لغزش مانند دیراره راسی [49] شناخت زمین لغزش مشکل است (اف). سری هایی از تراس های کمیاب(اچ) دیواره تکیه گاه شیب، و اغلب منطبق با پایین ترین قسمت انتهایی لغزش ها، منجر به " لغزش معلق[50]"میشود (الف) . به شیب زیادکف دریا با شواهد عینی اندک فرسایش بین لغزش ها در غربی ترین مرز(نزدیک‌ترین) و در پیش زمینه توجه شود(ب)
مواد جدا شده میتوانند یکپارچه باقی بمانند (یک لغزش بلوکی) یا در یک جریان خرد شوند. حرکات توده ای ( لغزش یا سقوط انتقالی یا چرخشی) در اثر نیروی جاذبه یا دیگر نیروهای وارده بر جسم به سمت پایین دامنه حرکت میکنند. فیزیک جریانات توده ای[51] ( جریانات گل آلود[52]، بهمن ها، جریانات واریزه ای و ...) بوسیله تنش کششی همراه با یک مایع کنترل میشوند. یک توده رسوب یا سنگ جابه جا شده از یک سطح گسیختگی[53] شروع شده و حرکت میکند( سطح شکست یا لغزش)، و ممکن است بخشی از توده جدا شده در تماس با سطح شکست باقی بماند. اگر سطح شکست دارای انحنا باشد( به سمت بالا مقعر) توده جابه جا شده میچرخد، و شکست اغلب لغزش یا ریزش چرخشی[54] نامیده میشود. اگر سطح شکست مسطح باشد، مثلا در سطوح لایه لایه، لغزش انتقالی [55] نامیده میشود. هنگامیکه یک بلوک از مواد به سمت پایین دامنه حرکت میکند، ممکن است خرد شده و تبدیل به یک جریان واریزه ای[56] ( قطعات سنگ بزرگی که از ماتریس ذرات ریز تشکیل شده اند) یا جریانات گل آلود( جریان متلاطم سیال حاوی رسوب) شود ؛ Morgenstern 1967). آبگون شدن [57] زمانی اتفاق میافتد که ذرات رسوب ریز مجزا، در نقطه ای که ذرات مجزا تماس شان را با یکدیگر از دست داده دوباره بهم میپیوندند، و فشار برشی مواد تقریبا به صفر میرسد. این وضعیت اغلب در زمان زلزله، و جریانات توده ای در شیب های بسیار کم، اتفاق می افتد.
سازوکار (Mechanics)
شکست اغلب زمانی اتفاق میافتد که فشار برشی در پایین شیب نسبت به مقاومت برشی مواد دامنه افزایش بیابد. همانگونه که احتمالاً فشارها در هر محیط معینی مشابه میباشند( به استثناء زمین لرزه‌ها)، تمرکز بر روی قسمت مقاومت معادله هست، جائیکه شامل مواد رسوبی منفصل تا سنگ‌های آذرین مستحکم میباشد.
مقاومت میتواند با نیروی چسبندگی موثر[58]( C0)، فشاری که در سطح شکست به طور نرمال عمل میکند(Ơn)، فشار آب منفذی[59] و زاویه اصطکاک داخلی(Ø) تعیین شود.
τf= C0+( Ơn _pf) tan Ø
بسیاری از زمینلغزش های زیردریایی در شیب هایی زیر زاویه تعادل اتفاق می افتد( ببینید REPOSE, ANGLE OF)، بنابراین نیازمند سازوکاری برای کاهش رسوب در محل شکست میباشد. برای موادی با C0 و Ø معین، کاهش مقاومت میتواند هم با افزایش در pf یا کاهش در Ơn رخ دهد. مقاومت رسوب توسط عمق آب متاثر نمیشود، همانگونه که شرایط هیدرواستاتیکی بر عمق بسیاری از لغزش ها غلبه میکند. بنابراین، سنگ یا رسوب در کف دریا در شیب های کمتر از Ø فاقد ناپایداری دچار شکستگی نمیشوند.
فرایندهای متعددی وجود دارد که باعث افزایش pf میشوند، و متعاقب آن کاهش فشار موثر[60] ( Ơn _pf)، پس از آن کاهش مقاومت مواد میشود. گاز هیدرات( یک ترکیب یخ- متان[61] که در زیر- بستر دریا در بسیاری از حاشیه‌های قاره‌ای یافت میشود) با یک کاهش در تراز دریا تفکیک میشود( کاهش فشار) یا افزایش دما، و آزاد شدن حباب‌های متان محبوس، منجر به افزایش pf میشود. گسیختگی‌های بزرگ که در اثر کاهش تراز دریا اتفاق می افتد و در ارتباط با تجزیه هیدرات میباشد مانند لغزش استورگا[62] در ساحل نروژ، که8000 سال پیش 5000 کیلومتر مکعب مواد، ریزش کرد (Bouriak et al. 2000)،همچنین لغزش‌های متعدد در دریای بوفرت[63] (Kayen and Lee 1991). اگر سرعت عبور امواج به حد کافی شدید باشد که از پراکندگی فشار جلوگیری کند ،زمین لرزه امواج لرزه‌ای ایجاد میکند که انتشار آن در رسوبات ممکن است فشار آب منفذی را افزایش دهد (Lee and Edwards 1986). شتاب حاصل از زمینلرزه میتواند منجر به کاهش و افزایش دوره‌ای Ơn شود، بنابراین نتیجه آن منجر به افزایش pf شود( که فراوانی آن وابسته میباشد) ممکن است به اندازه ،شتاب بحرانی ،[64] برای گسیختگی نیاز باشد. در آب های کم عمق، امواج طوفان در نتیجه بارگیری دوره‌ای فشار منفذی را افزایش می دهد و گسیختگی در منطقه‌ای که فشار برشی در بین قله و حداقل موج افزایش میابد، رخ میدهد (Seed and Rahman 1978). این گسیختگی‌ها میتواند در آب کم عمق اتفاق بیفتد( فلات قاره و شیب فوقانی)، و در اعماق رخ نمیدهد.
تغییرات پس از گسیختگی (Post-failure evolution)
براساس تنش‌های موجود، ویژگی‌های رسوب و شیب مورفولوژی، ممکن است توده گسیخته شده در فاصله کمی از منشاء متوقف شود، و یا فواصل بسیار طولانی را طی کند. یک روش برای تعیین احتمال گسیختگی رسوب به ذرات یا باقی‌ماندن در یک بخش بهم پیوسته در طول بارگیری دوره‌ای توجه به گنجایش آب قبل از گسیختگی و فشار موثر در حالت پایدار است Hampton et al. 1996) را ببینید). برای مواد با ظرفیت آب و فشار موثر بالا، فشار منفذی در طول بارگیری گذرا تمایل به افزایش دارد، و نتیجه آن تمایل به گسیختگی متلاشی شده [65] میباشد( رسوبات متراکم تمایل به فروپاشی دارند). در مقابل، رسوباتی که پیش از این دارای فشار موثر بالا و محتوی آب اندک بودند، شکست‌های بهم‌پیوسته احتمال بیشتری برای منبسط کردن رسوبات دارد، و منجر به کاهش فشار موثر میشود.
دینامیک بعداز گسیختگی مرکب از دو جزء خمیری و پلاستیکی [66]میباشد et al. 1990) Norem) دیدگاهی برای مدلسازی زمین‌لغزش‌های زیردریایی با ترکیب شرایط گرانروی و پلاستیکی ارائه کردند:
τ=τc+ Ơn [1- (pf /psH)] tan Ø +mp (dv/dy)r
جائیکه τ کل نیروی برشی است که در طول جریان انتقال مییابد، τc بازده نیرو( مشابه با co در مورد استاتیک)، pf /psH نسبت فشار منفذی به چگالی رسوب (ps ) و ضخامت شکستگی (H)، با شرط دیگرگرانروی هرکجا که m گرانروی بینگم[67]، p چگالی مایع و گرادیان سرعت عمودی (dv/dy)r جائیکه r بین 1 برای گرانروی زیاد و 2 برای جریان خنثی میباشد. این فرمول‌بندی ممکن است قادر به ترسیم شکل نهایی رسوبات گسیختگی باشد، اما انتقال باورنکردنی برخی لغزش‌ها مانند لغزش نوانو[68] در هاوایی، جائیکه بلوک‌های منفرد صدها کیلومتر حرکت کردند. یک مدل برنامه‌ریزی هیدرولیکی، درجائیکه مواد سقوط کرده در بالای سطح شکستگی به دام می افتند، به تشریح انتقال برخی شکست‌ها کمک میکند(Mohrig et al. 1998)
موقعیت (Location)
زمین‌لغزش‌های زیردریایی در سرتاسر اقیانوس موجود میباشند، در حواشی فعال و حواشی غیرفعال، فلات‌قاره ها و شیب‌ها، در فیوردها و نزدیک دلتاهای فعال، در سمت روبه دریای ریف‌های سدی(سدها و جزایر سدی را ببینید)، و در حواشی پشته‌های میان اقیانوسی، کوه‌های دریایی، گایوت‌ها، یا جزایر آتشفشانی. زمین‌لغزش‌های دور از ساحل بیشتر در اثر عواملی مثل زمینلرزه‌ها، طوفان های بزرگ، تغییرات سطح دریا، رسوبگذاری شدید، افتراق گاز هیدرات، یا فرسایش کانال در دره‌های زیردریایی و کانیون‌ها ایجاد میشوند. لیست زیر محیط‌های است که به طور خاص مستعد شکست میباشند.
دلتاهای رودخانه‌ای (RIVER DELTAS)
دلتاهای رودخانه‌ای مشابه مناطق فرسایش و رسوبگذاری سریع در کانیون‌ها و مجاری عادی، با مناطق دارای شیب زیاد و فشار سیال بالا گسیختگی را تسهیل میکنند. زمانی که رسوبات دانه ریز درکف دریا نهشته میشوند، اغلب مقدار آب زیاد و نفوذپذیری کم میباشد، که منجر به افزایش فشار آب منفذی و عدم تحکیم آنها میشود. ولی وقتی رسوبات غنی از مواد آلی نهشته میشوند، تجزیه شده وهیدروکربن های حباب‌ساز را تولید میکنند که باعث فشار بیش از حد میشوند.
تجمع مداوم فشار بیش از حد مایع و افزایش شیب به‌تنهایی برای ایجاد شکست قابل توجه کافی نمیباشد – یک ناپایداری مانند یک طوفان یا زمینلرزه محرک لازم محسوب میشود. در 1969، افزایش حجم ناشی از هاریکون کمیل[69] در خلیج مکزیک رسوبات کف دریا را به طور دوره‌ای بارگذاری کرد و با افزایش فشار مایع منجر به شکست 100 متری آب شد.در 1980، زلزه‌ای بزگ به اندازه 7 ریشتر، منجر به سیالیت رسوبات تحت فشار در شیب 0.25 درجه در دلتای رودخانه کلامث[70] در سواحل شمالی کالیفرنیا شد.
فیورد (FJORDS)
بخش ساحلی دلتاها در دهانه فیوردها منطقه ی بشدت مستعد برای زمینلغزش میباشد. رسوبات زیاد و اغلب غنی از مواد ارگانیک که توسط رودخانه های حاصل از ذوب یخچال ها حمل میشوند، میتوانند در نتیجه رسوبگذاری و گازهای ناشی از تجزیه، فشار مایع در دلتا را افزایش دهند. ترکیب ذرات ریز پودر سنگ و رسوبات درشت، افزایش فشار مایع، و طبیعت پرشیب فیوردها محیط را برای شکست در طول زمینلرزه بسیار مستعد میکند، این مناطق معمولاً در سیطره خاصیت ارتجاعی ناشی از ایزوستازی یا بالاآیی تکتونیکی یا یخچالی هستند.
خصلت فیوردها به گونه‌ای است که خطر زمینلغزش را افزایش میدهد. فیوردها مکان‌های جذابی برای استقرار انسان میباشند، بطوریکه آب‌عمیق، سطح هموار، و آب شیرین که درکوهستان‌های اطراف نزدیک به دریا ذخیره شده است که برای استقرار بنادر مناسب میباشد. علیرغم اینکه بندر والدز[71]،آلاسکا ( واقع در دهانه یک فیور) بدنبال یک زمینلغزش زیردریایی در اثر یک زمین لرزه ویران شد، در آنجا خط لوله عبوری-آلاسکا (که همه نفت خام آلاسکا در شیب شمالی را به بازار انتقال میدهد) پایان می یابد. واقعه مشابهی بیست سال بعد به وقوع پیوست، و یک فاجعه اکولوژیکی بی‌سابقه بدنبال داشت. هندسه قیفی شکل فیوردکه به تمرکز امواج سونامی کمک میکند منجر به این فاجعه شد. در مثال آخر، در سال 1958، زمینلغزش سطحی در دهانه فیورد لیچوا[72] در آلاسکا منجر به موج بالای 525 متر ارتفاع شد که توسط تعداد معدودی قایقران خوش شانس مشاهده گردید.
کانیون‌ها (CANYONS)
کانیون‌های زیردریایی نخستین مسیرهای انتقال رسوب از خشکی به آب‌های عمیق هستند.، این محیط‌های پویا مستعد زمین‌لغزش‌های قابل توجه میباشند. دهانه‌های کانیون رسوباتی که در جریانات کرانه ای روی فلات قاره حرکت میکنند را تفکیک میکنند. بدنبال زمینلرزه 1989، لوما پریتا [73]در مرکزکالیفرنیا شکستی در راس کانیون مونتری[74] ایجاد شد. اینگونه شکست‌ها سیال شدن احتمالی ( سیال شدن را ببینید)در جریانات آشفته فرساینده منجر به فرسایش کف کانیون و در نتیجه ته نشست مواد در کف مسطح دریا میشوند. وقایع شکست متوالی، در نهایت منجر به زمینلغزش های بزرگ و با شیب واضح در دیواره کانیون‌ها میشوند(Densmore et al. 1997).
کانیون‌هایی که در شیب‌های قاره‌ای واقع شده‌اند دارای فواصل منظم هستند اما تغییر شیب فلات قاره را نبریده اند، و از جریانات فرساینده پایین دست مجزا هستند،" بدون سر[75]" نامیده میشوند( Orange and Breen 1992 همچنین ببینید GROUND WATER) . توپوگرافی با تمرکز آب‌های زیرزمینی به سمت کف دریا باعث افزایش نیروهای نفوذ میشود که بویژه در طول وقایع ناپایدار مانند زمینلرزه به شکست کمک میکنند(McAdoo et al. 1997). این شکستگی‌ها شاید کوچک باشند اما یک عامل کلیدی شکل‌دهنده به چشم‌انداز کف دریا هستند.
شیب قاره‌ای (CONTINENTAL SLOPE)
زمین‌لغزه‌های زیردریایی قطع نظر از فعالیت تکتونیکی، عرض جغرافیایی یا تاریخچه رسوبگذاری در شیب‌های قاره‌ای اتفاق می افتند، ولی فراوانی وقوع میتواند تغییرات زیادی داشته باشد. شیب‌های قاره‌ای مناطقی در اقیانوس در نظر گرفته میشوند جائیکه زمین‌لغزه در پرشیب ترین دامنه هایی که رسوبگذاری در آنها انجام شده، دیده میشود. بنابراین، بجز در کانیون‌ها، جائیکه متراکم شدن بیش از حدمعمول[76]( کاملا سنگ شده[77]) مواد کاملا مستحکم‌شده در کف دریا قرار دارند، گرادیان‌های شیب، کمتر به زاویه پاسخ میرسند، بنابراین افزایش فشارمنفذی یا یک ناپایداری مهم برای شکستگی لازم است.
بسیاری از زمینلرزه‌های محرک لغزش‌ها در حاشیه‌های قاره‌ای، حتی در حاشیه‌های غیرفعال جائیکه وقایع لرزه‌ای کمتر متداول هستند، رخ میدهند. بطور عجیب، یکی از بهترین مثال‌هایی که زمینلغزش بعد از زمینلرزه گراند بانکز[78] با بزرگی 2/7 در 1929 در منطقه ساحلی حاشیه شمالی اقیانوس اطلس در کانادا اتفاق افتاد، در این منطقه زمینلرزه‌های بسیار بزرگ با شواهد اندکی از زمین‌لغزش‌های قابل توجه اتفاق افتاده است.
زمین‌لغزش‌ها میتوانند در شیب‌های قاره‌ای آزاد منجر به تغییر سطح دریا شوند. گاز هیدرات در زمان کاهش سطح دریا تجزیه میشود،و ممکن است گاز آزاد کافی با کاهش نیروی ( افزایش pf) مواد رویی باعث شکست شود. احتمالاً نرخ رسوبگذاری در شیب های قاره‌ای زمانیکه سطح دریا پائین میرود، بالاتر است. رودخانه‌ها مانع رسوبگذاری در استران و فلات قاره میشوند( مصب رود را ببینید)، و مستقیماً مواد را از طریق کانیون‌ها در شیب‌های قاره‌ای و آب عمیق ته نشین میکنند. رسوبگذاری شدید نه تنها باعث افزایش فشار منفذی در رسوب میشود، بلکه منبعی از مواد مستعد شکست را فراهم میکند. لایه‌های مواد دانه ریزی که به لحاظ مکانیکی سست‌ترین مواد ته‌نشین شده را شامل میشوند، در طول بالا آمدن، هنگام رسوبگذاری پس از زمانیکه سطح آب پائین است سطح لغزش را فراهم آورند. تا زمانیکه سطح پائین آب، مواد را در شیب برای شکست فراهم آورد، شیب‌های قاره‌ای میتوانند به شرایط تعادل خوبی دست یابند( شیب تعادل را ببینید).
جزایر آتشفشانی (VOLCANIC ISLANDS)
برخی از بزرگترین و به‌طور بالقوه ویران‌کننده‌ترین زمین‌لغزش‌های زیردریایی در حاشیه جزایر آتشفشانی و پشته‌های میان اقیانوسی اتفاق می افتد. شیب‌های تند اغلب پر از شکستگی‌ها، تغییرات هیدروترمالی و مواد تحت فشار گرمایی هستند. زمینلرزه‌ها، تغییرات سریع سطح و انتشار سریع گازها بدنبال حرکت ماگمای زیرسطحی اتفاق می افتند. یک قطعه بسیار بزرگ از لغزش نوانو در اوهاو، هاوایی[79](30 کیلومتر طول، 17 کیلومتر عرض و 8/1 کیلومتر ضخامت) و با فاصله زیاد از منبع( تقریباً 100 کیلومتر) در ابتدا یک کوه زیردریایی تشخیص داده شده بود. یک لغزش مانند این نمونه میتواند مسئول ایجاد سونامی‌ای باشد که موادی به ضخامت هزاران متر در جزیره لنای[80] هاوایی ته نشین کرد. لغزش دیگری در جزایر قناری در اقیانوس اطلس منطقه ای را به مساحت 2600 کیلومتر مربع و حجم مواد 150 کیلومتر مکعب پوشاند. به نظر میرسد سونامی حاصل از این لغزش مسئول ته نشست تخته‌سنگ‌هایی با اندازه ماشین که برخی از آنها 20 متر بالای سطح دریا هستند، در جزیره الوترا[81]، باهامس[82] در طرف دیگر اقیانوس باشد.
مخاطره (Hazard)
بسیاری از زمین‌لغزش‌های زیردریایی کوچک هستند و احتمالا قابل توجه نمیباشند. مخاطره ای که بهمراه لغزش‌های ساحلی است، در ابتدا در ارتباط با ساختارهایی مانند چاههای نفت، امکانات استخراج، خطوط لوله و کابل‌های کف دریا میباشد. در1969، هاریکون کمیل در خلیج مکزیک منجر شد یک سکوی حفاری در سواحل لویزیانا[83] زیر گل مدفون شود و 30 متر به پایین دامنه جابه‌جا شود. برخی لغزش‌ها از منطقه ساحلی شروع شده و میتوانند به صورت قهقرایی در خشکی پیش روند. بدنبال زمینلرزه 1964 آلاسکا" جمعه قبل از عید پاک" اسکله بندر ولدز[84] به داخل اقیانوس فرو ریخت و 30 نفر کشته شدند.
سونامی (TSUNAMI)
یکی دیگر از مخاطرات قابل توجه که در نتیجه زمین‌لغزش‌های زیردریایی ایجاد میشود، تسونامی است. دو خصیصه اصلی در زمین‌لغزش‌های زیردریایی که منجر به تسونامی میشوند وجود دارد. اول، اگر زمینلغزش در اثر زمینلرزه ایجاد شده باشد، انتظار میرود سونامی حاصله بزرگتر از سونامی باشد که تنها در اثر زمینلرزه ایجاد شده باشد. دوم، درحالیکه تسونامی حاصل از زمینلرزه بر مناطق بسیار وسیعی تاثیر میگذارند، و حتی منجر به خسارات قابل توجهی در کل حوضه اقیانوسی میشوند، تسونامی حاصل از زمینلغزش دارای اثرات محلی‌تر میباشد. در 17 جولای 1998 در پاپئا در گنی نو[85]، یک تسونامی با امواج تا حد 15 متر ارتفاع بدنبال یک زمینلرزه 7 ریشتری، بیش از 3000 نفر را کشت. این سونامی با توجه به اندازه زمینلرزه بطور غیر عادی بزرگ بود، و منطقه تخریب محدود به قطعه کوچکی از ساحل(تقریباً 40 کیلومتر) بود. بررسی‌های لرزه‌ای و چندپرتویی[86] تفصیلی از منطقه ساحلی یک آمفی‌تئاتر بزرگ در جائیکه زمینلغزش توسط زمینلرزه شروع شده بود، را آشکار کرد. این زمینلغزش احتمالاً در اندازه سونامی تاثیر مهمی داشته است.
زمینلرزه 2/7 ریشتری در منطقه ساحلی کانادا در 1929 منجر به یک زمینلغزش زیردریایی بزرگ شد. این زمینلغزش به سرعت به جریانات گل‌آلودی که بیش از 700 کیلومتر در منطقه دشت عمیق اقیانوسی پیش رفت تبدیل، منجر به آسیب کابل‌های بستر اقیانوس اطلس شد. بر اساس زمان جداشدن کابل‌ها، سرعت جریان آشفته 55 کیلومتر در ساعت محاسبه شد. جابه جایی کف دریا در نتیجه زمینلغزش منجر به ایجاد سونامی‌ای شد که به شبه‌جزیره بیرین نیوفاوندلند[87] برخورد، و بیست و هشت نفر کشته داد. بدترین مخاطره حاصل از زمینلرزه در کانادا در حاشیه فعال اتفاق افتاد زیرا سونامی حاصل زمینلغزش زیردریایی بود.
References
Bouriak, S., Vaneste, M. and Saoutkine, A. (2000) Inferred gas hydrates and clay diapers near the Storegga slide on the southern edge of the Voring Plateau, offshore Norway, Marine Geology 163(1–4),
125–148.
Densmore, Alexander L., Anderson, R.S., McAdoo,B.G. and Ellis, M.A. (1997) Hillslope evolution by bedrock landslides, Science 275(5,298), 369–372.
Hampton, M., Lee, H. and Locat, J. (1996) Submarine landslides, Reviews of Geophysics 34, 33–59.
Kayen, R. and Lee, H. (1991) Pleistocene slope instability of gas hydrate-laden sediment on the Beaufort Sea margin, Marine Geotechnology 10, 125–141.
Lee, H. and Edwards, B. (1986) Regional method to assess offshore slope stability, Journal of Geotechnical Engineering, ASCE 112, 489–509.
McAdoo, B., Orange, D., Screaton, E., Lee, H. and
Kayen, R. (1997) Slope basins, headless canyons, and
submarine palaeoseismology of the Cascadia accretionary
complex, Basin Research 9, 313–324.
McAdoo, B., Pratson, L. and Orange, D. (2000) Submarine landslide geomorphology, US continental slope, Marine Geology 169, 103–136.
Mohrig, D., Whipple, K., Hondzo, M., Ellis, C. and Parker, G. (1998) Hydroplaning of subaqueous debris flows, Geological Society of America Bulletin 110(3), 387–394.
Moore, J. and Moore, G. (1984) Deposit from a giant wave on the island of Lanai, Science 226, 1,312–1,315.
Morgenstern, N.R. (1967) Submarine slumping and the initiation of turbidity currents, in A.F. Richards (ed.) Marine Geotechnique, 189–210, Urbana: University of Illinois Press.
Norem, H., Locat, J. and Schieldrop, B. (1990) An approach to the physics and the modeling of submarine landslides, Marine Geotechnology 9, 93–111.
Orange, D. and Breen, N. (1992) The effects of fluid escape on accretionary wedges II: seepage force, slope failure, headless submarine canyons and vents, Journal of Geophysical Research 97, 9,277–9,295.
Seed, H. and Rahman, M. (1978) Wave-induced pore pressure in relation to ocean floor stability of cohesionless soils, Marine Geotechnology 3, 123–150.
BRIAN G. MCADOO (مترجم: سمیه ذهاب ناظوری)
SUBMARINE VALLEY - دره زیردریایی
گاهی دره‌های زیردریایی(کانیون‌ها)، ارتباط قوی‌ای با سیستم رودخانه‌ای دارند، و یکی از مهمترین اجزائی که در شکل‌دهی به کف دریا مشارکت دارند. یکی از مهمترین راه‌های انتقال رسوب از منطقه ساحلی به حوضه‌های عمیق اقیانوسی کانیون ها هستند،که نوارهای طویل پرتگاه زیردریایی را شدیداً بریده اند. دره‌های زیردریایی که در منطقه حاشیه قاره‌ای متمرکز شده‌اند، اشکال و الگوی تکاملی متفاوتی در ارتباط با منشاء تشکیل سطحی یا زیردریایی دارند(De Pippo et al. 1999)
ویژگی‌ها و اشکال برخی از دره‌ها مانند دره های قاره ای فرضیه منشاء فرسایشی آنها را تصدیق میکند. این فرضیه، حتی اگر برای دره‌های قدیمی با اهمیت که اکنون در آب‌های کم عمق قرار گرفته و با رسوبات اخیر پر شده‌اند، قابل قبول باشد؛ بجز در موارد خاص ویژگی‌ها و تکامل کانیون‌های فعال را به سختی شرح میدهد. در واقع، بستر اکثر دره های زیردریایی هزاران متر عمق دارد، بوسیله فرسایش رودخانه‌ای در طول حداقل افت سطح دریا در آخرین دوره یخچالی به زیرکمترین عمق(200-متر) میرسد. تشخیص منشاء دره های زیردریایی بر اساس عوامل اصلی خاص ممکن است،مانند ائوستازی و تکتونیک، که منشا و تکامل را کنترل میکند. مخصوصاً حضور دره‌ها با منشا خشکی در مناطق پرشیب و عمیق که تغییرات قابل توجه سطح دریا را تجربه کرده‌اند، با خروج جزئی فلات قاره، متداول‌تر است. در عوض دره‌های عمیق، حاشیه‌های پرشیب قاره‌ای را میبرند جائیکه یک ذخیره رسوبی بزرگ جریانات گل‌آلود عظیم را فعال میکند و بواسطه آن تراس کانیون اولیه را میبرد.
در مناطقی که بستر دریا بالا آمده، جائیکه تمایز آب دریا و آب اشباع و رسوبات معلق از بین میرود، مخلوط آب و رسوبات منجر به لغزش در ساحل شده و نیز توسط شیب فلات قاره محفوظ میشود. ذخیره زیاد رسوبات به فرسایش رسوبات ته‌نشین شده قبلی در کانال‌ها در دوره‌های ذخیره جامد ناکافی از طریق حمل رسوبات به دلتا منجر میشود، جریانات گل‌آلودی میتواند در اثر تکتونیک/ و یا وقایع لرزه‌ای ایجاد شوند. این جریانات به فرسایش شدید پی قادر هستند، و به بریدگی فلات قاره در محل رودخانه منجر میشوند. در عوض در آب‌های کم عمق جائیکه پوسته قاره‌ای در نتیجه تغییرات ائوستاتیک سطح دریا از آب بیرون آمده، رودخانه به طور مستقیم بر لایه زیرین اثر گذاشته و منجر به تشکیل دره زیردریایی میشود.
ادامه واژه ترجمه نشده است
The tectonic characteristics of the area in which a canyon is present play a fundamental role in its genesis and evolution through time. At the same time the ampleness and the inclination of the shelf and continental slope, with the sedimentary mechanisms that regulate the transfer of the sediments from the shelf towards deeper basins, influence the evolutionary pattern of submarine valleys. In fact in basins fed by important fluvial systems, the sedimentary circulation is much more active than in areas where the only supply source is represented by gravitational processes.
These processes are influenced, as well, by the eustatic sea-level changes, becoming more frequent in the lowstand periods than in the highstand ones.
The different morphologies observed in the canyons are tightly linked to different genesis and sedimentary processes. The cross section is one of the main morphological factors to be considered in the analysis of a canyon: the shape gives decisive information to define canyon evolution. A submarine valley with a V-shaped cross section generally points to dissection because of very speedy flows, while a U-shaped section points to the presence of slow and sporadic flows or to a relatively recent formation of the valley. The prevalence of depositional over erosional processes is another factor that contributes to canyon evolution by favouring the formation of a U-shaped, or at least, of a flared cross section.
This causes the filling of the submarine valley bottom, with the consequent evolution of the canyon from a V towards a U-shape section. On the other hand, it is more frequent that the canyon presents steep walls and therefore a V-shaped section when erosion prevails over deposition. Slow phenomena, such as subsidence, can contribute to the evolution of the submarine valley cross section. In fact when canyons lie on slightly subsident basins they show a flared shape, while in more tectonically active areas, valleys frequently show more V-shaped sections.
The erosive processes in a canyon are strongly influenced by lithology. Canyons cut on very resistant bottom rocks, will tend in time to fill rather than become deeper. That happens in submarine valleys located along forearc systems, where the valley bottom shows a high resistance to erosion with a consequent widening of the valley section.
Another important aspect to be taken into account for the analysis of a canyon is its longitudinal profile. It can generally be pseudorectilinear to meandering with a high sinuosity index. In the areas that are not excessively steep that have been affected by tectonic events, but which are now stable, rectilinear canyons prevalently develop. The meandering ones, instead, generally develop in tectonically active areas and with more elevated gradients. The meandering of a canyon is function of its own form and longitudinal development. In fact the bending ray of a canyon and the meander wavelength increase both with width and inclination of the longitudinal profile. The presence of deep meandering channels points out the existence of transport processes characterized by frequent, continuous and slow turbiditic flows tightly connected to the inclination of the valley. In particular the local increment of canyon slope gradient is compensated by the increment of the profile sinuosity to maintain constant the solid supply.
It is possible to establish a relationship between the increment of slope gradient and the increment of the canyon sinuosity by the analysis of morphological parameters. Therefore the rectilinear or meandering profile of a submarine valley is mainly correlated both to the slope gradient value and to transport processes, and also to the nature of the material that flows inside.
The very rectilinear profile of a canyon can indicate that it has been cut on an important tectonic feature. Nevertheless valleys with a good rectilinear layout can change after tectonic events, because of continental shelf gradient variations, or also after eustatic sea-level changes.
In particular slope gradient variation owing to tectonic, tilting and subsidence processes, can cause the valley to evolve from a rectilinear towards a meandering profile. The evolution of a single submarine valley can also be strongly influenced both by the convergence and the feeding of the numerous canyons existing on the continental slope, causing consequent valley deepening and widening.
Reference
De Pippo, T., Hardi, M. and Pennetta, M. (1999) Main observations on genesis and morphological evolution of submarine valleys, Zeitschrift fur Geomorphologie 43, 91–111.
SEE ALSO: canyon; rejuvenation; sea level
TOMMASO DE PIPPO
[36] Valpola rock avalanche
[47] fluted moraine and Rogen moraine
[48] offshore Oregon, USA
[58] Effective cohesive strength
[64] critical acceleration
[65] disintegrative failures
[79] Nuuanu slide off Oahu, Hawaii
[87] Newfoundland’s Burin Peninsula
|
|
|
|
|
|
| |
|
|
|
