[صفحه اصلی ]   [ English ]  
بخش‌های اصلی
آشنایی با ژئومورفولوژی::
آشنایی با انجمن::
اخبار رویدادها::
کارگاه های میدانی انجمن::
دانشنامه ژئومورفولوژی::
اخبار علمی::
عضویت در پایگاه و انجمن::
بخش آموزش::
دریافت فایل::
داده ها و تصاویرماهواره ای::
موسسات ژئومورفولوژی::
منابع ارشد و دکترای جغرافیا::
نشریات ::
درگاه دانشگاه ها::
تسهیلات پایگاه::
پست الکترونیک::
برقراری ارتباط::
::
جستجو در پایگاه

جستجوی پیشرفته
..
دریافت اطلاعات پایگاه
نشانی پست الکترونیک خود را برای دریافت اطلاعات و اخبار پایگاه، در کادر زیر وارد کنید.
..
پایگاه مرتبط

مجله پژوهش های ژئومورفولوژی کمی 

سایت کنفرانس های انجمن ایرانی ژئومورفولوژی 

انجمن علمی باستانشناسی ایران 

..
:: از Wadi تا Wind ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۸/۱۶ | 
W
WADI- مسیل
مسیل به دره­های رودخانه­ای در مناطق خشک گفته می شود. برخی از مسیل­ها عوارض باقیمانده­ای هستند که در دوره­های بارانی قبلی در نتیجه افزایش جریان سطحی و یا به دلیل نقب­زدن یا زیرکنی آب­های زیرزمینی ایجاد شده­اند (see DRY VALLEY). این عوارض ناحیه مگاکای[1] کالاهاری مرکزی را که امروزه رواناب سطحی در آن ناچیز بوده یا کلاً وجود ندارد، احاطه کرده­اند. در صحرای بزرگ آفریقا برخی از مسیل­ها سیستم­های عظیم زهکش­های دیرینه هستند که طول آن­ها به بیش از 1400 کیلومتر می­رسد (پاچور و پترز، 2001). دیگر مسیل­ها عوارض کوچک­تری هستند که برخی محققان آن­ها را به زیرکنی آب­های زیرزمینی نسبت می­دهند (برای مثال، لئو و دیگران، 1997).
سایر مسیل­های بیابانی سیستم­های فعال پراکنده هستند. برای مثال در نگو که رواناب و بار رسوب می­­تواند بالا باشد این حالت وجود دارد. یکی از علت­های این امر ماهیت بارش­های منطقه است. شدت بارش­ها می­تواند بالا باشد (شیک، 1988). در حوضه ناهل یل[2] شدت بارش­های بیش از mm hr-1 14 در یک دوره هفده ساله حدود نیمی از کل بارش­ها ( mm 223 از mm 449) را دربرمی­گیرد. از این مقدار، 37 درصد با شدت­های بیش از mm hr-1 2 رخ می­دهد. همانطور که رگبارهای رخ داده در جنوب اسرائیل و اردن در سال 1966 نشان داده است، بارش­های سیل­آسا می­تواند موجب سیلاب شدید در مسیل­ها شود (شیک، 1971).
کلیه بارش­های بیابانی در قالب رگبار شدید صورت نمی­گیرد. یکی از عوامل اصلی شکل­گیری رواناب ماهیت برخی از سطوح بیابانی است. برای مثال، در شرایط خشک و پوشش گیاهی محدود، خاک­های سیلتی همراه با نهشته­های لسی، با برخورد قطره­های باران سطح زمین به سرعت خاصیت سخت­شدگی پیدا کرده و از اینرو ظرفیت نفوذ کاهش می­یابد. حتی در شیب­های ملایم خاک­های سیلتی رواناب قابل توجهی تولید می­کنند (اوناری و دیگران، 1983). نوع دیگر سطوح تولید کننده رواناب ناشی از وجود پوسته­های آلی است. این پوسته­ها حاوی سیانوباکتری هستند که به­ویژه وقتی پس از مرطوب شدن به وسیله باران متورم (پف کرده) می­شوند تا حدودی فضاهای خالی خاک را پر می­کنند (ورچیا و دیگران، 1995). با این حال نوع مهم دیگر سطوح مستعد تولید رواناب صخره­های عریان است. داده­ها نشان می­دهد که سطح آستانه­ای بارش روزانه لازم برای تولید رواناب در نواحی صخره­ای تنها mm 3-1 است. این در مقایسه با mm 5-3 برای خاک­های سنگلاخی دامنه­ای است و بیش از mm 10 برای خاک­های لسی بدون سنگ است. چون نواحی خشک بیشتر از نواحی نیمه­خشک در معرض صخره­های عریان هستند وادی­های آن­ها می­تواند رواناب و رسوب بیشتری تولید کند (ییر و انزل، 1987).
مطالعات تجربی حوضه­ها به مدت چند دهه نرخ بالای رسوب را نشان داده است. در این خصوص نکته حائز اهمیت میزان جابجایی بار بستر است که در ناهل یاتیر[3] و نواحی مجاور ثبت شده است. رید و دیگران (1998) نشان دادند که اگر چه آبراهه­های وادی تنها به مدت حدود 2 درصد از زمان سال (7 روز) فعال بوده و تنها به مدت 03/0 درصد از زمان سال (3 ساعت در سال) جریان سیلابی دارند، جریان بار بستر بطور قابل ملاحظه­ای بالا است. در واقع ناهل یاتیر در جابجایی مواد درشت نسبت به همتایان دائمی [و نه فصلی] خود در مناطق مرطوب حدود 400 مرتبه فعال­تر است (لارون و رید، 1993). توجیه این پدیده به این­صورت است که (رید و لارون، 1995) بستر به­وسیله مواد درشت حفاظت نمی­شود (ن.ک به - FLUVIAL ARMOUR- سپر یا حفاظ رودخانه­ای). عدم پوشش گیاهی حوضه­های بیابانی دبی رسوب فراوان در همه اندازه­ها را فراهم می­آورد و همراه با رکود سریع هیدروگراف سیل­های برق­آسا[4] و دوره­های طولانی نبود جریان مانع تشکیل لایه محافظ می­شود. بنابراین، همانطور که غالباً در آبراهه­های دائمی این حالت وجود دارد نرخ جریان محدودیت دبی رسوب ندارد.
References
Evenari, M., Shanan, L. and Tadmor, N.H. (1983) The Negev: The Challenge of a Desert, 2nd edition,  Cambridge, MA: Harvard University Press.
Laronne, J.B. and Reid, I. (1993) Very high rates of bedload sediment transport by ephemeral desert rivers, Nature 366, 148–150.
Luo, W., Arvidson, R.E., Sultan, M., Becker, R., Crombie, M.K., Sturchio, N. and El Affy, Z. (1997) Groundwater-sapping processes, Western Desert, Egypt, Geological Society of America Bulletin 109, 43–62.
Pachur, H.-J. and Peters, J. (2001) The position of the Murzuq Sand Sea in the palaeodrainage system of the Eastern Sahara, Palaeoecology of Africa 27, 259–290.
Reid, I. and Laronne, J.B. (1995) Bedload sediment transport in an ephemeral stream and a comparison with seasonal and perennial counterparts, Water Resources Research 31, 773–781.
Reid, I., Laronne, J.B. and Powell, D.M. (1998) Flashflood and bedload dynamics of desert gravel-bed streams, Hydrological Processes 12, 543–557.
Schick, A. (1971) A desert flood: physical characteristics; effects on man, geomorphic significance, human adaptation. A case study of the Southern Arava watershed, Jerusalem Studies in Geography 2, 91–155.
——(1988) Hydrological aspects of floods in extreme arid environments, in V.R. Baker, R.C. Kochel and P.C. Patton (eds) Flood Geomorphology, 189–203, New York: Wiley.
Verrecchia, E., Yair, A., Kidron, G.J. and Verrecchia, K.(1995) Physical properties of the psammophile cryptogamic crust and their consequences to the water  regime of sandy soils, north-western Negev Desert, Israel, Journal of Arid Environments 29, 427–437.
Yair, A. and Enzel, Y. (1987) The relationship between annual rainfall and sediment yield in arid and semiarid areas. The case of the Negev, Catena Supplement 10, 121–135.
A.S. GOUDIE               (مترجم: مریم رحمتی)
 
 
WATER-LAYER WEATHERING - هوازدگی لایه آب
هوازدگی لایه آب به معنای هوازدگی ژئوشیمیایی تشدیدی (شدت یافته) است که در پلتفرم­های ساحلی بلافاصله بالای سطح آب رخ می­دهد. این نوع هوازدگی حاصل تعدادی فرآیند مرتبط است که مستلزم محیط اشباع نشده یا بطور متناوب مرطوب و خشک است. این فرآیندها شامل کنش­های ترکیبی مرطوب و خشک شدن شامل انبساط گرمایی برخی سنگ­ها، کنش شیمیایی افشانه نمک، تبلور نمک و دفع محلول از طریق درزهای سنگ است. فرآیندهای دیگر فعال در همان محیط می­تواند شامل موج و سایش صخره­ها، فرآیندهای زیست­شناختی از قبیل حفره کندن در سنگ­ها و یخ­شکستگی باشد. با این وجود نقش اصلی امواج دفع واریزه­های تولید شده بواسطه فرآیندهای هوازدگی است. برجستگی­های مثبت روی پلتفرم به مرور زمان تا [رسیدن به] سطح آب هوازده می­شوند. زیر سطح آب (سطح اشباع) نبود خشک شدن و اکسیژن آزاد از فرآیندهای مذکور جلوگیری می­کند.
نوع و گستره هر کدام از فرآیندها به عرض جغرافیایی/ آب و هوا، قرار گرفتن در معرض خورشید یا جهت جغرافیایی، دامنه جزر و مد و سطح انرژی امواج در پلتفرم بستگی دارد. در محیط­های گرم معتدل تا حاره­ای که خشک شدن شدت می­یابد هوازدگی لایه آب به سرعت روی پلاتفرم­های قرار گرفته در معرض مرطوب شدن منظم به وسیله آب دریا یا افشانه آن پیشروی خواهد کرد و در سنگ­های رسوبی سست و نفوذپذیر عمق فعالیت را افزایش داده و به دفع واریزه­ها کمک می­کند.
Further reading
Stephenson, W.J. and Kirk, R.M. (2000) Development of shore platforms on Kaikoura Peninsula, SouthIsland, New Zealand. II: The role of subaerial weathering,Geomorphology 32, 43–45.
SEE ALSO: chemical weathering; shore platform; wetting
and drying weathering; weathering
ANDREW D. SHORT                      (مترجم: مریم رحمتی)
WATERFALL -آبشار
آبشار را می­توان از آبشیب[5]، آبشارک[6] یا سایر شیب­های تند نیمرخ رودخانه به وسیله سقوط آزاد آب در یک رخنمون بسیار پرشیب متمایز کرد. بلندترین آبشار به ارتفاع 986 متر موسوم به آبشار انگل در ونزوئلا قرار دارد، آبشار توگلا در آفریقای جنوبی با 948 متر ارتفاع جایگاه دوم را داشته و چندین آبشار 800 متری نیز در محدوده آبشارهای یوزمیت وجود دارد. آبشارهای کوچکتر مانند ویکتوریا (123 متر)، نیاگارا (62 متر)، ایگازو (70 متر) در رودخانه پارانا و آبشار خون در رود مکونگ (22 متر) به لحاظ آبدهی آن­ها قابل ملاحظه هستند.
آبشارهای زیادی به وسیله بالاآمدگی زمین­ساختی امتداد حاشیه قاره­ها یا بواسطه شکستگی ناشی از تکتونیک محلی در امتداد گسل­ها (ن.ک به گسل و پرتگاه­های گسلی- FAULT SCARP FAULT AND) و یا پرتگاه­های ریفتی (از جمله در ثینگولیر ایسلند) بوجود آمده­اند. همچنین جایی که نیمرخ رودخانه به وسیله فرسایش یخچالی کناره­های دره (از قبیل آبشارهای اسکایک در فیورد هاردانگر نروژ) شیب تند داشته یا جایی که رودخانه روی پرتگاه­های دریایی جریان داشته باشد آبشار ایجاد می­شود. برخی آبشارهای کوچک مانند آبشار سوها (25 متر) در اسلوونی اساساً عوارض ساختمانی حاصل از نهشته شدن خاکستر آتشفشانی در بستر رودخانه هستند. با این وجود بزرگ بودن آبشارها حاصل فرسایش افتراقی یا متفاوت سنگ­های با مقاومت متفاوت است.
در این خصوص مثال رایج آبشار نیاگارا، احتمالاً به دلیل گزارش دقیق جی.کا. گیلبرت است. در این مورد یک پوش­سنگ[7] دولومیتی به وسیله سستی لایه شیل زیر آن زیربری شده است. دیگر مثال­های بارز آبشارهای پوش­سنگی عبارتند از گالفوس و دتیفوس در ایسلند، اگر چه در این موارد علت وجودی آبشار مقاومت متغیر بازالت و رسوبات و برش­های درن بازالت­ها می­باشد. با این حال [مکانیسم پیدایش] همه آبشارها زیربری است. بسیاری از آبشارها عمودی هستند و برخی دیگر حالت مایل دارند. این نوع آبشارها عوارض موقت نیستند، چرا که جریان بواسطه یک مانع عمودی مقاوم بطور موقت معطل می­شود. بسیاری از آبشارها تا حد زیادی پسروی انجام می­دهند. اشکال قائم یا مایل در جنوب شرق استرالیا که آبشارها در سنگ­های بلورین و رسوبی واقع می­شوند، فراوان هستند که از جمله می­توان به آبشار دانگار و فیتزروی اشاره کرد.
پس از گزارش گیلبرت از آبشار نیاگارا، زیربری آبشارها تا حد زیادی به قدرت فرسایشی آب در حال چرخش به سمت دیواره عقب­نشینی کرده نسبت داده شده است. با این وجود، در اغلب موارد این حالت رخ نمی­دهد، زیرا به­ویژه در طول دبی سیلابی، آب کاملاً دور از دیواره پایه [به اصطلاح] پرت می­شود. اغلب قسمت­های زیربری کاملاً خشک هستند، به جز زمانی که افشانه آب به وسیله بادهای رو به بالای دره جابجا شود. افشانه آب می­تواند هوازدگی سنگ­های قسمت زیربری را تشدید کند، به ویژه اگر سنگ­ها را دچار یخبندان و شکستی کند. در این خصوص نفوذ آب نیز حائز اهمیت است. مقاومت سنگ­ها هنگام اشباع شدن تنها می­تواند نصف حالت عادی باشد. علاوه بر این، افت ناگهانی ارتفاع در آبشارهای بزرگ می­تواند فشار آب منفذی ناشی از نفوذ آب به داخل سنگ پایه آبشار را تا حد زیادی افزایش دهد. برای مثال، زیربری بزرگ آبشار بلمور در جنوب شرق استرالیا نه در پشت ستون آب و بلکه به سمت یکی از دیواره­هایی رخ می­دهد که خط اصلی نفوذ 60 متر پایین­تر از دره فوقانی است.
آب جاری روی دیواره می­تواند قطعه­های محدود به درزه­ها را از صخره­های کناره­ها جدا کند. در طول جریان سیلابی که سرعت جریان بالا است، فرسایش روی کناره­ها نیز می­تواند ناشی از فرآیندهایی مانند کاوش[8] باشد. اثر اصلی آب فروریزنده حفر یک چاله عمیق در پای آبشار است. این ادعا که آب فروریزنده قدرت فرسایشی چندانی نداشته و فرسایش عمدتاً حاصل اثر تخته­سنگ­های حمل شده است بارها تکرار شده ولی صحت ندارد. انرژی جنبشی آب عاری از واریزه جریان یافته از [خروجی] سدها می­تواند منجر به فرسایش شدید در قسمت پای جریان شود. برای مثال، آب جاری از سد کاریبا روی رودخانه زامبزی تنها طی 4 سال یک حفره 50 متری ایجاد کرده است. عمق حداکثر یا محدود فرسایش با ارتفاع ستون آبشار و میزان دبی آب و همچنین مقاومت سنگ بستر چاله تغییر می­کند. واریزه­های حمل شده به وسیله آب یا حاصل از حفر چاله­ها در خروجی چاله یک سپر محافظ را شکل می­دهد.
شرط اصلی برای شکل­گیری آبشار این است که سنگ بریده شده به وسیله جریان مقاومت لازم برای تکیه­گاه بودن در دیواره پرشیب را داشته باشد. از آنجا که فشار مرتبط با وزن سنگ در نزدیکی پایه دیواره پرشیب بیشتر از هر قسمت دیگر است، برش به وسیله جریان آبشاری حتی در یک سنگ اساساً همگن از قبیل گرانیت احتمالاً در قمست پایه متوقف شده و از این­رو پسروی روبه بالا شکل می­گیرد. حتی جایی که سنگ­های سست پیش روی آبشار زیربری کرده قرار می­گیرند معمولاً کاملاً تازه هستند و به­وسیله شکستگی بی­دوام در واکنش به فشار بالا تخریب می­شوند. برای مثال، فشار در دیواره­های تنگ زیر آبشار نیاگارا موجب برآمدگی شیل زیرین و دولومیت و ایجاد عوارض قائم شده که رخنمون سنگی را کم مقاومت می­کند.
نرخ پسروی آبشارها تا حد زیادی بستگی به میزان دبی آب و مقاومت سنگ بستر دارد. نرخ پسروی همچنین وابسته به شکل پلانیمتری می­باشد و در مورد فشارهای افقی معمولاً طوری است که آبشار جاری در یک شکاف باریک نسبت به آبشار جاری در یک آمفی­تئاتر گسترده ثبات کمتری دارد. نرخ پسروی از حدود 1 کیلومتر در هزار سال در نیاگارا و ویکتوریا تا حدود 2-1/0 متر در هزار سال در آبشارهای کوچک جنوب شرق استرالیا متغیر است.
References
Gilbert, G.K. (1896) Niagara Falls and their history, in National Geographic Society The Physiography of theUnited States, 203–236, New York: American Book.
Lee, C.F. (1978) Stress relief and cliff stability at a power station near Niagara Falls, Engineering Geology 12, 193–204.
Schwarzbach, M. (1967) Islandische Wasserfalle und eine genetische Systematik der Wasserfalle uberhaupt, Zeitschrift fur Geomorphologie 11, 377–417.
Weissel, J.K. and Seidl, M.A. (1998) Inland propagation of erosional escarpments and river profile evolution across the southeast Australian passive continental margin, in K.J. Tinkler and E.E. Wohl (eds) Rivers over Rock: Fluvial Processes in Bedrock Channels, 189–206, Washington: American Geophysical :union:.
Young, R.W. (1985) Waterfalls: form and process, Zeitschrift fur Geomorphologie Supplementband 55, 81–95.
CHRIS S. RENS           (مترجم: مریم رحمتی)
WATERSHED حوضه آبخیز
اصطلاح آبخیز در انگلیسی بریتانیایی برای تعیین حوضه زهکشی بکار می­رود- مرز آبخیز (انگلیسی آمریکایی) یا خط تقسیم آبگیر (انگلیسی استرالیایی)- که تعیین کننده تقسیم آب یا یک خط، خط­الرأس یا ستیغ یک زمین بلند جدا کننده جریان آب به دو جهت متفاوت جریان یافته در دو حوضه زهکشی یا آبگیر است. در انگلیسی آمریکایی و بر اساس تعاریف چند سازمان بین­المللی این اصطلاح تغییر یافته تا بر محدوده زهکشی شده یا آب وارد شده به آن محدوده، رودخانه، دریاچه یا سایر انواع پیکره آبی دلالت داشته باشد و اغلب بصورت مترادف با اصطلاح حوضه زهکشی[9] یا آبگیر[10] بکار می­رود (بیتز و جکسون، 1980). یک آبخیز می­تواند آب را از آبخیر مجاور تا نقطه­ای از قبیل خروجی یا چاهک[11] هدایت کند. مساحت کل آبخیز در تصویر افقی بالای نقطه اندازه­گیری دبی (خروجی آبخیز) مساحت آبخیر، آبگیر یا حوضه می­باشد. آبخیز را می­توان به چند آبخیز یا آبگیر فرعی (کوچک) تقسیم کرد که آب را از دامنه­های مجاور در یک آبراهه جمع کرده یا آب را از چند آبراهه فرعی در محل تلاقی آن­ها به یک آبراهه اصلی با رده یا درجه بالاتر زهکشی می­کنند (ن.ک به رده­بندی رودخانه- ORDERING STREAM).
یکی از منابع محلی آبخیز نفوذ یا جریان زیرزمینی از یک حوضه زهکشی به خروجی حوضه مجاور در اثنای سیلاب است. گاهی اوقات در یک محدوده کارستی رودخانه به یک آبراهه زیرزمینی یا چاهک و یا مستقیماً به دریا جریان خواهد یافت. همچنین وقتی یک پیکره آبی از قبیل جریان زیرزمینی یا نفوذ جریان، باتلاق یا دریاچه (دریاچه زهکشی) به آبخیز مجاور یا روی سطح زمین از قبیل انشعاب جریان در قالب دلتاها یا سیستم­های بریده بریده دخیل باشد، این حالت می­تواند رخ دهد (ن.ک به الگوی زهکشی- DRAINAGE PATTERN). در این قبیل موارد تعیین محل دقیق مرز آبخیز سطحی و زیرسطحی دشوار است. بنابراین تعریف آبخیز در مناطق کوهستانی این­طور است که در امتداد خط­الرأس بلندترین دامنه بصورت آبخیز معمولی در مقابل آبخیز غیرعادی با رفتار متفاوت جریان می­یابد. محل مرز آبخیز و اندازه آن در طول زمان متغیر بوده و فضای آن بستگی دارد به جابجایی مرز آبخیز به علت سطح پیکره آبی (بلندتر بودن از خط تقسیم آب)، دما (ترموکارست)، رسوبگذاری (مخروط افکنه)، جابجایی یا شکستگی­های ایزوستازی بواسطه زمین­لرزه یا حرکات توده­ای که جهت جریان را بطور موقت یا دائمی تغییر می­دهد (فیربریج، 1986).
آبخیز را می­توان بصورت سیستم محیطی پویا در نظر گرفت که از کارکرد برهم­کنش فرآیندهای هیدرولوژیک و ژئومورفیک از قبیل بارش، تبخیر و تعرق، نفوذ، تولید رواناب، فرسایش، حمل و نقل و رسوبگذاری برخوردار است. آبخیزداری عبارت از مدیریت و کنترل منابع حوضه زهکشی برای کنترل و مدیریت کمّیت و کیفیت آب ناشی از این فرآیندها از جمله برای تأمین آب و کنترل فرسایش، جریان رودخانه و سیل است. آبخیزداران برای توصیف مشخصات حوضه آبخیز از قبیل مرز حوضه، شبکه زهکشی و آبخیزهای فرعی برای اهداف نوآوری و برنامه­ریزی از سیستم اطلاعات جغرافیایی (GIS) و مدل ارتفاعی رقومی (DEM) استفاده می­کنند. آن­ها همچنین اطلاعات زمین- مکانی[12] مربوط به وضعیت جوی و آب و هوا، توپوگرافی، خاک­ها و زمین­شناسی، پوشش گیاهی و کاربری اراضی و نیز داده­های زیرساختی پردازش شده در GIS را پردازش می­کنند تا آن­ها را به منظور تحلیل و شبیه­سازی فرآیندهای هیدرولوژیک و ژئومورفیک پویای پیچیده برای اهداف تصمیم­گیری با مدل­های زیست­محیطی تلفیق کنند (ن.ک به مدل­ها- MODELS).    
References
Bates, R.L, and Jackson, J.A. (ed.) (1980) Glossary of Geology, Falls Church, VA: American Geological Institute. Fairbridge, R.W. (ed.) (1968) Encyclopedia of Geomorphology, New York: Reinhold.
Further reading
Brooks, K.N., Ffolliott, P.F., Gregersen, H.M. and De Bano, L.F. (1997) Hydrology and the Management of Watersheds, Ames: Iowa State University Press.
Goodchild, M.F., Steyaert, L.T., Parks, B.O., Johnston, C., Maidment, D., Crane, M. and Glendinning, S. (ed.) (1996) GIS and Environmental Modeling: Progress and Research Issues, New York: Wiley.
White, I.D., Mottershead, D.N. and Harrison, S.J. (1984) Environmental Systems: An IntroductoryText, London: Unwin Hyman.
SEE ALSO: channel, alluvial; drainage basin; hillslope, form; hillslope, process
CHRIS S. RENSCHLER                 (مترجم: مریم رحمتی)
 
WAVE - موج
امواج جنبش­های نوسانی ادواری هم­کنش هوا- آب هستند (شکل 174) که به وسیله ارتفاع (Hطول موج (L)، دوره نوسان (T) و سرعت پخش (C) تعریف می­شوند. امواج می­توانند پیشرونده (از قبیل امواج بادی، سونامی) دائمی (از قبیل خیزاب دریاچه­ای، جزر و مد اقیانوسی) یا تحمیلی (ناگهانی) (از قبیل جزر و مد دریا) و یا با پخش آزاد (از قبیل غلتاب یا موج مرده، سونامی) باشند. جزر و مد به وسیله نیروهای کششی ادواری تولید شده بواسطه اعمال کشش جاذبه­ای سیستم ماه- خورشید بر آبکره زمین ایجاد می­شود. سونامی (اصطلاح ژاپنی امواج لنگرگاهی) یا امواج زلزله­ای ناشی از آشفتگی اقیانوس بواسطه زمین­لرزه، فوران انفجاری آتشفشان یا ریزش توده­ای رسوبات اقیانوسی است. هر جا که باد روی یک پیکره آبی بزرگ (از قبیل دریاها یا دریاچه­ها) جریان پیدا کند امواج بادی ایجاد شده و مهم­ترین منبع جهانی انرژی امواج آب را شکل می­دهد. اندازه موج بادی (از قبیل ارتفاع، طول و دوره) به سرعت باد، طول آب آزاد که باد روی آن جریان می­یابد و زمان جریان باد بستگی دارد. وقتی جنبش­های نوسانی سیال زیر امواج با کرانه جامد یا سخت برهم­کنش پیدا می­کند یک لایه کرانه­ای نوسانی شکل می­گیرد و بنابراین همه امواج از پتانسیل تولید فشار در کرانه و انجام این عمل ژئومورفولوژیک برخوردارند.
 
شکل 174: شمایی از شکل موج و حرکت ذرات آب در آب­های عمیق و کم عمق که شکل موج با بستر موجدار برهم­کنش دارد. در این شکل: L = طول موج؛ H = ارتفاع موج؛ d0 = قطر چرخشی؛ h = عمق آب
طیف موج (Wave spectrum)
دامنه­های موجی نامنظم پیچیده بطور قراردادی با استفاده از تحلیل فوریه[13] تحلیل می­شود که طیف دو بعدی ارتفاع و دوره را بدست می­دهد. اگر جهت پخش موج لحاظ شود طیف جهت­دار سه بعدی حاصل می­شود (شکل 175).   امواج آب بر اساس فراوانی (1/T) یا دوره نوسان، نیروی زایشی و نیروی بازگرداننده تعادل سطح آب طبقه­بندی می­شوند (see Kinsman 1965).
 
جزر و مد (TIDES)
جزر و مد بالا و پایین رفتن (خیز و افت) نیم­روزی یا روزمره متوسط سطح دریاهای زمین در اثر مؤلفه­های ادواری نیروهای کششی جاذبه­ای تولید شده به­وسیله ماه و خورشید است. حداقل 360 مؤلفه جزر و مدی منجر شونده به نوسانات سطح آب وجود دارد. امواج جزر و مدی امواج دائمی تحمیلی اقیانوس­ها هستند که به وسیله اثر کوریولیس[14] به یک سری امواج دائمی چرخشی (امواج کلوین) پیرامون حاشیه­های قاره­ای تبدیل می­شوند. این سیستم­های بی­کشند[15] دارای یک نقطه بی­کشند عدم تغییر سطح دریا و دامنه جزر و مدی هستند که تا رسیدن به حداکثر در خط ساحلی به سمت بیرون افزایش می­یابد. خطوط با دامنه جزر و مدی یکسان به وسیله خطوط دو دامنه­ای مشخص شده که نقطه بی­کشند را در بر می­گیرند. پخش جزر و مدی به­وسیله خطوط کشندنما[16] (نقاط نشان­دهنده تأخیر فاز) مشخص شده که از نقطه بی­کشند منشعب شده­اند. این قبیل سیستم­ها در همه سواحل اقیانوسی، حتی جایی که جزر و مد محدود است، رخ می­دهند. جزر و مدها بسته به تغییر موقعیت نسبی زمین، ماه و خورشید در دامنه­های زمانی مختلف نوسان دارند. هنگام انطباق محور خورشید، ماه و زمین (تقارن نسبت به تقابل جزرومدهای نسبتاً بزرگتری ایجاد می­کند) جزرو مدها بزرگترین اندازه را دارند (جزرو مدهای بهاری) و هنگامی که ماه در حالت تربیع[17] قرار دارد، جزرومدها کوچکتر از هر زمان دیگر هستند (جزرومدهای کهکشندی[18]).   

شکل 175 طیف موج جهت­دار از جنوب دریاچه هورن (Huron) کانادا در عمق 8 ~ متری و  2 ~ کیلومتری ساحل، ثبت شده با استفاده از ثبات موج علمی 3DACM فالموث. این داده­ها نمایانگر یک نمونه 20 دقیقه­ای ارتفاع سطح آب جمع­آوری شده در 2Hz هستند. نکته: طیف فراوانی استاندارد را می­توان با تصویر کردن داده­ها در قالب سمت چپ بدست آورد. این امواج دارای دوره اوج 5 ~  ثانیه­ای و جهت اوج تقریباً بین °160 و °170 می­باشند.
امواج جزر و مدی هم از نظر دامنه[19] و هم مرحله[20] به شدت تحت تأثیر برهم­کنش با مرز ساحلی قرار دارند، زیرا جزر و مدها تلاش می­کنند تا در خورها یا خلیج­های باز[21] پیرامون ساحل نفوذ کنند که در این میان سایش (اصطکاک) حائز اهمیت است. در خلیج فاندی (Fundy) کانادا دامنه جزر و مد در فصل بهار می­تواند به 18 متر برسد زیرا نیروی نیم­روزی حاصل از مؤلفه قمری اولیه (M2) نزدیک به دوره طبیعی نوسان حوضه بوده و شکل حوضه موجب نیروی توپوگرافیک متمایز می­شود. جزر و مدها بر اساس دامنه آن­ها تقسیم می­شوند: (الف) بزرگ 4 m < ؛ (ب) متوسط 2-4 m؛ (پ) کوچک 2 m >  (Davies 1973; Davis and Hayes 1984). خیزاب­ها[22] یا جزر و مدهای هواشناختی سطوح جزر و مدی ارتفاعی (بیش از چند متر) حاصل از اثر ترکیبی بر سطح آب با اختلاف فشار بارومتریک، فشار باد بر سطح آب و تشکیل موج بادی هستند. خیز و افت متوسط سطح دریا با جابجایی­های افقی آب تحت عنوان جریان­ها یا سیلان­های جزر و مدی[23] کامل می­شود. به دلیل دوره موج طولانی، این جریان­ها عموماً کوچک هستند،  <0.05 ms-1؛ با این وجود، جایی که نیروی توپوگرافیک اعمال شود (از قبیل خورها، تنگه­ها، مصب­ها و غیره)، سرعت جریان­های جزر و مدی می­تواند به بیش از ،  6 ms-1 برسد (see CURRENTs).
 
سونامی (TSUNAMI)
ارتفاع سونامی در اعماق اقیانوس تنها می­تواند چند سانتیمتر یا چند دسی­متر باشد و مشاهده آن ممکن است دشوار باشد ولی دوره آن بین 200-100 دقیقه متغیر بوده و از این­رو طول موج­های بسیار بلند دارد. بنابراین سرعت سونامی می­تواند به km h-1900-700 برسد. در آب­های کم­عمق در اثر کم عمق شدن[24] موج سونامی با ارتفاع m20-10 در خط ساحلی می­تواند به نسبت­های مخرب برسد. دورخیز بزرگ و سرعت بالای جریان موجب سیلاب سنگین و وارد آمدن خسارت به خطوط ساحلی و ساختارهای ساخت بشر و حتی نابودی حیات بشر می­شود.
 
امواج جاذبه­ای و مادون جاذبه (GRAVITY AND INFRAGRAVITY WAVES)
مهم­ترین امواج خارج از منطقه شکستن موج آب­های کم عمق (منطقه غلتاب یا موج­سواری[25]) امواج جاذبه­ای (امواج ایجاد شده به وسیله باد و حفظ شده به وسیله جاذبه) با دوره­های 25-1 ثانیه می­باشند. تغییر ارتفاع موج رایج بوده و امواج جاذبه­ای به وسیله چند موج کوچک جدا می­شوند (شکل 176). این تغییر موج ثانویه­ای و به عبارتی موج بلند گروهی تحمیلی را ایجاد می­کند که با سرعت گروه پخش شده و دوره آن برابر با دوره گروه است. امواج با دوره­های 25~ ثانیه تا چند دقیقه یا بیشتر (فراوانی Hz 0.04- 0.004) امواج مادون جاذبه هستند (که نخستن بار توسط Munk در سال 1949 شناسایی شده و ضربان غلتاب یا خیزاب[26] نامیده شد). این امواج برای گردش آب و حمل و نقل رسوبات در منطقه خیزاب بیشترین اهمیت را دارند (Bowen and Huntley 1984). در اعماق متوسط آب، انرژی مادون جاذبه ناشی از برهم­کنش موج- موج بوده و متشکل از ترکیبی از جنبش­های تحمیلی و آزاد موج­ها است (Herbers  et al. 1995). مکانیسم­های مختلفی در رابطه با ایجاد موج­شکن در منطقه خیزاب از قبیل موارد ذیل پیشنهاد شده است: الف- آزاد شدن موج بلند گروهی تحمیلی (List 1992) ؛ ب- تغییر دوره­ای موقعیت موج­شکن (Symonds et al.1982) ؛ پ- مقاومت لایه­ای شدن در مقابل محدوده خیزاب که موجب افت و خیز آب در خط ساحلی می­شود (Watson and Peregrine 1992). انرژی مادون جاذبه جنب ساحلی می­تواند اشکال مختلفی شامل امواج حاشیه­ای ثابت و پیش­رونده (در تله افتاده به سمت خط ساحلی بواسطه انکسار) و امواج نامتراکم (بازتاب شونده به سمت دریا بدون در تله افتادن؛ Huntley 1976) داشته باشد. یکی از مشخصات مهم امواج مادون جاذبه در منطقه خیزاب این است که دامنه آن­ها افزایش یافته و با افزایش ارتفاع موج به سمت دریا انرژی آن­ها بیشتر می­شود. در مقابل، امواج جاذبه­ای اشباع شده و بنابراین اهمیت آن­ها به نسبت در طول طوفان­ها کاهش می­یابد. امواج کوتاه[27] زیرمجموعه­ای از شاخه ماودن جاذبه هستند (دوره­های آن­ها از چند ده ثانیه تا چند ده دقیقه است) و در محدوده خیزاب بواسطه ناپایداری­های جریان ساحلی شکل می­گیرند. این امواج با نوسانات بزرگ جریان[های] متوسط پدیدار می­شوند (Bowen and Holman 1989; Oltman-Shay  et al.1989) و می­توانند تا حد زیادی در جابجایی عمود بر ساحل و در امتداد ساحل رسوبات نقش داشته باشند (e.g. Aagaard and Greenwood 1995).  
 
پخش موج جاذبه و پراکنش انرژی(Gravity wave propagation and energy dissipation)
سویفت[28] (1976) تعدادی قلمرو هیدرولیک[29] امتداد یافته از عمق اقیانوس تا خط ساحلی در داخلی­ترین منطقه ساحلی (رو به ساحل) را تعریف کرده که در آن هم هیدرودینامیک و جابجایی رسوب اساساً تحت کنترل امواج جاذبه­ای هستند. امواج جاذبه­ای پخش شونده انرژی و تکانه[30] را از آب به خشکی می­آورند. با حرکت این امواج به قسمت­های کم عمق مقاومت سایشی منجر به تغییر شکل حرکات مداری (شکل 174)، کاهش سرعت و طول موج و افزایش ارتفاع موج می­شود که خزش[31] نام دارد. چگالی انرژی ویژه[32] (E، طبق نظریه خطی =  ،که در آن  چگالی سیال و g تقابل جاذبه­ای است) تا نقطه­ای افزایش می­یابد که موج ناپایدار شده و می­شکند. در طول [فرآیند] پخش ممکن است انرژی موج بواسطه همگرایی یا واگرایی متعامد شدن­های موج بصورت جانبی پخش مجدد شود که این بازشکن[33] نامیده می­شود. علاوه بر این، موج نسبتاً سینوسی که مشخصه آب­های عمیق را شکل می­دهد در نزدیکی محورهای افقی و عمودی بیش از پیش نامتقارن می­شود (چولگی موج و عدم تقارن موج[34]؛ شکل 177).

شکل 176 گروه­های امواج و موج بلند گروهی تحمیلی
 

شکل 177: اشکال موج نامتقارن: a) عدم تقارن در نزدیکی محور افقی- چولگی موج؛ b) عدم تقارن در نزدیکی محور عمودی- عدم تقارن موج.
این خطی نبودن­ها برای جابجایی خالص آب و رسوب به وسیله امواج بسیار مهم است زیرا موجب حرکت نامتقارن با شدت­های نوسانی می­شود. در آب­های بسیار کم عمق امواج وقتی می­شکنند که 1-4/0 H/h. این موج می­تواند در موج بزرگ فرورو[35] تخریب شده گرداب غلتکی بزرگ[36] با همان ترتیب عمقی را شکل دهد یا اینکه بصورت موج بزرگ غلتان همراه با فروریختن جبهه پیشانی موج به پخش شدن ادامه دهد. حفرهای خیزاب یا موج غلتان[37] امواج منفرد هستند که در منطقه خیزاب پخش شده و تنها به وسیله عمق آب کنترل می­شوند. محدوده خیزاب محیط هیدرودینامیکی پیچیده­ای است که در آن بین امواج برخوردی، گرداب­های متلاطم بزرگ و کوچک، امواج ثانویه و جریانات نیمه پایدار با منشأ متفاوت برهم­کنش رخ می­دهد (for a review see Kobayashi 1988). نهایتاً انرژی موج یا از ساحل بازتاب شده و یا در محدوده خیزاب پراکنده شده و جریان­های شوینده برگشتی[38] رو به ساحل را ایجاد می­کند. جابجایی رسوب در منطقه پیشروی و پسروی موج[39] [به سمت دریا] به وسیله عمق بسیار کم آب، اعداد فرودن بزرگ، گرادیان فشار بالای نزدیک جبهه موج­های بزرگ و نفوذ و خروج آب از طرف ساحلی سفره آب محدود می­شود (for recent review see Butt and Russell 2000).
 
تنش­های ایجاد شده به وسیله امواج(Stresses generated by waves)
تنش­ها یا فشارهای ایجاد شده به وسیله حرکت امواج می­تواند دارای دو شکل در نظر گرفته شود: (الف) تنش تابش[40] جریان اضافی تکانه به علت حضور امواج در آب بوده و بین تاج و نشیب موج عمل می­کند. این مفهوم توسط Longuet-Higgins و Stewart (1964) معرفی شد و ایجاد موج بلند گروهی تحمیلی در آب­های عمیق و تعدادی پدیده هیدرودینامیک در منطقه خیزاب از قبیل خیز و افت موج (به عبارتی بالا و پایین رفتن سطح آب راکد در خط ساحلی)، جریان بازگشتی نزدیک بستر معروف به جریان زیردریایی[41] و جریانات ساحلی را توجیه می­کند. (ب) تنش­های لایه مرزی[42] زیر امواج تا حد زیادی بیشتر از تنش­های یک جریان مشابه نیمه پایدار است. از آنجا که لایه مرزی در هر یک چرخه نیم موج تشکیل شده و زوال می­یابد بسیار کم ضخامت بوده و گرادیان سرعت حاصله بسیار بیشتر است. تنش­های برشی بستری متغیر زمانی ( ) که واحد آن نیرو بر واحد مساحت می­باشد (N m-2 در واحد SI) نیز می­تواند با استفاده از اصطکاک یا سرعت برشی (U*w که سرعت واقعی نیست ولی برای راحتی کار استفاده شده و می­تواند مرتبط با آشفتگی سیال باشد) در قالب واحد سرعت و چگالی توده سیال ( ) نوشته شود :


شکل بدون بعد تنش برشی بستری به وسیله شاخص شیلدز ( ) تعیین می­شود :

که در آن D اندازه دانه روی بستر است. بنابراین تنش بستر نه تنها به سرعت جریان بلکه همچنین به ناهمواری بستر (اندازه دانه ئ شکل بستر) بستگی دارد. وقتی جریانات نیمه پایدار با امواج ترکیب شوند (که معمولاً این حالت وجود دارد) این روابط پیچیده­تر می­شود (Soulsby 1997). با این وجود، چنانچه در طول چرخه موج این تنش­ها متجاز از تنش­های مرتبط با شروع حرکت ذرات (دانه­ها) بروی بستر باشد، مواد ناپایدار شده شروع به حرکت و نوسان در جا خواهند کرد. با این وجود، به ندرت یک جابجایی کاملاً نوسانی رخ داده و بستر کاملاً افقی که جاذبه در آن بی­تأثیر باشد نادر است، بنابراین جابجایی خالص ذرات رخ می­دهد. معمولاً در این میان جریان نیمه پایدار اضافی نیز ناشی از جریان موجی[43] (جابجایی توده­ای)، عدم تقارن شکل موج و یا فرآیندهای دیگر از قبیل جریان زیردریایی یا جریانات ساحلی است که حرکت خالص را بهبود می­بخشد.
 
جابجایی رسوب به وسیله امواج(Sediment transport by waves)
مفهوم ساده­ای از امواج ،حرکت­دهنده، و جریان­های ،برانگیزنده، رسوب برای مدل کردن جابجایی زیر امواج بکار رفته است (Bagnold 1966; Bowen 1980; Bailard 1981). با این وجود، این کاملاً صحیح نمی­باشد. امواج و جریان­ها در حالتی پیچیده و غیرخطی برهم­کنش می­کنند و در رابطه با مواد بستری بازخورد قابل ملاحظه­ای (از نظر اندازه دانه، شکل بستر، شیب بستر و ...) وجود دارد. این به ویژه در مورد جابجایی رسوب که نرخ آن در رابطه با سرعت افقی می­باشد صحت داشته و از توان­های متغیر از 3 تا 7 استفاده می­شود (Soulsby 1997). با وجود ریپل­ها یا مگاریپل­ها پیدایش پیچیده گرداب­های متلاطم پر از رسوب تشکیل شده بواسطه جداشدگی در گسستگی آشکار پوسته بستر رخ می­دهد (Sleath 1984). بطور کلی این گرداب­ها به سمت بالا و جریان نزدیک به زمان معکوس شدن جریان، زمانی که جریان­های نوسانی به صفر نزول می­کنند، پخش می­شوند. با این وجود، از آنجا که این گرداب­ها بسته به زمان پخش و دوره موج می­تواند به زیر یا بالای موج فرارفت شود[44]، تعیین زمان این پخش شدن بسیار مهم است.
 
واکنش­های ژئومورفولوژیکی به امواج(Geomorphological response to waves)
واکنش ژئومورفولوژیکی به امواج وابسته به متغیرهایی از قبیل (الف) مقیاس زمانی؛ (ب) مقیاس مکانی؛ (پ) شرایط زمین­شناختی و عمقی؛ (ت) دامنه جزرومدی و غیره می­باشد. اشکال مربوطه نیز می­تواند از ریپل­های ماسه­ای کوچک با چند سانتیمتر ارتفاع به فواصل شاید 10 سانتیمتری تا شکل کاو نیمرخ ساحل تا قسمت­های عمیق باشد که امواج در آن شروع به کم عمق شدن می­کنند (معروف به پایه موج). مورفولوژی سواحل اغلب بواسطه ماهیت لایه زیربنا طبقه­بندی می­شود: (الف) سواحل صخره­ای، پرتگاهی یا منسجم (see Tsunamura 1992; Trenhaile 1987)؛ (ب) سواحل رسوبی (see Davis 1985) که در آن اندازه ذرات از عوامل مهم تعیین کننده شکل است (سواحل شنی، ماسه­ای یا گلی). سواحل رسوبی تقریباً 20 درصد از خطوط ساحلی جهان را تشکیل می­دهد که از این مقدار سهم سواحل ماسه­ای و صخره­ای به ترتیب بیش از 15-10 درصد و حدود 80 درصد می­باشد. اکثر مطالعات امواج محدود به سواحل رسوبی و به ویژه سواحل ماسه­ای بوده که در آن­ها تغییرات قابل اندازه­گیری در مقایسه با سواحل سنگی نسبتاً سریع است.
 
سواحل صخره­ای، پرتگاهی و منسجم(ROCK, CLIFF AND COHESIVE COASTS)
در سواحل صخره­ای و منسجم قرار گرفته در معرض امواج بادی بزرگ فرسایش پایه صخره­ها (COASTAL ,see CLIFF) یا پرتگاه­ها امکان وقوع داشته و فرورفتگی یا شکاف حاصل از موج را در پی دارد. مواد بالای این شکاف می­تواند ناپایدار شده و فرآیندهای تخریب توده­ای موجب گسیختگی شود. سپس واریزه­های ایجاد شده وارد امواج شده و به وسیله جریان­های ایجاد شده به وسیله امواج (بسته به اندازه ذرات) در امتداد ساحل و به سمت دریا جابجا می­شوند. فاکتورهای تعیین کننده نرخ فرسایش پایه­ای عبارتند از: (1) کنش آبی و هوایی امواج تحت کنترل سطح آب، شیب فوقانی سمت ساحل و هر گونه مواد موجود در ساحل؛ (2) مقاومت سنگ پایه که تحت کنترل سنگ­شناسی، ساختار و ویژگی­های زمین­شناختی است (Tsunamura 1992). کنش آبی امواج شامل موارد ذیل است: (الف) نیروهای فشاری که با شکل موج (موج ثابت یا پایدار، موج شکننده، موج شکسته) در پای صخره تغییر می­کند؛ نیروی فشاری حداکثر به­وسیله موجی وارد می­شود که دقیقاً روی صخره می­شکند؛ (ب) نیروهای هوایی می­تواند بواسطه فشردگی هوا به وسیله امواج در شکاف­ها و درزها یا سایر فرورفتگی­ها و آزاد شدن انفجاری گسترده آن با عقب­نشینی موج ایجاد شود؛ (پ) نیروهای برشی و تنشی با ایجاد نیروهای مرزی قادر به حمل واریزه­ها به وسیله بالا و پایین رفتن (خیز و افت) موج روی سطح سنگ ایجاد می­شوند. کل این فرآیند مکانیکی تحت عنوان استخراج یا کاویدن[45] نامیده می­شود. وقتی بار رسوب کافی موجود باشد، امواج نیز بواسطه خوردگی و نیروهای برخوردی به وسیله ذرات رسوبی ناپایدار شده موجب فرسایش می­شوند. تاکنون در رابطه با نیروهای عمل کننده در مقابل صخره­ها اندازه­گیری­های میدانی صورت نگرفته و اغلب اطلاعات از محاسبات نظری یا شبیه­سازی­های آزمایشگاهی بدست آمده است. پرسش­های مهمی در رابطه با سواحل سنگی پیرامون اهمیت نسبی امواج و جزرومد و هوازدگی سطح زمین و نیز گستره­ای که اشکال می­توانند از گذشته باقی مانده باشند مطرح می­شود (Trenhaile 2002). Bryant and Young (1996) به شواهد فرسایش پرتگاه­های سنگی تا بیش از 15 متر بالاتر از سطح کنونی دریا به وسیله سونامی را باز استناد کرده­اند (see also Aalto et al. 1999).
اشکال ساحلی بارز عبارتند از : (الف) پرتگاه­های تند؛ (ب) شکاف­های ایجاد شده به وسیله امواج؛ (پ) غارهای دریایی؛ (ت) کمان­ها و پشته­های سنگی و (ت) سکوهای ساحلی با خاکریز رو به دریا یا بدون آن. همه اشکال مذکور با درجات متفاوت شامل فرسایش امواج می­باشند. فرآیندهای تخریب توده­ای از قبیل ریزش سنگ و لغزش­های سطحی یا چرخشی، جریان خاک یا واریزه و تونلی شدن هم در سواحل سنگی و هم سواحل منسجم نقش مهمی در حفظ پرتگاه­ها ایفا می­کنند. فرآیندهای هوازدگی نیز در ایجاد مواد لازم موجود برای فرسایش و جابجایی به وسیله امواج بسیار مهم هستند. بارزترین شکل پرتگاه تند و سکوی ساحلی می­باشد، ضمن اینکه سکوی ساحلی دارای شیب ملایم و یا زیر خط افق با شکستگی تند در انتهای سمت دریا است. در این میان جزر و مد نقش مهمی در انتقال افقی مناطق هیدرودینامیک ایفا می­کند و بنابراین موقعیت، مدت و نوع کنش موج را کنترل می­کند ولی نقش فعالی ندارد.
 
سواحل رسوبی(SEDIMENTARY COASTS)
در مواد غیرچسبنده و بسیار نامنسجم سیمای ساحل عموماً به سمت بالا کاو می­باشد، ضمن اینکه شیب به سمت خط ساحلی افزایش می­یابد. در ارتباط با این افزایش کلی اندازه ذرات به سمت ساحل دیده می­شود. افزای شیب موجب اعمال نیروهای جاذبه­ای بر رسوبات می­شود تا تنش­های مربوط به امواج پخش شونده به سوی خشکی متعادل شود. در این خصوص نیمرخ توازن توسط Dean (1991) تعریف شده است:  

که در آن h عمق آب A ثابت و x فاصله از ساحل (به سمت دریا) است. Bowen (1980) با استفاد از مدل جابجایی رسوب بگنولد (Bagnold) نشان داد که اگر نیمرخ تعادل به شکلی تعریف شود که در آن جابجایی رسوب طی یک دوره موج همه جا صفر باشد، توان 3/2 نیز بکار می­رود. Van Rijn (1998) مرور جامعی از ادبیات مفهوم نیمرخ تعادل ارائه کرده است.
وقتی امواج در نزدیکی ساحل می­شکنند، تعادل نیرو روی بستر دیگر ساده نیست. افزایش تلاطم (کلان و خرد)، امواج ثانویه با فراوانی­های مختلف، جریان­های نیمه پایدار ثانویه و جریان­های با گرادیان فشار امتداد و میان ساحلی منجر به الگوهای پیچیده جریان رسوب، اشکال مورفولوژیکی و اندازه دانه بسیار متغیر می­شود. در بسیاری از سواحل ماسه­ای نیمرخ قسمت بالای ساحل به وسیله 1 تا 13 پشته ماسه­ای موسوم به بار[46] مشخص می­شود که ممکن است 2 یا سه بعدی، موازی یا عمود بر ساحل بوده و در حالت حاد الگوهای هلالی کلاسیک داشته باشند (Greenwood 2003). ایجاد نیمرخ­های پشته­ای، دینامیک مکانی و زمانی آن­ها محور تحقیقات زیادی بوده است. Greenwood و Davidson-Arnott در سال 1979 بارها یا پشته­های ماسه­ای را بر اساس موقعیت و عوامل وادارنده پیرامون دسته­بندی کردند. Wright و Short (1984) پیشنهاد کردند که پشته­های نزدیک ساحل (تعداد، شکل و غیره آن­ها) صرفاً تغییرات متوالی با افزایش و کاهش انرژی امواج طی زمان از حالت کرانه­ای کاملاً پراکنده تا حالت کاملاً منسجم است. با استفاده از شاخص بی­بعد سرعت سقوط دین[47] (Ω) بر مبنای ارتفاع موج (Hb) در دوره موج شکننده (T) و اندازه رسوب (سرعت ته­نشینی Ws) :

Wright و Short (1984) این فرمول را با شش حالت متمایز ساحل ماسه­ای پیوند دادند و Lippmann و Holman (1990) مدل توالی مشابهی را پیشنهاد کردند. اخیراً بازخورد بین توپوگرافی ساحل و هیدرودینامیک کانون توجه زیادی شده که این منجر به مفهوم خودسازماندهی[48] اشکال مورفولوژیکی شده است (Plant et al.2001؛Wijnberg and Kroon 2002).
References
Aagaard, T. and Greenwood, B. (1995) Suspended sediment transport and morphological response on a dissipative beach, Continental Shelf Research 15, 1,061–1,086.
Aalto, K.R., Alto, R., Garrison-Laney, C.E. and Abramson, H.F. (1999) Tsunami(?) sculpturing of the Pebble Beach wave-cut platform, Crescent City area, California, Journal of Geology 107, 607–622.
Bagnold, R.A. (1966) An approach to the sediment transport problem from general physics, US Geological Survey, Professional Paper 422-I.
Bailard, J.A. (1981) An energetics total load sediment transport model for a plane sloping beach, Journal of Geophysical Research 86, 10,938–10,954.
Bowen, A.J. (1980) Simple models of nearshore sedimentation: beach profiles and longshore bars, in S.B. McCann (ed.) The Coastline of Canada, 1–11, Geological Survey of Canada, Paper 80–10.
Bowen, A.J. and Holman, R.A. (1989) Shear instabilities of the mean longshore current, 1. Theory, Journal of Geophysical Research 94, 18,023–18,030.
Bowen, A.J. and Huntley, D.A. (1984) Waves, long waves and nearshore morphology, Marine Geology 60, 1–13.
Bryant, E.A. and Young, R.W. (1996) Bedrocksculpturing by tsunami, south coast, New South Wales, Australia, Journal of Geology 104, 565–582.
Butt, T. and Russell, P. (2000) Hydrodynamics and cross-shore sediment transport in the swash zone of natural beaches: a review, Journal of Coastal
Research 16, 255–268.
Davies, J.L. (1973) Geographical Variation in Coastal Development, New York: Hafner.
Davis, R.A. Jr (ed.) (1985) Coastal Sedimentary Environments, New York: Springer-Verlag.
Davis, R.A. Jr and Hayes, M.O. (1984) What is a wavedominated coast, Marine Geology 60, 313–329.
Dean, R.G. (1991) Equilibrium beach profiles, Journal of Coastal Research 7, 53–84.
Greenwood, B. (2003) Wave-formed bars, in M. Schwartz (ed.) Encyclopedia of Coastal Science,Amsterdam: Kluwer (in press).
Greenwood, B. and Davidson-Arnott, R.G.D. (1979) Sedimentation and equilibrium in wave-formed bars: a review and case study, Canadian Journal of Earth Sciences 16, 312–332.
Herbers, T.H.C., Elgar, S. and Guza, R.T. (1995) Generation and propagation of infragravity waves, Journal of Geophysical Research 100, 24,863–24,872.
Huntley, D.H. (1976) Long period waves on a natural beach, Journal of Geophysical Research 81, 6,441–6,449.
Kinsman, B. (1965) Wind Waves: Their Generation and Propagation on the Ocean Surface, Englewood Cliffs, NJ: Prentice Hall.
Kobayashi, N. (1988) Review of wave transformation and cross-shore sediment transport processes in surf zones, Journal of Coastal Research 4, 435–445.
Lippmann, T.L. and Holman, R.A. (1990) The spatial and temporal variability of sand bar morphology, Journal of Geophysical Research 95, 11,575–11,590.
List, J.H. (1992) A model for the generation of twodimensional surf beat, Journal of Geophysical Research 97, 5,263–5,635.
Longuet-Higgins, M.S. and Stewart, R.W. (1964) Radiation stress in water waves, a physical discussion with applications, Deep Sea Research 11, 529–563.
Munk, W.H. (1949) Surf beats, Transactions American Geophysical :union: 30, 849–854.
Oltman-Shay, J., Howd, P.A. and Birkemeir, W.A. (1989) Shear instabilities of the mean longshore current, 2. Field observations, Journal of Geophysical Research 94, 18,031–18,042.
Plant, N.G., Freilich, M.H. and Holman, R.A. (2001) The role of morphologic feedback in surf zone sand bar response, Journal of Geophysical Research 106, 959–971.
Sleath, J.F. (1984) Seabed Mechanics, New York: Wiley. Soulsby, R. (1997) Dynamics of Marine Sands, London: Thomas Telford.
Swift, D.J.P. (1976) Coastal Sedimentation; in D.J. Stanley and D.J.P. Swift (eds) Marine Sediment Transport and Environmental Management,
311–350, New York: Wiley Interscience.
Symonds, G., Huntley, D.A. and Bowen, A.J. (1982) Two-dimensional surf beat: long wave generation by a time-varying breakpoint, Journal of Geophysical Research 87, 492–498.
Trenhaile, A.S. (1987) The Geomorphology of Rock Coasts, Oxford: Oxford University Press.
——(2002) Rock coasts, with particular emphasis on shore platforms, Geomorphology 48, 7–22.
Tsunamura, T. (1992) Geomorphology of Rocky Coasts, Chichester: Wiley.
Van Rijn, L.C. (1998) Principles of Coastal Morphology, Amsterdam: Aqua Publications.
Watson, G. and Peregrine, D.H. (1992) Low frequency waves in the surf zone, Proceedings of the Twentythird International Conference on Coastal
Engineering, American Society of Civil Engineers, 818–831.
Wijnberg, K.M. and Kroon, A. (2002) Barred beaches, Geomorphology 48, 103–120.
Wright, L.D. and Short, A.D. (1984) Morphodynamic variability of surf zones and beaches: a synthesis, Marine Geology 56, 93–118.
Further reading
Komar, P.D. (1998) Beach Processes and Sedimentation, 2nd edition, Upper Saddle River, NJ: Prentice Hall.
Open University (1989) Waves, Tides and Shallowwater Processes, Oxford: Pergamon Press.
Trenhaile, A.S. (1997) Coastal Dynamics and Landforms, Oxford: Oxford University Press.
BRIAN GREENWOOD                  (مترجم: مریم رحمتی)
WEATHERING - هوازدگی
هوازدگی بر گروهی از فرآیندهای جمعاً عهده­دار تخریب مواد در سطح زمین یا نزدیکی آن اشاره دارد. هوازدگی به این دلیل رخ می­دهد که شرایط محیطی که اغلب مواد سنگی تحت آن شکل گرفته­اند اساساً با موادی که نزدیک سطح زمین فراوانی دارند فرق می­کند و در نتیجه متحمل تغییرات مختلفی می­شوند که تحت شرایط به تازگی تحمیل شده دما، فشار، رطوبت و محیط گازی منجر به محصولات پایدارتر می­شود.
از منظر ژئومورفولوژی هوازدگی سنگ بسیار مهم است. نخست اینکه فرآیندهای هوازدگی مواد لازم برای جابجایی به وسیله عوامل فرسایش را فراهم می­کند. دوم هوازدگی مؤلفه مهمی برای تشکیل خاک در سطح زمین است و سوم اینکه فرآیندهای هوازدگی مسقیماً عهده­دار تغییرات سطح و تکامل نمای زمین هستند. برای مثال مناظر کارستی و نمای متفاوت آن­ها از آنجا که عوارض با گوشته سنگپوشی مناطق حازه و جنب حاره هستند، حاصل مستقیم فرآیندهای هوازدگی است.
 
فرآیندهای هوازدگی (Weathering processes)
فرآیندهای از دیرباز با ماهیت فیزیکی، شیمیایی یا زیستی در نظر گرفته می­شود. در واقع سه گروه فرآیندهای مذکور در کنار هم عمل کرده و همین تشخیص اثرات هر کدام را دشوار می­سازد (Pope et al. 1995). برای نمونه، فرآیندهای زیستی هم تغییرات فیزیکی و هم شیمیایی را تحت تأثیر قرار می­دهد.
 
هوازدگی فیزیکی(PHYSICAL WEATHERING)
هوازدگی فیزیکی در مجموع شامل تخریب مواد سنگی به تکه­های ریزتر بدون هیچ تغییری در شیمی یا کانی­شناسی سنگ است. در این نوع هوازدگی مواد سنگی در نتیجه اثر نیروهای وارد شده بر توده سنگ فقط خرد می­شود. این نیروها یا ناشی از انبساط درونی سنگ­ها و کانی­ها و یا بزرگ شدن فضاهای خالی است. فرآیندهای اصلی هوازدگی فیزیکی مرتبط با انبساط درونی عبارتند از : هوازدگی در اثر تابش خورشید (انبساط گرمایی)، باربرداری[49]، آبدار شدن، تر و خشک شدن، انبساط زیستی و هوازدگی نمک. انبساط فضاهای خالی تحت سلطه یخبندان و رشد بلورهای نمک است.
هوازدگی در اثر تابش نور خورشید بر تخریب سنگ­ها در نتیجه انبساط و انقباض ناشی از تغییرات دمایی مکرر  اشاره دارد. از آنجا که سنگ بستر رسانایی گرمایی کمتری دارد، سطح مواد سنگی بیشتر از قسمت­های داخلی انبساط یافته و در نتیجه فشارهایی ایجاد می­شود که سرانجام به متلاشی شدن سنگ منجر می­شود. وقتی سنگ­ها از ترکیبی از کانی­های سبک و تیره تشکیل شده، این نوع هوازدگی شدت می­یابد و بنابراین تغییر چشمگیر رسانایی گرمایی تسهیل شده و کانی­ها به اندازه­های مختلف منبسط و منقبض می­شوند. تحقیقات مهندسی و سرامیک نشان داده که تغییرات دمایی نسبتاً کم طی دوره­های زمانی کوتاه می­تواند سنگ را به شدت سست کند. مشاهده شده که تنش گرمایی در ارتباط تنگاتنگی با تخریب سنگ در نواحی تحت تأثیر آتش­سوزی است (Ollier and Ash 1983).
باربرداری یا ورقه­ای شدن[50] به تشکیل ورقه­های سنگی موازی با سطح زمین اشاره دارد که به وسیله درزه­ها از سنگ سالم زیرین جدا شده­اند. درزه­های [حاصل از] باربرداری یا ورقه­ای شدن عموماً به کاهش تنش فشاری در توده سنگ در نتیجه فرسایش قسمت بالایی توده سنگ نسبت داده می­شود که سپس در جهت رفع فشار ریزش می­کند. ریزش احتمالاً با گسترش شکاف اولیه شروع شده و با توسعه درزه­های ورقه­ای موازی با سطح باربرداری ادامه می­یابد. در حالیکه به نظر می­رسد این فرآیند در سنگ­های بلوری شکننده بیشترین تأثیر را داشته باشد، در ماسه­سنگ­های توده­ای نیز تا حد زیادی گسترش می­یابد.
در حالیکه آبدار شدن اساساً بصورت یک فرآیند شیمیایی با جذب آب در امتداد شکاف­­ها به ویژه سطوح رخ[51] کانی­ها آغاز می­شود، اثر آن عمدتاً در [قالب] فرآیند فیزیکی است. انبساط کانی­ها در نتیجه وارد شدن آب به داخل شبکه بلوری به ویژه در فضاهای محدود می­تواند منجر به ایجاد نیروی فوق­العاده شود. اثر انبساط کانی­ها گسیختگی دانه­های کانی مجاور است که موجب از بین رفتن انسجام مرزی دانه­ها و در نهایت تخریب سنگ بستر شود تا خرده­سنگ-های سست موسوم به گراس[52] ایجاد شود. فرآیندهای مشابه پیرامون لبه بلوک­های درزه­ای متمرکز هستند که در آن آب بیشترین مقدار را داشته و منجر به تشکیل پوسته­های هم­مرکز مواد هوازده موسوم به هوزادگی کروی یا تورق[53] می­شود. تشکیل این پوسته­های هم­مرکز مواد هوازده گاهی اوقات هوازدگی پوست پیازی یا پوسته پوسته شدن نیز نامیده می­شود.
تر و خشک شدن مکرر سنگ می­تواند فرآیند هوازدگی فیزیکی مهمی باشد. تخریب سنگ بواسطه تر و خشک شدن شامل ایجاد تنش­های داخل سنگ در اثر تشکیل تدریجی لایه­های منظم آب است که در مقابل دیواره­های محدود یا مرزهای خالی اعمال نیرو می­کند. از آنجا که کرانه­های باردار مثبت مولکول­های آب به سطوح باردار منفی کانی­ها و کلوئیدهای رس جذب می­شود، لایه­ای از ذرات آب جهت­دار تشکیل می­شود. با هر رویداد مرطوب شدن یک لایه آب منظم جدید به ذرات رس اضافه می­شود که در طول مرحله خشک شدن باقی می­ماند. به نظر می­رسد در طول مرحله خشک شدن که فشار منفی آب منفذی بیشترین مقدار را داشته و تخریب کششی اتفاق می­افتد تخریب بیشترین شدت را داشته باشد.
هوازدگی  در نتیجه یخبندان (see FROST AND FROST WEATHERING) از دیرباز به عنوان یکی از مهم­ترین فرآیندهای هوازدگی در اقلیم­های سرد در نظر گرفته شده است. معمولاً باور بر این است که هوازدگی یخبندان در نتیجه نیروهای ایجاد شده در ارتباط با افزایش حجم همراه با تغییر مرحله از آب مایع به جامد رخ می­دهد. با این وجود، فرضیه­های نظری زیربنای ایجاد این نیروها به ندرت در طبیعت دیده می­شود. یکی از مدل­های واقع­گرا که بیش از پیش مورد حمایت تجربی است، مدل یخ جدا شده[54] هوازدگی یخبندان است که در آن انبساط حاصل مهاجرت آب یخ نزده به سمت عدسی­های یخی در حال رشد و در وهله دوم تنها در نتیجه تغییرات حجمی همراه با تغییر مرحله است. بنابراین هوازدگی یخبندان حاصل بزرگ شدن شکاف­های کوچک و منافذ نسبتاً بزرگ بواسطه رشد یخ به همراه جدا شدگی یخ است (Walder and Hallet 1986).
رشد بلورهای نمک در فضاهای خالی سنگ نیروهای قادر به انفصال مواد سنگی هنگام بیش از حد بودن مقاومت کششی سنگ را اعمال می­کند. وقتی که محلول­های حاوی نمک­ها تبخیر شده یا در برخی مواقع خنک شود، وقتی آب به نمک اضافه شده و آبدار شدن رخ دهد و وقتی که نمک­ها گرم شوند رشد بلورهای نمک رخ می­دهد. همه این فرآیندها منجر به افزایش چشمگیر حجم بلورهای نمک و اعمال نیرو در مقابل دیواره­های فضاهای خالی یا منافذ شده و در نهایت موجب شکستگی و تخریب سنگ می­شود (Goudie 1997).
موجودات زنده نیز عوامل مؤثر هوازدگی مکانیکی هستند. فرآیندهای هوازدگی زیستی شامل شکافتگی در اثر ریشه­ها و فعالیت گلسنگ­ها، خزه­ها و باکتری­ها است. بسیاری اشاره کرده­اند که نفوذ ریشه­های گیاه در امتداد شکاف­های سنگی می­تواند منجر به خرد کردن سنگ­ها شود. هوازدگی فیزیکی به وسیله گلسنگ­ها به شیوه اصلی صورت می­گیرد. نخست بواسطه نفوذ قارچ­های رشته­ای[55] در امتداد شکاف­های ریز و مرز دانه­های سنگی است. مشاهده شده که نفوذ و رشد قارچ­های رشته­ای تنش­های کششی اعمال می­کند که متجاوز از مقاومت کششی اغلب سنگ­ها است. دوم با گسترش ریشه­های گلسنگ و قارچ­های رشته­ای به علت جذب رطوبت. این قبیل جذب رطوبت اندازه ریشه و قارچ­ها را بسیار افزایش داده و فشار زیادی بر سطح سنگ وارد می­کند. کارایی این فرآیند در اضافه شدن مکرر قطعه سنگ­ها به واریزه دیده شده است (Barker et al. 1997). به نظر می­رسد خزه نیز عامل مهمی در تخریب مواد سنگی است. مشاهده شده که پس از مرطوب شدن، پوشش پلیمر اطراف سلول­های خزه­ای تا بیست برابر افزایش یافته و بنابراین نیروهای انبساطی کافی برای جدا شدن ورقه­های سنگی سست شده از سطح سنگی را وارد می­کند (Hall and Otte 1990).
 
هوازدگی شیمیایی(CHEMICAL WEATHERING)
فرآیندهای هوازدگی شیمیایی فرآیندهای می­باشند که شامل تغییرات شیمیایی و یا کانی­شناختی سنگ­ها و کانی­های سطح زمین یا نزدیک آن به محصولاتی هستند که در توازن با شرایط سطح زمین می­باشند. چند فرآیند اصلی هوازدگی شیمیایی شامل انحلال، آبکافت یا هیدرولیز، آبدار شدن، کربن شدن، کی لیت شدن و واکنش­های اکسایش-کاهش، شناخته شده است. انحلال[56] اشاره بر حل شدن کانی­ها در اثر وجود آب بوده و شامل دفع اتم­ها از سطوح کانی و بنابراین کاهش پایداری کانی­ها و افزایش آسیب­پذیری آن­ها در مقابل تجزیه شیمیایی است (Blum and Stillings 1995). آبکافت یا هیدرولیز[57] شامل واکنش اکسیژن موجود در محلول با سطوح کانی و تشکیل کانی­های رس ثانویه در اثر واکنش کاتیون­های جابجا شده با یون­های هیدروکسیلی آب چسبنده روی سطوح کانی­ها است. واکنش­های اکسایش-کاهش[58] شامل واکنش با اکسیژن جو می­باشد. اکسایش شامل از دست دادن الکترون است در حالیکه کاهش شامل به دست آوردن الکترون می­باشد: اکسایش یک عنصر کانی از طریق کاهش عنصر دیگر آن حاصل می­شود. آهن رایج­ترین گونه­های شیمیایی تحت تأثیر این فرآیند است. کربن شدن[59] شامل واکنش کانی­ها با دی­اکسیدکربن در حضور آب بوده و به ویژه در هوازدگی شیمیایی سنگ آهک و سایر سنگ­های غنی از کربنات اهمیت دارد. در محیط­های خاکی که سیستم هوازدگی تحت سلطه برهم­کنش انحلال کانی- خاک رس است، واکنش­های تبادل یون رخ می­دهد. تبادل یون شامل انتقال یون بین محلول و کانی بود و عموماً شامل جایگزینی یون در میان لایه کانی­ها می­باشد، اگر چه جایگزینی در شبکه بلوری نیز می­تواند رخ دهد. اثر بخشی این فرآیند تا حد زیادی به وسیله توان لایه مضاعف، یعنی سطح آشکاری از یون­های اکسیژن بار منفی و دسته جبران­کننده کاتیون­های تبادل­پذیر، کنترل می­شود (Jenny 1980).
گیاهان عمدتاً به علت این واقعیت که مقدار زیادی اسید آلی تولید می­کنند نقش مهمی در هوازدگی شیمیایی سنگ­ها و کانی دارند. این اسیدهای آلی ساختارهای حلقوی اطراف هسته فلزی را همراه با پیوندهای متعدد بین اسید آلی و فلز شکل می­دهند. اسیدهای آلی عهده­دار کی لیت شدن کاتیون­ها از قبیل آهن و آلومینیوم هستند. علاوه بر این، در آن­ها طول تشکیل خود معمولاً +H آزاد می­کنند که با سطوح کانی­ها واکنش می­کند. اغلب این اسیدها در مجاورت نوک ریشه­ها تولید می­شود.
گلسنگ­ها، خزه­ها و باکتری­ها اسیدهای آلی فراوانی تولید می­کنند که نقش بسزایی در هوازدگی سنگ­ها و کانی­ها دارند. این موجودات زنده دو گروه اصلی ترکیبات آلی تولید می­کنند که شامل اسید اکسالیک[60] و اکسالیت­های مختلف است. اسید اکسالیک انحلال­پذیری بالایی داشته و پروتون­های زیادی برای انحلال کانی­ها و همچنین ساختارهای حلقوی برای کی لیت شدن شدن را ایجاد می­کند. مشاهده شده که اکسالیت­ها تجزیه کانی­ها را از از طریق آزاد کردن پروتون را تشدید می­کنند (Barker et al. 1997).
 
شدت هوازدگی(Weathering intensity)
شدت هوازدگی بر میزان تجزیه سنگ یا کانی اشاره داشته و معیاری برای مقدار تغییر صورت گرفته است. ضرایب مختلفی برای شدت هوازدگی تعریف شده و شامل هر دو گروه معیارهای توصیفی مبتنی بر تغییرات ظاهری ریگولیت به دلیل تغییر زیاد آن و نیز معیارهای کمّی مقدار تغییر شیمیایی و یا کانی­شناختی است که در مورد سنگ در اصل معدنی یا تغییر نیافته رخ داده است. معیارهای توصیفی یا کیفی شدت هوازدگی کاربرد زیادی در زمین­شناسی مهندسی و ژئومورفولوژی ریگلویت داشته است. این معیارها معمولاً توصیفی و نظری هستند که مبتنی بر تغییرات ظاهری کانی­ها در رابطه با تخریب یا سست شدگی تدریجی می­باشند. این دسته­بندی­ها معمولاً شامل تعداد محدودی دسته شدت هوازدگی هستند و معمولاً متشکل از دسته­هایی از قبیل سنگ تازه در حد نهایی هوازده نشده و خاک در حد نهایی بیشترین هوازدگی و دسته­های میانی هوازدگی جزئی، متوسط، شدید و کامل هستند. مرز بین سنگ تازه تغییر نیافته و مواد تغییر یافته تحت عنوان کرانه یا آستانه هوازدگی[61] نامیده می­شود. این مرز می­تواند کاملاً ناگهانی باشد ولی معمولاً بسیار نامنظم است.
معیارهای نیمه کمّی شدت هوازدگی شامل ارزیابی سختی نسبی سنگ تازه و حالت­های مختلف مواد تغییر یافته است. پرکاربردترین روش چکش اسمیت[62] می­باشد که شامل ضریب سختی بر مبنای میزان مقاومت در مقابل تنش فشاری وارد شده به سنگ به وسیله چکش است.
تعداد زیادی معیار کمّی شدت هوازدگی وجود دارد که مبتنی بر ویژگی­های شیمیایی و کانی­شناختی سنگ­های هوازده می­باشند. این ضریب­ها تقریباً در همه موارد فراوانی عناصر غیرمقاوم را نسبت به عناصر مقاوم مقایسه می­کنند. ضرایب مورد بحث بصورت نسبت­های بی­بعد بیان می­شوند که عموماً با افزایش شدت هوازدگی، یعنی با از بین رفتن مواد غیرمقاوم بیشتر، کاهش می­یابند. رایج­ترین نسبت­ها شامل سیلیس: آهن، سیلیس: آلومینیوم، سیلیس: سسکی اکسید، سیلیس: کانی­های سخت، کانی­های پایه: آلومینا، قلیایی: کانی­های سخت و زمین­های قلیایی: کانی­های سخت. علاوه بر این چند ضریب کامل­تر هوازدگی شیمیایی تعریف شده و هنوز آنطور که باید کاربرد ندارند مانند ضریب هوازدگی پارکر[63] و ضریب پتانسیل هوازدگی ریچ[64].
چند ضریب هوازدگی کانی از قبیل نسبت کوارتز: فلدسپات و ضریب­های هوازدگی چند کانی شاکل ضرایب مربوط به کانی­های سنگین از قبیل زیرکن + تورمالین: آمفی بول + پیروکسین وجود دارد که با افزایش هوازدگی افزایش می­یابند. روش­های مختلفی شامل ویژگی­های کانی­ها نیز برای ارزیابی شدت هوازدگی شامل مشخصات ریز بافتی سطحی کانی­های سنگین و میزان حک­پذیری کانی­های دارای آهن و مگنزیم تعیین شده است.
شدت هوازدگی تحت تأثیر فاکتورهای برهم­کنش کننده مختلف می­باشد که هم میزان تغییر (دگرگونی) کانی­های اصلی و سنگ تازه و هم سرعت دگرگونی را تحت تأثیر قرار می­دهد. عوامل درونی شامل کانی­شناسی و خواص شیمیایی مواد اصلی، اندزه و شکل ذرات، تخلخل و فراوانی و باز بودن ترک­ها است. عوامل بیرونی عموماً شامل درجه حرارت، رطوبت و خواص شیمیایی آب است. همانطور که در مدل­های هوازدگی Peltier (1950) که از دما و رطوبت به عنوان مبنای مدل کلی تغییرپذیری فرآیندهای هوازدگی فیزیکی و شیمیایی استفاده شده، نشان داده شده است، معمولاً نقش دما و رطوبت است که در کنترل سرعت و نیز شدت هوازدگی در مقیاس کلی مورد تأکید است. به همین ترتیب Strakhov (1967) مناطق خشک/ نیمه خشک و توندرایی جهان را دارای گوشته هوازدگی تحت غلبه صرفاً سنگ بستر منسجم اساساً بدون دگرگونی شیمیایی یا کانی­شناختی و مناطق حاره/ جنب حاره گرم و مرطوب را با گوشته هوازدگی تحت سلطه تراکم سسکی اکسیدها توصیف می­کند. در واقع شدت هوازدگی تحت کنترل اقلیم تروپوسفری نبوده و در عوض تحت کنترل ترکیبی از لایه مرزی و دما و رطوبت محل واکنش است. خصوصاً اینکه شدت هوازدگی شیمیایی تحت کنترل مجموعه پیچیده­ای از عوامل همزمان است که هم شدت و هم سرعت هوازدگی را کنترل می­کنند: وجود و نزدیک بودن عوامل هوازدگی زنده و غیرزنده؛ کانی­شناسی، خواص شیمیایی و سنگ­شناسی مواد اولیه یا اصلی؛ ساختار مواد اولیه در مقیاس­های مختلف؛ دمای محل واکنش؛ هیدرولیک حرکات آب؛ جابجایی مواد هوازده؛ اضافه شدن/ جابجایی ذرات آلی و غیرآلی؛ توپوگرافی خرد مقیاس سطح چشم­انداز و نیز سطح کانی؛ مساحت سطح آشکار یا بدون پوشش و وجود هر گونه پوشش سطحی پیوسته (Pope et al. 1995).
 
هوازدگی عمقی(Deep weathering)
در بسیاری از مناطق جهان نیمرخ هوازدگی به ضخامت غیرعادی رسیده است. این نیمرخ­ها معمولاً تحت عنوان نیمرخ­های هوازدگی عمقی نامیده می­شوند. هوازدگی تا اعماق بیش از 100 متر غیرعادی نبوده و موارد نیمرخ­های هوازدگی یک کیلومتری یا بیشتر ناشناخته نیست. در حالیکه اعماق بالای هوازدگی معمولاً مربوط به متاطق حاره است، لزومی ندارد نیمرخ­های هوازدگی عمیق خارج از نواحی حاره دلالت بر تشکیل آن­ها در شرایط اقلیمی مشابه داشته باشد. در واقع در شرایط اقلیمی مختلف که هوازدگی طولانی باشد نیمرخ­های هوازدگی عمیق می­تواند شکل بگیرد. نیمرخ­های مورد بحث در سراسر جهان تغییر چشمگیری در شدت هوازدگی اعمال می­کنند. در چشم­اندازهای قدیمی استرالیا و آفریقا، نیمرخ­های هوازدگی عمقی مشخصاً به شدت هوازده بوده و کائولینیت کانی رس در آن­ها فراوان است. این نیمرخ­های عمقی به شدت هوازده منعکس­کننده وجود رطوبت فراوان و جابجایی متفاوت محصولات هوازده در محلول هستند. لازم به ذکر است که نیمرخ­های هوازدگی عمقی نشان­دهنده دگرگونی شیمیایی و کانی­شناختی اندک نیز بطور عمده در استرالیا، اروپا و آمریکای شمالی رخ می­دهد. این نیمرخ­ها منعکس­کننده شستشوی ناقص بوده و اغلب نشان­دهنده کاهش مقاومت سنگ در زمان تکامل زمین­شناختی مواد اولیه بواسطه فراهم نمودن سیستم­های شکاف به شدت عمیق که می­تواند تحت تأثیر آب­های شهابی گردش کننده قرار گیرد است. نیمرخ­های هوازدگی عمیق مملو از کائولینیت استرالیا و آفریقا معمولاً پوشیده از یک پوسته بسیار سخت غنی از طیفی از عوامل سیمانی شیمیایی هستند. این پوسته­های سخت در مجموع قشرهای سخت[65] نامیده شده و غالباً ولی نه منحصراً سیمان آن­ها آهن، آلومینیوم، سیلیس، کربنات کلسیم یا ژیپس است.
References
Barker, W.W., Welch, S.A. and Banfield, J.F. (1997) Biogeochemical weathering of silicate minerals, in J.F. Banfield and K.H. Nealson (eds) Geomicrobiology: Interactions between Microbes and Minerals, 391–428, Reviews in Mineralogy 35, Washington, DC: Mineralogical Society of America.
Blum, A.E. and Stillings, L.L. (1995) Feldspar dissolution kinetics, in A.F. White and S.L. Brantly, (eds) Chemical Weathering Rates of Silicate Minerals, 291–351, Reviews in Mineralogy 31, Washington, DC: Mineralogical Society of America.
Goudie, A.S. (1997) Weathering processes, in D.S.G. Thomas (ed.) Arid Zone Geomorphology, 2nd edition, 25–39, Chichester: Wiley.
Hall, K. and Otte, W. (1990) A note on biological weathering of Nunataks of the Juneau Icefield, Alaska, Permafrost and Periglacial Processes 1, 189–196.
Jenny, H. (1980) The Soil Resource: Origin and Behaviour, New York: Springer Verlag.
Ollier, C.D. and Ash, J.E. (1983) Fire and rock breakdown, Zeitschrift fur Geomorphologie 27, 363–374.
Peltier, L. (1950) The geographic cycle in periglacial regions as it is related to climatic geomorphology, Annals of the Association of American Geographers 40, 214–236.
Pope, G., Dorn, R.I. and Dixon, J.C. (1995) A new conceptual model for understanding geographical variations in weathering, Annals of the Association of American Geographers 85, 38–64.
Strakhov, N.M. (1967) Principles of Lithogenesis, Edinburgh: Oliver and Boyd.
Walder, J.S. and Hallet, B. (1986) The physical basis of frost weathering: toward a more fundamental and unified perspective, Arctic and Alpine Research 18, 27–32.
Further reading
Bland, W. and Rolls, D. (1998) Weathering: An Introduction to the Scientific Principles, London: Arnold.
White, A.F. and Brantly, S.L. (eds) (1995) Chemical Weathering Rates of Silicate Minerals, Reviews in Mineralogy 31, Washington, DC: Mineralogical Society of America.
Yatsu, E. (1988) The Nature of Weathering: AnIntroduction, Tokyo: Sozosha.
JOHN C. DIXON        (مترجم: مریم رحمتی)
 
WEATHERING AND CLIMATE CHANGE-  هوازدگی و تغییر اقلیم
هوازدگی نقش مهمی در چرخه کربن ایفا کرده و بنابراین نقش CO2 را به عنوان یک گاز گلخانه­ای تحت تأثیر قرار می­دهد. در حالیکه آتشفشان­ها CO2 به جو اضافه می­کنند، عمده فرآیند بلند مدت آزاد شدن CO2 هوازدگی شیمیایی سنگ­های قاره­ای است. مکانیزم اصلی هوازدگی دخیل در این فرآیند آبکافت است. نرخ هوازدگی شیمیایی در واکنش به تغییرات دما و مقدار بارش در طول زمان متغیر بوده و همچنین تحت تأثیر پوشش گیاهی است که ماهیت آن در رابطه با دما و شرایط زندگی گیاهی است. بنابراین اقلیم نرخ کلی هوازدگی را تحت تأثیر قرار می­دهد ولی هوازدگی بواسطه تنظیم نرخ دفع CO2 از جو دارای قابلیت تغییر اقلیم است. هوازدگی می­تواند بصورت یک بازخورد منفی عمل کند که تغییر اقلیم بلند مدت را تعدیل می­کند (شکل 178) (Ruddiman 2000).

شکل 178: بازخوردهای منفی بین هوازدگی و تغییر اقلیم
 
با این وجود، در نظر گرفتن هوازدگی شیمیایی به عنوان نه تنها بازخورد منفی که تغییر اقلیم را تعدیل می­کند، بلکه محرک فعال تغییر اقلیم نیز می­تواند باشد، ممکن است. ،فرضیه هوازدگی ناشی از بالاآمدگی، ادعا می­کند که پیدایش سنگ تخریب شده و هوانزده عامل مهم کنترل­کننده شدت هوازدگی شیمیایی است. همچنین ادعا می­کند که میزان پیدایش سنگ تازه در نواحی کوهزایی فعال به دلیل فعالیت لرزه­ای و فرآیندهای تخریب توده­ای افزایش می­یابد. علاوه بر این، نواحی بالاآمدگی بارش و یخچال­زایی بیشتری دارند. یخچال­های کوهستانی سنگ بستر خرد شده را ایجاد می­کنند.
بالاآمدگی در چند دهه اخیر فعال بوده است (برای مثال در هیمالیا، تبت، آند، کوه­های راکی و آلپ). بنابراین ممکن است هوازدگی شیمیایی تسریع یافته منجر به افول اقلیم سنوزوئیک پایانی شده باشد. همچنین امکان دارد تفاوت نرخ هوازدگی بین شرایط یخچالی و بین یخچالی در پلیوستوسن رخ داده و به کاهش سطح CO2 جو در طول فازهای سرد منجر شده باشد (Munhoven 2002). انحلال کارستی نیز می­تواند مؤلفه مهم چرخه کربن جهانی باشد (Gombert 2002). با این وجود، روابط بین نرخ هوازدگی شیمیایی و شرایط اقلیمی پیچیده بوده (Kump et al. 2000) و آشکارسازی تغییرات شدت هوازدگی در پیشینه زمین­شناختی با مطالعه نسبت­های ایزوتوپ پرتوزاد[66] (87/86 Sr, 143/144 Nd, 187/186OS) بدون مسئله نیست.  
References
Gombert, P. (2002) Role of karstic dissolution in global carbon cycle, Global and Planetary Change 33, 177–184.
Kump, L.R., Bromtley, S.L. and Arthur, M.A. (2000) Chemical weathering, atmospheric CO2, and climate, Annual Reviews of Earth and Planetary Science 28, 611–667.
Munhoven, G. (2002) Glacial–interglacial changes of continental weathering: estimates of the related CO2 and HCO3 flux variations and their uncertainties, Global and Planetary Change 33, 155–176.
Ruddiman, W.F. (2000) Earth’s Climate, Past and Future, New York: W.H. Freeman.
A.S. GOUDIE               (مترجم: مریم رحمتی)
WEATHERING FRONT - جبهه هوازدگی
اصطلاح جبهه هوازدگی مربوط به هوازدگی سطحی بوده و برای توصیف مرزی بکار می­رود که سنگ سخت هوانزده را از سنگ هوازده ولی هنوز برجا جدا می­کند. در واقع گذار بین قطعه سنگ­های هوازده و تازه به ندرت ناگهانی است. در این خصوص معمولاً یک زون­گذاری و در شرایط خاص تنها با چند سانتیمتر ضخامت وجود دارد که در محدوده آن تغییر از توده هوانزده به سنگ گسیخته یا تخریب شده صورت می­گیرد. در برخی سنگ­شناسی­ها، به ویژه در سنگ­های دگرگونی متورق و سنگ­های رسوبی قدیمی، این گذار بسیار تدریجی بوده و ممکن است جبهه هوازدگی کاملاً مشخص وجود نداشته باشد. در مقابل، نیمرخ­های هوازدگی سنگ­های آذرین از قبیل گرانیت تمایل با مرز خفیف بسیار مشخص دارند.
مفهوم جبهه هوازدگی از مفهوم ،پلتفرم پایه،[67] ارائه شده توسط Linton (1955) برای توجیه منشأ TORها مشتق شده است. اخیراً مشاهده شده که مرز مورد بحث به ندرت کاملاً هموار بوده و ،سطح پایه هوازدگی، به درستی جایگزین پلتفرم پایه شده است (Ruxton and Berry 1957). این نشان­دهنده موقعیت پایدار مرز گوشته­ای سنپ/ هوازدگی بوده و برای توصیف نیمرخ­های هوازدگی با سنگ هسته فراوان مناسب نیست. بنابراین اصطلاح کنونی ،جبهه هوازدگی، پیشنهاد شده است (Mabbutt 1961).
جبهه هوازدگی عارضه­ای پویا است که با تخریب یا تجزیه بیش از پیش سنگ در طول زمان به سمت پایین و کناره­ها جابجا می­شود. از آنجا که هر سنگ هسته­ای به وسیله جبهه هوازدگی از مرده­سنگ[68] اطراف مجزا می­شود، این عارضه نباید بصورت سطح پیوسته با عمق خاص توصیف شود. چنانچه ضخامت گوشته هوازدگی در مسافت­های کوتاه بسیار متغیر باشد، در نتیجه توپوگرافی جبهه هوازدگی بسیار ناهموار خواهد بود.
References
Linton, D.L. (1955) The problem of tors, Geographical Journal 121, 470–487.
Mabbutt, J.A. (1961) Basal surface or weathering front, Proceedings Geologists’ Association 72, 357–358.
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.
SEE ALSO: deep weathering; etching, etchplain and
etchplanation; saprolite
PIOTR MIGON            (مترجم: مریم رحمتی)
 
WEATHERING-LIMITED AND TRANSPORT-LIMITED - هوازدگی و حمل محدود
حدود یا محدودیت­های هوازدگی و حمل به عنوان مفهومی مهم در ژئومورفولوژی بکار رفته و اساس درک ایجاد دامنه­ها می­باشند. سیستم با هوازدگی محدود سیستمی است که در آن تأمین موارد تعیین­کننده جریان توده است در حالیکه در سیستم با حمل محدود در هر زمان مواد کافی برای وقوع جابجایی توده­ای وجود دارد. دو اصطلاح مزبور در اصل در رساله G.K. Gilbert درباره زمین­شناسی کوه­های هنری (Gilbert 1877) برای ژئومورفولوژی ارائه شده است. در این اثر قدیمی مؤلف به دو نوع چشم­انداز اشاره می­کند: چشم­اندازی که در آن نرخ کلی برهنگی[69] به وسیله نرخ هوازدگی سنگ محدود مانده و فرآیندهای حرکات توده­ای در جابجایی مواد نهشته شده با جمع شدن آن­ها بسیار مؤثر هستند (هوازدگی محدود)؛ چشم­اندازی که مشخصه آن فرآیندهای هوازدگی متجاوز از نرخ برهنگی مواد بوده و انباشتکگی خالص سنگ در آن وجود دارد (جابجایی محدود).
همین مفهوم توسط Alfred Jahn در 1954 بازبینی شد ولی تا زمان ترجه از لهستانی به انگلیسی مورد توجه واقع نشد (Jahn 1968). وی برای طبقه­بندی فرآیندهای دامنه­ای از توازن برهنگی دامنه­ها استفاده می­کند. اگر چه  Jahn در پژوهش 1968 خود صریحاً از اصطلاح هوازدگی و حمل محدود استفاده نکرده است مشخصاً دامنه­ها را به دو دسته دامنه­های با شدت هوازدگی پایین­تر از سرعت جابجایی مواد و دامنه­های با شرایط بالعکس تفکیک می­کند. وی توضیح می­دهد که توازن برهنگی زمانی است که شدت هوازدگی با سرعت حمل برابر باشد.
هجده سال بعد کربای (Carson and Kirkby 1972) با تکیه بر توضیحات اولیه گیلبرت و جان و تعریف دامنه­های با هوازدگی محدود بصورت دامنه­هایی که فرآیندهای حمل در آن­ها سریع­تر از هوازدگی است، برای نخستین بار اصطلاح هوازدگی محدود و جابجایی یا حمل محدود را وضع کرد. در مقابل، مشخصه دامنه­های با حمل محدود نرخ هوازدگی بیشتر از نرخ حمل می­باشد که این دلالت بر تشکیل پوشش خاکی دارد. به عبارتی هر چه ضخامت پوشش خاکی بیشتر باشد، یک فرآیند بیشتر می­تواند در زمره حمل محدود محسوب شود.
تعاریف محققان مذکور را می­توان به سایر شاخه­های ژئومورفولوژی بسط داد. برای مثال، برای تبیین فعالیت جریان واریزه بین آبخیزهای با هوازدگی محدود و آبخیزهای با حمل محدود رسوبات تمایز قائل شده است (Bovis and Jakob 1999). این محققان آبخیزهای با جابجایی محدود را بصورت آبخیزهایی تعریف می­کنند که در آن­ها مقدار نسبتاً نامحدود مواد برای حمل به وسیله جریان­های واریزه­ای موجود است در حالیکه آبخیزهای با هوازدگی محدود آن­هایی هستند که نرخ رسوب­زایی برای سیستم آبراهه (به وسیله تخریب، سقوط سنگ، لغزش­های واریزه­ای و ...) پایین بوده و نیاز است پیش از اینکه رگبار بتواند جریان واریزه­ای بعدی را شکل دهد آبراهه طی زمان مشخص تخلیه آب کند. این تمایز در پیش­بینی فراوانی جریان­های واریزه­ای و نیز مقدار آن­ها حائز اهمیت است. در نوع نخست آبخیزها (با حمل محدود) تجاوز آستانه اقلیمی احتمالاً جریان واریزه­ای را در پی خواهد داشت در حالیکه در نوع دوم (با هوازدگی محدود) جریان واریزه­ای تنها در شرایط تجاوز آستانه اقلیمی، یعنی چنانچه مواد کافی در سیستم آبراهه انباشته شده باشد، رخ خواهد داد. Stiny (1910) در پژوهش خود درباره جریان­های واریزه­ای که در آلمان تدوین شده و بعدها توسط ژاکوب و اسکرمر (1997) به انگلیسی ترجمه شد، تفکیک مشابهی صورت گرفته است. Stiny بین جریان­های ،Altschuttmuren، (جریان­های واریزه قلوه­سنگ­های قدیمی) و ،Jungschuttmuren، (جریان­های واریزه قلوه­سنگ­های جدید) تمایز قائل شد. دسته نخست از انباشتگی زیاد واریزه (معمولاً مواد یخرفتی) همراه با تأمین نسبتاً نامحدود مواد شکل می­گیرد و نوع دوم از واریزه­های اخیراً انباشته شده که می­تواند در مسیر جریان واریزه­ای جابجا شود تشکیل می­شود.
اخیراً مفهوم هوازدگی و حمل محدود گسترش یافته تا تشکیل بستر رودخانه­ را شامل شود. برای مثال، در طول مراحل جریان کم بسترهای ماسه­ای و شنی بستر آبراهه می­تواند پوشیده از سنگریزه شود و رسوبات بالادست در قالب بسترهای با رسوب­زایی محدود (هوازدگی محدود) از قبیل برخان و نوارها یا کمربندهای ماسه­ای لایه سنگریزه را بپوشاند (Kleinhans et al.2002). ریپل­ها یا اشکال موجی و تلماسه­های کاملاً توسعه­یافته (see DUNE, FLUVIAL) وقتی وجود دارند که مواد کافی برای تشکیل این عارضه­ها وجود داشته باشد (حمل محدود). ربط این تفکیک متکی بر این مشاهده است که ویژگی­های بستر نمی­تواند بر اساس صرفاً هیدرولیک و مشخصه­های رسوبی توجیه یا پیش­بینی شود. برای مثال کاربرد دیگر تعیین عوامل کنترل­کننده نرخ هوازدگی و جریان مواد محلول (see SOLUTE LOAD AND RATING CURVE) در رودخانه­های بزرگ (Stallard 1985, 1995) با استفاده از همان اصول است.
مهم است بدانید که سیستم­های هوازدگی و حمل محدود از نظر زمان و مکان ثابت نیستند. برای مثال یک لغزش بزرگ در یک آبخیز قبلاً با پوشش گیاهی انبوه می­تواند مقدار زیادی واریزه تولید کند که اکنون آماده حمل به وسیله جریان واریزه­ای یا سایر مکانیزم­های حمل است. در این مقطع قدرت شبکه رودخانه (see STREAM POWER) برای حمل مواد به تازگی انباشته شده و اخیراً فرسایش یافته می­تواند بیشتر شود و یک آبخیز قبلاً با هوازدگی محدود اکنون به آبخیز با محدودیت حمل تبدیل می­شود. به همین ترتیب تغییرات اقلیمی ناگهانی می­تواند منجر به تسریع نرخ هوازدگی شود که ممکن نیست با نرخ هوازدگی یا بالعکس مطابقت داشته باشد. نهایتاً به مرور زمان گرادیان شیب می­تواند به حد آستانه رسیده و در نتیجه هوازدگی محدود به حمل محدود تغییر یابد.
اصطلاح هوازدگی و حمل محدود تا حدودی گمراه کننده هستند زیرا دلالت بر این دارند که فرآیند هوازدگی مکانیکی عامل تأمین مواد سیستم است. با این وجود، فرآیندهای دیگر از قبیل لغزش یا موادزایی مجدد به وسیله فرآیندهای رودخانه­ای می­تواند موادی را که مستقیماً به وسیله هوازدگی ایجاد نشده است را فراهم آورد. علاوه بر این هوازدگی در مقایسه با سایر فرآیندهای ژئومورفیک به ندرت همواره ،محدود، بوده و عامل توزیع مجدد چشمگیر مواد است. به همین ترتیب، اصطلاح حمل محدود به این دلیل می­تواند موجب سردرگمی شود که دلالت بر این دارد که مکانیزم حمل است که جریان توده مواد را محدود می­کند. به جای مکانیزم حمل و نقل موجود بودن مواد است که حرکت توده­ای را مقدور می­سازد. بنابراین پیشنهاد شده که اصطلاح کمتر مبهم ،تأمین محدود، و ،تأمین نامحدود، جایگزین اصطلاح هوازدگی محدود و حمل محدود شود.
References
Bovis, M.J. and Jakob, M. (1999) The role of debris supply conditions in predicting debris flow activity, Earth Surface Processes and Landforms 24,
1,039–1,054.
Carson, M.A. and Kirkby, M.J. (1972) Hillslope Form and Process, Cambridge: Cambridge University Press.
Gilbert, G.K. (1877) The Geology of the Henry Mountains, Washington, DC: United States Geographical and Geological Survey.
Jahn, A. (1954). Denudational balance of slopes (in Polish), Czasopismo Geograficzne 25.
——(1968) Denudational balance of slopes, Geographia Polonica 13, 9–29.
Jakob, M. and Skermer, N. (translators) (1997) Stiny, J. Die Muren, Vancouver, BC: EBA Engineering Consultants Ltd.
Kleinhans, M.G., Wilbers, A.W.E., De Swaaf, A. and Van den Berg, J.H. (2002) Sediment supply-limited bedforms in sand-gravel bed rivers, Journal of Sedimentary Research, Section A, Sedimentary Petrology and Processes 72(5), 629–640.
Stallard, R.F. (1985) River chemistry, geology, geomorphology, and soils in the Amazon and Orinoco Basins, in J.I. Driver (ed.) The Chemistry of Weathering, 293–319, Dordrecht: Reidel.
——(1995) Tectonic, environmental, and human aspects of weathering and erosion: a global review using a steady-state perspective, Annual Reviews of Earth and Planetary Science 23, 11–39.
Stiny, J. (1910) Die Muren. Versuch einer Monographie mit besonderer Berucksichtigung der Verhaltnisse in den Tiroler Alpen, Innsbruck: Verlag der Wagner’schen Universitats Buchhandlung.
Further reading
Kirkby, M.J. (1971) Hillslope process-response models based on the continuity equation, Transaction of the Institute of British Geographers, Special Publication 3, 15–30.
——(1985) The basis for soil profile modelling in a geomorphic context, Journal of Soil Science 36, 97–121.
MATTHIAS JAKOB                                                (مترجم: مریم رحمتی)
 
WEATHERING PIT - حفره هوازدگی
چاله­های بسته کوچک روی سطوح سنگی افقی و با شیب ملایم. این حفره­ها ،گناما،[70] یا ،آفرکسل،[71] یا ،پیا،[72] نیز نامیده می­شوند. این حفره­ها از طیفی از انواع سنگ­های سیلیکات گرانیت­ها و ماسه­سنگ­ها توصیف شده­اند و ممکن است از نظر مورفولوژی پهن تا حفره­های انحلالی تشکیل شده در سنگ­های کربناته که اصطلاحاً ،حفره قارچی شکل،[73] نامیده می­شود، مشابه باشند. گودی و میگان (1997: جدول 1) فهرستی از منابع مربوط به چاله­های هوازدگی از دامنه متنوعی از مناطق مورفوکلیماتیک شامل مناطق قطبی، بیابانی و مرطوب حاره ارائه می­دهند. بزرگترین مثال­ها می­تواند بین 10 و 20 متر طول داشته باشد (Twidale and Corbin 1963).
در رابطه با فرآیندهای دخیل در تشکیل چاله­ها عدم قطعیت زیادی وجود دارد. فرآیندهای شیمیایی انحلال معمولاً در تشکیل چاله­ها دخیل هستند ولی فرآیندهای دیگر نیز می­تواند شامل جذب آب یا آبگرفتگی، کنش مکانیکی یخبندان و نمک و هوازدگی بیوشیمیایی باشد. مکانیزم­های بازخورد مثبت مرتبط با مقدار فزاینده آب موجود با بزرگ شدن چاله می­تواند موجب شدت بالای هوازدگی محلی شود (Schipull 1978).
چاله­ها یا حفره­های هوازدگی زیادی تا حدودی پر شده از واریزه و مواد آلی گزارش شده و در عین حال چاله­های خالی با سنگ بستر عریان نیز کم نیستند. به نظر می­رسد مسئله نحوه خالی شدن واریزه از چاله چندان مورد توجه واقع نشده است. در این خصوص سه شیوه پیشنهاد شده است (Smith 1941)؛ جابجایی انحلالی، شستشو در طول بارش­های سنگین و فرسایش بادی. شناوری مکانیزم احتمالی دیگر است ولی در مورد آن مشاهدات مستقیم صورت نگرفته است. علاوه بر این، وقوع چاله­های بسته عمیق خالی از رسوب (cf. Watson and Pye 1985) هنوز معما بوده و توجیه قانع کننده­ای در خصوص خالی بودن آن­ها ارائه نشده است.
 

عکس 146:چاله هوازدگی بزرگ تشکیل شده در گرانیت در کوه­های ارونگو (Erongo) نامیبیای مرکزی. این نمونه دارای کف کاملاً  برهنه بوده و فرآیند خالی شدن مواد تخریبی از داخل حفره هنوز مورد بحث است.
References
Goudie, A.S. and Migon´ , P. (1997) Weathering pits in the Spitzkoppe area, Central Namib Desert, Zeitschrift fur Geomorphologie NF 41, 417–444.
Schipull, K. (1978) Waterpockets (Opferkessel) in Sandsteinen des zentralen Colorado-Plateaus, Zeitschrift fur Geomorphologie NF 22, 426–438.
Smith, L.L. (1941) Weathering pits in granite of the Southern Piedmont, Journal of Geomorphology 4, 117–127.
Twidale, C.R. and Corbin, E. (1963) Gnammas, Revue de Geomorphologie Dynamique 14, 1–20.
Watson, A. and Pye, K. (1985) Pseudokarstic microrelief and other weathering features on the Mswati granite (Swaziland), Zeitschrift fur Geomorphologie NF 29, 285–300.
A.S. GOUDIE               (مترجم: مریم رحمتی)
 
WETTING AND DRYING WEATHERING - هوازدگی ناشی از تر و خشک شدن
نوسانات مرطوب و خشک شدن سنگ می­تواند موجب هوازدگی شود. این نوسانات در بسیاری از موارد موجب هوازدگی حاصل از انبساط سنگ در طول جذب آب و ناتوانی برای بازگشت به ابعاد اصلی پس از دفع رطوبت می­شود. علاوه بر این، محتوای بالای رطوبت می­تواند مقاومت سنگ را کاهش داده و با گذشت زمان چرخه­های تر و خشک شدن می­تواند قدرت پیوند کانی­ها را کاهش دهد. این خود به کاهش مقاومت سنگ و احتمالاً حتی تخریب آن منجر می­شود (Pissart and Lautridou 1984). چرخه تر و خشک شدن در برخی محیط­ها (برای مثال سکوهای ساحلی) می­تواند فراوان باشد و شبیه­سازی­های آزمایشگاهی کارایی فرآیند مورد بحث را نشان داده است (Hall and Hall 1996). مطالعات فرسایش در مقیاس خرد اهمیت تورم سطحی در سکوهای ساحلی تشکیل شده در سنگ آهک و گل­سنگ را نشان داده است، اگر چه تشخیص میان اهمیت رشد بلورهای نمک و انبساط در اثر تر و خشک شدن آسان نیست (Stephenson and Kirk 2001). در واقع، تر و خشک شدن روی سطوح برهنه تشکیل شده در گل­سنگ­های نواحی نیمه خشک نیز عمل می­کند (Cantón et al. 2001)، اگر چه دوباره اثر ترکیبی چرخه رطوبت و انحلال نمک است که بسیار مهم است. با این وجود، سنگ­های غنی از رس مستعد سیراب شدن با وجود نمک یا بدون وجود نمک هستند (Gökçeuˇ glu et al. 2000) و همانطور که در مقبره­های دره پادشاهان مصر که در شیل­های انزا (Esna) ایجاد شده­اند دیده می­شود، این فرآیند می­تواند موجب متلاشی شدن شود (Wüst and McLane 2000).
References
Canton, Y., Sole-Benet, A., Queralt, I. and Pini, R. (2001) Weathering of a gypsum-calcareous mudstone under semi-arid environment at Tabernas, SE Spain: laboratory and field-based experimental approaches, Catena 44, 111–132.
Gokceuˇglu, C., Ulusay, R. and Sonmez, H. (2000)Factors affecting the durability of selected weak and clay-bearing rocks from Turkey, with particular emphasis on the influence of the number of drying and wetting cycles, Engineering Geology 57, 215–237.
Hall, K. and Hall, A. (1996) Weathering by wetting and drying: some experimental results, Earth Surface Processes and Landforms 21, 365–376.
Pissart, A. and Lautridou, J.P. (1984) Variations de longeur de cylinders de Pierre de Caen (calcaire bathonien) sous l’effet de sechage et d’humidification, Zeitschrift fur Geomorphologie NF 29,111–116.
Stephenson, W.J. and Kirk, R.M. (2001) Surface swelling of coastal bedrock on inter-tidal shore platforms, Kaikoura peninsula, South Island,
New Zealand, Geomorphology 41, 5–21.
Wust, R.A.J. and McLane, J. (2000) Rock deterioration in the Royal Tomb of Seti I, Valley of the Kings, Luxor, Egypt, Engineering Geology 58,
163–190.
A.S. GOUDIE               (مترجم: مریم رحمتی)
 
WILSON CYCLE - چرخه ویلسون
چرخه ویلسون این فرضیه است که اقیانوس­ها بصورت ریفت بوجود آمده، به وسیله باز شدگی کف دریا بزرگ شده و در نهایت دوباره بسته می­شوند (Wilson 1966). در این فرضیه شش مرحله تعیین شده است:
1- بالاآمدگی و باز شدگی شکل­دهنده دره­های شکافی یا ریفتی (see RIFT VALLEY AND RIFTING) (مانند دره­های ریفتی جدید آفریقا).
2- باز شدن اولیه کف دریا (مرحله دریای سرخ).
3- اقیانوس بالغ (مرحله اقیانوس اطلس) با اقیانوس وسیع محصور شده با تپه­های دریایی و مرکز در حال باز شدن در پشته میان اقیانوسی.
4- اقیانوس در حال بسته شدن تحت حصار جزایر قوسی. اقیانوس آرام اگر چه هنوز در حال باز شدن است، در این مرحله قرار دارد.
5- بسته شدن بیشتر، فشردگی، دگرگونی و بالاآمدگی گوه­های رسوبی و شکل­گیری کوه­ها (مرحله مدیترانه­ای).
6- کل پوسته اقیانوسی زیررانش کرده و قاره­ها در یک زون برخوردی همگرایی پیدا می­کنند (برای مثال نوار ایندوس- تسنگاپو[74]). در این قسمت صفحه واحد در امتداد ریفت می­شکند و چرخه دوباره آغاز می­شود.
برخی معتقدند چرخه باید با شکستگی در امتداد تقریباً همان خط قدیمی شکستگی تکرار شود و برخی دیگر بر این باورند چرخه جدید می­تواند در امتداد شکستگی جدید آغاز شود. Van der Pluijm  و  Marshak(1997) معتقدند که ریفتی شدن می­تواند در کوهزایی­های گرم و ضعیف رخ دهد. از آنجا که کمربندهای کوهزایی قسمت­های ضعیف پوسته در نظر گرفته می­شوند گرایش دارند تا محل ریفت و برخورد مکرر باشند. سنگ­های موجود در اقیانوس می-تواند اثرات چند مرحله باز و بسته شدن را در خود بایگانی کرده باشند. برای مثال در شرق ایالات متحده، تاریخ زمین شامل دو مرحله ریفتی شدن (اواخر پرکامبرین و اواسط مزوزوئیک) و دو مرحله برخود (اواخر پرکامبرین و پالئوزوئیک) با چند مرحله فرعی است (van der Pluijm and Marshak 1997).
مسیر انحراف ظاهری قطب مغناطیسی (APW)[75] دو قاره تحت چرخه ویلسون نشان­دهنده مسیرهای موازی خواهد بود که در فروشکافت واگرا شده و پس از بسته شدن به مسیر موازی دوم همگرا می­شوند. این قبیل پشتوانه دیرینه مغناطیسی برای چرخه ویلسون برای ریفتی و بسته شدن اقیانوس اطلس ادعا شده است (Piper 1987). گندوانا و لوراسیا در دوران سیلورین همگرا شده و پانگه­آ را شکل دادند. سپس تا زمان مزوزوئیک مسیر APW عادی داشتند که این نشان می­دهد قاره واحدی را شکل داده­اند. پس از آن در خطوط جدید به قاره­های کنونی تقسیم شده، چرخه ویلسون را ادامه می­دهند.
باز و بسته شدن حوضه­های اقیانوسی تا بیش از 1500 کیلومتر حدود 500 میلیون سال طول می­کشد ولی برخی اقیانوس­ها کوچکتر و کم دوام هستند. به دلیل مقیاس زمانی، شواهد چرخه­های ویلسون غالباً متکی بر تفسیر تکتونیک صفحه­ای دیرینه مغناطیس، داده­های ساختمانی و زمین­شناختی است. چرخه ویلسون بطور کلی اثر مستقیم چندانی بر ژئومورفولوژی ندارد ولی روسو و سیلور (1996) تشکیل کوه­های آند را به این چرخه نسبت می­دهند.
References
Piper, J.D.A. (1987) Palaeomagnetism and the Continental Crust, Milton Keynes: Open University Press.
Russo, R.M. and Silver, P.G. (1996) Cordillera formation, mantle dynamics, and the Wilson Cycle, Geology 24, 511–514.
Van der Pluijm, B.A. and Marshak, S. (1997) Earth Structure: An Introduction to Structural Geology and Tectonics, New York: WCB/McGraw-Hill.
Wilson, J.T. (1966) Did the Atlantic close and then re-open? Nature 211, 676–681.
CLIFF OLLIER            (مترجم: مریم رحمتی)
 
WIND EROSION OF SOIL - فرسایش بادی خاک
فرسایش بادی (see AEOLATION) از دیرباز به عنوان عاملی مهم در تشکیل لندفرم­های مناطق خشک شناخته شده و در تشکیل عوارضی از قبیل چاله­های بسته (PANها)، تپه­های ساده (یاردانگ­ها)، سطوح بادرفتی (سنگفرش­ها[76]) و اشکال کوچک متفرقه (اشکال بادزاد[77]) نقش دارد. فرسایش بادی همچنین می­تواند شکل تلماسه­ها را برای مثال از طریق وزش (see DUNE,COASTAL) تغییر شکل دهد. مبحث کلی فرسایش بادی در سایر مدخل­های قبلی آورده شده است (see AEOLIAN GEOMORPHOLOGY; AEOLIAN PROCESSES; DESERT GEOMORPHOLOGY, etc.). این مدخل بر فرسایش بادی خاک- یکی از مؤلفه­های بیابان­زایی[78] متمرکز است.
فرسایش بادی یک فرآیند فرسایش طبیعی است. با این وجود، شدت و گستره آن اغلب با فعالیت­های مختلف انسان از قبیل زراعت، چرای بیش از حد، ترافیک وسایل نقلیه و غیره افزایش می­یابد (Leys 1999). فرسایش بادی دارای اثرات منفی بر تولید زراعی بوده و موجب آلودگی زیست­محیطی از قبیل طوفان­های شن می­شود. سابقه تلاش برای درک و مدل کردن فرسایش بادی به چندین دهه می­رسد که در این میان W.S. Chepil و همکاران از وزارت کشاورزی ایالات متحده نمونه بارز به شمار می­رود (see Chepil and Woodruff 1963). آن­ها با استفاده از مطالعات میدانی تجربی و تونل­های باد (see WIND TUNNELS IN GEOMORPHOLOGY) معادله پرکاربرد فرسایش بادی را تعریف کردند:
E= f(C,I,L,K,V)
در این معادله E خسارت بالقوه، C ضریب اقلیم محلی، I ضریب فرسایش­پذیری خاک، L فاکتور مرتبط با شکل زمین در جهت باد غالب، K فاکتور ناهمواری پشته برای زمین تحت وزش باد و  Vضریب پوشش گیاهی است. این معادله ابتدا در غرب میانی ایالات متحده تعریف شد و توجهات را به فاکتورهایی که کشاورزان می­توانند در آن­ها دخیل باشند (یعنی I، L، K وV) جلب کرد.
عامل اقلیم (C) ترکیب ساده دو متغیر ساده اقلیمی بود: سرعت باد سالیانه و ضریب رطوبت. احتمال دارد نواحی دشتی، خشک بادخیز بیشتر از هر ناحیه دیگر دستخوش فرسایش بادی باشند. فاکتور فرسایش­پذیری خاک (I) پیچیده­تر بوده و باید هم از نظر اندازه دانه (ذرات) و هم متراکم بودن مورد ملاحظه قرار گیرد. ماسه­ها و سیلت­های ریز احتمالاً بیشترین آسیب­پذیری را دارند که دلیل آن تا حدودی سرعت­های نسبتاً پایین لازم برای از جا کنده شدن آن­ها و البته وجود رس که احتمال ایجاد کلوخ­های مقاوم در برابر باد را شکل می­دهد. وجود کلوخ­های بزرگ خطر فرسایش بادی را کاهش می­دهد. مسافت عملکرد باد (L) مرتبط با اندازه دانه و وجود یا نبود کمربندهای بادپناه با ارتفاع، مسافت و نفوذپذیری متفاوت است. فاکتور ناهمواری پشته (K) مبتنی بر این مشاهده تجربی است که هر چه سطح ناهموار باشد، بیش از حدود 6 سانتیمتر، سرعت باد در سطح کمتر می­شود. بنابراین شیارهای سمت راست باد گرایش دارند نرخ فرسایش را کاهش دهند. فاکتور پوشش گیاهی (V) مطلقاً مهم بوده، به این دلیل که پوشش گیاهی متراکم، به ویژه اگر مانند علف دارای ساقه کوتاه و برگ باریک باشد بیش از هر چیز دیگری نرخ فرسایش بادی را کاهش می­دهد.
اخیراً مدل­های پیش­بینی فرسایش بادی تدوین شده است (Shao 2000). از جمله این مدل­ها مدل ارزیابی فرسایش باد (WEAM)[79] است که هدف آن ملاحظه اثر ترکیبی اقلیم، خاک، پوشش گیاهی و کاربری اراضی است. دیدگاه فیزیکی اصلی این مدل (Shao  et al. 1996) این است که فرسایش بادی حاصل دو نیروی مخالف می­باشد: قابلیت باد برای شروع و برقراری فرسایش و توانایی خاک برای مقاومت در برابر آن. قابلیت باد برای شروع و برقراری فرسیاش سرعت اصطکاکی U* (تنش یا کشش باد بر خاک) است، در حالیکه کمّیت مخالف اعمال شده به وسیله خاک سرعت آستانه   (سرعت اصطکاکی حداقل لازم برای وقوع فرسایش) می­باشد. سرعت اصطکاکی به وسیله شرایط وزش باد و ناهمواری سطح تعیین می­شود، در حالیکه سرعت آستانه به وسیله فاکتورهای از قبیل بافت خاک، دانه­بندی و محتواری رطوبت معین می­شود.
References
Chepil, W.S. and Woodruff, N.P. (1963) The physics of wind erosion and its control, Advances in Agronomy 15, 211–302.
Leys, J. (1999) Wind erosion on agricultural land, in A.S. Goudie, I. Livingstone and S. Stokes (ed.) Aeolian Environments, Sediments and Landforms, 143–166, Chichester: Wiley.
Shao, Y. (2000) Physics and Modelling of Wind Erosion, Dordrecht: Kluwer.
Shao, Y., Raupach, M.R. and Leys, J.F. (1996) A model for predicting aeolian sand drift and dust entrainment on scales from paddock to region, Australian Journal of Soil Research 34, 309–342.
A.S. GOUDIE               (مترجم: مریم رحمتی)
 
WIND TUNNELS IN GEOMORPHOLOGY - تونل­های باد در ژئومورفولوژی
تونل­های باد ابزاری هستند که به وسیله آن­ها می­توان فرآیندهای ژئومورفولوژی بادی را با جریان باد کاملاً کنترل و تنظیم شده پایش کرد. این ابزار به ویژه در محیط بادی که نوسانات طبیعی سرعت و جهت باد تجربه میدانی مکرر را دشوار می­سازد کارایی دارد.
تونل­های باد از نظر ویژگی­های طراحی بسیار متغیر هستند و معمولاً از یک پروانه مکنده (یا دمنده) هوا از میان یک فضای تنگ که خطوط جریان را هموار کرده و باد بدون نوسان را برای قمست کار فراهم می­آورد که در آن آزمایش صورت می­گیرد، تشکیل شده است. اندازه قسمت کار می­تواند از m21/0 و  m1 در طول تا بیش از m24 و  m10 متغیر باشد. سرعت کار در تونل­های باد معمولاً بین 1 و ms-120 است.
آزمایش­های ژئومورفولوژی با تونل­های باد معمولاً یا در رابطه با فرآیندهای بادی جابجایی ماسه یا غبار (Butterfield 1998; see AEOLIAN PROCESSES) که در آن­ها رسوب در قسمت کار قرار داده می­شود و یا مطالعات کوچک مقیاس شده در تونل­های باد " تمیز" با جریان ایجاد شده روی مدل­های ثابت تلماسه­ها، تپه­ها یا دره­ها هستند. (Walker and Nickling 2002). در حالت دوم نه تنها مقیاس لندفرم بلکه ویژگی­های ساختاری جریان باد (لایه مرزی جوی) نیز باید کاهش یابد. این اغلب از طریق یک سری شبکه و مارپیچ قسمت بالای جریان تحقق می­یابد که همراه با کف ناهموار قسمت کار می­تواند مقادیر تنظیم شده سرعت برشی، ناهمواری آئرودینامیک و مقیاس­های طول تلاطم را فراهم آورد که نماد مقادیر مقیاس کامل هستند. تونل­های باد قابل حمل معمولاً برای آزمایش مشخصات فرسایش باد (SEE WIND EROSION OF SOIL) زمین­های کشاورزی بکار می­روند. در این مورد کف قمست کار تونل وجود ندارد بطوری که وقتی تونل در محل آزمایش قرار داده می­شود جریان آن مستقیماً روی خاک طبیعی عمل می­کند.
جریان باد در تونل­های باد می­تواند با لوله پیتو[80] تعیین شود که سرعت را به وسیله اندازه­گیری فشار مشخص می­کند. جایی که جریان­ها بسیار متلاطم وجود داشته باشد معمولاً از بادسنج­های سیم فاز الکترونیک استفاده می­شود. بنابراین می­توان تنش­های برشی روی سطح مدل­های تنظیم شده را با استفاده از بادسنج­های سیم فاز (Wiggs et al.1996) یا سرعت­سنج ذرات بطور دقیق اندازه­گیری کرد در حالیکه بصری­سازی مدل­های فرا مقیاس با وارد کردن دود به جریان یا پوشاندن سطح مدل با روغن حاصل می­شود. در آزمایش­های دربردارنده وارد کردن و جابجایی رسوب می­توان در انتهای قسمت کار ماسه­گیر قرار داد و به این ترتیب میزان جریان ماسه را اندازه­گیری کرد.
در حالیکه پیشرفت­های زیادی در نتیجه استفاده از تونل باد در تحقیقات فرآیندهای بادی و جریان باد روی لندفرم­های بادی حاصل شده است، نقص اصلی این روش وجود داده­های تجربی میدانی معمولاً ناکارامد است که با آن­ها می­توان نتایج را تأیید کرد.
References
Butterfield, G.R. (1998) Transitional behaviour of saltation:wind tunnel observations of unsteady winds, Journal of Arid Environments 39, 377–394.
Walker, I.J. and Nickling, W.G. (2002) Dynamics of secondary airflow and sediment transport over and in the lee of transverse dunes, Progress in Physical Geography 26, 47–75.
Wiggs, G.F.S., Livingstone, I. and Warren, A. (1996) The role of streamline curvature in sand dune dynamics: evidence from field and wind tunnel measurements, Geomorphology 17, 29–46.
GILES F.S. WIGGS  (مترجم: مریم رحمتی)
 
 
 
 
[1] - Megakcha
[2] - Nahel Yael
[3] - Nahal Yatir
[4] - flash flood
[5] - Cascade
[6] - Cataract
[7] - Cap-rock
[8] - Cavitation
[9] - Drainage basin
[10] - Catchment
[11] - Sinkhole
[12] - Geo-spatial information
[13] - Fourier Analysis
[14] - Coriolis
[15] - Amphidromic systems
[16] - Co-tidal lines
[17] - Quadrature
[18] - Neap tides
[19] - Amplitude
[20] - Phase
[21] - Embayments
[22] - Surge
[23] -  Tidal currents or Tidal streams
[24] - Shoaling
[25] - Surf zone
[26] - Surf beat
[27] - Shear waves
[28] - Swift
[29] - Hydraulic provinces
[30] - Momentum
[31] - Shoaling
[32] - Specific Energy Density
[33] -Refraction
[34] - Wave Skewness & Wave Asymmetry
[35] - Plunging Breaker
[36] - Roller Vortex
[37] - Surf bores
[38] - Reversing Swash Currents
[39] - Uprush & Backwash
[40] - Radiation Stress
[41] - Undertow
[42] - Boundary Layer Stresses
[43] - Wave Streaming
[44] - Advection
[45] - Quarrying Or Plucking
[46] - Bar
[47] - Dean
[48] - self-organization
[49] - Unloading
[50] - Sheeting
[51] - Cleavage
[52] - Grus
[53] - Exfoliation
[54] - Segregated Ice
[55] -  Hyphae یک‌ گیاه‌ قارچی که‌ از تارهای‌ شاخه‌ شاخه‌ و لوله‌ای‌ شکل‌ متعدد‌ تشکیل‌ شده‌ است.
[56] - Solution
[57] - Hydrolysis
[58] - Redox reactions
[59] - Carbonation
[60] - Oxalic Acid
[61] - Weathering Front
[62] - Schmidt Hammer
[63] - Parker Weathering Index
[64] - Reiche Weathering Potential Index
[65] - Duricrust
[66] - Radiogenic Isotope Ratios
[67] - Basal Platform
[68] - Saprolite
[69] - Denudation
[70] - Gnamma
[71] - Opferkessel
[72] - Pia
[73] - Kamenitza
[74] - Indus–Tsangpo
[75] - Apparent Polar Wander
[76] - Stone Pavement
[77] - Ventifact
[78] - Desertification
[79] - Wind Erosion Assessment Model
[80]  - Pitot Tube : لوله ای در مسیر جریان سیال که فشار داخل آن با فشار کل محیط برابر است
دفعات مشاهده: 37 بار   |   دفعات چاپ: 3 بار   |   دفعات ارسال به دیگران: 0 بار   |   0 نظر
::
انجمن ایرانی ژئومورفولوژی Iranian Association Of Geomorphology
Persian site map - English site map - Created in 0.168 seconds with 885 queries by yektaweb 3506