 |
از Lidar تا Lunette |
 |
|
| | تاریخ ارسال: 1396/8/13 | |
|
LIDAR- لیدار
لیدار تشخیص نور و محدوده آن، شکلی از پایش ارتفاع سنجی هوابرد است که برای نقشه برداری لند فرمها و تغییر شکل اراضی، به ویژه در مقیاس نسبتاً محلی، اهمیت زیادی دارد. این می تواند برای تولید مدل رقومی ارتفاع(DEM) و داده های توپوگرافی با قدرت تفکیک بالا مورد استفاده قرار گیرد. از آن برای شماری از برنامه های کاربردی ژئومورفولوژی از جمله شناسایی صخره ها و پایش لغزش ها و مطالعه کانال های جزر و مدی، ارزیابی خطر فرونشست، پیش بینی مناطق در معرض موج طوفان و تسونامی و تغییرات در ارتفاع خطوط ساحل استفاده شده است.
References
Adams, J.C. and Chandler, J.H. (2002) Evaluation of lidar and medium scale photogrammetry for detecting soft-cliff coastal change, Photogrammetric Record 17, 405–418.
Brock, J.C., Wright, C.W., Sallenger, A.H., Krabill, W.B. and Swift, R.N. (2002) Basis and methods of NASA airborne topographic mapper lidar surveys for coastal studies, Journal of Coastal Research 18(1), 1–13.
Stockdon, H.F., Sallenger, A.H., List, J.H. and Holman, R.A. (2002) Estimation of shoreline position and change using airborne topographic Lidar data, Journal of Coastal Research 18(3), 502–513.
A.S. GOUDIE (مترجم: حمید عمونیا)
LIESEGANG RING - حلقه های لیسگنگ
حلقه های لیسگنگ پوسته های متناوب متحدالمرکز غنی از آهن و تهی از آهنی هستند که به وسیله شستشوی شیمیایی تفریقی و رسوب سنگهای در معرض هوازدگی به وجود آمده اند. این حلقه ها به طور معمول به قطر 20-2 سانتیمتر و ضخامت 10 سانتیمتر در بلوک های سنگی توسعه پیدا کرده اند(بلوک های حلقه ای). محل اتصال آنها توسط عوامل تکتونیکی به حاشیه و یا به پایین سطح اساس محدود شده است. شکل حلقههای لیسگنگ از ترکیب و شکل ظاهری بلوک ها تبعیت می کند. از لحاظ ساختاری، بلوک های لیسگنگ را می توان به چهار نوع تقسیم بندی کرد: (الف) ابتدایی(تک پوسته)، (ب) عادی (چند پوسته، (ج) ترکیبی( چند الگویی) و بلوک های لیسگنگ لانه زنبوری(استوانه ای شش گوشه). مهمترین عوامل مؤثر در تبدیل یک تخته سنگ به بلوک های لیسگنگ عبارتند از: شبکه فشرده از چند ضلعی های متصل، آبهای سطحی، قرارگرفتن در سایت های توپوگرافیکی مناسب، ترکیب، بافت و ضخامت سنگ بستر. کارهای میدانی، نمونه های دستی، مطالعات میکروسکوپی و ژئوشیمیایی دو روند مخالف با جهت انتشار را در دوره تشکیل حلقه های لیسگنگ نشان می دهد: یکی عمدتاً روند Si( به سمت بیرون) و یکی عمدتاً Fe ( به سمت داخل).
حرکات زمین ساختی اخیر بر روی بلوک های لیسگنگ تأثیر خود را در اشکال مختلف نشان می دهد. جایگزینی نسبی الگوهای لیسگنگ توسط الگوهای بعدی در طول نقاط اتصال، و شکل گیری بلوک های لیسگنگ مرکب( بلوک های لیسگنگ با بیش از مجموعه ای از الگوهای لیسگنگ ) جالب است. از مطالعه الگوهای لیسگنگ به همراه بلوک های لیسگنگ مرکب، موقعیت نقاط اتصال پلی گون های مربوط به الگوی لیسگنگ و در نتیجه سنجش میزان مهاجرت فشار زمین در منطقه را می توان استنباط کرد.
Further reading
Shahabpour, J. (1998) Liesegang blocks from sandstone beds of the Hojedk Formation, Kerman, I.R. Iran, Geomorphology 22, 93–106.
SEE ALSO: WEATHERING
JAMSHID SHAHABPOUR (مترجم: حمید عمونیا)
LIMESTONE PAVEMENT - سنگفرش سنگ آهک
سنگفرش های آهکی سطوح سنگ بستر برهنه چند زایشی پیچیده ای هستند که از مجموعه ای از لند فرم های کارن یا کارن فیلد ها تشکیل شده اند. صفحات سنگ بستر آهکی توسط اشکال هوازدگی بالغ و آثار باقیمانده از تخریب، صیقلی داده می شوند و سطحی که ترک های ناشی از انحلال در آن توسعه زیادی یافتند و بلوک های سنگ آهک باقی ماندند.
صفاتی مانند "انتظام" یا "مستطیلی شکل" به طور متداول الگوهای گریک و کلینت، انعکاس انحلال در امتداد دو طرف محل اتصال اصلی در زاویه سمت راست که معمولاً در توده سنگ آهک یافت می شود را توصیف می کنند. به هر حال، موقعی میدانی الگوهای تشریح متغیر و بسیار پیچیده ای را نشان می دهد. به علاوه همه سنگفرش های آهکی در همه مناطق بر روی یک سنگ بستر نیستند. آن ها می توانند ثابت باشند و یا از میان چندین بستر متصل رخنمون کنند. در حالی که اصطلاح "سنگفرش" به معنای سطح قابل راه رفتن است، یک طیف از لندفرم های بستر سنگ آهک وجود دارند که بسیار جدا و تشریح شده و تقریباً خرد شده، واقعاً به صورت صفحات و ورقه های سنگی تشریح نشده هستند.
کار مورفومتریک مقایسه ابعاد و محدوده های تعدادی از سنگ فرش های نمونه های گریک و کلینت های مشخص است. رایج ترین شکل کلینت ها دارای یک متر طول هستند اما تعدادی از آن ها به طور معمول دارای طول بیشتری هستند. در حالیکه عرض بیشتر آن ها تا 500 سانتیمتر می رسد، عرض بسیاری بیش از یک متر می باشد. عرض اکثر گریک ها تا 50 سانتیمتر است در حالیکه عمق طیف وسیع تری از گریک ها بین 20 تا 150 سانتیمتر است. این محدوده ها، با این حال همه سطوح سنگ فرش های آهکی را شامل نمی شود. به عنوان مثال، اگرچه 95% از گریک ها کمتر از 30 سانتیمتر عرض داشته اند، محدوده مطلق از 1 سانتیمتر تا بیش از 1 متر می باشد. اگر چه عرض یک نمونه گریک 13 تا 16 سانتیمتر می باشد. عمق گریک ها نوع 70 برابری از 4 تا 274 سانتیمتر را نشان می دهد. اما بر روی 100 سانتیمتر تمرکز می کنند. تا اندازه ای رابطه بین عرض و عمق گریک ها نشان می دهد که توسعه افقی و عمودی شدیداً به هم مرتبط هستند.
شکل کلینت از نسبت طول کلینت به عرض آن نشان داده می شود (از لحاظ نظری اعم از 0 تا 1) که در رابطه با ایده های متداول در مورد سنگ فرش ها بسیار جالب است. با عنوان اینکه یک نسبت 4/0 تا 4 برابر بیشتر از یک نسبت نزدیک به 1 رایج تر می باشد( نشان دهنده یک مربع است). کلینت های بسیار طویل نیز اغلب بسیار کمیاب هستند(نسبت نزدیک به 0). این بدان معناست که شکل سنگ فرش های آهکی تحت تسلط و در راستای یک نقطه اتصال است. هرچند عوارض در گودی سنگ های آهکی و در دو جهت نقاط اتصال اصلی هستند، غالباً به دو نیم تقسیم می شوند و در نتیجه بسیاری از ویژگی های مثلث را دارند و به شکل الماس (لوزی شکل) هستند و سبب بروز مشکلاتی برای اندازه گیری مستطیل می شوند. تشریح حداقل و حداکثر ویژگی ها فراتر از سنجش و اندازه گیری هستند. در قسمت هایی کلینت ها خیلی محدود و کوچک هستند که به راحتی حرکت می کنند و بیش از حد سقوط می کنند که مفهوم سنگفرش بودن را برآورده نمی کنند. این ها باید از تعریف و مفهوم سنگفرش آهکی حذف شوند. حذف کردن مشکل تر است، با این حال، در بیشتر جاها گریک ها فاقد سطح رویی هستند ولی قطعاً قابل پیاده روی هستند. اگرچه اشکال کارن فاقد سنگفرش های آهکی هستند اما از نظر وسعت سنگ های لخت و عریان را واقعاً به تنهایی می توان پیاده رو نامید. بررسی های بیشتر، انتقال منطقی زمین ساختی را در یک دسته از سنگ ها نشان می دهد. طرح اطلاعات مورفومتریک بیان می کند که هیچ چیزی در مورد شکل مقطعی کلینت ها و گریک ها برای درک توالی سنگ فرش های تحت تأثیر هوازدگی مهم تر نیست. عمق و شدت سطح هوازدگی ممکن است بر کلینت های منطقه تأثیر گذار نباشد اما برجستگی های عمودی را تغییر می دهد. برای مثال: کلینت ها در جاهایی که انحلال ناشی از هوازدگی در آن توسعه بیشتری داشته است بسیار نوک تیز و یا بسیار گرد شده اند.
فاکتورهای اصلی تولید سنگ فرش های آهکی خوب، سنگ آهک های مقاوم و با دوام و یا برخی از شکستگی ها و ترک ها هستند اما نه اینکه چنان شکسته باشند که سنگ های بستر را بیش از حد تضعیف کنند. تمیزکاری برای پاک کردن صفحات سنگ بستر پوشیده از آوار و خرابی های ناشی از هوازدگی ضروری است، و سنگ فرش ها سپس به انحلال در محیط زیست نیاز دارند. بسیار منطقی تر و امکانپذیرتر است که کارن ها به منظور توسعه مشخصه های خود توسط خاک و پوشش گیاهی پوشیده شوند. سپس این پوشش ها نیاز دارند که پاک شوند و از بین بروند.
شکل 103: مقطع عرضی ساده ای که تغییر تدریجی یک کلینت را در سه مرحله اثبات می کند(CLI, etc.) و میتواند بر روی کلینت هایی با درجات متفاوتی از پوشش تعمیم داده شود.
یخبندان مکانیزم تمیزکاری را در اغلب سنگ فرش های آهکی جهان ایجاد می کند. از دیگر عوامل تمیزکاری شامل برداشت های دریایی، خندق های عقب نشینی شده در شرایط نیمه خشک و حتی برداشت انسان می باشد. در اصل، به هرحال، توزیع سنگفرش های آهکی مربوط به عصر یخبندان و سنگ بستر نسبتاً ضخیم، محکم، سنگ آهک خالص می باشد. بنابراین در بسیاری از رشته کوههای آلپ، رشته کوه راکی و هیمالایا و یا در مناطق سپر مانند شمال کانادا وجود دارد. پهنه وسیعی از سنگ فرش ها بر روی دولومیت ها، در شمال کانادا به طور وسیعی یافت می شود. سنگ فرش ها در چندین مقیاس، نوع سنگ را تحت تأثیر قرار داده اند. بهترین و مقاوم ترین سنگفرش ها بر روی سنگ آهک ها و دولومیت های خالص با سنگ بستر حجیم و بزرگ و به صورت سخت توسعه یافته اند. مشابه این لندفرم ها می تواند بر روی ماسه سنگ ها نیز رخ دهد. اما در اینجا فرسایش هوازی و توسعه خاک وجود دارد و به طور کلی به این معنی است که این ویژگی در شرایطی مانند آبشار و سنگ بستر رودخانه ها دوام نمی آورد. جایی که رودخانه به طور واضح اقدام به نگه داشتن رخنمون نقطه اتصال می کند. سنگ آهک خالص به دلیل فقدان مواد ته نشین شده نا محلول و نفوذ کردن مواد توسط شکاف های ناشی از انحلال توسعه یافته، مانند شکل گیری خاک، فوق العاده آهسته ته نشین می شود. سنگ آهک نازک یا ضعیف(ضعف داخلی، یا ضعف افقی یا مکرر مفاصل عمودی در بستر) هم به نفع هوازدگی شیمیایی و هم انحلال عمل کردند و سنگفرش ها قادر به حفظ فرایند خرد شدن سنگ های ضعیف پوسته ای نشدند.
شیب زمین به طور قابل توجهی، عمل آبشستگی و چگونگی یخبندان و توسعه سطوح بعدی سنگفرش ها توسط انحلال را تحت تأثیر قرار داده است. لایه های رخنمون شده شیبدار، موقعیت های پیچیده ای را برای آبشستگی و یخبندان فراهم می کند. سطح وابسته به دوره بعد از یخبندان ممکن است توسط مناطقی که سرپناهی برای یخ بودند تا اشکال کارستی وابسته به پیش از دوره یخبندان باقی بمانند قطع شود. این در شمال غرب انگلیس و در کوههای آلپ به عنوان نمونه یافت می شود. برخی از سنگفرش های آهکی ممکن است اغلب ویژگی های باقی مانده از قبل از مراحل کارستی شدن را داشته باشند.
یکی دیگر از عوامل مؤثر بر اشکال سنگ فرش ها و توزیع آنها، فعالیت های انسانی است. برخی از سنگفرش های آهکی شبیه اشکال ژئومورفولوژی هستند، به طور غیر مستقیم، به دلیل قرار گرفتن در معرض پیامد های فرسایش خاک و به طور مستقیم به دلیل حذف کلینت ها توسط انسان به دلیل استفاده از منابع. به دلایل گیاه شناسی و همچنین ارزش چشم انداز حاصل از آن، سنگفرش های آهکی در انگلستان از لحاظ قانونی تحت محافظت هستند.
عکس 74: توده آهکی لیمستون با شیب ملایم (شیب 5 تا 8 درجه از محل نگاه عکس) در منطقه گایتبارو، کامبریا در انگلستان(Gaitbarrows, Cumbria, UK). در اینجا چندین مرحله از توسعه گریک ها در ارتباط با جاری شدن نخ آبهای سطحی به طول چند ده متر دیده می شود. سایر مناظر کارن ها نیز به خوبی با درز ها انطباق پیدا کرده و توسعه یافته اند. آهک کم ضخامت یا سست ( سستی درونی، سستی افقی یا تکرار ایجاد درز های عمودی در داخل) هم در نتیجه هوازدگی و هم بوسیله تخریب مکانیکی و انحلال، به آسانی امکان نقوذ را برای پوشش سنگفرش فراهم می کند.
References
Goldie, H.S. (1993) The legal protection of limestone pavements in Great Britain, Environmental Geology 21, 160–166.
Goldie, H.S. and Cox, N.J. (2000) Comparative morphometry of limestone pavements in Switzerland, Britain and Ireland, Zeitschrift fur Geomorphologie N.F. Supplementband 122, 85–112.
Further reading
Ford, D.C. and Williams, P.W. (1989) Karst Geomorphology and Hydrology, London: Unwin Hyman.
Fornos, J.-J. and Gines, A. (1996) Karren Landforms, Palma: Universitat de Illes Balears.
Sparks, B.W. (1971) Rocks and Relief, London: Longman.
Vincent, P.J. (1995) Limestone pavements in the British Isles: a review, Geographical Journal 161(3), 265–274.
SEE ALSO: karren; karst; limestone pavement
HELEN S. GOLDIE (مترجم: حمید عمونیا)
LINEATION - خطواره
خطواره ها، الگوهای خطی قابل مشاهده ای هستند که بر روی تصاویر نشاندهنده شکستگی ها هستند. شکستگی ها ممکن است نقاط اتصال یا گسل ها باشند. هر خطواره لزوماً نشان دهنده شکستگی های منحصر به فرد و به طور معمول نشان دهنده یک منطقه شکست نیست. خطواره در بر گیرنده و نه محدود کننده به مفاصل واقعی در سنگ بستر، بخش های صاف جریان های آبراهه ای، تراز های خطی طبیعی پوشش گیاهی، ویژگی های توپوگرافی هم ترازو تغییرات خطی در بطن تصویر یا بافت می باشد. به نظر می رسد هر ویژگی باید با یکی از ویژگی های گروه برابر باشد. و هر خطواره و گروه(مجموعه) ممکن است از انواع مختلفی از الگوها تشکیل شده باشند. به عنوان مثال، یک خط از پوشش گیاهی ممکن است به عنوان یک الگوی خطی از خاک تیره در سراسر یک زمین روشن و سپس به عنوان یک دره آبراهه امتداد داشته باشد.
خطواره ها به راحتی بر روی تمامی مقیاس ها، قدرت تفکیک ها و انواع عکس های هوایی نمایش هندسی عکس ها، رادارها و انواع مختلفی از تصاویر ماهواره ای (در نسخه سخت) و همچنین به صورت دیجیتالی قابل تشخیص هستند. توصیف خطواره ها به هر حال هم علم و هم هنر است. برای کسب نتایج بهتر و به خصوص در صورتی که نتایج کمی و به صورت مطلوب باشند تصاویر باید به صورت عمودی و یا نزدیک به عمود باشند. ویژگی های خاص، مانند آنهایی که در فوق به آن ها اشاره شد خطواره را تعریف می کنند، اما تغییر این ویژگی ها، به خصوص تغییرات مربوط به رنگ و بافت می تواند مشکل باشد. چشم باید برای دیدن آن ها آموزش ببیند و تجربه بیشتری داشته باشد، تعداد زیادی از خطواره ها را می توان در هر تصویر داده شده با اطمینان بیشتری تشخیص داد. همه تصاویر هارد کپی باید با دقت از زوایای مختلف و با انواع مختلف و نور و زوایا مورد بررسی قرار گیرد. برخی از خطواره ها در نور خورشید آشکار خواهند شد. به عنوان مثال، در نور طبیعی با رنگ خاکستری و روز ابری نمی تواند دیده شود. توپوگرافی خطواره ها اغلب با استفاده از تصاویر استریو به آسانی قابل تشخیص هستند. اما آن هایی که توسط پوشش گیاهی و یا تغییرات مربوط به طیف تعریف شده اند می توانند به آسانی و یا به راحتی بیشتر و به صورت ریز بینانه مورد شناسایی قرار گیرند. اگرچه تلاش شده است تا ترسیم خطواره در صاویر دیجیتالی به طور خودکار انجام شود، آنها به طور کلی موفق نبوده اند. در نهایت تشخیص خطواره ها به صورت انفرادی نیز باید با دقت انجام گیرد. اشکال خطی باستانی یا مدرن که توسط انسان ساخته شده اند با خطواره طبیعی اشتباه گرفته نشود.
پیش بینی های حجم پیمایی می تواند برای نشان دادن اطلاعات گرایش خطواره به گونه ای که مجموعه را بتوان شناسایی کرد مورد استفاده قرار گیرد. الگوهای مختلف شرایط تکتونیکی مختلفی را در زیر شکل گیری شکستگی ها نشان می دهد و توالی زمانی حوادث مختلف را می توان با استفاده از روابط برش بین خطواره انفرادی و مجموعه خطواره ها تشخیص داد. هنگامی که خطواره به صورت دیجیتالی باشد اطلاعات کمی در طول و فاصله(فرکانس) نیز می تواند به دست آید. این نوع داده ها با توجه به شکل اراضی برای تکامل و ژئومورفولوژی مهندسی مفید هستند و می توان اطلاعات مربوط به شکستگی در مناطقی که دسترسی به آن زمین ها مشکل است را فراهم نمود. به علاوه، خطواره ها را می توان به طور مستقیم با داده های مربوط به گسل و نقاط اتصال شناسایی کرد. مطالعات متعدد، خطواره ها را بر روی تصاویر و سپس خطواره های انفرادی که بر روی زمین قرار گرفته اند را شناسایی کرده اند. مطالعات دیگر ارتباط آماری بین نقاط اتصال و خطواره ها را نشان می دهند.
اصطلاح دیگر برای خطواره اغلب استفاده از ‘lineament’ (نشان ویژه) است. نشان های ویژه در واقع زیر مجموعه خطواره ها هستند. آنها عوارض توپوگرافی هستند و برای مثال الگوهای خطی تولید شده به وسیله تغییرات مربوط به طیف رنگی که از شاخص های مهم شکستگی در تصاویر می باشد را شامل نمی شود. نمونه هایی از نشان های ویژه شامل زین های هم تراز و یا خطوط خط الرأس ها و دره آبراهه هم تراز می باشد.
References
Ehlen, J. (1998) A proposed method for characterizing fracture patterns in denied areas, in J.R. Underwood, Jr and P.L. Guth (eds) Military Geology in War and Peace, Boulder, CO: Geological Society of America Reviews in Engineering Geology 13, 151–163.
——(2001) Predicting fracture properties in weathered granite in denied areas, in J. Ehlen and R.S. Harmon (eds) The Environmental Legacy of
Military Operations, Boulder, CO: Geological Society of America Reviews in Engineering Geology 14, 61–73.
Ehlen, J., Hevenor, R.A., Kemeny, J.M. and Girdner, K. (1995) Fracture recognition in digital imagery, in J.J.K. Daemen and R.A. Schultz (eds) Rock
Mechanics, Proceedings of the 35th U.S. Symposium on Rock Mechanics, 141–146, Brookfield, VT: A.A. Balkema.
Lattman, L.H. and Parizek, R.R. (1964) Relationship between fracture traces and the occurrence of ground water in carbonate rock, Journal of Hydrology 2, 73–91.
Wise, D.U. (1982) Linesmanship and the practice of linear geo-art, Geological Society of America Bulletin 93, 889–897.
SEE ALSO: jointing; remote sensing in geomorphology
JUDY EHLEN (مترجم: حمید عمونیا)
LIQUEFACTION- روانگرایی
روانگرایی شامل دگرگونی مواد ریز دانه از حالت جامد به مایع به وسیله ایجاد فشار بر منافذ می باشد که با زلزله، زمین اشباع شده از آب، دانه های ریز ماسه ای / خاکی سیلتی، ریزش برخی از ساختمان های دیدنی و جذاب و لغزش زیر دریا و خرابی هایی در محل ریختن ضایعات و زباله ها در ارتباط است. در زلزله سال 1964 در نیگاتای ژاپن ساختمان آپارتمان های بزرگ به آرامی و به اندازه 80 درجه به پهلوی خود کج شده بود، بدون هیچ آسیب ساختاری، به عنوان نتیجه ای از روانگرایی در یک ساختار زیربنایی سنگ بستر ماسه ای کم عمق می باشد. در زلزله کوبا در سال 1955 خسارات گسترده ای رخ داد. روانگرایی گسترده خاک در بسیاری از زمین های بازیافت شده در خلیج کوچک اوزاکا که شامل دو جزیره ساخته شده توسط انسان است مشاهده شده بود. هردوی این جزایر سرشار از مواد به دست آمده از گرانیت تجزیه شده ساخته شده بودند. اندازه دانه های شن و سنگفرش ها در اندازه ذرات ماسه متنوع بود. به این معنی که اندازه متوسط دانه ها حدود 2 میلی متر بود. در زمین بندر جزیره، روانگرایی سطوح پوشیده از این مواد( ضخامت سطح زیر آب فرورفته در این جزیره حدود 12 متر بود) منجر به نشست بین 5/0 تا 7/0 متر شده بود. روانگرایی خاک در اطراف بندر کوبا نیز رخ داده بود و باعث خسارات زیادی به بسیاری از تجهیزات صنعتی و بندری مانند بانک ها، ماشین های ریسندگی(قرقره)، دیوار اسکله، جرثقیل و فروپاشی پل بندر نیشینومیا شده بود.
خسارت فاجعه آمیز[1] ناشی از روانگرایی در سال 1966 در رأس ضایعات ذغالسنگ آبرفان در والز رخ داد. رأس صنعت ذغالسنگ مرتیر واله در دامنه های فوقانی مشرف به دره، مستقیماً در بالای آبرفان، 100 متر به بالا و بر روی شیب 13 درجه استقرار یافته است. این دامنه ها ماسه سنگ نفوذ پذیرBrithdir را با بسیاری از شواهد تراوش و چشمه ها را در بر می گیرد. قله no. 7 در امتداد این چشمه ها ساخته شده بود و در اکتبر 1966 یک جریان ریزشی توسعه یافته در مواد اشباع شده، یک روانگرایی کلاسیک به وقوع پیوست. مواد مایع نوک قله به سمت روستا سرازیر شد و 144 نفر که بیشتر آنها کودکان در مدرسه روستا بودند کشته شدند. در هلند، روانگرایی اغلب در شن و ماسه شل و در زیر آب در دامنه ها اتفاق می افتد. جریان ریزشی بعد از روانگرایی ناگهانی در زیر شن و ماسه در حال بارگزاری استاتیک قابل مشاهده است. روانگرایی به وسیله انقباضات باعث وقوع همزمان حجم زیادی از شن و ماسه می شود و زهکشی سریع منافذ کاملاً اشباع شده سیال را غیر ممکن می سازد. بالاتر از 10 تا 30 متر از خاک بخش غربی هلند از لایه های خاک رس، ذغالسنگ نارس و شن و ماسه مربوط به دوره هولوسن تشکیل شده است. مصب های جزر و مدی در زیلند، بخشی از جنوب غرب این کشور از آغاز هولوسن تشکیل شده است. موقعیت مصب جزر و مدی، با این حال، در یک فرایند متناوب، فرسایش و رسوب به سرعت منتقل می شوند. رسوب بسیار روانگرا منجر به ایجاد لایه های ضخیمی از ماسه سست در بسیاری از نقاط شده است. متوسط قطر دانهها در حدود 200 میکرومتر با محتوای گل و لای در حدود 3 درصد باشد. روانگرایی به وسیله افزایش فشار ناگهانی به منافذ شن و ماسه همراه است و بسته ها را از حالت ثبات به حالت با ثبات تر جا به جا می کند.
Further reading
Ishihara, K. (1993) Liquefaction and flow failure during earthquakes: 33rd Rankine lecture, Geotechnique 43, 351–415.
Nieuwenhuis, J.D. and de Groot, M.B. (1995) Simulation and modelling of collapsible soils, in E. Derbyshire, T. Dijkstra, and I.J. Smalley (eds). Genesis and Properties of Collapsible Soils, 345–360,
Dordrecht: Kluwer. Smalley, I.J. (1972) Boundary conditions for flowslides in fine-particle mine waste tips, Transactions of the Institution of Mining and Metallurgy, section A 81, 31–37.
Ter-Stepanian, G. (2002) Suspension force and mechanism of debris flows, Bulletin of the International Association of Engineering Geology and the Environment 61, 197–205.
Waltham, T. (1978) Catastrophe – The Violent Earth, London: Macmillan. SEE ALSO: quickclay
IAN SMALLEY (مترجم: حمید عمونیا)
LITHALSA - لیتالسا
اصطلاح لیتالسا برای اولین بار توسط هریس(1993) برای توصیف تپه های معدنی در یوکان (کانادا) مورد استفاده قرار گرفت. آنها مشابه تپه های پالساس هستند اما بدون هیچ پوششی از ذغالسنگ نارس. تحولات خاک ناشی از شکل گیری یخ جدا شده در زمین است. این تپه ها که مانند پالساس در حوزه ناپیوسته پرمافراست یافت می شوند متعاقباً به نام پالساس مینروژنیک محض، بدون پوشش ذغالسنگ، پالساس های معدنی، تپه های برودی، تپه های پرمافراست مواد معدنی شبه پالساس نامیده می شود. لیتالساها در حال حاضر تنها در مناطق فراتر از قطب شمال، شما کبک و لاپلند و مکان هایی که دمای گرم ترین ماه آن بین 9+ تا 5/11+ و میانگین دمای سالانه آن بین 4- تا 6- درجه سانتیگراد است شناسایی شده اند. بقایای لیتالساهای تشکیل شده در طول دریاس جوان (Younger Dryas) در ایرلند و والز و بر روی فلات Hautes Fagnes در بلژیک وجود دارد.آن فرورفتگی های بسته شده به وسیله استحکامات برج و بارو احاطه شده اند. این ویژگی ها برای اولین بقایای گوه های یخی (pingos) را توضیح دادند. در حال حاضر آنها به عنوان پدیده های وابسته به دوره پیش از یخبندان در نظر گرفته شده اند که نشانه های دقیق تری از دوره های یخبندان پیشین ارائه می دهند.
References
Harris, S.H. (1993) Palsa-like mounds developed in a mineral substrate, Fox Lake, Yukon Territory, in Proceedings of the Sixth International Conference on Permafrost, 5–9 July, Beijing, China, South China University of Technology, vol. 1, 238–243.
Pissart, A. (2000) Remnants of lithalsas of the Hautes Fagnes, Belgium: a summary of present-day knowledge. Permafrost and periglacial processes 11, 327–355.
ALBERT PISSART (مترجم: حمید عمونیا)
LITHIFICATION- سنگ زایی
فرایندی که در آن رسوبات سفت نشده به سنگ رسوبی سختی تبدیل می شوند، منشأ یونانی و لاتین برای " ساختن سنگ " است. منبع رسوبات به طور معمول مواد سستی است که در نتیجه هوازدگی بر روی قسمت های سطحی خاک تجمع می یابند. این ها در مرحله بعد منتقل و سپس رسوبگذاری می شوند پیش از آن که روند lithification آغاز شود. Lithification قبل از دیاژنز به وجود می آید و نباید با این اصطلاح اشتباه گرفته شود(دیاژنز به فرایندها و محصولات مؤثر بر سنگ در طول دفن آنها اشاره دارد). فرایند lithification شامل سه قسمت اصلی است: اول با کاهش مقدار منافذ و از بین بردن آب مواد، فضای درون رسوب را خشک می کند(خشک کردن رسوب).خشک کردن به خصوص در رسوبات دانه ریز قابل توجه است(خاک رس و لای) که در آن آب به راحتی نمی تواند از طریق منافذ، رد شود و نفوذ کند. فضای بین منافذ، تراکم بیشتر را کاهش می دهد، با کمک افزایش وزن مواد بالای سطح، رسوبگذاری همچنان ادامه می یابد. کشش سطحی بین دانه ها منحصر به فرد است بنابراین به آنها این امکان را می دهد که به عنوان یک توده یکپارچه عمل کنند.
دوم، سیمان شدگی رسوبات سست را به وسیله پرکردن و باقی ماندن در فضاهای متخلخل به هم می چسباند. به طور معمول از طریق ته نشین شدن عوامل سیمانی شدن به جریان آب از طریق فضاهای متخلخل انجام می شود. شایع ترین عوامل سیمانی شدن، کلسیت و دولومیت و کوارتز و اکسید آهن(هماتیت) هستند.
محلول PH نقش مهمی را در تعیین نوع عامل سیمانی شدن ایفا می کند. محلول اسیدی تمایل دارد که عامل کوارتز را در سیمانی شدن تولید کند در حالی که محلول قلیایی همواره سیمان کلسیتی یا دولومیتی را تولید خواهد کرد.
سوم، تبلور فرم خاصی از سیمان شدگی است. این مخصوصاً در رسوبات کربناتی مؤثر است. به موجب آن کریستال در منافذ و فضاهای مواد معدنی محلول و باند روی کریستال های موجود در رسوب شکل می گیرد. این اغلب از ساخت برخی از سنگ های سخت اثر جانبی بیشتری دارد.
Further reading
Maltman, A.J. (1994) The Geological Deformation of ediments, London: Chapman and Hall.
STEVE WARD (مترجم: حمید عمونیا)
LOESS - لس
لس نهشته رسوبی است، تا حد زیادی از گل و لای درشت و بسیار درشت تشکیل شده است که بیشتر چشم اندازها را می پوشاند. تا حد زیادی و در سطح ساختار خاک به صورت گل و لای است. سیستم تشکیل ذرات لس باز است و ناشی از نهشته گذاری رسوبات بادی در زمان کواترنری است. این ساختار باز، مشکل اصلی کاربردی آن را افزایش می دهد. زمانی که لس در زمینی با ساختار بارگذاری شده انباشته شود و محیط مرطوب باشد، ممکن است فرایند سقوط و فرونشست در آن رخ دهد. ساخت و سازها در رسوبات لسی به منظور اجتناب از مشکلات فرونشست باید به دقت طراحی شود. ذرات گل و لای و ساختار شبه پایدار باز از ویژگی های مشخص نهشته های لسی است. در مطالب(متون)، لس وسیع و پیچیده است؛ در زبان های اصلی، روسی، چینی، انگلیسی، آلمانی و فرانسوی همان لس گفته می شود. بزرگ ترین متون در روسی است اما آثار مهمی در بسیاری از زبان ها وجود دارد. طرح و برنامه برای چندین سال کار استاندارد بود(1934) و احتمالاً تا زمانی که توسط پای و روزیکی(1987 ) جایگزین شده بود. در ابتدا متون جمع شد و برای فهرست نمای کلی کتاب تلاش شد. تحقیقات در مورد لس تا به حال بخش عمده ای در اتحادیه بین المللی تحقیقات کواترنر(INQA ) داشته است که یک مجله تخصصی-نامه لس را منتشر می کند. تنها مؤسسه در جهان آکادمی علوم چین است که به طور کامل به مطالعات آزمایشگاهی لس ها و زمین شناسی کواترنری اختصاص داده شده است. در دانشگاه دولتی مسکو و در مؤسسه زلزلهG.A. Mavlyanov در تاشکند نیز بر روی فعالیت های ژئوتکنیکی آن تمرکز کرده اند.
لس ها در واقع مواد بادرفتی هستند. آن یک فاکتور بادرفتی است که ویژگی های خود را تعریف می کند و آن را از دیگر رسوبات جدا می کند. لس ها، گل و لای ناشی از باد هستند؛ رسوبات بادی دارای ساختار کم ثبات تر و آشکاری هستند و همینطور زمانی که رسوبگذاری شده و مرطوب باشند گرایش به متلاشی شدن دارند. طریقه رسوبگذاری بادی در موقعیت های ژئومورفولوژی مشخص، پوشیده شده توسط چشم انداز لسی بر روی زمین، در حال نازک تر شدن به دور از منبع اصلی است. لس ها در هوا، ابرهای گرد و غباری هستند که در سطوح پایین و در فواصل کوتاه جابجا می شوند. در بخش هایی از جهان که شرایط ژئومورفولوژیکی مناسب است این گرد و غبارها در طول میلیون ها سال رسوبگذری می شوند.
سازند لسی (Loess formation)
ناحیه ای غنی در بحث و استدلال؛ نهشته های لسی چگونه شکل گرفته اند؟ حتی از قرن بیست و یکم بر چسب های این بحث هنوز فقط در متون و ادبیات روسی ادامه دارد. در پایان قرن نوزدهم بود که به طور نسبتاً گسترده ای کلید ماجرای شکل گیری نهشته های لسی پیدا شد و پذیرفته شد که رسوبگذاری به وسیله فعالیت های بادی بوده است. این نیرو و انرژی به نام خط اصلی چشم انداز لسی نامیده شد. لس یک رسوب مربوط به باد و هوا است. اما در اوایل قرن بیستم دیدگاه تناوب تشکیلات لسی شروع و به طور منظم در طول قرن ادامه داشته است. این دیدگاه مرکب از مخالفان و طرفدارانی است که در متون و ادبیات بزرگ به وجود آمده بود. این را می توان نظریه تشکیل خاک های لسی یا نظریه ‘in situ’ نامید. در بطن این ایده این است که تشکیلات لسی در جایی یافت می شوند. به وسیله فرایند لسی شدن یا تشکیل لس، تغییر و تبدیل زمین بدون لس به زمین لسی. این نظریه تا حد زیادی یک نظریه روسی بود و پیشگام آن یک شخصیت بسیار قوی و مؤثر به نام ال. اس. برگ بود. نقش جزیی تر توسط راسل در ایالات متحده بود که تئوری بسیار مشابه را برای توضیح لس ها در دره می سی سی پی در سال 1944 ارائه داد.
سؤال دیگر در تاریخ بررسی لس به وجود آمد. ایجاد مکانیزم ممکن برای تشکیل گسترده مقدار سیلت کوارتز بود که برای به وجود آمدن نهشته های لسی بزرگ مورد نیاز بوده است. چه منابعی از انرژی زمین برای تشکیل گل و لای در مقیاس بزرگ در دسترس بوده است؟ و آیا بر طبیعت و توزیع نهشته های لسی تأثیر می گذارد؟ این سؤال وابسته و مختص به مشکل کویر لس است.
ابروچو(دهانه)، در اوایل قرن بیستم، لس در مجاورت بیابان های داغ و شنی قرار داشته است. این بیابان لسی از آن زمان تا کنون به صورت یک مشکل بوده است. باتلر با اشاره به خاک علمی استرالیا معتقد بود که آن وجود نداشت زیرا او می تواند آن راد در استرالیا پیدا کند؛ و آلبرت پینک، ژئومورفولوژیست معروف، نیز معتقد بود که رسوبات اطراف صحرا اساساً وجود ندارند. بنابراین این سوال به وجود می آید که آیا شن های داغ بیابان های بزرگ می توانند به اندازه کافی موادی به اندازه لس برای تشکیل مقدار قابل توجهی از لس را تولید کنند؟ در این شرایط جغرافیایی به نظر می رسد بیابان های چین و آسیای مرکزی مجبور شدند که بخش عمده ای از رسوبات لسی را محدود کنند اما بیابان های صحرا و استرالیا این کار را نکردند. ماده ای لس مانند که توسط باتلر " پارنا" نامیده شده در جنوب شرقی استرالیا وجود دارد که نسبتاً وسیع است. این اعتقاد وجود دارد که رسوبات لسی آسیای مرکزی و چین اغلب در نزدیکی مناطق کوهستانی بسیار بلند هستند و این که منبع واقعی ذرات لس هستند که به همراه بیابان ها به سادگی به عنوان مناطق نگهداری یا مخازن سد ها عمل می کنند.
توزیع لس (Loess distribution)
برخی از رسوبات به صورت بسیار وسیع وجود دارند و بسیاری به صورت کوچک تر گسترش یافته اند. رسوبات کلاسیک در چین، شمال و شمال غرب کشور وجود دارند. این " زمین زرد" که رودخانه زرد را رنگ می دهد و نقش عمده ای در توسعه تمدن چین بازی می کند- تنها یکی از تمدن های باستانی اس که ا دوران مدرن به طول انجامید-. رسوبات در لان جو به نظر می رسد بیش از 300 متر باشد و شاید بالای 400 متر ضخامت دارند. اگرچه به نظر می رسد لس به عنوان ماده مربوط به دوره کواترنر است پیشنهاداتی وجود دارد که رسوب لس در چین در دوره میوسن به عنوان مثال برای بیش از 20 میلیون سال در جریان بوده است.
سایر رسوبات بزرگ در مرکز آمریکای شمالی مربوط به دشت های بزرگ، گرد و غبار باول، در جنوب آمریکا، دشت ها و در اروپا هستند. رسوبات اروپا پیچیده هستند اما ممکن است به رسوبات مربوط به قطب شمال و رسوبات دانوب که مواد خود را از منابع کوهستانی به دست می آورند تقسیم شوند. از رسوبات کوچکتر آن در آفریقای شمالی و نیوزیلند بسیار جالب هستند. رسوبات در نزدیکی ساحل تونس و لیبی هستند که قطعاً بسیار شبیه لس هستند اما اندازه ذرات آن ها نسبتاً بزرگ است. صحرای آفریقا منبع عظیمی از گرد و غبار بادی است اما بسیاری از آن ها خیلی کوچک هستند که برای فواصل زیاد به صورت بسیار معلق جابجا می شوند. در نیوزیلند سپرده های لسی قابل توجهی در جزایر شمالی و جنوبی وجود دارند که در ارتباط با کوه ها هستند. نیوزیلند تنها کشوری است که رساله ای را به لس ملی اختصاص داده است و آن این است که امیدوار است که کشورهای بیشتری این راه را دنبال کنند. با فروپاشی اتحاد جماهیر شوروی و تجدید نظر در جغرافیا در مناطق حاشیه ای جدید، کشورهای غنی از لس به ویژه اوکراین و ازبکستان پدید آمدند. اوکراین پوشش بزرگی از لس و در بسیاری از نقاط خاک چرنوزیوم دارد و توسعه دادن لس مشروط به درجه بالای زمین های کشاورزی است. همچنین، در کیو شگفت انگیز ترین ساختمان لسی Pecherskaya Lavra، غار های صومعه که در آن راهبان به کاوش های باستان شناسی لسی می پردازند و یک مجتمع زیر زمینی در لس (Dnepr) وجود دارد.
در بخش شرقی ازبکستان، در نزدیکی کوههای تین شان، نهشته های لسی زیادی وجود دارد. شهر پایتختی تاشکند در لس ساخته شده است و تا حد زیادی توسط زلزله سال 1966 ویران شد. زمین های لسی در برابر تکان های زلزله بسیار آسیب پذیر هستند.
چینه شناسی لس (Loess stratigraphy)
ایده اصلی در مورد چینه شناسی لس توسط جون هارد کاستل در تیمارو نیوزیلند در سال 1890 ابداع شد؛ این بود که نهشته های لسی نشان دهنده خوبی از وضعیت آب و هوایی گذشته هستند. لس به عنوان یک " ثابت کننده آب و هوایی" عمل می کند. در ابتدای قرن بیستم، مشکلات تغییرات آب و هوایی بسیار هیجان انگیز بود و علاقه و ازدحام بسیاری در زمینه فعالیت های تحقیقاتی بزرگ به چینه شناسی لس اختصاص داده شد.
دیدگاه هارد کاستل نادیده گرفته شد؛ همانند مندل و ژنتیک، فرهنگ علمی برای آن ها آماده نبود. آنها یک مشکل را که تا به حال هیچ ساختار و هیچ چارچوب و هیچ نقطه مرجعی نداشت را نشان یابی کردند. به نظر می رسد که دوباره ایده های چینه شناسی با ظهور سورگل در آلمان در سال 1919 و به آرامی در اروپا گسترش یافت. " ابراز پیروزی از اکتشاف" زمانی در کنگره INQUA در سال 1961 در لهستان د آمد وقتی که لیو تانگ – شنگ کاری از محققان چینی ارائه داد که مجموعه ای از پالئو سول ها را در لس Luochuan نشان داد. ضخامت این بخش از لس نشان دهنده تناوب لایه های لس و پالئوسول است. پالئوسول ها دوره گرم و لایه های لس، دوره سرد را نشان می دهند- به عنوان یک شاخص آب و هوایی که هارد کاستل پیشنهاد کرده بود. داده های Luochuan بسیاری از نوسانات آب و هوایی دوره کواترنر را اظهار داشته و و برای ادامه تحقیقات پایه گذاری کرد. این یک گام بزرگ بعد از چهار رویداد ساده کواترنری بود که از مشاهدات آلپ به دست آمده است.
ژئومورفولوژی کاربردی(Applied geomorphology)
چشم انداز پوشیده از لس، ورود به زمینی که مهندسان در آن به کار می پردازند. مهمترین و گران قیمت ترین مشکلات مهندسی زمین های لسی، تثبیت آب و فروپاشی ساختار خاک است که ناشی از رسوبگذاری و رطوبت است که منجر به فرونشست ساختاری می شود. این یک مشکل کلاسیک در اتحاد جماهیر شوروی بود و در حال حاضر در کشورهای اتحاد جماهیر شوروی مانند اوکراین و ازبکستان رخ می دهد. ساختمان کانال های آبیاری در لس در ازبکستان در طول یکی از برنامه های پنج ساله اولیه در مورد مشکلات زیاد فرونشست به مقامات شوروی هشدار داده بود. این بیشترین مشکل در هر نقطه از جماهیر شوروی بود. بنابراین بسیاری از متون و ادبیات در روسیه نشستند و مطابق با نیازهای محلی به چگونگی و رویکرد تشکیل لس تمایل نشان دادند.
مشکل فرسایش خاک( فرونشست در داخل) در حوزه ژئومورفولوژی کاربردی است. زیرا خاک لس طبیعی سیلی، برای فرسایش بادی و آبی بسیار مهیا است. رویدادهای فرسایش بادی کلاسیک(به عنوان مثال گرد و غبار باول) به وزش و دور کردن مواد خاک لس تمایل دارد و مشکلات عمده فرسایش آب اغلب لس متصل به ویژه از دست دادن مواد خاک در شمال چین است. این فرسایش خاکی است که باعث زرد شدن رودخانه زرد می شود. در شمال غرب چین که لس بیشتر در کوهستان ها گسترش یافتند مشکل قابل توجه زمین لغزش وجود دارد. در سال 1920 زلزله بزرگی باعث از دست دادن تعداد زیادی شد که به علت سقوط گسترده تونل لسی بود که بخش زیادی از جمعیت در ان قرار داشتند.
References
Derbyshire, E., Meng, X.M. and Dijkstra T.A. (eds) (2000) Landslides in the Thick Loess Terrain of North-West China, Chichester: Wiley.
Kriger, N.I. (1965) Loess, Its Characteristics and Relation to the Geographical Environment, Moscow: Nauka (in Russian).
——(1986) Loess: Formation of Collapsible Properties, Moscow: Nauka (in Russian).
Pecsi, M. (1990) Loess is not just the accumulation of dust, Quaternary International 7/8, 1–21.
Pye, K. (1987) Aeolian Dust and Dust Deposits, London: Academic Press.
Rozycki, S.Z. (1991) Loess and Loess-like Deposits, Wroclaw: Ossolineum.
Scheidig, A. (1934) Der Loss und seine geotechnischen Eigenschaften, Dresden and Leipzig: Steinkopf.
Smalley, I.J. (ed.) (1975) Loess: Lithology and Genesis, Stroudsburg, PA: Dowden, Hutchinson and Ross.
——(1980) Loess – A Partial Bibliography, Norwich: Geobooks (Elsevier).
Smalley, I.J. and Davin, J.E. (1980) The First Hundred Years: A Historical Bibliography of New Zealand loess 1878–1978, New Zealand Soil Bureau
Bibliographical Report 28.
Trofimov, V.T. (ed.) (2001) Loess Mantle of the Earth and its Properties, Moscow: Moscow University Press (in Russian).
Further reading
Loess Letter ISSN 0110-7658; published twice a year by the International :union: for Quaternary Research. Collapsing Soils Communique ISSN 1473-0936; published by the Collapsing Soils Commission of the International Association of Engineering Geology and the Environment. Loess Inform ISSN 0238-065X; published by the Hungarian Academy of Sciences; see in particular issue 2 for 1993 for general discussion.
Pecsi, M. (1968) Loess, in Encyclopedia of Geomorphology, 674–678, New York: Reinhold Book Corporation.
Pecsi, M. and Richter, G. (1996) Loss: Herkunft- Gliederung-Landschaften, Zeitschrift fur Geomorphologie, Supplementband 98.
SEE ALSO: aeolian geomorphology; palaeoclimate; wind erosion of soil
IAN SMALLEY (مترجم: حمید عمونیا)
LOG SPIRAL BEACH - سواحل ورودی حلزونی
شرایط متعددی برای طرح شکل سواحل نامتقارن و خلیج ها وجود دارد، از جمله، ورودی حلزونی، نیمه قلب، دندان موشی(کنگره دار ریز)، قلابی شکل و مشبک و زنبوری. سواحل بین پرتگاه ها عبارتند از منحنی، نزدیک به دایره، بخش بادپناه پرتگاه که ممکن است در برخی از مناطق وجود نداشته باشد، بخش مارپیچی لگاریتمی و نزدیک به خط دسترسی منحنی مماس به سرازیری پرتگاه است. یاسو(1982) پیشنهاد کرد که طرح انحنا توسط قانون مارپیچی لگاریتمی با فاصله از مرکز کهکشان مارپیچی(r) به سمت ساحل با افزایش زاویه ϴ با توجه به رابطه زیر توصیف شود:
که در آن ϴ زاویه چرخش، یا زاویه مارپیچ است که سختی مارپیچ را تعیین می کند و α ثابت لگاریتمی مارپیچی است که زاویه بین شعاع یک بردار و مماس بر منحنی در آن نقطه می باشد. این برای یک داده ورودی سیستم حلزونی ثابت است. ممکن است تغییرات سیستماتیک در رسوبات ساحل و مورفولوژی در طول ورودی های سواحل مارپیچی وجود داشته باشد که مربوط به تغییرات ارتفاع موج و انرژی است. سواحل کالیفرنیا ریز دانه و به تدریج در بخش پناه ورودی های مارپیچی خلیج هستند، اما آنها در جنوب شرقی استرالیا تمایل دارند که شیبدار یا انعکاسی باشند، در حالی که بخش های در معرض تورم و امواج غالب، آرام و یا پراکنده و اتلاف هستند. بخش پناه از شن و ماسه مخلوط شده و خلیج آواری دانه درشت در آلاسکا به طور کلی موج کم، اندازه دانه کوچک، رسوب نسبتاً خوب طبقه بندی می شوند. دامنه های رو به دریا شیبدار و دامنه های رو به ساحل فرسایشی هستند. بخش مرکزی، انرژی موج، اندازه دانه ها بزرگ، مرتب سازی ناچیز، دامنه با شیب متوسط رو به دریا و سواحل انتقالی بین فرسایش و رسوب را دارد. انتهای مماس خلیج شبیه انتهای سایه است: با این تفاوت که سواحل رو به دریا خط ساحلی شیبدار رسوبی است( فینکلستین1982).
شکل 104: ساحل حلزونی و قانون لگاریتمی حلزونی یاسو (Yasso’s (1982) logarithmic spiral law).
کاهش پیشرونده در انحنای ساحل پایین رانش پرتگاه معمولاً به نظر می رسد که بیشتر در معرض فعالیت امواج قرار می گیرد، اگرچه انرژی موج تنها یکی از عواملی است که باید در نظر گرفته شود. سواحل سعی می کنند که به شرایط متعادل معین توسط شکست ساحلی و انکسار آن نرخ انتقال رسوب در طول ساحل و روابط بین شیب ساحل، موج انرژی و اندازه دانه برسند. ورودی های سواحل مارپیچی به وسیله امواج مورب تشکیل شده اند و به طور کلی به نظر می رسد که در طبیعت پایدار تر باشند. آنها در تعادل ایستا هستند وقتی که بخش ساحل پایین افتاده به موازات قله موج مماس باشند و به عنوان امواج پراکنده به طور هم زمان وارد خلیج می شوند و طول کل حاشیه را می شکنند. در کرانه ساحلی هیچ رانش ساحلی وجود ندارد و شکل طرح، شیب محلی ساحل و توزیع اندازه رسوبات در طول زمان ثابت هستند.
References
Finkelstein, K. (1982) Morphological variations and sediment transport in crenulate-bay beaches, Kodiak Island, Alaska, Marine Geology 47, 261–281.
Yasso, W.E. (1982) Headland bay beach, in M.L. Schwartz (ed.) The Encyclopedia of Beaches and Coastal Environments, 460–461, Stroudsburg, PA: Hutchinson Ross.
Further reading
Trenhaile, A.S. (1997) Coastal Dynamics and Landforms, Oxford: Oxford University Press.
(مترجم: حمید عمونیا)
LONG PROFILE, RIVER - نیمرخ طولی رودخانه
یک نمایش نمودار، رابطه بین ارتفاع(H) و فاصله(L) را در طول رودخانه بیان می کند به وسیله:
H= f(L)
هر یک از سه تابع نمایی، لگاریتمی و قدرتی می تواند یک پروفیل جریان و سطح صاف، منحنی مقعر رو به بالا را به صورت منطقی و مناسب ارائه کند. بیشتر پروفیل های طولانی تمایل به مقعر شدن دارند ولی آنها همیشه صاف نیستند. شیب کانال محلی(آبشار و خرت) می تواند نتیجه ای مانند مقاومت سنگ بستر، معرفی بارهای درشت تر و بزرگ تر، فعالیت های زمین ساختی (ریکوالم2003) و تغییرات سطح اساس (نیکتون1998) در ارتباط با دوباره جوان سازی شوند. پروفیل های طولی دره های یخچالی اغلب به وسیله برجستگی های پلکانی و گودشدگی های بیش از حد و به وسیله شاخه های فرعی مطلق مشخص می شوند(مک گریجور2000).
برخی از رودخانه ها پروفیل طولی محدب دارند و این ممکن است یک مشخصه حاشیه منفعل گنبدی قاره ها و یا کاهش تخلیه پایین دست رود باشد. همان طوری که در رودخانه های مناطق خشک می توان یافت(به عنوان مثال در نامیب).
افراط و یا بیش از حد مقعر بودن رودخانه ها در رودخانه هایی که سرعت کمتر دارند رخ می دهد که اخیراً به عنوان مثال توسط رسوب دهانه رودخانه ها و یا آنچه تحت تأثیر یخبندان، انحراف و آنچه که پس آیند طول خودشان است پر می شوند(ویلر1979). در مقیاس محلی پروفیل طولی رودخانه ممکن است به وسیله استخر و خمیدگی های توپوگرافی و توسعه بستر تپه های شنی نشانه گذاری شوند.
رابطه معکوس بین شیب کانال و تخلیه توسط گیلبرت(1877) به رسمیت شناخته شد. برای توضیح تقعر، از جریانات شاخه های داخلی که باعث افزایش تخلیه در پایین دست می شود و جریانها را قادر به انتقال تدریجی بار رسوب در دامنه های پایین تر می سازد. هنگامی که تخلیه در پایین دست به سرعت افزایش یابد با افزایش سهم منطقه، تقعر پروفیل بزرگ تر می شود(ویلر1979). به علاوه دهانه بار رسوب نیز به شیب جریان مرتبط است. با این حال، در حالی که تخلیه به وضوح مستقل از کنترل شیب جریان است، علت در رابطه اندازه شیب- رسوب کمتر آشکار است، زیرا بازخورد پیچیده ای بن اندازه رسوب و شیب وجود دارد.
References
Gilbert, G.K. (1877) Report on the Geology of the Henry Mountains, Washington, DC: United States Geological and Geographical Survey.
Knighton, D. (1998) Fluvial Forms and Processes, A New Perspective, 2nd edition, London: Arnold.
MacGregor, K.R., Anderson, R.S., Anderson, S.P. and Waddington, E.D. (2000) Numerical simulations of glacial-valley longitudinal profile evolution, Geology 28, 1,031–1,034.
Richards, K.S. (1982) Rivers. Form and Process in Alluvial Channels, London: Methuen. Riquelme, R., Martinod, J., Herail, G., Darrozes, J. and
Charrier, R. (2003) A geomorphological approach to determining the Neogene to recent tectonic deformation in the coastal cordillera of Northern Chile (Atacama), Tectonophysics 361, 55–275.
Wheeler, D.A. (1979) The overall shape of longitudinal profiles of streams, in A.F. Pitty (ed.) Geographical Approaches to Fluvial Processes, 241–260, Norwich: GeoAbstracts.
A.S. GOUDIE (مترجم: حمید عمونیا)
LONGSHORE (LITTORA L) DRIFT- رانش طولی ساحلی (رانش جانبی)
انتقال رسوبات ساحلی، جابجایی شبکه رسوب به موازات نوارساحلی است. چنین نقل و انتقالی در حد زیادی در نتیجه برخورد امواج (به خصوص شکستن امواج) و برخورد موج، ساحل موازی، جریان غالب شبه ثابت ساحلی، یعنی در منطقه گشت و گذار وجود دارد. نقطه اوج ثانویه نیز در منطقه زمین لیز و گل آلود(جریان آب) وجود دارد. در اینجا انرژی موج سرانجام در جریان معکوس هجوم موج (جریان یافتن در یک زاویه در ساحل در زیر رویکرد مایل موج) و شستشو( جریان طبیعی به خط ساحلی تحت نیروی گرایش) از بین می رود. این حرکت آب و رسوب در امتداد ساحل را به شکل زیگ زاگ افزایش می دهد. در هر دو مورد انحراف از زاویه رویکرد موج به نرخ های حمل و نقل زیاد و با اهمیت است. حجم یا جرم رسوب حمل شده توسط جریان های ساحلی و جریان آب، راندگی ساحلی نامیده می شود. رسوب ممکن است به عنوان بار بستر، در تماس با بستر، و یا بار معلق حرکت می کند. در نظریه، ذرات معلق به وسیله تلاطم و تنش موجود در سیالات پشتیبانی می شوند در حالی که ذرات بار بستر توسط نیروهای مؤثر بین دانه ای پشتیبانی می شوند(باگنولد1963). در مورد اهمیت نسبی آنها بحث وجود دارد. برای مثال کومار(1998) نشان داد که بار بستر بیش از 75% از کل نقل و انتقالات را شامل می شود، در حالی که استنبرگ و همکاران(1989) در منطقه خیزاب کنار دریا نشان دادند که در آن مکانیزم کشش امواج از پیش برجسته تر است، بار معلق می تواند تقریباً تمام حمل و نقل کرانه دریا را به خود اختصاص می دهد. بین این دو تمایز است، هرچند، کاملاً جنبه نظری دارد؛ میانگین زمان غلظت توده ذرات به دور از بستر ثابت، به سرعت کاهش می یابد بدون اینکه شکست قابل توجهی داشته باشند، به عنوان دو مکانیزم پشتیبانی ادغام می شوند. به علاوه، منشأ موج، انعکاس حرکت نوسانی نیروی کششی اصلی هستند، هر دو، بار معلق و بار بستر، رفتاری شدیداً اتفاقی را نشان می دهند. در منطقه جریان آب، جریان های باریک نقش نسبی بار بستر و بار معلق و حتی مشکل تر برای تعریف را ایفا می کنند. جهت های متغیری از موج در نتیجه برخورد موج معکوس، به وسیله هر دو جریان ساحلی و جریان آب انتقال می یابند. بنابراین، رسوب ناخالص ساحلی ممکن است به مقدار زیادی انتقال یابند در حالی که انتقال مواد خالص ممکن است به طور قابل توجهی کمتر باشد. با این حال نرخ حمل و نقل تا چندین میلیون مشترک است و این حمل و نقل به طور گسترده توسط اقیانوس شناسان ساحلی و ژئومورفولوژیست ها و مهندسین در رابطه با اشکال ساحلی و مکانیک تشکیل لجن در بندر و لایروبی، تأثیر groynesتحت عنوان حفاظت از ساحل و غیره مطالعه شده است.
نرخ انتقال رسوب ساحل (Longshore sediment transport rates)
حمل و نقل ساحلی اساساً به وسیله فشار تابشی یا سیل حرکت موج هدایت می شود(هیگینس و استوارت 1964)، که خود جریان های شبه ثابت ساحلی را ایجاد می کنند، اگرچه تعامل پیچیده میان امواج، جریان ها و رسوبات از درک و فهم به دور است. انتقال در درون لایه مرزی ترکیب شده موج جریان اتفاق می افتد. لایه مرزی موج نسبت به جریان باریک تر است، در نتیجه تنش ایجاد شده توسط امواج به میزان قابل توجهی بزرگ تر است. با این حال، در وهله نخست، امواج کاملاً نوسانی هستند و در نتیجه نمی تواند مل و نقل را به طور قابل توجهی القا کنند. فرض بر این بود که کشش امواج( شروع حرکت) و جریان های افقی رسوب، به رایج ترین فرمول برای انتقال رسوب ساحلی منجر شد(بگنولد1963).
مدل های انتقال رسوبات ساحلی (Longshore transport models)
مدل های انرژی: اینمن و باگنولد(1963)، نرخ حمل و نقل ساحلی را به عنوان یک تابع ساده از مؤلفه های رویداد شار انرژی موج در خط ساحلی تعریف کردند:
که در آن(I) نرخ نقل و انتقال وزن غوطه ور شده که عدد ثابت(6/0) است، (Q) نرخ نقل و انتقال خط ساحلی و (F) تراکم توده جامد و مایع است، (K) ضریب بعد تناسب، (E) چگالی انرژی موج خاص، (C) تندی موج یا سرعت و (N) نسبت سرعت گروه موج به سرعت موج در فاز، (α) زاویه شکست موج و اندیس (b) اشاره به شرایط در نقطه شکست موج دارد. ثابت (k) که در اصل به عنوان یک بازده پیشنهاد شد( 77/0 زمانی که ریشه دوم میانگین مربعات ارتفاع موج در محاسبه انرژی استفاده می شود؛کومار1971)، بعد از آن منبع قابل بحث با هم بوده است. این عامل تناسب اغلب به نظر می رسد که وابسته به اندازه دانه، شیب موج، پارامترهای مشابه خیزاب(دریاکنار) یا شمارهIrribarren، شیب بستر و غیره باشد. ثابت (k) در اصل به طور کامل برای استفاده در حمل و نقل توسعه یافته در مفهوم آنی و لحظه ای صور شده است. تعدادی از نویسندگان از رابطه زمان متوسط برای پیش بینی پتانسیل نرخ زمان متوسط در حمل و نقل و در نتیجه یک مدل برای پتانسیل طولانی مدت برای فرسایش و رسوب استفاده کرده اند(نگاه کنید به امسی گیلورای و گرینوود1980). کومار(1998) یک بررسی گسترده از مدل انرژی را به ما می دهد.
بایلارد(1982) و به دنبال آن باگنولد(1966) و بوون(1980) مدل پایه را گسترش داده و نشان دادند که کل نرخ حمل و نقل خط ساحلی به جریان پایدار و تعدادی از زمان های که منظم و بالاتر از میدان سرعت بستگی دارد:
که درآن ضریب کششی(درگ) است، اندازه سرعت نوسانی، Ф زاویه اصطکاک داخلی، α زاویه برخورد موج، بازده بار بستر، حالت تعلیق در بازده بار، w سرعت ریزش رسوبات و جریان نسبتاً ثابت و تعریف می شوند به عنوان:
و سرعت های بالا و تعریف می شوند به عنوان:
و انتگرال و حاوی اندازه زمان متوسط از ترکیب سرعت و هر یک از زمان های بالاتر در ارتباط است و تعریف می شود به عنوان:
که در آن (T) دوره موج است که ϴ در حال حاضر یک زاویه ثابت و ơ فرکانس موج است.
مدل تنش کاربردی از مفهوم(تنش بیش از حد) برای حمل و نقل در طول ساحل استفاده شده یعنی تنش بیش از حد برای شروع حرکت رسوبات استفاده می شود. مدل های روابط دقیق فیزیکی توأم با اصطلاحات نیمه تجربی برای توصیف روند حمل و نقل استفاده شده اند. مدل معمولی مؤلفه حمل و نقل ساحلی از گرانت و ماتسن(1979) است:
که در آن t زمان، w سرعت متوسط ریزش رسوب، D قطر رسوب، P چگالی سیال، ضریب زبری، u و v ساحل افقی مقابل و سرعت سیال ساحلی، s وزن مخصوص و g عدد ثابت گرانش است.
در بسیاری از مدل ها از اندازه گیری قطر شن و ماسه و اندازه مواد استفاده می شود اما حمل و نقل به طور واضح اغلب مواد دانه درشت را در بر می گیرد ون ولن و همکاران(2000)، معادلات حمل و نقل ساحلی برای سواحل با مواد درشت دانه را مورد بررسی قرار داده اند.
مفهوم ژئومورفولوژی (Geomorphological significance)
رانش ساحلی بخش مهمی از بیلان رسوب است که از توده بر اساس اصول اعمال شده به منطقه ساحلی حفاظت می کند. یک مفهوم عمده در ژئومورفولوژی ساحلی این است که از سلول ساحلی متشکل از یک منطقه عرضه رسوب( ممکن است رودخانه و یا فرسایش ساحلی باشد)، یک منطقه از فرسایش(رسوب خالص از دست رفته)، یک منطقه از حمل و نقل ساحلی و یک منطقه از رشد پیوسته(سود خالص رسوب) می باشد. مفهوم عالی بازنگری از کارتر(1998)، در دسترس است. نرخ انتقال رسوب ساحل را می توان در جنبه های عمده مدل فرسایش ساحلی یا رشد پیوسته استفاده کرد.
چندین اشکال خاص ژئومورفولوژیکی منشأ خود را مدیون انتقال رسوب ساحلی هستند. به عنوان مثال تومبولو یک نوار رسوبی انباشته شده در بین جزیره دریایی در خط ساحلی اصلی است که در نتیجه شکست امواج در اطراف جزیره تشکیل شده است. انکسار، امواجی را تولید می کند که از جهت های مخالف به قسمت های بادپناه جزیره نزدیک می شوند و جریانات و نقل و انتقالات ساحلی را وادار می کنن که از دو جهت همگرا شوند. اسپیت های ماسه ای دیدنی ممکن است در نتیجه رانش ساحلی و در یک ساحل مقعر و یا در سراسر یک خلیج رسوبگذاری شوند و یا ممکن است برای چندین کیلومتر گسترش یابند. انکسار امواج در اطراف و انتهای رانش پایین افتاده، اغلب اسپیت های برگشته و یا قلاب شده را به وجود می آورند.
References
Bagnold, R.A. (1963) Mechanics of Marine Sedimentation, in M.L. Hill (ed.) The Sea: Ideas and Observations, Vol. 3, 507–528, New York: Wiley
Interscience.
——(1966) An approach to the sediment transport problem from general physics, United States Geological Survey Professional Paper 422-I.
Bailard, J.A. (1981) An energetics model for a plane sloping beach, Journal of Geophysical Research 86, 10,938–10,954.
Bowen, A.J. (1969) The generation of longshore currents on a plane beach, Journal of Marine Research 27, 206–214.
——(1980) Simple models of nearshore sedimentation: beach profiles and longshore bars, in S.B. McCann (ed.) The Coastline of Canada, 1–11, Ottawa: Geological Survey of Canada.
Carter, R.W.G. (1988) Coastal Environments. An Introduction to the Physical, Ecological and Cultural Systems of Coastlines, London: Academic Press.
Grant, W.D. and Madsen, O.S. (1979) Combined wave current interaction with a rough bottom, Journal of Geophysical Research 84, 1,797–1,808.
Greenwood, B. and McGillivray, D.G. (1980) Modelling the impact of large structures upon littoral transport in the Central Toronto waterfront, Lake
Ontario, Canada, Zeitschrift fur Geomorphologie Supplementband 34, 97–110.
Inman, D.L. and Bagnold, R.A. (1963) Littoral processes, in M.L. Hill (ed.) The Sea: Ideas and Observations, Vol. 3, 529–543, New York: Wiley
Interscience.
Komar, P.D. (1971) The mechanics of sand transport on beaches, Journal of Geophysical Research 76, 713–721.
——(1998) Beach Processes and Sedimentation, Upper Saddle River, NJ: Prentice Hall.
Longuet-Higgins, M.S. and Stewart, R.W. (1964) Radiation stresses in water waves: a physical discussion ith applications, Deep Sea Research 11,
529–562.
Sternberg, R.W., Shi, N.C. and Downing, J.P. (1989) Suspended sediment measurements, in R.J. Seymour (ed.) Nearshore Sediment Transport, 231–257, New York: Plenum.
Van Wellen, E., Chadwick, A.J. and Mason, T. (2000) A review and assessment of longshore transport equations for coarse-grained beaches, Coastal Engineering 40, 243–275.
Further reading
Bayram, A., Larson, M., Miller, H.C. and Kraus, N.C. (2001) Cross-shore distribution of longshore sediment transport: comparison between redictive formulas and field measurements, Coastal Engineering 44, 79–99.
Komar, P.D. and Inman, D.L. (1970) Longshore sand transport on beaches, Journal of Geophysical Research 75, 5,914–5,927.
Longuet-Higgins, M.S. (1970a) Longshore currents generated by obliquely incident waves, 1, Journal of Geophysical Research 75, 6,778–6,789.
——(1970b) Longshore currents generated by obliquely incident waves, 2, Journal of Geophysical Research 75, 6,790–6,801.
——(1972) Recent progress in the study of longshore currents, in R.E. Meyer (ed.) Waves on Beaches and Resulting Sediment Transport, New York: Academic Press.
Van Rijn, L.C. (1998) Principles of Coastal Morphology, Amsterdam: Aqua Publications.
BRIAN GREENWOOD (مترجم: حمید عمونیا)
LUNETTE - لونیت
انباشتگی های متقاطع و به طور کلی متحدالمرکز بادی هستند( bovrrelets برخی از همکاران فرانسه) که بر روی پان های حاشیه ای در جهت مسیر باد رخ می دهد. هر چند آن ها پیش از این توصیف شده اند، به عنوان مثال در استرالیا توسط هیلز(1940) نامگذاری شدند. اگرچه اساس ریشه شناسی آن ها نامشخص است ولی آنها تمایل دارند در مناطقی که سطح بارش روزانه بین 100 تا 700 میلی متر است به وجود آیند، اما وضعیت چینه شناسی به تنهای می تواند نشانه خوبی از تغییرات آب و هوایی و شرایط هیدرولوژیکی گذشته باشد. بعضی از حوضه ها ممکن است دو و یا بیشتر لیونت در جهت رو به باد خود داشته باشند و این اندازه دانه و ویژگی های مختلف کانی شناسی را ممکن می سازد. لیونت ها ممکن است چندین کیلومتر طول داشته باشند و در شرایط استثنایی ممکن است ارتفاع آن ها به بیش از 60 متر برسد.
توصیف منطقه ای خوبی از لیونت ها برای دشت های مرتفع ایالات متحده توسط هالیدی(1997)، برای تونس توسط پرتوییسوت و جایوزین(1975)، برای کالاهاری توسط لنکسر(1978) و برای دشت های آرژانتین توسط دنگیوس(1979) ارائه شد. موادی که لیونت ها را شکیل می دهند می توانند از مواد ی به اندازه خاک رس( که در مورد خاک رس تپه های شنی(بولر1973) می تواند 30 ا 70 درصد مجموع را تشکیل دهد) تا موادی به اندازه ماسه باشند. به طور مساوی برخی از لیونت ها غنی از کربنات(گودی و توماس1986) هستند در حالی که بقیه تقریباً کوارتز خالص هستند. لیونت ها نیز ممکن است از لحاظ کمی شامل مقادیر قابل ملاحظه ای از مواد معدنی تبخیری به دست آمده از حوضه های سمت بادگیری خود باشند.
زمینه های مختلفی برای توضیح ساختار لیونت ها در جلوی ما قرار داده شده است. هیلز(1939) معتقد بود که لیونت ها وقتی که پان ها حاوی آب بودند ساخته شدند و آنها از گرد و غبار موجود در جو که توسط قطرات اسپریی از بدنه آب به دست آمده اند تشکیل شده اند. استفان و کوکر(1946) اشاره کردند که آن دسته از لیونت هایی که غالباً سیلتی نبودند نمی توان به حساب بیایند. آنها همچنین پیشنهاد کردند که بسیاری از لیونت ها از دانه های منتقل شده از کف پان ها ساخته شده اند. کمبل(1968) بر این باور بود که این فرضیه های خالی در واقع می تواند برای بسیاری از ویژگی های لیونت ها به حساب بیاید. همان طور که او اظهار کرد(ص.104) شباهت نزدیکی بین ترکیب لیونت ها و بستر دریاچه نشان داد که این دو بر اساس دلیل به هم مرتبط هستند، یعنی مواد موجود در لیونت ها از بستر دریاچه به دست آمده بود. با این حال، او همچنین تصدیق کرد که برخی از مواد می توانند از موج مشق سواحل و غیره ایجاد شوند و بنابراین می تواند مشابه تپه های ماسه ای ساحلی باشند.
این یک دیدگاه بود که توسط بولر(1973) گسترش یافته بود که رخساره های شنی را در ارتباط با منشأ ساحلی نشان داد(در زمانی که آب نسبتاً بالا باشد) درحالی که رخساره خاک رس غنی که ممکن است شامل مقادیر زیادی از دانه های تبخیری که در طول دوره های خشک شکل گرفته باشند زمانی که کف دریاچه های خشک فروکش کرده بود امکانپذیر است. لیونت ها بنابراین می توانند شواهدی برای درک تغییرات گذشته ارائه دهند(پیج و همکاران1994).
References
Bowler, R.M. (1973) Clay dunes: their occurrence, formulation and environmental significance, Earth-Science Reviews 9, 315–338.
Campbell, E.M. (1968) Lunettes in South Australia, Transactions of the Royal Society of South Australia 92, 83–109.
Dangavs, N.V. (1979) Presence de dunes de argilla fosiles en La Pampa Deprimada, Revista Association Geologica Argentina 34, 31–35.
Goudie, A.S. and Thomas, D.S.G. (1986) Lunette dunes in Southern Africa, Journal of Arid Environments 10, 1–12.
Hills, E.S. (1939) The physiography of north-western Victoria, Proceedings of the Royal Society of Victoria 51, 297–323.
Hills, E.S. (1940) The lunette: a new landform of Aeolian origin, Australian Geographer 3, 1–7.
Holliday, V.T. (1997) Origin and evolution of lunettes on the High Plains of Texas and New Mexico, Quaternary Research 47, 54–69.
Lancaster, I.N. (1978) The pans of the Southern Kalahari, Botswana, Geographical Journal 144, 80–98.
Page, K., Dare-Edwards, A., Nanson, G. and Price, D. (1994) Late Quaternary evolution of Lake Urana, New South Wales, Australia, Journal of Quaternary Science 9, 47–57.
Perthuisot, J.P. and Jauzein, A. (1975) Sebkhas et dune d’argile: l’enclave endoreique de Pont du Fahs, Tunisie, Revue de Geographie Physique et de
Geologie Dynamique 17, 295–306.
Stephens, C.G. and Crocker, R.L. (1946) Composition and genesis of lunettes, Transactions of the Royal Society of South Australia 70, 302–312.
A.S. GOUDIE (مترجم: حمید عمونیا)
[1] catastrophic liquefaction
|
|
|
|
|
|
