|
|
|
|
 |
از Epikarst تا Esker |
 |
|
| | تاریخ ارسال: 1396/8/13 | |
|
واژه آخر ترجمه نشده است
EPIKARST - اپی کارست
اپی کارست[1] به سطح فوقانی سنگ بستر کارست که در زیر خاک قرار دارد و به شدت هوازده شده باشد اطلاق می شودKlimchouk 2000). اپی کارست به عنوان منطقه زیر جلدی نیز معروف استWilliams 1983). اپی کارست در مکانهای بدون خاک هم وجود دارد که می توان به پوشش های زیرین آهکی و میدان کارنی آلپ اشاره نمود. همانطوری که باران با حل کردن دی اکسید کربن در جو و خاک، اسیدی شده و اسید کربنیک ایجاد می کند، اپی کارست نیز توسعه پیدا می کند. آب تاثیرات انحلالیش را به صورت نفوذ تا 10 متر زیر زمین و سنگ بستر، یعنی نزدیک منبع اصلی دی اکسید کربن بجا می گذارد. شکافهای سنگ آهک با خوردگی در نزدیک سطح ضمن عریض شدن، مخروطی عمیق می شوند. نفوذ آب باران به کارست در ابتدا سریع است، اما با ادغام جریانهای عمودی. اعماق کمتر شده و شکافها باریکتر می مانند. این باریکه ها بعد از یک باران سنگین ویژه و ذخیره سازی موقت آب در یک آبخوان اپی کارستی، تاثیر می پذیرند. درزها، گسلها و صفحات لایه ای به طور فضایی در بین سنگها به دلیل گوناگونی در زمان تکتونیک و سنگ شناسی، متفاوت هستند. جریانهای انتقالی نیز در نتیجه تکرار و ارتباط متقابل شکافهای موجود، متفاوت هستند. با این وجود، در نزدیک سطح ارتباط متقابلی بین صفحات افقی وجود دارد به گونه ای که با ترکیب شدنشان، آب ذخیره شده گرایش به همگن شدن دارد. با این وجود برای نفوذ در صفحات عمودی، برخی شکافها مطلوب تر از بقیه هستند. درزهای اصلی و مخصوصا جایی که چندین درز همدیگر را قطع کنند از این گونه اند. در نهایت این شکافها به عنوان مسیرهای اصلی زهکشی توسعه می یابند. آب در آبخوان اپی کارستی به صورت افقی به سوی آن درزها جریان یافته و با مکانیسم بازخورد مثبت به انحلال بیشتر پیش رفته و بنابرا این نفوذپذیری عمودی افزایش می یابد. آب محصور شده در بین منطقه نفوذ و مسیرهای خاص زهکشی، به طور چشم گیری در ضمن نفوذ از دیگر آبهای اپی کارست جدا می شود. به این ترتیب با وجود همگنی اولیه آب کیفیتی به دست می آورد که نشان از زمان طولانی اقامت در اپی کارست دارد. منطقه اشباع در اپی کارست بعد از بارانهای سنگین توسعه می یابد. هنگامی که منطقه اشباع اپی کارستیک شبیه آبخوان بالا بیاید، بالای منطقه اشباع اصلی در کارست معلق خواهد بود. سطح پیزومتری(سطح آب) اپی کارست به سمت پایین در یک مسیر نشتی، شبیه به مخروط فشرده شده بر روی چاه پمپاژ شده، ترسیم می شود. خطوط جریانی در اپی کارست به سمت منطقه زهکشی به شکل همگرا ترسیم و متمرکز می شوند. قطر هر دولین انحلالی که در نتیجه تمرکز انحلال توسعه می یابند با شعاع لبه پایین مخروط اپی کارستیک تعیین می شود.
References
Klimchouk, A.(2000) The formation of epikarst and its role in vadose speleogenesis, in A.B. Klimchouk,D.C. Ford, A.N. Palmer and W. Dreybrodt(eds)Speleogenesis: Evolution of Karst Aquifers,Huntsville: National Speleological Society, 91–99.
Williams, P.W.(1983) The role of the subcutaneous zone in karst hydrology, Journal of Hydrology(Netherlands) 61, 45–67.
PAUL W. WILLIAMS (مترجم : علی اکبر شایان یگانه)
EQUIFINALITY - هم پایانی
هم پایانی [2]، اصلی است که بیان می کند مورفولوژی به تنهایی نمی تواند برای ساخت منشا لندفرم در زمین مورد استفاده قرار بگیرد، بلکه لندفرمهای مشابه می توانند با فرایندهای متعدد جایگزین، مجموعه ای از فرایندها تولید کنند. فرایندهای متفاوت ممکن است منجر به شباهت ظاهری در شکلهای تولید شده باشد. به عنوان مثال تغییر سطح دریا، بالا آمدن تکتونیکی، تغییرات آب و هوایی، تغییر در منشا رسوب یا آب و ذخیره سازیشان ممکن است منجر به برش رودخانه شده و یک فرم همگرایی را ایجاد نماید. استفاده از این اصطلاح به چورلی[3](1962) بر می گردد. مفهوم مربوط به همگرایی لندفرمها قبل تر با مورتنسن[4](1948) توسعه یافته است. ایشان اشاره می کند : هرچند تفاوتهای زیادی در آب و هوای(و تلویحا در مجموعه فرایندهای ژئومورفیک خود) نواحی خشک و قطبی وجود دارد، اما همگرایی های زیادی در لندفرمهایشان دیده می شود. شاید یکی از تصویرهای بهتر هم پایانی، مربوط به منشا تپه های پر سنگ است. چهار نظریه اصلی برای این لندفرم ارائه می شود : 1- هوازدگی در هوای آزاد با عث اصلاح کرویت و تبدیل به مورفولوژی رخنمونهای تولید شده با فرسایش دیفرانسیل سنگ بستر می شود، 2- در معرض قرار گرفتن تپه پرسنگ به خاطر فرایندهای دو مرحله ای : یک دوره طولانی مدت شست و شوی زیر سطحی آبهای زیر زمینی که منجر به فروپاشی سنگ های درز دار و گردشدگی سنگهای بزرگ تر می شود، به دنبال آن یک دوره فرسایشی برداشت که منجر می شود عوامل در معرض هوازدگی قرار بگیرند، 3- کاهش در منطقه دارای اینسلبرگ های بزرگتر با عقب نشینی برشی و شکل گیری ستونها و 4- تپه های جدا شده از عمل هوازدگی انجماد و ذوب، به دنبال آن روانه گلی بالای پرمافراست در یک آب و هوای جنب قطبی. در آخر این محتمل است که تمامی چهار فرایند، توضیحات مستدل بعدی برای منشا این لندفرم باشند. به طور کلی این مورد قبول است که هیچ معرفی توصیفی بدون ابهام نیست. پس این امکان وجود ندارد که از حضور یک لندفرم به تنهایی بتوان روی یک توالی از رخدادهای زایشی بحث کرد. برونس دن[5](1990) در بحث هایش- توانایی یک چشم انداز در برابر تغیرات انگیزه های مقاوم با گذشت زمان افزایش می یابد – 10 نکته را علی رغم وجود حالتها و عوامل مختلط در ژئومورفولوژی پیشنهاد می کند " در بین هر دامنه ای از تکتونیک و اقلیم یک گرایشی به سوی وحدتی فراگیر و تکراری وجود دارد، اما دستور خاص هندسی و نظمی وجود ندارد". او گرایشها را به این قرار بیان می کند : انتخاب برتر اشکال پایدار ؛ کاهشِ نمایی در نرخ تغییرات ؛ افزایش اثر بخشی موانع برای تغییر ؛ثبات روند ؛ ماندگاری ؛سیستمهای فوق آرام ؛ خود انتشار ؛ الگوهای اساسی ترمیم ترجیحی ؛ فرایند هموار کردن و قسمت نهایی انباشت.
هنز-یانگ[6] و پچ[7](1983) نشان می دهند که این مفهوم، بد به کار گرفته شده است. بطوریکه ژئومورفولوژیستها هم پایانی را به منظور دوری از استفهام زیاد از یک حالت خاصِ منشا لندفرم استناد کرده اند ؛ و ادعا می کنند یک پذیرش خیلی سریع از هم پایانی، ممکن است مانع از توسعه قوانین کلی شده و یا تفاوتهای جزئی شکل ها نادیده گرفته شوند. آنها یک بازتعریفی از مفهوم به شرح زیر بیان می کنند. یک نوع لندفرم مجزا، یک همپایانی را زمانی نشان می دهد که بتواند یک طیف وسیعی از شرایط اولیه، از طریق فرایندهای علی یکسان ارائه کند(1983 : 465). در این زمینه آنها به کالینگ[8](1957) به خاطر به کار بردن جریان درجه بندی شده به عنوان یک هم پایانی اشاره می کنند ؛ به این معنا که با در نظر گرفتن شرایط اولیه، یک جریان درجه بندی شده، نیمرخ طولانی یکسانی را ارائه می کند. کالینگ(1987) پیشنهاد می کند که کلمه "هم پایانی" دیگر مفید نیست زیرا با توسعه فهم ما از سیستمهای دینامیکی دنیای جدید، دنیای غنی تری را با واژگان انعطاف پذیرتر می گشاید. این ایده که سیستم به رغم وجود شرایط اولیه متفاوت، در تلاش است تا در موقعیت هایی از حالت و فاز فضایی مشابه به نتیجه ای واحد برسد، فراگیران تئوری سیستمهای عمومی را حساس تر کرده است. وجود جاذبه های قوی در سیستمهای دینامیکی و غیر خطی اتلافی نیز یادآور ایده قدیمی تر هم پایانی است، اما شواهد یکسانی از گزینه های بی نظم در سیستم وجود دارد که به دقت در آینده نزدیک پیش بینی و تعیین می شوند. به خاطر حضور همیشگی پارازیتها، همه سیستمهای پایدار موقتی هستند. تشخیص رفتار پیچیده دوره ای در نقاط دور از تعادل با جاذبه های قوی، یک تعریف ساده از هم پایانی را دور از دسترس می کند. پیشنهاد های کالینگ یک مکان شناسی پیچیده ای از درجات هم پایانی است که از تعریف هم پایانی به سنسو استریکو[9] می رسد. این تعریف بر این نکته تاکید دارد که " یک سیستم مختل شده در نهایت به حالت اولش برمی گردد". این مهم است که بدانیم چنین شرایطی، خودش گذرا می باشد. جوهر این انعطاف پذیری رویکرد جدید مفهوم هم پایانی است.
فیلیپس[10](1995) بیان می کند که ارزش مشاهده تکاملی یک چشم انداز، یک نمونه ای از خود سازمانی است. خود سازمانی یا خود تنظیمی به غالب شدن بازخورد منفی در سیستم بستگی دارد. وی اشاره می کند که سیستمهای ژئومورفیک شواهدی را از هردو مورد خود سازمانی[11](به عنوان نمونه در یک ایستگاه ژئومتری هیدرولیک) و دیگر سازمانی[12](به عنوان مثال در تحول چشم انداز خاک) ارائه می دهد. تشخیص بین این سیستمها چالشی برای ژئومورفولوژی است. خود شباهتی[13] و هم پایانی با سیستمهای دیگر سازمانی ناسازگار هستند.
کالینگ(1987) بر روی طیفی از تعاریف ضیعفتر از تعاریف متقن بالا، بحث می کند. او پیشنهاد می کند که می توان یک شبه هم پایانی[14] را تعریف کرد تا بازگشت تقریبی به شرایط اولیه را در بر بگیرد. برای این کار باید یک محدودیت در اندازه مجاز اختلال دریک سیستم تعریف کرد، بطوریکه چندین برابر حداقل محلی باشد و حفظ ویژگی های خاص توپولوژی و ارگودیک به عنوان معیارهای کافی برای هم پایانی پذیرفته شود. این بحث یادآور تعادل دینامیک مربوط به سی سال پیش است با دو تحول : سطح سفسطه ی تحلیلی افزایش یافته است و شاید مهمتر از آن، بحث باز است و به یک نتیجه واحد نمی رسد. برای جستار مجدد هم پایانی، برخی روزنه های سحر آمیز را باید باز کرده باشیم، تا بین شانس و ضرورتِ یک بعدی و چند بعدی، یک جهان جدید از حرکات بی نظم، جاذبه های قوی و پنجره های دوره ای آن را بیابیم. با یک تخمین حساب نشده ما بر روی اقیانوسی هستیم که می خواهیم با زل زدن، دو قاره ای که قبلا به هم پیوسته بودند را کشف کنیم(Culling 1987: 69).
References
Brunsden, D.(1990) Tablets of stone: toward the ten commandments of geomorphology’ Zeitschrift f´u´r Geomorphologie Supplementband 79, 1–37.
Chorley, R.J.(1962) Geomorphology and general systems theory, US Geological Survey Professional
Paper 500-B.
Culling, W.E.H.(1957) Multicyclic streams and the equilibrium theory of grade, Journal of Geology 65,
259–274. ——(1987) Equifinality: modern approaches to dynamical systems and their potential for geographical thought, Institute of British Geographers Transactions N.S. 12, 57–72.
Haines-Young, R.H. and Petch, J.R.(1983) Multiple working hypotheses: equifinality and the study of
landforms, Institute of British Geographers Transactions N.S. 8, 458–466.
Mortensen, H.(1948) Das morphologische Harteverhaltnis Hornfels-Granit, in Harz. Nachrichten Akademische Wissenschaften Gottingen, Mathematische-Physische Klass, 8–20.
Phillips, J.D.(1995) Self-organization and landscape evolution, Progress in Physical Geography 19, 309–321.
SEE ALSO: non-linear dynamics; tor
OLAV SLAYMAKER (مترجم : علی اکبر شایان یگانه)
EQUILIBRIUM LINE OF GLACIERS - خط تعادل یخچالها
امتداد خطی بر روی یخچالهای طبیعی است که در بالاتر و پایین تر ا زاین خط انباشت فصلی با برداشت فصلی برابر می شود. این خط را خط تعادل می نامند(به شکل 56 نگاه کنید). در این منطقه جرم خالص یخ در صفر درجه در تعادل است(نه جرم یخ کم شده و نه اضافه می شود). جرم سالانه یخ در طول زمستان با بارش برف افزایش می یابد و تعادل جرم، بالای خط تعادل می رسد. در طول فصل ذوب تابستانی جرم سالانه به خاطر از دست دادن جرم، زیر خط تعادل قرار دارد(Sugden 1982).
شکل 56 : نیمرخ طولی یک یخچال دره ای، منطقه انباشت و برداشت فصلی و خط تعادلی نشان داده می شود.
ارتفاع خط تعادلی(ELA) برای بودجه ویژه سالانه یخ، مترادف با انتهای برفمرز تابستانی(EOSS) در نظر گرفته می شود. ارتفاع متوسط انتهای برفمرز تابستانی در طی چند سال به عنوان ارتفاع خط تعادلی پایدار تعریف می شود. موقعیت برفمرز سالانه با خط تعادلی پایدار می تواند به عنوان یک جانشین یا شاخص تغییرات تعادلی جرم یخ، مورد استفاده قرار گیرد. تغییرات تعادلی جرم یخ، یک واکنش مستقیم و سریع به تغییرات شرایط اتمسفری است(Fitzharris et al., 1997) و می تواند شاخص مفیدی برای تغییرات جهانی بزرگ مقیاس باشد.
یک روش معمول برای کار بر روی ارتفاع خط تعادلی، محاسبه مساحت یخ و مقایسه آن با مساحت انباشت است، که نسبت تجمعی مساحت(AAR) نامیده می شود. مطالعات یخچال در سراسر دنیا نشان می دهد که نسبت تجمعی مساحت برای یخچالهای با ارتفاع خط تعادلی پایدار، عددی در حدود 6/0 است(Lowe and Walker,1997). جایی که امکان برآورد مقدار یخهای اواخر پلیستوسن وجود دارد، این روش، تغییرات در خط ارتفاعی را با حال حاضر مقایسه نموده و در نتیجه تغییرات آب و هوایی درطول زمان را توصیف می نماید.
References
Fitzharris, B.B., Chin, T.J. and Lamont, G.N.(1997) Glacier balance fluctuations and atmospheric
circulation patterns over the Southern Alps, New Zealand, International Journal of Climatology, 17, 745–763.
Lowe, J.J. and Walker, M.J.C.(1997) Reconstructing Quaternary Environments, 2nd edition, 43–44,
Harlow: Addison-Wesley Longman.
Sugden, D.(1982) Arctic and Antarctic, A Modern Geographical Synthesis, New Jersey: Barnes and Noble.
BLAIR FITZHARRIS (مترجم : علی اکبر شایان یگانه)
EQUILIBRIUM SHORELINE - خط تعادل ساحلی
زمانی که مقدار یکسانی از رسوب با بالا آمدن قوی آب به سمت خشکی بیاید و با برگشت ضعیفتر آب به سمت دریا برگردد، چهره ساحل حالتی از تعادل دینامیکی دارد. این تنظیمات با شیب و ساحل انجام می پذیرد. شیب تا حد زیادی با مقدار نفوذ آب به ساحل مشخص شده و رو به پایین کم می شود و در درجه اول تابعی از اندازه دانه های ساحل می باشد. مخصوصا سواحل ریگی یا توفالی[15](به ساحل توفالی نگاه کنید) به خاطر نفوذ سریع و ضعیف بودن آب برگشتی، شیب دار هستند. نفوذ بسیار کم آب در سواحل شنی ریز دانه و از طرفی اثر گرانشی ضعیف، با عث خواهد شد تا در سواحل کم شیب، اختلاف حمل در خشکی و دریا جبران شود. سواحل شیبدارتمایل دارند موجهای تیز ساحل را کاهش دهند. دلیل آن احتمالا این است که آبهای بالا آمده، رسوب را به بالاتر از دامنه سریعتر حمل می کند. شیب سواحل یا بخش هایی از آن که اندازه دانه بندی یکسانی دارند می تواند متفاوت باشد. از دلایل آن می توان به تفاوت در تندی امواج و درمعرض قرار گیری آن اشاره کرد. از طرفی تغییرات زمانی تندی امواج بازگوکننده آن است که چرا تغییرات شیب امواج در ضمن طوفانهای متوالی اتفاق می افتد. شواهدی وجود دارد که نشان می دهد، شیب سواحل تا حدودی با ارتفاع یا انرژی موج تعیین می شود، و نیز توضیح خواهد داد که چرا، با وجود موجهای یکسان، شیب سواحل، عموما درمحیط های کم انرژی بیشتر از محیط های پر انرژی است. نسبت مواد معدنی سنگین در یک ساحل که مقاومت برداشت با آب برگشتی را افزایش می دهد، ممکن است در تعیین شیب تعادل مهم باشد.
تصور سواحل در حالت شبه تعادل و نیز تعریف شیب ساحل هایی که بیشتر از یک عنصر تشکیل شده باشد مشکل است، هرچند که معمولا در منطقه خطی جریانی قابل اندازه گیری است. انواع مدلهای ریاضی، تجربی و توصیفی با نسبت بین شیب تعادلی ساحل، اندازه دانه و پارامترهای موج در ارتباط است. اولین تلاشها برای مدلسازی و ارتباط آن با همبستگی بین موج و پارامترهای رسوب تا حد زیادی آماری بودند. مدل های تحلیلی حل معادلات برای شیب تعادل بر این فرض است که انتقال شبکه ای رسوب وجود ندارد، در حالی که مدلهای شبیه سازی ساحل توسعه یافته اند تا شیب تعادل، تعریف دقیق تری پیدا کند.
برون[16](نگاه کنید به قانون برون) پیشنهاد کرد که نیمرخ های تعادلی ساحل می تواند با قانون انرژی ارائه شود :
عمق در یک مسافت است، X متوسط خط آب دور از ساحل و A یک پارامتر عددی است که تا حد زیادی با اندازه دانه و یا سرعت افت تعیین می شود. اگر در این فرمول مرتب سازی قابل توجهی صورت گرفته باشد، رسوب درشت تر می تواند بخشهایی از ساحل رو به خشکی را تیز تر از تخمینهای مدلی نماید و رسوب ریزتر می تواند قسمت رو به دریای ساحل را ملایم تر از پیش بینی ها نماید. هرچند دیگران اصطلاحات دیگری برای ژئومتری نیمرخ تعادلی آورده اند، استفاده از یک معادله تعادلی تنها برای ارائه همه نیمرخهای ساحل و مفهوم نیمرخ تعادلی همیشه مورد انتقاد قرار گرفته است. سواحل تعادلی مورفولوژی و رسوبات با تغییرات در امواج، جزر و مد و دیگر تاثیرات، خود را تعدیل می کنند(Short 1999). دو نیمرخ کرانه های یک دامنه اشکال نسبتا قابل پیش بینی را ارائه می کنند که می تواند مفروضات آن انرژی و اندازه موج باشد. این تمایز بین نیمرخ های انعکاسی با خاکریزهای پهن یا موانع جریانی و دامنه های موج شکن شیبداراز سویی و نیمرخهای پراکنده با دامنه موج شکن ملایم تر و میله های بار بر اسکله زیرآب از سوی دیگر به وضوح دیده می شود(به مانع، ساحلی نگاه کنید). در یک توفان، یعنی زمانی که امواج بزرگ رسوب را به طرف خشکی می برد، نیمرخهای انعکاسی به نیمرخ های پراکنده تبدیل می شوند،، در حالی که در امواج کوچکتر، رسوبات به دریا برمی گردند. تغییرات مکرر در قدرت امواج مسئول چرخه هایی هستند که غالبا کمتر از مابین دو کرانه است و در نتیجه امواج محیطی گرایش به تولید ویژگی های پایدار سواحل جهانی دارند. برای مثال عرض های میانه قدرت موج بالایی دارند و سواحل عموما در حالت پراش بالایی قرار دارد، در حالی که سواحل در محیطهای پناهگاهی و کم تراکم عموما در حالت انعکاسی هستند. حالتهای ساحلی با سطح جزر و مد تغییر می کند و مدل ریز جزر و مدی برای نواحی با دامنه بالای جزر و مدی اصلاح می شود. نیمرخ های تعادلی ساحل و شکلهای ساحلی به عنوان تابعی از دامنه نسبی جزر و مد(RTR) مدل شده است. نسبت دامنه جزر و مدی به ارتفاع شکننده و بعد افت سرعت رسوب به این صورت است که اگر مقدار دامنه نسبی جزر و مد، بالا باشد، نشان از غلبه جزر و مد و اگر کم باشد، نشان دهنده غلبه موج است.
سواحل در راستای طولی و عرضی، گرایش به حالت تعادل دارند. این تمایز می تواند بین اشکال تعادلی ساحلی منطقه جریانی[17] و تراز دریفتی[18] ایجاد شود(عکسهای 39 و 40). تراز جریانی سواحل موازی با قله های موج ورودی و شبکه دریفتی اسکله باربری(ساحلی) در زمان موج حداقلی است. تراز دریفتی سواحل به موازات خط ماکزیمم دریفت است و رسوبات می تواند تا فواصل دوری، در یک راستا حمل شوند. تراز جریانی سواحل با سواحل منظم در ارتباط هستند، بطوریکه مانع حمل طولی شده و قطارهای موج اصلی بدون تغییرات به ساحل می رسند. تراز دریفتی سواحل جایی توسعه می یابند که زمینه اولیه نسبتا منظم است یا امواج حرکت دهنده موج ها ی بزرگ به صورت زاویه دار به ساحل می رسند. تراز دریفتی و تعادل ساحل دینامیکی نیاز به یک منبع ثابت از رسوب دارند. برای نمونه می توان به زمانی که حفره های ساحلی به هم وصل شده و دهانه ای از یک خور[19] را ایجاد می کنند، اشاره نمود.
عکس 39 : تراز جریانی ساحل در سن مارتینهو دو پورتو[20]، پرتغال
عکس 40 : تراز دریفتی ساحل، سنت پترزبورگ، فلوریدا
تعادل استاتیکی ساحل از چند راه می تواند بدست آید(Carter 1988):
- از طریق تراز جریانی، زمانی که حرکت رسوب با حمل عرضی ساحل محدود می شود.
- با شیبهای ارتفاعی موجهای قوی یا برخورد دو ردیف موجی که باعث می شود سرعت فعلی موج طولی به صفر برسد
- با درجه بندی رسوبات ساحلی طولی به گونه ای که قدرت رایج هرمکان آنقدر کم شود که نتواند آن را بکشد.
هرسه موقعیت متداول هستند و گاهی تعادل از طریق ترکیب گزینه ها حاصل می شود.
References
Carter, R.W.G.(1988) Coastal Environments, London: Academic Press.
Short, A.D.(ed.)(1999) Handbook of Beach and Shoreface Morphodynamics, Chichester: Wiley.
Further reading
Trenhaile, A.S.(1997) Coastal Dynamics and Landforms, Oxford: Oxford University Press.
ALAN TRENHAILE (مترجم : علی اکبر شایان یگانه)
EQUILIBRIUM SLOPE – تعادل دامنه ها
تعادل دامنه ها در دامنه هایی محقق میشود که با تعادل نیروهایی که همدیگر را خنثی می کنند این حالت را به وجود می آورند. یک دامنه تعادلی زمانی وجود دارد که " اگر مقدار ماده ای که از یک واحد فضایی در سطح در واحد زمان برداشته شود، بتواند معادل همان زمان وبه همان میزان، جبران شود"(Ahnert, 1994).
این تعریف مفهوم یک سیستم ژئومتریک را به دنبال دارد، مانند یک دامنه، اگر "بیلان جرم " آن سیستم تغییر نکند، تحت شرایط تعادل قرار دارد. اگر فرایند های دامنه ای در تعادل باشند، دامنه ها در شرایط تعادلی قرار دارند. هر تغییری در تعادل منجر به این خواهد شد که فرایندهای اصلاحی صورت بگیرند تا تعادلی جدید ایجاد شود.
این تعریف به اثر مهم گرو کارل گیلبرت[21] بر روی کوههای هنری[22] بر می گردد(Gilbert, 1877). در این کار گیلبرت مفهوم تعادل عمل را این گونه بیان می کند : " فرسایش مکانی که مقاومت درآن حداقل است خیلی سریع است و از اینرو سنگهای نرم سریع ساییده شده و سنگهای سخت برجسته باقی می مانند. این تفاوت ادامه می یابد تا به یک تعادلی از طریق قانون سراشیبی(شیب دامنه) برسد. مادامی که نسبت عمل فرسایشی به جای نسبت مقاومت به سراشیبی وابسته باشد، فرسایش بیشتر به ویژگی سنگ وابسته است، اینجاست که در عمل تعادل وجود دارد ". این وضعیت به خاطر اینکه با سیستمهای خود تنظیمی بدست آمده است "تعادل پویا" نام دارد. به گونه ای که یک تغییر در فرایند عضو ها از تغییر در ورودی نشات گرفته و با بازخورد منفی آن تغییر، جبران می گردد(نگاه کنید به تعادل پویا). بازخورد منفی بین فرایندهای حاکم بر سیستم باعث تنظیم تغییرات ورودی می شود(همانند یک تغییر آب و هوا یا یک کاهش در سطح اساس) تا یک تعادل جدید صورت بگیرد. در این راه دو وضع میانی وجود دارد : 1- سرعتهای حمل و نقل توده و 2- مکانیسمهای بازخورد منفی که در ژئومورفولوژی بحث می شوند.
گیلبرت(1877) از قوانین دامنه ها دو نوع حمل و نقل را مشخص می کند : هوازدگی محدود و برداشت رگولیت با حمل و نقل محدود. حمل با هوازدگی محدود جایی رخ می دهد که میزان هوازدگی کمتر از ظرفیت حمل دامنه باشد، به طوری که رگولیت برداشته و توسعه دامنه با میزان هوازدگی سنگ ارتباط دارد. در این مورد سیستم دامنه در عدم تعادل است. مواد تولید شده با فرایندهای مختلف دامنه ا ی(هوازدگی، شست شوی دامنه ای، خزش خاک و غیره از بالای دامنه) کمتر از میزان پتانسیل برداشت است. این عناصر می توانند در محیط های خشک و نیمه خشک در نواحی کوهستانی و رخساره های عریان صخره ها و تمامی کانالهای جریانی در سنگ بستر یافت می شوند. حمل و نقل با حمل محدود جایی اتفاق می افتد که میزان هوازدگی بیشتر از ظرفیت حمل فرایندهای دامنه است به طوری که رگولیت و فرایندهای حمل با ظرفیت های کاملشان عمل می کنند.
مفهوم دامنه های تعادلی در تحقیقات متعدد ژئومورفولوژی مرتبط با تحول دامنه ای که با زیرشویی و برشهای رودخانه ای همراه است به کار گرفته شده است. این تحولات به دنبال حرکات دامنه ای صورت می گیرد که از آستانه ی مالشی درونی زوایای رگولیت عبور کنند. از نمونه های بدست آمده می توان به عنوان نمونه به تحقیق استرالر(1950) اشاره کرد که مربوط به ماکزیمم آماری شیبهای دامنه ای دره ای-کناری با آستانه مالشی بالاتر از 1 متر پوشش رگولیتی می باشد. دستاوردهای مشابه تعادلی توسط یانگ[23](1972) و کارسون[24](1975) منتشر شده است.
بیشتر رویکردها مربوط می شود به یافتن مشخصه های نیمرخ شکل دامنه(نیمرخ های تعادلی) و فرایندهای حمل و نقل که با مدل سازی تجربی روابط ظرفیت انتقال را بدست می آورند. کیرکبای[25](1971) این روابط را برای رسیدن به نیمرخ های تعادلی دامنه برای خزش خاک، شستشوی خاک با گالی و رودخانه یا بدون آنها، به کار گرفت. اهنرت[26] یک مدل رایانه ای پیچیده تر را ارئه کرد که شامل پنج نیمرخ تعادل دامنه ای مربوط به فرایندهای ریزشی(محدب)، شستشوی بار معلق(محدب- مستقیم – مقعر) شستشوی نقطه به نقطه(غلتان)(محدب – مستقیم) جریان ژله ای و چسبناک(محدب – مستقیم) می باشد.
این مدلها بر این فرض استوار است که بین نرخ حمل مواد در فریندهای مختلف و مکانیسمهای بازخورد، ارتباط تعادلی وجود دارد. رخدادهای شدیدی وجود دارد که تعادل بر روی دامنه را به هم میزند که میتوان به برداشت رگولیت با بارانهای شدید، زمین لغزش، فرسایش گالی یا تغییرات پوشش گیاهی اشاره نمود. در این وضعیت روند تغییرات قابل توجه در طول زمان نشان از این دارد که سیستم در حالت عدم تعادل قرار دارد. اگر سیستم کلی دامنه گرایش به تعادل دینامیک داشته باشد، بازخورد منفی، دامنه را بعد از تاثیرات خارجی تنظیم می کند. دوره برگشت از این اتفاق به نظام درون سیستم و بزرگی تاثیر نیروی خارجی بستگی دارد. اگر پوشش رگولیت برداشته شود و سنگها عریان شوند، سیستم با افزایش میزان هوازدگی واکنش نشان خواهد داد.
در مباحث اخیر اهنرت(1994) و تورن و ولفورد[27](1994) تعاریف مختلف تعادلی و مفاهیم در ژئومورفولوژی بازنگری شدند. نویسندگان از بکارگیری مفهومهای تعادلی مختلف با سردرگمی بالایی مواجه شده بودند. بر این اساس مفهوم تعریف شده واضح تر اهنرت(1994) و تورن و ولفورد(1994) پیشنهاد شد که مفهوم تعادل در آینده بر اساس داده های میدانی از توده یعنی حجم توده و جریان توده استفاده شود. آنها پیشنهاد کردند که باید به جای تعادل دینامیکی باید تعادل جریانی توده به کار گرفته شود تا از تعاریف و مفاهیم متعدد در این ارتباط اجتناب و به یک نظم بیشتر در این زمینه نائل شوند.
References
Ahnert, F.(1976) A brief description of a comprehensive three-dimensional process-response model of landform development, Zeitschrift fur Geomorphologie, N.F. Supplementband 25, 29–49.
——(1994) Equilibrium, scale and inheritance in geomorphology, Geomorphology 11, 125–140.
Carson, M.A.(1975) Threshold and characteristic angles of straight slopes, Proceedings of the 4th
Guelph Symposium on Geomorphology, 19–34,Norwich: Geo Books.
Gilbert, G.K.(1877) Report on the Geology of the Henry Mountains, Washington, DC: US Geological and Geographical Survey.
Kirkby, M.J.(1971) Hillslope process-response models based on the continuity equation, Institute of British Geographers Special Publication 3, 15–30.
Strahler, A.N.(1950) Equilibrium theory of erosional slopes approached by frequency distribution analysis, Part I and Part II, American Journal of Science 248, 673–696, 800–814.
Thorn, C.E. and Welford, M.R.(1994) The equilibrium concept in geomorphology, Annals of the Association of American Geographers 84, 666–696.
Young, A.(1972) Slopes, London: Longman. SEE ALSO: dynamic equilibrium; equilibrium shoreline;hillslope, form; hillslope, process
RICHARD DIKAU (مترجم : علی اکبر شایان یگانه)
ERGODIC HYPOTHESIS - فرضیه ارگودیکی
ارگودیک یک ایده توسعه یافته در فیزیک است. در مطالعه حرکت مولکولها در یک سیستم ماکروسکوپی(همانند یک اتاق پر از هوا) فیزیکدانان با یک مشکل سخت مواجه اند : انبوهی از مولکولها در مقایسه با زمان صرف شده برای مشاهده، حرکت سریعی دارند. برای غلبه بر این مشکل آنها تئوری و فرضیه ارگودیک را توصیه می کنند. کلمه ارگودیک از ریشه یونانی ارگون[28](کار یا انرژی)و هودوس[29](جاده) به معنای " بزرگراهی از انرژی فشرده " است. برای درک پیشینه ارگودیک افرادی را در یک مسیر مارپیچ در نظر بگیرید. حالا یک مارپیچی متشکل از شبکه ای از افراد را در نظر بگیرید که با گره به هم متصل شده اند. تصور کنید یک نفر می خواهد به این مارپیچ وارد شود که هیچ خروجی ندارد و به طور سرگردان حداقل یکبار تمام اتصالات ممکن را دور بزند. با ثبت یک رکورد از مسیر، یک فرد ممکن است دو احتمال ثبت شود. اول احتمال بودن شخص در یک مسیر خاص بعد از زمان مشخصی و دوم احتمال اینکه شخص دقایق زیادی را در یک مسیر خاص می گذراند. روش دیگر در آزمایشی جدید تصور کنید که تعداد زیادی از مردم داخل یک راه پر پیچ و خم(دوباره این مارپیچ راه درروی ندارد) شود. بعد از سرگردانی کافی(کافی برای ایجاد تعادل)، احتمال بودن یک فرد در مسیر مشخص ممکن است به عنوان نسبت شمار افرادی که با هم ارتباط دارند به کل افراد درون مارپیچ محاسبه شود. بنابراین با درنظر گرفتن یک تصویر هوایی از راه مارپیچ، ممکن است بگوید که چه مقدار زمان یک شخص ممکن است در هر مسیر سپری کند و نیز چقدر در این مارپیچ برای زمان طولانی سرگردان بوده است. مورد اول مقدار نسبی زمان سپری شده در هر مسیر را مشخص می کند ؛ مورد دوم مقدار نسبی افراد در قسمتهای مختلف راه مارپیچی در یک لحظه از زمان را بعد از تعادل غالب مشخص می کند. سیستم زمانی که این دو احتمال یکسان باشد، ارگودیک است. به زبان دیگر، خصوصیات آماری یک سری زمانی از پدیده ها(سرگردانی – پیچ و خمی مجزا) به طور اساسی در یک زمان واحد همانند سری مشاهدات ساخته شده بر روی گروه فضایی(توزیع فضایی سرگردانی – پیچ و خمی جمعی) است. به عبارت دیگر میانگین های گروهی می تواند جایگزین[30] میانگین های زمان در اظهارات آماری بزرگ مقیاس شود. نمونه های سرگردانی – مارپیچی فردی فرضیه ارگودیک و قضیه ارگودیک سرگردانی – مارپیچی جمعی این را نشان می دهد که در طول زمان، نمونه های عبوری از یگ گروه(افراد در مارپیچ) معادل نمونه های یک سیستم فردی شخص تنها در مارپیچ) است.
چگونه این برهان در ژئومورفولوژی به کار برده می شود ؟ یکی ممکن است به این نتیجه برسد که 9 درصد همه دامنه ها در یک منطقه 6 درجه شیب دارند. اگر شرایط ارگودیک اعمال شود، فرضیه ارگودیک پیش بینی خواهد کرد که این 9 درصد شیب 6 درجه برای تمام دوران عمرش بوده است. در عمل، چند کاربرد ارگودیک ژئومورفیک اندک همانند این اظهارات عددی در بازه زمانی و با استفاده ازداده های فضایی بیان می شود. کمبود کاربردها تا حدود زیادی از شرایط سختی نشات می گیرد که بحث های ارگودیک برای بیان شدن به آنها نیاز دارد. در این مورد می توان به یافتن لندفرمهای متعادل در یک محیط اشاره کرد که مدام در حال تغییر است. کاربردهای اندک ژئومورفیک که خواسته های مفروضات آماری دقیق ارگودیک را تامین می کند، شامل بزرگی و فراوانی ژئومورفیک، "آستانه " دامنه ها، و توسعه حوضه های زهکشی(Paine,1985) ؛تحول کانال رودخانه ای(Zhang et al.,1999)؛ و یک قیاس کلی بین ترمودینامیک های آماری و انتقال ماده در بین یک چشم انداز است(Scheidegger, 1991: 254).
یک تمرین خیلی خوب در ژئومورفولوژی این است که تغییرات در طول زمان را با شناسایی لندفرم های مشابه اما با سن و موقعیت متفاوت بررسی نماید و آنها را به ترتیب زمانی مرتب نماید تا یک توالی زمانی یا توالی توپوگرافیک طراحی نماید. چنین جایگزینی زمانی - فضایی یا با تاکید بیشتر زمانی – مکانی در فهم توسعه لندفرم سودمند است. دو نوع جایگزینی زمانی – مکانی نخست در لندفرمهای متعادل(مشخص) و دوم در لندفرمهای غیرمتعادلی(سست) استفاده می شود.
در دسته اول جایگزینی زمان – مکانی فرض بر این است که فرایندهای ژئومورفیک و فرمها با لندفرمها و فاکتورهای محیطی، متعادل در نظر گرفته می شوند. برای نمونه رودخانه های جدید در دشت های گریت[31] روابط بین نسبت عمق- پهنا، سینوسیته بار معلق را به نمایش می گذارد ؛ این امر نیز به درک تغییرات کانال از طریق زمان کمک می کند(Schumm, 1963). مدل های آلومترییک یک مورد خاص از این نوع جایگزینی محسوب می شوند(Church and Mark 1980). مطالعات در دسته دوم جایگزینی زمان- مکانی، در لندفرمهای توسعه یافته یا آرام دیده شده و به روابط ارگویک فیزیک نیاز دارد. بحث به این گونه ادامه می یابد که لندفرمهای مشابه با سنین متفاوت در مکانهای مختلف دیده شده و یک توالی توسعه ای با مرتب کردن لندفرمها به ترتیب زمانی تولید می شود. اعتبار چنین جایگزینی زمان – مکانی به دقت زمانی لندفرم بستگی دارد. کمترین اعتبار برای مطالعاتی است که یک توالی زمانی، ساده انگاشته شود. چارلز داروین، تشکیلات مرجانی – صخره را مورد بررسی قرار می دهد و بیان می کند : من فکر می کنم صخره های سدی، صخره های حاشیه و آتول ها در مکانهای مختلف این را نشان می دهد که مراحل تکامل مختلف توسعه جزیره به نشست قله آتشفشانی در آبهای حاره ای منطبق است. ویلیام موریس دیویس این الگوی تکاملی را به لندفرمها در مکانهای مختلف تسری داده و نتیجه می گیرد که یک توالی زمانی از توسعه لندفرمها(چرخه جغرافیایی) وجود دارد و به این صورت است که پدیده ها از جوانی به بلوغ و بعد به پیری می رسند. این رویکرد فریبنده ساده، راه را برای سوء استفاده باز می گذرد. این وسوسه به گونه ای است که لندفرمها را به برخی منظره های پیش بینی شده توسط تغییرات چشم انداز نسبت می دهد، در حالی که ممکن است دیگر توالی ها هم وجود داشته باشند.
اگر چه دیرینه شناسی مطلقی وجود ندارد اما مشاهدات میدانی ژئومورفولوژیستها را قادر خواهد کرد تا لندفرمها را در جهت درست قرار دهد. برای نمونه گاهی این اتفاقات زمانی رخ می دهد که دامنه های مجاور به تدریج با فرایندهای رودخانه ای یا دریایی از اساس برداشته شوند. این کار در طول یک قسمت از سواحل جزایر انگلستان اتفاق افتاده است، جایی که صخره های سنگی اولد رد[32] بین گیلمن پوینت[33] و خور تف[34] با ماسه ها از غرب به شرق توسعه یافته اند(Savigear, 1952). در نتیجه غربی ترین صخره ها بدون برش پایه هایشان توسط موج و برهنه سازی بادی، قدیمی ترند درحالی که صخره های شرقی به ترتیب جوان تر هستند. توالی دیرینه شناسی سن نسبی به برخی شاخص های زمانی بستگی دارد، هرچند منطبق با سن مطلق لندفرم نباشد. برای نمونه می توان به حوضه انتگرالی هیپسومتریک و جریان تحت هردو مقیاس درجه توسعه یافتگی چشم انداز آبرفتی و جانشینی های زمانی اشاره نمود(به عنوان مثال Schumm, 1956).
آموزنده ترین نمونه های جانشنی زمانی- مکانی جایی ظاهر می شوند که سن یابی مطلق لندفرم وجود داشته باشد. شواهد تاریخی نیمرخ های دامنه در امتداد پرتگاه پورت هودسون[35] بر روی رودخانه می سی سی پی در لویزیانا، جنوب آمریکا یک توالی دیرینه شناسی تاریخ دار را نشان می دهد(Brunsden and Kesel, 1973). رودخانه می سی سی پی در سال 1722 در قسمت پرتگاه تماما زیرشویی شده است. از آن زمان، در حدود 3 کیلومتر تغییر کرده است درحالی که همزمان توقفی در زیر شویی داشته است. شرایط در پایه های دامنه تغییر می کند و میانگین شیب از 40 درجه به 20 درجه کاهش پیدا می کند.
جایگزینی زمان – مکان مشکلاتی دارد. اول اینکه به دلیل اعمال نفوذ فاکتور های دیگر در زمان، همه فضاهای متفاوت تفاوت زمانی ندارند. دوم اینکه لندفرمهای با سن مشابه با حوادث تاریخی متفاوت با همدیگر فرق می کنند. سوم اینکه، هم پایانی که بیان می کند سری های متفاوت فرایندها ممکن است لندفرم مشابهی را به وجود بیاورد، ممکن است ابرآلود تفسیر شود. چهارم اینکه میزان فرایند و کنترل هایشان ممکن است در گذشته به همراه تاثیرات انسانی در حال حاضر تغییراتی داشته و مشکلات خاصی را به وجود آورده باشند. پنجم، در شرایط تعادل زمانی نمی توان داده های مکانی را جایگزین زمان کرد به ویژه در مکانهایی که تحت سلطه یخچالهای پلیستوسن هستند. ششم برخی از اشکال باستانی از شرایط محیطی گذشته محفوظ مانده و با شرایط حاضر نامتعادل شده اند.
برخی ژئومورفولوژیستها فضا را با زمان جایگزین می کنند تا ماهیت تغییر لندفرم را پی ببرند. تنها تعداد انگشت شماری از آنها به فرضیه آماری ارگودیک وفادار مانده اند. با این حال کاربرد بی پایه برهان ارگودیک، همانطور که در جایگزینی زمان -مکان دیده می شود، سوالات ژئومورفولوژیکی زیادی را ایجاد می کند.
References
Brunsden, D. and Kesel, R.H.(1973) The evolution of the Mississippi River bluff in historic time, Journal of Geology 81, 576–597.
Church, M. and Mark, D.M.(1980) On size and scale in geomorphology, Progress in Physical Geography 4, 342–390.
Paine, A.D.M.(1985) ‘Ergodic’ reasoning in geomorphology: time for a review of the term? Progress in Physical Geography 9, 1–15.
Savigear, R.A.G.(1952) Some observations on slope development in South Wales, Transactions of the Institute of British Geographers 18, 31–51.
Scheidegger, A.E.(1991) Theoretical Geomorphology, 3rd completely revised edn, Berlin: Springer.
Schumm, S.A.(1956) Evolution of drainage systems and slopes in badlands at Perth Amboy, New Jersey, Bulletin of the Geological Society of America 67, 597–646.
——(1963) Sinuosity of alluvial rivers on the Great Plains, Geoglogical Society of America Bulletin 74, 1,089–1,099.
Zhang, O., Jin, D. and Chen, H.(1999) An experimental study on temporal and spatial processes of wandering– braided river channel evolution, International Journal of Sediment Research 14, 31–38.
Further reading
Burt, T. and Goudie, A.(1994) Timing shape and shaping time, Geography Review 8, 25–29.
Thorn, C.E.(1988) An Introduction to Theoretical Geomorphology, 46–51, Boston: Unwin Hyman.
Thornes, J.B. and Brunsden, D.(1977) Geomorphology and Time, 19–27, London: Methuen.
RICHARD HUGGETT (مترجم : علی اکبر شایان یگانه)
ERODIBILITY - فرسایش پذیری
فرسایش پذیری مقاومت سطح مواد در برابر فرسایش است. معمولا محدود به خاک یا رگولیت است و با فرسایش بادی یا آبی صورت می گیرد. هم فرسایش آبی و هم بادی فرایندهای پیچیده ای هستند، اما هنگامی که دیگر فاکتورها ثابت باشد، میزان فرسایش به خاطر تفاوت در مقاومت خاک بسیار متغیر است. فرسایش پذیری از اقلیم تاثیر پذیرفته و یک امر پیچیده، پویا و شاخص است که به طور قابل توجهی در فواصل زمانی سالانه، فصلی یا نامنظم و یا در طول یک طوفان می تواند قرار بگیرد. با این وجود، این مفهوم برای مکان کوچک مقیاس یا فرایندهای دامنه ای همچون شست شوی خطی و صفحه ای(نگاه کنید به فرسایش صفحه ای، جریان صفحه ای، و شستشوی صفحه ای) و فرسایش قابل استفاده است. استفاده از این مفهوم برای فرایندهایی همچون فرسایش گالی که کنترلهای فضایی و زمانی متعددی را شامل می شود، سخت تر است. فرسایش فرایندهای تحتانی از فرسایش پذیری خاک تاثیر می پذیرند و انتقال(ذرات خاک برداشته می شوند) می یابند. خواص وابسته به روند فرسایشی، متفاوت است و تحت تاثیر نیروی فرسایشی و مقاومت موجود قرار می گیرد. در فرسایش بارانی نیروی قائم که همان انرژی جنبشی برخورد قطرات است(RAINDROP IMPACT, SPLASH AND WASH را ببینید) به نیروی رو به بالا تبدیل شده، در حالی که فرسایش ورقه ای و خطی هم حرکت و هم انتقال را شامل می شود. برخورد قطرات می تواند بافت ذرات را به هم بزند و آنها را به حرکت وادار کند. اثر بخشی نیروی رو به بالا به اندازه ذرات خاک و جرم آنها بستگی دارد. آزمایشات پویسن و ساوات(1981) در مورد حرکات ذرات نشان می دهد که : رابطه اندازه ذره شبیه منحنی جول استورم[36] برای جریان آب است وذرات با قطر بین 1/0 و 25/0 نیاز به حداقل انرژی برای حرکت دارند. این نتایج می تواند به ذرات غیر چسبنده با تراکم یکنواخت همچون ماسه های کوارتزی نیز تعمیم داده شود، جایی که یک رابطه مستقیم بین اندازه ذرات و جرم وجود دارد. در چنین خاکهایی، فرسایش پذیری می تواند با تکنیک های آنالیز اندازه استاندارد ذرات مورد ارزیابی قرار گیرد. هنگامی که سطح تا حدود زیادی از دانه های شن تشکیل شده باشد، رابطه بین اندازه ذرات و فرسایش پذیری پیچیدگی بیشتری دارد. در اگریگیت ها[37]، مخلوطی از مواد معدنی و آلی با بارهای الکترواستاتیک، لعابهای میکروبی، هیدروکسیدها و کربناتها اتصال پیدا کرده اند. این مواد و حجم فضای خالی کاملا متغیر هستند، بنابراین تراکم دانه ها نیز متغیر هستند. تراکم شنهای ریز(قطر 25/0 میلیمتر) مuمولا بیشتر از شنهای درشت است که ممکن است بالغ بر 10 میلیمتر قطر داشته باشند(اودس[38]، 1993). برخی از اگریگیت های درشت چگالی کمتر از 1 گرم بر سانتی متر مکعب دارند و می توانند بر روی آب شناور باشند و خیلی راحت تر از اگریگیت های ریز تر یا ذرات معدنی فرسایش می یابند. رابطه بین اندازه شن و ماسه و جرم خطی یا مستقیم نیست : روابط حرکت می تواند بسیار پیچیده باشد.
این روابط پیچیدگی بیشتری دارد. به عنوان مثال اگریگیت ها می تواند در ضمن بارندگی اگر تنش ها بیشتر از نیروهای نگهدارنده باشد، از هم پاشیده شوند. در بارانهای شدید سه تنش غالب اتفاق می افتد. انرژی قطرات باران که از همه مهمترند، می تواند اگریگیت را متلاشی کرده، و تورم دیفرانسیل هیدراتاسیون باعث می شود که پیوندهایشان شکسته شوند. با توجه به نیروهای الکترواستاتیک زنجیری خاک رس و ذرات هوموس، استحکام اگریگیت اساسا از چسبندگی مشتق می شود. استحکام زنجیری به کل رس و محتویات هوموس، ظرفیت جذب کاتیونی، و کاتیونهای جذب شده بستگی دارد. کاتیونهای دو ظرفیتی همچون کلسیم باعث لخته شدن و اتصال قوی، تورق کم و مقاومت بالای اگریگیت می شود. کاتیونهای تک ظرفیتی همچون سدیم باعث دفع ذره و تورق ضعیف شده و به راحتی اگریگیت ها از هم جدا می شوند. این فعل و انفعالات ما را متقاعد می کند که اگریگیت در اندازه، شکل، ثبات و تراکم و حتی در یک خاک به تنهایی بسیار متغیر است. همانطور که خاکها تا حد زیادی از اگریگیت تشکیل شده است نسبت به خاکهایی که ذرات معدنی دارند فرسایش پذیری قوی تری دارند. اگریگیت تحت تاثیر عوامل بیرونی همچون تر و خشک شدن، یخزدگی و ذوب و مواد ارگانیک خاک قرار دارند و با ورود اضافات گیاهی و تجزیه با فعالیتهای میکروبی تغییر می یابند. در اگریگیت این عادی است که تغییرات منظم و نامنظم در طول یک رخداد طوفانی، انباشته شوند و پویایی کوتاه مدت داشته باشند(Bryan 2000).
این بخش به نقش ذرات یا اگریگیت به عنوان واحدهای مجزا تاکید می کند. در حقیقت آنها این روش را برای خاکهای تخریب شده یا منفصل بررسی می کنند. شایع ترین علت تخریب خاک، کشاورزی است. پس از کشت، خاکهای منفصل به تدریج چسبندگی شان را به دلیل تاثیرات قطرات باران و فرسایش، تراکم، پوسته پوسته شدن بدست می آورند(CRUSTING OF SOIL را ببینید). این امر ممکن است در یک باران رگباری اتفاق بیفتد یا ماهها ممکن است طول بکشد، اما به شدت بر فرسایش پذیری تاثیر می گذارد. فرسایش پذیری معمولا با چسبندگی مجدد کاهش می یابد، سپس نیروی کافی نیاز است تا بر چسبندگی خاک غلبه پیدا کرده و ذرات سست را با خود ببرد.
فرسایش پذیری خاکهای چسبنده با نیروی برشی خاک و مقاومت در برابر ترک بین ذره ای تعیین می شوند که با معادله کلمب به ترتیب زیر تعریف می شود :
r= c+zy tan o
اجزاء درگیر اصطکاک درونی(o) هستند که سطح و اصطکاک به هم پیوسته ذرات را می سازند و(c) چسبندگی است. چسبندگی در بالا توضیح داده شده است در حالی که اصطکاک داخلی به نیرو، عدم تجانس ذرات معدنی و اگریگیت و بر فشار روباره[39](zy) در نواحی مستعد ترک وابسته است. در خاکهای سطحی که فرسایش خطی، شستشوی ورقه ای و بارانی عمل کرده، فشار روباره قابل چشم پوشی است و نیروی برشی با چسبندگی تعیین می شود. هم چسبندگی و هم اصطکاک درونی به شدت تحت تاثیر محتویات آب درون خاک هستند. چسبندگی به صورت مثبت و منفی با مولکولهای آب درون خاک، تعدیل می شوند. در خاک کاملا خشک آب نیست و خاک ها معمولا غیر چسبنده و فرسایش پذیرترند. همانطور که آب درون خاک افزایش می یابد، لایه های نازک آب(معمولا کمتر از 1 میکرون ضخامت) شکل گرفته، ویسکوزیته افزایش یافته و ذرات معدنی همدیگر را نگه می دارند. همانطور که این لایه ضخیم تر می شود، ویسکوزیته و چسبندگی کاهش می یابد. اصطکاک داخلی در خاکهای مرطوب نیز کم شده و به عنوان فشار مثبت در منافذ پر آب، فشار روباره را خنثی می کند. بنابراین هنگامی که آب درون خاک به حد اشباع می رسد، هم نیروی خاکهای چسبنده و اگریگیت تا حد زیادی کاهش یافته و فرسایش پذیری را افزایش می دهد.
نقش آب در خاک بدان معنی است که فرسایش پذیری به ویژگی های هیدرولوژی خاک وابسته است. عامل کنترلی اصلی اقلیم است، با این حال ویژگی های هیدرولوژی آب رسیده به سطح را که از خاک ترشح می کند، محاسبه کرده و نیز مشخص می نماید چه مدت خاک بعد از یک طوفان، مرطوب باقی می ماند. ظرفیت نفوذ خاک به تخلخل سطحی بستگی دارد اما در خاکهای بدون پوشش گیاهی، خاک تحت بارشهای شدید پوسته پوسته شده و یک لایه نازک سطحی نفوذناپذیر ایجاد می کند. تراوش، توزیع و در نهایت زهکشی آب به نفوذپذیری خاک بستگی دارد که توسط ساختار، نظم مواد و فضای منافذ خاک کنترل می شود و چنین ویژگی هایی به عنوان استمرار فضای منافذ قلمداد می شود.
ویژگی های توصیف شده برای همه فرایند های مطرح شده جاری است اما به واسطه نقش لایه های آب سطحی روابط برای هر کدام از آنها یکسان نیست. فرسایش بارانی اغلب بدون لایه آب سطحی رخ می دهد و یک لایه قابل توجه آب می تواند انرژی فرسایشی را کاهش یا از بین ببرد. در فرسایش خطی و صفحه ای نیروی برشی توسط رواناب اعمال شده و باعث حمل و انتقال می شود. وجود لایه سطحی آب و عمق آن، با نسبت رواناب تعیین می شود : ظرفیت نفوذ به این معنی است که فرسایش خطی، صفحه ای و تنش برشی تا حدودی با ویژگی های خاک کنترل می شوند. مقدار تنش برشی از رواناب و توزیع آن تاثیر پذیرفته و وقتی رواناب در یک سطح کوچک متمرکز می شود، تاثیر آن به طور قابل ملاحظه ای زیاد می شود. تمرکز جریان به زبری سطح بستگی دارد که با پوشش گیاهی کنترل می شود و سطوح فاقد پوشش گیاهی با ذرات خاک و ناهمگونی اگریگیت بررسی می شوند. این ویژگی ها تعیین می کنند که آیا سطح تحت تاثیر قطره باران به تدریج خشن می شود یا نرم و بنابراین بر توزیع و مقدار تنش برشی رواناب تاثیر خواهند گذاشت.
پیچیدگی فرایندهای تعاملی و درگیر بودن ویژگی ها به این معنی است که فرسایش پذیری خصوصیت ساده، مجزا و قابل اندازه گیری نیست(Lal,1990) اما نشان دهنده ارتباط متقابل گروه زیادی از خواص خاک است. با این وجود ضروری است که تلاش شود تا فرسایش پذیری با یک یا چندین واحد ساده اندازه گیری شود. تلاشهای زیادی صورت گرفته است تا ویژگی های خاک را به عنوان شاخص های فرسایش پذیری شناسایی یا ترکیب کنند(Bryan, 1968). به کار بردن یک مقدار به صورت مجزا در همه موارد موفقیت آمیز نیست اما به کار بردن چندین مقدار اگر بتواند ماهیت دقیق فرایندهای غالب فرسایشی را به روشنی شناسایی کند، بسیار موثر می باشد. واحدهای پایداری اجتماعات آب، از قبیل الک – رطوبت[40] برای فرسایش بارانی به ویژه زمانی که بر روی خاکهای تخریبی ببارد مفید است. در حالی که نیروی برشی خاک که با یک دستگاه پره ای برشی محاسبه شده باشد، برای چسبندگی خاک مفید است. استحکام خاک با محدودیت های آتربرگ[41] می تواند پتانسیل پوسته پوسته شدن خاک را نشان دهد. فرسایش خطی و صفحه ای فرایندهای پیچیده تری دارند و در آن کنار گذاشتن یک شاخص قابل اعتماد، مشکل تر است. محاسبات بر پایه اندازه های ذرات می تواند امیدوار کننده باشد. با این حال، در همه موارد بایستی تنوع پذیری زمانی و مکانی تشخیص داده شود.
References
Bryan, R.B.(1968) The development, use and efficiency of indices of soil erodibility, Geoderma 2, 5–26.
——(2000) Soil erodibility and processes of water erosion on hillslopes, Geomorphology 32, 385–415.
Lal, R.(1990) Soil Erosion in the Tropics: Principles and Management, New York: McGraw-Hill.
Morgan, R.P.C.(1995) Soil Erosion and Conservation, London: Longman.
Oades, J.M.(1993) The role of biology in the formation, stabilization and degradation of soil structure, Geoderma 56, 377–400.
Poesen, J. and Savat, J.(1981) Detachment and transportation of loose sand by raindrop splash, Part II: Detachability and transportability measurements, Catena 8, 19–41.
RORKE BRYAN (مترجم : علی اکبر شایان یگانه)
EROSION - فرسایش
معمولا گفتن اصطلاح فرسایش برای نشان دادن فرایندهای عمومی اکسیژنی یا گروهی از فرایندهایی که در مسطح کردن صخره های زمین نقش داشته به کار می رود به گونه ای که با فرایندهای درونزاد زمین نیز(حرکات پوسته و آتشفشان)که نقش سازندگی صخره ها را دارند در تقابل هستند. به این معنی فرسایش معانی گسترده ای پیدا می کند : تولید مواد از ارتفاعات بالاتر، حرکت آنها از مکانی به مکان دیگر(حمل) و ته نشین کردن آنها در زمینهای پست(رسوب).
در واقع اکثر دانشمندان بر این عقیده اند که فرسایش شامل رسوب نمی شود. در حقیقت در اکثر زبانهای فنی، اصطلاح فرسایش- با وجود تنوع در تعریف- معمولا فرایندهای حمل مواد به سمت پایین را در بر می گیرد. در رایج ترین و گسترده ترین معنی فنی فرسایش همه فرایندهای اکسیدی به جز هوازدگی و حرکت مواد را در بر می گیرد که می تواند شامل کشش مواد سست هوازده با یک عامل متحرک، برداشت ذرات سنگ بستر با تاثیر مواد حمل شده، سایش متقابل سنگ در انتقال و حمل مواد حاصله می باشد(Thornbury 1954).
گاهی اوقات این اصطلاح با برداشتن معنی حمل محدود می شود؛ در این مورد برهنه سازی[42] اصطلاح عمومی تری است. به ندرت فرسایش تنها کشش مواد سست توسط عامل حرکت را نشان می دهد.
عوامل و فرایندهای فرسایش(Erosional agents and processes)
فرایندهای فرسایش با عوامل حرکت دهنده انجام می پذیرد. این عوامل انرژی شان را از انرژی خورشید کسب کرده و غالبا با یک یا چند روش توسط نیروی ثقل رانده می شوند. عوامل اصلی فرسایش عبارتند از آب، یخچالها، باد و امواج دریا(شکل 57). در برخی موارد آنها به طور کامل فرایندی را انجام داده و در مواردی دیگر با توجه به ویژگی های فیزیکی شان یک عمل مشخصی از فرایند را انجام می دهند. در کنار عوامل طبیعی ذکر شده انسانها نیز می توانند یکی از عوامل فرسایشی مهم قلمداد شوند. امروزه فعالیتهای انسانی چنان گسترده و خاص هستند که عمیقا سطح زمین را اغلب در یک روش بی بازگشت تعدیل می کنند(ANTHROPOGEOMORPHOLOGY را ببینید).
اکثر فرایندهای رایج با عوامل فرسایشی طبیعی که در جدول 17 ارائه شده است، انجام می پذیرد. کشش ذرات سنگ می تواند با عوامل فرسایشی فیزیکی و شیمیایی صورت بگیرد. اولین عمل(خوردگی) بر اثر یک انحلال توسط آب و امواج در حال انجام است و از عمل مکانیکی اهمیت کمتری دارد. برداشت مکانیکی با روشهای مختلفی رخ می دهد و به عامل فرسایشی وابسته است. عمل هیدرولیک از فشار و نیروی هیدرولیک جریان آب یا امواج دریا نشات می گیرد که باعث تولید ذرات سنگی می شود. حفره زایی[43] یک فرایند خاصی است که با آب جاری شکل می گیرد. اسناد این عمل هنوز ضعیف است ولی با مکانیسم و عمل هیدرولیک نشان داده شده است که نقش مستقیمی در شکستن سنگ بستر دارد. این فرایند زمانی اتفاق می افتد که سرعت جریان زیاد شده و بعد از آن فشار کاهش یافته و حباب تشکیل می شود. با ترکیدن و پرش حباب، آب قادر به شکستن سنگها می شود. یخ متحرک با کندن مواد را تولید می کند. در این فرایند یخهایی که رو به جلو حرکت می کنند می توانند سنگهای بزرگ و زبر را از سنگ بستر جدا کرده و با عمل یخ شکافتی آب، سنگهای بعدی را جدا کنند. عمق یابی[44] فرایندی است که به موجب آن یخچالهای سطوح زیر سطح اساس که مربوط به سیستمهای فلویال می شود را می سایند ؛ با این می توان گفت عمق یابی فرسایش یخچالی، از فرایندهای دیگر تاثیر می پذیرد(Castiglioni 1979). عمل وزش توفانی باد مسئول کاهش و تولید اثراتی شبیه عمل هیدرولیکی آب است.
شکل 57 : منبع و جریان انرژی موجود برای انواع فرایندهای فرسایشی(از سامرفیلد، 1991:21، ساده شده و اصلاح شده)
جدول 17 : عوامل فرسایشی و فرایندهای فرسایشی مربوطه
| |
فرایندهای فرسایشی |
| تولید مواد سنگی |
فرسایش با حمل مواد |
پوشش مواد حمل شده |
روشهای انتقال |
| آب جاری |
عمل هیدرولولیک(خوردگی) |
سایش |
مالشی |
غلتش، تعلیق، انحلال |
| یخچال |
برداشت یا کاویدن |
سایش |
مالشی |
غلتش |
| باد |
کاهش |
خوردگی، سایش |
مالشی |
غلتش ، تعلیق |
| امواج و جریانات |
عمل هیدرولیکی خوردگی |
سایش |
مالشی |
غلتش، تعلیق(انحلال) |
Source: From Thornbury(1954: 47, modified) نکته : فرایندهایی که کمتر موثرند در داخل پرانتز گذاشته شده است.
فرسایش ناشی از حمل مواد(سایش[45] نامیده می شود) بخاطر برخوردهای مداوم و اصطکاک ذرات، با حمل بر روی سنگ بستر اتفاق می افتد. تمامی عوامل فرسایشی متحرک، این فرایندها را انجام می دهند. سایش آبهای جاری با مواد جامد در هر اندازه ای انجام می شود(تا بزرگتر از تخته سنگها، بستگی به سرعت جریان دارد)که می تواند به عنوان بار بستری[46] توسط جریان آب حمل شود. شکستن امواج که مواد جامد را در برابر ساحل پرتاب می کند نیز عملی مشابه سایندگی دارد. حفره زایی [47] یک نوع خاصی از سایندگی به واسطه آب جاری است. این فرایند با عمل فرسایشی گردابی و پیچشی در جریان بستر سنگی ایجاد می شود. هنگامی که گرداب پایدار، دور یک ریگ می چرخد، یک حفره کوچکی ایجاد می شود؛ این فرایند باعث تشکیل حفره های گلدانی[48](چاله های فرسایش) می شود که به عمیق تر شدن دره کمک می کند. در محیط های یخچالی، سایش با اصطکاک ناشی از خرده سنگهای حمل شده در سنگ بستر، در قسمتهای اساسی یخچال ایجاد می شود. در معنای گسترده تر آن می توان به شیار زایی[49] اشاره نمود. پرداخت و صیقل دادن سنگ بستر که زبری سطح را کاهش می دهد از این دست شیارزایی است(Benn and Evans 1998). سایش بادی از اثرات تکراری شن و ماسه، ذرات گل و لای و غبار بر سطح سنگ نشات می گیرد و نام درست تر آن خوردگی است.
حفره های سطح ذرات جامد حمل شده(فرسایشی) از کوبیدن و برخورد تقابلی مکرر مواد در جریان حمل و نقل ایجاد می شود. در همین دوره، ذرات سنگی بسته به این که به کدام روش حمل می شوند به شکلهای خاص فرضی گرایش دارند. عوامل متحرک، انتقال را به سه روش انجام می دهند. کشیدن شامل غلتش، چرخیدن، هل خوردن و پریدن(که حالت جهش[50] اصطلاح خاصی دارد) که فورا یا به مدت طولانی یک سطح را جاروب می کنند. تعلیق یک حالت انتقال با آب و باد است ؛ که حکایت از بالا نگه داشتن ذرات انتقالی در بالای جریانهایی همچون جریانهای آشفته آب جاری و هوا قرار دارد(SUSPENDEDLOAD را ببینید). انحلال یک نوع حمل و نقل شیمیایی است که به آب جاری و امواج برمی گردد.
فرایندهای فرسایشی لندفرمهای فرسایشی متمایزی را ایجاد می کنند. هر عمل فرسایشی گروههای لندفرمها را بسته به شکل زمین توسعه می دهند. لندفرمهای فرسایشی ویژگی های قابل توجه چشم انداز هستند. به این دلیل شاید لندفرمهای رسوبی بیشماری مورد توجه قرار می گیرند، هر چند از یک نقطه نظر متانورفیک، معمولا جذبه کمتری دارند.
ارتباط نزدیکی بین عمل فرسایشی یک فرایند و لندفرم تولید شده با باستان شناسی وجود دارد. لئوناردو داوینچی در انتهای قرن نوزدهم نوشت : " هر دره ای با رودخانه اش ایجاد می شود و نسبت بین یک دره با دره دیگر، مشابه رودخانه اش با دیگری است". هرگاه ویژگی های متمایز لندفرمها بسته به فرایند مسئول ژئومورفیک، به طور کامل مشخص شوند، طبقه بندی اساسی لندفرمها نیز میسر می گردد. این پیشرفت علمی، مطالعه چشم انداز فیزیکی زمین را نه تنها از نقطه نظر توصیفی فراهم می کند، بلکه تفسیر تاریخ ژئومورفولوژی اش را نیز فراهم می کند. به هر حال تفسیر ژنتیکی لندفرمهای فرسایشی برای اینکه رضایت بخش باشد، باید تعداد لندفرمهای مشابه و همگرا نیز زیاد باشند. همانند لندفرمهایی که از طریق فرایندهای متفاوت ایجاد شده، اما ویژگی های مشابهی را نشان می دهند. علاوه بر این باید در نظر داشت که منشا اکثر لندفرمهای فرسایشی نمی تواند به یک پروسه نسبت داده شود، هرچند شناسایی پروسه غالب نسبتا ساده می باشد.
اثر عوامل فرسایشی مجموعه ای از لندفرمهای عجیب غریب ایجاد می کند که بسته به مراحل توسعه شان، جنبه های مشخصی را در برمی گیرند. این شناخت که لندفرمها به طور متناوب تغییر می کنند، اساس مفهوم چرخه جغرافیایی دیویس را تشکیل می دهد. از زمانی که این مفهوم غالب شد، تفسیرهای ژئومورفولوژیکی وارد فاز جدیدی شد. در حقیقت اگر چرخه جغرافیایی به درستی به کار گرفته شود می تواند سرچشمه طرح های مفیدی باشد که آینده تحولات مناظر فیزیکی زمین را پیش بینی نماید.(CYCLE OF EROSION را ببینید)
عوامل فرسایش(Erosion factors)
ویژگی های لندفرم فرسایشی تنها به عوامل اکسیدی وابسته نیست. بلکه یک سری از فاکتور ها هستند که هم ماهیت و هم میزان فرسایش را کنترل می کنند. مهمترین عوامل فرسایشی سنگ شناسی، تکتونیک، اقلیم، پوشش گیاهی و انسانها هستند.
لیتولوژی(LITHOLOGY)
لیتولوژی فرایندهای فرسایشی را به شدت کنترل کرده و فرسایش پذیری سنگ به آن متکی است و می توان گفت در سرعت فرایندهای فرسایشی تاثیر می گذارد. در این دیدگاه سنگها اغلب در مقابل فرایندهای فرسایشی، به سنگهای سخت یا مقاوم وضعیف یا غیر مقاوم تعبیر می شوند. جایی که مقاومت سنگها متفاوت باشند، فرایندهای فرسایشی یکسان می توانند به روش های متفاوت عمل کنند : به عنوان خروجی فرایند فرسایشی، سطح ناهموار مولود مقاومت بیشتر سنگهاست و به کندی و سختی فرسایش پیدا می کنند و بر عکس سنگهای با مقاومت کمتر با سرعت بیشتر و به راحتی فرسوده می شوند. تا حدودی فرسایش دیفرانسیل می تواند برجستگی معکوس ایجاد کند. اثرات فرسایش دیفرانسیل شواهد خاصی از سنگهای فرسایش پذیر لایه لایه و متفاوت هستند. فرسایش این چنینی، تشکیلات پر شیب و رخساره های پرتگاهی را ایجاد کرده که سطح لایه های مقاوم تر در آن مشخص می شوند. در حقیقت یک سنگ می تواند در برابر یک فرایند مقاومت بیشتری داشته باشد و در برابر فرایند دیگری مقاومتش کمتر باشد. بنابراین لیتولوژی بر تیپولوژی فرایندهای فرسایشی نیز تاثیر می گذارد.
تکتونیک(TECTONICS)
تکتونیک با روشهای گوناگونی فرایندهای فرسایشی را تحت تاثیر قرار می دهد. گسلها(FAULT AND FAULT SCARP را ببینید) و چینها می توانند محل تماس سنگهای مختلف را در معرض فرسایش قرار دهند و فرسایش دیفرانسیل را ایجاد کنند. علاوه بر این آنها می توانند به طور مستقیم واکنش سنگ به فرسایش و در نتیجه میزان آن را تحت تاثیر قرار بدهند. در حقیقت فرسایش پذیری سنگ تنها به ویژگی های سنگ شناسی آن بستگی ندارد، بلکه حالت سنگ(دامنه های عمیق مقاومت کمتری از دامنه های برشی دارند) و به درجه تغییر تکتونیکی(تغییر بیشتر سنگ، فرسایش پذیری بیشتری دارد) آن نیز بستگی دارد. شکافهای تکتونیکی و گسلها می توانند بر شدت فرسایش و محل ایجاد لندفرمهای حاصله تاثیر بگذارند(JOINTING را ببینید). برای نمونه جایی که درزها و گسلها، منطقه ضعیفی از سنگ ایجاد می کنند، فرسایش آبرفتی بیشتری از دیگر جهتها دارند. جهت دره های جریانی ارتباط تنگاتنگی با جهت این ناپیوستگی ها دارد. حساسیت ناپیوستگی های تکتونیکی به فرایندهای فرسایشی ممکن است از تاثیرات مورفولوژیکی فرسایش دیفرانسیل خیلی بیشتر باشد و این امر می تواند به شناسایی وجود ناپیوستگی های کوچک یا سنگ شناسی های خمیری کمک کند(Belisario et al., 1999).
بالا آمدگی تکتونیکی یک نقش مهم دیگری در کنترل فرایندهای فرسایشی دارد. بالا آمدگی و فرسایش اجزا اصلی سیستمهای ژئومورفودینامیک(SYSTEMS IN GEOMORPHOLOGY را ببینید) هستند و عملکردشان در یک فرایند بازخورد منفی به یکدیگر وابسته است.
هنگامی که بالا آمدگی غالب شود، صخره ها افزایش می یابند و در نتیجه میزان فرسایش سریعتر می شود. میزان فرسایش بیشتر متعاقبا می تواند فرایندهای ساختمانی را تعدیل کند.در این مورد کوهها از نظر ارتفاع تغییری نمی کنند. هنگامی که فرسایش بر بالا آمدگی غلبه یابد، ارتفاعات شروع به کمتر شدن می کنند و متعاقبا میزان فرسایش کند می شود تا اینکه کل فرایند فرسایش به انتها می رسد.
اقلیم(CLIMATE)
آب و هوا فرایندهای فرسایشی را به صورت مستقیم و غیر مستقیم کنترل می کنند. کنترل مستقیم با عناصر آب و هوایی – دما، بارش و باد - اعمال می شود که نشان می دهد یک گوناگونی وسیعی در آب و هوا نه تنها در قسمتهای مختلف سیاره مان که در یک قسمتی از دامنه یا کوه نیز وجود دارد. این گستردگی تنوع شرایط آب و هوایی بر فرایندهای هوازدگی نیز تاثیر گذاشته و سنگها را مستعد فرایندهای فرسایش بعدی می نمایند. به علاوه عمل یک عامل فرسایشی در ارتباط با دیگر عوامل غیر از خود دیده می شوند : فرایندهای فرسایشی آبرفتی زمانی در شکل دادن سطح زمین غالب می شود که مقدار بارش برای جاری شدن در کانالها برای چندین سال کفایت کند، فرسایش بادی جایی موثر است که رطوبت کم باشد و یخچال ها جایی عمل می کند که دما زیاد پایین باشد و برف تجمع یابد. علاوه بر این تاثیر گذاری آشکار، شرایط اقلیمی روشهای مختلف روندهای فرسایشی در ارتباط با یکدیگر را کنترل می نماید. این شرایط اساس ژئومورفولوژی اقلیمی را تشکیل می دهد که به بررسی سیستمهای فرایندهای مورفودینامیک و تفسیر های فعل و انفعالاتشان در ارتباط با شرایط مختلف آب و هوایی می پردازد.
اقلیم نه تنها بر توپولوژی فرایندهای فرسایشی که بر رفتار متفاوت سنگها نیز تاثیر می گذارد. در شرایط اقلیمی متفاوت، سنگهای مشابه ممکن است درجه های مختلف مقاومت در برابر فرسایش را ازخود نشان داده و بنابراین لندفرمهای متفاوتی را ایجاد می نمایند. سنگهای گرانیتی نمونه خوبی از این مقوله هستند. بسته به شرایط آب و هوایی و در نتیجه فرایندهای غالب فرسایشی آنها می توانند به شکلهای زیر فرسایش یابند : قله های تیز ماسیف مونت بیانکو[51]، صخره های کم ارتفاع اینسلبرگ که در نواحی استپی و ساوانای آفریقای جنوبی گستردگی دارند، چاله های بیضی شکل(تافونی) که از خوردگی شیمیایی و عمل گسترده باد نشات می گیرند، کوههای مدور(پیتون[52]) نواحی حاره ای و غیره. روابط نزدیک بین شرایط آب و هوایی، فرایندهای اقلیمی و لندفرمها به بازسازی تغییرات اقلیم که در گذشته رخ داده است کمک می کند.
شکل 58 : فرایند بازخورد منفی در ارتباط با بالا آمدگی، فرسایش و ارتفاع کوهها(ازSiever 1994: 364 Press and، اصلاح شده)
پوشش گیاهی(VEGETATION)
تاثیر غیر مستقیم آب و هوا بر فرسایش تا حد زیادی مربوط به تاثیر مقدار و نوع پوشش گیاهی می شود که به نوبه خود تاثیر مهمی بر فرسایش دهندگی[53] برخی عوامل فرسایش دارند. یک پوشش گیاهی ضخیم رواناب سطحی و عملیات آب جاری را مهار می کند؛ به علاوه با ممانعت جریان باد، تاثیر پذیری فرایندهای فرسایش باد را کاهش می دهد. ساختارهای ریشه، یک تاثیر دو وجهی دارند : آنها می توانند مقاومت خاکهای سست را نسبت به فرسایش بیشتر کرده و یا می توانند باعث شکسته شدن سنگهای بستر شده و فرسایش را بیشتر نمایند. در کل محدودیتهای پوشش گیاهی برای فرایندهای فرسایشی بیشتر از تقویت کننده آن است. اثر محدود کننده گیاهان بر فرایندهای پوشش گیاهی به عنوان تابعی از نوع و تراکم پوشش گیاهی است. گیاهان یک عامل مهم جلگه سازی و تامین کننده مواد ارگانیک ضرور و تشکیل هوموس نیز هستند. بنابراین پوشش گیاهی هم نقش تشکیل خاک و هم محافظت از آن را بازی می کند. این عمل حفاظتی از اهمیت اولیه مهار فرسایش خاک است. زمانی که شرایط آب و هوایی تراکم پوشش گیاهی را ثابت و فرایندهای فرسایشی را پایین نگه دارد : در این شرایط(به عنوان مثال به بیورگزیستازی بر می گردد) خاک توسعه یافته و در یک مکان باقی می ماند؛ در مقابل زمانی که اقلیم شرایط مطلوبی برای توسعه پوشش گیاهی ندارد فرایندهای فرسایشی، گستردگی زیادی پیدا می کنند و خاک به آسانی جابجا می شود(رگزیستازی).
تاثیر انسان(HUMAN IMPACT)
این درست است که انسان ها امروزه یک عامل نیرومند فرسایشی هستند، آنها یکی از فاکتورهای مهم فرسایشی هم محسوب می شوند. فعالیتهای آنتروپی انسان گاهی اوقات از طریق عوامل طبیعی معطوف به لغو یا کاهش فرایندهای فرسایشی می شود. به طور مثال در مورد راهکارهای تدافعی ساحلی، ساخت هایی می سازند تا فرسایش دریایی را مهار کنند. اما در اغلب موارد اثر متضاد داشته و میزان فرسایش را بیشتر می کند : مناطق بسیار پر جمعیت، برای نمونه با بکارگیری از آسفالت و بتن آب روان بیشتر شده و بنابر این فرسایش با آبهای جاری بیشتر می شود.
تمامی فاکتورهای کنترلی فرسایش نقش شان را با هم بازی می کنند ؛ بنابراین تاثیراتشان با همدیگر به شکل تداخلی است و به شکلهای مختلفی صورت می گیرد؛ به گونه ای که کنترل کلی بر فرایندهای فرسایشی در زمان و مکان به طور گسترده متفاوت می باشد. نمونه ای که پاسخی روشن به فرایندهای فرسایشی و محدودیتهای تحمیلی پیچیده با فاکتورهای فرسایشی بدهد، می توان به تاثیراتی اشاره کرد که ملاحظات دقیق تری در مورد فرسایش خاک دارد. از زمانی که فرایندهای خاکزایی منجر به تشکیل خاک شود آنها در معرض عاملهای فرسایشی اکسیدی قرار می گیرد. هنگامی که در عملکردهای فرسایش خاک، شرایط تعادلی حاصل شود : میزان فرسایش خاک با میزان تشکیل آن برابر می گردد. اگر این تعادل شکسته شود، یعنی فرایندهای فرسایشی سریعتر از خاکزایی شوند، فرسایش خاک بیشتر می شود. جایی که سنگها سست(به عنوان نمونه رس یا مارن) باشند شرایط برای شتاب فرسایش مطلوب تر است و در مناطقی که تحت تاثیر بارش نامنظم و فراوان قرار داشته باشند و فرسایش با آب جاری اتفاق بیفتد، بدلند ایجاد می شود. حالا اگر فعالیتهای آنتروپوژنیک همچون کاربری اراضی و جنگل زدایی به شرایط مستعد کننده طبیعی اضافه گردد، سرعت فرسایش به حداکثر آن خواهد رسید. در چنین شرایطی میزان فرسایش خاک بیش از خاکزایی خواهد شد. در نتیجه خاکها نازک تر شده و به کلی ناپدید می شوند. در برخی موارد فرسایش آنقدر شدید است که می تواند با فرایند بیابان زایی مقایسه شود. خاک به خاطر اثرات مخرب برخی فعالیتهای آنتروپی انسان و فرایندهای برگشت ناپذیر، حاصلخیزی خود را از دست می دهد.
References
Ahnert, F.(1998) Introduction to Geomorphology, London: Arnold.
Belisario, F., Del Monte, M., Fredi, P., Funiciello, R.,Lupia-Palmieri, E. and Salvini, F.(1999) Azimuthal analysis of stream orientations to define regional tectonic lines, Zeitschrift fur Geomorphologie,Supplementband, NF 118, 41–63.
Benn, D.I. and Evans, D.J.A.(1998) Glaciers and Glaciation, London: Arnold.
Castiglioni, G.B.(1979) Geomorfologia, Torino: UTET. Davis, W.M.(1899) The Geographical Cycle, Geographical Journal 14, 481–504.
Press, F. and Siever, R.(1994) Understanding Earth, New York: Freeman and Company.
Summerfield, M.A.(1991) Global Geomorphology, Harlow: Longman.
Thornbury, W.D.(1954) Principles of Geomorphology, New York: Wiley.
Further reading
Fournier, F.(1960) Climat et erosion la relation entre l’erosion du sol par l’eau et les precipitations atmospheriques, Paris: Presses Univ. de France.
Haggett, P.(1983) Geography. A modern Synthesis(Chapter 10), New York: Harper & Row.
Howard, J.A. and Mitchell, C.W.(1985) Phytogeomorphology, New York: Wiley.
Keller, E.A. and Pinter, N.(1996) Active Tectonics. Earthquakes, Uplift and Landscape, New Jersey: Prentice Hall.
Scheidegger, A.E.(1979) The principle of antagonism in the Earth’s evolution, Tectonophysics 55, T7–T10.
SEE ALSO: fluvial geomorphology; glacial erosion; granite geomorphology; tectonic geomorphology; wind erosion of soil
ELVIDIO LUPIA-PALMIERI (مترجم : علی اکبر شایان یگانه)
EROSIVITY - فرسایندگی
اندازه گیری توانایی بالقوه یک خاک که با فرایندهای ژئومورفولوژی خاص فرسایش می یابند فرسایندگی نامیده می شود. فرسایش تابعی از فرسایندگی از یک سو و فرسایش پذیری(آسیب پذیری خاک نسبت به فرسایش) از سوی دیگر می باشد. حساسیت فرسایش آب به شاخص های فرسایندگیِ بارش مربوط می شود. شدت بارش، مقدار و شرایط آن کنترلهای مهم فرسایندگی هستند که توسط مورگان[54](1995: 25) معرفی می شوند : مناسب ترین بیان فرسایندگی بارش یک شاخصی بر مبنای انرژی جنبشی باران است. بنابر این فرسایندگی یک باران شدید تابعی از مدت و شدت باران و جرم، قطر و سرعت قطرات باران است. در سالهای اخیر از شبیه سازی های بارندگی برای ارزیابی واکنش خاک به توفانهای متفاوت، استفاده نموده اند. حساسیت فرسایش بادی نیز اغلب با به کار گیری شاخص هایی بر مبنای سرعت و مدت وزش باد که از سرعت خاص آستانه بیشتر می شود محاسبه کرده(به عنوان مثال Skidmore and Woodruff 1968) و تونلهای بادی قابل حمل را برای ارزیابی واکنشهای متفاوت سطح زمین به سرعتهای مختلف باد به کار گرفته اند.
References
Morgan, R.P.C.(1995) Soil Erosion and Conservation, 2nd edition, Harlow: Longman.
Skidmore, E.L. and Woodruff, N.P.(1968) Wind erosion forces in the United States and their use in predicting soil loss, USDA Agricultural Research Service Handbook 346.
A.S. GOUDIE (مترجم : علی اکبر شایان یگانه)
ERRATIC - سنگ سرگردان
سنگهای سرگردان قطعات سنگ حمل شده با یخچال یا در حالاتی با یخهای شناور هستند که در رخنمون سطح زمین رسوب کرده و به همین دلیل سنگ شناسی آنها از سنگهای اطراف متفاوت است و نام سرگردان به خود گرفته اند. برخی از سنگهای سرگردان تخته سنگهای بزرگی هستند که آزادانه در سطح قرار گرفته و چشم انداز جالبی را شکل می دهند. با این حال کارشناسان یخچال اساسا از این اصطلاح برای اشیاء نامتعارف جاسازی شده در تیلها استفاده می کنند که هم شامل آوارهای بزرگ و هم قطعات سنگ ریز دانه می شود(GLACIALDEPOSITION را ببینید).
تحقیقات علمی سنگهای سرگردان از نیمه اول قرن نوزدهم شروع شده، زمانی که اکثر زمین شناسان تصور می کردند که این سنگها طی سیلابهای جهانی از سرزمینهای شمالی آورده شده و درون خاک مدفون شده اند. در همین زمان انتقال و توزیعشان با یخچالهای گسترده پیشین برای اولین بار پیشنهاد شد و بعدا در قرن نوزدهم مورد توافق جامعه جهانی قرار گرفت.
برخی سنگهای سرگردان به خاطر ابعاد تماشایی شان زمینهای شاخص را شکل می دهند. یکی از بزرگترین سنگهای سرگردان ابعادی در حدود 45، 20 و 10 متر دارند و وزن آن حدود 16500 تن برآورد می شود. این سنگ قسمتی از قطار سنگهای سرگردان فوتیلز[55] شامل یک سری قطعات سنگ است که بیش از 400 کیلومتر در طول دامنه شرقی کوههای راکی کشیدگی دارند. سنگهای سرگردان شواهدی از یخچالهای گذشته اند و به طور خاص در تیلها ابزاری قدرتمند برای تحقیقات یخچالی اند. چنین مطالعاتی بر پایه شناسایی "سنگهای سرگردان شاخص" است. سنگهای سرگردان شاخص سنگهایی هستند که ناحیه منبع آن شناخته شده است. آنها "قطارهای شاخص" را شکل می دهند، یا در مواردی جهت جریان یخ در بین صفحات یخ را نشان می دهند، "مخروط افکنه های شاخص" نیز در انتهای مسیر یخچال قرار گرفته و از سنگ منبع شکل می گیرند. قطارها و مخروطهای شاخص نسبت به تیلهای محصور شده از نظر اجزا، غنی تر هستند. غلظت سنگهای سرگردان شاخص در امتداد خط جریان یخ به طور سیستماتیک متغیر است. در رخنمون های شاخص، تراکم سنگها در پایین یخچال زیاد می شود، که منعکس کننده افزودن مواد جدید از بستر یخ و جمع شدگی اضافات حاشیه دره ها می باشد. محدوده های پایین و بالای یخ از توده شاخص به ترتیب به سر و دم معروف هستند.
سنگهای سرگردان برای بازسازی الگو و تاریخ جریان یخ در مطالعات دینامیک صفحات یخ به کار گرفته می شوند. این اتفاق تا زمانی اعتبار دارد که با تکرار یخبندان، اثر حمل سنگها از جمله توزیع کلی مواد رسوبی قبلی محو نشود(Benn and Evans, 1998). مطالعه الگوی پراکندگی سنگهای سرگردان می تواند سر نخ های مهمی برای یافتن موقعیت معدن یا سنگهای معدنی بدهد، زیرا توده سنگهای سرگردان بزرگتر از منابع سنگ بسترشان هستند و ساده تر پیدا می شوند(Kujansuu and Saarnisto 1990). در دانمارک، آلمان و هلند واحدهای تیل با سن های مختلف مجموعه گوناگونی را نشان می دهد و مقادیر سنگهای رسیده شده از شرق، غرب و مرکز اسکاندیناوی در تحقیقات چینه شناسی به خدمت گرفته می شوند(اهلرز، 1996).
References
Benn, D.I. and Evans, D.J.A.(1998) Glaciers and Glaciation, London: Arnold.
Ehlers, J.(1996) Quaternary and Glacial Geology, Chichester: Wiley.
Kujansuu, R. and Saarnisto, M.(eds)(1990) Handbook of Glacial Indicator Tracing, Rotterdam: Balkema.
CHRISTINE EMBLETON-HAMANN (مترجم : علی اکبر شایان یگانه)
ESCARPMENT - پرتگاه
اصطلاح پرتگاه یا سراشیبی تند به طور سنتی در مورد یک شیب تند با ارتفاع قابل ملاحظه که یک بخش از چشم انداز را فرا می گیرد اطلاق می شود. یک پرتگاه بنابراین می تواند متمایز از دو لبه دیواره های کانیون باشد. برای نمونه جنوب سیدنی استرالیا، پرتگاههای ساحلی یک دیوار ممتد عمودی و طولانی شکل داده است که با کانیونهای داخلی که بیش از 100 کیلومتر امتداد دارند، تخریب می شوند. نمونه قابل توجه دیگر از یک پرتگاه که با یک دره بریده می شود ساگنفجورد[56] است که در حدود 200 کیلومتر در امتداد ارتفاعات ساحل نروژکشیده شده است. طول پرتگاه ها از چند کیلومتر تا مقیاس زیر قاره ای از پرتگاههای خیلی بزرگ یا عظیم همچون دراک انسبرگ[57] آفریقای جنوبی بوده، در حالی که ارتفاعشان از چند ده متر تا چندین هزار متر متفاوت است. معمولا یک تفاوت بین پرتگاههای فرسایشی و گسلی مشاهده می شود(FAULT AND FAULT SCARP را ببینید) اگر چه این تفاوت در مناطقی که سنگهای بلورین همگن دارند به راحتی قابل تشخیص نباشد.
اکثر پرتگاه های فرسایشی با مقاومت دیفرانسیل سنگ ها در برابر فرسایش به وجود می آیند. احتمالا برجسته ترین نمونه ها، توالی صخره های شنگرف، سفید، حاکستری و سفید معروف به پلکان بزرگ می باشد که از لبه گرند کانیون رودخانه کلرادو شروع و به فلاتهای مرتفع جنوب یوتا[58] ختم می شود. پله های این پلکان اساسا در لایه های نرم تر بین ماسه سنگ بریده می شود که صخره ها را شکل می دهد. پرتگاههای عمده ماسه سنگی نیز در نواحی ادرار و بورکوی صحرا[59] مشاهده می شود. اما چنین پدیده هایی محدود به خشکی نمی شود. دیواره های بزرگ ماسیف رورامیا[60] در مناطق استوایی ونزوئلا توسعه یافته است. هیچ یک از آنها مربوط به توالی های رسوبی نمی شود. پرتگاهها و نیمکت های عمده همچنین در واکنش به مقاومت دیفرانسیل لایه آتشفشانی در بوشولد و ترانسوال[61] و گرانیتهای نفوذی ورقه ای که در میان سنگهای دگرگونی ماداگاسکار قرار دارند، توسعه یافته اند. برخی پرتگاهها در سنگهای گرانیتی در مرز با سنگهای با مقاومت کمتر شروع شده و تا موقعیت های کنونی شان عقب نشینی کرده اند. دیگر پرتگاهها همانند پله های چند مرحله ای در سیرا نوادای کالیفرنیا[62] با اختلاف در هوازدگی در بین توده های گرانیتی شکل گرفته اند.
درست است که تشکیل اکثر پرتگاهها به مقاومت زیاد در برابر فرسایش نوع خاصی از سنگها نسبت داده می شود، با این حال پرتگاههایی وجود دارند که هیچ نسبتی با سنگ شناسی ندارند. برای نمونه پرتگاههای ساحلی جنوب سیدنی از سنگهای رسوبی و دگرگونی و سنگهای بلورین تشکیل شده اند. پرتگاههایی از این دست در پاسخ به بالا آمدگی ناحیه ای توسعه یافته اند. گسترده ترین آنها که گاهی اوقات پرتگاههای بزرگ نامیده می شوند، در حاشیه تکتونیکی غیر فعال قاره ای ظاهر می شوند. نمونه های قابل توجه آن در دراک انسبرگ، گردنه های غربی هند، پرتگاههای شرق استرالیا، سرا دا مانتیکوئیرا برزیل[63]، پرتگاههای ساحلی نروژ، پرتگاههای شرق گرینلند و کوههای تورنگات[64] در حاشیه بالا آمده لابرادور هستند.
پرتگاههای بزرگ محدود به حاشیه های منفعل نیستند، بلکه ممکن است در حاشیه های قاره ای که تکتونیک فعال دارند نیز ظاهر شوند. برخورد صفحات استرالیا و آرام حدود 20 کیلومتر بالا آمدگی داشته است که در امتداد ساحل شرقی جزیره جنوبی نیوزلند در حدود 10 میلیون سال زمان برده است. اگر چه بالا آمدگی به صورت عمودی با فرسایش تطبیق پیدا کرده است ولی سمت جنوب آلپ با یک شیب تند بالا آمده است و به طور خاصی از دشتهای ساحلی باریک، دیواره هایی جدا شده است. به همین ترتیب، برخورد اقیانوس آرام ، آمریکای شمالی و صفحه کوکوس[65] منجر به بالاآمدگی عمده ای شده اند که با فرسایش سریع پرتگاههای بزرگ سیرا مادره اکسیدنتال[66] و سیرا مادره دل سور[67] در سمت غربی ارتفاعات مکزیک ایجاد کرده اند.
کمترین گستردگی پرتگاهها، که ممکن است قابل توجه هم باشد در نتیجه بالا آمدگی بین قاره ای به وجود آمده است. نمونه های کلاسیک آن در امتداد حاشیه های میتل جیبرگ[68] اروپای مرکزی همانند ماسیف سانترال فرانسه و ارزجیبرگ[69] آلمان است. با این حال پرتگاههای چشمگیرتر در امتداد حاشیه های مرتفع آسیای مرکزی، به عنوان مثال در لبه شمالی بوگدا شان[70] در در شمال شرق چین ظاهر شده است. فرسایش در پاسخ به بالا آمدگی ناحیه ای در آفریقای شمال شرقی منجر به ایجاد پرتگاههای مرتفع در سنگهای آتشفشانی در امتداد لبه غربی فلات اتیوپی شده است. پرتگاه آهکی کیابات موگولون ریم[71] در جنوبی ترین لبه فلات کلرادو یک نمونه قابل توجه در آمریکای شمالی است.
بسیاری از تحقیقات اولیه در پرتگاهها در ناحیه چین خورده آپالاش و اروپای شمال غربی انجام شده است، جایی که آنها در ارتباط با کواستا ها و هوگ بگ های هم شیب شکل گرفته اند. همانطور که در اوایل 1895 ویلیام موریس دیویس اشاره کردند پرتگاهها در این نوع زمین ها، پدیده های مرحله دومی بودند که توسعه نیافته اند؛ مگر زمانی که جریانها از راس قله در امتداد خطِ چین ها گستردگی پیدا کنند. ایشان عقب نشینی پرتگاهها را نه تنها به فرسایش رخنمونهای پر شیب نسبت می دهد، بلکه فرسایش جانبی جریانها در پای پرتگاهها را هم دخیل می داند. هر چند ایده های موریس دیویس و به خصوص اصطلاحاتش، در معرض انتقادات شدیدی قرار گرفت(SLOPE, EVOLUTION را ببینید) اما ایده ای که یک قرن پیش مطرح کرد، اساس تفسیر مناظر زیادی از پرتگاهها و کواستا هاست. با این وجود چالش های عمده ای از سوی ژئومورفولوژیستهای آلمانی مطرح شده است.
اشمیت نر[72](1920) استدلال کردکه اکثر شکل های مهم فرسایش در پرتگاهها، کاهش سطح دامنه های پرشیب است و شکستن پرتگاهها از عقب است. او این را ابتدا به نفوذ پایین شیب دامنه و سپس به توسعه حفرهای باتلاقی توسط فرایندهای انحلالی نسبت می دهد. اینکه حمایت قوی به نقش نفوذ و شکاف آنها از عقب منجر به کاهش قله های پرتگاهی شده، در تحقیقات اخیر در فلات کلرادو و استرالیا آمده است.
با این که بسیاری از پلکانهای پرتگاههای متعدد به تکرار بالاآمدگی و فرسایش نسبت داده می شوند، اما اغلب، شواهد مستقلِ کمی از تکرار بالا آمدگی وجود دارد و فرضیه تناوب نیاز به مداقه بیشتری دارد. پنک(1924) ادعا می کند که پرتگاهها و نیمکت های متعدد از یک بالا آمدگی و گسترده شدن مداوم طاق شکل می گیرد. فرضیه پنک یک آگاهی با ارزشی فراهم می آورد و آن این است که رابطه بین تکتونیک وشکل دامنه ممکن است پیچیده باشد(SLOPE, EVOLUTION را ببینید)
در دهه های اخیر اغلب محققان آلمانی توضیحات اقلیمی پرتگاهها را تفسیر کرده اند(MORPHOGENETIC REGION را ببینید). بودل[73](1982) استدلال می کند که پرتگاههای حاره ای ضرورتا نتیجه هوازدگی عمقی و سپس فرسایش رگولیت می باشد و به آنها پلکانهای اتچ پلین[74] اطلاق می کند. او همچنین تفسیر آب و هوایی را به زمینهای معتدل گسترش داده و ادعا می کند که اکثر پرتگاههای جنوب غربی آلمان به روشهای مشابه پلکان اتچ پلین در یک آب و هوای حاره ای قدیمی شکل گرفته است. تاثیرات ساختاری در بسیاری از این پرتگاهها آنقدر روشن بیان شده اند که همانند کاشی کاری اسلیمی[75] از هم تفکیک می شوند و در دو مرحله توسط هوازدگی عمقی و سپس تخلیه، توسعه یافته اند. بر اساس این تئوری زمینهای پرتگاهی عمدتا با پوشش فضایی پایین دست حجاری شده و عقب نشینی پرتگاه صورت می گیرد.
در مقابل، نتایج گرفته شده در مطالعات آفریقای جنوبی به ویژه آنهایی که توسط کینگ انجام شده است، بر نقش غالب عقب نشینی پرتگاهها در مسافت های طولانی تاکید دارند. بر اساس نظر کینگ[76](1953) مهمترین فرایندها، شستشوی صفحه ای در سنگفرش پای پرتگاهها، شکست توده و فرسایش گالی بر دامنه های شیب دار است. وی استدلال می کند عقب نشینی پرتگاه تقریبا به همان سرعتی است که پیشروی نقطه ای رودخانه ها صورت می گیرد، به طوری که توزیع چرخه های متوالی هیچ گونه رابطه ای با الگوی زهکشی ندارد. در ادامه بیان می کند که عقب نشینی پرتگاه نتیجه بالا آمدگی ایزوستازیک(ISOSTASY را ببینید) است و معمولا با تشکیل یک به هم ریختگی بزرگ مقیاس، چرخه ای جدید از عقب نشینی شکل می گیرد.
اگر چه پرتگاههای زیادی ممکن است در مسافتهای طولانی عقب نشینی کنند، اما ظاهرا در برخی از پرتگاهها این عمل صورت نگرفته است. پرتگاه بلوریدج[77] در لبه شرقی کوههای آپالاش یک گسل اصلی است، که در حدود 350 کیلومتر از ساحل تا درون قاره امتداد دارد. به جای عقب نشینی از ساحل ممکن است با بالاآمدگی حاشیه قاره ای قدیمی در موقعیت فعلی از میلیونها سال پیش تاکنون حفظ شده باشد. به این ترتیب به نظر می رسد که در یک حالت تعادلی بلند مدت قرار دارد و بالاآمدگی پرتگاه با فرسایش آن در تعادل است. از سوی دیگر برخی پرتگاهها اساسا ویژگی های فسیلی دارند که با فرسایش ظاهر شده اند(عکس 41). شواهد رسوب شناسی نشان می دهد که پرتگاه آرنهملند[78]، که سنگهای پروتروزوئیک[79] را در نواحی شمالی استرالیا برش داده، یک خط سخره ای ساحلی است که در دوره کرتاسه مدفون شده است و مجددا ظاهر شده است. از زمانی که ظاهر شده است، قسمتی از این پرتگاه ثبات داشته و قسمتهای فعال تر تنها چند کیلومتر عقب نشینی داشته اند.
عکس 41 : شیستهای پوششی ماسه سنگی پروتوزونیک بر پرتگاه آرنهملند، نواحی شمالی استرالیا
ارزیابی توضیحاتی که مناسب پرتگاه خاصی باشد ممکن است کار ساده ای نباشد و در واقع ممکن است هیچ کدام از توضیحات راضی کننده نباشد. برای نظر نهایی باید به جای سازه های مفهومی، شواهد میدانی به کار گرفته شود.
میزان عقب نشینی پرتگاهها تا حد زیادی متفاوت است و به نظر می رسد به مقاومت سنگ شناسی، فعالیت تکتونیکی و شدت فرسایش که خود با اقلیم کنترل می شود، بستگی داشته باشد. بسیاری از پرتگاههای بزرگ هر یک میلیون سال حدود یک کیلومتر عقب نشینی می کنند. اما میزان عقب نشینی بازالتها در شرق استرالیای معتدل تنها 25 تا 175 متر در هر یک میلیون سال عقب نشینی داشته و میزان برخی از آنها حتی کمتر از این هم می باشد. میزان 70 تا 150 متر عقب نشینی در هر یک میلیون سال در نواحی زیر قطبی اسپیتزبرگن[80] ثبت شده است. میانگین میزان عقب نشینی در فلات کلرادو از دوره میوسن تنها در حدود 160 متر در هر یک میلیون سال بوده، در حالی که قبل از آن در حدود 5/1 تا 4 کیلومتر در هر یک میلیون سال بوده است. بزرگترین کاهش به برش جریانی و در نتیجه توقف دشت زایی جانبی بسیار فعال در پای پرتگاه نسبت داده می شود. در اواخر کواترنری فرسایش پرتگاههای آرنهملند افزایش زیادی داشته است و در این مورد به نظر می رسد تغییر اقلیمی موثر باشد. به علاوه شواهد آرنهملند این حس را بر می انگیزاند که میزان عقب نشینی طولانی مدت از سوابق و شواهدکوتاه مدت قیاس گرفته شده است.
اگر چه اکثر تحقیقات در مورد پرتگاهها، بالای سطح دریا صورت گرفته است لیکن پرتگاههای زیر دریایی مقدار بیشتری دارند. دیواره صفحات زیر قاره ای شرق استرالیا بیش از 5 برابر بزرگتر از ارتفاع پرتگاه ساحلی و برخوردهای مشابه شان است و نیز بزرگترینهای آنها از نظر اندازه در طول حاشیه قاره ها اتفاق می افتد.
References
Budel, J.(1982) Climatic Geomorphology, Princeton: Princeton University Press.
Davis, W.M.(1895) The development of certain English rivers, Geographical Journal 5, 127–146.
King, L.C.(1953) Canons of landscape evolution, Geological Society of America Bulletin 64, 721–752.
Penck, W.(1924) Die Morphologiche Analyse; ein Kapital der Physikalischen Geologie, Stuttgart:
Engelhorn. Trans H. Czech and K.C. Boswell(1954) Morphological Analysis of Landforms, London: Macmillan.
Schmitthenner, H.(1920) Die Enstehung der Stufenlandschaft, Geographische Zeitschrift 26, 207–229.
Further reading
Battiau-Queney, Y.(1988) Long term landform development of the Appalachian piedmont(USA),
Geografiska Annaler 70A, 369–374.
Blume, H.(1958) Das morphologische Werk Heinrich Schmitthenners, Zeitschrift fur Geomorphologie 2, 149–164.
Nott, J.F.(1995) The antiquity of landscapes on the Northern Australian craton; implications for models of longterm landscape evolution, Journal of Geology 102, 19–32.
Ollier, C.D.(1985) Morphotectonics of passive continental margins: introduction, Zeitschrift fur
Geomorphologie Supplementband 54, 1–9.
Young, R.A.(1985) Geomorphic evolution of the Colorado Plateau margin in west-central Arizona:
a tectonic model to distinguish between the causes of rapid symmetrical scarp retreat and scarp dissection, in J.T. Hack and M. Morisawa(eds) Tectonic Geomorphology, 261–278, London: Allen and Unwin.
Young, R.W. and Wray, R.A.L.(2000) Contribution to the theory of scarpland development from observations in central Queensland, Australia, Journal of Geology 108, 705–719.
R.W. YOUNG (مترجم : علی اکبر شایان یگانه)
ESKER اسکر
Derived from the Irish word eiscir (ridge), an esker is an elongate sinuous ridge composed of glacifluvial sediments and marking the former
position of a subglacial, englacial or supraglacial stream. The routing of former meltwater channels in glaciers, and their association with icemarginal
landforms and sediments is indicated by the overall form of eskers. There are four major types of esker (Warren and Ashley 1994: (1) continuous
ridges (single or multiple) that document tunnel fills; (2) ice-channel fills produced by the infilling of supraglacial channels; (3) segmented ridges deposited in tunnels during pulsed glacier recession; and (4) beaded eskers consisting of successive subaqueous fans deposited in ice-contact lakes during pulsed glacier recession. In planform, eskers also come in a wide variety of types.
These include, single ridges of uniform cross section or of variable volume, single ridges linking numerous mounds (beads) and complex braided
or anabranched systems. Although individual eskers or esker networks may stretch over hundreds of kilometres of former ice sheet beds it is
unlikely that they formed in tunnel systems of that length. Rather, they were probably deposited in segments in the ice sheet marginal zone of ablation
and each segment was added as the ablation zone migrated towards the ice sheet centre. In some locations eskers lie on the bottoms of bedrock meltwater channels (TUNNEL VALLEYs or Nye channels) indicating that erosion by subglacial meltwater was followed by deposition, possibly due to waning discharges, and that subglacial conduits were remarkably stable features. Most eskers are aligned sub-parallel to glacier flow, reflecting the flow of meltwater towards the glacier margin. Eskers that were deposited as subglacial tunnel fills may be the result of flow in pressurized conduits and therefore may possess up-and-down long profiles where they climb over topographic obstacles. This is due to the fact that flow in the conduits was driven by the ice surface slope rather than by the glacier bed topography (Shreve 1972). If conduits or tunnels switch to atmospheric pressure, as occurs beneath the thinner ice nearer to the glacier snout, then the water will follow the local bed slope and so any resulting eskers will be deposited transverse to glacier flow (valley eskers).
The former englacial position of some eskers is indicated by the occurrence of buried glacier ice or almost complete disturbance of the stratified
core. Englacial or supraglacial construction of eskers will result in the draping of the features over former subglacial topography after glacier
melting. These apparent up-and-down long profiles must not be confused with true subglacial eskers deposited under pressure and therefore
also crossing topographic high points. Largely intact internal stratigraphies are typical of subglacial eskers.
Eskers are often well stratified but contain a variety of sediment facies. Particles are usually not far-travelled, most being no further than 15 km from their source outcrop. The wide range of BEDFORMs observed in esker sediments reflect and document the large variations in meltwater discharge on both diurnal and seasonal timescales. Rhythmicity or cyclicity in the sediments is often represented by fining-upwards sequences separated by erosional contacts. Each fining-upward unit records an individual discharge event of maybe only hours in duration. The occurrence of large cross-bedded sequences may document deposition in deltas in subglacial ponds. Where tunnels collapse and/or change shape or streams change size or position, one depositional sequence may be truncated or partially infilled by another. Apparent anticlinal bedding in some eskers is thought to be the result of sediment slumping down the esker flanks as the supporting ice walls melt back. The segments or beads on eskers are interpreted as the products of ice marginal deposition at the mouths of subglacial tunnels. At each tunnel mouth the glacifluvial sediment being carried through the tunnel or conduit is deposited in SUBAERIAL or subaqueous fans/deltas due to the sudden drop in meltwater velocity as it leaves the confines of its ice walls. Beads may also accumulate in subglacial cavities that develop as offshoots to the main tunnel. Where well-integrated esker networks carry large volumes of debris to the glacier margin they may link up with extensive ice-marginal depositional systems that include ice-contact deltas, subaqueous fans and MORAINEs.
References
Shreve, R.L. (1972) Movement of water in glaciers, Journal of Glaciology 11, 205–214.
Warren, W.P. and Ashley, G.M. (1994) Origins of the ice-contact stratified ridges (eskers) of Ireland, Journal of Sedimentary Research A64, 433–449.
Further reading
Auton, C.A. (1992) Scottish Landform Examples – 6: The Flemington eskers, Scottish Geographical Magazine 108, 190–196.
Bannerjee, I. and McDonald, B.C. (1975) Nature of esker sedimentation, in A.V. Jopling and B.C. McDonald (eds) Glaciofluvial and Glaciolacustrine Sedimentation, 132–154, SEPM Special Publication 23.
Brennand, T.A. (1994) Macroforms, large bedforms and rhythmic sedimentary sequences in subglacial eskers, south-central Ontario: implications for esker genesis and meltwater regime, Sedimentary Geology 91, 9–55.
Evans, D.J.A. and Twigg, D.R. (2002) The active temperate glacial landsystem: a model based on Brei∂´amerkurjokull and Fjallsjokull, Iceland, Quaternary Science
Reviews 21(20–22), 2,143–2,177.
Gorrell, G. and Shaw, J. (1991) Deposition in an esker, bead and fan complex, Lanark, Ontario, Canada, Sedimentary Geology 72, 285–314.
Price, R.J. (1969) Moraines, sandar, kames and eskers near Brei∂´amerkurjokull, Iceland, Transactions of the Institute of British Geographers 46, 17–43.
——(1973) Glacial and Fluvioglacial Landforms, Edinburgh: Oliver and Boyd.
Terwindt, J.H.J. and Augustinus, P.G.E.F. (1985) Lateral and longitudinal successions in sedimentary structures in the Middle Mause esker, Scotland,
Sedimentary Geology 45, 161–188.
Thomas, G.S.P. and Montague, E. (1997) The morphology, stratigraphy and sedimentology of the Carstairs esker, Scotland, UK, Quaternary Science Reviews 16,
661–674.
DAVID J.A. EVANS
[12] -Non-self-organizing
[20]- San Martinho do Porto
[59]- The Adrar and Borkou areas of the Sahara
[61]- Bushveld of Transvaal
[62]-The Sierra Nevada of California
[63] -Serra da Mantiqueira of Brazil
[66]- Sierra Madre Occidental
3- Sierra Madre Del Sur
4- Mittelgebirge
5- Erzgebirge
6- Bogda Shan
7- Kaibab Limestone escarpment of the Mogollon Rim
8-Schmitthenner
7- Proterozoic
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
