از Digital Elevation تا Drainage Pattern

[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

جستجو در پایگاه

دریافت اطلاعات پایگاه

پایگاه مرتبط

مجله پژوهش های ژئومورفولوژی کمی
سایت کنفرانس های انجمن ایرانی ژئومورفولوژی
انجمن علمی باستانشناسی ایران
مجله فرسایش محیطی
International Journal of Coastal and Offshore Engineering

از Digital Elevation تا Drainage Pattern

| تاریخ ارسال: 1396/8/13 |

واژه آخر ترجمه نشده است
DIGITAL ELEVATION MODEL-مدل رقومی ارتفاع
توصیف و تشریح عددی سطح زمین برای پرداختن به بسیاری از موضوعات و مسائل ژئومورفولوژیکی مفید است. پیوستگی توپوگرافی، ممکن است بواسطه مدل رقومی ارتفاع[1](DEM)یا هر نوع آرایش فضایی[2] از ارتفاعات زمین تعیین شود. که رایجترین آنها به صورت توری مربعی[3] و یا شبکه[4] نمایش داده میشود. فاصلهگذاری نقطهای مدل رقومی ارتفاع، یا تفکیک افقی[5] که از اندازه کوچک(1متر) تا اندازه بزرگ(بیشتر از5 کیلومتر)متفاوت است، وابسته به نوع کاربرد، سطح جزئیات مورد نیاز و محدودیتهای ذخیرهسازی و پردازش رایانهای میباشد(جدول 11).
مجموعه اصطلاحات مربوط به مدل رقومی ارتفاع میتوانند با هم متباین باشند. مدل رقومی زمین[6](DTM) که اغلب مترادف با مدل رقومی ارتفاع در نظر گرفته شده، برای محاسبه و تخمین گرادیان شیب کاربرد اندکی داشته و بیشتر برای نمایش ارتفاع خود عوارض به کار میرود. همچنین مدل‌سازی رقومی زمین^{^[7]} که به اشتباه DTM نامیده می‌شود، میتواند پردازش مدل رقومی ارتفاع و ژئومورفومتری را به شکلی گسترده نشان ‌دهد. برای محاسبه کارآمد و نمایش ارتفاعات زمینی در یک ساختار مشخص(شکل 45)، معمولا از یک شبکه منظم[8]، یک شبکه نامنظم مثلثی[9](TIN)، منحنی میزانهای ارتفاعی رقومی شده[10] و یا از خطوط شیب موجود در منحنیهای میزان استفاده میشود. ساختارهای پذیرفته شده مدل رقومی ارتفاع هر یک دارای مزایا و معایبی هستند. مدلهای رقومی ارتفاع که به صورت شبکه مربعی[11] یا مستطیل شکل هستند(به ندرت به صورت شش ضلعی و یا مثلث متساویالاضلاع میباشند) ارتفاع(Z) را به عنوان مفهوم تلویحی از مختصات طول(X) و عرض جغرافیایی(Y) ذخیره میکنند(شکل A 45).
در حالیکه ساختارهای منظم و گسسته(ناپیوسته) برای پاسخگویی به پیچیدگیهای متنوع عوارض سطحی به صورت همسان عمل میکند، استفاده از تصاویر فضایی میتواند شبکه الگوریتمی بهینهای را توسعه داده و با استفاده از آن، دادهها و اطلاعات را تهیه، پردازش و ثبت نمود. شبکه مدلهای رقومی ارتفاع بواسطه تکرار تقسیم مربعات تا حدودی میتواند با عوارض پیچیده زمین(البته با کاهش بازده محاسباتی) وفق داده شود. در یک شبکه نامنظم مثلثی رئوس مثلثهایی که در شکل و اندازه با هم متفاوت میباشند، نشان دهنده ارتفاعاتی هستند که به طور تصادفی و نامنظم توزیع شدهاند(شکل B45). شبکه نامنظم مثلثی به طور مستقیم از نقاط نقشهبرداری شده و یا عوارض ناپیوسته و مجزایی که به صورت دستی از نقشهها یا بواسطه رایانه از یک شبکه و یا خطوط منحنی میزان مدل رقومی ارتفاع استخراج میگردد، درونیابی شده است. این شبکه نامنظم مثلثی تطبیقی: با خط الراسها و آبراههها سازگار شده و در مناطق همتافته(پیچیده) دارای ارتفاعات زیاد اما در مناطق مسطح ارتفاعات اندکی دارد. با وجود این مزایا، ذخیره‌سازی و پردازش بار تحمیلی بواسطه مختصات مشخص طول(X) و عرض(Y) که برای هر مقدار ارتفاع (Z) مورد نیاز است، عیب آن محسوب میشود.
شکل سطح زمین نه دارای مسیری مستقیم و نه به صورت زاویهای میباشد. ساختاهای مدل رقومی ارتفاع بهترین فرآیندهایی هستند که فرسایش و رسوب را در تندترین شیبها منعکس میکنند، هرچند که این قضیه در مورد همه توپوگرافیهای رودخانهای صادق نیست(Moore 1991). نقاط ارتفاعی در منحنیهای میزان متقاطع و خطوط شیب درونیابی شده(شکل C45) شامل یک مدل رقومی ارتفاع تطبیقی میباشد که به صورت واحدهای چهار ضلعی با اندازه و شکل متنوع تعریف می‌شوند. این واحدها به طور بسیار چشمگیری تقعر و تورفتگی دامنهها را که در نتیجه جریان سطحی ایجاد میشوند، را مشخص میکنند. لذا برای این منظور مختصات دقیق طول(X) و عرض(Y) ضروری میباشد.
نخستین مدلهای رقومی ارتفاع بواسطه پیمایش صحرایی، درونیابی دستی از روی نقشههای توپوگرافی و یا با تلفیق روشهای دستی و رایانهای و به صورت نیمهخودکار ایجاد شدهاند. اما بعدها استفاده از عکسهای هوایی، اسکن نوری و همچنین روشهای درونیابی خودکار منحنیهای میزان، جایگزین تکنیکهای قبلی شدند. در حال حاضر مدلهای رقومی ارتفاعی شبکهای[12] برای سطح زمین و بستر دریا و نیز برای سیاره مریخ موجود میباشد. مدل رقومی ارتفاع نوع GTOPO30 با استفاده از چندین نقشه منحنی میزان و از منابع مختلف تهیه گردیده است(Gesch et al. 1999). که سطح زمین را در طی 30 دقیقه قوسی (با ابعاد 1 کیلومتری) پوشش میدهد. در حالیکه دو مدل قدیمیتر، شاملETOPO5 و مدل زمین پایه[13]، در فواصل 10 کیلومتری زمین را پوشش میدادند. سری دادههای ارتفاعی ایالات متحده به صورت مدل رقومی ارتفاعی یک ثانیه قوسی(با قدرت تفکیک 30 متر) تهیه شده است. همچنین مدل رقومی ارتفاعی آلاسکا مدل 2 ثانیه قوسی است که شامل مجموع 55000 نقشه توپوگرافی با مقیاس 24000 :1 و 63360 : 1میباشد. ژاپن و انگلستان با مدل 50 متری، ایتالیا با وضوح اسمی230 متر، استرالیا 9 ثانیه قوسی(با قدرت تفکیک 250 متر) و آلمان و دیگر کشورها با مقیاسهای مختلفی شبکهبندی شدهاند. نوعی از مدلهای رقومی ارتفاع مثل مدل DTED که صرفا کاربرد نظامی دارند، در انحصار ایالات متحده آمریکا میباشد. با استفاده از نقشههای منحنی میزان و سنجش از دور (REMOTE SENSING IN GEOMORPHOLOGY را ببینید) میتوان مدلهای رقومی ارتفاع را با اندازهگیری مستقیم از ارتفاعات زمین ایجاد نمود(Maune 2001 . از جمله اینگونه فناوریها شامل نقشهبرداری رقومی با استفاده از عکسهای هوایی، سیستم موقعیتیاب جهانی(GPS) ، LiDAR ، InSAR یا IfSAR ، ASTER و برای عمقسنجی از سیستم SONAR استفاده میشود.

جدول 11: منابع و کاربردهای مدلهای رقومی ارتفاع(DEM)

برخی کاربردهای ژئومورفولوژیکی	منبع محاسبات ارتفاعی	فاصلهگذاری مدل رقومی ارتفاع
تشخیص و تجسم جزئیات زمین، تخمین آبگرفتگی ناشی از سیلاب، رطوبت خاک، مدلسازی دیگر پارامترهای هیدرولوژیکی، تحلیل فضایی زمین و خصوصیات خاک، تصحیحات مربوط به جهت شیب زمین، تاثیرات جهت شیب بر روی تابش خورشیدی، تبخیر و پوشش گیاهی	خطوط منحنی میزان و خطوط آبراههای با استفاده از عکسهای هوایی و نقشههای توپوگرافی با مقیاس5000: 1 و 50000 : 1، ارتفاعات سطحی ویژه و خطوط آبراههای با پیمایش زمینی و استفاده از GPS، بررسی هوایی ارتفاعات و عکسبرداری هوایی، ارتفاع سنجی راداری و لیزری	50 -1 متری
مدلسازی هیدرولوژیکی با مقیاس وسیع، ژئومورفومتری منطقهای و تجزیه و تحلیل آن، تجزیه و تحلیل زیرحوضه به منظور مدلسازی پارامترها و ارزیابی تنوع زیستی	خطوط منحنی میزان و خطوط آبراههای با استفاده از عکسهای هوایی و نقشههای توپوگرافی با مقیاس 50000: 1و 200000: 1، ارتفاعات سطحی ویژه و خطوط آبراههای رقومی شده با استفاده از نقشههای توپوگرافی با مقیاس 100000 : 1	200 -50 متری
نمایش وابستگی دمای سطحی و بارش به ارتفاعات، نمایش تاثیرات جهت ارتفاعات بر روی بارش و ناهمواری سطح بر روی باد، نقشهبرداری از زهکشهای قارهای	ارتفاعات سطحی ویژه و خطوط آبراههای رقومی شده با استفاده از نقشههای توپوگرافی با مقیاس 100000 : 1 تا 250000 : 1 توجه: مدلهای رقومی ارتفاعی بزرگ مقیاس اغلب توسط میانگین محلی دادههای کوچک مقیاس گردآوری شدهاند.	5 – 2/0 کیلومتر
مدلسازی وابستگی فرسایش و پخش رسوب به تکتونیک، مدلهای گردش عمومی جو در ارتباط با موانع کوهستانی، نقشههایی با مقیاس وسیع از ارتفاعات و بر پایه سایه ناهمواریها به منظور کسب اطلاعات غیر توپوگرافیکی	ارتفاعات سطحی ویژه رقومی شده با استفاده از نقشههای توپوگرافی با مقیاس 250000 : 1 تا 1000000 : 1، آرشیوهای ملی نقاط مثلثاتی، بنچ مارکها و دیگر ارتفاعات سطحی که مساحی ونقشه برداری شدهاند	500- 5 کیلومتر

Source: Modified after Hutchinson and Gallant (2000)

شکل 45: سه ساختار متضاد از مدل رقومی ارتفاع برای بخشی از یک آبخیز کوچک در کالیفرنیا. نقاط موجود در این شکل موقعیت ارتفاعی را نشان میدهند. A: شبکه مربعی، نشان دهنده زیرشبکههایی به ابعاد 3× 3 است که برای عملیات مهندسی از آن استفاده میشود. B: شبکه منظم مثلثی(TIN) و C: تقاطع خطوط منحنی میزان 20 متری(خطوط مشکی) به همراه خطوط شیب (خطوط روشن). عرض هر قطعه 780 متر میباشد.
مدل رقومی ارتفاعی 3 ثانیه قوسی(با قدرت تفکیک 90 متر) که توسط2000 SRTM تهیه شده است، 80 درصد از سطح زمین را پوشش میدهد(www.jpl.nasa.gov/srtm/) . فاصلهگذاری متغیر(1 تا 12 کیلومتری) عمق شبکه، که از رادار ارتفاع سنجی برای نیروی ثقل سطح دریا و همچنین برای عمق سنجی به دست آمده ، بستر تمام دریاها را پوشش می دهد. معایب تصادفی و سیستماتیک تنزل کیفی مدل رقومی ارتفاع، بواسطه دقت افقی و عمودی و همچنین درستی و دقت اجزای تشکیل دهنده ارتفاعات، مشخص شده است. بسیاری از خطاهای موجود در مدلهای رقومی ارتفاع از خطوط منحنی میزان نقشهها نشات گرفتهاند، زیرا به منظور تهیه اطلاعات با کیفیت بالا برای ژئومورفومتری، دقت و صحت این منحنیها هرگز در نظر گرفته نشده است.
از آنجا که خطوط منحنی میزان نقشهها تنها تخمین و تقریبی از سطح زمین هستند، بنابراین مدلهای رقومی ارتفاع که به واسطه آنها ساخته میشوند نیز تخمینی خواهند بود. در نتیجه کیفیت سطوح شناسایی شده مدل رقومی ارتفاع صرفا آماری بوده و دقت آنها به صورت محلی میتواند کم باشد. ارتفاعاتی که با اعداد صحیح بیان شدهاند، دقت عمودی یا تفکیکپذیری آنها به ویژه در سطح زمین میتواند درست نباشد. فرایند تبدیل خطوط منحنی میزان به شبکه، همیشه با خطا همراه بوده است. برخی الگوریتم‌های درون‌یابی، منحنی‌های میزان زیادی را نمایان می‌سازند و برخی دیگر پادگانه‌های غیرواقعی، فرورفتگیهای بسته و سازه‌های خطی(جاده، خطوط آهن...) را آشکار میکنند. باید گفت که برای اطمینان‌ از صحت مدل رقومی ارتفاع روش پیشرفتهای وجود ندارد. همه داده‌های InSAR و LiDAR و نیز سایر داده‌های سنجش از دوری، بسته به تکنولوژی به کار رفته در هر یک از آنها، دارای خطاها و اشتباهات بعضا عمده‌ای میباشند. مثلا در حالی که یک اینچ داده SRTM که نشان دهنده تراکم پوشش درختی است، دقت کافی نسبت به نمایش همان عوارض در یک اینچ داده NED را ندارد.
بیشتر مدل‌های رقومی ارتفاع بایستی برای پردازش‌های بعدی اصلاح شوند(شکل ۴۶). پردازش‌های رایانهای قادر به ساخت شبکه نامنظم مثلثی یا مدل رقومی ارتفاعی شبکهای با استفاده از نقاط ارتفاعی پراکنده میباشد. علاوه بر آن با استفاده از رایانه میتوان یک ساختار داده یا سیستم تصویر نقشه را به هم و یا به ساختارهای دیگر تبدیل نمود. یک مدل رقومی ارتفاع ممکن است جهت امکان ادغام با دیگر مدل‌های رقومی ارتفاع و ثبت ارتفاع زمین بر روی دیگر داده‌ها، با تفکیک‌پذیری دقیق(به صورت محدود جهت جلوگیری از ایجاد اثر تصنعی) یا با قدرت تفکیک‌ بزرگ‌تر درون‌یابی شود. پردازش‌های حجمی و عمده یا ویرایش‌های نقطه به نقطه، منجر به تصحیح خطاها شده و داده‌های با کیفیت‌تر را جایگزین بخش‌هایی از مدل رقومی ارتفاع می‌کند. حذف طول موج کوتاه یا بلند از یک مدل رقومی ارتفاع با استفاده از فیلترگذاری رقومی می‌تواند جزییات کار را بهبود بخشیده و خطاهای به‌وجود آمده را کاهش دهد تا از این طریق وضوح تصویر بیشتر شود. در هنگام ساخت مدل رقومی ارتفاعی شبکه‌ای به منظور کاربردهای هیدرولوژیکی، پیادهسازی الگوریتم شبکه زهکشی میتواند خطاهای ناشی از رقومی نمودن را کاهش داده و با ترکیب آبراههها، خطوط پشته(خط الرأس‌ها) و دیگر دامنه‌های ناپیوسته، منجر به حفظ پیوستگی شبکه جریان‌ شود(Hutchinson and Gallant 2000).

شکل46: نمودار سلسله مراتبی فعالیتهای مرتبط با آمادهسازی مدل رقومی ارتفاع جهت دستیابی به اهداف ژئومورفولوژیکی. اقتباس از Hutchinson and Gallant (2000)
مدل‌های رقومی ارتفاعی شبکه‌ای که به‌طور مناسب پیش پردازش شده‌اند بواسطه محاسبه فضایی از طریق پردازش رقومی تصویر، پیوستگی توپوگرافی را تشریح میکنند. عملیات همسایگی نیز در جایی مورد استفاده قرار می‌گیرد که مقادیر و ارزشهای ورودی مجاور وجود داشته باشد(مانند سایه ناهمواریها). ورودی یک مدل رقومی ارتفاعی شبکه‌ای شامل ماتریس کوچکی از داده‌های ارتفاعی است که معمولا ابعاد آن 3×3 بوده و در بازه‌های منظم منتقل می‌شوند.
محاسبات مربوط به شبکه‌های نامنظم مثلثی یا منحنی میزان مدل‌های رقومی ارتفاع در ابعاد مثلثی یا مربعی میباشد. عملیات همسایگی، زمین را در سه دامنه مشترک شامل ناهمواری (Z)، فضایی (X,Y) و سه بعدی (X,Y,Z) توصیف می‌کند. بیشتر ویژگی‌های مورفومتریکی که از مدل‌های رقومی ارتفاع استخراج‌ میشود، دارای مقادیر ارتفاعی(Z)میباشند که در مرحله نخست گرادیان شیب و انحنای نیمرخ‌ها از آن مشتق میشود. ویژگی‌های فضایی الگو و بافت زمین که به مبدا[14] مستقلی مرجع‌نشده باشند، بیشتر حالت انتزاعی دارند. اندازه‌گیریهای رایج نقاط X و Y شامل آزیموت، جهت قطب‌نما در امتداد شیب و انحنای خطوط منحنی میزان میباشد. از پردازش مدل‌های رقومی ارتفاع با استفاده از X,Y,Z میتوان پیچیده‌ترین ویژگی‌ها شامل ناهمواری سطوح، زاویه و میدان دید و انحراف پستی و بلندیها را به دست آورد. محاسباتی که بر روی مدل رقومی ارتفاع انجام می‌شود، هم سطح زمین را مشخص کرده و هم آن را به تصویر می‌کشد(جدول11).
نقشه‌های رقومی که به‌صورت رنگی یا تک‌رنگ تهیه شده‌اند، توپوگرافی منطقه را اغلب با دیدی مایل همراه با سایه ناهمواری‌ها، گرادیان شیب و یا جهت شیب به تصویر می‌کشند. داده‌های چندطیفی، نمادهای نقشه‌های ژئومورفولوژیکی و سایر انواع اطلاعات، اغلب بر روی نقشه پایه ارتفاعی همپوشانی می‌شود. در میان پارامترهای مهمی که از مدل رقومی ارتفاع به‌دست‌آمده ، در هر قاره هشت پارامتر مهم شامل مدل رقومی یکپارچه هیدرولوژیکی، گرادیان شیب و جهت شیب، تراکم و جهت رواناب‌ها، شاخص رطوبت توپوگرافیک، شبکههای آبراههای و حوضه‌های زهکشی با استفاده از داده‌های GTOPO30 تهیه شده‌اند(Verdin and Greenlee 1998). از پارامترهای مدل رقومی ارتفاع در کمی‌سازی شکل و جهت دامنه (HILLSLOPE, FORM را ببینید)، تهیه نقشه قابلیت خطر زمین‌لغزش، محاسبات ارتفاعی زمین، برنامه‌ریزی سیستم‌های زمینی، ارزیابی قابلیت عبور و مرورهای جاده‌ای، برنامه‌ریزی عملیاتهای نظامی، تشریح محیط‌های زیردریایی و فرازمینی، مدل‌سازی تحول و سیر تکاملی دامنه، شبیه‌سازی هیدروگراف‌ آبخیزها، پیش‌بینی حد و گسترش سیلاب و همچنین تخمین میزان آورد رسوب استفاده می‌شود.

References
Gesch, D.B., Verdin, K.L. and Greenlee, S.K. (1999) New land surface digital elevation model covers the Earth, Eos, Transactions, American Geophysical :union: 80, 69–70;
http://edcdaac.usgs.gov/gtopo30/gtopo30.html
Hutchinson, M.F. and Gallant, J.C. (2000) Digital elevation models and representation of terrain shape, in J.P. Wilson and J.C. Gallant (eds) Terrain Analysis: Principles and Applications, 29–50, Chichester: Wiley.
Maune, D. (ed.) (2001) Digital Elevation Model Technologies and Applications, the DEM Users Manual, American Society for Photogrammetry and Remote Sensing: Bethesda.
Moore, I.D. (ed.) (1991) Digital terrain modelling in hydrology, Hydrological Processes 5.
Verdin, K.L. and Greenlee, S.K. (1998) HYDRO1k Elevation Derivative Database, http://edcdaac.usgs.gov/ gtopo30/hydro/index.html
Further reading
Discoe, B. (2002) The Virtual Terrain Project, http://www.vterrain.org
Gesch, D.B., Oimoen, M.J., Greenlee, S.K., Nelson, Charles, Steuck, Michael and Tyler, Dean (2002) the National Elevation Dataset, Photogrammetric Engineering and Remote Sensing 68, 5–11.
Guth, P.L. (2002) MicroDEM_ for Windows 95 and NT, http://www.nadn.navy.mil/Users/oceano/pguth/website/microdem.htm
Kumler, M.P. (1994) An intensive comparison of triangulated irregular networks (TINs) and digital elevation models (DEMs), Cartographica 31, 2 (Monograph 45).
Pike, R.J. and Dikau, R. (eds) (1995) Advances in geomorphometry, Zeitschrift fur Geomorphologie, Supplementband 101.
SEE ALSO: allometry; applied geomorphology; complexity in geomorphology; cross profile, valley; engineering geomorphology; equilibrium slope

RICHARD J. PIKE           (ترجمه: رامین حاتمی فرد)

DILUVIALISM- طوفان نوحگرایی
شکلی از کاتاستروفیسم(فاجعهگرایی) که در آن اعتقاد بر این است که چشماندازها و مناظر، همانطور که در تورات[15] آمده است، بواسطه طوفان نوح شکل گرفتهاند. قبل از آنکه منشاء واقعی نهشتههای یخچالی شناسایی شوند، این مواد که یخرفت[16] نامیده میشوند توسط کارگران باکلند(Davies 1969) به یک سیل بزرگ نسبت داده میشدند و معتقد بودند که در گذشته امواج انتقالی[17] سراسر کره زمین را در برگرفته و این نهشتهها را نتیجه طوفان میدانستند. در دهه 1830میلادی در پی کشف اهمیت عصر یخبندان و نیز چینهنگاری از یخرفتها، توانست تا حد زیادی دیدگاه و نظریه طوفان نوح را در این زمینه تضعیف نماید. اصطلاح طوفان نوح هنوز هم برخی مواقع، برای مثال در مورد نهشتههای لسی محیطهای آبی، استفاده میشود.
Reference
Davies, G.L. (1969) the Earth in Decay, London: Macdonald.
A.S. GOUDIE                     (ترجمه: رامین حاتمی فرد)
DISSOLUTION - انحلال
در مفهوم ژئومورفولوژیکی، انحلال فرایندی است که به موجب آن یک سنگ یا بخشهایی از آن با آب ترکیب شده و به شکل محلول ظاهر میشود. به طوریکه کانیها و مواد معدنی مختلف انحلال یافته سنگ، به یونها یا مولکولهای مجزایی تجزیه شده و در درون محلول پخش میشوند. از این رو مطالعه انحلال باید بر روی کانیهای اصلی سازنده سنگ متمرکز شود. انحلال همگون یک کانی زمانی اتفاق میافتد که همه اجزا با هم ترکیب شوند(به عنوان مثال هیچ باقی مانده جامدی وجود نداشته باشد) اما زمانی که تنها بخشی از اجزا در محلول حل شوند، انحلال ناهمگون رخ داده است(مثلا کانیهای آلومینوسیلیکات که در آن یونها در واکنش با آب آزاد شده اما بسیاری از عناصر جامد خود را دوباره منظم نموده، از جمله کائولینیت). در آب دامنه بسیار وسیعی از کانیهای انحلالپذیر وجود دارد. به طوریکه از کانیهای ژیپسی که عملا غیرقابل حل هستند(001/0میلیگرم در لیتر در آبی با 7=PH) تا نمک^{^[18]} (360000 میلیگرم در لیتر در آبی با 7=PH) را   میتوان مشاهده نمود. سنگهایی که کانیهای آنها قابلیت انحلالپذیری بسیار کمی دارند در مقابل هوازدگی شیمیایی[19] بسیار مقاوم هستند، در حالی که سنگهای حاوی کانیهای با انحلال پذیری بالا، مانند سنگ نمک، فقط در رخنمون خشکترین مکانها یافت میشوند.
بین این دو حد نهایی(انحلالپذیری بالا و پایین) گروهی از سنگها وجود دارند که در آن انحلال در مسیر جریان آبهای زیرزمینی منجر به توسعه زهکشهای زیرزمینی شده و مجموعه زمینشکلهایی^{^[20]} تحت عنوان کارست را به وجود آورده است. کارست در سنگهای سیلیکاتی و تبخیری^{^[21]} نیز توسعه مییابد، اما به طور معمول در سنگهای کربناته، آهکی و دولومیتی تشکیل میشوند. بنابراین در ادامه این مطلب فرایند انحلال کربنات مورد بحث قرار میگیرد. شیمی محلول کربناتها نسبتا ساده است که تنها شامل دو کانی عمده، کلسیت (CaCO₃) و دولومیت (CaMg(CO3)₂)میباشد. انحلالپذیری این کانیها در آب خالص پایین بوده(14 میلیگرم در لیتر) و عمل حلال آبهای طبیعی به مقدار اسید خود محلول بستگی دارد. اسیدهای آلی و معدنی ممکن است در برخی از بخشها، به ویژه در اولین (ابتداییترین) فاز کارستی شدن مهم باشد(Lowe et al. 2000) به طور کلی انحلال کلسیت و دولومیت بواسطه اسید کربنیک تولید شده توسط هیدراتاسیون دی اکسیدکربن محلول کنترل میشود (انجام میگیرد). در اغلب موارد گفته شده که واکنش بین اسیدکربنیک و سنگ آهک نامحلول[22] منجر به تولید بیکربنات کلسیم محلول میشود. هرچند که این قضیه نادرست است، زیرا که هیچ شاهدی مبنی بر وجود مولکولهای بیکربنات کلسیم در محلول وجود ندارد. در واقع واکنشهای شیمیایی ابتدایی که موجب انحلال کلسیت میشوند، به صورت سه واکنش زیر میباشند:

(1) CaCO₃ +H⁺↔ Ca²⁺+ HCO^-₃
(2) 2CaCO₃+ H2CO₃ ↔ 2Ca²⁺ + 2HCO^-₃
(3) CaCO₃ + H₂O ↔ Ca²⁺ + HCO^-₃ + OH^-
که این واکنشها به صورت زیر میتوانند خلاصه شوند:
(4) CaCO3+ H2O + CO2+↔ Ca2++ 2HCO-3
فرایندهای مشابهی نیز در انحلال دولومیت وجود دارد که به صورت زیر میباشد:
(5) CaMg (CO3)2 + 2H2O +2CO2 ↔ Ca2+ + Mg2+ + Mg2+ + 4HCO-3
این واکنشها تا زمانیکه سرعتهای بالا و پایین رفتن با هم برابر میشوند، ادامه مییابد و این نقطهای است که در آن سیستم در حالت تعادل قرار میگیرد. در این حالت گفته میشود که محلول از لحاظ کلسیت به حد اشباع رسیده است. افزایش هر نوع اسید به این سیستم غلظت یونهای هیدروژن را افزایش داده و در جهت رو به جلو جایگزین تعادل میشود. این مسئله موجب کاهش غلظت CO₃^2- شده و به حل شدن CaCO₃ بیشتری میانجامد. بطوری که هنگام برقراری دوباره تعادل، کلسیم محلول اشباع، غلظت بالاتری خواهد داشت. در مقابل، بر حسب فرآیندهای فرسایش مکانیکی، این واکنشها ممکن است در آب ساکن^{^[23]} و بدون حرکت و همچنین از طریق آبی با دامنه وسیعی از سرعتهای مختلف، رخ دهد. سرعت این واکنشها و مقدار مواد معدنی حل شده، بواسطه جزئیات جنبشی[24] محلول کنترل میشود.
با این حال، نقش چهار عامل: غلظت دیاکسیدکربن، درجه حرارت، شرایط تعادلی و خوردگی آمیختگی[25] به شرح زیر مهم میباشد.

غلظتهای دیاکسیدکربن: غلظت دیاکسیدکربن اتمسفر در حدود 035/0 درصد است که مقدار اشباع آن در˚ 10سانتیگراد و تحت شرایط سیستم باز به 70 میلیگرم در لیتر میرسد. اما غلظتهای مشاهده شده اغلب بالاتر از این مقدار میباشد. به طورکلی این مسئله به دلیل وجود دیاکسیدکربن ناشی از فعالیت موجودات زنده[26](بیوژن) در فضای خاک میباشد. بنابراین غلظت دیاکسیدکربن خاک نسبت به غلظت کلسیم موجود در چشمهها نوسانات بیشتری را نشان میدهد. ممکن است دیاکسیدکربن موجود در هوای سطح زمین در منطقه کارست سطحی^{^[27]}(منطقه نزدیک به سطح زمین) منبعی نسبتا پایدار و با ثبات از دیاکسیدکربن را فراهم آورد.
درجه حرارت: برای هر نوع غلظت معینی از دیاکسیدکربن در یک محلول گازی در فضای تماس آب و سنگ، با کاهش دما به ازای هر یک درجه سلسیوس، انحلالپذیری کلسیت در حدود 3/1 درصد افزایش مییابد. با این حال تاثیر آن معمولا کمتر از غلظت دیاکسیدکربن در فاز گازی و سرعتهای واکنش میباشد. زیرا این دو عامل به طور گستردهای با درجه حرارت افزایش مییابند. علاوه بر این، تغییرات در روانابهای منطقه[28] نسبت به تغییرات غلظت مواد حل شده، بخش عمدهای از نوسانات موجود در میزان فرسایش انحلالی[29] را به خود اختصاص داده است.
شرایط تعادلی: سنگ آهک تحت تاثیر دو شرط اصلی تعادلی ممکن است حل شود. 1) سیستم باز که در آن گاز، آب و سنگ در ارتباط با هم بوده و دیاکسیدکربنی که در واکنش بین سنگ آهک و اسیدکربنیک مصرف شده، دوباره جایگزین میشود. 2) سیستم بسته که در آن گاز و آب در حالت تعادل بوده، اما موجودی گاز قبل از تماس با سنگ کاهش یافته و قطع میشود. در شرایط سیستم بسته به علت عدم جایگزینی دیاکسیدکربن، انحلال سنگ آهک کمتر از شرایط سیستم باز میباشد.
خوردگی آمیختگی[30]: از اختلاط دو آب اشباع شده یک محلول غیراشباع(خورنده[31]) و محلولی با ترکیب اشباع و خورنده تولید میشود و یا در صورت افزایش قدرت تهاجمی ممکن است دو محلول خورنده تولید شود. در موارد شدیدتر محلول جدید ممکن است بتواند تا بیشتر از 20 درصد کلسیت را در خود حل کند. ولی معمولا در آبهای طبیعی این افزایش انحلال حدود 2-1درصد میباشد. با این وجود تاثیر چنین ترکیبی نسبت به محلول عادی به طور کلی کمتر خواهد بود. ولی این محلول در شرایط و جاهاییکه انحلال عادی غیرممکن است توانایی خود را نشان میدهد، از جمله در شکافهای باریک و منطقه اشباع آب زیرزمینی.

در حالی که نقش کلیدی اسیدکربنیک در انحلال کربناتها در پایان قرن هجدهم شناخته شده بود، اما تا اواخر قرن 20 جزئیات تعادل شیمیایی آبهای کربناته و اهمیت آنها در فرایند تشکیل غارها و تکامل چشماندازها به درستی مشخص نبود. از جمله مهمترین کارها در این زمینه توسطDreybrodt (1988, 2000), Palmer (1991) ,White (1984) انجام گرفته است.
References

Dreybrodt, W. (1988) Processes in Karst Systems: Physics, Chemistry and Geology, Berlin and New York: Springer.
——(2000) Equilibrium chemistry of karst water in limestone terranes, in A. Klimchouk, D.C. Ford, A.N. Palmer and W. Dreybrodt (eds) Speleogenesis: Evolution of Karst Aquifers, 126–135, Huntsville, AL: National Speleological Society.
Lowe, D.J., Bottrell, S.J. and Gunn, J. (2000) Some case studies of speleogenesis by sulphuric acid, in A. Klimchouk, D.C. Ford, A.N. Palmer and W. Dreybrodt (eds) Speleogenesis: Evolution of Karst Aquifers, 304–308, Huntsville, AL: National Speleological Society.
Palmer, A.N. (1991) the origin and morphology of limestone caves, Geological Society of America Bulletin 103, 1–21.
White, W.B. (1984) Rate processes: chemical kinetics and karst landform development, in R. G. LaFleur (ed.) Groundwater as a Geomorphic Agent, 227–248, Boston: Allen and Unwin.

SEE ALSO: corrosion

JOHN GUNN (ترجمه: رامین حاتمی فرد)

DIVERGENT EROSION- فرسایش واگرا
این اصطلاح از تکامل برجستگیهای منفرد[32] گرفته شده است. در مناطق استوایی هنگامی که یک برونزد سنگی بدون پوشش در معرض باران قرار گیرد در آن رواناب خیلی سریع جاری میشود. بنابراین هوازدگی این رخنمونها باعث کاهش رطوبت مورد نیاز برای تخریب بیشتر سنگ میشود. در مناطق حاشیه نیز آب با نفوذ به داخل خاک میتواند ادامه هوازدگی سنگ را ممکن سازد. همزمان با فرسایش و کاهش سطح، این برونزد سنگی همچنان مقاوم میماند. در حالی که نواحی مجاور فرسایش مییابند دامنههای برونزد سنگی بیشتر پدیدار میشوند. که این فرسایش غالبا با نرخ یکسانی در قاعده مواد تخریبی تجزیه شده رخ میدهد. بدینترتیب برونزد سنگی به آرامی بالاتر از توده هوازده شده قرار میگیرد. بنابراین فرسایش واگرا در نتیجه هوازدگی واگرا[33] رخ میدهد. ارتفاع برجستگیهای منفرد تا 300 متر و بیشتر نیز میرسد. با این حال، توالیهای مشاهده شده در مناطق استوایی نشان میدهد که این برجستگیها در اندازههای مختلف میتوانند توسعه یابند. خارج از مناطق استوایی، کوهستانهای منفرد و جدا افتاده که به عنوان اشکال دیرینه شناخته میشوند، گاهی اوقات در سطح زمین ظاهر میشوند.
مرحله ابتدایی رخنمون شدن این برونزدها علل مختلفی دارد: از جمله نازک شدن پوشش خاک در مکانهای خاص در پرتگاه[34] کوه میباشد، یعنی جاییکه در آن فرآیندهای تسطیح اندکی باعث افزایش شیب میشوند. نخستین برونزدهای سنگی مربوط به برجستگیهای منفرد در جلو و یا بالای پرتگاهها ظاهر میشوند. در نهایت ادامه برونزدگی سنگ آنقدر زیاد شده که منجر به ایجاد پرتگاه میشود. گاهی اوقات برجستگیهای منفرد در نزدیکی رودخانه و یا سواحل دریا تشکیل میشوند. در برخی موارد وقوع یک رخداد ناگهانی(مثلا سقوط یک درخت) فروسایش[35] سریعی را ایجاد نموده که در نهایت برونزد سنگی اولیه و کوچکی را به وجود میآورد.
علاوه بر پرتگاهها، برجستگیهای منفرد در حوضههای آبخیز بزرگ و کوچک نیز تشکیل میشوند. نمونههایی از این قبیل برجستگیهای منفرد در جنوب استرالیای مرکزی از جمله در منطقه آیرز راک[36]، اولگاس[37]، و کوه کانر[38] وجود دارد. همه این نمونهها در سنگهای رسوبی توسعه یافتهاند، که نشان دهنده وابسته نبودن هوازدگی واگرا به سختی سنگ میباشد. به گونهای که سنگشناسی این برجستگیهای منفرد با دشتهای مجاور(حداقل در نواحی وسیعتر) کم و بیش یکسان است. اغلب فواصل مختلفی از شکستگیها به عنوان دلیلی برای مقاومت ویژه فرض شده است، در این صورت خطوط زمین ساختی میبایست دارای الگوهای تکراری بوده و در نتیجه با فاصله منظمی از برجستگیهای منفرد قرار گرفته باشند، که البته چنین موردی وجود ندارد. فرسایش واگرا گاهی اوقات برای فرآیندهای مختلف کنترل شده بواسطه سختی سنگ، بویژه در مورد برجستگیهای منفرد نیز استفاده میشود. اما این موضوع را به سختی میتوان اثبات نمود چرا که بازیابی نمونههای سنگی متعلق به دشتهای بسیار هوازده جهت مقایسه دشوار است.
در مناطق حارهای با توجه به اهمیت جزئی هوازدگی فیزیکی و قدرت بسیار زیاد فرایندهای شیمیایی، رخنمونهای سنگی به طور کلی مقاوم میباشند. در این مناطق وجود آب فقط در مرحله نخست و برای یک زمان کوتاه مورد نیاز است، در حالی که در مراحل بعد عامل رطوبت پایدار و بویژه آب حاوی اسیدهای آلی میتوانند فرایند هوازدگی شیمیایی را ادامه دهند. تاثیر این دو عامل در دامنههای بدون پوشش کاهش مییابد. بنابراین برجستگیهای منفرد و پرتگاهها در مناطق استوایی بسیار قدیمی میباشند. به همین دلیل این رخنمونهای سنگی پس از ظاهر شدن در سطح، تنها اندکی هوازده میشوند. حتی اگر اشکال خاصی نظیر جویبارها(نهرهای کوچک)[39]، فرسایش ورقهای(پوست پیازی)[40] و یا حفرات زیرزمینی کوچک[41] در آنها توسعه یابند، فرم کلی این عوارض تغییر نمیکند. در آیرز راک استرالیا این اشکال هوازده به صورت آشیانهای[42] و تودرتو میباشند. بنابراین سنهای متفاوت آنها، نشان میدهد که این عوارض در طول زمانهای بسیار طولانی حتی تحت تاثیر تغییرات اقلیمی نیز پایدار میمانند. در سریلانکا دامنههایی با شیب بسیار تند وجود دارد که بطور شگفتآوری پایدار ماندهاند. تشکیل این دامنهها نه تنها به دلیل وجود رخنمونهای سنگی است، بلکه به حرکت سریع آب زیرزمینی نیز مربوط میشود. تجزیه و تحلیل مقاطع نازک خاک نشان دهنده حجم بسیار بالایی از منافذ بزرگ است که به علت وجود کانیهای آهن و سیلیس در افق خاک و یا حتی تشکیل پوسته آهکی بر روی دیواره منافذ، باعث تشکیل بافت خاک نسبتا پایداری در این منطقه شده است. بنابراین آب در معابر مناسبی در داخل خاک حرکت میکند. پایین بودن ظرفیت تورمی کانیهای کائولینیت، منجر به حفظ ثبات و پایداری خاک میشود. همچنین حرکت سریع آب همانند رخنمونهای سنگی عمل میکند، در نتیجه به این فرآیندها، واگرایی داخلی[43] گفته میشود. چنانچه بواسطه ایجاد خیابان در یک شیب تند ساختار و بافت خاک پراکنده شود، حرکت آب مسدود شده و ممکن است لغزشهای شدیدی در اینگونه خاکها رخ دهد.
فرسایش واگرا به عنوان یک اصل کلی در ژئومورفولوژی مناطق حارهای، نشان دهنده ناپیوستگی فرسایش در مکان و زمان میباشد. این فرسایش تا حدودی مستقل از نیروی ثقل بوده اما به تفاوت در میزان اصطکاک وابسته میباشد. در واقع میتوان فرسایش واگرا را به عنوان یک پسخورند مثبت در نظر گرفت. تغییر در رخسارههای سنگی ظاهر شده از آستانه مقاومت در برابر هوازدگی و فرسایش عبور نمیکند. لذا این رخسارهها حساسیت بسیار پایینی به تغییر دارند. مفهوم ارگودیک[44] در نواحی مرطوب حارهای که کاهش سطح ناشی از فرسایش واگرا در ارتفاعات مختلف در پیرامون برجستگیهای منفرد فعال است، نیز قابل رخ دادن است.
References
Bremer, H. (1972) Flusarbeit, Flachen- und Stufenbildung in den feuchten Tropen, Zeitscrhift fur Geomorphologie Supplementband 14, 21–38.
Bremer, H. and Sander, H. (2002) Inselbergs: geomorphology and geoecology, in S. Porembski and W. Barthlott (eds) Inselbergs, Biodiversity of Isolated Rock Outcrops in Tropical and Temperate Regions, Ecological Studies 146, 7–35, Berlin, Heidelberg: Springer.

H. BREMER (ترجمه: رامین حاتمی فرد)

DOLINE- دولین
دولینها فرورفتگیهای طبیعی بستهای هستند که در مناطق کارستی یافت میشوند(Ford and Williams 1989). سطح دولینها به شکل مدور بوده و قطر آنها از چندین ده متر تا صدها متر و عرضشان میتواند از چند متر تا حدود یک کیلومتر متغیر باشد. دولینها معمولا از چند متر تا دهها متر عمق دارند، اما عمق برخی از آنها به صدها متر نیز میرسد. دامنه و دیواره دولینها از شیب کم تا عمودی متغیر بوده و فرم کلی آنها میتواند از نعلبکی شکل تا مخروطی و یا حتی استوانهای متفاوت باشد. دولینها در زیرسطح زمین به طور ویژه در سنگهای کربناته تشکیل میشوند و همچنین در سنگهای تبخیری نیز گسترش دارند. برخی نیز در سنگهای سیلیسی از جمله در کوارتزیتها یافت میشوند. برای مدتهای طولانی دولینها به عنوان ملاک تشخیص اراضی کارستی در نظر گرفته میشدند، در حالیکه این موضوع فقط تا حدودی درست بود. به طوریکه در اغلب مکانها دولینها به عنوان سیمای شاخص مناطق کارستی شناخته میشوند، اما در جاهای دیگری بدون اینکه دولینی در سطح زمین یافت شود، کارستهای زیرسطحی میتوانند در شبکه هیدرولوژیکی توسعه یابند. دولینها هم در مناظر کارستی و هم در سنگهای غیرکارستی عملکرد مشابهی برای حوضه زهکشی دارند. به طوریکه برخی از آنها آب باران را از سطح زمین زهکشی نموده، اما برخی دیگر آب زیرزمینی را از طریق یک خروجی به پستترین نقطه موجود در حوضه دولین زهکشی میکنند.
گاهی اوقات (به ویژه در آمریکای شمالی) در مکانهایی که رودها و جریانهای آب به زیرزمین فرو میروند از اصطلاح فروچاله[45](چاله کارستی، سنگچال) برای اشاره به دولینها و فرورفتگیها[46] استفاده میشود، درحالیکه در اروپا از اصطلاحات مستقلی(از جمله پونور، حفرات بلعنده[47] و جریان فرورو[48]) استفاده میکنند. پس بنابراین دولین و فروچاله(چاله کارستی، سنگچال) به هیچ وجه با هم مترادف نیستند. جدول(12) اصطلاحاتی را که توسط نویسندگان مختلف به کار گرفته شده را ارائه نموده است. همچنین در شکل (47) شش نوع عمده دولین مشاهده میشود(جزئیات بیشتر در Williams 2003).
تشکیل فرورفتگیهای بسته در مناطق کارستی با چهار مکانیسم اصلی شامل انحلال[49] ،ریزش[50](رمبش)، پرشدگی[51] و فرونشست منطقهای[52] قابل توجیه است. به طور معمول پیچیدگی فرآیندهای طبیعی به گونهای است که اغلب بیش از یک مکانیسم در تشکیل آنها دخالت دارد، از جمله این موارد دولینها هستند که در اصل به عنوان اشکال مرکب(چند منشاءیی) شناخته میشوند. به عنوان نمونه، فرورفتگیها ابتدا توسط انحلال تشکیل میشوند و سپس توسعه انحلال منجر به سقوط و ریزش کف این عوارض به داخل غار زیرین خواهد شد. در چنین حالتی، دامنه کمشیب و بالایی دولین توسط انحلال و دامنه پرشیب پایینی بواسطه ریزش(رمبش) تشکیل میشود.

دولینهای انحلالی(Solution dolines)
فرم کاسه مانند یک دولین معمولی نشان میدهد که از مرکز آن نسبت به کنارهها، مواد و مصالح بیشتری برداشت شده است. یعنی جایی که در آن مکانیسم تخریب شیمیایی متمرکز شده و منجر به انحلال سنگ بستر میشود. در این نوع از دولینها مقدار سنگ آهکی که میتواند به واسطه انحلال از بین برود به دو متغیر: غلظت املاح^{^[53]} و حجم حلال^{^[54]} (در مورد مقدار تخلیه آب از طریق دولین) بستگی دارد. تغییرات در یک یا هر دو این متغیرها میتواند مسئول تمرکز انحلال در نزدیکی مرکز فرونشست باشد، اما چنانچه تغییر محلی در غلظت املاح به تنهایی برای چگونگی رخداد انحلال دولین کافی باشد، میتوان گفت که در یک منطقه آب و هوایی معین در هر نوع سنگ آهکی این پدیده میتواند ایجاد شود. اما در برخی موارد اینگونه نیست، چنانچه با مقایسه مناظر و چشماندازهای تشکیل شده درآهکهای دونین، کربو نیفر، ژوراسیک و کرتاسه در انگلستان مشخص شده است که تشکیل دولینها در آهکهای کربونیفر شایعتر بوده ولی در آهکهای کرتاسه و ژوراسیک کمتر یافت میشوند. بنابراین، تغییرات فضایی محلی ایجاد شده در جریان و سرعت آب را بایستی عامل تمرکز خوردگی دانست. توسعه انواع دولین به توانایی آب در فرو رفتن به داخل زمین و جریان آن از طریق سنگهای کارستی به سمت خروجی چشمهها وابسته است. رخنمون شدن سنگ آهک بواسطه فرسایش، یک نقطه ورودی را برای نفوذ آب فراهم نموده، همچنین دره حفر شده در داخل سنگ آهک به عنوان نقطه و مرز خروجی شناخته میشود. آب باران که در جو اسیدی شده به هنگام نفوذ در خاک خاصیت اسیدی آن بیشتر شود. نفوذ این آب به سمت پایین باعث افزایش اثر انحلالی آن تا عمق 10 متری سطح زمین میشود. پراکنش فضایی درزهها^{^[55]}(JOINTING را ببینید)گسلها و سطوح لایهبندی^{^[56]} در داخل سنگها به دلیل تاریخچه زمینساختی و تغییرات سنگشناسی متفاوت میباشند. در نتیجه، فراوانی و پیوند متقابل شکافهای موجود برای انتقال جریان آب نیز متفاوت میباشد. برخی از شکافها برای نفوذ و تراوش آب از بقیه مناسبتر میباشند، از جمله جاهاییکه چندین درزه همدیگر را قطع میکنند، به عنوان مسیرهای زهکشی اصلی توسعه مییابند. جریان آب به سمت اینگونه مسیرها باعث میشود که انحلال سنگ بواسطه سازوکار یک پسخورند مثبت بیشتر شده و بنابراین نفوذپذیری عمودی به سمت عمق افزایش خواهد یافت.
سطح محلی اشباع آب در ناحیه اپیکارست بالاتر از مسیرهای نشتی قرار دارد که شبیه مخروطهای فرونشستی موجود در مناطقی است که سطح ایستابی آن توسط چاه پمپاژ شده است. روانابها، خطوط جریانی همگرا را بر روی منطقه زهکشی انتخابی پدید آورده و تنظیم میکنند. بدین معنی که با تمرکز جریان حلال و کاهش ارتفاع سطح، توپوگرافی مناطقی که فرسودگی زیادی دارند، به شکل دولینهای انحلالی تغییر مییابد. این عوارض به ویژه در فرونشستهای انحلالی بزرگ مناطق مرطوب حارهای که در آن فرآیندهای خوردگی در طی یخبندانهای پلیستوسن بدون وقفه انجام گرفته، رخ میدهد. در این قبیل مکانها از جمله در جامائیکا گاهی اوقات اصطلاح کاکپیت[57] برای نوع خاص از این چشماندازها در جاهایی که فرونشستها در میان تپهها مخروطی متداخل[58] قرار دارند، بکار برده میشود. اگرچه دولینهای انحلالی کوچک در طی15000 سال یا بیشتر در برخی از مناطق عرضهای میانی تا عرضهای بالا در اواخر دوره یخچالی پلیستوسن تشکیل شدهاند، اما برای توسعه دولینهای انحلالی بزرگ در سنگهای آهکی دهها تا صدها هزار سال زمان لازم است. در شرایطی که سنگ آهک دارای ضخامت کافی برای برش و انحلال باشد، تشکیل این چشماندازها ممکن است چند میلیون سال ادامه داشته باشد. چنانچه دولینهای منفرد با هم ادغام شده و به شکل چالههای مرکب بستهای ظاهر شوند، تحت عنوان اووالا[59] شناخته میشوند. دولینهای بزرگ در درون خود ممکن است به حوضههای کوچکتری نیز تقسیم شوند. در جاهایی که تمامی فضای موجود بواسطه فرورفتگیهایی شبیه جعبه تخممرغ، اشغال شوند، چشماندازهای کارستی چند ضلعی[60] تشکیل میگردد، زیرا از تقسیم فرورفتگیهای انحلالی مجاور یک الگوی چند وجهی در سطح ظاهر میشود.

جدول12: اصطلاحات دولین و فروچاله که در زبان انگلیسی توسط نویسندگان مختلف مورد استفاده قرار گرفته است

دیگر اصطلاحات مورد استفاده	بک و سینکلار 1986	کالشاو و والتهام 1987	سوئتینگ 1972	بوگلی 1980	جنینگز 1985	وایت 1988	فورد و ویلیامز 1989	فرایندهای تشکیل دولین
-	محلول	محلول	محلول	محلول	محلول	محلول	محلول	انحلال
-	ریزش	ریزش	ریزش	ریزش (ناگهانی) فرونشست (تدریجی)	ریزش	ریزش	ریزش	ریزش
ریزش میان چینهای	ریزش	-	فرونشست انحلالی	ریزش (ناگهانی) فرونشست (تدریجی)	ریزش زیرسطحی	-		ریزش کلاهک سنگی
-	ریزشی پوشیده	فرونشست	آبرفت	آبرفت	فرونشست	ریزشی پوشیده		فرونشست	فرونشسته پوششی
آواری، چال کارستی	فرونشست پوشیده	-	آبرفت	آبرفت	فرونشست	فرونشست پوشیده	پرشونده	فرونشست	پرشونده
پرشده - دیرینه	-	-	-	-	-	-	-	دفنی

Source: from Williams 2003 modified from Waltham and Fookes 2003

شکل 47: طبقهبندی دولینها(after Williams 2003)
دولینهای ریزشی(Collapse dolines)
دولینهای ریزشی(رمبشی)[61] به طور عمده توسط فرآیندهای مکانیکی تشکیل میشوند. در مورد اینگونه از فرورفتگیها[62] واژهها و اصطلاحات متفاوتی وجود دارد(جدول 12). دلیل این گوناگونی تا حد زیادی مربوط به تنوع مواد و فرآیندهایی است که آنها را تشکیل دادهاند(Waltham 1989). ریزش به حرکت سریع رو به پایین زمین اشاره دارد، در حالیکه فرونشست[63] به حرکت و جنبش تدریجی و آرام زمین به سمت پایین گفته میشود که گاهی اوقات حتی بدون برهم زدن سطح زمین رخ میدهد. این فرایندها که میتوانند در سنگ بستر کارستی رخ دهند، با توجه به ویژگیهای چینهشناختی ممکن است روی آن کلاهک سنگی وجود داشته باشد و یا اینکه در زیر لایههای نازکی[64] از رسوبات ناپیوسته قرار گرفته باشند. در تمامی این موارد، لازمه فرایند ریزش، انحلال اولیه در سنگ کارستی میباشد، که به شکل یک حفره[65] و فضای خالی به وجود میآید. تشکیل این نوع از زمین شکلها[66] به مواد و مصالح مختلف و فرآیندهای مربوط به آن بستگی دارد.
جاییکه متعاقب یک حفره انحلالی، دولینهای ریزشی در سنگ بستر کارستی تشکیل شدهاند، اینگونه عوارض معمولا بخشی از یک غار محسوب میشوند. فرایند ریزش ممکن است به دنبال خالیشدگی و تضعیف سقف حفره پایینی که به سمت بالا ادامه دارد، اتفاق بیفتد که در نهایت باعث سقوط و ریزش سطح بالایی میشود. همچنین انحلال از بالا که آن نیز تضعیف پوشش سقف غار را در پی دارد، باعث ریزش حفره میشود. به عنوان مثال فرسایش انحلالی بواسطه زهکشی آب در نزدیکی کف یک دولین انحلالی همراه با افتادن تکیهگاه باعث تضعیف پوشش غار زیرین از بالا و پایین شده در نتیجه منجر به ریزش کف دولین به درون غار میشود. به طور متوسط قطر دولینهای ریزشی کوچکتر از دولینهای انحلالی میباشد. هر چند که نمونههای بزرگتری از دولینهای ریزشی شناسایی شدهاند که دارای 700 متر طول بوده و تا عمق 400 متری ادامه دارند. از جمله میتوان به کوهستان ناکانای[67] در جزیره بریتانیای نو(در کشور پاپوآ گینه نو) اشاره نمود.
گاهی اوقات پدیده ریزش از گسترش یک غار در زیر سطح ایستابی فعلی به وجود میآید، در این صورت دولین ریزشی دارای یک دریاچه خواهد بود. این قبیل عوارض به عنوان سنوت[68](چاه کم عمق طبیعی) شناخته میشوند، نمونه این عوارض در شبه جزیره یوکاتان[69] مکزیک شناسایی شدهاند با این وجود زمین شکلهای مشابهی در جاهای دیگر از جمله در جنوب شرق استرالیا یافت میشوند. عمیقترین دولین ریزشی شناخته شده، دریاچه کرونو جزرو [70](دریاچه سرخ) در کرواسی را به وجود آورده است. که از پایینترین لبه آن 528 متر عمق دارد. کف این دولین ریزشی بزرگ 281 متر پایینتر از سطح فعلی اطراف دریای آدریاتیک قرار دارد.
از بین رفتن خاصیت شناوری[71] تحت تاثیر افت سطح ایستابی فرآیند دیگری است که تنش موثر[72] را در قوسهای سنگی و گنبدهای زیرزمینی افزایش میدهد. این عامل فشار موثر بر روی سقف را بالا برده، در نتیجه قدرت تنش موثر را افزایش میدهد. بدین ترتیب منجر به شکست و ریزش سقف غار میشود. زیرا در یک محیط کاملا اشباع نیروی شناوری آب به طور متوسط tm^-31 میباشد، چنانچه سطح ایستابی به میزان 30 متر کاهش یابد، تنش موثر در سنگ به tm^-³30 افزایش پیدا میکند. کاهش تدریجی سطح ایستابی با برش و حفر دره همراه است، به همین خاطر مظهر چشمهها و همچنین ارتفاع منطقه اشباع که چشمهها را تغذیه میکند، نیز کاهش مییابد. بواسطه کاهش ارتفاع از سطح دریا، سطح ایستابی هم با سرعت بیشتری کاهش مییابد و این فرایندی است که اغلب در پلیستوسن به دلیل تکرار نوسانات ائوستاتیک یخچالی(حرکت عمودی سطح دریا ناشی از یخبندان و ذوب یخ) اتفاق افتاده است. این عامل بویژه کارستهای ساحلی را در فلوریدا، جنوب شرقی استرالیا و یوکاتان مکزیک به خوبی تحت تاثیر قرار داده است و احتمالا تأثیر قابل توجهی در توسعه سنوتها(چاه کم عمق طبیعی) در این سواحل داشته است.
چنانچه بسترهای با پوشش ناپیوسته و سست بواسطه افت سطح ایستابی زهکشی شوند و سپس این بسترها - بواسطه خشک شدن- تثبیت و متراکم گردند، این عامل به نوبه خود منجر به نشست زمین و ریزش لایه رسوبات آواری که قبلا آبدار بوده، میشود. این فرایند در فلوریدا روندی عادی است زیرا سازندهای متخلخل ماسهای روی سنگ آهک کارستی شده قرار گرفته و در گذشته برداشت از سفرههای زیرزمینی برای تامین آب، منجر به کاهش هر چه بیشتر خاصیت شناوری در این منطقه شده است. این فرایند و همچنین از دست رفتن گسترده آب در مناطق کارستی بواسطه فعالیتهای معدنی[73] منجر به بروز بلایای خطرناکی ناشی از ریزش و رمبش خواهد شد(Beck and Pearson 1995). این دولینها که در بسترهایی با پوشش ناپیوسته تشکیل میشوند گاهی اوقات به عنوان فروچالههای ریزشی پوشیده[74] نامیده می شود(جدول 12).

دولینهای فرونشستی[75](پرشونده[76] / فرونشسته پوششی[77])(Subsidence (suffosion/dropout) dolines)
وقتی که رسوبات سست و ناپیوسته مانند آبرفت، یخرفت، لس و یا ماسه در هسته سنگ کارستی شده قرار گیرد ،گاهی اوقات این رسوبات ممکن است از طریق توسعه معابر انحلالی در کارست زیرسطحی[78] از پایین تخلیه شده، در نتیجه منجر به فرونشست تدریجی یا سریع سطح زمین شوند. از این رو برخی موارد از اصطلاح دولین فرونشستی برای هر نوع فرورفتگی بسته در رسوبات سست و ناپیوسته استفاده میشود. هر چند که این واژه برای فرورفتگیهای با مقیاس بسیار بزرگتر مانند فرونشستهای منطقهای نیز به کار برده میشود. اغلب اوقات ترکیبی از فرآیندها از جمله خوردگی و ریزش سنگ بستر زیرین در توسعه دولینهای فرونشستی دخالت دارند. علاوه بر آن پرشوندگی، جریان گل و حفره ریزشی موجود در مصالح پوششی در تشکیل این عارضه نقش دارند. با این حال فرایندهای عمدهای مانند پرشوندگی و نیز شستشوی تدریجی ذرات ریز[79] به سمت پایین، بواسطه ترکیبی از فرآیندهای فیزیکی و شیمیایی انجام میگیرد.
همچنین اثر توپوگرافی این فعالیت به چسبندگی و یا عدم چسبندگی مواد وابسته است. در رسوبات چسبنده تخلیه مواد ممکن است برای مدت زمان اندکی بدون هرگونه نشانه سطحی ادامه یابد. با این حال، تشکیل حفره بزرگی که به سمت بالا توسعه مییابد به طور ناگهانی متوقف شده و گاهی اوقات سطح زمین به طور فاجعهآمیزی فرو میریزد. در نتیجه این گودال(فرورفتگی) تحت عنوان دولین فرونشسته پوششی[80] یا دولین ریزشی پوشیده[81] شناخته میشود. در بریتانیا وجود قلوه سنگهای رسی یخچالی بر روی سنگ آهک، دولینهای پرشوندهای را تشکیل داده که تحت عنوان چال کارستی[82] شناخته می شوند. در ایالات متحده آمریکا برای این چنین عوارض مشابهی که در مواد همگن ریزدانه تشکیل میشوند، از عنوان فروچاله فرونشستی پوشیده[83] استفاده میکنند.
References
Beck, B.F. and Pearson, F.M. (eds) (1995) Karst Geohazards: Engineering and Environmental Problems in Karst Terrane, Rotterdam: Balkema.
Ford, D.C. and Williams, W. (1989) Karst Geomorphology and Hydrology, London: Chapman and Hall.
Waltham, A.C. (1989) Ground Subsidence, Glasgow: Blackie.
Waltham, A.C. and Fookes, P.G. (2003) Engineering classification of Karst ground conditions, Quarterly Journal of Engineering Geology and Hydrogeology 36(2), 101–118.
Williams, P.W. (2003) Dolines, in J. Gunn (ed.) Encyclopedia of Cave and Karst Science, London: Routledge.

PAUL W. WILLIAMS   (ترجمه: رامین حاتمی فرد)
DONGA – سیلابکند (دره کوچک سیلابکند)
از واژه آفریقایی Udonga به معنی دیوار اقتباس شده است، این اصطلاح در جنوب آفریقا برای توصیف یک خندق(آبکند) یا منطقه بدلندی(هزار دره) ناشی از فرسایش شدید، به کار برده میشود(شکل35). گستردگی این عارضه در لسوتو، زیمبابوه، مراتع سوازیلند، در کارو^{^[84]} و کوازولو- ناتال^{^[85]} واقع در آفریقای جنوبی، بویژه در نواحی کوهرفتی و همچنین در مناطقی که متوسط بارش سالانه بین 600 تا 800 میلیمتر بوده و در آن سنگ بستر به شدت هوازده میباشد، شایعتر است. جاهایی که در آن درصد سدیم قابل تبادل مواد(ESP[86]) بالا باشد، کنارههای این عوارض ممکن است بسیار شیاردار شود(Watson et al. 1984). از یک سو حرکات مکرر در رسوبات کوهرفتی و خاکهای دیرینه و از سوی دیگر حفر و بریدگی در این رسوبات رخ داده است (Botha and Federoff 1995). تغییر آب و هوا و تغییرات پوشش زمین ناشی از فعالیتهای انسانی و در مرحله بعد گسترش گلهداری و نیز جنگلزدایی به منظور انجام فعالیتهای مرتبط با ذوب آهن را میتوان از جمله دلایل این بریدگی و حفر برشمرد. بحث در مورد منشاء این عوارض شبیه به بحثهایی است که در ارتباط با شکلگیری خشکرودها^{^[87]} در غرب آمریکا مطرح شده است. احتمالا فرسایش تونلی (PIPE AND PIPING را ببینید) فرایند مهمی در توسعه درههای کوچک سیلابکند میباشد.

شکل 35: توسعه یک دره سیلابکند در مواد کوهرفتی با قابلیت فرسایشی بالا در کف درهای در نزدیکی St Michael’s Mission در زیمبابوه مرکزی

References
Botha, G.A. and Federoff, N. (1995) Palaeosols in Late Quaternary colluvium, northern Kwazulu-Natal, South Africa, Journal of African Earth Sciences 21, 291–311.
Rienks, S.M., Botha, G.A. and Hughes, J.C. (2000) Some physical and chemical properties of sediments exposed in a gully (donga) in northern Kwazulu- Natal, South Africa, and their relationship to the erodibility of the colluvial layers, Catena 39, 11–31.
Watson, A., Goudie, A.S. and Price-Williams, D. (1984) the palaeoenvironmental interpretation of colluvial sediments and palaeosols of the Late Pleistocene Hypothermal in southern Africa, Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology45, 225–249.

A.S. GOUDIE                     (ترجمه: رامین حاتمی فرد)

DOWNSTREAM FINING- ریزشدگی به سمت پایاب جریان
به ویژگی و مشخصه کاهش اندازه متوسط مواد بستری رودخانه متناسب با فاصله از پایاب رودخانه گفته میشود. این ویژگی ممکن است شامل توالی کاملی از موادی به اندازه قلوه سنگهای نزدیک به سرچشمه رودخانه، تا شن و ماسه و سیلت و رس در محل تلاقی رودخانه و دریا باشد. بسیاری از رودخانهها تمامی این تغییرات منظم را ندارند و در انتها ممکن است به بسترهای شنی و ماسهای ختم شوند. فرایند ریزشدگی به سمت پایاب جریان برای اولین بار توسط استرنبرگ^{^[88]}(1875) به عنوان یک روند نمایی منفی به رسمیت شناخته شد. وی این ویژگی را به وسیله فرایند سایش[89] توضیح داد. در بسیاری از موارد فرایند سایش مهم میباشد. اما اندازهگیری آزمایشگاهی نرخ سایش نشان میدهد فرایند مذکور به تنهایی برای توضیح روند ریزشدگی مواد کافی نمیباشد. از دیرباز مشخص شده که ذرات رسوبی کوچکتر نسبت به رسوبات بزرگتری که به عنوان بار بستری حمل میشوند، بایستی مسیر بیشتری را طی کنند. طی دهه1980 هنگامی که مشخص شد در رودخانههای با بستر شنی تنها مقدار ناچیزی از رسوبات با اندازه انتخابی به عنوان بار بستر حمل میشوند، این مکانیزم انتخابی حمل مورد تردید و سوال قرار گرفت. تحقیقات بیشتر در این زمینه نشان داده که حتی وجود درصد کوچکی از رسوبات با اندازه انتخابی در دورههای زمانی طولانی میتواند باعث ریزشدگی قابل توجهی به سمت پایاب جریان شود. بنابراین بهترین عنوان برای توالی جورشدگی اندازه رسوبات در طی فرایند حمل بار بستری، ریزشدگی به سمت پایاب جریان میباشد. به طور کلی سایش و خردشدگی ذرات به عنوان اثرات ثانویهای عمل میکنند که ممکن است سرعت ریزشدگی را افزایش دهند.       ریزشدگی به سمت پایاب جریان همراه با تغییر شیب بستر، عرض و عمق کانال و نیز سرعت جریان از جمله عوامل موثر در سیستمهای دانهبندی و درجهبندی رودخانه میباشد (GRADE, CONCEPT OF را ببینید). نرخ ریزشدگی به سمت پایاب جریان(درجه تقعر نمودار اندازه ذرات در برابر فاصله از پایاب جریان) با طول رودخانه نسبت معکوس دارد، به طوریکه در رودخانههای کوتاه فرایند ریزشدگی سریع بوده اما در رودخانههای طولانی این فرایند آهسته انجام میشود. بررسی دقیق اندازه مواد بستری نشان میدهد که ریزشدگی به سمت پایاب جریان به ندرت به صورت، فرایندی آرام و مداوم رخ میدهد. تغییرات ناگهانی اندازه ذرات در جایی که شاخههای فرعی وارد رودخانه اصلی شده و یا در نزدیکی منبع رسوب رخ میدهد (TERRACE, RIVER را ببینید). هرچند که این آشفتگیها در مقیاس کلی رودخانه از بین میرود، اما نشان دهنده اینست که شبکههای رودخانهای چگونه مسیر آب و رسوب پایاب را تعیین نموده و از این طریق باعث تغییراتی در محیط زیست رود میشود. نکته قابل توجه، تغییر ناگهانی مواد بستری رودخانه از دانههای با اندازه شن(بزرگتر از 2 میلیمتر) تا دانههای ماسه(کوچکتر از2 میلیمتر) میباشد که در بسیاری از رودخانهها رخ میدهد. این تغییر میتواند نتیجه ورود مقادیر فراوانی ذرات ماسه به رودخانه و یا نتیجه فعل و انفعالات پیچیده بین حرکت رسوب و هیدرولیک جریان باشد که به صورت مقادیری ماسه در بیش از حدود 20 درصد بستر رودخانه رخ میدهد.
References
Sternberg, H. (1875) Untersuchungen uber Langen-und Querprofil geschiebefuhrender Flusse, Zeitschrift fur Bauwesen 25, 483–506.
Further reading
Hoey, T.B. and Bluck, B.J. (1999) Identifying the controls over downstream fining of river gravels, Journal of Sedimentary Research 69, 40–50.
Sambrook Smith, G.H. and Ferguson, R.I. (1995) the gravel-sand transition along river channels, Journal of Sedimentary Research A65, 423–430.
SEE ALSO: channels, alluvial; hydraulic geometry

TREVOR B. HOEY          (ترجمه: رامین حاتمی فرد)
DRAA (MEGADUNE) – دراآ (تلماسه بزرگ بادی)
دراآ واژهای عربی و به معنای بازو^{^[90]} میباشد. این واژه ممکن است برای مشخص نمودن بزرگترین اجزاء از سلسله مراتب اشکال بستری ایجاد شده توسط باد^{^[91]} استفاده شده باشد. این اصطلاح در زبان انگلیسی برای اولین بار توسط ویلسون^{^[92]} (1972) استفاده شد. دراآ همچنین به عنوان تلماسههای مرکب و پیچیده(Breed and Grow 1979) و یا تلماسههای بزرگ^{^[93]} (Warren and Allison 1998) شناخته شدهاند. این عوارض به طور معمول اشکال بستری بزرگی هستند که فاصله بین آنها بیش از 500 متر است و دارای ارتفاعی نزدیک به 200 تا 300 متر میباشند و ممکن است به شکل خطی^{^[94]}، هلالی^{^[95]} و یا ستارهای ظاهر شوند. نمونههایی از تلماسههای خطی^{^[96]} شامل دریای ماسه در نامیب^{^[97]}، ربع الخالی در عربستان و ارگ(تلماسهزار) آکچر[98] در موریتانی میباشد. تلماسههای هلالی را میتوان در منطقه لیوا^{^[99]} در امارات متحده عربی و عربستان، دریای ماسه در نامیب و نیز در منطقه تلماسهای الگادانس [100]کالیفرنیا مشاهده نمود. تلماسههای ستارهای شکل در ارگ بزرگ غربی و شرقی در شمال آفریقا، دریای ماسه در نامیب و گران دیزرت[101] مکزیک وجود دارند. تلماسههای بزرگ بادی به عنوان اشکال بستری روی هم قرار گرفتهای هستند که به شکل تپه(هرم) با ارتفاع بیش از10 متر و فاصلهای بیشتر از 300 متر مشخص شدهاند. در برخی از نقاط از جمله شمال دریای ماسه در نامیب، تپههای ماسهای جدیدی به وجود آمده که دارای ویژگیهای تلماسههای اصلی میباشند (Bristow et al. 2000) همچنین در جاهای دیگری از جمله در وهیبه^{^[102]} عمان و در موریتانی، تپههای ماسهای وجود دارند که نشان دهنده نسلهای مختلفی از این عوارض میباشد. زیرا در برخی موارد این تلماسهها بواسطه یک رژیم بادی متفاوت از آنچه تلماسههای اصلی را تشکیل داده، به وجود آمدهاند(Warren and Allison 1998; Lancaster et al. in press). بنابراین تلماسههای هلالی ممکن است روی تلماسههای خطی قرار گرفته و دو یا چندین مجموعه کوچکتر از تلماسههای خطی را بر روی تلماسههای خطی قدیمیتر ایجاد نمایند.
اندازهی بزرگ این تلماسهها چنین تصوری را به وجود میآورد که این عوارض بوسیله بادهای پر قدرتی ایجاد شدهاند    (e.g. Wilson 1972). اما برخی دیگر معتقدند که بزرگی اندازه این نوع از تلماسهها نتیجه وجود یک رژیم بادی مدتدار بوده که به افزایش رسوبگذاری در این تلهای ماسهای منجر شده است(e.g Lancaster 1988). بزرگی اندازه این تلماسهها نشان دهنده ماندگاری آنها در مدت زمان طولانی بوده است. به طوریکه با توجه به اندازه آنها زمان 1000 تا 100000 سال را در نظر گرفتهاند. اخیرا مطالعات چینهنگاری و سنیابی نشان داده که برخی از این تلماسههای بزرگ(بویژه تلماسههای خطی که شکل خود را در بازههای زمانی طولانی حفظ نمودهاند) زمینشکلهای مرکبی هستند که بوسیله نسلهای متوالی از نهشتههای بادی ایجاد شدهاند. در برخی از مناطق(از جمله امارات متحده عربی، عمان و موریتانی) هستههای عمده تجمع تلماسههای بزرگ خطی حداقل 15 تا 22 هزار سال سن دارند(Glennie and Singhvi 2002; Lancaster et al. In press).
References
Breed, C.S. and Grow, T. (1979) Morphology and distribution of dunes in sand seas observed by remote sensing, in E.D. McKee (ed.) A Study of Global Sand Seas, United States Geological Survey Professional Paper 1,052, 253–304.
Bristow, C.S., Bailey, S.D. and Lancaster, N. (2000) Sedimentary structure of linear sand dunes, Nature406, 56–59.
Glennie, K.W. and Singhvi, A.K. (2002) Event stratigraphy, palaeoenvironment and chronology of SE Arabian deserts, Quaternary Science Reviews 21, 853–869.
Lancaster, N. (1988) Controls of eolian dune size and spacing, Geology 16, 972–975.
Lancaster, N., Kocurek, G., Singhvi, A.K., Pandey, V., Deynoux, M., Ghienne, J.-P. And Lo, K. 2003. Late Pleistocene and Holocene dune activity and wind regimes in the Western Sahara of Mauritania, Geology 30, 991–994.
Warren, A. and Allison, D. (1998) the palaeoenvironmental significance of dune size hierarchies, Palaeogeography, Palaeoeclimatology, Palaeocology137, 289–303.
Wilson, I.G. (1972) Aeolian bedforms – their development and origins, Sedimentology 19, 173–210.
SEE ALSO: dune, Aeolian

NICK LANCASTER        (ترجمه: رامین حاتمی فرد)

DRAINAGE BASIN – حوضه زهکشی
حوضه زهکشی به مساحتی از زمین گفته میشود که آب و رسوب توسط یک رود به نقطه خروجی خاصی هدایت میشود. ارتفاعاتی که حوضهها را احاطه کردهاند شامل بالاترین خطالراسها هستند که هر حوضه را از سایر حوضههای زهکشی جدا نموده و خط تقسیم آب نامیده میشوند. حوضه زهکشی یک واحد بنیادی ژئومورفولوژیکی میباشد(Horton 1932: 350)که اغلب به عنوان واحد چشمانداز اولیهای برای هیدرولوژی، تامین آب، تحقیقات زیست محیطی و همچنین برای فعالیتهای مرتبط با مدیریت زمین از آن استفاده میشود.
حوضههای زهکشی زمینشکلهای فرسایشی هستند که به طور عمده بوسیله فعالیت آبهای جاری ایجاد شدهاند. مفهوم حوضهها ممکن است شامل دو مولفه ژئومورفولوژیکی باشد: نخست، مجموعهای از دامنهها که تحت تاثیر جریانات سطحی کنترل نشده قرار دارند و دوم، شبکه انشعابی از آبراههها که جریانات متمرکز را انتقال میدهند. گذر رواناب از دامنه به آبراهه هم به صورت واضح و هم به صورت مبهم بیان شده است. به عقیده دیویس(1945:495) اگر چه در نگاه اول رودخانه و هرزآبهای دامنهای به هم شبیه نیستند ولی هر دو اعضای یک مجموعه به هم پیوسته میباشند. بر اساس این مفهوم کلی در حوضه زهکشی و زیرحوضههای آن یکی از هرز آبهای قویتر به شکل رودخانه گسترش مییابد. از این دیدگاه هر نقطه از حوضه زهکشی در امتداد یک مسیر جریانی قرار گرفته و هر حوضه از خروجی تا زیرحوضههای آن ترکیبی از شبکه زهکشی انشعابی و شبکه فضایی مملو از آبراهه میباشد. نظر دیگر این است که گذر از دامنه به آبراهه بواسطه آستانه ژئومورفولوژیکی(THRESHOLD, GEOMORPHIC را ببینید) تعیین میشود. این آستانه مجموعه کوچک مقیاسی برای تقسیم یک چشمانداز به درهها و دامنهها میباشد. زیرا یک حوضه زهکشی میتواند در بالادست هر نقطه بر روی سطح زمین تعریف شود. توصیف و تشریح یک چشمانداز در داخل حوضههای زهکشی خاص برای برخی اهداف معین انجام میگیرد.
اصطلاحات مترادف دیگری برای حوضه زهکشی وجود دارد. در بریتانیا معمولا حوضه آبریز[103] استفاده میشود، در حالی که در ایالات متحده آمریکا واژه حوضه آبخیز[104] به کار برده میشود. حوضه آبخیز واژهای مبهم است که همیشه مترادف با پخشاب حوضه[105](خط تقسیم حوضه) به کار رفته است، که در بریتانیا هنوز هم بدین صورت استفاده میشود. برای حوضههای وسیعی که توسط یک رودخانه بزرگ زهکشی میشوند، اغلب از اصطلاح حوضه رودخانه[106](به عنوان مثال حوضه رودخانه آمازون) استفاده میکنند. اصطلاحات حوضه زهکشی، حوضه آبریز و حوضه آبخیز بطور ذاتی نمیتوانند بر اندازه منطقه زهکشی دلالت نمایند. با این حال، برخی از سازمانهای دولتی در ایالات متحده و دیگر کشورها، سیستمهای طبقهبندی مبتنی بر اندازه را به کار میبرند. بدین صورت که حوضه آبریز کوچکتر از حوضه آبخیز و همچنین حوضه آبخیز را کوچکتر از یک حوضه در نظر میگیرند. ویژگیهای شکلی و ساختاری حوضهها و شبکه زهکشی آنها بواسطه خواص مورفومتریکی(ریختسنجی) شامل: اندازه، سطح، شکل، ناهمواری و الگو تشریح میشود. ناحیه زهکشی(ناحیهای با وسعت مشخص در داخل پخشاب حوضه) توصیف کننده مهم یک حوضه است که آب و رسوب یک حوضه زهکشی را تامین میکند. از آنجا که برجستهترین ویژگی و عارضه یک حوضه، شبکه زهکشی آن میباشد، خواص مورفومتریک(ریختسنجی) شبکه برای توصیف حوضه زهکشی نیز مورد استفاده قرار میگیرد. یکی از معیارهای کیفی که اندازه حوضه زهکشی را بیان میکند، رده آبراهه[107] در خروجی رود میباشد(STREAM ORDERING را ببینید).
تشریح و توصیف حوضههای زهکشی و تعیین خواص مورفومتریک آنها به طور سنتی با استفاده از نقشههای توپوگرافی و روشهای دستی انجام میشده است. اما امروزه با استفاده از مدلهای رقومی ارتفاع(DEM) و سیستم اطلاعات جغرافیایی(GIS) امکان تشریح حوضه آبخیز، استخراج شبکه زهکشی و محاسبه خودکار خواص مورفومتریک حوضهها فراهم شده است. اگر چه حوضههای زهکشی واحدهایی بنیادی در ژئومورفولوژی هستند، اما ممکن است همیشه بهترین انتخاب برای اهداف تحقیقی و یا مدیریت زمین نباشند. در چشماندازهای متاثر از عوارض غیر رودخانهای مثل دیگچالها[108](KETTLE و KETTLE HOLE را ببینید) و یا تلماسههای بادی (DUNE, AEOLIAN را ببینید)، شبکهها و حوضههای زهکشی اغلب به ندرت مشخص میشوند. حتی ممکن است ترسیم آنها با استفاده از روشهای دستی یا سیستم اطلاعات جغرافیایی(GIS) نیز مشکل باشد.
سازماندهی حوضه زهکشی(Drainage basin organization)
یک حوضه زهکشی ممکن است از دو زیر واحد شامل: مجموعهای از دامنهها و شبکه زهکشی تشکیل شود. اگر چه دامنهها در برخی موارد تا بیش از 95 درصد از وسعت حوضه را به خود اختصاص میدهند، اما شبکه زهکشی میتواند دامنهها را در یک حوضه به طور محسوسی سازماندهی نماید. شبکه زهکشی با ساختار شبه درختی، آب و رسوب را در طول مسیرهای جریان متمرکز نموده و از حوضه خارج میکند. شبکههای زهکشی از نقاط الحاق [109] درونی و بیرونی بین گرههای[110] متوالی شکل گرفتهاند، که در آن گرهها به صورت سرچشمه[111]، اتصالات[112] و یا خروجی حوضه[113] میباشد. نقاط الحاق بیرونی یا آبراهه رده یک، ارتباط بین سرچشمه و پیوستگاه پایین دستی را برقرار میکند. نقاط الحاق داخلی، دو پیوستگاه را به هم ارتباط میدهد و یا یک پیوستگاه را به خروجی حوضه متصل میکند.
با استفاده از سیستم اطلاعات جغرافیایی(GIS) و مدل رقومی ارتفاع(DEM) میتوان یک شبکه فضایی مملو ازآبرهه را در داخل حوضه زهکشی همراه با نقاط الحاقی در پخشاب[114] بیرونی حوضه یا پخشابهای داخلی مشخص نمود. در درون چنین شبکهای، چندین شبکه آبراههای خرد نیز وجود دارد. بسیاری از محققان معتقدند که خطوط آبی رنگ در نقشههای توپوگرافی، که به صورت جریان و سیستمهای جریانی میباشند، به شبکه زهکشی اشاره دارند. برخی دیگر نیز شبکه جریان[115] را مترادف با شبکه آبراهه[116] در نظر گرفتهاند. اما برخی دیگر معتقدند که آبراههها عوارض ژئومورفولوژیکی میباشند که تنها از طریق پیمایش میدانی قابل شناسایی هستند. همچنین حوضه زهکشی شامل شبکهای از درهها میباشد که این درهها ممکن است دارای جریان یا آبراهههایی بوده و یا فاقد این ویژگیها باشد.
بخش عمدهای از تجزیه و تحلیلهای ژئومورفولوژیکی، به حوضههای زهکشی بویژه سازماندهی و توسعه ساختار انشعابی شبکههای زهکشی اختصاص دارد. هورتون[117](1945) در یک نوشتاری بسیاری از مفاهیمی را که امروزه تجزیه و تحلیلهای ژئومورفولوژیکی از حوضههای زهکشی بر پایه آن قرار دارد، را ارائه نمود. او پایه و اساس روش سلسله مراتبی را برای رتبهبندی آبراهه و قوانین ترکیب زهکش ارائه کرد که بعدها با توجه به تغییراتی که استرالر[118](1957) و دیگران در این قوانین اعمال نمودند، به عنوان روشی مناسب برای درک خواص هندسی و توپولوژی شبکههای زهکشی مورد استفاده قرار گرفت. در سیستم رتبهبندی هورتون/ استرالر سرچشمه و نقطه شروع آبراههها (نقاط الحاقی بیرونی) به عنوان رتبه یک تعیین شده است. هنگامی که دو آبراهه رتبه یک به هم متصل شوند، به عنوان یک آبراهه رتبه دوم شناخته میشود، به طور کلی در محل اتصال دو آبراهه با رتبه برابر، آبراهه قطعه پایین دست یک رتبه افزایش مییابد. امکان دارد که شاخههای فرعی با رتبه پایین بدون آنکه رتبه آنها افزایش یابد در داخل آبراهه با رتبه بالا جریان یابند، آبراهههای با رتبه برابر به عنوان بخشی از کل آبراهه به منظور تعیین شماره آبراههها، طول و شیب آبراهه و نیز مساحت تحت پوشش هر آبراهه مورد استفاده قرار میگیرند. قوانین هورتون در مورد ترکیب زهکشی به روابط تجربی مستقیم بین مقادیر و رتبه آبراهه بر روی نمودارهای نیمه لگاریتمی اشاره دارد.
هورتون(1945: 283) همچنین مفهوم تراکم زهکشی[119] را ابداع نمود. این مفهوم نشان دهنده درجه قطعشدگی و تقسیم یک حوضه زهکشی به دامنههای فرعی توسط شبکه آبراههای حوضه میباشد. مفاهیم هورتون از تجزیه و تحلیل شبکه را میتوان در هر یک از اجزاء شبکههای زهکشی از جمله آبراهه، درهها و همچنین شبکههای مشتق از GISبه کار برد. رویکردهای احتمالی- توپولوژیکی به تجزیه و تحلیل شبکه، روشی است که از طریق آن به بررسی انواع شبکههای زهکشی از جمله شبکههای منظم و تصادفی پرداخته میشود(Shreve 1966; Smart 1968). مدلهای توپولوژی تصادفی[120] میتوانند بسیاری از قوانین هورتون را به آسانی توضیح دهند. قوانین هورتون در واقع قوانین دقیقی نبوده، بلکه صرفا عباراتی هستند که محتملترین حالات آرایش شبکه را توضیح میدهند. این قوانین، خود همانندی ترتیب و ساختار شبکههای رودخانهای را مشخص میکنند. این چنین خاصیت خود همانندی، منجر به استفاده از هندسه فرکتال[121](برخال) برای توصیف شبکههای رودخانه شده است(FRACTAL را ببینید).
فرکتال(برخال) اشیائی با هندسه خود مشابه هستند که در مقیاسهای وسیع همان ترتیب و پیچیدگی اولیه خود را حفظ میکنند[122]. چنانچه الگوی شبکه رودخانه با هندسه فرکتال توصیف شود، بعد فرکتالی آن بین عدد یک (برای عوارض خطی) و عدد دو(برای یک فضای دو بعدی) خواهد بود. این ابعاد میتواند وابسته به، نسبت انشعاب هورتون و نسبت طول باشند(Tarboton et al. 1988; La Barbera and Rosso 1989). هک[123](1957) برای اولین بار به تباین ابعادی[124] بین طول آبراهه اصلی و وسعت ناحیه زهکشی حوضه رودخانه اشاره نمود. این مفهوم میتواند به معنای افزایش طول، متناسب با افزایش اندازه حوضه باشد، بنابراین چنین نگرشی با مفهوم خود همانندی در تضاد میباشد. چرا که برخی از آبراههها و یا جریانهای منفرد دارای بعد فرکتالی بین 1/1 تا 2/1 میباشند. اظهار نظرهایی بدین مفهوم وجود دارد که پرشدگی فضایی توسط آبراههها محدودیتی در آرایش شبکههای رودخانه میباشد، زیرا به طور کلی این شبکهها باید در یک ناحیه دو بعدی زهکشی شوند. این محدودیت بر روابط بین نسبت طول، نسبت انشعاب هورتونی و نسبت مساحت با بعد فرکتالی جریانهای منفرد دلالت دارد. پیوستگی بین آرایش فضایی شبکه زهکشی و مشخصههای جریان، در چارچوبی تئوریکی از شبکه آبراههای بهینه ارائه شده است. در شبکه آبراههای بهینه، انرژی در سراسر و یا در بخشهایی از آن به حداقل میرسد. این چنین شبکههایی دارای سه اصل میباشند: 1) در هر نقطه الحاقی مصرف انرژی برای حمل مواد به حداقل برسد، 2) در همه جای شبکه، انرژی یکسانی در واحد سطح مصرف شود، 3) مصرف انرژی برای شبکه به عنوان یک کل به حداقل برسد. ترکیب این اصول برای توضیح ساختار درخت مانند[125] شبکههای زهکشی و روابط تجربی به منظور سازماندهی شبکه، کافی میباشد.
آبراهههای رده یک و حوضههای زهکشی اجزای مهم حوضههای رودخانهای میباشند. در بالادست یک آبراهه رده اول، حفره دامنهای فاقد آبراهه یا آبراهه رده صفر منظور شده است. نزدیک به نیمی از طول شبکه زهکشی در حوضههای رودخانهای ممکن است شامل نقاط الحاقی رده یک باشد و این حوضههای رده یک تا 50 درصد از مساحت حوضه رودخانه را در بر میگیرند. در چنین حوضههای آبخیز کوچک مقیاسی، رواناب تولید شده بر روی دامنهها وارد جریان رود شده و این فرایند خود باعث شکلگیری کانال میشود. در حوضههای رده پایین کمترین اتصال و پیوند بین آبراهههای روی دامنهها برقرار میشود، به همین دلیل بین فرآیندهای دامنهای[126] (HILLSLOPE, PROCESS را ببینید) و فرایندهای آبراههای[127] رقابت به وجود میآید.

توسعه و تکامل حوضه(Basin development and evolution)
توصیف فضایی از وضعیت حوضه زهکشی در یک نقطه و در طول زمان را سازماندهی حوضه زهکشی گویند. حوضه زهکشی و شبکههای زهکشی ثابت نیستند، و با توجه به تاثیرات بیرونی و پاسخهای پیچیده[128] درونی در طول زمان تغییر میکنند. به منظور بررسی توسعه حوضه زهکشی، ژئومورفولوژیستها از سه روش مختلف استفاده کردهاند: 1): جایگزینی مکانی- زمانی 2) مطالعات تجربی 3) مدلسازی و شبیه سازی رایانهای. مطالعات اولیه از تکامل حوضه، بر جایگزینی مکانی- زمانی استوار بود(به عنوان مثال فرضیه ارگودیک[129]). با استفاده از نقشه حوضههای زهکشی مختلف که مراحل توسعه تدریجی حوضه را نمایش میدهد، میتوان مراحل تکاملی حوضهها را استنتاج نمود. ژئومورفولوژی تجربی از طریق شبیهسازی باران بر روی جعبههای آزمایشگاهی حاوی ماسه[130] مورد استفاده قرار گرفته است. در این رابطه، جزئیات توسعه سیستم زهکشی از طریق نقشهبرداری و عکسهای دارای سری زمانی، ثبت میشوند. همزمان با پیشرفت در فناوری رایانه، مفاهیم تجربی و نظری به عنوان یک مکمل به مدلهای رایانهای کمک نمود تا بتوان تکامل طولانی مدت حوضه زهکشی را شبیهسازی نمود.
اگر چه حالات تکامل حوضه به شرایط مرزی معین و عوامل محرک بستگی دارد، با این وجود چند مرحله مهم در توسعه حوضه را میتوان مشخص نمود. با فرض اینکه سرچشمه یک حوضه بر روی یک سطح صاف و هموار قرار دارد، رشد شبکه آبراهه از طریق فرآیندهای شروع[131]، کشیدگی[132] و گسترش[133](بسط) صورت میگیرد. پس از توسعه اولیه یک شبکه اسکلتی، آبراهههای اندکی در حالت موازی در سراسر طول حوضه کشیده میشوند و یک شبکه زهکشی کم تراکم را شکل میدهند. با گذشت زمان، زیربری[134] شبکه آبراههای امتداد یافته، باعث گسترش و بسط شبکه زهکشی از طریق اضافه نمودن آبراهههای فرعی شده و همزمان نیز تراکم زهکشی را افزایش میدهد. در مراحل اولیه توسعه حوضه، تراکم زهکشی به سرعت افزایش یافته و بار و بازده رسوب حوضه زیاد میشود. در نهایت، شبکه آبراهه یک دوره گسترش حداکثری در افزایش طول آبراهه را از طریق فرسایش قهقرایی[135] طی میکند و بواسطه عامل پرشدگی تحت تاثیر فرآیندهای دامنهای به شرایط تعادلی میرسد. حوضههای زهکشی کوچکتر از طریق مکانیسم اسارت[136] در حوضههای بزرگتر ادغام میشوند. در نتیجهی ادامه فرسایش و کاهش ارتفاع کل حوضه تا نزدیکی سطح اساس، فرایند انتزاع شبکه رخ میدهد. کم شدن شیب آبراهه، توان رود و فرسایشپذیری آبراهه را کاهش میدهد، در نتیجه فرآیندهای دامنهای (SOIL CREEP and SLOPEWASH را ببینید) آبراهههای رده پایین را پر نموده و موجب انتزاع آنها از شبکه زهکشی میشود. به غیر از مدلهای تجربی، به ندرت میتوان گفت که یک حوضه از یک سطح هموار شروع شده و یا بر روی سطوح شیبدار با مواد یکنواخت و همگن قرار میگیرد. بنابراین تکامل حوضههای زهکشی واقعی بسیار پیچیدهتر از آن چیزی است که مدلهای تجربی ارائه میدهند. بعلاوه هیچ مقیاس زمانی مرتبط با مدل تکاملی که در بالا توضیح داده شد، وجود ندارد، اما طول عمر و ماندگاری حوضه و سیستم زهکشی آن را میتوان با افزایش اندازه حوضه در ارتباط دانست.
حوضههای رودخانه بزرگ ممکن است برای دهها میلیون سال باقی بمانند. در چنین مدت زمان طولانی، تغییر شرایط آب و هوایی و رویدادهای زمینساختی[137] تا حد زیادی میتوانند شرایط مراحل تکاملی که هنوز به طور کامل اجرا نشده را تغییر دهند. در نتیجهی تغییرات آب و هوایی راس آبراهههای بالادست و پایین دست جابجا میشوند، بنابراین شبکه آبراههای در طول دورههای زمانی چند دهه تا چند هزار سال میتواند گسترده شده و یا محدود شود. رویدادهای زمینساختی میتوانند سطح اساس یک حوضه زهکشی را بالا یا پایین برده و منجر به شروع دوره جدیدی از فرسایش قهقرایی شده و یا مرحله فرسایشی موجود را متوقف نمایند(TECTONIC GEOMORPHOLOGY را ببینید). همچنین، مدل تکاملی شبکه آبراهه که در بالا ارائه شد، نمیتواند فرآیندهایی که موجب توسعه و تکامل شبکه میشوند را توضیح دهد. در نواحی و محیطهای مختلف، فرآیندهای گوناگونی مسئول شروع آبراهه و تکامل آن میباشند. در زمینهای شیبدار، زمینلغزشها میتوانند به تشکیل آبراهه منجر شوند، اما در حوضههای کم شیب، فرسایش قهقرایی راس آبراهه به دلیل تغییر شرایط هیدرولوژیکی منطقه، از جمله دلایل اولیه رشد شبکه میباشد. با اینکه مدلهای توصیفی ساده میتواند الگوی کلی تکامل را مشخص نمایند، اما به توجه اینکه جزئیات تکاملی هر حوضه با حوضههای دیگر متفاوت است، بنابراین برای درک کامل شرایط تکاملی یک حوضه به مدلهای شبیهسازی رایانهای پیچیده نیاز میباشد.

تاثیرات زمین شناسی و آب و هوا(Geologic and climatic influences)
نظم موجود در شبکههای زهکشی باعث شده که بسیاری از علاقمندان به ژئومورفولوژی به مطالعه این عوارض بپردازند. زمانی که شرایط مکانی- زمانی تغییر نکند، چنین توضیحاتی میتواند مبانی نظری نظم الگوی شبکه را ارائه دهد. اما بایستی گفت که شبکههای زهکشی واقعی در شرایط مکانی - زمانی مختلف تکامل مییابند. بنابراین، الگوهای زهکشی متنوعی میتواند تشکیل شوند، زیرا فرآیندهایی که بواسطه قوانین ژئومورفولوژیکی(LAWS, GEOMORPHOLOGICAL را ببینید) مشخص شدهاند، در شرایط محیطی غیریکنواخت عمل میکنند. به طور خاص، زمینشناسی و آب و هوا تأثیرات زیادی بر فرآیندها و خصوصیات حوضهها و شبکههای زهکشی دارند. برخی معتقدند که این امر میتواند روابط بین زمینشناسی و خصوصیات شبکه زهکشی را آشکار نماید، به شرط آنکه نظریههای پیچیدهای که چنین عوامل موثری را در نظر نگرفتهاند، تصحیح شوند(Bloschl and Sivapalan1995: 282). کمی نمودن تاثیر زمینشناسی بر ویژگیهای حوضه زهکشی دشوار است، اما با این وجود زمینشناسی به عنوان عاملی موثر در شکل حوضه زهکشی و توسعه آن در مقیاسهای گوناگون میباشد. مطالعات تجربی، روابط بین تراکم زهکشی و جنس سنگ بستر و همچنین نوع سنگ را معین کرده که از طریق این روابط میتوان بسیاری از جزئیات الگوی زهکشی حوضهها را شناسایی نمود. حوضههای زهکشی که تحت تاثیر سنگهای شیلی و یا سیلتستونها قرار دارند، به علت نفوذپذیری کم و در نتیجه تولید جریان سطحی زیاد، نسبت به دیگر سنگها تراکم زهکشی بالاتری دارند. اما مناطق دارای نفوذپذیری بالا، مانند تپههای ماسهای، اغلب سیستمهای زهکشی ضعیفی داشته و در نتیجه تراکم زهکشی آنها هم بسیار پایین است.
الگوهای آبراههای درختی معمولا در شیل و سیلتستون تشکیل میشوند، زیرا اینگونه سنگها ضعیف بوده و در مقابل فرسایش مقاومت پایینی دارند. در سازندهای زمینشناسی که از سنگهای مقاومتر(مثل ماسه سنگ و گرانیت) تشکیل شدهاند، الگوهای درزهای، اغلب نوع شبکه زهکشی را کنترل میکنند. زیرا شکستگیهای موجود در امتداد درزهها، فرسایشپذیری[138] را بیشتر میکند. همچنین ساختارهای زمینشناسی، شکل حوضه و شکل شبکه زهکشی را تحت تاثیر قرار میدهند. در یک مقیاس بزرگ و با در نظر گرفتن پخشاب حوضه زهکشی و پشتههای موجود کوهها، ممکن است حوضه رودخانه با حوضه زمینشناسی و یا حوضه ساختاری منطبق باشد. در حوضههای زهکشی کوچکتر، لایههای زمینشناسی چینخورده میتوانند شکل حوضه زهکشی و الگوی زهکشی، بویژه در جاهایی که لایهها ضعیفتر بوده و به آسانی فرسوده شدهاند، را تحت تاثیر قرار دهند. در چنین شرایطی معمولا الگوهای زهکشی داربستی[139] و حلقوی[140] تشکیل میشود. چندین آبراهه با رتبه پایین از پخشابها به دره امتدادی جریان مییابند، آبراهههای رتبه میانی درههای طولی یا امتدادی را اشغال نموده و آبراهههایی با رتبه بالا در امتداد چین خوردگیهای مقاومتر در درههای متقاطع جاری میشوند. حوضههای زهکشی نامنظم به همراه پخشاب حوضه در تیغهها[141] و یا کواستاها بواسطه وجود لایههای سنگی مقاومتر شکل میگیرند. گسلها همانند درزهها، باعث میشوند که آبراههها در مناطق ضعیفتر و نیز در شکستگی سنگها در درههای مستقل جریان یابند.
آب و هوا از طریق تاثیراتی که بر روی فرآیندهای فرسایش دارد، میتواند در توسعه حوضه زهکشی موثر باشد. مهمترین تاثیر آب و هوا بر شکل و توسعه حوضه زهکشی بواسطه نفوذ بارش و دما بر پوششگیاهی میباشد. تراکم پوششگیاهی به این دلیل که فرسایشپذیری خاک را کاهش میدهد، به عنوان عامل کنترل فرسایش و میزان تحویل رسوب به شبکه زهکشی، عمل میکند. نقطه و محل شروع آبراهه و در نتیجه تراکم زهکشی، به پوششگیاهی وابسته است، زیرا در جایی که تراکم پوششگیاهی زیاد است تنش برشی مورد نیاز برای تشکیل آبراهه افزایش مییابد. به طور معمول در مناطق خشک به علت کمبود رواناب، تراکم زهکشی پایین میباشد. مناطق نیمه خشک بالاترین تراکم زهکشی را دارند، زیرا پوششگیاهی پراکنده ضعیفتر از آنست که بتواند مانع از تشکیل آبراهه شود. در محیطهای با بارش متوسط که پوششگیاهی توسعه آبراهه را محدود نموده، تراکم زهکشی کم است، همچنین در مناطق با بارندگی سالانه زیاد و رواناب بالا که پوشش گیاهی متراکمی نیز دارند، تراکم زهکشی میتواند بالا باشد.
References
Bloschl, G. and Sivapalan, M. (1995) Scale issues in hydrological modeling: a review, Hydrological Processes 9, 251–290.
Davis, W.M. (1899) the Geographical Cycle, Geographical Journal 14, 481–504.
Hack, J.T. (1957) Studies of Longitudinal Stream Profiles in Virginia and Maryland, Washington: US Geological Survey Professional Paper 294B.
Horton, R.E. (1932) Drainage basin characteristics, Transactions of the American Geophysical :union: 13, 350–361.
——(1945) Erosional development of streams and their drainage basins; hydrophysical approach to quantitative morphology, Geological Society of America Bulletin 56, 275–370.
La Barbera, P. and Rosso, R. (1989) on the fractal dimension of stream networks, Water Resources Research 25, 735–741.
Shreve, R.L. (1966) Statistical law of stream numbers, Journal of Geology 74, 17–37.
Smart, J.S. (1968) Statistical properties of stream lengths, Water Resources Research 4, 1,001–1,014.
Strahler, A.N. (1957) Quantitative analysis of watershed geomorphology, Transactions of the American Geophysical :union: 38, 913–920.
Tarboton, D.G., Bras, R.L. and Rodriguez-Iturbe, I. (1988) the fractal nature of river networks, Water Resources Research 24, 1,317–1,322.
Further reading
Gregory, K.J. and Walling, D.E. (1973) Drainage Basin Form and Process, New York: Wiley.
Knighton, D. (1998) Fluvial Forms and Processes, London: Arnold.
Leopold, L.B., Wolman, M.G. and Miller, J.P. (1964) Fluvial Processes in Geomorphology, San Francisco: W.H. Freeman.
Rodiguez-Iturbe, I. and Rinaldo, A. (1997) Fractal River Basins, Cambridge: Cambridge University Press.
Schumm, S.A. (1977) the Fluvial System, New York: Wiley.

SEE ALSO: GIS

CRAIG N. GOODWIN AND DAVID G. TARBOTON                (ترجمه: رامین حاتمی فرد)

DRAINAGE DENSITY - تراکم زهکشی
تراکم زهکشی به عنوان نسبت طول تمام آبراهههای یک حوضه زهکشی به مساحت آن حوضه، تعریف شده است. تراکم زهکشی با طول رابطه معکوسی دارد. در اصل، تراکم زهکشی مقیاس پایهای مناسبی برای قطعشدگی وبریدگی یک چشمانداز محسوب میشود. به طوریکه اندازه متوسط طول جریان سطحی(یا فاصله از پخشاب تا نزدیکترین آبراهه) قابل تعمیم به کل حوضه میباشد. تراکم زهکشی به عنوان تابعی از آب و هوا، شرایط اقلیمی گذشته، زیست توده[142]، مواد مادری، سنگشناسی، ناهمواری، زمان و کاربری اراضی میباشد. در این زمینه رابطه ثابتی که در مورد همه مناطق سازگار باشد وجود ندارد، چنانچه شوم[143](1977) با مطالعه جزئیات برخی از حوضهها این نتایج را ارائه نموده است. با این وجود، تراکم زهکشی پارامتر هندسی مهمی برای شبکه آبراههای میباشدکه بواسطه آن فاصله از کانال، طول شیب دامنه، حداکثر طول گسیختگی شیب، تعیین میشود. همچنین تراکم زهکشی، فرآیندهای حاکم بر قطع شدگی و بریدگی یک چشمانداز را منعکس میکند. پاسخ هیدرولوژیکی یک شبکه آبراههای به تراکم زهکشی و میزان فرسایش رسوبات، متناسب با فاصله از آبراهه میباشد. مطالعات نسبتا کمی در مورد چگونگی تغییر تراکم زهکشی در ارتباط با زمان، انجام گرفته است. جدول فلوم آزمایشگاهی(Schumm et al. 1987)، مطالعات میدانی(Schumm 1956)، نهشتههای یخچالی[144] (Ruhe 1952)، پادگانههای ساحلی[145] (Kashiwaya 1987) و شبکههای زهکشی موجود در یک چین تاقدیسی که در طول 250000 سال گذشته به تدریج بالا آمدهاند(Talling and Sowter 1999) نمونههایی از چنین مطالعاتی میباشد.
باید اشاره نمود که تعریف تراکم زهکشی مستلزم پاسخگویی به دو پرسش زیر میباشد:
1: یک کانال رود چگونه تعریف میشود؟ این سوالی ساده اما گمراه کننده است که جواب آسانی نخواهد داشت. مونتگومری[146] و دیتریش[147] (1992) معتقدند که آستانه توپوگرافی تجربی مشخصی برای مکان راس آبراهه، که در واقع مرز بین دامنههای کاملا هموار، دامنههای بریده نشده[148] و بستر دره که آبراههها به آن تخلیه میشوند، وجود دارد. این محققین یک رابطه تجربی بین وسعت ناحیه زهکشی و شیب محلی برای راس آبراهه، درههای بدون آبراهه و شبکههای آبراههای با رتبه پایین را در مناطق مختلف ارائه نمودهاند. شیب محلی و وسعت ناحیه زهکشی به ترتیب با استفاده از مطالعات میدانی و نقشههای توپوگرافی مشخص میشوند. آبراهههای واقع در شیبهای بالا در پهنههای حوضهای کوچکتری به وجود میآیند. در حالیکه در شیبهای پایینتر برای ایجاد یک آبراهه به پهنههای حوضهای وسیعتری نیاز میباشد. همزمان، عدم تجانس مکانی، تغییرپذیری روابط موجود بین عوامل کنترلی فوق را منعکس میکند. تعریف تجربی از یک آبراهه مبتنی بر مطالعات میدانی با استفاده از دره رودخانهای فعلی و یک یا دو کناره رود انجام میشود. اما در چنین مطالعاتی انشعابات فرعی نامشخص میمانند.
2: رابطه بین کانالهای آبراههای روی نقشهها و یا کانالهای آبراههای قابل تشخیص در عکسهای هوایی با کانالهای آبراههای واقعی بر روی زمین، چگونه است؟ شبکه آبراههای اصلی، شامل رودهای دائمی[149] همراه با روانابها است و شبکه آبراههای فعال، از ترکیب جریانهای موقتی[150]، تناوبی[151] و دائمی تشکیل شدهاند. علاوه بر این استفاده از منحنی میزانهای نامنظم به عنوان شاهد وجود کانالها در بخشهایی از دره که فاقد آبراهههای فعال است، میتواند موثر باشد. مشکل عمده در این زمینه مربوط به مرتفعترین شاخابههای یک حوضه زهکشی میباشد. هنگام استفاده از عکسهای هوایی، موضوع مهمتر به قابلیت دید زیر تاج پوششهای درختی بر میگردد. در این زمینه مقیاس عکس یا نقشه مانعی برای تفکیکپذیری عوارض خواهد بود. در مجموع، آنچه که توسط یک محقق اندازهگیری میشود ممکن است با اندازهگیری همان پدیده توسط محققین دیگر متفاوت باشد.
فرض میکنیم که مشکلات مربوط به شناسایی و اندازهگیری وجود ندارد، در این صورت مسائل نظری گوناگونی مرتبط با خصوصیات حوضه زهکشی و تکامل آنها میتواند مطرح باشد. استرالر[152](1956) برای توسعه نظریه خود مبنی بر اینکه حوضه زهکشی به عنوان یک سیستم باز طبیعی در پی دستیابی به یک حالت ایستا میباشد، چگونگی پیشبینی پاسخ حوضه زهکشی به فرسایش یا رسوبگذاری تحت تاثیر تغییر کاربری اراضی یا تغییر آب و هوا را مطرح نمود. محور این بحث نظری به نقش تراکم زهکشی برمیگردد. وی با توجه به میزان فرسایش و دستکاری یک حوضه استدلال نمود که تراکم زهکشی با ارزشترین شاخص مقیاسی میباشد و باید به عنوان تابعی از چند متغیری در نظر گرفت که تکامل حوضه را کنترل میکنند. متغیرهای مورد استفاده استرالر در واقع بخشی از کاری بود که قبلا هورتون[153] (1945) به عنوان شدت رواناب، عامل تناسب فرسایش، شیب دامنه، ناهمواری، گرانروی حرکت رواناب[154] و شتاب ثقل، انجام داده بود.
هورتون با استفاده از قضیه پی باکینگهام[155] معادلهای با یک تابع چهار بعدی به شرح زیر ارائه نمود:
1: حاصلضرب تراکم زهکشی و پستی و بلندی (عدد ناهمواری)
2: حاصلضرب شدت رواناب، عامل تناسب فرسایش و شیب دامنه (عدد هورتون)
3: حاصلضرب شدت رواناب، گرانروی حرکتی و پستی و بلندی (عدد رینولدز حوضه)
4: مربع شدت رواناب تقسیم بر شتاب ثقل ناهمواری(عدد فرود حوضه)

بنابراین تراکم زهکشی، نسبت معکوسی با مرتبه ناهمواری دارد که تابعی از اعداد هورتون، رینولدز و فرود میباشد. هر چند که امروزه موضوع تحول حوضه زهکشی بر یک پایه و اساس منطقیتری قرار گرفته اما حل این توابع هنوز به عنوان یک چالش باقی ماندهاند.
ملتون به دنبال تجزیه و تحلیلهای استرالر، دو مقاله با موضوع مدلهای رشد حوضه زهکشی(a1958) و نظریه سیستمهای متغیر(b1958) نوشت، که در آنها بر اهمیت تراکم زهکشی تاکید نمود. ملتون (a1958) نشان داد که بین عوامل زاویه شیب دیواره دره، آب و هوا و نوع سنگ با F (فراوانی رود یا تعداد رودها در واحد سطح) و D (تراکم زهکشی)، در حوضههای بالغ که دارای ردههای مختلف آبراههای هستند، رابطه نزدیکی وجود دارد. این رابطه که بعدها به عنوان قانون ملتون شناخته شد به شکل F= 0.694 D² ارائه گردید. شرو(1967) با جایگزینی نقاط الحاق به جای رودها و ارائه واژه 667/0K= برای شبکههای توپولوژیکی تصادفی، رابطه ملتون را اصلاح نمود. ضریب بیبعد F/D² نسبت معکوسی با شیب دیواره دره و ناهمواری حوضه(که در آن مساحت و طول آبراههها ثابت است) دارد و به عنوان مقیاس کاملی از سیستم آبراههای یک حوضه تفسیر شده است. قانون ملتون برای مدل رشد حوضههایی با بیش از یک مایل مربع مساحت متناسب فرض شده است.    استدلال شرو بر این فرض استوار است که در بسیاری از حوضهها اندازهگیری یک نقطه در طی زمان را میتوان معادل رفتار کل حوضه در طول زمان در نظر گرفت(از جزء به کل). این استدلال با رویکرد مورد نظر ملتون(b1958) متفاوت است. ملتون با مطالعه 59 حوضه زهکشی تعداد 15 متغیر از عناصر ژئومورفیکی(زمینریختی)، سطحی و اقلیمی را شناسایی و بر اساس ضریب همبستگی، آنها را به دو سیستم متغیر مرتبط تقسیم نمود. مطالعات میدانی گسترده ملتون برای جمعآوری دادهها، همراه با تجزیه و تحلیلهایی که وی از روابط متقابل اجزای یک حوضه زهکشی و متغیرهای موثر بر مورفولوژی انجام داد، منجر به ارائه مدلی برای مطالعات بعدی ژئومورفیکی(زمینریختی) گردید(Schumm 1977: 180). همبستگی زیاد تراکم زهکشی با درصد اراضی بدون پوشش و شاخص اثربخشی بارش متناسب با نظریه هورتون به عنوان تابعی از مقاومت سطحی در برابر نیروهای فرسایشی، در بخشی از پوشش گیاهی در نظر گرفته شده است که به نوبه خود تعیین کننده میانگین طول جریان سطحی میباشد. کی لاک[156] نشان داد که بیشترین همکاری ملتون مربوط به قانون ملتون(a1958) و همچنین رویکرد همبستگی ساختاری وی به ژئومورفولوژی بوده است. که هر دو مورد نشان دهنده اهمیت تراکم زهکشی میباشند.
References
Horton, R.E. (1945) Erosional development of streams and their drainage basins: hydrophysical approach to quantitative morphology, Geological Society of America Bulletin 50, 275–370.
Kashiwaya, K. (1987) Theoretical investigation of the time variation of drainage density, Earth Surface Processes and Landforms 12, 39–46.
Melton, M.A. (1958a) Geometric properties of mature drainage systems and their representation in an E4 phase space, Journal of Geology 66, 35–56.
——(1958b) Correlation structure of morphometric properties of drainage systems and their controlling agents, Journal of Geology 66, 442–460.
Montgomery, D.R. and Dietrich, W.E. (1992) Channel initiation and the problem of landscape scale, Science255, 826–830.
Ruhe, R.V. (1952) Topographic discontinuities of the Des Moines lobe, American Journal of Science 250, 46–56.
Schumm, S.A. (1956) Evolution of drainage systems and slopes at Perth Amboy, New Jersey, Geological Society of America Bulletin 67, 597–646.
——(1977) Drainage Basin Morphology, Pennsylvania: Dowden, Hutchinson and Ross.
——(1997) Drainage density: problems of prediction and application, in D.R. Stoddart (ed.) Process and Form in Geomorphology, 15–45, London: Routledge.
Schumm, S.A., Mosley, M.P. and Weaver, W.E. (1987) Experimental Fluvial Geomorphology, New York: Wiley.
Shreve, R.L. (1967) Infinite topologically random channel networks, Journal of Geology 75, 178–186.
Strahler, A.N. (1956) The nature of induced erosion and aggradation, in W.L. Thomas (ed.) Man’s Role in Changing the Face of the Earth, 621–638, Chicago: University of Chicago Press.
Talling, P.J. and Sowter, M.J. (1999) Drainage density on progressively tilted surfaces with different gradients, Wheeler Ridge, California, Earth Surface Processes and Landforms 24, 809–824.

SEE ALSO: dynamic geomorphology; stream ordering

OLAV SLAYMAKER    (ترجمه: رامین حاتمی فرد)

واژه آخر ترجمه نشده است

DRAINAGE PATTERN الگوی زهکشی
Because river channels concentrate surface flow and erode into landscape more efficiently than other processes, new channels tend to persist from
the pattern initially developed and are subsequently hard to alter. A collection of river channels joined together is called a drainage network,
how it is laid out on the ground in plan view is called the drainage pattern, and the channels together with all the land surface that drains to the channel is called the DRAINAGE BASIN. Channels when they join normally do so in an accordant manner, the channels join without a sudden break in elevation (sometimes called Playfair’s Law), unless they occupy unmodified glacial terrain, in which case a discordant junction is called a HANGING VALLEY. Subsequent adjustments to networks and patterns may occur when rivers are close together, and the divides between them may be broached by erosion or overflow, or underground drainage may divert water from one system to another prior to there being a surface connection of the rivers. Exploitation of geological weakness by surface erosion eventually causes the overall
drainage pattern to reflect the patterns of weakness in the underlying rocks. Major joints and fracture zones may influence subsurface as well as surface drainage and tend to localize major channels. Adjustments by divide erosion and breaching (river piracy, RIVER CAPTURE, diversion) will be most common early in the history of a landscape when relative RELIEF is least. Adjustments by underground diversion may take longer to become activ e features because large subterranean networks,
usually developed in soluble bedrock such as carbonates (KARST terrains), are needed to divert substantial drainage (abstraction). Subterranean diversion is favoured by increasing local relief in the drainage which may permit steeper hydraulic gradients between adjacent channels. Drainage patterns which derive their water entirely from regions external to the locality in question – such as the Nile River in Egypt – are called exoreic, and systems which drain to a central closed depression such as the Jordan River to the Dead Sea, and the basin draining to the Great Salt Lake in Utah – are endoreic.
The nineteenth and early twentieth-century geomorphologist W.M. Davis (1889, 1899) developed an elaborate scheme to describe the components of a river drainage network as they related to stages in its physiographic development. Of those terms, those which remain in common use are consequent and subsequent. Consequent streams are those that develop on the initial land surface in response to regional slope and any random surface declivities. Because they must eventually follow regional slope they usually reflect the tectonic framework of uplift, rather than details of the underlying geology. The term has normally been applied to large streams, but can also describe initial drainage on any new surface – such as recently glaciated terrain. Subsequent streams describe streams which, through geologic time, have been able to exploit differences in the relative erodibility of the underlying geology as the drainage system incises slowly into the uplifted block of land. Typically they develop along the geological strike exploiting, for example, weak shales or clays exposed between stronger formations (e.g. sandstones or limestones) in a sequence of sedimentary rocks so that long continued weathering and subaerial erosion over CYCLIC TIME etches out a skeleton of the underlying geology – thus the ridges and valleys of the Appalachian Ranges along the eastern side of North America reveal the folded structures; less dramatically the valleys and escarpments of
southern England and northern France also reveal the geological structures. The effect is even more dramatic in dry climates with no masking vegetation.
In igneous and metamorphic terrain master joints and shear zones may provide weakness to exploit (Figure 48c). Faults and fault zones, with heavily fractured rocks allowing access for weathering agents, are often weak zones in any geological terrain. Because consequent drainage flows down the regional slope regardless of local variations in geology, such streams are often used to reconstruct the initial stages of a landscape. However, even consequent streams can be disrupted by continued uplift, with geological structures growing upwards into the overlying streams. If the river channel can erode its bed fast enough to maintain a continuous downslope against the rising land, the river is called antecedent. As a result a river may be seen to have cut a channel, often seen as a deep gorge (see GORGE AND RAVINE), through a prominent topographic ridge around which it might have otherwise been forced to flow. The north to south segments of the Ganges and the Brahmaputra in the Himalaya have been cut in response to, and across the rising folds of, the mountain system.

Figure 48 Drainage patterns in relation to topography and geological structures

On occasion though, the rising structure blocks the channel and causes upstream ponding, whose new outlet may provide an entirely new pattern.
Complete reversal is possible too. The Amazon originally drained to the Pacific, but its course was reversed by the rising Andean ranges. A related condition, however, is when a regional river system, developed for example on gently tilted sedimentary strata, slowly erodes away that sediment and then erodes into a very different geological underlay. If the sedimentary cover rocks are lying unconformably upon the rocks below, the drainage pattern is said to be superimposed or superposed (Tarr 1890). It is doubtful in practice that either antecedence or superimposition are ever pure conditions because rarely can the full tectonic history of the region be known (Smith et al. 1999).
Also, large-scale topographic patterns characterizing the initial topography of the area may be reflected, as for example with radial drainage, such as in the English Lake District where original drainage lines have been greatly accentuated by glacial deepening. Part of a miniature example of radial drainage developed on a volcano is shown in Figure 48d. Davis developed many terms for other parts of the drainage system as they related to a supposed sequence of drainage and landscape development, and with respect to the original regional slope. These other terms are: insequent, resquent, obsequent; but they have fallen into disuse. Full definitions are available in Lobeck (1939: 171). Of these, insequent streams describe the myriad of streams for which no discernible control can be detected, and which give rise to dendritic patterns (Figure 48a). Despite the variations in apparent patterns (Figure 48) the patterns that matter most to the operation of the system are the internal structure of connections, and the plan of the DRAINAGE BASIN on the ground. Circular basins concentrate flow more rapidly, and generate larger peak flows than elongate basins. The structural arrangement of channels tends to reflect that of the ground plan – dendritic or vein-like structures being found usually in oval and round basins with homogeneous bedrock (Figure 48a). The Kentucky region with nearly level sedimentary rocks, and lying beyond the glacial limit, has often been used as a basis for comparison with random or randomly generated drainage networks (Mark 1983).

References
Davis, W.M. (1889) The rivers and valleys of Pennsylvania, National Geographic Magazine 1, 183–253.
——(1899) The Geographical Cycle, Geographical Journal 14, 481–504.
Lobeck, A.K. (1939) Geomorphology: An Introduction to the Study of Landscapes, New York: McGraw-Hill.
Mark, D.M. (1983) Relations between field-surveyed channel networks and map-based geomorphometric measures, Inez, Kentucky, Annals of the Association of American Geographers 73(3), 358–371.
Smith, B.J., Whalley, W.B. and Warke, P.A. (1999) Uplift, Erosion and Stability: Perspectives on Long Term Landscape Development, Geological Society Special Publications, 162, London: Geological Society of London.
Tarr, R.S. (1890) Superimposition of drainage in central Texas, American Journal of Science 3rd Series 40, 359–361.
Further reading
Brown, E.H. (1960) The Relief and Drainage of Wales, Cardiff: University of Wales.
Johnson, D.W. (1927) Stream Sculpture on the Atlantic Slope, New York: Columbia University Press.
Woolridge, S.W. and Linton, D.L. (1955) Structure, Surface and Drainage in South-East England, Institute of British Geographers, No. 11, London: George Philip.
KEITH J. TINKLER

[1]- Digital Elevation Model

[2]- Spatial Array

[3] -Square Mesh

[4] -Grid

[5]- Horizontal Resolution

[6]- Digital Terrain Model

[7]- Digital Terrain Modelling

[8]- Regular Grid

[9]- Triangulated Irregular Network

[10]- Digitized Height Contours

[11]- Square-Grid

[12]-Grid DEM

[13]- Terrain Base

[14]-Datum

[15]- Book of Genesis

[16]- Drift

[17]- Waves of Translation

[18]-Halite

[19]- Chemical Weathering

[20]-Landform

[21]- Evaporite Rocks

[22]- Insoluble

[23]- Static Water

[24]-Kinetics

[25]- Mixing Corrosion

[26]- Biogenic Barbon Dioxide

[27]- Subcutaneous Zone

[28]-Regional Runoff

[29]- Solutional Erosion

[30]- Mixing Corrosion

[31]- Aggressive

[32]-Inselberg

[33]-Diverging Weathering

[34]-Escarpment

[35]-Downwearing

[36]-Ayers Rock

[37]-Olgas

[38]-Connor

[39]-Runnel

[40]-Exfoliation Sheets

[41]-Small Caverns

[42]-Nested

[43]-Internal Divergence

[44]-Ergodic

[45]-Sinkhole

[46]-Depression

[47]-Swallow Hole

[48]-Stream-Sink

[49]-Dissolution Dolines

[50]-Collapse

[51]-Suffosion

[52]-Regional Subsidence

[53]-Solute

[54] -Solvent

[55]-Joints

[56]-Bedding-Planes

[57]-Cockpit

[58] Intervening Conical Hills

[59]-Uvala

[60]-Polygonal Karst

[61]-Collapse Dolines

[62]-Depressions

[63]-Subsidence

[64]-Veneers

[65]-Void

[66]-Landforms

[67]-Nakanai

[68]-Cenotes

[69]-Yucatan Peninsula

[70]-Crveno Jezero

[71]-Buoyant Support

[72]-Effective Stress

[73]-Mining

[74]-Cover Collapse Sinkholes

[75]-Subsidence Doline

[76]-Suffosion

[77]-Dropout

[78]-Underlying Karst

[79]-Fines

[80]-Dropout Doline

[81]-Cover Collapse Doline

[82]-Shakehole

[83]-Cover Subsidence Sinkholes

[84]-Karoo

[85]-Kwazulu-Natal

[86]-Exchangeable Sodium Percentage

[87]-Arroyo

[88]-Sternberg

[89]-Abrasion

[90]-arm

[91]-Aeolian Bedform

[92]-Wilson

[93]-Megadunes

[94]-Linear

[95]-Crescentic

[96]-Linear draa

[97]-Namib Sand Sea

[98]-Akchar

[99]-Liwa

[100]-Algodones

[101]-Gran Desierto

[102]-Wahiba

[103]-Catchment

[104]-Watershed

[105]-Drainage divide

[106]-River basin

[107]-Stream Order

-[108] در سیستمهای فرسایش یخچالی به حفراتی که توسط یخهای بیحرکت ساخته میشوند، دیگچال گفته میشود. علت تشکیل آنها دیر ذوب شدن قشر یخی است که بر روی آن پوشش سنگی و یا شنی قرار گرفته است. برخی مواقع به این اشکال گودال کاسهای نیز گفته میشود(م).

[109]-Links

[110]-Nodes

[111]-Sources

[112]-Junctions

[113]-Basin Outlet

[114]-Divide

[115]-Stream Network

[116]-Channel Network

[117]-Horton

[118]-Strahler

[119]-Drainage Density

[120]-Random Topology Models

[121]-Fractal

[122] برخال متشکل از اجزایی است که با بزرگ کردن هر جزء به نسبت معین، همان ساختار اولیه به دست میآید. به عبارتی دیگر هر جزء با کل مجموعه همانند است(م).

[123]-Hack

[124]-Dimensional Inconsistency

[125]-Tree-Like Structure

[126]-Hillslope Processes

[127]-Channel Processes

[128]-Complex Responces

[129]-Ergodic Hypothesis

[130]-Sandboxes

[131]-Initiation

[132]-Elongation

[133]-Elaboration

[134]-Downcutting