 |
از Wadi تا Wind |
 |
|
| | تاریخ ارسال: 1396/8/16 | |
|
W
WADI- مسیل
مسیل به درههای رودخانهای در مناطق خشک گفته می شود. برخی از مسیلها عوارض باقیماندهای هستند که در دورههای بارانی قبلی در نتیجه افزایش جریان سطحی و یا به دلیل نقبزدن یا زیرکنی آبهای زیرزمینی ایجاد شدهاند (see DRY VALLEY). این عوارض ناحیه مگاکای[1] کالاهاری مرکزی را که امروزه رواناب سطحی در آن ناچیز بوده یا کلاً وجود ندارد، احاطه کردهاند. در صحرای بزرگ آفریقا برخی از مسیلها سیستمهای عظیم زهکشهای دیرینه هستند که طول آنها به بیش از 1400 کیلومتر میرسد (پاچور و پترز، 2001). دیگر مسیلها عوارض کوچکتری هستند که برخی محققان آنها را به زیرکنی آبهای زیرزمینی نسبت میدهند (برای مثال، لئو و دیگران، 1997).
سایر مسیلهای بیابانی سیستمهای فعال پراکنده هستند. برای مثال در نگو که رواناب و بار رسوب میتواند بالا باشد این حالت وجود دارد. یکی از علتهای این امر ماهیت بارشهای منطقه است. شدت بارشها میتواند بالا باشد (شیک، 1988). در حوضه ناهل یل[2] شدت بارشهای بیش از mm hr-1 14 در یک دوره هفده ساله حدود نیمی از کل بارشها ( mm 223 از mm 449) را دربرمیگیرد. از این مقدار، 37 درصد با شدتهای بیش از mm hr-1 2 رخ میدهد. همانطور که رگبارهای رخ داده در جنوب اسرائیل و اردن در سال 1966 نشان داده است، بارشهای سیلآسا میتواند موجب سیلاب شدید در مسیلها شود (شیک، 1971).
کلیه بارشهای بیابانی در قالب رگبار شدید صورت نمیگیرد. یکی از عوامل اصلی شکلگیری رواناب ماهیت برخی از سطوح بیابانی است. برای مثال، در شرایط خشک و پوشش گیاهی محدود، خاکهای سیلتی همراه با نهشتههای لسی، با برخورد قطرههای باران سطح زمین به سرعت خاصیت سختشدگی پیدا کرده و از اینرو ظرفیت نفوذ کاهش مییابد. حتی در شیبهای ملایم خاکهای سیلتی رواناب قابل توجهی تولید میکنند (اوناری و دیگران، 1983). نوع دیگر سطوح تولید کننده رواناب ناشی از وجود پوستههای آلی است. این پوستهها حاوی سیانوباکتری هستند که بهویژه وقتی پس از مرطوب شدن به وسیله باران متورم (پف کرده) میشوند تا حدودی فضاهای خالی خاک را پر میکنند (ورچیا و دیگران، 1995). با این حال نوع مهم دیگر سطوح مستعد تولید رواناب صخرههای عریان است. دادهها نشان میدهد که سطح آستانهای بارش روزانه لازم برای تولید رواناب در نواحی صخرهای تنها mm 3-1 است. این در مقایسه با mm 5-3 برای خاکهای سنگلاخی دامنهای است و بیش از mm 10 برای خاکهای لسی بدون سنگ است. چون نواحی خشک بیشتر از نواحی نیمهخشک در معرض صخرههای عریان هستند وادیهای آنها میتواند رواناب و رسوب بیشتری تولید کند (ییر و انزل، 1987).
مطالعات تجربی حوضهها به مدت چند دهه نرخ بالای رسوب را نشان داده است. در این خصوص نکته حائز اهمیت میزان جابجایی بار بستر است که در ناهل یاتیر[3] و نواحی مجاور ثبت شده است. رید و دیگران (1998) نشان دادند که اگر چه آبراهههای وادی تنها به مدت حدود 2 درصد از زمان سال (7 روز) فعال بوده و تنها به مدت 03/0 درصد از زمان سال (3 ساعت در سال) جریان سیلابی دارند، جریان بار بستر بطور قابل ملاحظهای بالا است. در واقع ناهل یاتیر در جابجایی مواد درشت نسبت به همتایان دائمی [و نه فصلی] خود در مناطق مرطوب حدود 400 مرتبه فعالتر است (لارون و رید، 1993). توجیه این پدیده به اینصورت است که (رید و لارون، 1995) بستر بهوسیله مواد درشت حفاظت نمیشود (ن.ک به - FLUVIAL ARMOUR- سپر یا حفاظ رودخانهای). عدم پوشش گیاهی حوضههای بیابانی دبی رسوب فراوان در همه اندازهها را فراهم میآورد و همراه با رکود سریع هیدروگراف سیلهای برقآسا[4] و دورههای طولانی نبود جریان مانع تشکیل لایه محافظ میشود. بنابراین، همانطور که غالباً در آبراهههای دائمی این حالت وجود دارد نرخ جریان محدودیت دبی رسوب ندارد.
References
Evenari, M., Shanan, L. and Tadmor, N.H. (1983) The Negev: The Challenge of a Desert, 2nd edition, Cambridge, MA: Harvard University Press.
Laronne, J.B. and Reid, I. (1993) Very high rates of bedload sediment transport by ephemeral desert rivers, Nature 366, 148–150.
Luo, W., Arvidson, R.E., Sultan, M., Becker, R., Crombie, M.K., Sturchio, N. and El Affy, Z. (1997) Groundwater-sapping processes, Western Desert, Egypt, Geological Society of America Bulletin 109, 43–62.
Pachur, H.-J. and Peters, J. (2001) The position of the Murzuq Sand Sea in the palaeodrainage system of the Eastern Sahara, Palaeoecology of Africa 27, 259–290.
Reid, I. and Laronne, J.B. (1995) Bedload sediment transport in an ephemeral stream and a comparison with seasonal and perennial counterparts, Water Resources Research 31, 773–781.
Reid, I., Laronne, J.B. and Powell, D.M. (1998) Flashflood and bedload dynamics of desert gravel-bed streams, Hydrological Processes 12, 543–557.
Schick, A. (1971) A desert flood: physical characteristics; effects on man, geomorphic significance, human adaptation. A case study of the Southern Arava watershed, Jerusalem Studies in Geography 2, 91–155.
——(1988) Hydrological aspects of floods in extreme arid environments, in V.R. Baker, R.C. Kochel and P.C. Patton (eds) Flood Geomorphology, 189–203, New York: Wiley.
Verrecchia, E., Yair, A., Kidron, G.J. and Verrecchia, K.(1995) Physical properties of the psammophile cryptogamic crust and their consequences to the water regime of sandy soils, north-western Negev Desert, Israel, Journal of Arid Environments 29, 427–437.
Yair, A. and Enzel, Y. (1987) The relationship between annual rainfall and sediment yield in arid and semiarid areas. The case of the Negev, Catena Supplement 10, 121–135.
A.S. GOUDIE (مترجم: مریم رحمتی)
WATER-LAYER WEATHERING - هوازدگی لایه آب
هوازدگی لایه آب به معنای هوازدگی ژئوشیمیایی تشدیدی (شدت یافته) است که در پلتفرمهای ساحلی بلافاصله بالای سطح آب رخ میدهد. این نوع هوازدگی حاصل تعدادی فرآیند مرتبط است که مستلزم محیط اشباع نشده یا بطور متناوب مرطوب و خشک است. این فرآیندها شامل کنشهای ترکیبی مرطوب و خشک شدن شامل انبساط گرمایی برخی سنگها، کنش شیمیایی افشانه نمک، تبلور نمک و دفع محلول از طریق درزهای سنگ است. فرآیندهای دیگر فعال در همان محیط میتواند شامل موج و سایش صخرهها، فرآیندهای زیستشناختی از قبیل حفره کندن در سنگها و یخشکستگی باشد. با این وجود نقش اصلی امواج دفع واریزههای تولید شده بواسطه فرآیندهای هوازدگی است. برجستگیهای مثبت روی پلتفرم به مرور زمان تا [رسیدن به] سطح آب هوازده میشوند. زیر سطح آب (سطح اشباع) نبود خشک شدن و اکسیژن آزاد از فرآیندهای مذکور جلوگیری میکند.
نوع و گستره هر کدام از فرآیندها به عرض جغرافیایی/ آب و هوا، قرار گرفتن در معرض خورشید یا جهت جغرافیایی، دامنه جزر و مد و سطح انرژی امواج در پلتفرم بستگی دارد. در محیطهای گرم معتدل تا حارهای که خشک شدن شدت مییابد هوازدگی لایه آب به سرعت روی پلاتفرمهای قرار گرفته در معرض مرطوب شدن منظم به وسیله آب دریا یا افشانه آن پیشروی خواهد کرد و در سنگهای رسوبی سست و نفوذپذیر عمق فعالیت را افزایش داده و به دفع واریزهها کمک میکند.
Further reading
Stephenson, W.J. and Kirk, R.M. (2000) Development of shore platforms on Kaikoura Peninsula, SouthIsland, New Zealand. II: The role of subaerial weathering,Geomorphology 32, 43–45.
SEE ALSO: chemical weathering; shore platform; wetting
and drying weathering; weathering
ANDREW D. SHORT (مترجم: مریم رحمتی)
WATERFALL -آبشار
آبشار را میتوان از آبشیب[5]، آبشارک[6] یا سایر شیبهای تند نیمرخ رودخانه به وسیله سقوط آزاد آب در یک رخنمون بسیار پرشیب متمایز کرد. بلندترین آبشار به ارتفاع 986 متر موسوم به آبشار انگل در ونزوئلا قرار دارد، آبشار توگلا در آفریقای جنوبی با 948 متر ارتفاع جایگاه دوم را داشته و چندین آبشار 800 متری نیز در محدوده آبشارهای یوزمیت وجود دارد. آبشارهای کوچکتر مانند ویکتوریا (123 متر)، نیاگارا (62 متر)، ایگازو (70 متر) در رودخانه پارانا و آبشار خون در رود مکونگ (22 متر) به لحاظ آبدهی آنها قابل ملاحظه هستند.
آبشارهای زیادی به وسیله بالاآمدگی زمینساختی امتداد حاشیه قارهها یا بواسطه شکستگی ناشی از تکتونیک محلی در امتداد گسلها (ن.ک به گسل و پرتگاههای گسلی- FAULT SCARP FAULT AND) و یا پرتگاههای ریفتی (از جمله در ثینگولیر ایسلند) بوجود آمدهاند. همچنین جایی که نیمرخ رودخانه به وسیله فرسایش یخچالی کنارههای دره (از قبیل آبشارهای اسکایک در فیورد هاردانگر نروژ) شیب تند داشته یا جایی که رودخانه روی پرتگاههای دریایی جریان داشته باشد آبشار ایجاد میشود. برخی آبشارهای کوچک مانند آبشار سوها (25 متر) در اسلوونی اساساً عوارض ساختمانی حاصل از نهشته شدن خاکستر آتشفشانی در بستر رودخانه هستند. با این وجود بزرگ بودن آبشارها حاصل فرسایش افتراقی یا متفاوت سنگهای با مقاومت متفاوت است.
در این خصوص مثال رایج آبشار نیاگارا، احتمالاً به دلیل گزارش دقیق جی.کا. گیلبرت است. در این مورد یک پوشسنگ[7] دولومیتی به وسیله سستی لایه شیل زیر آن زیربری شده است. دیگر مثالهای بارز آبشارهای پوشسنگی عبارتند از گالفوس و دتیفوس در ایسلند، اگر چه در این موارد علت وجودی آبشار مقاومت متغیر بازالت و رسوبات و برشهای درن بازالتها میباشد. با این حال [مکانیسم پیدایش] همه آبشارها زیربری است. بسیاری از آبشارها عمودی هستند و برخی دیگر حالت مایل دارند. این نوع آبشارها عوارض موقت نیستند، چرا که جریان بواسطه یک مانع عمودی مقاوم بطور موقت معطل میشود. بسیاری از آبشارها تا حد زیادی پسروی انجام میدهند. اشکال قائم یا مایل در جنوب شرق استرالیا که آبشارها در سنگهای بلورین و رسوبی واقع میشوند، فراوان هستند که از جمله میتوان به آبشار دانگار و فیتزروی اشاره کرد.
پس از گزارش گیلبرت از آبشار نیاگارا، زیربری آبشارها تا حد زیادی به قدرت فرسایشی آب در حال چرخش به سمت دیواره عقبنشینی کرده نسبت داده شده است. با این وجود، در اغلب موارد این حالت رخ نمیدهد، زیرا بهویژه در طول دبی سیلابی، آب کاملاً دور از دیواره پایه [به اصطلاح] پرت میشود. اغلب قسمتهای زیربری کاملاً خشک هستند، به جز زمانی که افشانه آب به وسیله بادهای رو به بالای دره جابجا شود. افشانه آب میتواند هوازدگی سنگهای قسمت زیربری را تشدید کند، به ویژه اگر سنگها را دچار یخبندان و شکستی کند. در این خصوص نفوذ آب نیز حائز اهمیت است. مقاومت سنگها هنگام اشباع شدن تنها میتواند نصف حالت عادی باشد. علاوه بر این، افت ناگهانی ارتفاع در آبشارهای بزرگ میتواند فشار آب منفذی ناشی از نفوذ آب به داخل سنگ پایه آبشار را تا حد زیادی افزایش دهد. برای مثال، زیربری بزرگ آبشار بلمور در جنوب شرق استرالیا نه در پشت ستون آب و بلکه به سمت یکی از دیوارههایی رخ میدهد که خط اصلی نفوذ 60 متر پایینتر از دره فوقانی است.
آب جاری روی دیواره میتواند قطعههای محدود به درزهها را از صخرههای کنارهها جدا کند. در طول جریان سیلابی که سرعت جریان بالا است، فرسایش روی کنارهها نیز میتواند ناشی از فرآیندهایی مانند کاوش[8] باشد. اثر اصلی آب فروریزنده حفر یک چاله عمیق در پای آبشار است. این ادعا که آب فروریزنده قدرت فرسایشی چندانی نداشته و فرسایش عمدتاً حاصل اثر تختهسنگهای حمل شده است بارها تکرار شده ولی صحت ندارد. انرژی جنبشی آب عاری از واریزه جریان یافته از [خروجی] سدها میتواند منجر به فرسایش شدید در قسمت پای جریان شود. برای مثال، آب جاری از سد کاریبا روی رودخانه زامبزی تنها طی 4 سال یک حفره 50 متری ایجاد کرده است. عمق حداکثر یا محدود فرسایش با ارتفاع ستون آبشار و میزان دبی آب و همچنین مقاومت سنگ بستر چاله تغییر میکند. واریزههای حمل شده به وسیله آب یا حاصل از حفر چالهها در خروجی چاله یک سپر محافظ را شکل میدهد.
شرط اصلی برای شکلگیری آبشار این است که سنگ بریده شده به وسیله جریان مقاومت لازم برای تکیهگاه بودن در دیواره پرشیب را داشته باشد. از آنجا که فشار مرتبط با وزن سنگ در نزدیکی پایه دیواره پرشیب بیشتر از هر قسمت دیگر است، برش به وسیله جریان آبشاری حتی در یک سنگ اساساً همگن از قبیل گرانیت احتمالاً در قمست پایه متوقف شده و از اینرو پسروی روبه بالا شکل میگیرد. حتی جایی که سنگهای سست پیش روی آبشار زیربری کرده قرار میگیرند معمولاً کاملاً تازه هستند و بهوسیله شکستگی بیدوام در واکنش به فشار بالا تخریب میشوند. برای مثال، فشار در دیوارههای تنگ زیر آبشار نیاگارا موجب برآمدگی شیل زیرین و دولومیت و ایجاد عوارض قائم شده که رخنمون سنگی را کم مقاومت میکند.
نرخ پسروی آبشارها تا حد زیادی بستگی به میزان دبی آب و مقاومت سنگ بستر دارد. نرخ پسروی همچنین وابسته به شکل پلانیمتری میباشد و در مورد فشارهای افقی معمولاً طوری است که آبشار جاری در یک شکاف باریک نسبت به آبشار جاری در یک آمفیتئاتر گسترده ثبات کمتری دارد. نرخ پسروی از حدود 1 کیلومتر در هزار سال در نیاگارا و ویکتوریا تا حدود 2-1/0 متر در هزار سال در آبشارهای کوچک جنوب شرق استرالیا متغیر است.
References
Gilbert, G.K. (1896) Niagara Falls and their history, in National Geographic Society The Physiography of theUnited States, 203–236, New York: American Book.
Lee, C.F. (1978) Stress relief and cliff stability at a power station near Niagara Falls, Engineering Geology 12, 193–204.
Schwarzbach, M. (1967) Islandische Wasserfalle und eine genetische Systematik der Wasserfalle uberhaupt, Zeitschrift fur Geomorphologie 11, 377–417.
Weissel, J.K. and Seidl, M.A. (1998) Inland propagation of erosional escarpments and river profile evolution across the southeast Australian passive continental margin, in K.J. Tinkler and E.E. Wohl (eds) Rivers over Rock: Fluvial Processes in Bedrock Channels, 189–206, Washington: American Geophysical :union:.
Young, R.W. (1985) Waterfalls: form and process, Zeitschrift fur Geomorphologie Supplementband 55, 81–95.
CHRIS S. RENS (مترجم: مریم رحمتی)
WATERSHED –حوضه آبخیز
اصطلاح آبخیز در انگلیسی بریتانیایی برای تعیین حوضه زهکشی بکار میرود- مرز آبخیز (انگلیسی آمریکایی) یا خط تقسیم آبگیر (انگلیسی استرالیایی)- که تعیین کننده تقسیم آب یا یک خط، خطالرأس یا ستیغ یک زمین بلند جدا کننده جریان آب به دو جهت متفاوت جریان یافته در دو حوضه زهکشی یا آبگیر است. در انگلیسی آمریکایی و بر اساس تعاریف چند سازمان بینالمللی این اصطلاح تغییر یافته تا بر محدوده زهکشی شده یا آب وارد شده به آن محدوده، رودخانه، دریاچه یا سایر انواع پیکره آبی دلالت داشته باشد و اغلب بصورت مترادف با اصطلاح حوضه زهکشی[9] یا آبگیر[10] بکار میرود (بیتز و جکسون، 1980). یک آبخیز میتواند آب را از آبخیر مجاور تا نقطهای از قبیل خروجی یا چاهک[11] هدایت کند. مساحت کل آبخیز در تصویر افقی بالای نقطه اندازهگیری دبی (خروجی آبخیز) مساحت آبخیر، آبگیر یا حوضه میباشد. آبخیز را میتوان به چند آبخیز یا آبگیر فرعی (کوچک) تقسیم کرد که آب را از دامنههای مجاور در یک آبراهه جمع کرده یا آب را از چند آبراهه فرعی در محل تلاقی آنها به یک آبراهه اصلی با رده یا درجه بالاتر زهکشی میکنند (ن.ک به ردهبندی رودخانه- ORDERING STREAM).
یکی از منابع محلی آبخیز نفوذ یا جریان زیرزمینی از یک حوضه زهکشی به خروجی حوضه مجاور در اثنای سیلاب است. گاهی اوقات در یک محدوده کارستی رودخانه به یک آبراهه زیرزمینی یا چاهک و یا مستقیماً به دریا جریان خواهد یافت. همچنین وقتی یک پیکره آبی از قبیل جریان زیرزمینی یا نفوذ جریان، باتلاق یا دریاچه (دریاچه زهکشی) به آبخیز مجاور یا روی سطح زمین از قبیل انشعاب جریان در قالب دلتاها یا سیستمهای بریده بریده دخیل باشد، این حالت میتواند رخ دهد (ن.ک به الگوی زهکشی- DRAINAGE PATTERN). در این قبیل موارد تعیین محل دقیق مرز آبخیز سطحی و زیرسطحی دشوار است. بنابراین تعریف آبخیز در مناطق کوهستانی اینطور است که در امتداد خطالرأس بلندترین دامنه بصورت آبخیز معمولی در مقابل آبخیز غیرعادی با رفتار متفاوت جریان مییابد. محل مرز آبخیز و اندازه آن در طول زمان متغیر بوده و فضای آن بستگی دارد به جابجایی مرز آبخیز به علت سطح پیکره آبی (بلندتر بودن از خط تقسیم آب)، دما (ترموکارست)، رسوبگذاری (مخروط افکنه)، جابجایی یا شکستگیهای ایزوستازی بواسطه زمینلرزه یا حرکات تودهای که جهت جریان را بطور موقت یا دائمی تغییر میدهد (فیربریج، 1986).
آبخیز را میتوان بصورت سیستم محیطی پویا در نظر گرفت که از کارکرد برهمکنش فرآیندهای هیدرولوژیک و ژئومورفیک از قبیل بارش، تبخیر و تعرق، نفوذ، تولید رواناب، فرسایش، حمل و نقل و رسوبگذاری برخوردار است. آبخیزداری عبارت از مدیریت و کنترل منابع حوضه زهکشی برای کنترل و مدیریت کمّیت و کیفیت آب ناشی از این فرآیندها از جمله برای تأمین آب و کنترل فرسایش، جریان رودخانه و سیل است. آبخیزداران برای توصیف مشخصات حوضه آبخیز از قبیل مرز حوضه، شبکه زهکشی و آبخیزهای فرعی برای اهداف نوآوری و برنامهریزی از سیستم اطلاعات جغرافیایی (GIS) و مدل ارتفاعی رقومی (DEM) استفاده میکنند. آنها همچنین اطلاعات زمین- مکانی[12] مربوط به وضعیت جوی و آب و هوا، توپوگرافی، خاکها و زمینشناسی، پوشش گیاهی و کاربری اراضی و نیز دادههای زیرساختی پردازش شده در GIS را پردازش میکنند تا آنها را به منظور تحلیل و شبیهسازی فرآیندهای هیدرولوژیک و ژئومورفیک پویای پیچیده برای اهداف تصمیمگیری با مدلهای زیستمحیطی تلفیق کنند (ن.ک به مدلها- MODELS).
References
Bates, R.L, and Jackson, J.A. (ed.) (1980) Glossary of Geology, Falls Church, VA: American Geological Institute. Fairbridge, R.W. (ed.) (1968) Encyclopedia of Geomorphology, New York: Reinhold.
Further reading
Brooks, K.N., Ffolliott, P.F., Gregersen, H.M. and De Bano, L.F. (1997) Hydrology and the Management of Watersheds, Ames: Iowa State University Press.
Goodchild, M.F., Steyaert, L.T., Parks, B.O., Johnston, C., Maidment, D., Crane, M. and Glendinning, S. (ed.) (1996) GIS and Environmental Modeling: Progress and Research Issues, New York: Wiley.
White, I.D., Mottershead, D.N. and Harrison, S.J. (1984) Environmental Systems: An IntroductoryText, London: Unwin Hyman.
SEE ALSO: channel, alluvial; drainage basin; hillslope, form; hillslope, process
CHRIS S. RENSCHLER (مترجم: مریم رحمتی)
WAVE - موج
امواج جنبشهای نوسانی ادواری همکنش هوا- آب هستند (شکل 174) که به وسیله ارتفاع (H)، طول موج (L)، دوره نوسان (T) و سرعت پخش (C) تعریف میشوند. امواج میتوانند پیشرونده (از قبیل امواج بادی، سونامی) دائمی (از قبیل خیزاب دریاچهای، جزر و مد اقیانوسی) یا تحمیلی (ناگهانی) (از قبیل جزر و مد دریا) و یا با پخش آزاد (از قبیل غلتاب یا موج مرده، سونامی) باشند. جزر و مد به وسیله نیروهای کششی ادواری تولید شده بواسطه اعمال کشش جاذبهای سیستم ماه- خورشید بر آبکره زمین ایجاد میشود. سونامی (اصطلاح ژاپنی امواج لنگرگاهی) یا امواج زلزلهای ناشی از آشفتگی اقیانوس بواسطه زمینلرزه، فوران انفجاری آتشفشان یا ریزش تودهای رسوبات اقیانوسی است. هر جا که باد روی یک پیکره آبی بزرگ (از قبیل دریاها یا دریاچهها) جریان پیدا کند امواج بادی ایجاد شده و مهمترین منبع جهانی انرژی امواج آب را شکل میدهد. اندازه موج بادی (از قبیل ارتفاع، طول و دوره) به سرعت باد، طول آب آزاد که باد روی آن جریان مییابد و زمان جریان باد بستگی دارد. وقتی جنبشهای نوسانی سیال زیر امواج با کرانه جامد یا سخت برهمکنش پیدا میکند یک لایه کرانهای نوسانی شکل میگیرد و بنابراین همه امواج از پتانسیل تولید فشار در کرانه و انجام این عمل ژئومورفولوژیک برخوردارند.
شکل 174: شمایی از شکل موج و حرکت ذرات آب در آبهای عمیق و کم عمق که شکل موج با بستر موجدار برهمکنش دارد. در این شکل: L = طول موج؛ H = ارتفاع موج؛ d0 = قطر چرخشی؛ h = عمق آب
طیف موج (Wave spectrum)
دامنههای موجی نامنظم پیچیده بطور قراردادی با استفاده از تحلیل فوریه[13] تحلیل میشود که طیف دو بعدی ارتفاع و دوره را بدست میدهد. اگر جهت پخش موج لحاظ شود طیف جهتدار سه بعدی حاصل میشود (شکل 175). امواج آب بر اساس فراوانی (1/T) یا دوره نوسان، نیروی زایشی و نیروی بازگرداننده تعادل سطح آب طبقهبندی میشوند (see Kinsman 1965).
جزر و مد (TIDES)
جزر و مد بالا و پایین رفتن (خیز و افت) نیمروزی یا روزمره متوسط سطح دریاهای زمین در اثر مؤلفههای ادواری نیروهای کششی جاذبهای تولید شده بهوسیله ماه و خورشید است. حداقل 360 مؤلفه جزر و مدی منجر شونده به نوسانات سطح آب وجود دارد. امواج جزر و مدی امواج دائمی تحمیلی اقیانوسها هستند که به وسیله اثر کوریولیس[14] به یک سری امواج دائمی چرخشی (امواج کلوین) پیرامون حاشیههای قارهای تبدیل میشوند. این سیستمهای بیکشند[15] دارای یک نقطه بیکشند عدم تغییر سطح دریا و دامنه جزر و مدی هستند که تا رسیدن به حداکثر در خط ساحلی به سمت بیرون افزایش مییابد. خطوط با دامنه جزر و مدی یکسان به وسیله خطوط دو دامنهای مشخص شده که نقطه بیکشند را در بر میگیرند. پخش جزر و مدی بهوسیله خطوط کشندنما[16] (نقاط نشاندهنده تأخیر فاز) مشخص شده که از نقطه بیکشند منشعب شدهاند. این قبیل سیستمها در همه سواحل اقیانوسی، حتی جایی که جزر و مد محدود است، رخ میدهند. جزر و مدها بسته به تغییر موقعیت نسبی زمین، ماه و خورشید در دامنههای زمانی مختلف نوسان دارند. هنگام انطباق محور خورشید، ماه و زمین (تقارن نسبت به تقابل جزرومدهای نسبتاً بزرگتری ایجاد میکند) جزرو مدها بزرگترین اندازه را دارند (جزرو مدهای بهاری) و هنگامی که ماه در حالت تربیع[17] قرار دارد، جزرومدها کوچکتر از هر زمان دیگر هستند (جزرومدهای کهکشندی[18]).
شکل 175 طیف موج جهتدار از جنوب دریاچه هورن (Huron) کانادا در عمق 8 ~ متری و 2 ~ کیلومتری ساحل، ثبت شده با استفاده از ثبات موج علمی 3DACM فالموث. این دادهها نمایانگر یک نمونه 20 دقیقهای ارتفاع سطح آب جمعآوری شده در 2Hz هستند. نکته: طیف فراوانی استاندارد را میتوان با تصویر کردن دادهها در قالب سمت چپ بدست آورد. این امواج دارای دوره اوج 5 ~ ثانیهای و جهت اوج تقریباً بین °160 و °170 میباشند.
امواج جزر و مدی هم از نظر دامنه[19] و هم مرحله[20] به شدت تحت تأثیر برهمکنش با مرز ساحلی قرار دارند، زیرا جزر و مدها تلاش میکنند تا در خورها یا خلیجهای باز[21] پیرامون ساحل نفوذ کنند که در این میان سایش (اصطکاک) حائز اهمیت است. در خلیج فاندی (Fundy) کانادا دامنه جزر و مد در فصل بهار میتواند به 18 متر برسد زیرا نیروی نیمروزی حاصل از مؤلفه قمری اولیه (M2) نزدیک به دوره طبیعی نوسان حوضه بوده و شکل حوضه موجب نیروی توپوگرافیک متمایز میشود. جزر و مدها بر اساس دامنه آنها تقسیم میشوند: (الف) بزرگ 4 m < ؛ (ب) متوسط 2-4 m؛ (پ) کوچک 2 m > (Davies 1973; Davis and Hayes 1984). خیزابها[22] یا جزر و مدهای هواشناختی سطوح جزر و مدی ارتفاعی (بیش از چند متر) حاصل از اثر ترکیبی بر سطح آب با اختلاف فشار بارومتریک، فشار باد بر سطح آب و تشکیل موج بادی هستند. خیز و افت متوسط سطح دریا با جابجاییهای افقی آب تحت عنوان جریانها یا سیلانهای جزر و مدی[23] کامل میشود. به دلیل دوره موج طولانی، این جریانها عموماً کوچک هستند، <0.05 ms-1؛ با این وجود، جایی که نیروی توپوگرافیک اعمال شود (از قبیل خورها، تنگهها، مصبها و غیره)، سرعت جریانهای جزر و مدی میتواند به بیش از ، 6 ms-1 برسد (see CURRENTs).
سونامی (TSUNAMI)
ارتفاع سونامی در اعماق اقیانوس تنها میتواند چند سانتیمتر یا چند دسیمتر باشد و مشاهده آن ممکن است دشوار باشد ولی دوره آن بین 200-100 دقیقه متغیر بوده و از اینرو طول موجهای بسیار بلند دارد. بنابراین سرعت سونامی میتواند به km h-1900-700 برسد. در آبهای کمعمق در اثر کم عمق شدن[24] موج سونامی با ارتفاع m20-10 در خط ساحلی میتواند به نسبتهای مخرب برسد. دورخیز بزرگ و سرعت بالای جریان موجب سیلاب سنگین و وارد آمدن خسارت به خطوط ساحلی و ساختارهای ساخت بشر و حتی نابودی حیات بشر میشود.
امواج جاذبهای و مادون جاذبه (GRAVITY AND INFRAGRAVITY WAVES)
مهمترین امواج خارج از منطقه شکستن موج آبهای کم عمق (منطقه غلتاب یا موجسواری[25]) امواج جاذبهای (امواج ایجاد شده به وسیله باد و حفظ شده به وسیله جاذبه) با دورههای 25-1 ثانیه میباشند. تغییر ارتفاع موج رایج بوده و امواج جاذبهای به وسیله چند موج کوچک جدا میشوند (شکل 176). این تغییر موج ثانویهای و به عبارتی موج بلند گروهی تحمیلی را ایجاد میکند که با سرعت گروه پخش شده و دوره آن برابر با دوره گروه است. امواج با دورههای 25~ ثانیه تا چند دقیقه یا بیشتر (فراوانی Hz 0.04- 0.004) امواج مادون جاذبه هستند (که نخستن بار توسط Munk در سال 1949 شناسایی شده و ضربان غلتاب یا خیزاب[26] نامیده شد). این امواج برای گردش آب و حمل و نقل رسوبات در منطقه خیزاب بیشترین اهمیت را دارند (Bowen and Huntley 1984). در اعماق متوسط آب، انرژی مادون جاذبه ناشی از برهمکنش موج- موج بوده و متشکل از ترکیبی از جنبشهای تحمیلی و آزاد موجها است (Herbers et al. 1995). مکانیسمهای مختلفی در رابطه با ایجاد موجشکن در منطقه خیزاب از قبیل موارد ذیل پیشنهاد شده است: الف- آزاد شدن موج بلند گروهی تحمیلی (List 1992) ؛ ب- تغییر دورهای موقعیت موجشکن (Symonds et al.1982) ؛ پ- مقاومت لایهای شدن در مقابل محدوده خیزاب که موجب افت و خیز آب در خط ساحلی میشود (Watson and Peregrine 1992). انرژی مادون جاذبه جنب ساحلی میتواند اشکال مختلفی شامل امواج حاشیهای ثابت و پیشرونده (در تله افتاده به سمت خط ساحلی بواسطه انکسار) و امواج نامتراکم (بازتاب شونده به سمت دریا بدون در تله افتادن؛ Huntley 1976) داشته باشد. یکی از مشخصات مهم امواج مادون جاذبه در منطقه خیزاب این است که دامنه آنها افزایش یافته و با افزایش ارتفاع موج به سمت دریا انرژی آنها بیشتر میشود. در مقابل، امواج جاذبهای اشباع شده و بنابراین اهمیت آنها به نسبت در طول طوفانها کاهش مییابد. امواج کوتاه[27] زیرمجموعهای از شاخه ماودن جاذبه هستند (دورههای آنها از چند ده ثانیه تا چند ده دقیقه است) و در محدوده خیزاب بواسطه ناپایداریهای جریان ساحلی شکل میگیرند. این امواج با نوسانات بزرگ جریان[های] متوسط پدیدار میشوند (Bowen and Holman 1989; Oltman-Shay et al.1989) و میتوانند تا حد زیادی در جابجایی عمود بر ساحل و در امتداد ساحل رسوبات نقش داشته باشند (e.g. Aagaard and Greenwood 1995).
پخش موج جاذبه و پراکنش انرژی(Gravity wave propagation and energy dissipation)
سویفت[28] (1976) تعدادی قلمرو هیدرولیک[29] امتداد یافته از عمق اقیانوس تا خط ساحلی در داخلیترین منطقه ساحلی (رو به ساحل) را تعریف کرده که در آن هم هیدرودینامیک و جابجایی رسوب اساساً تحت کنترل امواج جاذبهای هستند. امواج جاذبهای پخش شونده انرژی و تکانه[30] را از آب به خشکی میآورند. با حرکت این امواج به قسمتهای کم عمق مقاومت سایشی منجر به تغییر شکل حرکات مداری (شکل 174)، کاهش سرعت و طول موج و افزایش ارتفاع موج میشود که خزش[31] نام دارد. چگالی انرژی ویژه[32] (E، طبق نظریه خطی = ،که در آن چگالی سیال و g تقابل جاذبهای است) تا نقطهای افزایش مییابد که موج ناپایدار شده و میشکند. در طول [فرآیند] پخش ممکن است انرژی موج بواسطه همگرایی یا واگرایی متعامد شدنهای موج بصورت جانبی پخش مجدد شود که این بازشکن[33] نامیده میشود. علاوه بر این، موج نسبتاً سینوسی که مشخصه آبهای عمیق را شکل میدهد در نزدیکی محورهای افقی و عمودی بیش از پیش نامتقارن میشود (چولگی موج و عدم تقارن موج[34]؛ شکل 177).
شکل 176 گروههای امواج و موج بلند گروهی تحمیلی
شکل 177: اشکال موج نامتقارن: a) عدم تقارن در نزدیکی محور افقی- چولگی موج؛ b) عدم تقارن در نزدیکی محور عمودی- عدم تقارن موج.
این خطی نبودنها برای جابجایی خالص آب و رسوب به وسیله امواج بسیار مهم است زیرا موجب حرکت نامتقارن با شدتهای نوسانی میشود. در آبهای بسیار کم عمق امواج وقتی میشکنند که 1-4/0 ≈ H/h. این موج میتواند در موج بزرگ فرورو[35] تخریب شده گرداب غلتکی بزرگ[36] با همان ترتیب عمقی را شکل دهد یا اینکه بصورت موج بزرگ غلتان همراه با فروریختن جبهه پیشانی موج به پخش شدن ادامه دهد. حفرهای خیزاب یا موج غلتان[37] امواج منفرد هستند که در منطقه خیزاب پخش شده و تنها به وسیله عمق آب کنترل میشوند. محدوده خیزاب محیط هیدرودینامیکی پیچیدهای است که در آن بین امواج برخوردی، گردابهای متلاطم بزرگ و کوچک، امواج ثانویه و جریانات نیمه پایدار با منشأ متفاوت برهمکنش رخ میدهد (for a review see Kobayashi 1988). نهایتاً انرژی موج یا از ساحل بازتاب شده و یا در محدوده خیزاب پراکنده شده و جریانهای شوینده برگشتی[38] رو به ساحل را ایجاد میکند. جابجایی رسوب در منطقه پیشروی و پسروی موج[39] [به سمت دریا] به وسیله عمق بسیار کم آب، اعداد فرودن بزرگ، گرادیان فشار بالای نزدیک جبهه موجهای بزرگ و نفوذ و خروج آب از طرف ساحلی سفره آب محدود میشود (for recent review see Butt and Russell 2000).
تنشهای ایجاد شده به وسیله امواج(Stresses generated by waves)
تنشها یا فشارهای ایجاد شده به وسیله حرکت امواج میتواند دارای دو شکل در نظر گرفته شود: (الف) تنش تابش[40] جریان اضافی تکانه به علت حضور امواج در آب بوده و بین تاج و نشیب موج عمل میکند. این مفهوم توسط Longuet-Higgins و Stewart (1964) معرفی شد و ایجاد موج بلند گروهی تحمیلی در آبهای عمیق و تعدادی پدیده هیدرودینامیک در منطقه خیزاب از قبیل خیز و افت موج (به عبارتی بالا و پایین رفتن سطح آب راکد در خط ساحلی)، جریان بازگشتی نزدیک بستر معروف به جریان زیردریایی[41] و جریانات ساحلی را توجیه میکند. (ب) تنشهای لایه مرزی[42] زیر امواج تا حد زیادی بیشتر از تنشهای یک جریان مشابه نیمه پایدار است. از آنجا که لایه مرزی در هر یک چرخه نیم موج تشکیل شده و زوال مییابد بسیار کم ضخامت بوده و گرادیان سرعت حاصله بسیار بیشتر است. تنشهای برشی بستری متغیر زمانی ( ) که واحد آن نیرو بر واحد مساحت میباشد (N m-2 در واحد SI) نیز میتواند با استفاده از اصطکاک یا سرعت برشی (U*w که سرعت واقعی نیست ولی برای راحتی کار استفاده شده و میتواند مرتبط با آشفتگی سیال باشد) در قالب واحد سرعت و چگالی توده سیال ( ) نوشته شود :
شکل بدون بعد تنش برشی بستری به وسیله شاخص شیلدز ( ) تعیین میشود :
که در آن D اندازه دانه روی بستر است. بنابراین تنش بستر نه تنها به سرعت جریان بلکه همچنین به ناهمواری بستر (اندازه دانه ئ شکل بستر) بستگی دارد. وقتی جریانات نیمه پایدار با امواج ترکیب شوند (که معمولاً این حالت وجود دارد) این روابط پیچیدهتر میشود (Soulsby 1997). با این وجود، چنانچه در طول چرخه موج این تنشها متجاز از تنشهای مرتبط با شروع حرکت ذرات (دانهها) بروی بستر باشد، مواد ناپایدار شده شروع به حرکت و نوسان در جا خواهند کرد. با این وجود، به ندرت یک جابجایی کاملاً نوسانی رخ داده و بستر کاملاً افقی که جاذبه در آن بیتأثیر باشد نادر است، بنابراین جابجایی خالص ذرات رخ میدهد. معمولاً در این میان جریان نیمه پایدار اضافی نیز ناشی از جریان موجی[43] (جابجایی تودهای)، عدم تقارن شکل موج و یا فرآیندهای دیگر از قبیل جریان زیردریایی یا جریانات ساحلی است که حرکت خالص را بهبود میبخشد.
جابجایی رسوب به وسیله امواج(Sediment transport by waves)
مفهوم سادهای از امواج ،حرکتدهنده، و جریانهای ،برانگیزنده، رسوب برای مدل کردن جابجایی زیر امواج بکار رفته است (Bagnold 1966; Bowen 1980; Bailard 1981). با این وجود، این کاملاً صحیح نمیباشد. امواج و جریانها در حالتی پیچیده و غیرخطی برهمکنش میکنند و در رابطه با مواد بستری بازخورد قابل ملاحظهای (از نظر اندازه دانه، شکل بستر، شیب بستر و ...) وجود دارد. این به ویژه در مورد جابجایی رسوب که نرخ آن در رابطه با سرعت افقی میباشد صحت داشته و از توانهای متغیر از 3 تا 7 استفاده میشود (Soulsby 1997). با وجود ریپلها یا مگاریپلها پیدایش پیچیده گردابهای متلاطم پر از رسوب تشکیل شده بواسطه جداشدگی در گسستگی آشکار پوسته بستر رخ میدهد (Sleath 1984). بطور کلی این گردابها به سمت بالا و جریان نزدیک به زمان معکوس شدن جریان، زمانی که جریانهای نوسانی به صفر نزول میکنند، پخش میشوند. با این وجود، از آنجا که این گردابها بسته به زمان پخش و دوره موج میتواند به زیر یا بالای موج فرارفت شود[44]، تعیین زمان این پخش شدن بسیار مهم است.
واکنشهای ژئومورفولوژیکی به امواج(Geomorphological response to waves)
واکنش ژئومورفولوژیکی به امواج وابسته به متغیرهایی از قبیل (الف) مقیاس زمانی؛ (ب) مقیاس مکانی؛ (پ) شرایط زمینشناختی و عمقی؛ (ت) دامنه جزرومدی و غیره میباشد. اشکال مربوطه نیز میتواند از ریپلهای ماسهای کوچک با چند سانتیمتر ارتفاع به فواصل شاید 10 سانتیمتری تا شکل کاو نیمرخ ساحل تا قسمتهای عمیق باشد که امواج در آن شروع به کم عمق شدن میکنند (معروف به پایه موج). مورفولوژی سواحل اغلب بواسطه ماهیت لایه زیربنا طبقهبندی میشود: (الف) سواحل صخرهای، پرتگاهی یا منسجم (see Tsunamura 1992; Trenhaile 1987)؛ (ب) سواحل رسوبی (see Davis 1985) که در آن اندازه ذرات از عوامل مهم تعیین کننده شکل است (سواحل شنی، ماسهای یا گلی). سواحل رسوبی تقریباً 20 درصد از خطوط ساحلی جهان را تشکیل میدهد که از این مقدار سهم سواحل ماسهای و صخرهای به ترتیب بیش از 15-10 درصد و حدود 80 درصد میباشد. اکثر مطالعات امواج محدود به سواحل رسوبی و به ویژه سواحل ماسهای بوده که در آنها تغییرات قابل اندازهگیری در مقایسه با سواحل سنگی نسبتاً سریع است.
سواحل صخرهای، پرتگاهی و منسجم(ROCK, CLIFF AND COHESIVE COASTS)
در سواحل صخرهای و منسجم قرار گرفته در معرض امواج بادی بزرگ فرسایش پایه صخرهها (COASTAL ,see CLIFF) یا پرتگاهها امکان وقوع داشته و فرورفتگی یا شکاف حاصل از موج را در پی دارد. مواد بالای این شکاف میتواند ناپایدار شده و فرآیندهای تخریب تودهای موجب گسیختگی شود. سپس واریزههای ایجاد شده وارد امواج شده و به وسیله جریانهای ایجاد شده به وسیله امواج (بسته به اندازه ذرات) در امتداد ساحل و به سمت دریا جابجا میشوند. فاکتورهای تعیین کننده نرخ فرسایش پایهای عبارتند از: (1) کنش آبی و هوایی امواج تحت کنترل سطح آب، شیب فوقانی سمت ساحل و هر گونه مواد موجود در ساحل؛ (2) مقاومت سنگ پایه که تحت کنترل سنگشناسی، ساختار و ویژگیهای زمینشناختی است (Tsunamura 1992). کنش آبی امواج شامل موارد ذیل است: (الف) نیروهای فشاری که با شکل موج (موج ثابت یا پایدار، موج شکننده، موج شکسته) در پای صخره تغییر میکند؛ نیروی فشاری حداکثر بهوسیله موجی وارد میشود که دقیقاً روی صخره میشکند؛ (ب) نیروهای هوایی میتواند بواسطه فشردگی هوا به وسیله امواج در شکافها و درزها یا سایر فرورفتگیها و آزاد شدن انفجاری گسترده آن با عقبنشینی موج ایجاد شود؛ (پ) نیروهای برشی و تنشی با ایجاد نیروهای مرزی قادر به حمل واریزهها به وسیله بالا و پایین رفتن (خیز و افت) موج روی سطح سنگ ایجاد میشوند. کل این فرآیند مکانیکی تحت عنوان استخراج یا کاویدن[45] نامیده میشود. وقتی بار رسوب کافی موجود باشد، امواج نیز بواسطه خوردگی و نیروهای برخوردی به وسیله ذرات رسوبی ناپایدار شده موجب فرسایش میشوند. تاکنون در رابطه با نیروهای عمل کننده در مقابل صخرهها اندازهگیریهای میدانی صورت نگرفته و اغلب اطلاعات از محاسبات نظری یا شبیهسازیهای آزمایشگاهی بدست آمده است. پرسشهای مهمی در رابطه با سواحل سنگی پیرامون اهمیت نسبی امواج و جزرومد و هوازدگی سطح زمین و نیز گسترهای که اشکال میتوانند از گذشته باقی مانده باشند مطرح میشود (Trenhaile 2002). Bryant and Young (1996) به شواهد فرسایش پرتگاههای سنگی تا بیش از 15 متر بالاتر از سطح کنونی دریا به وسیله سونامی را باز استناد کردهاند (see also Aalto et al. 1999).
اشکال ساحلی بارز عبارتند از : (الف) پرتگاههای تند؛ (ب) شکافهای ایجاد شده به وسیله امواج؛ (پ) غارهای دریایی؛ (ت) کمانها و پشتههای سنگی و (ت) سکوهای ساحلی با خاکریز رو به دریا یا بدون آن. همه اشکال مذکور با درجات متفاوت شامل فرسایش امواج میباشند. فرآیندهای تخریب تودهای از قبیل ریزش سنگ و لغزشهای سطحی یا چرخشی، جریان خاک یا واریزه و تونلی شدن هم در سواحل سنگی و هم سواحل منسجم نقش مهمی در حفظ پرتگاهها ایفا میکنند. فرآیندهای هوازدگی نیز در ایجاد مواد لازم موجود برای فرسایش و جابجایی به وسیله امواج بسیار مهم هستند. بارزترین شکل پرتگاه تند و سکوی ساحلی میباشد، ضمن اینکه سکوی ساحلی دارای شیب ملایم و یا زیر خط افق با شکستگی تند در انتهای سمت دریا است. در این میان جزر و مد نقش مهمی در انتقال افقی مناطق هیدرودینامیک ایفا میکند و بنابراین موقعیت، مدت و نوع کنش موج را کنترل میکند ولی نقش فعالی ندارد.
سواحل رسوبی(SEDIMENTARY COASTS)
در مواد غیرچسبنده و بسیار نامنسجم سیمای ساحل عموماً به سمت بالا کاو میباشد، ضمن اینکه شیب به سمت خط ساحلی افزایش مییابد. در ارتباط با این افزایش کلی اندازه ذرات به سمت ساحل دیده میشود. افزای شیب موجب اعمال نیروهای جاذبهای بر رسوبات میشود تا تنشهای مربوط به امواج پخش شونده به سوی خشکی متعادل شود. در این خصوص نیمرخ توازن توسط Dean (1991) تعریف شده است:
که در آن h عمق آب A ثابت و x فاصله از ساحل (به سمت دریا) است. Bowen (1980) با استفاد از مدل جابجایی رسوب بگنولد (Bagnold) نشان داد که اگر نیمرخ تعادل به شکلی تعریف شود که در آن جابجایی رسوب طی یک دوره موج همه جا صفر باشد، توان 3/2 نیز بکار میرود. Van Rijn (1998) مرور جامعی از ادبیات مفهوم نیمرخ تعادل ارائه کرده است.
وقتی امواج در نزدیکی ساحل میشکنند، تعادل نیرو روی بستر دیگر ساده نیست. افزایش تلاطم (کلان و خرد)، امواج ثانویه با فراوانیهای مختلف، جریانهای نیمه پایدار ثانویه و جریانهای با گرادیان فشار امتداد و میان ساحلی منجر به الگوهای پیچیده جریان رسوب، اشکال مورفولوژیکی و اندازه دانه بسیار متغیر میشود. در بسیاری از سواحل ماسهای نیمرخ قسمت بالای ساحل به وسیله 1 تا 13 پشته ماسهای موسوم به بار[46] مشخص میشود که ممکن است 2 یا سه بعدی، موازی یا عمود بر ساحل بوده و در حالت حاد الگوهای هلالی کلاسیک داشته باشند (Greenwood 2003). ایجاد نیمرخهای پشتهای، دینامیک مکانی و زمانی آنها محور تحقیقات زیادی بوده است. Greenwood و Davidson-Arnott در سال 1979 بارها یا پشتههای ماسهای را بر اساس موقعیت و عوامل وادارنده پیرامون دستهبندی کردند. Wright و Short (1984) پیشنهاد کردند که پشتههای نزدیک ساحل (تعداد، شکل و غیره آنها) صرفاً تغییرات متوالی با افزایش و کاهش انرژی امواج طی زمان از حالت کرانهای کاملاً پراکنده تا حالت کاملاً منسجم است. با استفاده از شاخص بیبعد سرعت سقوط دین[47] (Ω) بر مبنای ارتفاع موج (Hb) در دوره موج شکننده (T) و اندازه رسوب (سرعت تهنشینی Ws) :
Wright و Short (1984) این فرمول را با شش حالت متمایز ساحل ماسهای پیوند دادند و Lippmann و Holman (1990) مدل توالی مشابهی را پیشنهاد کردند. اخیراً بازخورد بین توپوگرافی ساحل و هیدرودینامیک کانون توجه زیادی شده که این منجر به مفهوم خودسازماندهی[48] اشکال مورفولوژیکی شده است (Plant et al.2001؛Wijnberg and Kroon 2002).
References
Aagaard, T. and Greenwood, B. (1995) Suspended sediment transport and morphological response on a dissipative beach, Continental Shelf Research 15, 1,061–1,086.
Aalto, K.R., Alto, R., Garrison-Laney, C.E. and Abramson, H.F. (1999) Tsunami(?) sculpturing of the Pebble Beach wave-cut platform, Crescent City area, California, Journal of Geology 107, 607–622.
Bagnold, R.A. (1966) An approach to the sediment transport problem from general physics, US Geological Survey, Professional Paper 422-I.
Bailard, J.A. (1981) An energetics total load sediment transport model for a plane sloping beach, Journal of Geophysical Research 86, 10,938–10,954.
Bowen, A.J. (1980) Simple models of nearshore sedimentation: beach profiles and longshore bars, in S.B. McCann (ed.) The Coastline of Canada, 1–11, Geological Survey of Canada, Paper 80–10.
Bowen, A.J. and Holman, R.A. (1989) Shear instabilities of the mean longshore current, 1. Theory, Journal of Geophysical Research 94, 18,023–18,030.
Bowen, A.J. and Huntley, D.A. (1984) Waves, long waves and nearshore morphology, Marine Geology 60, 1–13.
Bryant, E.A. and Young, R.W. (1996) Bedrocksculpturing by tsunami, south coast, New South Wales, Australia, Journal of Geology 104, 565–582.
Butt, T. and Russell, P. (2000) Hydrodynamics and cross-shore sediment transport in the swash zone of natural beaches: a review, Journal of Coastal
Research 16, 255–268.
Davies, J.L. (1973) Geographical Variation in Coastal Development, New York: Hafner.
Davis, R.A. Jr (ed.) (1985) Coastal Sedimentary Environments, New York: Springer-Verlag.
Davis, R.A. Jr and Hayes, M.O. (1984) What is a wavedominated coast, Marine Geology 60, 313–329.
Dean, R.G. (1991) Equilibrium beach profiles, Journal of Coastal Research 7, 53–84.
Greenwood, B. (2003) Wave-formed bars, in M. Schwartz (ed.) Encyclopedia of Coastal Science,Amsterdam: Kluwer (in press).
Greenwood, B. and Davidson-Arnott, R.G.D. (1979) Sedimentation and equilibrium in wave-formed bars: a review and case study, Canadian Journal of Earth Sciences 16, 312–332.
Herbers, T.H.C., Elgar, S. and Guza, R.T. (1995) Generation and propagation of infragravity waves, Journal of Geophysical Research 100, 24,863–24,872.
Huntley, D.H. (1976) Long period waves on a natural beach, Journal of Geophysical Research 81, 6,441–6,449.
Kinsman, B. (1965) Wind Waves: Their Generation and Propagation on the Ocean Surface, Englewood Cliffs, NJ: Prentice Hall.
Kobayashi, N. (1988) Review of wave transformation and cross-shore sediment transport processes in surf zones, Journal of Coastal Research 4, 435–445.
Lippmann, T.L. and Holman, R.A. (1990) The spatial and temporal variability of sand bar morphology, Journal of Geophysical Research 95, 11,575–11,590.
List, J.H. (1992) A model for the generation of twodimensional surf beat, Journal of Geophysical Research 97, 5,263–5,635.
Longuet-Higgins, M.S. and Stewart, R.W. (1964) Radiation stress in water waves, a physical discussion with applications, Deep Sea Research 11, 529–563.
Munk, W.H. (1949) Surf beats, Transactions American Geophysical :union: 30, 849–854.
Oltman-Shay, J., Howd, P.A. and Birkemeir, W.A. (1989) Shear instabilities of the mean longshore current, 2. Field observations, Journal of Geophysical Research 94, 18,031–18,042.
Plant, N.G., Freilich, M.H. and Holman, R.A. (2001) The role of morphologic feedback in surf zone sand bar response, Journal of Geophysical Research 106, 959–971.
Sleath, J.F. (1984) Seabed Mechanics, New York: Wiley. Soulsby, R. (1997) Dynamics of Marine Sands, London: Thomas Telford.
Swift, D.J.P. (1976) Coastal Sedimentation; in D.J. Stanley and D.J.P. Swift (eds) Marine Sediment Transport and Environmental Management,
311–350, New York: Wiley Interscience.
Symonds, G., Huntley, D.A. and Bowen, A.J. (1982) Two-dimensional surf beat: long wave generation by a time-varying breakpoint, Journal of Geophysical Research 87, 492–498.
Trenhaile, A.S. (1987) The Geomorphology of Rock Coasts, Oxford: Oxford University Press.
——(2002) Rock coasts, with particular emphasis on shore platforms, Geomorphology 48, 7–22.
Tsunamura, T. (1992) Geomorphology of Rocky Coasts, Chichester: Wiley.
Van Rijn, L.C. (1998) Principles of Coastal Morphology, Amsterdam: Aqua Publications.
Watson, G. and Peregrine, D.H. (1992) Low frequency waves in the surf zone, Proceedings of the Twentythird International Conference on Coastal
Engineering, American Society of Civil Engineers, 818–831.
Wijnberg, K.M. and Kroon, A. (2002) Barred beaches, Geomorphology 48, 103–120.
Wright, L.D. and Short, A.D. (1984) Morphodynamic variability of surf zones and beaches: a synthesis, Marine Geology 56, 93–118.
Further reading
Komar, P.D. (1998) Beach Processes and Sedimentation, 2nd edition, Upper Saddle River, NJ: Prentice Hall.
Open University (1989) Waves, Tides and Shallowwater Processes, Oxford: Pergamon Press.
Trenhaile, A.S. (1997) Coastal Dynamics and Landforms, Oxford: Oxford University Press.
BRIAN GREENWOOD (مترجم: مریم رحمتی)
WEATHERING - هوازدگی
هوازدگی بر گروهی از فرآیندهای جمعاً عهدهدار تخریب مواد در سطح زمین یا نزدیکی آن اشاره دارد. هوازدگی به این دلیل رخ میدهد که شرایط محیطی که اغلب مواد سنگی تحت آن شکل گرفتهاند اساساً با موادی که نزدیک سطح زمین فراوانی دارند فرق میکند و در نتیجه متحمل تغییرات مختلفی میشوند که تحت شرایط به تازگی تحمیل شده دما، فشار، رطوبت و محیط گازی منجر به محصولات پایدارتر میشود.
از منظر ژئومورفولوژی هوازدگی سنگ بسیار مهم است. نخست اینکه فرآیندهای هوازدگی مواد لازم برای جابجایی به وسیله عوامل فرسایش را فراهم میکند. دوم هوازدگی مؤلفه مهمی برای تشکیل خاک در سطح زمین است و سوم اینکه فرآیندهای هوازدگی مسقیماً عهدهدار تغییرات سطح و تکامل نمای زمین هستند. برای مثال مناظر کارستی و نمای متفاوت آنها از آنجا که عوارض با گوشته سنگپوشی مناطق حازه و جنب حاره هستند، حاصل مستقیم فرآیندهای هوازدگی است.
فرآیندهای هوازدگی (Weathering processes)
فرآیندهای از دیرباز با ماهیت فیزیکی، شیمیایی یا زیستی در نظر گرفته میشود. در واقع سه گروه فرآیندهای مذکور در کنار هم عمل کرده و همین تشخیص اثرات هر کدام را دشوار میسازد (Pope et al. 1995). برای نمونه، فرآیندهای زیستی هم تغییرات فیزیکی و هم شیمیایی را تحت تأثیر قرار میدهد.
هوازدگی فیزیکی(PHYSICAL WEATHERING)
هوازدگی فیزیکی در مجموع شامل تخریب مواد سنگی به تکههای ریزتر بدون هیچ تغییری در شیمی یا کانیشناسی سنگ است. در این نوع هوازدگی مواد سنگی در نتیجه اثر نیروهای وارد شده بر توده سنگ فقط خرد میشود. این نیروها یا ناشی از انبساط درونی سنگها و کانیها و یا بزرگ شدن فضاهای خالی است. فرآیندهای اصلی هوازدگی فیزیکی مرتبط با انبساط درونی عبارتند از : هوازدگی در اثر تابش خورشید (انبساط گرمایی)، باربرداری[49]، آبدار شدن، تر و خشک شدن، انبساط زیستی و هوازدگی نمک. انبساط فضاهای خالی تحت سلطه یخبندان و رشد بلورهای نمک است.
هوازدگی در اثر تابش نور خورشید بر تخریب سنگها در نتیجه انبساط و انقباض ناشی از تغییرات دمایی مکرر اشاره دارد. از آنجا که سنگ بستر رسانایی گرمایی کمتری دارد، سطح مواد سنگی بیشتر از قسمتهای داخلی انبساط یافته و در نتیجه فشارهایی ایجاد میشود که سرانجام به متلاشی شدن سنگ منجر میشود. وقتی سنگها از ترکیبی از کانیهای سبک و تیره تشکیل شده، این نوع هوازدگی شدت مییابد و بنابراین تغییر چشمگیر رسانایی گرمایی تسهیل شده و کانیها به اندازههای مختلف منبسط و منقبض میشوند. تحقیقات مهندسی و سرامیک نشان داده که تغییرات دمایی نسبتاً کم طی دورههای زمانی کوتاه میتواند سنگ را به شدت سست کند. مشاهده شده که تنش گرمایی در ارتباط تنگاتنگی با تخریب سنگ در نواحی تحت تأثیر آتشسوزی است (Ollier and Ash 1983).
باربرداری یا ورقهای شدن[50] به تشکیل ورقههای سنگی موازی با سطح زمین اشاره دارد که به وسیله درزهها از سنگ سالم زیرین جدا شدهاند. درزههای [حاصل از] باربرداری یا ورقهای شدن عموماً به کاهش تنش فشاری در توده سنگ در نتیجه فرسایش قسمت بالایی توده سنگ نسبت داده میشود که سپس در جهت رفع فشار ریزش میکند. ریزش احتمالاً با گسترش شکاف اولیه شروع شده و با توسعه درزههای ورقهای موازی با سطح باربرداری ادامه مییابد. در حالیکه به نظر میرسد این فرآیند در سنگهای بلوری شکننده بیشترین تأثیر را داشته باشد، در ماسهسنگهای تودهای نیز تا حد زیادی گسترش مییابد.
در حالیکه آبدار شدن اساساً بصورت یک فرآیند شیمیایی با جذب آب در امتداد شکافها به ویژه سطوح رخ[51] کانیها آغاز میشود، اثر آن عمدتاً در [قالب] فرآیند فیزیکی است. انبساط کانیها در نتیجه وارد شدن آب به داخل شبکه بلوری به ویژه در فضاهای محدود میتواند منجر به ایجاد نیروی فوقالعاده شود. اثر انبساط کانیها گسیختگی دانههای کانی مجاور است که موجب از بین رفتن انسجام مرزی دانهها و در نهایت تخریب سنگ بستر شود تا خردهسنگ-های سست موسوم به گراس[52] ایجاد شود. فرآیندهای مشابه پیرامون لبه بلوکهای درزهای متمرکز هستند که در آن آب بیشترین مقدار را داشته و منجر به تشکیل پوستههای هممرکز مواد هوازده موسوم به هوزادگی کروی یا تورق[53] میشود. تشکیل این پوستههای هممرکز مواد هوازده گاهی اوقات هوازدگی پوست پیازی یا پوسته پوسته شدن نیز نامیده میشود.
تر و خشک شدن مکرر سنگ میتواند فرآیند هوازدگی فیزیکی مهمی باشد. تخریب سنگ بواسطه تر و خشک شدن شامل ایجاد تنشهای داخل سنگ در اثر تشکیل تدریجی لایههای منظم آب است که در مقابل دیوارههای محدود یا مرزهای خالی اعمال نیرو میکند. از آنجا که کرانههای باردار مثبت مولکولهای آب به سطوح باردار منفی کانیها و کلوئیدهای رس جذب میشود، لایهای از ذرات آب جهتدار تشکیل میشود. با هر رویداد مرطوب شدن یک لایه آب منظم جدید به ذرات رس اضافه میشود که در طول مرحله خشک شدن باقی میماند. به نظر میرسد در طول مرحله خشک شدن که فشار منفی آب منفذی بیشترین مقدار را داشته و تخریب کششی اتفاق میافتد تخریب بیشترین شدت را داشته باشد.
هوازدگی در نتیجه یخبندان (see FROST AND FROST WEATHERING) از دیرباز به عنوان یکی از مهمترین فرآیندهای هوازدگی در اقلیمهای سرد در نظر گرفته شده است. معمولاً باور بر این است که هوازدگی یخبندان در نتیجه نیروهای ایجاد شده در ارتباط با افزایش حجم همراه با تغییر مرحله از آب مایع به جامد رخ میدهد. با این وجود، فرضیههای نظری زیربنای ایجاد این نیروها به ندرت در طبیعت دیده میشود. یکی از مدلهای واقعگرا که بیش از پیش مورد حمایت تجربی است، مدل یخ جدا شده[54] هوازدگی یخبندان است که در آن انبساط حاصل مهاجرت آب یخ نزده به سمت عدسیهای یخی در حال رشد و در وهله دوم تنها در نتیجه تغییرات حجمی همراه با تغییر مرحله است. بنابراین هوازدگی یخبندان حاصل بزرگ شدن شکافهای کوچک و منافذ نسبتاً بزرگ بواسطه رشد یخ به همراه جدا شدگی یخ است (Walder and Hallet 1986).
رشد بلورهای نمک در فضاهای خالی سنگ نیروهای قادر به انفصال مواد سنگی هنگام بیش از حد بودن مقاومت کششی سنگ را اعمال میکند. وقتی که محلولهای حاوی نمکها تبخیر شده یا در برخی مواقع خنک شود، وقتی آب به نمک اضافه شده و آبدار شدن رخ دهد و وقتی که نمکها گرم شوند رشد بلورهای نمک رخ میدهد. همه این فرآیندها منجر به افزایش چشمگیر حجم بلورهای نمک و اعمال نیرو در مقابل دیوارههای فضاهای خالی یا منافذ شده و در نهایت موجب شکستگی و تخریب سنگ میشود (Goudie 1997).
موجودات زنده نیز عوامل مؤثر هوازدگی مکانیکی هستند. فرآیندهای هوازدگی زیستی شامل شکافتگی در اثر ریشهها و فعالیت گلسنگها، خزهها و باکتریها است. بسیاری اشاره کردهاند که نفوذ ریشههای گیاه در امتداد شکافهای سنگی میتواند منجر به خرد کردن سنگها شود. هوازدگی فیزیکی به وسیله گلسنگها به شیوه اصلی صورت میگیرد. نخست بواسطه نفوذ قارچهای رشتهای[55] در امتداد شکافهای ریز و مرز دانههای سنگی است. مشاهده شده که نفوذ و رشد قارچهای رشتهای تنشهای کششی اعمال میکند که متجاوز از مقاومت کششی اغلب سنگها است. دوم با گسترش ریشههای گلسنگ و قارچهای رشتهای به علت جذب رطوبت. این قبیل جذب رطوبت اندازه ریشه و قارچها را بسیار افزایش داده و فشار زیادی بر سطح سنگ وارد میکند. کارایی این فرآیند در اضافه شدن مکرر قطعه سنگها به واریزه دیده شده است (Barker et al. 1997). به نظر میرسد خزه نیز عامل مهمی در تخریب مواد سنگی است. مشاهده شده که پس از مرطوب شدن، پوشش پلیمر اطراف سلولهای خزهای تا بیست برابر افزایش یافته و بنابراین نیروهای انبساطی کافی برای جدا شدن ورقههای سنگی سست شده از سطح سنگی را وارد میکند (Hall and Otte 1990).
هوازدگی شیمیایی(CHEMICAL WEATHERING)
فرآیندهای هوازدگی شیمیایی فرآیندهای میباشند که شامل تغییرات شیمیایی و یا کانیشناختی سنگها و کانیهای سطح زمین یا نزدیک آن به محصولاتی هستند که در توازن با شرایط سطح زمین میباشند. چند فرآیند اصلی هوازدگی شیمیایی شامل انحلال، آبکافت یا هیدرولیز، آبدار شدن، کربن شدن، کی لیت شدن و واکنشهای اکسایش-کاهش، شناخته شده است. انحلال[56] اشاره بر حل شدن کانیها در اثر وجود آب بوده و شامل دفع اتمها از سطوح کانی و بنابراین کاهش پایداری کانیها و افزایش آسیبپذیری آنها در مقابل تجزیه شیمیایی است (Blum and Stillings 1995). آبکافت یا هیدرولیز[57] شامل واکنش اکسیژن موجود در محلول با سطوح کانی و تشکیل کانیهای رس ثانویه در اثر واکنش کاتیونهای جابجا شده با یونهای هیدروکسیلی آب چسبنده روی سطوح کانیها است. واکنشهای اکسایش-کاهش[58] شامل واکنش با اکسیژن جو میباشد. اکسایش شامل از دست دادن الکترون است در حالیکه کاهش شامل به دست آوردن الکترون میباشد: اکسایش یک عنصر کانی از طریق کاهش عنصر دیگر آن حاصل میشود. آهن رایجترین گونههای شیمیایی تحت تأثیر این فرآیند است. کربن شدن[59] شامل واکنش کانیها با دیاکسیدکربن در حضور آب بوده و به ویژه در هوازدگی شیمیایی سنگ آهک و سایر سنگهای غنی از کربنات اهمیت دارد. در محیطهای خاکی که سیستم هوازدگی تحت سلطه برهمکنش انحلال کانی- خاک رس است، واکنشهای تبادل یون رخ میدهد. تبادل یون شامل انتقال یون بین محلول و کانی بود و عموماً شامل جایگزینی یون در میان لایه کانیها میباشد، اگر چه جایگزینی در شبکه بلوری نیز میتواند رخ دهد. اثر بخشی این فرآیند تا حد زیادی به وسیله توان لایه مضاعف، یعنی سطح آشکاری از یونهای اکسیژن بار منفی و دسته جبرانکننده کاتیونهای تبادلپذیر، کنترل میشود (Jenny 1980).
گیاهان عمدتاً به علت این واقعیت که مقدار زیادی اسید آلی تولید میکنند نقش مهمی در هوازدگی شیمیایی سنگها و کانی دارند. این اسیدهای آلی ساختارهای حلقوی اطراف هسته فلزی را همراه با پیوندهای متعدد بین اسید آلی و فلز شکل میدهند. اسیدهای آلی عهدهدار کی لیت شدن کاتیونها از قبیل آهن و آلومینیوم هستند. علاوه بر این، در آنها طول تشکیل خود معمولاً +H آزاد میکنند که با سطوح کانیها واکنش میکند. اغلب این اسیدها در مجاورت نوک ریشهها تولید میشود.
گلسنگها، خزهها و باکتریها اسیدهای آلی فراوانی تولید میکنند که نقش بسزایی در هوازدگی سنگها و کانیها دارند. این موجودات زنده دو گروه اصلی ترکیبات آلی تولید میکنند که شامل اسید اکسالیک[60] و اکسالیتهای مختلف است. اسید اکسالیک انحلالپذیری بالایی داشته و پروتونهای زیادی برای انحلال کانیها و همچنین ساختارهای حلقوی برای کی لیت شدن شدن را ایجاد میکند. مشاهده شده که اکسالیتها تجزیه کانیها را از از طریق آزاد کردن پروتون را تشدید میکنند (Barker et al. 1997).
شدت هوازدگی(Weathering intensity)
شدت هوازدگی بر میزان تجزیه سنگ یا کانی اشاره داشته و معیاری برای مقدار تغییر صورت گرفته است. ضرایب مختلفی برای شدت هوازدگی تعریف شده و شامل هر دو گروه معیارهای توصیفی مبتنی بر تغییرات ظاهری ریگولیت به دلیل تغییر زیاد آن و نیز معیارهای کمّی مقدار تغییر شیمیایی و یا کانیشناختی است که در مورد سنگ در اصل معدنی یا تغییر نیافته رخ داده است. معیارهای توصیفی یا کیفی شدت هوازدگی کاربرد زیادی در زمینشناسی مهندسی و ژئومورفولوژی ریگلویت داشته است. این معیارها معمولاً توصیفی و نظری هستند که مبتنی بر تغییرات ظاهری کانیها در رابطه با تخریب یا سست شدگی تدریجی میباشند. این دستهبندیها معمولاً شامل تعداد محدودی دسته شدت هوازدگی هستند و معمولاً متشکل از دستههایی از قبیل سنگ تازه در حد نهایی هوازده نشده و خاک در حد نهایی بیشترین هوازدگی و دستههای میانی هوازدگی جزئی، متوسط، شدید و کامل هستند. مرز بین سنگ تازه تغییر نیافته و مواد تغییر یافته تحت عنوان کرانه یا آستانه هوازدگی[61] نامیده میشود. این مرز میتواند کاملاً ناگهانی باشد ولی معمولاً بسیار نامنظم است.
معیارهای نیمه کمّی شدت هوازدگی شامل ارزیابی سختی نسبی سنگ تازه و حالتهای مختلف مواد تغییر یافته است. پرکاربردترین روش چکش اسمیت[62] میباشد که شامل ضریب سختی بر مبنای میزان مقاومت در مقابل تنش فشاری وارد شده به سنگ به وسیله چکش است.
تعداد زیادی معیار کمّی شدت هوازدگی وجود دارد که مبتنی بر ویژگیهای شیمیایی و کانیشناختی سنگهای هوازده میباشند. این ضریبها تقریباً در همه موارد فراوانی عناصر غیرمقاوم را نسبت به عناصر مقاوم مقایسه میکنند. ضرایب مورد بحث بصورت نسبتهای بیبعد بیان میشوند که عموماً با افزایش شدت هوازدگی، یعنی با از بین رفتن مواد غیرمقاوم بیشتر، کاهش مییابند. رایجترین نسبتها شامل سیلیس: آهن، سیلیس: آلومینیوم، سیلیس: سسکی اکسید، سیلیس: کانیهای سخت، کانیهای پایه: آلومینا، قلیایی: کانیهای سخت و زمینهای قلیایی: کانیهای سخت. علاوه بر این چند ضریب کاملتر هوازدگی شیمیایی تعریف شده و هنوز آنطور که باید کاربرد ندارند مانند ضریب هوازدگی پارکر[63] و ضریب پتانسیل هوازدگی ریچ[64].
چند ضریب هوازدگی کانی از قبیل نسبت کوارتز: فلدسپات و ضریبهای هوازدگی چند کانی شاکل ضرایب مربوط به کانیهای سنگین از قبیل زیرکن + تورمالین: آمفی بول + پیروکسین وجود دارد که با افزایش هوازدگی افزایش مییابند. روشهای مختلفی شامل ویژگیهای کانیها نیز برای ارزیابی شدت هوازدگی شامل مشخصات ریز بافتی سطحی کانیهای سنگین و میزان حکپذیری کانیهای دارای آهن و مگنزیم تعیین شده است.
شدت هوازدگی تحت تأثیر فاکتورهای برهمکنش کننده مختلف میباشد که هم میزان تغییر (دگرگونی) کانیهای اصلی و سنگ تازه و هم سرعت دگرگونی را تحت تأثیر قرار میدهد. عوامل درونی شامل کانیشناسی و خواص شیمیایی مواد اصلی، اندزه و شکل ذرات، تخلخل و فراوانی و باز بودن ترکها است. عوامل بیرونی عموماً شامل درجه حرارت، رطوبت و خواص شیمیایی آب است. همانطور که در مدلهای هوازدگی Peltier (1950) که از دما و رطوبت به عنوان مبنای مدل کلی تغییرپذیری فرآیندهای هوازدگی فیزیکی و شیمیایی استفاده شده، نشان داده شده است، معمولاً نقش دما و رطوبت است که در کنترل سرعت و نیز شدت هوازدگی در مقیاس کلی مورد تأکید است. به همین ترتیب Strakhov (1967) مناطق خشک/ نیمه خشک و توندرایی جهان را دارای گوشته هوازدگی تحت غلبه صرفاً سنگ بستر منسجم اساساً بدون دگرگونی شیمیایی یا کانیشناختی و مناطق حاره/ جنب حاره گرم و مرطوب را با گوشته هوازدگی تحت سلطه تراکم سسکی اکسیدها توصیف میکند. در واقع شدت هوازدگی تحت کنترل اقلیم تروپوسفری نبوده و در عوض تحت کنترل ترکیبی از لایه مرزی و دما و رطوبت محل واکنش است. خصوصاً اینکه شدت هوازدگی شیمیایی تحت کنترل مجموعه پیچیدهای از عوامل همزمان است که هم شدت و هم سرعت هوازدگی را کنترل میکنند: وجود و نزدیک بودن عوامل هوازدگی زنده و غیرزنده؛ کانیشناسی، خواص شیمیایی و سنگشناسی مواد اولیه یا اصلی؛ ساختار مواد اولیه در مقیاسهای مختلف؛ دمای محل واکنش؛ هیدرولیک حرکات آب؛ جابجایی مواد هوازده؛ اضافه شدن/ جابجایی ذرات آلی و غیرآلی؛ توپوگرافی خرد مقیاس سطح چشمانداز و نیز سطح کانی؛ مساحت سطح آشکار یا بدون پوشش و وجود هر گونه پوشش سطحی پیوسته (Pope et al. 1995).
هوازدگی عمقی(Deep weathering)
در بسیاری از مناطق جهان نیمرخ هوازدگی به ضخامت غیرعادی رسیده است. این نیمرخها معمولاً تحت عنوان نیمرخهای هوازدگی عمقی نامیده میشوند. هوازدگی تا اعماق بیش از 100 متر غیرعادی نبوده و موارد نیمرخهای هوازدگی یک کیلومتری یا بیشتر ناشناخته نیست. در حالیکه اعماق بالای هوازدگی معمولاً مربوط به متاطق حاره است، لزومی ندارد نیمرخهای هوازدگی عمیق خارج از نواحی حاره دلالت بر تشکیل آنها در شرایط اقلیمی مشابه داشته باشد. در واقع در شرایط اقلیمی مختلف که هوازدگی طولانی باشد نیمرخهای هوازدگی عمیق میتواند شکل بگیرد. نیمرخهای مورد بحث در سراسر جهان تغییر چشمگیری در شدت هوازدگی اعمال میکنند. در چشماندازهای قدیمی استرالیا و آفریقا، نیمرخهای هوازدگی عمقی مشخصاً به شدت هوازده بوده و کائولینیت کانی رس در آنها فراوان است. این نیمرخهای عمقی به شدت هوازده منعکسکننده وجود رطوبت فراوان و جابجایی متفاوت محصولات هوازده در محلول هستند. لازم به ذکر است که نیمرخهای هوازدگی عمقی نشاندهنده دگرگونی شیمیایی و کانیشناختی اندک نیز بطور عمده در استرالیا، اروپا و آمریکای شمالی رخ میدهد. این نیمرخها منعکسکننده شستشوی ناقص بوده و اغلب نشاندهنده کاهش مقاومت سنگ در زمان تکامل زمینشناختی مواد اولیه بواسطه فراهم نمودن سیستمهای شکاف به شدت عمیق که میتواند تحت تأثیر آبهای شهابی گردش کننده قرار گیرد است. نیمرخهای هوازدگی عمیق مملو از کائولینیت استرالیا و آفریقا معمولاً پوشیده از یک پوسته بسیار سخت غنی از طیفی از عوامل سیمانی شیمیایی هستند. این پوستههای سخت در مجموع قشرهای سخت[65] نامیده شده و غالباً ولی نه منحصراً سیمان آنها آهن، آلومینیوم، سیلیس، کربنات کلسیم یا ژیپس است.
References
Barker, W.W., Welch, S.A. and Banfield, J.F. (1997) Biogeochemical weathering of silicate minerals, in J.F. Banfield and K.H. Nealson (eds) Geomicrobiology: Interactions between Microbes and Minerals, 391–428, Reviews in Mineralogy 35, Washington, DC: Mineralogical Society of America.
Blum, A.E. and Stillings, L.L. (1995) Feldspar dissolution kinetics, in A.F. White and S.L. Brantly, (eds) Chemical Weathering Rates of Silicate Minerals, 291–351, Reviews in Mineralogy 31, Washington, DC: Mineralogical Society of America.
Goudie, A.S. (1997) Weathering processes, in D.S.G. Thomas (ed.) Arid Zone Geomorphology, 2nd edition, 25–39, Chichester: Wiley.
Hall, K. and Otte, W. (1990) A note on biological weathering of Nunataks of the Juneau Icefield, Alaska, Permafrost and Periglacial Processes 1, 189–196.
Jenny, H. (1980) The Soil Resource: Origin and Behaviour, New York: Springer Verlag.
Ollier, C.D. and Ash, J.E. (1983) Fire and rock breakdown, Zeitschrift fur Geomorphologie 27, 363–374.
Peltier, L. (1950) The geographic cycle in periglacial regions as it is related to climatic geomorphology, Annals of the Association of American Geographers 40, 214–236.
Pope, G., Dorn, R.I. and Dixon, J.C. (1995) A new conceptual model for understanding geographical variations in weathering, Annals of the Association of American Geographers 85, 38–64.
Strakhov, N.M. (1967) Principles of Lithogenesis, Edinburgh: Oliver and Boyd.
Walder, J.S. and Hallet, B. (1986) The physical basis of frost weathering: toward a more fundamental and unified perspective, Arctic and Alpine Research 18, 27–32.
Further reading
Bland, W. and Rolls, D. (1998) Weathering: An Introduction to the Scientific Principles, London: Arnold.
White, A.F. and Brantly, S.L. (eds) (1995) Chemical Weathering Rates of Silicate Minerals, Reviews in Mineralogy 31, Washington, DC: Mineralogical Society of America.
Yatsu, E. (1988) The Nature of Weathering: AnIntroduction, Tokyo: Sozosha.
JOHN C. DIXON (مترجم: مریم رحمتی)
WEATHERING AND CLIMATE CHANGE- هوازدگی و تغییر اقلیم
هوازدگی نقش مهمی در چرخه کربن ایفا کرده و بنابراین نقش CO2 را به عنوان یک گاز گلخانهای تحت تأثیر قرار میدهد. در حالیکه آتشفشانها CO2 به جو اضافه میکنند، عمده فرآیند بلند مدت آزاد شدن CO2 هوازدگی شیمیایی سنگهای قارهای است. مکانیزم اصلی هوازدگی دخیل در این فرآیند آبکافت است. نرخ هوازدگی شیمیایی در واکنش به تغییرات دما و مقدار بارش در طول زمان متغیر بوده و همچنین تحت تأثیر پوشش گیاهی است که ماهیت آن در رابطه با دما و شرایط زندگی گیاهی است. بنابراین اقلیم نرخ کلی هوازدگی را تحت تأثیر قرار میدهد ولی هوازدگی بواسطه تنظیم نرخ دفع CO2 از جو دارای قابلیت تغییر اقلیم است. هوازدگی میتواند بصورت یک بازخورد منفی عمل کند که تغییر اقلیم بلند مدت را تعدیل میکند (شکل 178) (Ruddiman 2000).
شکل 178: بازخوردهای منفی بین هوازدگی و تغییر اقلیم
با این وجود، در نظر گرفتن هوازدگی شیمیایی به عنوان نه تنها بازخورد منفی که تغییر اقلیم را تعدیل میکند، بلکه محرک فعال تغییر اقلیم نیز میتواند باشد، ممکن است. ،فرضیه هوازدگی ناشی از بالاآمدگی، ادعا میکند که پیدایش سنگ تخریب شده و هوانزده عامل مهم کنترلکننده شدت هوازدگی شیمیایی است. همچنین ادعا میکند که میزان پیدایش سنگ تازه در نواحی کوهزایی فعال به دلیل فعالیت لرزهای و فرآیندهای تخریب تودهای افزایش مییابد. علاوه بر این، نواحی بالاآمدگی بارش و یخچالزایی بیشتری دارند. یخچالهای کوهستانی سنگ بستر خرد شده را ایجاد میکنند.
بالاآمدگی در چند دهه اخیر فعال بوده است (برای مثال در هیمالیا، تبت، آند، کوههای راکی و آلپ). بنابراین ممکن است هوازدگی شیمیایی تسریع یافته منجر به افول اقلیم سنوزوئیک پایانی شده باشد. همچنین امکان دارد تفاوت نرخ هوازدگی بین شرایط یخچالی و بین یخچالی در پلیوستوسن رخ داده و به کاهش سطح CO2 جو در طول فازهای سرد منجر شده باشد (Munhoven 2002). انحلال کارستی نیز میتواند مؤلفه مهم چرخه کربن جهانی باشد (Gombert 2002). با این وجود، روابط بین نرخ هوازدگی شیمیایی و شرایط اقلیمی پیچیده بوده (Kump et al. 2000) و آشکارسازی تغییرات شدت هوازدگی در پیشینه زمینشناختی با مطالعه نسبتهای ایزوتوپ پرتوزاد[66] (87/86 Sr, 143/144 Nd, 187/186OS) بدون مسئله نیست.
References
Gombert, P. (2002) Role of karstic dissolution in global carbon cycle, Global and Planetary Change 33, 177–184.
Kump, L.R., Bromtley, S.L. and Arthur, M.A. (2000) Chemical weathering, atmospheric CO2, and climate, Annual Reviews of Earth and Planetary Science 28, 611–667.
Munhoven, G. (2002) Glacial–interglacial changes of continental weathering: estimates of the related CO2 and HCO3 flux variations and their uncertainties, Global and Planetary Change 33, 155–176.
Ruddiman, W.F. (2000) Earth’s Climate, Past and Future, New York: W.H. Freeman.
A.S. GOUDIE (مترجم: مریم رحمتی)
WEATHERING FRONT - جبهه هوازدگی
اصطلاح جبهه هوازدگی مربوط به هوازدگی سطحی بوده و برای توصیف مرزی بکار میرود که سنگ سخت هوانزده را از سنگ هوازده ولی هنوز برجا جدا میکند. در واقع گذار بین قطعه سنگهای هوازده و تازه به ندرت ناگهانی است. در این خصوص معمولاً یک زونگذاری و در شرایط خاص تنها با چند سانتیمتر ضخامت وجود دارد که در محدوده آن تغییر از توده هوانزده به سنگ گسیخته یا تخریب شده صورت میگیرد. در برخی سنگشناسیها، به ویژه در سنگهای دگرگونی متورق و سنگهای رسوبی قدیمی، این گذار بسیار تدریجی بوده و ممکن است جبهه هوازدگی کاملاً مشخص وجود نداشته باشد. در مقابل، نیمرخهای هوازدگی سنگهای آذرین از قبیل گرانیت تمایل با مرز خفیف بسیار مشخص دارند.
مفهوم جبهه هوازدگی از مفهوم ،پلتفرم پایه،[67] ارائه شده توسط Linton (1955) برای توجیه منشأ TORها مشتق شده است. اخیراً مشاهده شده که مرز مورد بحث به ندرت کاملاً هموار بوده و ،سطح پایه هوازدگی، به درستی جایگزین پلتفرم پایه شده است (Ruxton and Berry 1957). این نشاندهنده موقعیت پایدار مرز گوشتهای سنپ/ هوازدگی بوده و برای توصیف نیمرخهای هوازدگی با سنگ هسته فراوان مناسب نیست. بنابراین اصطلاح کنونی ،جبهه هوازدگی، پیشنهاد شده است (Mabbutt 1961).
جبهه هوازدگی عارضهای پویا است که با تخریب یا تجزیه بیش از پیش سنگ در طول زمان به سمت پایین و کنارهها جابجا میشود. از آنجا که هر سنگ هستهای به وسیله جبهه هوازدگی از مردهسنگ[68] اطراف مجزا میشود، این عارضه نباید بصورت سطح پیوسته با عمق خاص توصیف شود. چنانچه ضخامت گوشته هوازدگی در مسافتهای کوتاه بسیار متغیر باشد، در نتیجه توپوگرافی جبهه هوازدگی بسیار ناهموار خواهد بود.
References
Linton, D.L. (1955) The problem of tors, Geographical Journal 121, 470–487.
Mabbutt, J.A. (1961) Basal surface or weathering front, Proceedings Geologists’ Association 72, 357–358.
Ruxton, B.P. and Berry, L. (1957) Weathering of granite and associated erosional features in Hong Kong, Geological Society of America Bulletin 68,
1,263–1,292.
SEE ALSO: deep weathering; etching, etchplain and
etchplanation; saprolite
PIOTR MIGON (مترجم: مریم رحمتی)
WEATHERING-LIMITED AND TRANSPORT-LIMITED - هوازدگی و حمل محدود
حدود یا محدودیتهای هوازدگی و حمل به عنوان مفهومی مهم در ژئومورفولوژی بکار رفته و اساس درک ایجاد دامنهها میباشند. سیستم با هوازدگی محدود سیستمی است که در آن تأمین موارد تعیینکننده جریان توده است در حالیکه در سیستم با حمل محدود در هر زمان مواد کافی برای وقوع جابجایی تودهای وجود دارد. دو اصطلاح مزبور در اصل در رساله G.K. Gilbert درباره زمینشناسی کوههای هنری (Gilbert 1877) برای ژئومورفولوژی ارائه شده است. در این اثر قدیمی مؤلف به دو نوع چشمانداز اشاره میکند: چشماندازی که در آن نرخ کلی برهنگی[69] به وسیله نرخ هوازدگی سنگ محدود مانده و فرآیندهای حرکات تودهای در جابجایی مواد نهشته شده با جمع شدن آنها بسیار مؤثر هستند (هوازدگی محدود)؛ چشماندازی که مشخصه آن فرآیندهای هوازدگی متجاوز از نرخ برهنگی مواد بوده و انباشتکگی خالص سنگ در آن وجود دارد (جابجایی محدود).
همین مفهوم توسط Alfred Jahn در 1954 بازبینی شد ولی تا زمان ترجه از لهستانی به انگلیسی مورد توجه واقع نشد (Jahn 1968). وی برای طبقهبندی فرآیندهای دامنهای از توازن برهنگی دامنهها استفاده میکند. اگر چه Jahn در پژوهش 1968 خود صریحاً از اصطلاح هوازدگی و حمل محدود استفاده نکرده است مشخصاً دامنهها را به دو دسته دامنههای با شدت هوازدگی پایینتر از سرعت جابجایی مواد و دامنههای با شرایط بالعکس تفکیک میکند. وی توضیح میدهد که توازن برهنگی زمانی است که شدت هوازدگی با سرعت حمل برابر باشد.
هجده سال بعد کربای (Carson and Kirkby 1972) با تکیه بر توضیحات اولیه گیلبرت و جان و تعریف دامنههای با هوازدگی محدود بصورت دامنههایی که فرآیندهای حمل در آنها سریعتر از هوازدگی است، برای نخستین بار اصطلاح هوازدگی محدود و جابجایی یا حمل محدود را وضع کرد. در مقابل، مشخصه دامنههای با حمل محدود نرخ هوازدگی بیشتر از نرخ حمل میباشد که این دلالت بر تشکیل پوشش خاکی دارد. به عبارتی هر چه ضخامت پوشش خاکی بیشتر باشد، یک فرآیند بیشتر میتواند در زمره حمل محدود محسوب شود.
تعاریف محققان مذکور را میتوان به سایر شاخههای ژئومورفولوژی بسط داد. برای مثال، برای تبیین فعالیت جریان واریزه بین آبخیزهای با هوازدگی محدود و آبخیزهای با حمل محدود رسوبات تمایز قائل شده است (Bovis and Jakob 1999). این محققان آبخیزهای با جابجایی محدود را بصورت آبخیزهایی تعریف میکنند که در آنها مقدار نسبتاً نامحدود مواد برای حمل به وسیله جریانهای واریزهای موجود است در حالیکه آبخیزهای با هوازدگی محدود آنهایی هستند که نرخ رسوبزایی برای سیستم آبراهه (به وسیله تخریب، سقوط سنگ، لغزشهای واریزهای و ...) پایین بوده و نیاز است پیش از اینکه رگبار بتواند جریان واریزهای بعدی را شکل دهد آبراهه طی زمان مشخص تخلیه آب کند. این تمایز در پیشبینی فراوانی جریانهای واریزهای و نیز مقدار آنها حائز اهمیت است. در نوع نخست آبخیزها (با حمل محدود) تجاوز آستانه اقلیمی احتمالاً جریان واریزهای را در پی خواهد داشت در حالیکه در نوع دوم (با هوازدگی محدود) جریان واریزهای تنها در شرایط تجاوز آستانه اقلیمی، یعنی چنانچه مواد کافی در سیستم آبراهه انباشته شده باشد، رخ خواهد داد. Stiny (1910) در پژوهش خود درباره جریانهای واریزهای که در آلمان تدوین شده و بعدها توسط ژاکوب و اسکرمر (1997) به انگلیسی ترجمه شد، تفکیک مشابهی صورت گرفته است. Stiny بین جریانهای ،Altschuttmuren، (جریانهای واریزه قلوهسنگهای قدیمی) و ،Jungschuttmuren، (جریانهای واریزه قلوهسنگهای جدید) تمایز قائل شد. دسته نخست از انباشتگی زیاد واریزه (معمولاً مواد یخرفتی) همراه با تأمین نسبتاً نامحدود مواد شکل میگیرد و نوع دوم از واریزههای اخیراً انباشته شده که میتواند در مسیر جریان واریزهای جابجا شود تشکیل میشود.
اخیراً مفهوم هوازدگی و حمل محدود گسترش یافته تا تشکیل بستر رودخانه را شامل شود. برای مثال، در طول مراحل جریان کم بسترهای ماسهای و شنی بستر آبراهه میتواند پوشیده از سنگریزه شود و رسوبات بالادست در قالب بسترهای با رسوبزایی محدود (هوازدگی محدود) از قبیل برخان و نوارها یا کمربندهای ماسهای لایه سنگریزه را بپوشاند (Kleinhans et al.2002). ریپلها یا اشکال موجی و تلماسههای کاملاً توسعهیافته (see DUNE, FLUVIAL) وقتی وجود دارند که مواد کافی برای تشکیل این عارضهها وجود داشته باشد (حمل محدود). ربط این تفکیک متکی بر این مشاهده است که ویژگیهای بستر نمیتواند بر اساس صرفاً هیدرولیک و مشخصههای رسوبی توجیه یا پیشبینی شود. برای مثال کاربرد دیگر تعیین عوامل کنترلکننده نرخ هوازدگی و جریان مواد محلول (see SOLUTE LOAD AND RATING CURVE) در رودخانههای بزرگ (Stallard 1985, 1995) با استفاده از همان اصول است.
مهم است بدانید که سیستمهای هوازدگی و حمل محدود از نظر زمان و مکان ثابت نیستند. برای مثال یک لغزش بزرگ در یک آبخیز قبلاً با پوشش گیاهی انبوه میتواند مقدار زیادی واریزه تولید کند که اکنون آماده حمل به وسیله جریان واریزهای یا سایر مکانیزمهای حمل است. در این مقطع قدرت شبکه رودخانه (see STREAM POWER) برای حمل مواد به تازگی انباشته شده و اخیراً فرسایش یافته میتواند بیشتر شود و یک آبخیز قبلاً با هوازدگی محدود اکنون به آبخیز با محدودیت حمل تبدیل میشود. به همین ترتیب تغییرات اقلیمی ناگهانی میتواند منجر به تسریع نرخ هوازدگی شود که ممکن نیست با نرخ هوازدگی یا بالعکس مطابقت داشته باشد. نهایتاً به مرور زمان گرادیان شیب میتواند به حد آستانه رسیده و در نتیجه هوازدگی محدود به حمل محدود تغییر یابد.
اصطلاح هوازدگی و حمل محدود تا حدودی گمراه کننده هستند زیرا دلالت بر این دارند که فرآیند هوازدگی مکانیکی عامل تأمین مواد سیستم است. با این وجود، فرآیندهای دیگر از قبیل لغزش یا موادزایی مجدد به وسیله فرآیندهای رودخانهای میتواند موادی را که مستقیماً به وسیله هوازدگی ایجاد نشده است را فراهم آورد. علاوه بر این هوازدگی در مقایسه با سایر فرآیندهای ژئومورفیک به ندرت همواره ،محدود، بوده و عامل توزیع مجدد چشمگیر مواد است. به همین ترتیب، اصطلاح حمل محدود به این دلیل میتواند موجب سردرگمی شود که دلالت بر این دارد که مکانیزم حمل است که جریان توده مواد را محدود میکند. به جای مکانیزم حمل و نقل موجود بودن مواد است که حرکت تودهای را مقدور میسازد. بنابراین پیشنهاد شده که اصطلاح کمتر مبهم ،تأمین محدود، و ،تأمین نامحدود، جایگزین اصطلاح هوازدگی محدود و حمل محدود شود.
References
Bovis, M.J. and Jakob, M. (1999) The role of debris supply conditions in predicting debris flow activity, Earth Surface Processes and Landforms 24,
1,039–1,054.
Carson, M.A. and Kirkby, M.J. (1972) Hillslope Form and Process, Cambridge: Cambridge University Press.
Gilbert, G.K. (1877) The Geology of the Henry Mountains, Washington, DC: United States Geographical and Geological Survey.
Jahn, A. (1954). Denudational balance of slopes (in Polish), Czasopismo Geograficzne 25.
——(1968) Denudational balance of slopes, Geographia Polonica 13, 9–29.
Jakob, M. and Skermer, N. (translators) (1997) Stiny, J. Die Muren, Vancouver, BC: EBA Engineering Consultants Ltd.
Kleinhans, M.G., Wilbers, A.W.E., De Swaaf, A. and Van den Berg, J.H. (2002) Sediment supply-limited bedforms in sand-gravel bed rivers, Journal of Sedimentary Research, Section A, Sedimentary Petrology and Processes 72(5), 629–640.
Stallard, R.F. (1985) River chemistry, geology, geomorphology, and soils in the Amazon and Orinoco Basins, in J.I. Driver (ed.) The Chemistry of Weathering, 293–319, Dordrecht: Reidel.
——(1995) Tectonic, environmental, and human aspects of weathering and erosion: a global review using a steady-state perspective, Annual Reviews of Earth and Planetary Science 23, 11–39.
Stiny, J. (1910) Die Muren. Versuch einer Monographie mit besonderer Berucksichtigung der Verhaltnisse in den Tiroler Alpen, Innsbruck: Verlag der Wagner’schen Universitats Buchhandlung.
Further reading
Kirkby, M.J. (1971) Hillslope process-response models based on the continuity equation, Transaction of the Institute of British Geographers, Special Publication 3, 15–30.
——(1985) The basis for soil profile modelling in a geomorphic context, Journal of Soil Science 36, 97–121.
MATTHIAS JAKOB (مترجم: مریم رحمتی)
WEATHERING PIT - حفره هوازدگی
چالههای بسته کوچک روی سطوح سنگی افقی و با شیب ملایم. این حفرهها ،گناما،[70] یا ،آفرکسل،[71] یا ،پیا،[72] نیز نامیده میشوند. این حفرهها از طیفی از انواع سنگهای سیلیکات گرانیتها و ماسهسنگها توصیف شدهاند و ممکن است از نظر مورفولوژی پهن تا حفرههای انحلالی تشکیل شده در سنگهای کربناته که اصطلاحاً ،حفره قارچی شکل،[73] نامیده میشود، مشابه باشند. گودی و میگان (1997: جدول 1) فهرستی از منابع مربوط به چالههای هوازدگی از دامنه متنوعی از مناطق مورفوکلیماتیک شامل مناطق قطبی، بیابانی و مرطوب حاره ارائه میدهند. بزرگترین مثالها میتواند بین 10 و 20 متر طول داشته باشد (Twidale and Corbin 1963).
در رابطه با فرآیندهای دخیل در تشکیل چالهها عدم قطعیت زیادی وجود دارد. فرآیندهای شیمیایی انحلال معمولاً در تشکیل چالهها دخیل هستند ولی فرآیندهای دیگر نیز میتواند شامل جذب آب یا آبگرفتگی، کنش مکانیکی یخبندان و نمک و هوازدگی بیوشیمیایی باشد. مکانیزمهای بازخورد مثبت مرتبط با مقدار فزاینده آب موجود با بزرگ شدن چاله میتواند موجب شدت بالای هوازدگی محلی شود (Schipull 1978).
چالهها یا حفرههای هوازدگی زیادی تا حدودی پر شده از واریزه و مواد آلی گزارش شده و در عین حال چالههای خالی با سنگ بستر عریان نیز کم نیستند. به نظر میرسد مسئله نحوه خالی شدن واریزه از چاله چندان مورد توجه واقع نشده است. در این خصوص سه شیوه پیشنهاد شده است (Smith 1941)؛ جابجایی انحلالی، شستشو در طول بارشهای سنگین و فرسایش بادی. شناوری مکانیزم احتمالی دیگر است ولی در مورد آن مشاهدات مستقیم صورت نگرفته است. علاوه بر این، وقوع چالههای بسته عمیق خالی از رسوب (cf. Watson and Pye 1985) هنوز معما بوده و توجیه قانع کنندهای در خصوص خالی بودن آنها ارائه نشده است.
عکس 146:چاله هوازدگی بزرگ تشکیل شده در گرانیت در کوههای ارونگو (Erongo) نامیبیای مرکزی. این نمونه دارای کف کاملاً برهنه بوده و فرآیند خالی شدن مواد تخریبی از داخل حفره هنوز مورد بحث است.
References
Goudie, A.S. and Migon´ , P. (1997) Weathering pits in the Spitzkoppe area, Central Namib Desert, Zeitschrift fur Geomorphologie NF 41, 417–444.
Schipull, K. (1978) Waterpockets (Opferkessel) in Sandsteinen des zentralen Colorado-Plateaus, Zeitschrift fur Geomorphologie NF 22, 426–438.
Smith, L.L. (1941) Weathering pits in granite of the Southern Piedmont, Journal of Geomorphology 4, 117–127.
Twidale, C.R. and Corbin, E. (1963) Gnammas, Revue de Geomorphologie Dynamique 14, 1–20.
Watson, A. and Pye, K. (1985) Pseudokarstic microrelief and other weathering features on the Mswati granite (Swaziland), Zeitschrift fur Geomorphologie NF 29, 285–300.
A.S. GOUDIE (مترجم: مریم رحمتی)
WETTING AND DRYING WEATHERING - هوازدگی ناشی از تر و خشک شدن
نوسانات مرطوب و خشک شدن سنگ میتواند موجب هوازدگی شود. این نوسانات در بسیاری از موارد موجب هوازدگی حاصل از انبساط سنگ در طول جذب آب و ناتوانی برای بازگشت به ابعاد اصلی پس از دفع رطوبت میشود. علاوه بر این، محتوای بالای رطوبت میتواند مقاومت سنگ را کاهش داده و با گذشت زمان چرخههای تر و خشک شدن میتواند قدرت پیوند کانیها را کاهش دهد. این خود به کاهش مقاومت سنگ و احتمالاً حتی تخریب آن منجر میشود (Pissart and Lautridou 1984). چرخه تر و خشک شدن در برخی محیطها (برای مثال سکوهای ساحلی) میتواند فراوان باشد و شبیهسازیهای آزمایشگاهی کارایی فرآیند مورد بحث را نشان داده است (Hall and Hall 1996). مطالعات فرسایش در مقیاس خرد اهمیت تورم سطحی در سکوهای ساحلی تشکیل شده در سنگ آهک و گلسنگ را نشان داده است، اگر چه تشخیص میان اهمیت رشد بلورهای نمک و انبساط در اثر تر و خشک شدن آسان نیست (Stephenson and Kirk 2001). در واقع، تر و خشک شدن روی سطوح برهنه تشکیل شده در گلسنگهای نواحی نیمه خشک نیز عمل میکند (Cantón et al. 2001)، اگر چه دوباره اثر ترکیبی چرخه رطوبت و انحلال نمک است که بسیار مهم است. با این وجود، سنگهای غنی از رس مستعد سیراب شدن با وجود نمک یا بدون وجود نمک هستند (Gökçeuˇ glu et al. 2000) و همانطور که در مقبرههای دره پادشاهان مصر که در شیلهای انزا (Esna) ایجاد شدهاند دیده میشود، این فرآیند میتواند موجب متلاشی شدن شود (Wüst and McLane 2000).
References
Canton, Y., Sole-Benet, A., Queralt, I. and Pini, R. (2001) Weathering of a gypsum-calcareous mudstone under semi-arid environment at Tabernas, SE Spain: laboratory and field-based experimental approaches, Catena 44, 111–132.
Gokceuˇglu, C., Ulusay, R. and Sonmez, H. (2000)Factors affecting the durability of selected weak and clay-bearing rocks from Turkey, with particular emphasis on the influence of the number of drying and wetting cycles, Engineering Geology 57, 215–237.
Hall, K. and Hall, A. (1996) Weathering by wetting and drying: some experimental results, Earth Surface Processes and Landforms 21, 365–376.
Pissart, A. and Lautridou, J.P. (1984) Variations de longeur de cylinders de Pierre de Caen (calcaire bathonien) sous l’effet de sechage et d’humidification, Zeitschrift fur Geomorphologie NF 29,111–116.
Stephenson, W.J. and Kirk, R.M. (2001) Surface swelling of coastal bedrock on inter-tidal shore platforms, Kaikoura peninsula, South Island,
New Zealand, Geomorphology 41, 5–21.
Wust, R.A.J. and McLane, J. (2000) Rock deterioration in the Royal Tomb of Seti I, Valley of the Kings, Luxor, Egypt, Engineering Geology 58,
163–190.
A.S. GOUDIE (مترجم: مریم رحمتی)
WILSON CYCLE - چرخه ویلسون
چرخه ویلسون این فرضیه است که اقیانوسها بصورت ریفت بوجود آمده، به وسیله باز شدگی کف دریا بزرگ شده و در نهایت دوباره بسته میشوند (Wilson 1966). در این فرضیه شش مرحله تعیین شده است:
1- بالاآمدگی و باز شدگی شکلدهنده درههای شکافی یا ریفتی (see RIFT VALLEY AND RIFTING) (مانند درههای ریفتی جدید آفریقا).
2- باز شدن اولیه کف دریا (مرحله دریای سرخ).
3- اقیانوس بالغ (مرحله اقیانوس اطلس) با اقیانوس وسیع محصور شده با تپههای دریایی و مرکز در حال باز شدن در پشته میان اقیانوسی.
4- اقیانوس در حال بسته شدن تحت حصار جزایر قوسی. اقیانوس آرام اگر چه هنوز در حال باز شدن است، در این مرحله قرار دارد.
5- بسته شدن بیشتر، فشردگی، دگرگونی و بالاآمدگی گوههای رسوبی و شکلگیری کوهها (مرحله مدیترانهای).
6- کل پوسته اقیانوسی زیررانش کرده و قارهها در یک زون برخوردی همگرایی پیدا میکنند (برای مثال نوار ایندوس- تسنگاپو[74]). در این قسمت صفحه واحد در امتداد ریفت میشکند و چرخه دوباره آغاز میشود.
برخی معتقدند چرخه باید با شکستگی در امتداد تقریباً همان خط قدیمی شکستگی تکرار شود و برخی دیگر بر این باورند چرخه جدید میتواند در امتداد شکستگی جدید آغاز شود. Van der Pluijm و Marshak(1997) معتقدند که ریفتی شدن میتواند در کوهزاییهای گرم و ضعیف رخ دهد. از آنجا که کمربندهای کوهزایی قسمتهای ضعیف پوسته در نظر گرفته میشوند گرایش دارند تا محل ریفت و برخورد مکرر باشند. سنگهای موجود در اقیانوس می-تواند اثرات چند مرحله باز و بسته شدن را در خود بایگانی کرده باشند. برای مثال در شرق ایالات متحده، تاریخ زمین شامل دو مرحله ریفتی شدن (اواخر پرکامبرین و اواسط مزوزوئیک) و دو مرحله برخود (اواخر پرکامبرین و پالئوزوئیک) با چند مرحله فرعی است (van der Pluijm and Marshak 1997).
مسیر انحراف ظاهری قطب مغناطیسی (APW)[75] دو قاره تحت چرخه ویلسون نشاندهنده مسیرهای موازی خواهد بود که در فروشکافت واگرا شده و پس از بسته شدن به مسیر موازی دوم همگرا میشوند. این قبیل پشتوانه دیرینه مغناطیسی برای چرخه ویلسون برای ریفتی و بسته شدن اقیانوس اطلس ادعا شده است (Piper 1987). گندوانا و لوراسیا در دوران سیلورین همگرا شده و پانگهآ را شکل دادند. سپس تا زمان مزوزوئیک مسیر APW عادی داشتند که این نشان میدهد قاره واحدی را شکل دادهاند. پس از آن در خطوط جدید به قارههای کنونی تقسیم شده، چرخه ویلسون را ادامه میدهند.
باز و بسته شدن حوضههای اقیانوسی تا بیش از 1500 کیلومتر حدود 500 میلیون سال طول میکشد ولی برخی اقیانوسها کوچکتر و کم دوام هستند. به دلیل مقیاس زمانی، شواهد چرخههای ویلسون غالباً متکی بر تفسیر تکتونیک صفحهای دیرینه مغناطیس، دادههای ساختمانی و زمینشناختی است. چرخه ویلسون بطور کلی اثر مستقیم چندانی بر ژئومورفولوژی ندارد ولی روسو و سیلور (1996) تشکیل کوههای آند را به این چرخه نسبت میدهند.
References
Piper, J.D.A. (1987) Palaeomagnetism and the Continental Crust, Milton Keynes: Open University Press.
Russo, R.M. and Silver, P.G. (1996) Cordillera formation, mantle dynamics, and the Wilson Cycle, Geology 24, 511–514.
Van der Pluijm, B.A. and Marshak, S. (1997) Earth Structure: An Introduction to Structural Geology and Tectonics, New York: WCB/McGraw-Hill.
Wilson, J.T. (1966) Did the Atlantic close and then re-open? Nature 211, 676–681.
CLIFF OLLIER (مترجم: مریم رحمتی)
WIND EROSION OF SOIL - فرسایش بادی خاک
فرسایش بادی (see AEOLATION) از دیرباز به عنوان عاملی مهم در تشکیل لندفرمهای مناطق خشک شناخته شده و در تشکیل عوارضی از قبیل چالههای بسته (PANها)، تپههای ساده (یاردانگها)، سطوح بادرفتی (سنگفرشها[76]) و اشکال کوچک متفرقه (اشکال بادزاد[77]) نقش دارد. فرسایش بادی همچنین میتواند شکل تلماسهها را برای مثال از طریق وزش (see DUNE,COASTAL) تغییر شکل دهد. مبحث کلی فرسایش بادی در سایر مدخلهای قبلی آورده شده است (see AEOLIAN GEOMORPHOLOGY; AEOLIAN PROCESSES; DESERT GEOMORPHOLOGY, etc.). این مدخل بر فرسایش بادی خاک- یکی از مؤلفههای بیابانزایی[78] متمرکز است.
فرسایش بادی یک فرآیند فرسایش طبیعی است. با این وجود، شدت و گستره آن اغلب با فعالیتهای مختلف انسان از قبیل زراعت، چرای بیش از حد، ترافیک وسایل نقلیه و غیره افزایش مییابد (Leys 1999). فرسایش بادی دارای اثرات منفی بر تولید زراعی بوده و موجب آلودگی زیستمحیطی از قبیل طوفانهای شن میشود. سابقه تلاش برای درک و مدل کردن فرسایش بادی به چندین دهه میرسد که در این میان W.S. Chepil و همکاران از وزارت کشاورزی ایالات متحده نمونه بارز به شمار میرود (see Chepil and Woodruff 1963). آنها با استفاده از مطالعات میدانی تجربی و تونلهای باد (see WIND TUNNELS IN GEOMORPHOLOGY) معادله پرکاربرد فرسایش بادی را تعریف کردند:
E= f(C,I,L,K,V)
در این معادله E خسارت بالقوه، C ضریب اقلیم محلی، I ضریب فرسایشپذیری خاک، L فاکتور مرتبط با شکل زمین در جهت باد غالب، K فاکتور ناهمواری پشته برای زمین تحت وزش باد و Vضریب پوشش گیاهی است. این معادله ابتدا در غرب میانی ایالات متحده تعریف شد و توجهات را به فاکتورهایی که کشاورزان میتوانند در آنها دخیل باشند (یعنی I، L، K وV) جلب کرد.
عامل اقلیم (C) ترکیب ساده دو متغیر ساده اقلیمی بود: سرعت باد سالیانه و ضریب رطوبت. احتمال دارد نواحی دشتی، خشک بادخیز بیشتر از هر ناحیه دیگر دستخوش فرسایش بادی باشند. فاکتور فرسایشپذیری خاک (I) پیچیدهتر بوده و باید هم از نظر اندازه دانه (ذرات) و هم متراکم بودن مورد ملاحظه قرار گیرد. ماسهها و سیلتهای ریز احتمالاً بیشترین آسیبپذیری را دارند که دلیل آن تا حدودی سرعتهای نسبتاً پایین لازم برای از جا کنده شدن آنها و البته وجود رس که احتمال ایجاد کلوخهای مقاوم در برابر باد را شکل میدهد. وجود کلوخهای بزرگ خطر فرسایش بادی را کاهش میدهد. مسافت عملکرد باد (L) مرتبط با اندازه دانه و وجود یا نبود کمربندهای بادپناه با ارتفاع، مسافت و نفوذپذیری متفاوت است. فاکتور ناهمواری پشته (K) مبتنی بر این مشاهده تجربی است که هر چه سطح ناهموار باشد، بیش از حدود 6 سانتیمتر، سرعت باد در سطح کمتر میشود. بنابراین شیارهای سمت راست باد گرایش دارند نرخ فرسایش را کاهش دهند. فاکتور پوشش گیاهی (V) مطلقاً مهم بوده، به این دلیل که پوشش گیاهی متراکم، به ویژه اگر مانند علف دارای ساقه کوتاه و برگ باریک باشد بیش از هر چیز دیگری نرخ فرسایش بادی را کاهش میدهد.
اخیراً مدلهای پیشبینی فرسایش بادی تدوین شده است (Shao 2000). از جمله این مدلها مدل ارزیابی فرسایش باد (WEAM)[79] است که هدف آن ملاحظه اثر ترکیبی اقلیم، خاک، پوشش گیاهی و کاربری اراضی است. دیدگاه فیزیکی اصلی این مدل (Shao et al. 1996) این است که فرسایش بادی حاصل دو نیروی مخالف میباشد: قابلیت باد برای شروع و برقراری فرسایش و توانایی خاک برای مقاومت در برابر آن. قابلیت باد برای شروع و برقراری فرسیاش سرعت اصطکاکی U* (تنش یا کشش باد بر خاک) است، در حالیکه کمّیت مخالف اعمال شده به وسیله خاک سرعت آستانه (سرعت اصطکاکی حداقل لازم برای وقوع فرسایش) میباشد. سرعت اصطکاکی به وسیله شرایط وزش باد و ناهمواری سطح تعیین میشود، در حالیکه سرعت آستانه به وسیله فاکتورهای از قبیل بافت خاک، دانهبندی و محتواری رطوبت معین میشود.
References
Chepil, W.S. and Woodruff, N.P. (1963) The physics of wind erosion and its control, Advances in Agronomy 15, 211–302.
Leys, J. (1999) Wind erosion on agricultural land, in A.S. Goudie, I. Livingstone and S. Stokes (ed.) Aeolian Environments, Sediments and Landforms, 143–166, Chichester: Wiley.
Shao, Y. (2000) Physics and Modelling of Wind Erosion, Dordrecht: Kluwer.
Shao, Y., Raupach, M.R. and Leys, J.F. (1996) A model for predicting aeolian sand drift and dust entrainment on scales from paddock to region, Australian Journal of Soil Research 34, 309–342.
A.S. GOUDIE (مترجم: مریم رحمتی)
WIND TUNNELS IN GEOMORPHOLOGY - تونلهای باد در ژئومورفولوژی
تونلهای باد ابزاری هستند که به وسیله آنها میتوان فرآیندهای ژئومورفولوژی بادی را با جریان باد کاملاً کنترل و تنظیم شده پایش کرد. این ابزار به ویژه در محیط بادی که نوسانات طبیعی سرعت و جهت باد تجربه میدانی مکرر را دشوار میسازد کارایی دارد.
تونلهای باد از نظر ویژگیهای طراحی بسیار متغیر هستند و معمولاً از یک پروانه مکنده (یا دمنده) هوا از میان یک فضای تنگ که خطوط جریان را هموار کرده و باد بدون نوسان را برای قمست کار فراهم میآورد که در آن آزمایش صورت میگیرد، تشکیل شده است. اندازه قسمت کار میتواند از m21/0 و m1 در طول تا بیش از m24 و m10 متغیر باشد. سرعت کار در تونلهای باد معمولاً بین 1 و ms-120 است.
آزمایشهای ژئومورفولوژی با تونلهای باد معمولاً یا در رابطه با فرآیندهای بادی جابجایی ماسه یا غبار (Butterfield 1998; see AEOLIAN PROCESSES) که در آنها رسوب در قسمت کار قرار داده میشود و یا مطالعات کوچک مقیاس شده در تونلهای باد " تمیز" با جریان ایجاد شده روی مدلهای ثابت تلماسهها، تپهها یا درهها هستند. (Walker and Nickling 2002). در حالت دوم نه تنها مقیاس لندفرم بلکه ویژگیهای ساختاری جریان باد (لایه مرزی جوی) نیز باید کاهش یابد. این اغلب از طریق یک سری شبکه و مارپیچ قسمت بالای جریان تحقق مییابد که همراه با کف ناهموار قسمت کار میتواند مقادیر تنظیم شده سرعت برشی، ناهمواری آئرودینامیک و مقیاسهای طول تلاطم را فراهم آورد که نماد مقادیر مقیاس کامل هستند. تونلهای باد قابل حمل معمولاً برای آزمایش مشخصات فرسایش باد (SEE WIND EROSION OF SOIL) زمینهای کشاورزی بکار میروند. در این مورد کف قمست کار تونل وجود ندارد بطوری که وقتی تونل در محل آزمایش قرار داده میشود جریان آن مستقیماً روی خاک طبیعی عمل میکند.
جریان باد در تونلهای باد میتواند با لوله پیتو[80] تعیین شود که سرعت را به وسیله اندازهگیری فشار مشخص میکند. جایی که جریانها بسیار متلاطم وجود داشته باشد معمولاً از بادسنجهای سیم فاز الکترونیک استفاده میشود. بنابراین میتوان تنشهای برشی روی سطح مدلهای تنظیم شده را با استفاده از بادسنجهای سیم فاز (Wiggs et al.1996) یا سرعتسنج ذرات بطور دقیق اندازهگیری کرد در حالیکه بصریسازی مدلهای فرا مقیاس با وارد کردن دود به جریان یا پوشاندن سطح مدل با روغن حاصل میشود. در آزمایشهای دربردارنده وارد کردن و جابجایی رسوب میتوان در انتهای قسمت کار ماسهگیر قرار داد و به این ترتیب میزان جریان ماسه را اندازهگیری کرد.
در حالیکه پیشرفتهای زیادی در نتیجه استفاده از تونل باد در تحقیقات فرآیندهای بادی و جریان باد روی لندفرمهای بادی حاصل شده است، نقص اصلی این روش وجود دادههای تجربی میدانی معمولاً ناکارامد است که با آنها میتوان نتایج را تأیید کرد.
References
Butterfield, G.R. (1998) Transitional behaviour of saltation:wind tunnel observations of unsteady winds, Journal of Arid Environments 39, 377–394.
Walker, I.J. and Nickling, W.G. (2002) Dynamics of secondary airflow and sediment transport over and in the lee of transverse dunes, Progress in Physical Geography 26, 47–75.
Wiggs, G.F.S., Livingstone, I. and Warren, A. (1996) The role of streamline curvature in sand dune dynamics: evidence from field and wind tunnel measurements, Geomorphology 17, 29–46.
GILES F.S. WIGGS (مترجم: مریم رحمتی)
[12] - Geo-spatial information
[15] - Amphidromic systems
[23] - Tidal currents or Tidal streams
[29] - Hydraulic provinces
[32] - Specific Energy Density
[34] - Wave Skewness & Wave Asymmetry
[38] - Reversing Swash Currents
[42] - Boundary Layer Stresses
[45] - Quarrying Or Plucking
[55] - Hyphae یک گیاه قارچی که از تارهای شاخه شاخه و لوله‌ای شکل متعدد تشکیل شده است.
[63] - Parker Weathering Index
[64] - Reiche Weathering Potential Index
[66] - Radiogenic Isotope Ratios
[75] - Apparent Polar Wander
[79] - Wind Erosion Assessment Model
[80] - Pitot Tube : لوله ای در مسیر جریان سیال که فشار داخل آن با فشار کل محیط برابر است
|
|
|
|
|
|
