|
|
| |
 |
از Transgression تا Turlough |
 |
|
| | تاریخ ارسال: 1396/8/16 | |
|
TRANSGRESSION- پیشروی دریا
پیشروی، جابجایی میانگین سطح دریا در جهت صعودی است، در عین حال هرگونه حرکت میانگین سطح دریا در جهت نزولی را پسروی می‌نامند. جابجایی میانگین سطح دریا به عنوان سطح مبنا برای امواج و فعالیت جزر و مدی، امکان تغییر در نواحی که بالا و زیر این سطح مبنا قرار گرفته‌اند را ایجاد می‌کند. تغییرات در موقعیت میانگین سطح دریا معمولاً نسبی هستند. وقوع یک پیشروی تنها به علت جابجایی میانگین سطح دریا نیست زیرا ممکن است سطح خشکی نیز نسبت به سطح دریا در حال تغییر باشد. تغییرات بلند مدت میانگین سطح دریا، می‌تواند هم به دلیل حرکات ائوستاتیک (تغییر در حجم آب دریا در اقیانوس‌ها) و همچنین حرکات ایزواستاتیک (حرکت عمودی خشکی) صورت گیرد. یک پیشروی هنگامی مشخص می‌گردد که یک رابطه شبکه‌ای میان این دو فرآیند منتج به یک افزایش نسبی در میانگین سطح دریا[1]گردد. تغییرات ائوستاتیک عموماً مربوط است به تغییرات اقلیمی و کنترل این تغییرات بر 1) میزان کاهش/ افزایش حجم اقیانوس در رابطه با تبادل گرمایی جوی-اقیانوسی 2) نرخ تبخیر آب دریا 3) نوسانات در چرخه آب که در این فرآیند، یا آب‌های آزاد به صورت یخ‌های خشکی محبوس می شوند و یا یخ‌های خشکی آب شده و آب را به اقیانوس باز می‌گردانند.
پیش‌روی‌ها در دوره کواترنر عموماً با دوره‌های گرمایشی که در آن‌ها یخ‌های قطبی آب شده و سطح دمای آب دریا افزایش می‌یابد، در ارتباط هستند، برای مثال اوایل تا اواسط دوره هولوسن، که در آن گرمایش جوی منجر به یک فاز پیشروی مهم شد که در عرضهای متوسط جغرافیایی رخ داد (Pirazzoli 1996).
اگرچه دوره دیر یخبندان[2] با تغییرات سریع و مثبت ائوستاتیک مشخص شده بود، یک دوره لیفت بالارونده سریع در پوسته را نیز در عرضهای متوسط تا بالای جغرافیایی، در نتیجه ازبین رفتن فشار ناشی از یخ‌های خشکی به دلیل ذوب یخ، در پی داشت. بالاآمدگی تصاعدی ایزوستاتیک سریع اخیر در سطح خشکی بیان می‌دارد که تغییرات ائوستاتیک در اثر پسروی یا کاهش نسبی میانگین سطح دریا، بیش از حد بوده است. این روند گاهی در اواسط هولوسن، به صورت کاهش نرخ ایزوستاتیک و افزایش تاثیر ائوستاتیک، به صورت یک پیشروی کاملاً مشخص، به صورت معکوس درمی‌آمد (مانند فِلندریِن[3] در شمال غربی اروپا). جزایر بریتانیا را می‌توان تقریباً معرف دو زون مهم واکنش در میانه هولوسن در نظر گرفت؛ زون شمالی که در آن پیشروی از میانگین سطح دریای امروزی فراتر رفت (c.5-6 ka BP) و سپس به یک فاز پسروی تغییر پیدا کرد و زون جنوبی که یک فاز پیشروی مداوم را تا زمان حال نشان میدهد که البته از میانه هولوسن با کاهش سرعت نرخ صعود نسبی سطح آب دریا[4]همراه بوده است. تاثیرات ایزوستاتیک محلی، یک سیگنال ائوستاتیک منطقه‌ای را تغییر داده و در نتیجه منظره کلی هر مکان را پیچیده می‌کنند. نگرانی‌های اخیر در مورد سرعت گرفتن اثرات ناشی از تغییر اقلیم جهانی، در پیش‌بینی‌های مربوط به افزایش میانگین سطح دریا در طول قرن آینده به شکل افزایش میزان نرخ صعود نسبی سطح آب دریا بیش از پنج برابر نرخ‌های کنونی بازتاب داشته است. بد.ن درنظر گرفتن تغییرات کنونی پوسته، به دلیل همراهی تغییر اقلیم جهانی با تغییرات جدید ائوستاتیک، هنگامی که تغییرات اندوژنیک می‌خواهند واکنش‌های پوسته‌ای ایزوستاتیک ایجاد کنند، بی اثر شده و این روند منجر یه ایجاد یک فاز پیشروی مهم خواهد شد.
پیش‌روی‌ها یک فاکتور کلی برای تغییرات در مقیاس زمین‌شناسی هستند. در دهه‌های اخیر چینه‌شناسی‌سنگ‌ها، توسط توالی چینه‌شناسی تفسیر شده‌اند که در آن از افزایش و کاهش میانگین دریا برای ایجاد ارتباط میان منابع فرسایش سطحی و حوضه‌های رسوبگذاری زیر دریایی استفاده می‌شود. مقیاس زمانی چنین رسوبگذاری‌هایی در نتیجه مواردی که در پی میآیند، با فازهای پیشروی (بیش از 106 سال) مرتبط می‌باشد: 1) کوهزایی تدریجی و کاهش حجم حوضه اقیانوسی 2) انتقال عظیم رسوب در نتیجه برهنگی چشم‌انداز و سازگاری مجدد ایزواستاتیکی و 3) تغییر احتمالی اقلیم. سرعت پیشروی در هولوسن (مقیاس هزارساله) در تقابل با فازهای جدید بوده، و بر حاکمیت شرایط ویژه همراه با پیش‌روی‌های ناشی از ذوب یخ کواترنری تاکید دارد.
پیشروی منجر به آبگرفتگی منطقه ساحلی می‌شود، که وسعت این منطقه ساحلی به درجه شیب کلی ساحل بستگی دارد. تظاهرات رسوبی پیشروی، به غیرخطی بودن بستر شیب ساحلی به عنوان الگوی رسوبگذاری و همچنین در دسترس بودن مواد رسوبی منفصل بستگی دارد. فاصله نفوذ پیشروی منحصر به آبگرفتگی نمی‌شود، زیرا پیشروی با امواج و فعالیت‌های جزر و مدی همراه است که پوشش رسوبی را فراتر از محدوده اولیه طغیان آب تغییر میدهد. بران[5](1962) کوشش کرد تا ارتباط پیش‌بینی کننده میان افزایش نسبی در بالارفتن میانگین سطح دریا و عقب‌نشینی خط ساحلی را دریابد که بواسطه آن اکنون قانون بران نامیده می‌شود.
مفهوم"فرسایش پیشانی" به تشریح تغییرات فضایی فعالیت ساحلی از لبه غیرفعال جلویی قسمت پیشانی که مصب رود را از طریق امواج قدرتمند شکننده، به سمت بالا هدایت می‌کند و نیز لبه پشتی، که دارای تغییرات جزر و مدی در ساحل نزدیک و چهره ساحلی می‌باشد، می‌پردازد.
(Carter et al. 1992) گسترش عمده پیشروی توسط سطح فرسایشی شناسایی می‌شود که به عنوان (آبکند) نیز شناخته شده است. بیشترینِ آن در مسیری متمرکز است که پیشروی رسوبات را در راستای ایجاد مورفولوژی‌های مشخص ساحلی تغییر میدهد، نظیر توسعه سدهای ماسه‌ای و شنی همراه با سدهای ماسه‌ای پشتی، مانداب‌ها و محل‌های ذخیره مواد رسوبی جزر و مدی. برخی محققان در زمینه تپه‌های شنی معتقدند شرایط پیشروی برای تشکیل تپه‌های مهم ساحلی که در هولوسن شکل گرفته‌اند، ضروری است، با این وجود استدلال‌های مختلفی در این مورد که آیا ایجاد تپه‌ها با پیش‌روی‌ها ارتباط دارند یا خیر، وجود دارد. رسوب مازاد محلی ممکن است با افزایش تمایلات پیش‌رونده، منجر به ایجاد یک نشانه مشخص پس‌رونده شود، بنابراین چنین حجم رسوبی باید از جای دیگری که سرتاسرساحل در جهت عقب نشینی خط ساحلی پیش می‌رود، بدست آید. مباحث کلیدی مربوط به نرخ جابجایی پیشروی و پایداری مورفولوژی ساحلی، همچنان نیازمند بررسی‌های بیشتر هستند. آیا رشد باتلاق نمکی می‌تواند با نرخ سریع صعود نسبی سطح آب دریا سریع تطبیق یابد؟ آیا سدهای ساحلی با وجود نرخ سریع صعود نسبی سطح آب دریا می‌توانند جابجا شده و در طول ساحل امتداد یابند (Jennings et al. 1998)? این‌ها مباحث اصلی انجمن‌های ساحلی است که در پی مورفولوژی‌های پایدار ساحلی و طبیعی به عنوان استحکامات ساحلی در برابر نرخ‌های بالای صعود نسبی سطح آب دریا هستند.
References
Bruun, P. (1962) Sea-level rise as a cause of shore erosion, Journal of Waterways, Harbour Division, American Society of Civil Engineers 88 (WW1), 117–130.
Carter, R.W.G., Orford, J.D., Jennings, S.C., Shaw, J. and Smith, J.P. (1992) Recent evolution of a paraglacial estuary under conditions of rapid sealevel rise: Chezzetcook Inlet, Nova Scotia, Proceedings of the Geological Association 103, 167–185.
Jennings, S.C., Orford, J.D., Canti, M., Devoy, R.J.N. and Straker, V. (1998) The role of relative sea-level rise and changing sediment supply on Holocene gravel barrier development; the example of Porlock, Somerset, UK, Holocene 8, 165–181.
Pirazzoli, P. (1996) Sea Level Changes: The Last 20000 Years, Chichester: Wiley.
JULIAN ORFORD (مترجم: مونا مجدی)
TREE FALL- سقوط درخت
سقوط درختان در اثر بادهای شدید، عامل مهمی در جابجایی مواد، بهم‌خوردگی شدید خاک‌ها(Schaetzl 1986) انقطاع لایه‌ها و توسعه میکروتوپوگرافی تپه‌ها و گودال‌ها، محسوب می‌شود. درختان با ریشه‌های عمیق در مقایسه با درختان دارای ریشه‌های کم‌عمق توپوگرافی را به میزان بیشتری تحت تاثیر قرار می‌دهند و با سقوط آن‌ها در اثر وزش باد، حفرهای عمیق و پشته‌های بلند بر جای می‌مانند .(Denny and Goodlett 1956) در جنگل‌های ترکیبی درختان سخت‌چوب در ایتاکا، واقع در نیویورک ایالات متحده، پشته‌ها بعضاً 60/0-48/0 متر ارتفاع و حفره‌ها نیز 41/0-20/0 متر عمق دارند (Beatty and Stone 1986). به نظر می‌رسد سقوط ناشی از وزش باد، در خاک‌های عمیق‌تر در مکان‌هایی که میان مواد خاک ریزدانه و افق‌های سنگی زیرین اختلاف بیشتری مشاهده می شود، پدیده رایج‌تری است (Boyd and Webb 1981). سقوط درخت در توسعه پلکان‌های کنده درختی و واریزه‌های عظیم چوبی در مسیل‌های جنگلی، به طور گسترده مشارکت دارد(Marston 1982).
References
Beatty, S.W. and Stone, E.L. (1986) The variety of soil microsites created by tree falls, Canadian Journal of Forest Research 16, 539–548.
Boyd, D.M. and Webb, T.H. (1981) The influence of the soil factor on tree stability in Balmoral Forest, Canterbury, during the gale of August 1975, New
Zealand Journal of Forestry 26, 96–102. Denny, C.S. and Goodlett, J.C. (1956) Microrelief resulting from fallen trees, US Geological Survey
Professional Paper 288, 59–66.
Marston, R.A. (1982) The geomorphic significance of log steps in forest streams, Annals of the Association of American Geographers 72, 99–108.
Schaetzl, R.J. (1986) Complete soil profile inversion by tree uprooting, Physical Geography 7, 181–189.
Veneman, P.L.M., Jacke, P.V. and Bodine, S.M. (1984) Soil formation as affected by pit and mound microrelief in Massachusetts, USA, Geoderma 33, 89–99.
A.S. GOUDIE (مترجم: مونا مجدی)
TRIMLINE, GLACIAL -یخ‌مرز، یخچالی
بازسازی ژئومتری صفحات یخ گذشته و کلاهک‌های یخی بوسیله شواهد ژئومورفولوژیک بر اساس شناسایی یخ‌مرزها صورت گرفت. یخ‌مرزها بواسطه بالاترین سطحی که یخچال‌ها یا صفحات یخچالی تا آن نقطه سنگ بستر یا واریزه‌ها را در شیب دامنه یک دره تراشیده‌اند و یا فرسایش داده‌اند، مشخص می‌شوند. میزان وضوح این مرز به تاثیرگذاری فرسایش یخچالی، درجه هوازدگی ناشی از یخبندان پس از تشکیل آن، و حرکات توده‌ای قهقرایی در حین و پس از یخ‌زدایی بستگی دارد. در مورد تشکیل مرزهای هوازدگی و یخ‌مرز‌های یخچالی چهار فرضیه وجود دارد:
1. پشته‌های سنگی در قله‌ها (مراجعه شود به پشته‌های سنگی[6] و روانه‌های سنگی[7]) که توسط هوازدگی سنگی درجا، در طول مقیاس زمانی طولانی‌تری نسبت به هولوسن تشکیل شده‌اند یک یخ‌مرز یخچالی را نمایش می‌دهند. این یخ‌مرز بالاترین ارتفاعی که تا آن فرسایش یخچالی، پوشش واریزه‌ای -ریگولیتی یا پوشش تخریب یخچالی موجود، را فرسایش داده یا بریده‌است، مشخص می‌کند.
2. هوازدگی یخچالی در زمین‌های مرتفع، بویژه در طی فرسایش قهقرایی یک صفحه یخی و انجماد متوالی دره، ممکن است منجر به تخریب قابل توجه‌تر سنگ‌ها در ارتفاعات بالا در شرایط مجاور یخچالی (مراجعه شود به ژئومورفولوژی مجاور یخچالی) گردد.
3. مراحل اولیه فرسایش قهقرایی یخ/ صفحات یخی/ کلاهک یخچالی ممکن است با خردشدگی ناشی از شرایط یخچالی (مراجعه شود به یخبندان[8] و هوازدگی یخچالی[9]) صخره‌های عریان همراه باشد که با گرم شدن هوا متوقف می‌شود. حد بین زمین‌های خراشیده شده توسط یخچال و آن‌هایی که دچار هوازدگی یخچالی شدند حد بالایی یخ یخچالی در زمان این تحول دمایی را نشان میدهد.
شکل 169: چهار فرضیه در ارتباط با تشکیل یخ‌مرز وجود دارد: الف) یک یخ‌مرز سطح بالایی یک صفحه یخی را در بالاترین ضخامت آن نشان میدهد. ب)یک یخ‌مرز توسط یک پیشروی مجدد در طی فرآیند کاهش حجم یخ ج)یخ مرز در طی یک دوره اولیه کاهش ضخامت صفحه یخی تحت شرایط بین یخچالی شکل گرفته است د)محدوده هوازدگی، باعث ایجاد مرز حرارتی میان یخ سرد(فشار دمای کمتر از نقطه ذوب) و یخ گرم(دمای فشار نقطه ذوب) توسط یک صفحه یخی پیشین می‌گردد.
4. حد هوازدگی ممکن است یک مرز حرارتی را در یک صفحه یخی قدیمی یا کلاهک یخی بوسیله واریزه‌های ناشی از هوازدگی یخچالی درجا، تحت یک پوشش یخ سرد ( دمای پایه زیر نقطه ذوب فشاری) در زمین‌های مرتفع نشان دهد، این در حالی است که نواحی پایین دست در حال تجربه شستشو توسط یخچال‌های گرم(دمای پایه در نقطه ذوب فشاری) هستند.
روش‌های گوناگونی برای آزمون این فرضیه‌ها به کار گرفنه شده است. این روش‌ها شامل تحلیل خصوصیات هوازدگی سنگ بستر و خاک‌ها در بالا و زیر محدوده یا یخ‌مرز هوازدگی و بازسازی روند ارتفاعی آن‌ها می‌شود. تکنیک‌های بکار گرفته شده شامل : اندازه گیری سختی سنگ سطحی توسط چکش اشمیت[10]، اندازه‌گیری‌های زبری سطوح، اندازه‌گیری تفاوت پستی بلندی‌های کانی‌های مجاور و عمق درزه‌های افقی (آزاد شدن فشار) با استفاده از طناب درجه‌بندی شده، مطالعه اجتماع کانی‌های رسی و فرکانس‌های مغناطیسی کانی‌ها و سن‌یابی ذرات دارای منشاء کیهانی، می‌شود.
References
Ballantyne, C.K. and Harris, C. (1994) The Periglaciation of Great Britain, Cambridge: Cambridge University Press.
Ballantyne, C.K., McCarroll, D., Nesje, A., Dahl, S.O. and Stone, J. (1998) The last ice sheet in north-west Scotland: reconstruction and implication, Quaternary Science Reviews 17, 1,149–1,184.
Further reading
Brook, E.J., Nesje, A., Lehman, S.J., Raisbeck, G.M. and Yiou, F. (1996) Cosmogenic nuclide exposure ages along a vertical transect in western Norway: implication for the height of the Fennoscandian ice sheet, Geology 24, 207–210.
Grant, D.R. (1977) Altitudinal weathering zones and glacial limits in Western Newfoundland, with particular reference to Gros Morne National Park, Geological Survey of Canada Paper 77–1A, 455–463.
Locke, W.W. (1995) Modelling the icecap glaciation of the northern Rocky mountains of Montana,Geomorphology 14, 123–130.
Nesje, A., Dahl, S.O., Anda, E. and Rye, N. (1988) Blockfields in southern Norway; significance for the Late Weichselian ice sheet, Norsk Geologisk Tidsskrift 68, 149–169.
Stone, J.O., Ballantyne, C.K. and Fifield, L.K. (1998) Exposure dating and validation of periglacial weathering limits, northwest Scotland, Geology 26, 587–590.
ATLE NESJE (مترجم: مونا مجدی)
TROPICAL GEOMORPHOLOGY- ژئومورفولوژی حاره‌ای
ژئومورفولوژی‌حاره معمولاً در شرایط جنگل‌های مناطق حاره و ساوانا و همچنین بسیاری از مناطق درون حاره (°5/23 شمالی و جنوبی) دیده می‌شود، نواحی دارای اقلیم خشک و نیمه خشک در این دسته‌بندی جای نمیگیرند. هرچند اقالیم مجاورحاره که حداقل متعلق به عرض جغرافیایی 30 درجه هستند، در طول سواحل شرقی مرطوب آفریقا، آسیا، و آمریکا و مناطقی ازین دست اشتراکات فراوانی با نواحی حاره sensu stricto دارند (جدول 170).
مطالعه ژئومورفولوژی در نواحی حاره را نمی‌توان از پیشینه گسترده‌تر این مبحث جدا کرد. در طی قرن بیستم بیشترین گزارشات از چشماندازهای حاره‌ای و تحقیقات ژئومورفولوژیک از جانب قدرت‌های سابق استعماری بریتانیا، فرانسه، هلند برمی‌خاست. بسیاری مشاهدات حاکی از گستردگی و ایجاد هوازدگی سنگ‌ها بود (Falconer 1911; Scrivenor 1931) .گزارش‌ها همچنین به شرح چشماندازهای غیرعادی می پرداختند: صفحات عظیم و آبشارهای بزرگ در شرق و جنوب آفریقا؛ ستون های کارستی در جنوب شرقی آسیا. بعلاوه وجود لاتریت در سطح گسترده، که از مدت‌ها قبل بوسیله مطالعه اولیه بوچمن[11] مشخص شده بود، نظریه‌های گوناگونی را مطرح ساخت. به این علت که نویسندگان همگی از کشورهای اروپایی بودند، طبیعت نامتعارف لندفرم‌های حاره‌ای بسیار مورد توجه قرار گرفت.
در مقاله دیویس[12](1899) با عنوان "چرخه فرسایش"، تحول چشم‌اندازها از نقطه نظر تعادل رطوبتی "نرمال" مورد بررسی قرار گرفت و همچنین دیویس بعدها مقایسه‌هایی با نواحی نیمه خشک در غرب آمریکا انجام داد و نواحی حاره به کلی نادیده گرفته شد. به مدت پنجاه سال دیدگاه دیویسی در بریتانیا، فرانسه و ایالات متحده غالب بود و لندفرم‌های حاره‌ای به عنوان تصاد‌ف‌های اقلیمی شناخته شده (Cotton 1942) و در حاشیه جریان‌های اصلی قرار داده می‌شندند. در آلمان چشماندازهای حاره‌ای در ژئومورفولوژی اقلیمی مورد توجه قرار گرفتند (Thorbecke 1927; Budel 1948) که منجر به طرح فرضیه‌های خاصی برای توسعه لندفرم در زون‌های اقلیمی متفاوت شد. درمقابل، پسروی موازی دامنه‌ها، در ابتدا به منظور توضیح برخی چشم اندازهای نواحی نیمه خشک در آمریکا توسط کینگ[13](1953،1957) به عنوان مدلی جهانی برای توسعه دامنه‌ها ارائه شد. کینگ (1962) نظریات خود را در مورد تمام قاره‌های گندوانا و تلویحاً در مورد تمام دنیای حاره بکار بست. این ساختار تاثیر بزرگی درپی داشت به این علت که فرضیه‌ای در مورد توسعه شیب ارائه می‌کرد که با انفصال قاره‌ای مربوط بود و تئوری تکتونیک صفحه‌ای را آشکار می‌نمود.
شکل 170: اقلیم حاره بر اساس سیستم کوپن (اصلاح شده توسط ترِوارتا)، و رخداد سیکلون‌های حاره‌ای نشان داده شده با درصد (پس ازWMO (1983))
دیدگاه کینگ با مفهوم ژئومورفولوژی اقلیمی در تضاد بود اما در آلمان ، جایی که پنک[14] (1924) قبل‌تر گسترش صفحات را به تکتونیک پیوند داده بود به طوری که با کنترل اقلیمی فرآیندهای ژئومورفیک در تناقض نباشد، تا اندازهای تاثیر گذار بود. اهمیت یک پوسته عمیقاً هوازده در تفسیر عوارض حاره‌ای مرطوب در فرضیهEinebnungsflachen Doppelten یا سطوح مضاعف همتراز بادل[15] (1957) نقش محوری داشت. این مقاله ژئومورفولوژیست‌ها را به نواحی حاره، به هدف ارزیابی گزارشات ابتدایی‌تر هوازدگی و توسعه عوارض سطحی بویژه در آفریقا هدایت کر. (Falconer 1911; Wayland 1933; Willis 1936) این نویسندگان این دیدگاه را که چشماندازهای فلاتی در نواحی حاره‌ای مرطوب به صورت پلهای توسط لایه‌برداری سطحی پایین رفته و پوشش ساپرولیت [16]را تجدید می‌کند، به اشتراک گذاشتند. وِی‌لند[17] (1933) چشماندازهای حاصله را "دشت بریده‌شده[18]" نامید (نهایتاً دشت فرسایشی) ، این واژه بعدتر توسط توماس[19](1966) و بادل[20](1982) مورد تایید و استفاده قرار گرفت (جدول 171). فالکنر[21](1911) با این نظر که بیشتر عوارض سنگی شمال نیجریه بواسطه هوازدگی افتراقی بوجود آمده باشند مخالفت کرد و ویلز[22](1936) با بوجودآمدن برجستگی‌های مونولیت‌های گرانیتی یا گنبدهای گرانیتی به دلیل دوره‌های تکرارشونده هوازدگی و یا فرسایش سنگ‌های سست‌تر در طی دوران زمین‌شناسی، مخالفت خود را ابراز نمود. تجزیه گنبدهای گرانیتی توسط هوازدگی انتخابی توسط راجری[23](1995) نیز در ساحل عاج مورد مخالفت قرار گرفت و در برزیل بیرت[24](1958) بر اینکه سنگ‌های متبلور les domes آنطور که همیشه توصیف می‌شوند، اینسلبرگ نیستند، اما در زون‌های تجزیه‌ای یافت می‌شوند تاکید داشت. ا اولیر[25] (1959-1960) از اهمیت هوازدگی عمقی که پس از ازبین‌رفتن لایه‌ها در اوگاندا اتفاق می‌افتد، حمایت کرد و تلاش‌های جدیدی به منظور ثبت عمق و پراکندگی پوسته هوازده توسط توماس (1966) انجام گرفت.
لینتون[26] (1955) به منظور تشریح"مساله تپه‌های دارای رخنمون سنگی[27]" در بریتانیا نظریاتی در مورد هوازدگی حاره‌ای ارائه کرد که منجر به اختلاف نظر جدی وی باکینگ نیز شد. این نظریات در مورد چشماندازهای تپه‌ای دارای رخنمون سنگی در آمریکای شمالی و به منظور کمک به تشریح کاهش نواحی یخی مورد استفاده قرار گرفت (Feininger 1971). مفهوم تغیر اقلیم و وجود "ساخت‌های دارای اختلاف ارتفاع "[28] درچشم‌اندازهای جهانی، در متنی اروپایی توسط بکِر[29] و لِولت [30](1964) بازنگری شد که به منظور بازنگری در ژئومورفولوژی "اقلیمی-ژنتیکی" بسیار مهم تلقی گردید. اِستودارت[31](1969) در بررسی‌های مربوط به ژئومورفولوژی اقلیمی به مشکل برخورد. او تصور می‌کرد این مفهوم ریشه در تئوری دیویسی دارد، و مشاهدات صورت گرفته از تفاوت‌های لندفرم‌ها در زون‌های اقلیمی را "از منظر روش‌شناسی ضعیف" به حساب می‌آورد(ص.213). این دیدگاه به طور گسترده‌ای توسط طرفداران این نظریه که قوانین فیزیکی در هرجایی به طور یکسان کار می‌کنند و فرآیندهای شیمیایی هوازدگی و جریان آب در تمام اقلیم‌ها یکی هستند، مورد استقبال واقع شد. اگرچه پارادایم دیویسی برای بیش از نیم قرن غالب بود، در سال 1950 طرفداران " ژئومورفولوژی فرآیندی" جدید به منظور درک مکانیزم‌های تغییرات لندفرم، مشغول جلب توجهات از چرخه‌های ژئومورفولوژیک به سوی بازشناسی تلاش‌های جی.کِی گیلبرت[32](1877، 1914) شدند. در نواحی حاره‌ای بِرنر[33](1896) از شرق برزیل، به نقش بارش بالا و وجود اسیدهای ارگانیک در هوازدگی حاره‌ای اشاره کرده بود؛ او دخالت ساپرولیت‌های رسی‌شده [34] در تشکیل زمین لغزش‌ها در زیر یک لایه طبیعی جنگلی و اهمیت فونای خاک، مانند موریانه‌ها را تشخیص داد. در سال 1950 ژئومورفولوژیست‌ها در نواحی حاره به مطالعه فرآیندها مشغول شدند. وایت[35](1949) بر اهمیت زمین‌لغزش‌ها در Oahu (هاوایی) اشاره کرد، این در حالی بود که مطالعات تجزیه شیمیایی سنگ‌ها، جریانات سطحی و فرسایش در غرب آفریقا از مطالعات فرانسوی برمی‌خیزد (Corbel 1957; Fournier 1960; Rougerie 1960 ). تری‌کارت[36](1956، 1959) در جنوب آمریکا توجه خود را بر فرایندهای رودخانه‌ای و تاثیرات آن بر تغییر اقلیم معطوف داشت. مطالعه او با عنوان ‘Le modele des regions chaudes, forets et savanes’ اولین مطالعه "مدرن" ژئومورفولوژی‌حاره‌ای بود. تری‌کارت و کالِوکس[37](1965، ترجمه به انگلیسی 1972) مقاله ‘Introduction a la geomorphologie climatique’ خود را در همان سال منتشر کردند در حالیکه از تاخیر ایجاد شده در مطالعات مناطق حاره بواسطه نظریات یونیفرمیست‌ها مبنی بر "فرسایش متعادل" شکایت داشتند. این بی‌توجهی با مشکلاتی از قبیل دسترسی، ترس از بیماری و در جنگل‌های بارانی، فقدان دید کافی، همراه بود.
در این زمان، توسعه که منجر به ایجاد جاده‌های جدید و پروژه‌های ساختمانی می‌گردد، واقعیت و گستره هوازدگی عمقی را در نواحی حاره‌های مرطوب در معرض نمایش قرار داد. در هنگ کنگ مطالعه جزئیات هوازدگی (Ruxton and Berry 1957) و تحلیل بارش‌های شدید حاره‌ای (Lumb 1975) به وضوح اهمیت هردو را در درک وقوع زمین لغزش نشان داد. اثرات تخریبی طوفان‌های حاره‌ای از ریودوژانیرو نیز گزارش شده بود (Jones 1973). از سوی دیگر نفوذپذیری بالای بسیاری از خاک‌های نواحی حاره توسط Nye (1954، 1955) و متعاقباً افراد زیاد دیگری مستند سازی شد که پی برده بودند میزان نفوذ خاک‌های آهن‌دار [38] (اکسی‌سول‌ها، اولتی‌سل‌ها) که بر روی سنگ‌های گنیس قرار دارند، از 200mmh-1 تجاوز کرده و بیشتر از حجم مورد انتظار بارشی است. نای[39]در مشاهدات خود در ایبادان[40]، در نیجریه، رواناب سطحی مشاهده نکرد اما دیگران در شیب‌های متوسط و در شدت‌های 60-70 mm h-1 رواناب قابل توجهی را ثبت کردند (Morgan 1986). خارج از زون استوایی، تمرکز فصلی بارش‌های حاره‌ای، که با ریزش‌های مفرد و دارای حجم بالا همراه شده بود، بسیاری نویسندگان را در مورد پتانسیل فرسایش شدید خاک متقاعد نمود.
شکل 171: ویژگی‌های یک دشت فرسایشی[41] که توسط بادل (1982) بر مبنای مطالعات دشت تمیل‌نادو[42] در جنوب هند توصیف شده است، H: چالاب، D: میاناب، SI:تپه یا رخنمون پوشیده، F: ماسه ریزدانه در بستر رودخانه فصل مرطوب. جزئیات مربوط به میاناب و چالاب در تصویر بسط یافته است. تنزل چشم‌انداز بواسطه کاهش صخره‌ها در سطح هوازدگی انتهایی و از میان رفتن ماسه و رس از سطح شستشو توسط رواناب فصلی، ایجاد می‌گردد
(Fournier 1960;Roose 1981). مطالعات بازده رسوب، نوسان زیادی را ثبت کرده است(Douglas and Spencer1985; Thomas 1994 ). بر سطوح پایدار زیرین جنگل‌های بارانی، بازده 10-1/0 t km2 yr-1 ثبت شده است، اما سطوح فرسایشی کوچک که خالی از پوشش گیاه رها شده‌اند، می‌توانند حجم رسوبی برابر با 5000 t km2 yr-1 را بازگردانند. حوضه‌های کوچک در مناطق پرارتفاع و خالی از درخت، از 1500 تا 3000 t km2 yr-1 را ثبت کرده‌اند، اما حوضه‌های بزرگتر، که برای ذخیره اصلی رسوب، دارای دشت‌های سیلابی هستند، در هر واحد منطقه، رسوب بسیار کمتری را تولید می‌کنند و میانگین ان برای آفریقا، فقط 35 t km2 yr-1 است که در آسیا تا حدود 380 t km2 yr-1 افزایش می‌یابد. این نرخ‌ها با آسایش حوضه و میزان بارش، در مقایسه با فاکتورهای دیگر، بیشتر تحت تاثیر قرار می‌گیرند (Milliman and Syvitski 1992).
رودخانه‌های منطقه حاره دارای تنوعی همانند مناطق دیگر هستند. رودخانه‌های بزرگی که از فلات‌ها و دشت‌های قاره‌های جنوبی (سرزمین گندوانا) عبور می‌کنند، به دلیل وجود بار بستر ریزدانه (عموماً ماسه) و انقطاع تالوگ آن‌ها بوسیله رخنمون‌های سنگی که تنداب‌ها و آبشارها را بوجود می‌آورند، به طور متمایزی ظاهر می‌شوند. نظریاتی که بر مبنای این خصیصه‌ها بوجود آمدند، بیان می‌دارند که فعالیت هوازدگی حاره‌ای بیشتر صخره‌ها را به رس و ماسه تبدیل می‌کند و یا منجر به انحلال کامل آن‌ها می‌شود. به استناد به نویسندگانی نظیر Budel (1957)، Birot (1958) و Tricart (1965)، این منجر به عدم وجود ابزارهای ساینده برای برش کانالی می‌شود؛ نتیجتاً دره‌‌هایی باز با شیب کم بوجود می‌آید و کانال‌های رودخانه توسط سدهای سنگی بسته شده که آن‌ها نیز به طور مؤثری عمل فرسایش را انجام نمی‌دهند. هرچند، هرکجا رودخانه‌های حاره‌ای از دامنه‌های تپه‌ها و یا تیغه‌های گسلی دانه درشت عبور می‌کنند، مواد بار بستر فراوان شده و دره‌های عمیق و تنگ‌ها بوجود میآیند. دره‌های عمیق نیز به ساپرولیت‌ها تبدیل می‌شوند.
نوسانات عظیم فصلی دبی‌های رودخانه در مناطق موسمی مشاهده می‌شود و مورفولوژی‌های مشخص کانالی را نمایان می‌سازد. رودخانه آرانگا[43]در هند، توسط Gupta و Dutt (1989) توصیف شده است؛ وجود لایههای ماسه‌ای همراه با کانال‌های کم عمق (30سانتیمتر) در طول فصل خشک که در خلال فصل موسمی (1500 میلی‌متر در چهار ماه) به کانال‌های پهن مئاندری همراه با نوارهای ماسه و گراولی تبدیل می‌شود. در مقابل، رودخانه‌هایی که کوه‌های پاپوآ [44]در گینه‌نو استوایی را زهکشی می‌کنند، در جریان خود، دارای نوسانات فصلی بسیار کمی هستند و عامل رواناب‌های نسبتاً ناگهانی از شیب‌های تندی هستند که بواسطه ریزش‌های مداوم، در مرحله نزدیک به اشباع قرار دارند. شدت بارش در این محیط کمتر است و بیشتر رسوب از طریق لغزش‌های مکرر به رودخانه می‌رسند (Pickup 1984; Pickup and Warner 1984).
توجیه " ژئومورفولوژی مناطق حاره" در مفهوم تعادل فرآیندها و خروجی‌های آن‌ها بر حسب مواد هوازده و ویژگی‌های خاک، اشکال رسوبی و مواد رسوبی نهفته است. لندفرم‌های اصلی سنگی به شکل متناقضی توسط گنبدهای گرانیتی یا گنبدهای سنگی که سابقاً بوجود آمده، شکل یافته‌اند و بیشتر مدیون سنگ‌شناسی و ساختار هستند تا پارامترهای مشخص اقلیمی. با این وجود، بسیاری اصول انتخابی هوازدگی عمقی و لایه‌برداری از رگولیت‌ها را در طول دوره‌های بسیار طولانی نشان میدهد. اگرچه که تاثیر بیشتر زمان نسبت به اقلیم در مورد هوازدگی لاتریت‌ها (کانی‌های آهن‌دار) مورد تردید است (Taylor et al. 1992) ، این‌ها متغیرهایی مستقل نمی‌باشند. هوازدگی پیشرفته، در مناطق غیر حاره‌ای استرالیا تحت لایههای زمینی قدیمی، اتفاق می‌افتد، اما بیشتر در نواحی حاره مرطوب یافت می‌گردد، جایی که برخی ساخت‌های نئوژن نیز تحت تاثیر قرار می‌گیرند (Thomas et al. 1999). نرخ‌های هوازدگی به شکلی گسترده تحت تاثیر حرکت آب در طول پروفیل‌ها می‌باشند، بنابراین اقلیم‌های خشک که فاقد آب‌های فصلی مازاد هستند، برای هوازدگی عمیق و پیشرفته دارای پتانسیل کمتری می‌باشند. برگن[45](مراجعه شود به Pedro 1997) نشان داد که آلتریت‌های کائولیتی دارای رس زیاد در مواد سطحی و ماسه‌ای (arenes, grus) در امتداد ترانشه‌های شرقی-غربی جنوب شبه جزیره هند نفوذ کرده (2000> P میلی‌متر y-1 تا 700 y-1)، در جایی که اسماکتیتها در تناسب با کالولینیت با خشک‌تر شدن هوا، افزایش می‌یابد. برای بررسی خاک‌های حاره‌ای، شناخت ویژگی‌های ساپرولیت، به اندازه مهندسی برای کشاورزی، ضروری است. نفوذپذیری ساپرولیت‌های حاره‌ای با چسبندگی Fe2O3 به صفحه‌های کائولین که خاکدانه‌های بزرگتری را می سازند افزایش می‌یابد. اما این‌ها ساختار متزلزل را می‌سازند که تحت فشار ناشی از استقرار ساختارهای ساختمانی، فرومی‌پاشد. از منظری دیگر، رس‌های مشبک 2:1 اسماکتیت ها که در اقلیم‌های فصلی یافت می‌شوند، با افزایش حجم آب، گسترش قابل توجهی پیدا می‌کنند. این باعث کاهش نفوذ شده و در بسیاری از مناطق خشک به برآمدگی منجر شده و زمین‌های گیلگایی[46] را می‌سازد. غنی شدن ساپرولیت‌ها با آهن، ممکن است ناشی از ذخیره یون‌های FE2+ شود که متعاقباً به شکل Fe2O3 اکسید می‌شوند. Fe به صورت Fe2+ تحت شرایط pH پایین و یا بوسیله کی‌لیت شدن همراه با ترکیب‌های دارای هسته فلزی[47] به حرکت درمی‌آید. این عمل ممکن است در فرورفتگی‌های با زهکشی بسیار کم در اقلیم‌هایمرطوب و یا زیر پوشش درختان اتفاق بیفتد. اما تثبیت Fe (آهن) نیاز به افزایش pH همراه با خشک‌شدن رسوبات دارد. واژه لاتریت معمولاً به منظور توصیف مواد دارای اکسیدهای آلومنیوم و آهن بالا (Al/Fe) استفاده می‌شود. این شکلی از لایه سطحی آهن دار [48]است که ممکن است در رسوبات حمل شده نیز یافت شود؛ این لایه سخت شده و اگر در معرض رطوبت و خشکی قرار گیرد به فرسایش مقاوم می‌شود، و ممکن است به شکل تپه شاهد (تپه‌های دارای کلاهک) و سکوهای کنار دره‌ای در چشم‌انداز نمایان شوند. بارش فصلی در این فرآیند مشارکت می‌نماید، اما در بسیاری موارد لایههای سخت سطحی در نتیجه کاهش سطح آب‌های زیرزمینی که نتیجه تغییر اقلیم و یا قطع شدن ناگهانی است، بوجود می‌آید. در زیر سایت‌های کاملاً زهکشی شده در جنگل‌های بارانی آهن (Fe) تجمع پیدا نمی‌کند، اما Al2O3 غنی از بوکسیت ( بویژه گیبسیت)، به شکل برآمدگی‌های نامنظمی شکل می یابند. در زیر جنگل‌های متمرکز، خروجی‌های اصلی یون‌های محلول هستند که به سمت رسوبات شیمیایی غیرساحلی هدایت می‌شوند (Erhart 1955). در محیطهای استوایی، جایی که سطح آب‌های زیرزمینی بالا است، انحلال تقریباً کامل کانی‌های سیلیکاتی ممکن می‌شود، که به تشکیل "ماسه‌های سفید" با غلبه کوارتز منجر می‌شود (Thomas 1994).
در میوسن میانی، کاهش محسوس بارش در جنوب منطقه حاره وجود داشت که احتمالاً با رشد صفحات یخی قطب جنوب همراه بوده است. صفحات ماسه‌ای وسیع مانند ماسه‌های کالاهاری، که از جنوب در جنگل‌های بارانی حوضه کنگو نفوذ کرده‌اند ممکن است در این زمان شکل یافته باشند و اینکه سیستم‌های هوازدگی توسط این رویداد غیرفعال شده باشند، مورد مناقشه است، اما بسیاری از مناطق استوایی در طول نئوژن، مرطوب بوده‌اند. تغییراقلیم دوره کواترنر در منطقه حاره، شامل کاهش دما به میزان 5-6 درجه سانتیگراد در بزرگترین دوره یخچالی اخیر [49] می شد و مناطق پست کاهش بارندگی در حدود 25-50 درصدی و افزایش فصلی شدن آن را را تجربه کردند. جنگل‌های بارانی به جنگل‌های خزان‌دار و یا ساوانا در منطقه‌ای گسترده تبدیل شدند. بسیاری از جریان‌های کوچک در منطقه حاره، تراس‌های رسوبی کمی در طول بزرگترین دوره یخچالی اخیر به جا گذاشتند؛ رودخانه‌های مئاندری هم که از قبل وجود داشتند، در هم ادغام شدند. مخروط افکنه‌ها احتمالاً به علت کاهش قدرت جریان و افزایش بار رسوب در طول بسیاری از دیواره‌ها بوجود آمدند. امروزه جشم‌اندازهای حاره‌ای به دلیل ساپرولیت‌ها و مخازن رسوب کواترنری دارای ضخامت بالا به تغییرات محیطی حساس هستند و چنانچه پوشش گیاهی خود را از دست دهند، در معرض فرسایش سریع تحت بارش‌های شدید قرار می‌گیرند.
تصادفات تاریخی مناطق حاره‌ای را به سوی قرار گرفتن در معرض آزمایشات بی‌واسطه جغرافی‌دانان و زمین‌شناسانی که در زون معتدل اروپا و آمریکا، سکونت داشتند، هدایت کرد. این موضوع برای محیطهای قطبی، جنب قطبی و خشک مطرح نبود و منجر به غفلت از ژئوموروفولوژی حاره گردید. آن‌هایی که در مورد تشخیص جنگل‌های بارانی و ساوانا به عنوان مناطقی متمایز برای ژئومورفولوژی مخالفت می‌نمایند، از تشخیص ارتباطات میان بارش‌های شدید، شرایط خاک گرم، بهره‌وری اکوسیستم‌های حاره مرطوب، و محیطهای سازنده خاک و رسوب بازماندند. اکولوژیست‌ها و خاک‌شناسان از مدت‌ها قبل این نکته که خروجی‌های سیستم به نرخ‌های چرخه‌های بیولوژیکی رشد و تجزیه؛ فرسایش آبی و تراکم، وابسته‌است را به رسمیت شناخته‌اند. در زیر جنگل‌های حاره‌ای، نرخ‌های هوازدگی و فرسایش زیستی می تواند از بین رفتن خاک و فرسایش را جبران کند. بیوتای کمتر شناخته شده، وارد فرآیندهای هوازدگی شده و اسیدهای آلی می‌توانند ترکیبات شیمیایی زمین (ژئوشیمی) کلاسیک را به منظور افزایش حرکت کاتیون‌ها تغییر دهد. فراوانی بارش‌های شدید در بسیاری از مناطق بیشتر از اقلیم‌های غیر حاره‌ای است، و برخورد سیکلون‌ها با وزش بادهای با سرعت بالا، به طور منطقه‌ای، مهم است. این خصوصیات، خطرات طغیان، سیلاب و زمین‌لغزش را حتی در مناطق ساکن به لحاظ تکتونیکی، افزایش میدهد.
اگر ژئومورفولوژی از منظر حاره ای توسعه یافته بود، با تأکیدات متفاوتی نمود پیدا می‌نمود. اما دیدگاه‌های ما همچنان توسط پایگاههای داده در دسترس تحت تاثیر می‌باشد و جدی‌ترین معضل در ارتباط دادن ژئومورفولوژی‌حاره به مطالعات نواحی دیگر، کمیاب بودن داده در زمینه شرایط محیطهای حاره‌ای می باشد.
References
Aleva, G.J.J. (ed.) (1994) Laterites. Concepts, Geology,Morphology and Chemistry, Wageningen: ISRIC.
Bakker, J.P. and Levelt, Th.W.M. (1964) An inquiry into the probability of a polyclimatic development of peneplains and pediments (etchplains) in Europe during the Senonian and Tertiary Period, Publication Service Carte Geologique, Luxembourg 14, 27–75.
Birot, P. (1958) Les domes crystallines, Memoires et Documents, CNRS 6, 8–34.
Branner, J.C. (1896) Decomposition of rocks in Brazil, Geological Society of America Bulletin 7, 255–314.
Budel, J. (1948) Das System der klimatischen Morphologie, Deutscher Geographen-Tag, Munchen, 65–100.
——(1957) Die ‘doppelten Einebnungsflachen’ in den feuchten Tropen, Zeitschrift fur Geomorphologie, N.F 1, 201–288.
——(1968) Geomorphology principles, in R.W. Fairbridge (ed.) Encyclopaedia of Geomorphology, 416–422, New York: Reinhold.
L. Fischer and D. Busche, Princeton: Princeton University Press.
Corbel, J. (1957) L’erosion climatiques des granites et silicates sous climats chauds, Revue Geomorphologie Dynamique 8, 4–8.
Cotton, C.A. (1942) Climatic Accidents in Landscape Making, Wellington: Whitcomb and Tombs.
Davis, W.M. (1899) The Geographical Cycle, Geographical Journal 14, 481–504.
Douglas, I. and Spencer, T. (eds) (1985) Environmental Change and Tropical Geomorphology, London:Allen and Unwin.
Erhart, H. (1955) Biostasie et rhexistasie: esquise d’une theorie sur le role de la pedongenese en tant que phenomene geologique, Comptes Rendus Academiedes Sciences francaise 241, 1,218–1,220.
Falconer, J.D. (1911) The Geology and Geography of Northern Nigeria, London: Macmillan.
Feininger, T. (1971) Chemical weathering and glacial erosion of crystalline rocks and the origin of till, US Geological Survey Professional Paper 750-C, C65–C81.
Fournier, F. (1960) Climat et Erosion: La Relation entre l’Erosion du Sol par l’Eau et les Precipitations Atmospheriques, Paris: Presses Universitaires.
Gilbert, G.K. (1877) Report on the Geology of the Henry Mountains, United States Department of the Interior, Washington, DC.
——(1914) The transport of debris by running water,United States Geological Survey Professional Paper 86.
Gupta, A. and Dutt, A. (1989) The Auranga: description of a tropical monsoon river, Zeitschrift fur Geomorphologie, N.F. 33, 73–92.
Jones, F.O. (1973) Landslides of Rio de Janeiro and the Serra das Araras Escarpment, Brazil, US Geological Survey Professional Paper 697.
King, L.C. (1953) Canons of landscape evolution, Geological Society of America Bulletin 64, 721–752.
King, L.C. (1957) The uniformitarian nature of hillslopes, Transactions of the Edinburgh Geological Society 17, 81–102.
——(1962) The Morphology of the Earth, Edinburgh: Oliver and Boyd.
Linton, D.L. (1955) The problem of tors, Geographical Journal 121, 470–487.
Lumb, P. (1975) Slope failures in Hong Kong, Quarterly Journal of Engineering Geology 8, 31–65.
Milliman, J.D. and Syvitski, P.M. (1992) Geomorphic/tectonic control of sediment discharge to the ocean: the importance of small mountain rivers, Journal of Geology 100, 525–544.
Morgan, R.P.C. (1986) Soil Erosion and Conservation Harlow: Longman.
Nye, P.H. (1954) Some soil-forming processes in the humid tropics. Part I: A field study of a catena in the West African forest, Journal of Soil Science 5, 7–27.
——(1955) Some soil-forming processes in the humid tropics. Part II: The development of the upper slope member of the catena, Journal of Soil Science 6, 51–62.
Ollier, C.D. (1959) A two cycle theory of tropical pedology, Journal of Soil Science 10, 137–148.
——(1960) The inselbergs of Uganda, Zeitschrift fur Geomorphologie N.F. 4, 43–52.
Pedro, G. (1997) Clay minerals in weathered rock materials in soils, in H. Paquet and N. Clauer (eds) Soils and Sediments – Mineralogy and Geochemistry, 1–20, Berlin: Springer.
Penck, W. (1924) Die Morphologische Analyse, Geographische Abhandlungen 2.
Pickup, G. (1984) Geomorphology of tropical rivers I. Landforms, hydrology and sedimentation in the Fly and Lower Purari, Papua New Guinea, Catena Supplement 5, 1–18.
Pickup, G. and Warner, R.F. (1984) Geomorphology of tropical rivers II. Channel adjustment, sediment load and discharge in the Fly and Lower Purari, Papua New Guinea, Catena Supplement 5, 19–41.
Roose, E.J. (1981) Approach to the definition of rain erosivity and soil erodibility in West Africa, in M. De Broodt and D. Gabriels (eds) Assessment of Erosion, 143–151, Chichester: Wiley.
Rougerie, G. (1955) Un mode de degagement probable de certains domes granitiques, Comptes Rendus Academie des Sciences 246, 327–329.
——(1960) Le Faconnement Actuel des Modeles en Cote D’Ivoire Forestiere, Memoire Institut Francais Afrique Noire 58, Dakar.
Ruxton, B.P. and Berry, L. (1957) Weathering of granite and associated erosional features in Hong Kong, Geological Society of America Bulletin 68, 1,263–1,292.
Scrivenor, J.B. (1931) The Geology of Malaya, London: Macmillan.
Stoddart, D.R. (1969) Climatic geomorphology: review and assessment, Progress in Physical Geography 1, 160–222.
Taylor, G.R., Eggleton, R.A., Holzhauer, C.C., Maconachie, L.A., Gordon, M., Brown, M.C. and McQueen, K.G. (1992) Cool climate lateritic and bauxitic weathering, Journal of Geology 100, 669–677.
Thomas, M.F. (1966) Some geomorphological implications of deep weathering patterns in crystalline rocks in Nigeria, Transactions of the Institute of British Geographers 40, 73–193.
——(1994) Geomorphology in the Tropics, Chichester: Wiley.
Thomas, M.F., Thorp, M.B. and McAlister, J. (1999) Equatorial weathering, landform development and the formation of white sands in Northwestern Kalimantan, Indonesia, Catena 36, 205–232.
Thorbecke, F. (ed.) (1927) Morphologie der Klimazonen, Breslau: Dusseldorfer Geographische Vortrage.
Tricart, J. (1956) Comparaison entre les conditions de faconnement des lits fluviaux en zone temperee et zone intertropicale, Comptes Rendus Academie Sciences 245, 555–557.
——(1959) Observations sure le faconnement des rapides des rivieres intertropicales. Bulletin Section Geographique, Comite Travaux Historique et Scientifique 68, 333–343.
——(1965) The Landforms of the Humid Tropics,Forests and Savannas, trans. C.J. Kiewiet de Jonge (1972), London: Longmans.
Tricart, J. and Cailleux, A. (1965) Introduction a la Geomorphologie Climatique, Paris: SEDES.
Wayland, E.J. (1933) Peneplains and some other erosional platforms, Annual Report and Bulletin, Protectorate of Uganda Geological Survey, Department of Mines, Note 1, 77–79.
White, L.S. (1949) Process of erosion on steep slopes of Oahu (Hawaii), American Journal of Science 247, 168–186.
Willis, B. (1936) East African Plateaus and Rift Valleys, Studies in Comparative Seismology, Carnegie Institute, Washington, Publication, 470.
WMO (World Meteorological Organization) (1983) Operational hydrology in the humid tropical regions, in E. Keller (ed.) Hydrology of Humid Tropical Regions with Particular Reference to the Hydrological Effects of Agriculture and Forestry Practice, IAHS Publication, 140, 3–26.
Further reading
Dubreuil, P.L. (1985) Review of field observations of runoff generation in the tropics, Journal of Hydrology 80, 237–264.
Faniran, A. and Jeje, L.K. (1983) Humid Tropical Geomorphology, Harlow: Longman.
Fookes, P.G. (1997) Tropical Residual Soils, The Geological Society, London.
Gutierrez Elorza, M. (2001) Geomorphologia Climatica, Barcelona: Omega.
Taylor, G. and Eggleton, R.A. (2001) Regolith Geology and Geomorphology, Chichester: Wiley.
Wirthmann, A. (2000) Geomorphology of the Tropics, Berlin: Springer.
MICHAEL F. THOMAS (مترجم: مونا مجدی)
TROTTOIR_ سکوی ساحلی
سکوهای ساحلیِ دارای فرسایش زیرافقی و باریکی هستند که دارای پوششی از کرم‌ها و شکم‌پایان دایره‌ای شکل می‌باشند و با لایه‌ای از جلبک مرجانی که معمولاً دارای لایه‌هایی از VASQUEs ، پوشیده شده است. سکو های ساحلی در آستانه و یا کمی پایین‌تر از سطح میانگین دریا در دریاهای منطقه حاره و در قسمتهای گرم‌تر جنوبی و بخش شرقی مدیترانه بوجود میآیند. تشکیل آن‌ها را به فرسایش پرتگاه‌های فرسوده در زون‌های تزریقی و گاهاً پناهگاه‌های بوجود آمده از تیغه‌های روبه دریا نسبت می‌دهند. تیغه هایی که توسط امواج پی‌درپی تخریب شده اند. در کوراکاو[50] و دیگر جزایر جنوب دریای کارائیب ، سکو های ساحلی با عرض بیش از ده متر محدود به مناطق در معرض دید[51] هستند،که دارای پوشش‌های سخت و ضخیم می‌باشند، و توسط شکاف‌ها (مراجعه شود به NOTCH, COASTAL) در مناطقی که کمتر در معرض دید قرار دارند، جایگزین شده‌اند. گمان برده می‌شود که سنگفرش های ساحلی ممکن است سرانجام با فرآیندهایی که بر آن‌ها در راستای افزایش عرض و کاهش نرخ فرسایش صخره‌ای عمل می‌کنند، به مرحله تعادل دینامیکی برسند.
Further reading
Focke, J.W. (1978) Limestone cliff morphology on Curacao (Netherlands Antilles), with special attention to the origin of notches and vermetid/coralline algal surf benches (corniches, trottoirs), Zeitschrift fur Geomorphologie 22, 329–349.
Trenhaile, A.S. (1987) The Geomorphology of Rock Coasts, Oxford: Oxford University Press.
ALAN TRENHAILE (مترجم: مونا مجدی)
TSUNAMI -سونامی
سونامی واژه‌ای ژاپنی است که "موج‌های بندرگاه" را توصیف می‌کند و در جامعه علمی به منظور معرفی سری‌های موجی است که با موج‌هایی بلند با ارتفاع استثنایی ( بیش از چندصد کیلومتر در قله‌های موج در اقیانوس‌های آزاد) در طول اقیانوس سفر می‌کنند. هنگامی که موج‌ها به خط ساحلی می‌رسند، سرعت موج به دلیل تغییر شکل ناشی از مناطق کمتر آب، کاهش می‌یابد. در طول این فرآیندِ تغییر شکل موج، ارتفاع موج به طور مشخصی افزایش یافته وهنگامی که موج با خط ساحلی برخورد می‌کند، معمولاً منجر به آب‌گرفتگی‌های وسیع در طول مناطق پست ساحلی شده و در بسیاری از موارد باعث از دست رفتن جان افراد و خسارات گسترده به اموال می‌گردد. سونامی ها اغلب اوقات در رسانه‌ها به عنوان امواج جزرومدی معرفی می‌شوند. هرچند که این دیدگاه کاملاً اشتباه است و سونامی ها هیچ ارتباطی با جزر و مد و آب و هوا ندارند. بیشتر سونامی ها در جهان، در اقیانوس آرام رخ می‌دهند. به عنوان مثال، در طول ده سال گذشته، سیلاب‌های آسیب‌رسان ناشی از سونامی در نیکاراگوئه (1991)، فلورز[52] ، اندونزی (1992) و جزیره اوکاشیری[53] ژاپن (1993) رخ داده‌اند. آخرین سونامی مخرب که در گینه نو پاپوا[54] (1998) رخ داد، چندین هزار نفر جان خود را از دست دادند.
سونامی ها را اغلب با نام امواج دریایی لرزه‌ای که حاصل جابجایی ناگهانی قسمتی از بستر دریا می باشند، توصیف می‌کنند. معمولاً یک اختلال لرزه‌ای در همراهی با یک زلزله دور از ساحل، منجر به گسیختگی بستر دریا شده و هنگامی که رخداد آن، ستون آبی همپوشاننده دچار آشفتگی می‌گردد. در طول این فاز اختلال حرکتی است که معمولاً سونامیها شکل می‌گیرند. زمین‌لرزه‌های زیرآبی در نواحی فعال تکتونیکی دنیا (مانند حاشیه اقیانوس آرام) عمومی‌ترین علت سونامی هستند. به عنوان مثال، در ماه مه 1960، زمین‌لرزه بزرگی دور از ساحل شیلی به وقوع پیوست. سونامی در طول اقیانوس آرام به حرکت درآمد. پس از دوازده ساعت، به خط ساحلی جزیره‌های هاوایی اصابت کرد، در حالیکه پس از دوازده ساعت دیگر، به ساحل ژاپن، رسید و این در حالی بود که همه چیز را در طول مسیر تخریب کرده بود. یک سونامی عظیم در نتیجه یک زلزله بزرگ در زیر بستر دریا در غرب پرتغال در اول نوامبر 1755 ایجاد شد. یکی از شاهدان که شاهد رسیدن آن را به ساحل مونت بِی، کورن‌وال[55] ویلیام بورالس[56] بود. او اشاره می کند:
هنگامی که سرعت دریا کاهش می‌یافت، اولین و دومین جریان‌های برگشتی به شدت سومین و چهارمین (امواج سونامی ) نبودند و بازگشت دریا با شدت تمام برای دو ساعت ادامه داشت...بالا و پایین رفتن متناوب، هر عقب نشینی و پیش آمدگی فضای نزدیک تا پنج ساعت و نیم پس از ان آغاز شد.
شاهد دیگری از این سونامی چگونگی آن را در لارمورنا کاو، کورن‌وال این گونه توصیف کرده است:
دریا در این موقعیت به طور ناگهانی، با موج‌های بزرگی به سوی منطقه هجوم آورد، با چنان قدرتی که بلوک‌های گردشده عظیم گرانیتی از زیر آب‌های کم‌عمق، مانند سنگریزه به در امتداد هم به این سو و آن سو به حرکت درآمدند و بسیاری از آن‌ها بسیار بالاتر از ارتفاع آب رسوب کردند. یک بلوک بزرگ که در حدود 6 یا 8 تن بود، به طور مکرراً به چندین فوت بالاتر از سطح ارتفاع آب جابجا می‌شد و از نظر طولی تقریباً ده فوت بالاتر از سطح جریان ته نشست کرد که همچنان نیز در آنجا قرار دارد.
سونامیها ممکن است در اثر لغزش‌هایی که در زیرآب صورت می‌گیرد و همچنین لغزش‌هایی که بالای سطح آب اتفاق می‌افتد و به سمت سراشیبی درون دریا حرکت می‌کند، اتفاق بیفتد (مراجعه شود به ژئومورفولوژی لغزش‌های زیردریایی). رخداد چنین لغزش‌هایی در مقیاس زمانی جغرافیایی بسیار رایج است. در 1929، یک زمین‌لرزه دور از ساحل منجر به فروریزش گسترده رسوبات و ایجاد روانه های گلی رنگ در سراسر بستر دریا بسوی صخره‌های زیردریایی بزرگ نیوفاندلند همانند یک سونامی شد که به طور محلی در ساحل بیش از سی متر می‌رسید. در شمال منطقه آتلانتیک، یک سونامی بسیار بزرگ توسط یکی از بزرگترین لغزش‌های زیرآبی دنیا، تقریباً 8000 سال پیش ایجاد شد. سونامی منجر به آّ‌بگرفتگی و سیلاب در طول بخش‌هایی از خط ساحلی نروژی تا بیش از سطوح 20+ متری بالای سطح دریا و در طول خط ساحلی انگلستان، در جایی که بالاترین سطح سیلاب به 6+ متر بالای سطح دریا بود، گردید. یکی از فرآیندهایی که دارای گسترده‌ترین توصیفات در زمینه ایجاد لغزش‌های زیر دریایی است، بواسطه آزاد شدن گازهای متان، (ترکیبات اندرون‌گیر) که در رسوبات بستر اقیانوس موجود است، اتفاق می‌افتد. این باور وجود دارد که آزاد شدن ناگهانی چنین گازهایی، می‌تواند منجر به نشست‌های محلی و لغزش گردد. دومین فرآیند ناشی از زلزله‌های کم قدرتی است که خود هیچ‌گونه اثر مخربی نداشته اما دارای شدت کافی برای ایجاد لرزه در رسوبات بستر دریا می باشند، و نتیجتاً باعث به سقوط و لغزش قهقرائی رسوبات می‌شوند. به طور کلی، لغزش‌های زیردریایی، باعث ایجاد سونامی ها با انرژی بسیار کمتری نسبت به آن‌هایی که توسط تحریک گسل‌های لرزشی در بستر اقیانوس اتفاق می‌افتد، می شوند. اندازه و انرژی سونامی های لغزشی با افزایش فاصله از منشاء به سرعت کاهش می‌یابد.
گاهی سونامیها بواسطه اصابت شهاب‌سنگ‌هایی که بر سطح اقیانوس می‌افتند، ایجاد می‌شود. شاید، معروف‌ترین سونامی ایجاد شده بوسیله اصابت یک شهاب‌سنگ بزرگ همانی بود که 65 میلیون سال پیش بوقوع پیوست. برخورد معروف K-T، که معمولاً در منابع زمین‌شناسی با انقراض دایناسورها همراه است، باعث ایجاد یک سونامی بزرگ نیز شد. پادگانه‌های امواج سونامی را می‌توان در مناطقی از مکزیکو و تگزاس مشاهده کرد. بیشترین گزارشات موثق اظهار می‌دارند که نسبت مشخص از منطقه سطحی کره زمین که به عنوان اقیانوس آرام نمود می یابد، و شهاب سنگی که توانایی اصابت به اقیانوس آرام و ایجاد یک سونامی را دارد، 1 به 400000 سال می‌باشد.
سونامیها همچنین می توانند در اثر ریزش کراتر آتشفشان در دریا در پی یک انفجار عظیم آتشفشانی روی دهد. چنین پدیده‌ای نیز ممکن است 18000سال پیش در اثر انفجار آتشفشان سنتورینی در دریای اژه رخ داده باشد، چنین رویدادهایی بسیار نادر هستند. سونامیها ممکن است در نتیجه ریزش پهلوهای یک آتشفشان درون دریا بوجود آیند. چنین سونامی‌هایی می‌توانند توسط ریزش سنگ، لغزش سنگی، لغزش‌های دَورانی، یا جریان‌های واریزه‌ای که مختص شیب های قهقرایی است و به دریا می‌ریزند، ایجاد گردد. چنین واقعه‌ای در طول انفجارهای اخیر در جزیره مونتسرات روی داد. برخی از نویسندگان بیان داشته‌اند که برخی دامنه‌های واقع شده بر پهلوهای بعضی آتشفشان‌های غیرفعال در جزایر قناری ممکن است در گذشته در دریا ریخته شده و سونامی‌های عظیمی را ایجاد کرده باشند.
References
Bryant, E. (2001) Tsunami: The Underrated Hazard, Cambridge: Cambridge University Press.
ALASTAIR G. DAWSON (مترجم: مونا مجدی)
-TUFA AND TRAVERTINE توفا و تراورتن
توفا و تراورتن تجمعات زمینی آب شیرین کربنات کلسیم هستند که تشکیل آن‌ها معمولاً مبتنی بر درگیر شدن درجه‌ای از مداخلات آلی است. نام توفا و تراورتن را می‌توان مترادف یکدیگر استفاده نمود، اما معمولاً از توفا برای ارجاع به رسوبات نرم‌تر و شکننده‌تر استفاده می‌شود درحالیکه تراورتن ماده‌ای سخت‌تر و مقاوم‌تر گفته می‌شود که اغلب بعنوان ماده ساختمانی استفاده می‌شود. توفا از واژه توفاس یا تافو گرفته شده که در زمان رومی‌ها برای توصیف رسوبات سفید خرد شونده استفاده می‌شد (;Ford and Pedley 1996 Pentecost 1993) واژه تراورتن از کلمه لاتینlapis tiburtinus, یا سنگ Tiburمنشاء گرفته است و اساساً برای توصیف رسوبات توده‌ای چشمه‌های داغ در اطراف رم استفاده می‌شده است. بعضی تراورتن‌ها داری منشاءگرمابی هستند و در نتیجه دارای مواد گیاهی محدودی می‌باشند در صورتی که توفا و تراورتن توسط آب سردی که در حالت عادی دارای بقایای میکرو و ماکرو نباتی، بی مهرگان و باکتری است رسوب می‌کند. استفاده‌های متفاوت از اصطلاحات توفا و تراورتن در کشورهای مختلفی دیده می‌شود و هنوز واژه‌تخصصی و استاندارد بینالمللی برای آن وجود ندارد اگرچه فورد[57]و پدلی[58](1996) و پنتکوست[59] و وایلس[60](1994)، دو رویه پیشنهادی را ارائه دادند. توفا و تراورتن توسط محیط شکل‌گیری‌شان از کالکریت، اسپلوتم[61]و استروماتولیت‌ها بازشناخته می‌شوند، اما دارای بسیاری ویژگی‌های مشابه هستند و ممکن است در برخی موقعیت‌ها در طبقه‌بندی‌های مشابه قرار گرفته شوند.
توفا و تراورتن در محیطهای آب شیرین و در جایی که ترمودینامیک و ویژگی‌های جنبشی رطوبت کربنات کلسیم را به آب‌های غنی از کربنات ترجیح می‌دهند، تشکیل می‌شود. چنین شرایطی در جایی که دیاکسیدکربن در نتیجه تلاطمات گازربایی، تبخیر یا جذب زیستی از بین‌می رود بوجود می‌آید. شرایط مناسب برای ته‌نشست توفا و تراورتن معمولاً در و یا نزدیک به مناطق کارستی، جایی که انحلال سنگ آهک سطوح بالایی از کربنات محلول را ایجاد کرده است و یا آب‌های گرم غنی از دی‌اکسید کربن که در مناطقی که دارای فعالیت‌های جدید آتشفشانی بوده‌اند وجود دارد. علیرغم مشکلاتی که در دستیابی به سن توفا با استفاده از کربن14 وجود دارد، بیشتر توفا و تراورتی که از آب سرد بوجود آمده‌اند، بنظر می‌رسد متعلق به اواخر کواترنر تا اوایل هولوسن باشد. در بریتانیا و بیشتر اروپا قطعاً به همین صورت است، اگرچه در بعضی قسمتهای دنیا چنین اینگونه توفا و تراورتن همچنان به سرعت در حال شکل‌گیری هستند. هنوز مناقشات زیادی بر سر کنترل‌کننده‌های اصلی تشکیل توفا و تراورتن و بویژه نقش موجودات زنده در پیدایش آن‌ها وجود دارد. قطعاً گیاهان آبزی و میکروارگانیسم‌ها می‌توانند به ته‌نشین شدن توفا –با تولید هسته اصلی رسوب، توسط از بین‌بردن دیاکسیدکربن آب و شاید با رسوب مستقیم کربنات‌کلسیم-اما در برخی محیط‌ها تاثیرات فیزیکوشیمیایی بر ترسیب از هرگونه درگیری بیولوژیکی، مهم‌تر و موثرتر است. در بسیاری از توفاهای رودخانه‌ای دارای حوضه‌های جنگلی، حالات غیرارگانیک رسوب بر آشفتگی شاخه‌های بالاتر نقش بیشتری دارند، این درحالی است واریزه‌های درختی پایین دست در ساختار سدی مشارکت دارند و گیاهان بسیار کوچک و بزرگ و حتی لارو حشرات می‌توانند به رسوب‌یافتن کمک کنند. (Drysdale 1999) تراورتن‌های گرمابی در طی فرآیندهای عظیم غیرارگانیک رسوب می‌یابند، اگرچه رابرت فولک [62](1994) گمان می‌کند که نانوباکتری‌ها می‌توانند در این فرآیند نقش کلیدی داشته باشند.
توفا و تراورتندر تمامی قاره‌ها بغیر از قطب جنوب یافت شده‌اند و رسوبات متعدد قابل توجهی اطراف دنیا، نظیر سدهای دریاچه پلیت‌وایس در کرواسی، مجموعه تراورتن آنتالیا در جنوب غربی ترکیه (Burger 1990) و پادگانه‌های مسیل هوآنگ‌لونگ در شمال غربی سیچوآن چین وجود دارد. تشریح وضعیت‌هایی خوبی از وقوع و ماهیت رسوبات توفا و تراورتن اصلی در بریتانیا، اروپا، چین و دنیا وجود دارد، به ترتیب توسط پنتِ‌کاست[63](1993)، پنتِ‌کاست (1995)، پنتِ‌کاست و ژاوهویی[64](2001) و فورد و پدلی (1996) ارائه شده است. بسیاری از رخدادهای توفا و تراورتن بزرگ هنوز به گونه‌ای مناسب در متون بینالمللی مستند نشده است، همانند رسوبات وسیعی که در منطقه خشک ناوک‌لافت جنوب نامیبیا وجود دارند ( شکل 141).
توفا و تراورتن در طیفی از زمینه‌های متفاوت ژئومورفیک شکل می‌گیرند، که شامل محیطهای رودخانه‌ای، دریاچه‌ای، مردابی و چشمه‌ای می‌شود. در رودخانه‌ها، توفا و تراورتن‌ها می‌توانند بند یا سدهای خاصی، را با معمولاً آبشارهایی که بروی آن‌ها می‌ریزد و نیز با توفاهای تخریبی که پشت سد جمع می‌شود، ایجاد کنند. در برخی محیطهای رودخانه‌ای مجموعه دریاچه‌هایی میان سدها شکل می‌گیرد. تجمعات بسیار کوچک‌تر توفا و تراورتن در بسیاری از جریان‌ها نیز ایجاد می شوند و پوسته‌ها و آنکوئیدهای رودخانه‌ای را ایجاد می‌کنند. در محیطهای دریاچه‌ای پوسته‌ها و آنکوئیدهای مشابهی شبیه به تجمعات بزرگتر تپه مانند بوجود می‌آید. در محیطهای باتلاقی، توفاهای گلی پست تمایل به توسعه دارند که معمولاً با مارن‌ها و گچ‌ها مخلوط می باشند.
شکل 141 یک توفا مخروطی شکل که نزدیک به 400 متر عرض و 100متر ارتفاع دارد، بر لبه کوهستان ناوک‌لافت در بلس‌کرنتز[65]در مرکز نامیبیا توسعه یافته است. این توفا در جایی که جریان فصلی از روی یک شیب قهقرایی فرومی‌ریزد شکل یافته و باعث ایجادر فرآیند گازربایی شده است.
شکل 142 یک سد توفا که در عرض یک جویبار در دامنه ناپی منطقه کیمبرلی ، شمال غربی استرالیا تشکیل شده است.
در اطراف چشمه‌ها، می‌توانند گسترش یابند و در جایی که چشمه‌ها بر شیب‌های قهقرایی توسعه پیدا می‌کنند چنین رسوباتی می‌توانند آبشارها را ایجاد کنند. توفاها و تراورتن‌ها می توانند تغییر ژئومورفولوژیکی بزرگی را در حوضه بوجود بیاورند، زیرا آن‌ها جریانات رودخانه را در پی ایجاد سدها تغییر می‌دهند و می توانند شیب‌ها را پوشش داده و مسیر چشمه‌ها را تغییر دهند. بافت توفاها و تراورتن‌ها اطلاعات زیادی را درمورد نحوه تشکیل آن‌ها میدهد و همچنین می‌تواند اطلاعات مفیدی را از محیطهای گذشته دربرداشته باشد. جایی که اثرات ارگانیک بر ته‌نشست توفا و تراورتن مورد تردید است، پترولوژی رسوب می‌تواند شواهد مفیدی را ارائه دهد. مارتین پدلی[66] مفهومی کاربردی از توفا و تراورتن تحت عنوان ریف‌های آهکی[67] با رخساره‌های متفاوت که در بخش‌های متفاوت رسوبات پیدا شدند و نقش مشخص ارگانیکی که توسط بیو فیلم‌ها در تشکیل بسیاری از زون‌ها بازی می‌شود، را ارائه داده است (Pedley 1992). برخی توفاها و تراورتن‌ها ممکن است به دلیل استعمال زیاد در احیای محیطی، دچار تورق شوند. برای مثال توفاها در پیوند با سیانوباکتری از رده Phormidium ، تمایل به نمایش اتحاد فصلی با لایههای اسپاریتی[68] متناوب روشن (دارای رسوبات غیرارگانیک را در پاییز و زمستان)، و لایههای مایکریتی[69] تیره، (در نتیجه دخالت رسوبات سینانوباکتریایی در بهار و زمستان).
این حقیقت که بسیاری از توفاها و تراورتن‌های آب سرد به اواخر کواترنر و اویل هولوسن تعلق دارند بسیاری از نویسندگان را به این نتیجه‌گیری رسانده که یک تاثیر اقلیمی قوی در تشکیل آن‌ها دخیل بوده‌است ( به عنوان نمونه مراجعه شود به گودی[70] و همکاران، 1993). اثرات انسانی نیز ممکن است مشابه چنین تاثیر اقلیمی، در کاهش تشکیل توفا و تراورتن‌ها در برخی از نقاط دنیا نقش داشته باشند. ظرفیت‌های ردیابی عنصری و ایزوتوپی توفا و تراورتن‌ها را می‌توان به منظور بازسازی شرایط دیرینه در بخش های مختلف ردیف‌های تاریخ‌دار استفاده کرد که در نتیجه شرایط محیطی و همچنین تاثیر آن‌ها بر نرخ رسوب توفا را روشن می‌سازد. اندروز[71]و همکاران (1997)، کارکرد ایزوتوپ‌های پایدار اکسیژن و کربن را در تشخیص شرایط دیرینه در رسوبات توفا هولوسن تعیین نمودند و ماتسوکا[72]و همکاران نشان می‌دهند که چگونه ظرفیت‌های ردیابی عنصری در توفاهای دارای لایه‌بندی می‌تواند اسناد بسیار با کیفیتی از اقلیم و شرایط حوضه را ارائه دهد. فورد و پِدلی (1996) نتیجه گرفتند توفاها، دارای پتانسیل بلااستفاده‌ای برای ارائه بهترین شرایط زمین-محور به منظور دستیابی به تغییرات محیطی کوتاه مدت هولوسن می‌باشند.
References
Andrews, J.E., Riding, R. and Dennis, P.F. (1997) The stable isotope record of environmental and climatic signals from modern terrestrial microbial carbonates from Europe, Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 129, 171–189.
Burger, D. (1990) The travertine complex of Antalya/Southwest Turkey, Zeitschrift fur Geomorphologie Supplementband 77, 25–46.
Drysdale, R.N. (1999) The sedimentological significance of hydropsychid caddis-fly larvae (order: Trichoptera) in a travertine-depositing stream: Louie Creek, Northwest Queensland, Australia, Journal of Sedimentary Research 69, 145–150.
Folk, R.L. (1994) Interaction between bacteria, nannobacteria and mineral precipitation in hot springs of central Italy, Geographie physique et Quaternaire 48,233–246.
Ford, T.D. and Pedley, H.M. (1996) A review of tufa and travertine deposits of the world, Earth-Science Reviews 41, 117–175.
Goudie, A.S., Viles, H.A. and Pentecost, A. (1993) The Late Holocene tufa decline in Europe, Holocene 3,181–186.
Matsuoka, J., Kano, A., Oba, T., Watanabe, T., Sakai, S.and Seto, K. (2001) Seasonal variation of stable isotopic compositions recorded in a laminated tufa, SW Japan, Earth and Planetary Science Letters 192(1), 31–44.
Pedley, H.M. (1992) Freshwater (phytoherm) reefs: the role of biofilms and their bearing on marine reef cementation, Sedimentary Geology 79, 255–274.
Pentecost, A. (1993) British travertines: a review, Proceedings, Geologists’ Association 104, 23–39.
——(1995) Quaternary travertine deposits of Europe and Asia Minor, Quaternary Science Reviews 14,1,005–1,028.
Pentecost, A. and Viles, H.A. (1994) A review and reassessment of travertine classification, Geographie physique et Quaternaire 48, 305–314.
Pentecost, A. and Zhaozhui, Z. (2001) A review of Chinese travertines, Cave and Karst Science 28, 15–28.
HEATHER A. VILES (مترجم: مونا مجدی)
-TUNNEL EROSION فرسایش تونلی
فرسایش تونلی یک شکل درونی از تخریب زمین است که در خاک‌های زیرین و/یا طبقات فرعی شروع شده و تا زمانی که آسیب جدی اتفاق نیفتاده، مشخص نمی‌شود. این نوع از فرسایش آبی همانند دامنه‌ها در عملیات زمینی پیدا شده و در مورد اخیر به جابجایی هیدرولیکی مواد زیرسطحی که منجر به ایجاد کانال‌های زیرزمینی در چشماندازهای طبیعی می‌شوند، مربوط می‌شود (Boucher 1990). ایجاد تونل‌ها عمدتاً هنگامی که فشار برشی توسط آب روانی که یک منفذ نسبتاً بزرگ یا گذرگاه را گسترش میدهد اتفاق می‌افتد (Bryan and Jones 1997). سایش محیط تونل با ادامه‌دار شدن جریان و تاثیر وسائط نقلیه، چهارپایان و احشام و/یا رفت و آمد انسان‌ها منجر به ریزش موضعی سطح زمین می‌شود، و گودال‌هایی را ایجاد می‌کندکه می‌توانند رواناب سطحی را در خود جای دهند. پلهای طبیعی از خاک که میان گودال‌ها باقی می‌مانند، هنگامیکه حفره‌های بجا مانده از یک گالی به هم می‌پیوندند، از بین می‌روند. مخروط‌های واریزه‌ای مشخص‌ترین عوارض بر سطح دامنه هستند، که از نقاطی بر سطح زمین که رسوبات جابجا و خارج شده و دارای مواد نسبتاً سختی هستند که دیگر نمی توانند توسط نیروی هیدرولیک جابجا شوند، شروع می‌شوند. ذرات ریزتر به سمت شیب‌های پایین دست شسته می شوند. طول ابتدایی تونل‌ها متغیر است اما ممکن است زنجیره‌ای از حفره‌های بزرگ بهم‌پیوسته باشند و می‌توانند تا چندین کیلومتر گسترش یابند. قطر این عوارض نوعاً میان چندین سانتیمتر تا چندین متر تغییر می‌کند، به اثبات رسیده است که مورد اخیر دارای بیشترین فراوانی در محیطهای نیمه‌خشک می‌باشد.
ایجاد تونل‌ها در اقلیم‌های متفاوت و در بسیاری مواد بر چشم‌اندازهاکه دارای پیشینه کاربری اراضی متفاوتی هستند ثبت شده است، اما بوجود آمدن آن‌ها در جنگی خالی از سکنه در گینه نو و تونلهای باستانی ائوسن، در آمریکا باید به عنوان رخداد فرآیندی طبیعی در نظر گرفته شود. منبع جریان‌های تونلی بارش باران، ذوب‌شدن برف‌ها، آب ناشی از آبیاری و آب سطحی را دربرمی‌گیرد. حفره‌های بزرگ، ترک‌های ساختمانی و ناشی از خشک‌شدن، فرورفتگی‌های سطحی، از بین رفتن ریشه درختان و لانه حشرات، خرچنگ‌ها، موش کور، جوندگان و خرگوش‌ها مکان‌هایی هستند که به عنوان نقاطی که آب سطحی می‌تواند به طور مستقیم به خاک‌های زیرین نفوذ کنند شمرده می‌شوند. موادی فرسایش یافته، شامل خاک‌هایی که در برابر رطوبت در انگلستان بسیار پایدار هستند(Jones 1981)، رسوبات سیلتی دریاچه یخچالی[73] و خاک‌های منجمد (پرمافراست)در کانادا، رسوبات پیروکلاستی[74] و سنگ خارا در نیوزیلند، می‌شود. بسیاری از گزارشات فرسایش تونلی در اقالیم نیمه خشک بویژه جنوب شرقی استرالیا، با خاک‌های دارای اختلاف بافتی سدیم‌دار و غیرشور همراه هستند که د رمواجه با آب، نشست می‌کنند و/یا بسهولت پراکنده می‌شوند. یک ویژگی مهم فرسایش تونلی نیاز به لایه یا لایه‌هایی از موادی با نفوذپذیری کم دارد که مانند سدی در برابر نفوذهای قائم دیگر عمل کنند. این مواد می‌توانند توسط شکاف‌ها، اتصال‌ها، ریشه‌های درختان و حفره‌های بزرگی که به خوبی به یکدیگر وصل شده‌اند، گسسته شوند. برای ایجاد جریان و وقوع رایج‌ترین خروجی‌ها بر سطح دامنه مناسب، جایی که نیروی هدرولیک قابل مشاهده باشد، یا انواع مختلف رخنمون‌های آزاد نظیر دیواره‌های گالی و تراکم‌های جریانی را در برگیرد، به گرادیان شیب نیاز است. درحالیکه بیشترین تحقیقات در زمینه هیدرولیک در اقالیم مرطوب در جایی که سیستم‌های روزانه، فصلی و پایدار مشاهده شده است، انجام گرفته‌اند، (e.g. Wales, UK, Jones 1981, Bryan and Jones 1997) داده‌های بسیار کمی برای مناطق نیمه خشک وجود دارد. در علفزارهای ویکتوریا در استرالیا، جریان در یک سیستم کم عمق (معمولاً کمتر از یک متر عمق از سطح خاک دارد) به سرعت به بارش باران واکنش نشان داد و از تاخیرهای کوتاه تیپیکال (یا نوعی) میان پیک بارش و پیک رواناب مشخص بود که ماتریس خاک به طور گسترده‌ای منحرف شده است. این رکود سریع بوده و آب سطحی جزوی از هیدروگراف نبود (Boucher 1995) . ویژگی‌های مشابه برای تونلهای کم عمق در منطقه‌ای از بدلندها در غرب کانادا (Bryan and Harvey 1985) و یک فلات لسی در شمال چین نیز ثبت شده است. هرچند در نهایت تا اندازهای به فروریزش درونی منسوب است، ارتباطات سیستم‌های عمیق که دارای 20 تا 30 متر عمق در منطقه بدلندی هستند، پیچیدگی بیشتری دارد، این درحالی است که در حوضه اخیر شاخاب‌ها بین کمتر از 0.5 و بیشتر از 20متر هم از نظر عمق و هم از نظر قطر دسته‌بندی می‌شوند. نسبت تخلیه انجام گرفته از طریق تونل‌ها به جریان به ترتیب بیش از ده و هشتاد درصد تخمین زده شد. بنابراین فرسایش تونلی می‌تواند نمودی سریع و قابل توجه از، اتلاف آب و خاک باشد و ضرورت‌های اقتصادی آن نیز، نیاز به بررسی دارد. اصلاح زمین در جنوب شرقی استرالیا باید مواردی نظیر: شکاف‌های عمیق خاک برای از میان برداشتن مسیرهای جریان ثابت، بهبود شیمیایی خاک‌های متلاشی شده با ژیپس به هدف جابجایی سدیم و ایجاد اثر الکترولیت، و احیای پوشش گیاهی با سبزه‌هایی که آب اضافی را مصرف می‌کنند، را نیز در برگیرد.
برایان و جونز [75](1997) اظهار داشتند، تونلی شدن و پایپینگ، فرآیندهای مشخصی هستند که تشخیص آن‌ها معمولاً در عمل مشکل است، و به همین علت، تمامی فرسایش‌های زیر سطحی، پایپینگ به شمار آورده می‌شود. به هر حال بنا بر تحقیقات صورت گرفته در استرالیا و چین به نظر می‌رسد که اصطلاحات همچنان به جای هم استفاده می‌شوند.
References
Boucher, S.C. (1990) Field Tunnel Erosion: Its Characteristics and Amelioration, Clayton, Australia: Monash University and East Melbourne: Department of Conservation and Environment.
——(1995) Management options for acidic sodic soil affected by tunnel erosion, in R. Naidu, M.E. Sumner and P. Rengasamy (eds) Australian Sodic Soils – Distribution, Properties and Management, 239–246,
East Melbourne: CSIRO Australia.
Bryan, R.B. and Harvey, L.E. (1985) Observations on the geomorphic significance of tunnel erosion in a semi-arid ephemeral drainage system, Geografiska Annaler 67A, 257–272.
Bryan, R.B. and Jones, J.A.A. (1997) The significance of soil piping processes: inventory and prospect, Geomorphology 20, 209–218.
Jones, J.A.A. (1981) The Nature of Soil Piping – a Review of Research, British Geomorphological Research Group Research Monograph No. 3, Norwich: Geo Books.
Further reading
Blong, R.J. (1965) Subsurface water as a geomorphic agent with special reference to the Mangakowhiriwhiri catchment, Auckland Student Geographer (NZ) 1, 82–95.
Carey, S.K. and Woo, M-K. (2000) The role of soil pipes as a slope runoff mechanism, subarctic Yukon, Canada, Journal of Hydrology 233, 206–222.
Pickard, J. (1999) Tunnel erosion initiated by feral rabbits in gypsum, semi-arid New South Wales, Australia, Zeitschrift fur Geomorphologie N.F. 43, 155–166.
Slaymaker, O. (1982) The occurrence of piping and gullying in the Penticton glacio-lacustrine silts, Okanagan Valley, BC, in R.B. Bryan and A. Yair (eds) Badland Geomorphology and Piping, 305–316, Norwich: Geo Books.
Zhu, T.X., Luk, S.H. and Cai, Q.G. (2002) Tunnel erosion and sediment production in the hilly loess region, north China, Journal of Hydrology 257, 78–90.
SEE ALSO: pipe and piping
STUART C. BOUCHER (مترجم: مونا مجدی)
-TUNNEL VALLEY دره تونلی
دره‌های تونلی نمونه‌هایی از لندفرم‌های فرسایش یخچالی هستند که زیریخچال‌ها ایجاد شده‌اند. از نظر مورفولوژی، دره‌های تونلی بسیارعمیق هستند، فرورفتگی‌ها را در امتداد شیب‌ها را طویل کرده، عموماً دیواره‌های نا متقارن دارند و در جهت سنگ بستر یا رسوبات سست یخچالی بریده شده‌اند. عارضه مشخص آن‌ها پروفیلی طویل و مواج است که سنگ بستر در حال بالا آمدن را در جهت عمودی قطع کرده و شامل مناطقی بسیار عمیق در امتداد کف آن است. خطوط طویل جریان می‌توانند برخلاف گرادیان منطقه‌ای باشند. از نظر ابعاد، دره‌های تونلی می‌توانند در عرض به بیش از 4کیلومتر، در طول بیش از 100 متر برسند و عمق فرسایش نیز می‌تواند به بزرگی 400متر زیر سطح دریا باشد. عموماً آن‌ها تمایل به انحراف از زهکشی جدید داشته و بسیاری از آن‌ها دارای لندفرم‌های زیر یخچالی نظیر رشته تپه‌های یخچالی، پشته‌های یخچالی[76] یا تل‌های شنی می‌باشند. از منظر دید عمودی یا پلان، سیستم‌های دره تونلی از بخش‌های افقی مجزا تا شبکه‌های یکپارچه و متصل از دره‌های مارپیچی وجود دارند. عوارض رسوبی دره‌های تونلی متفاوت هستند، و گستره‌‌ای از تنوع رسوبی در همراهی با محیطهای گوناگون رسوبی (قلمرو یخچالی، قلمرو دریایی-یخچالی، دریاچه یخچالی و معتدل) ثبت شده‌اند که تغییر شرایط را در طی و پس از تشکیل دره بازتاب می‌دهند. سنگینی رسوبات منجر به جریان آن‌ها شده و ماسه‌های رودخانه‌های یخچالی بسیار رایج هستند.
سه تئوری مهم در رابطه با منشاء دره‌های تونلی وجود دارد. اولین آن‌ها اینطور استدلال می‌کند که تشکیل دره‌ها با در طی زمان، توسط فرسایش آب ذوب‌شده زیریخچالی در طی فرآیند یخ زدایی، درون و یا نزدیک به یخ‌های کناری صورت گرفته است. تئوری دوم نیز دره‌های تونلی را محصول فرسایش آب ذوب شده زیریخچالی می‌داند اما عقیده دارد تخلیه‌های صورت گرفته، سیلاب‌هایی بسیار عظیم در طول کانال‌ها بوده‌اند و این دره‌های تونلی در شبکه‌های بهم پیوسته، به صورت همزمان ایجاد شده‌اند. در آخر فرضیه سوم اینطور استدلال می‌شود که آن دسته از دره‌های تونلی که در رسوبات غیرمنسجم شکل می‌گیرند در نتیجه خزش رسوبات شکل‌پذیر درون یک مجرای زیریخچالی در کنارهه‌ها و در زیر بوجود میآیند. سپس این مواد از مجرا توسط آب ناشی از ذوب زیر یخچالی جابجا می‌گردند.
Further reading
O Cofaigh, C. (1996) Tunnel valley genesis, Progress in Physical Geography 20(1) 1–19.
COLM Ó COFAIGH (مترجم: مونا مجدی)
TURBIDITY CURRENT –روانه گلی
روانه گلی نوعی از جریان توده‌ای هستند که در آن‌ها حرکت در یک شیب بواسطه تغییر چگالی میان یک سیال محلی و یک سیال مجاور اتفاق می‌افتد (Simpson 1987). در یک روانه گلی این ذرات معلق هستند که منجر به بیشتر شدن چگالی جریان در مقایسه با جریان مجاور می‌گردند. پیامد آن حرکت مواد معلق متلاطم به سمت پایین هر شیب ثقلی محلی و یا منطقه‌ای است.
روانه‌های گلی در آب ممکن است از راه‌های مختلفی بوجود آیند. یک مکانیزم هنگامی روی میدهد که رسوبات به علت ریزش دیواره یا شیب دچار لغزش یا فرونشست می‌گردند (مانند وقتی که نظم یک شیب در اثر ضربه‌های ناشی از زمین لرزه بهم خورده باشد). روند دیگر پاریز مستقیم آب رودخانه‌ای است که دارای مواد معلق در مسیرهای به اصطلاح هایپرکانالی[77] می باشد. این‌ها ممکن است در طی سیلاب‌های ناشی از ذوب برف در دره‌های آبی (فجورد) دارای دامنه‌های پرشیب، در قسمت جلویی دلتاهای رودخانه‌ای، و در انشعاب‌های رودخانه‌ای که کانال‌های تغذیه کننده آن دارای بار بسیار زیادی از رسوبات معلق هستند اتفاق بیفتد. مکانیزم سوم جمع شدن رسوبات بواسطه توده‌های ساحلی در دهانه‌های نزدیک به ساحل دره‌های زیرآبی و کانیون‌ها است (Leeder 1999).
روانه های گلی محدود به آب نیستند. همانطور که بهمن‌های برف خشک نشان می‌دهند، برای مثال، مواد معلق با چگالی بالا در هوا ممکن است به سمت پایین شیب جریان یابند.
روانه های گلی زیردریایی می‌توانند بیش از چندین کیلومتر عرض و چندین هزار متر قطر داشته باشند. آن‌ها می‌توانند 4000 تا 5000کیلومتر جابجا شوند. فرسایش ممکن است در بستر جریان اتفاق بیفتد، و آبشویی‌های متفاوت یا علائم شیاری نظیر شیارهای بسیار بزرگ[78] را ایجاد نماید. نهشته‌های یک جریان گل آلود در حال افول، تجمعی از رسوبات که بقایای گل آلود نامیده می‌شوند را تولید می‌کند. موج‌هایی از ذرات در مقیاس بزرگ نامتقارن و تپه‌های شنی ماکرو و سدهای آبراهه‌ای نیز ممکن است با آن‌ها همراه باشد (Stow 1994).
Reference
Leeder, M. (1999) Sedimentology and Sedimentary Basins. From Turbulence to Tectonics, Oxford:Blackwell Sciences.
Simpson, J.E. (1987) Gravity Currents: In the Environment and the Laboratory, Chichester: Ellis Horwood /Wiley.
Stow, D.A.V. (1994) Deep sea processes of sediment transport and deposition, in K. Pye (ed.) Sediment Transport and Depositional Processes, 257–291, Oxford: Blackwell Scientific.
A.S. GOUDIE (مترجم: مونا مجدی)
TURF EXFOLIATION–سولیفلکسیون زیرجلدی
یک فرآیند برهنگی که تقریباً در مناطق حاشیه یخچالی عمومیت دارد، منجر به تخریب پوشش گیاهی پیوسته بواسطه از میان رفتن خاکی می‌گردد که در طول حاشیه جلویی تراس‌های کوچک وجود دارد. در میان فرآیندهای موجود، آن که در ارتباط با این پدیده مشارکت بیشتری دارند، عبارتند از: فعالیت یخ‌های سوزنی (پیپ کراک)، رطوبت زدایی، فرسایش ناشی از بارش، فعالیت‌های شکل‌زای جانوران و جابجایی‌های ناشی از فرسایش بادی. به نظر می‌رسد این پدیده به طور خاص در مناطق مرتفع آلپی نمود پیدا می‌کند، نه در عرضهای جغرافیایی پایین‌تر (Grab 2002).
Reference
Grab, S.W. (2002) Turf exfoliation in the high Drakensberg, Southern Africa, Geografiska Annaler 84A, 39–50.
A.S. GOUDIE (مترجم: مونا مجدی)
TURLOUGH -دریاچه کارستی
یک چاله کارستی، بسته به نوسانات آب‌های سطحی و اثرات جزر و مدی به طور فصلی پر می‌شود. دریاچه‌های کارستی در سنگ‌های آهکی یخچالی به سن کربونیفر واقع در مرکز و غرب ایرلند تشکیل می‌شوند، و این واژه برگرفته از واه ایرلندی tuar loch و به معنای دریاچه خشک است. در مواقع کاهش آب سطحی (فصول خشک) سطح دریاچه کارستی با خشک شدن ذخایر بواسطه قسمتهای متخلخل سطح حوضه و اتصالات میان دولین‌ها، افت می‌کند. در مقابل، در زمان‌هایی که دارای بارش زیاد (فصول مرطوب‌تر) هستند، سطح دریاچه بالا می‌آید. فرضیه‌های مربوط به ظهور این دریاچه‌ها (مراجعه شود به Coxon 1986) بر مبنای واکنش‌های صورت پذیرفته در یک چشم انداز کارستی در دوران سوم و دوره‌های یخچالی بعدی و تشکیل دریاچه کارستی در ارتباط با این پیشینه، مطرح شده‌اند. رژیم سیلابی دریاچه‌های کارستی بسیار متفاوت است، و منتج از اندازه، عمق، سطح ایستابی محلی، رژیم جزر و مدی و شرایط خاک می‌باشد. آن‌ها می‌توانند ترکیبی از ماسه، رس، سیلت، رسوبات رودخانه‌ای، تورب یا مارن، یا ترکیبات متعدد دیگر باشد (Coxon 1986). یکی از نمونه‌های دریاچه کارستی دریاچه کارن در منطقه بارن، ایالت کلر، ایرلند می‌باشد.
References
Coxon, C. (1986) A Study of the Hydrology and Geomorphology of Turloughs, Unpublished Ph.D. Thesis, University of Dublin, Ireland.
Further reading
Sweeting, M.M. (1972) Karst Landforms, London and Basingstoke: Macmillan.
STEVE WARD (مترجم: مونا مجدی)
[1]-Rise in mean sea level (RSLR)
[29]-Bakker
[34] Kaolinized saprolite
[49] -Late Glacial Maximum
[55] -Cornwall، Mounts Bay
|
|
|
|
|
|
| |
|
|
|
