 |
از Dendrogeomorphology تا Diatreme |
 |
|
| | تاریخ ارسال: 1396/8/13 | |
|
DENDROGEOMORPHOLOGY - ژئومورفولوژی درخت مبنایی
اساس ژئومورفولوژی درخت مبنایی بر تجزیه و تحلیل رشد سالیانه و شکل رشد حلقه درختان یا گیاهان چوبی بنا شده است. ژئومورفولوژی درخت مبنایی در بررسی فضایی و جنبه های زمانی فرآیندهای سطح زمین که در «دوره هولوسن» به صورت بازه های زمانی سالانه یا یک صد ساله عمل کرده اند، استفاده می شود. این روش به آب و هوا شناسی درخت مبنایی بسیار نزدیک است و به طور گسترده ای از همان اصول استفاده می کند. نرم افزارهای مورد استفاده جهت بررسی قدمت و میزان ایجاد تغییر و فراوانی طوفان ها، سیل ها، طغیان دریاچه ها، تغییرات کانال رودخانه ها، رویدادهای یخ بندانی، موج های یخی، جنبش های یخچال های طبیعی، بهمن و برف، جنبش های توده ای، آتش سوزی ها و نشان دادن رابطه میان رویدادهای آب و هوایی، در زمینه ژئومورفولوژی درخت مبنایی نیز کاربرد دارند. علاوه بر این، حلقه های درختان می توانند اطلاعاتی در زمینه های نا مرتبط با آب و هوا را به دست دهند که عبارتند از: فوران های آتش فشانی، زلزله ها، سونامی ها، مدیریت محیط زیست، فشردگی خاک، تغییرات سطح آب، تغییرات در آلودگی و درون روی آب شور.
از دیگر مواد و روش هایی که در آب و هوا شناسی درخت مبنایی بکار می روند عبارتند از مطالعه سن، آناتومی، مورفولوژی و ساختار ریشه درخت، ساقه و تاج. الگوهای حلقه ریشه می توانند برای تعیین تاریخ و زمان رسوب و تخریب مورد استفاده قرار بگیرند. درختان در واکنش به افزایش عمق خاک شروع به تولید خودبخودی ریشه ها می کنند؛ حرکات خاک پس از تخریب ساختار ریشه باعث نمایان شدن ریشه ها و خم شدن آنها می شوند. شمارش حلقه ها بیانگر قدمت ساختار ریشه و خمیدگی ها است.
حلقه های با الگوهای بیرونی بصورت تقریبی مشخص می کنند که کجا ریشه در معرض آب و هوا قرار داشته یا به خاطر پدیده رودش[1] به سطح خاک نزدیک شده است. تغییر الگوها به دلیل تغییرات ساختارهای سلولی هستند که به راحتی می توان زمان و تاریخ رخدادن آنها را مشخص کرد. قبل از نمونه برداری از ریشه های دفن شده باید از تمام ویژگی های مربوطه از قبیل مواضع و جهت گیری های اصلی و سیستمهای ریشه نابجا، فاصله ازسطح زمین، پوشش گیاهی ونوع خاک نمونه برداری شده و اطلاعات بدست آمده ثبت شود. ساقه هایی که بخاطر تغییرات منطقه ای یا (همان سایت)، تغییر شکل داده اندتولید کننده حلقه هایی با الگوهای خارج از مرکز هستند. دیسک های ساقه ها یا هسته ها، هر دو در راستای فشار همراه با زاویه های راست گرا نشان می دهند که چه زمانی انحراف از مرکز آغاز شده است. جهت گیری الگوها نیز اطلاعاتی را در زمینه مسیر تغییرات نشان می دهند. آسیب های وارد شده به ساقه یا ریشه که موجب زخمی شدن نواحی ذکر شده هستند فرآیند رشد را به نوعی تحریک می کنند. هسته ای که از نظر منطقه ای آسیب ندیده باشد، اگر نزدیک به زخم باشد می تواند سالهای سپری شده بعد از آن رویداد را نشان دهد. رشد طوقه و تاج نیز می توانند اطلاعاتی در زمینه رویدادهایی از قبیل: رقابت، باد و طوفان، پوشش برفی و سلامتی درخت به ما بدهند. اصلی ترین مشکلات ژئومورفولوژی درخت مبنایی این است که ممکن است سن سطح و سن درخت، بر مبنای دوره زمانی که یک درخت برای تشکیل ماهیت اصلی خود در یک سطح نیاز دارد دچار تداخل شوند و گهگاه اطلاعات دقیق نباشند. تعداد حلقه هسته فقط سن درخت را بعد از نقطه مغزه گیری نشان می دهند. از این رو برای محاسبه سن کل درخت نیاز است که برآورد تقریبی از طول عمر قبل از نقطه مغزه گیری داشته باشیم. یک روش این است در محدوده منطقه ای خرده محیط زیستی برخی درختان را که دیسک های ساقه نزدیک سطح زمین دارند بریده شوند، رابطه مابین ارتفاع و سن درختان پیدا شود و سپس میانگین رشد نسبت به ارتفاع در محدوده محاسبه شود. تایید و تمییز زمانهای کلونوزاسیون نیازمند یک منبع قدمت گذاری مجزا و یا جانشین است.
Further reading
Gartner, H., Schweingruber, F.H. and Dikau, R. (2001)
Determination of erosion rates by analysing structural changes in the growth pattern of exposed roots, Dendrochronologia 19, 81–91.
Schweingruber, F.H. (1996) Tree Rings and Environment Dendroecology, Berne: Paul Haupt.
Strunk, H. (1997) Dating of geomorphological processes using dendrogeomorphological methods, Catena 31, 137–151.
Winchester, V. and Harrison S. (2000) Dendrochronology and lichenometry: an investigation into colonization, growth rates and dating on the east side
of the North Patagonian Icefield, Chile, Geomorphology 34, 181–194.
VANESSA WINCHESTER (نرجمه: ر. شهماری)
DENUDATION - رودش
در زمین دو نیروی تعادل موازنه ای و مقابله ای وجود دارد: بالا آمدگی (مانند آزاد سازی سطح زمین) و رودش (برهنه سازی). رودش شامل تمام فرآیندهایی است که مواد سطح زمین را از بین برده و به صورت فیزیکی یا شیمیایی رها سازی میکند. رودش شیمیایی که هوازدگی شیمیایی یا فرسایش شیمیایی نیز نامیده می شود انحلال آهسته وکامل یا جزئی مواد معدنی سنگ ها است. رودش فیزیکی و یا فرآیندهای هوازدگی مکانیکی با حذف مواد جامد از سطح زمین مطابقت دارد. سنجش کمی به طور کلی بر مبنای میانگین رودش فیزیکی و شیمیایی نشان داده می شود و توسط معادله tkm-2a-1 توصیف میشود. انطباق مواد معدنی سنگی با شرایط سطح زمین حلال ترین عناصر را آزاد می کند و به طور کلی منجر به شکل گیری مواد معدنی با ماندگاری طولانی می شود که معمولا عبارتند از: رس، آهن آبدار و اکسیدآلمینیوم که در تداخل سطحی بین اتمسفر و لیتوسفر تجمع می یابند. نمونه ای از واکنش رودش شیمیایی، هوازدگی کلسیته است که هیچ پس ماندی را باقی نمی گذارد.
CaCO3+H2O+H+=HCO3+Ca2+
رودخانه«زئیر» میزان رودش مشابه ای با رودخانه «ینیسی» دارد. میزان پایین رودش شیمیایی در نواحی تخت و مناطق مرطوب حاره ای درست بر خلاف نرخ بالای هوازدگی مواد خاک که جزو ویژگی های و طبیعت این مناطق است، مشاهده شده است.در مقیاس جهانی، شدت و فشار رودش شیمیایی سیلیکات ها به طور معکوس در ارتباط است. این تناقض در جای خود بعداً شفاف سازی خواهد شد.
میزان رودش فیزیکی را می توان به روش های مختلف ارزیابی کرد که عبارتند از:
با استفاده از رودخانه ها، تجمع رسوب در مخازن یا حوضه های رسوبی و ایزوتوپ اولیه.
به نظر می رسد که رودخانه ها آسانترین روش ممکن برای محاسبه میزان رودش فیزیکی هستند، اما این دیدگاه دارای محدودیت های آزار دهنده ای نیز هست. بر خلاف بار حل شده - که اغلب با ضریب دو، مابین سطوح بالا و پایین آب در حال نوسان است- مقدار خاک حمل شده توسط رودخانه ها می تواند به طور چشمگیری متفاوت باشد. یک رویه طبیعی مانند سیل یک روزه می تواند به اندازه چندین سال فشار رسوب عادی، رسوب جابجا کند. بعلاوه میزان موادی که زیر شن و ماسه جابجا می شوند کاملاً نامشخص است. رودخانه ها، به ویژه رودخانه های بزرگ رسوبات را در دشت های سیلابی یا مخروط افکنه ها حفظ می کنند.بعنوان مثال نشان داده شده است که دو سوم رسوبات پاک شده از کوه های «آند» توسط سرچشمه های «ریومادیرا» در آمریکای جنوبی در دشت های سیلابی کوهپایه ها باقی مانده اند و هرگز به دریا یا به آمازون نرسیده اند. در نهایت، آنچه موجب افزایش شدید رسوبات رودخانهای میشود نفوذ فعالیت های انسانی است. بهترین مثال رودخانه «هوآنگ» است که تا حد ،رسوبات را به اقیانوس انتقال می دهد، در حالی که بررسی دوره های پیش از نفوذ انسانی مقادیر بسیار پایین تری را نشان می دادند.
میزان رودش مکانیکی در حوضه های بزرگترین سیستم های رودخانه ای توسط برخی نویسندگان محاسبه شده است. آنها محدوده کمتر از 10 tkm را برای رودخانه هایی مانند رودخانه های سیبریایی یا استوایی تا مقادیر بیشتر از 700 tkm را برای رودخانه های آسیایی بدست آورده اند. ارزش متوسط تخمین زده شده جهانی حدود 200 tkm است و این ارزش متناظر با رابطه است.
عوامل موثر بر رودش مکانیکی عبارتند از: فرسایش پذیری سنگ ها و سستی سطح. مناطق با نقش های برجسته تمایل شدیدی به رودش مکانیکی با لول بالا دارند. این امر عمدتاً به دلیل ناپایداری شیب و سایش یخ بندانی است. به نظر می رسد هیچ رابطه واضحی مابین آب و هوا (رواناب و یا درجه حرارت) و فرسایش فیزیکی، حداقل در مقیاس جهانی وجود ندارد. «میلیمان» و «سویتسکی»در گزارشی گسترده ارتباط معکوس میان بازده معلق و مساحت حوضه را بیان می کنند و نشان می دهند که ذخیره سازی رسوب از اهمیت ویژه ای برخوردار است.
نرخ رودش ها توسط اضافه کردن روش های فیزیکی و شیمیایی به یکدیگر محاسبه می شود. با استفاده از متوسط تراکم پوسته ، این مقادیر معمولاً در معادله جاگذاری می شوند. برای رودخانه های بزرگ، محدوده های سیلابی از حدود در مناطقی تخت مانند کراتون کنگو، حوضه نیجر، جلگه برزیل و استرالیا تا مقادیر حدود 100 تا برای کنگ، ایندوس، چانگی جانگ و آمازون متغیر است. رودخانه برهما – پوترا دارای بالاترین نرخ رودش است، که تقریباً در حدود 1000 سال برابر با بوده است. مقدار متوسط در سطح زمین در بازه هزار ساله بوده است.
شکل 39: دامنه رودش فیزیکی و شیمیایی برای بزرگترین حوضه های زهکشی جهان. بار حل شده بر پایه ورودی های جوی اصلاح شده است (Based on Summerfield and Hulton (1994) and Gaillardet et al. (1999)).
نرخ کلی رودش ها محاسبه شده بر مبنای محصولات رودخانه ای در مقیاس جرمی گسترده کاملاً در راستای مناسبی با ایزونوپ های کیهانی اولیه قرار دارند. ایزوتوپ های کیهانی در طول بمباران های پرتوهای کیهانی و بخاطر فراروانی آنها بوجود آمده اند و بعنوان تابعی از میزان تولید و میزان فرسایش بکار گرفته شده است که مقادیر رودش در بازه های بیش از ده ها میلیون ساله را نشان داده است. این مقادیر در حالت 10 Be و با سایر تکنیک ها در تناسب کامل است. نرخ رودش 10 Be در حوضه های لوآر، میوس، نکار و رگان درست به اندازه مقادیر محاسبه شده توسط روش های معمول است. بعنوان متوسط جهانی، 10 تا 15 درصد رودش کلی، رودش شیمیایی و 70 تا 80 درصد آن رودش فیزیکی است. میزان رودش مکانیکی بر فراز شار شیمیایی نوسانی ما بین حدود 1 برای رودخانه های سیبریایی استوایی تا حدود 10 الی 20 برای رودخانه های کوهستانی دارد .
در این رابطه می توان از حمل و نقل گرد و غبار جوی از خشکی قاره ای به اقیانوس ها نیز بعنوان عاملی موثر می توان نام برد. رودش بادی که محاسبه آن بسیار مشکل است، بازه تفاوتی در حدود ما بین 1/0 تا دارد. در بیایان ها، روش بادی ممکن است تنها بخاطر سستی سطح خاک باشد.
References:
Ahnert, F. (1996) Introduction to Geomorphology, London: Arnold.
Dessert, C., Dupré, B., Gaillardet, J., Francois, L. and Allègre, C. (2003) Basalt weathering laws and global geochemical cycles, Chemical Geology. In press.
Edmond, J.M. et al. (1994) Fluvial geochemistry and denudation rate of the Guyana shield, Geochimica et Cosmochimica. Acta 59, 3,301–3,325.
Gaillardet, J., Dupré, B., Louvat, P. and Allègre, C. (1999) Global silicate weathering of silicates estimated from large river geochemistry, Chemical Geology 159, 3–30. Goudie, A. (1995) The Changing Earth. Rates of Geomorphological Processes, Oxford: Blackwell.
Guyot, J.L. (1993) Hydrogéochimie des fleuves de l’Amazonie bolivienne, Ph.D. thesis, Université Bordeaux I.
Louvat, P. and Allègre, C.J. (1997) Present denudation rates at Ré:union: island determined by river geochemistry: basalt weathering and mass budget between chemical and mechanical erosions, Geochimica et Cosmochimica. Acta 61(17), 3,645–3,669.
Métivier, F. and Gaudemer, Y. (1999) Stability of output fluxes of large rivers in South and East Asia during the last two million years. Implications on floodplain processes, Basin Research 11, 293–304.
Milliman, J.D. and Syvitski, J.P.M. (1992) Geomorphic/tectonic control of sediment discharge to the ocean: the importance of small mountainous rivers, Journal of Geology 100, 525–544.
Pinet, P. and Souriau, M. (1988) Continental erosion and large-scale relief, Tectonics 7, 563–582.
Riebe, C.S., Kirchner, J.W., Granger, D.E. and Finkel, R.C. (2001) Strong tectonic and weak climatic control of long-term chemical weathering rates, Geology 29, 511–514.
Schaller, M., von Blanckenbourg, F., Hovius, N. and Kubik, P.W. (2001) Large-scale erosion rates from in situ-produced cosmogenic nuclides in European rivers, Earth and Planetary Science Letters 188, 441–458.
Summerfield, M.A. and Hulton, N.J. (1994) Natural control of fluvial denudation rates in major world drainage basins, Journal of Geophysical Research 99, 13,871–13,883.
Further reading:
Summerfield, M.A. (1991) Global Geomorphology, London: Longman; NewYork: Wiley.
SEE ALSO: cosmogenic dating
JÉRÔME GAILLARDET ( مترجم: رفعت شهماری)
شکل 40: دامنه کلی رودش برای بزرگترین حوضه های زهکشی جهان با یک متوسط تراکمی معادل 2.7gcm3 محاسبه شده است(Based on Summerfield and Hulton (1994) and Gaillardet et al. (1999)).
DENUDATION CHRONOLOGY – دیرینه رودش
توضیح اینکه چگونه چشم اندازهای توپوگرافیک به شکل کنونی خود رسیدهاند، همیشه هدف نخست ژئومورفولوژی بوده است. قبل از دهه 60 میلادی، بیشتر محققین نسبت به تکامل چشم اندازها دیدگاهی نسبتاً تاریخی داشتند. هدف، شناسایی توالی قسمت ها یا مراحل توسعه فرسایشی بود که نشان دهد چشم اندازهای اخیر از توپوگرافی اولیه فرضی شکل گرفته اند که بسیار یکنواخت بودند. این رویکرد ترتیبی، تکامل توپوگرافی بر مبنای رودش به عنوان گاهشناسی رودش شناخته شده است.
بخش قابل توجهی از این مطالعات بر مبنای «مدل دیویسی» از تکامل چشم انداز بوده اند و می توان آنها را «گاهشناسی رودش کلاسیک» نامید و عنصری تاریخی در زمینه تحقیقاتی است که در حال حاضر بعنوان توسعه دراز مدت چشم اندازگیری یا تکامل ژئومورفولوژی است. گاهشناسی رودش کلاسیک به دنبال شناسایی شواهدی از مسطح شدن زمین بر اثر فرسایش در گذشته و سطوح فرسایش در یک چشم انداز و قرار دادن آنها در ترتیبی تاریخی است. در اینجا دو مفهوم کلیدی بکار رفته است: اول اینکه دشت های توپوگرافیک، اریب ها و رفوف به همراه خط الراس جور و سطوح نشست تمثالی از پلنفورم های دریایی، سطوحی با سستی پایین یا تراس های ایجاد شده در طی ادوار گذشته هستند. دوم اینکه با گذشت زمان سقوطی پیشرو اما دوره ای در سطح پایه وجود داشته است بطوری که بالاترین ویژگی های جغرافیایی (از نظر ارتفاع) قدیمی ترین آنها بوده اند. نردبان های راه پله ای ژئومورفولوژیکال اغلب از طریق تراس ها و رفوف ها بوجود آمده اند و حتی در شکل گیری آنها سطوح نشست پراکنده تری مانند کواِستای، میو- پلیوسین، منطقه دشت گون رود ریج و لینتون نقش داشته اند.
Figure 41 Scheme of landscape development for the eastern USA first advanced by D.W. Johnson in 1928
Figure 42 Projected profiles on the Chalk, western margins of Salisbury Plain, southern England, published by C.P. Green in 1974. The residual hills indicate the altitude of the former Sub-Eocene (now SubPalaeogene) surface and rise above the Mio-Pliocene Peneplain of Wooldridge and Linton, which Green subdivided into Summit Peneplain: Higher Surface and Summit Peneplain: Lower Surface, dated as Miocene and Pliocene respectively (see Jones 1981)
شناسایی و تعیین محدوده هایی که بر سطوح مشاهده بصری استوار بوده اند با نقشه برداری درست، پروفیل سازی و انواع مختلف تجزیه و تحلیل های وابسته به نقشه کشی از قبیل: استفاده از پروفیل های منطبق و پیش بینی شده، تقویت شده اند و دنباله های بدست آمده را می توان با استفاده از قوانین اولیه چینه نگاری مانند قوانین انطباق، ترازهای اصلی و روابط خطی متضاد با زمین شناسی گذشته مرتبط ساخت. از این رو گستره بسیاری از گاهشناسی رودش، از طریق نئوژن به پالئوژن و حتی به مزوزوئیک رسیده است.
اگر چه اغلب ادعا می شد که این موضوع دارای برتری است، زیرا چنین مطالعاتی پلی مابین توسعه چشم انداز کواترنز و چینه نگاری ایجاد می کرد، سوابق حاصله در مقایسه با ژئومورفولوژی، همخوانی بسیار نزدیکتری با زمین شناسی تاریخی داشتند. به خصوص مطالعات فرآیندهای معاصر انجام شده تسلط زمین شناسی بر ژئومورفولوژی را اثبات کرده اند. به دلیل اینکه وجود تکنیک های تحلیلی محدود در این زمینه در این رابطه تاکید کمی بر مطالعه رسوبات سطحی شده است و این گونه رسوبات بسیار پیچیده هستند. اغلب مطالعات صورت گرفته بر این امر تاکید داشتند که بقایای فرسایش مشخص شده در زمین منشاء دریایی بوده اند یا نه. در مقابل، الگوها وتکامل زهکشی بطور برجسته ای شکل گرفته اند. روابط ساختارهای زهکشی همراه با وجود ستون ها، شکاف های بادی، رودهای زیرزمینی همه برای بازسازی الگوهای زهکشی مرتبط با مراحل تکامل چشم اندازها بکار گرفته شده اند. اغلب هدف از چنین مطالعاتی، بازسازی الگوهای اصلی رودخانه های فرعی موازی متاثر بود که بر روی یک سطح دریایی کج یا فرا رانشی شده بوجود آمده اند و یا از پوشش چند باره اقشار در سراسر دگر شیبی بنیادین بوجود آمده اند.شناسایی و تفسیر ناسازگار زهکشی، مشکلی بحث برانگیز است و منجر به بحث های متوالی و مناظرات بزرگی درباره گستره و اهمیت سطوح از قبل فرسایش یافته دریایی شده است.
Figure 43 Height-range diagram for erosional levels identified on the South Downs backslopes by Sparks (1949), together with his interpretation of several horizontal marine benches. The two sections compare Sparks’s interpretation with that of later workers (see Jones 1981)
Figure 44 The topographic evolution of the area between the Drakensberg Escarpment and the Natal Coast as detailed by Lester King in 1972. Continental rupture in Jurassic–Cretaceous (A) was followed by pulses of differential uplift in the mid-Cretaceous (up to 1,250m – B), Miocene (C), end Miocene (up to 800m – D) and Pliocene (up to 625m – E), each of which generated incision, backwearing and pediplanation. The result is a stepped and warped landscape in which remnants of the Mesozoic Gondwana Surface, originally at 600m (A), survive at c.3,500m (E(ii))
در طول نیمه اول قرن بیستم، گاهشناسی رودش، به مشغله ای اصلی در مطالعات ژئومورفولوژی تبدیل شد. در آمریکا متاثر از «دی وای جانسون[2]»، در بریتانیا متاثر از «اس وی وودریج[3]» و در فرانسه مطالعه پیشگام توده مرکزی توسط بولیگ، انگیزه مطالعاتی و طرح مطالعات آینده را شکل دادند. با این حال تفاوت هایی در سرتاسر آتلانتیک وجود داشت و این امر بخاطر تاکید بر مکانیزم دیاستوروفیک بعنوان دلیل اصلی تغییرات سطوح پایه بر مبنای تحقیقات بولیگ بود.در تحقیق ارائه شده این موضوع در زمینه مورفولوژی فراز دامنه های پشتی، در جنوب انگلستان توسط اسپارکبه نام کواِستای جنوبی مشاهده می شود. اسپارک بیان کرده که این منطقه از هشت سطح دریایی شکل گرفته که بین دو ساحل بالا آمده زیر چهل متر قرار دارند و فرض مسلم بر این است که دشت دریایی پلیستوسین در ارتفاع 170 تا 200 متری است و یک راه پله فراگیر ژئومورفولوژیک محسوب می شود که در پلیستوسین بالای یازده آج شکل گرفته و اکثر آنها فاقد لایه رسوب حمایتی ثابت هستند. گاهشناسی رودش برای سایر زمینه ها نیز کاربرد دارد. از جمله با استفاده از مدل های تایید شده تکامل چشم اندازها اغلب در زمینه جنوب آفریقا- جایی که لسترکینگ تفسیری ترتیبی و کلاسیک از منطقه مابین اسکارپنت و ساحل تاتال با در نظر گرفتن تمثال های هنری چشم اندازها که در هر مرحله ایجاد شده بودند-، به کار می برد. مدل تکامل چشم انداز کینگ، تمثالی از آمالگام دیویس و پنک بود که بالاروی قسمت به قسمت همراه با عقب نشینی موازی دامنه، که منجر به تشکیل دشت و یکی شدن سطوح طی فرآیند Pediplanationرا بار دیگر بیان کرد. از سال 1460 انتقادهای بسیار جدی از گاهشناسی رودش کلاسیک در حال گسترش است. برخی از این انتقادها بر کاستی های مدل دیویسیان در باره تکامل چشم انداز تمرکز دارند و آن را در مقابل رویکردهای گیلبرت، هک و پنک قرار می دهند.سایرین به «محتوای تئوریک بیش از حد ساده انگاری شده » اشاره کردند.آنها اظهار کردند که اعتماد بیش از حد به مدارک مورفولوژیک می تواند خطرناک باشد و معتقدند که دیدگاه بکار گرفته شده در رویکرد علمی جدید و- با سرعت در حال گسترش علم کوآترنر که تمرکز بر تجزیه و تحلیل رسوبات دارد- دقیق تر است. با این حال دیگران به مشکلات جداسازی کنترل سطح پایه از ساختار اشاره کرده اند و مشکلات اساسی در رابطه با سطوح همبسته، که فاصله قابل توجهی از نظر ارتفاع را -به ویژه هنگامی که منشا و قدمت این سطوح بیشتر بر پایه حدس و گمان بود- مد نظر قرار دادند. این امری بدیهی است که سطوح تخت یا فرسایشی می توانند حاصل طیف گسترده ای از فرآیندها باشند که از جمله آنها می توان به: پدی پلانیشن، اچ پلانیشن و کریو پلانیشن اشاره کرد و چشم اندازهای معاصر می توانند اشکال نبش قبر شده ای مانند سطوحی که از دگر شیبی پیچانده شده ایجاد شده اند باشند.
References:
Baulig, H. (1928) Le Plateau central de la France et sa bordure Méditerranéenne, étude morphologique, Paris:
Armand Colin. Brown, E.H. (1960) The Relief and Drainage of Wales, Cardiff: University of Wales Press.
Chorley, R.J. (1965) A re-evaluation of the Geomorphic System of W.M. Davis, in R.J. Chorley and P. Haggett (eds) Frontiers in Geographical Teaching, 21–38, London:
Methuen. Davis, W.M. (1889) The rivers and valleys of Pennsylvania, National Geographic Magazine 1, 183–253.
——(1909) Geographical Essays, Boston: Ginn and Company.
Johnson, D.W. (1931) Stream Sculpture on the Atlantic Slope, New York: Columbia University Press.
Jones, D.K.C. (1981) The Geomorphology of the British Isles: Southeast and Southern England, London:
Methuen. King, L.C. (1967) The Morphology of the Earth, Edinburgh:
Oliver and Boyd. ——(1972) The Natal Monocline, Durban: University of Natal.
Linton, D.L. (1964) Tertiary landscape evolution, in J.W. Watson and J.B. Sissons (eds) The British Isles, 110–130, London:
Nelson. Smith, B.J., Whalley W.B. and Warke, P.A. (eds) (1999) Uplift, Erosion and Stability: Perspectives on Longterm Landscape Development, London: Geological Society Special Publication 162.
Sparks, B.W. (1949) The denudation chronology of the dip-slope of the South Downs, Proceedings of the Geologists Association 60, 165–215. Wooldridge, S.W. and Linton, D.L. (1955) Structure, Surface and Drainage in South-east England, London: George Philip.
Further reading :
Summerfield, M.A. (1991) Global Geomorphology, Ch.18, Harlow: Longman.
SEE ALSO: clay-with-flint; dating methods; drainage pattern; duricrust; dynamic equilibrium; erosion; geomorphic evolution; global geomorphology; inselberg; sea level; slope, evolution; tectonic geomorphology
DAVID K.C. JONES ( مترجم: رفعت شهماری)
DESERT GEOMORPHOLOGY - ژئومورفولوژی بیابان
مطالعه علمی بیابان ها و کویرها دارای ریشه های آغازین از میانه های قرن نوزدهم است که توسط بسیاری از نیروهای داخلی و خارجی همانند استعمارگران، امپریالیست ها، نظامیان، ماجراجوها و معماران عصر رمانتیسم در جهت کشف بهره برداری از منابع معدنی و تصاحب زمین جدید برای کشاورزی و دامداری صورت گرفته است.برخی از مشاهدات اولیه و توصیفی را در مورد بیابان ها، می توان در آثار جغرافی دانان یونانی و رومی مشاهده کرد (هردوت، ارسطو، سنکا، استرابو، بطلیموس و سایرین). جغرافی دانان عرب و مسلمان نیز در طول سفرهای متعدد و مختلف در درون دارالاسلام با گستره ای از مراکش تا اندونزی،در مورد بیابان ها نوشته اند. بیابان در آثار و نوشته های جهانگردان، کاشفین و سیاحان اروپایی که از طریق جاده ابریشم به چین می رفتند و مسیر اصلی آنان آسیای مرکزی و خاورمیانه بود مشاهده می شود و آغاز آن را می توان از اوایل قرن سیزدهم دانست و از مارکوپولو نیز می توان بعنوان فردی برجسته و آغازگر نام برد. سرمایه گذاری های امپریالیستی اسپانیایی ها و پرتغالی ها در دنیای جدید، در قرن شانزدهم منتج به برخی مشاهدات توصیفی اولیه از بیابان ها شد. اسپانیایی ها به عنوان فاتحان و مبلغان، احتمالا اولین کسانی بودند که در مورد بیابان های سونوران و چیهوهان در آمریکای شمالی تحقیق کرده اند و شرح مفصلی از اراضی ارائه داده اند.
چارچوب تاریخی 1850 تا 1950 (Historical framework I: 1850 to 1950)
با وجود آرمان های استعماری و ماجراجویی های نظامی در اواسط قرن نوزدهم، انگلستان، فرانسه، آلمان و آمریکا اولین موج از سربازان، نقشه برداران و دانشمندان خود را به منظور بررسی بیابان هایی که در قلمرو آنان قرار داشتند، فرستاند. با حضور و حکمرانی بریتانیایی ها در مصر، برخی از اولین کارهای علمی بر روی اراضی کویری در اواخر دهه نود قرن نوزدهم تا اواخر دهه بیست قرن بیستم توسط کورنیش، بیدنل، کینگ و بال با تاکید بر اشکال و فرآیندهای کلی ریگ روان، انجام شد. کتاب «امواج شن و برف» توسط ووگن کورنیش یکی از اولین پژوهش های دقیق درباره نظام باد و بسترهای از باد شکل گرفته است. «رالف باگنولد» در طول سفرش به بیابان های غرب مصر در اواخر دهه 20، شیفته فرآیندها و پویایی شن روان شد و هنگامی که در سال 1934 از ارتش بریتانیا مرخص شد در کالج امپراطوری یک تونل بادی ساخت تا مکانیزم وزش باد روی شن و ماسه روان را بررسی کند. تحقیق پیشگامانه او در کتاب «باد و ماسه و شن های روان» به اوج خود می رسد که یکی از برجسته ترین آثار در ادبیات ژئومورفولوژیک است.
وی نظریه پایداری ژئومورفولوژی بادی را از خود بجا گذاشته است و آن را با تحلیل جزء به جزء جریان سیال، حرکت ذرات، انتقال رسوب و فرم شن روان قوت بخشیده است. زندگینامه « باگنولد» که کمی قبل از فوتش توسط خودش نوشته شده است؛ « باد، جنگ و شن»نام دارد و سفری فوق العاده و شگفت انگیز به درون ذهن و روح این دانشمند بزرگ است. در این کتاب رساله او که در طول سفرهای بیابانی و مشاهده شن و ماسه های بیابان های لیبی نگاشته شده نیز موجود است. توصیه می شود هرکس که در مورد بیابان ها مطالعه و تحقیق می کند آن را بخواند.بعد از اینکه فرانسه به تدریج گستره استعماری خود را از مناطق شرقی مراکش به الجزایر و تونس و در نهایت تمامی کشورهای حوزه ساحل نظیر موریتانی، نیجر، مالی و چاد رساند؛ صحراهای مرکزی و غربی مرکز توجه دانشمندان فرانسوی و دانشجویان و همکاران آفریقایی شان شدند.
کار دانشمندان علوم جغرافیایی فرانسه،جز برخی از کارهای برجسته، از آن رو که بیشترشان به انگلیسی ترجمه نشده اند، در بیرون از اروپای غربی مورد توجه قرار نگرفت. و تنها خلاصه تحقیق فوق العاده ای از گودی بجا مانده است. مجموعه ای از کارهای برجسته بطور واضح به فرآیندهای بادی و اراضی اختصاص داده شده است و علت این امر این بوده است که برخی از وسیع ترین دریاهای شن و ماسه در صحرای غربی قرار دارند.برخی از مهمترین تحقیقات توسط محققین برجسته فرانسوی در مجله موسسه دهاکین در الجزیره به انتشار رسیده اند. محقق موثر دیگر «امیل گوتیر» بود که رسانه سمینال Le Sahara او یکی از کارهای کلاسیک بر ژئومورفولوژی کلاسیک پیرامون بیابان و صحرا است و در این اثر تاثیر انسان بر محیط و طبیعت به تفسیر بیان شده است. این گستره عظیم و غنی تحقیقات فرانسوی ها، در نیمه دوم قرن بیستم نیز توسط دانشمندانی مانند بیروت، کایلوکس، درش و تیکارت ادامه پیدا کرد.
منافع استعماری آلمان در جنوب غرب آفریقا از جمله صحراهای نامیب و کالاهاری منتج به اعزام تعدادی جهت بررسی پتانسیل های اقتصادی صحراهای جنوب آفریقا شد. رساله جغرافی دان مشهور آلمانی پاسارژ[4] در سال 1904 به چاپ رسید. در بیابان های داخلی آسیا، نظریات دانشمندان آلمانی مانند ریچتولوفن،- یکی از اولین غربی ها بود که اهمیت گرد و غبار را بصورت برجسته مطرح کرد- بسیار اثرگذار بوده است. جغرافی دان و فرصت طلب نظامی سوئدی به نام «هدین»نیز دربارهی صحرای گوبی و اراضی آن مقاله نویسی کرده است. مناطق خشک استرالیا توسط تعدادی از کاشفان و دانشمندان از اواسط قرن نوزدهم تا اوایل قرن بیستم مورد بررسی قرار گرفته است و علت اصلی این بررسی ها موقعیت یابی برای دام داری و ارزیابی منابع معدنی بوده است.
مطالعه علمی بیابان های آمریکای شمالی با اکتشافات دولت فدرال ایالات متحده، در حوزه غرب رودخانه می سی سی پی آغاز شد. بعد از پایان جنگ داخلی آمریکا در سال 1865، محققین غربی در درجه اول برای بررسی و ارزیابی مواد معدنی، بررسی چشم انداز راه و شهر نشینی شروع بهفعالیت کردند. این تحقیقات بیشتر توسط کینگ، هایدن، پاوول و ویلر انجام شد و بر این اساس اولین شرح مفصلبیابان های آمریکا نگاشته شد. رساله «جان وسلی پاوول» در 1878 درباره اراضی مناطق خشک ایالات متحده توصیف گسترده ای از بیابان ها و اراضی صحرایی ایالات متحده بود و یکی از اولین تحقیقاتی بود که منابع طبیعی را همراه قابلیت و تناسب منطقه برای زندگی انسانی، مورد بررسی قرار داد. گزارش تاثیر گذار در زمینه زمین شناسی کوه های هنری برای اولین بار نشان داد که چگونه فرآیند ژئومورفولوژی می تواند به درک بیابان ها و اراضی صحرایی کمک کند. سهم گیلبرت در ژئومورفولوژی به حدی زیاد است که در اینجا نمی توان آن را بطور کامل بیان کرد. وی را می توان بنیان گذار روند ژئومورفولوژی دانست اما کار او در زمینه فرآیندهای نهری در صحراها، دریاچه های کوآترنر و به خصوص فرسایش بادی قابل توجه است. در دهه بیست و سی «کیرک برایان» مقالات موثر متعددی را چاپ کرد که فرسایش بادی، هوازدگی و فرسایش های متفاوت، سنگ پایه، پدیمنت ها و بستر نهرهای جنوب غربی ایالات متحده را به تفسیر مورد بررسی قرار داده بودند. در طول اوایل قرن بیستم، فرآیندهای فرسایش بادی بعنوان شکل دهنده اصلی غالب اراضی بیابانی دیده می شدند و این موضوع بعنوان چرخه فرسایش بادی نام برده می شد.
ویلیام موریس دیویس و همکارانش در برخی از مقالات در دهه 30 سایر عوامل غالب بغیر از نقش باد در تکامل اراضی صحرایی را بیان کرده و به دقت به نقش قابل توجه هوازدگی، جنبش توده ای و فرآیندهای رودخانه ای اشاره کردند. همچنین در دهه 30، نتایج زیست محیطی گرد و غبار باول -که سالها در دشت های بزرگ ایالات متحده ادامه داشت- منجر شد دانشمندان بسیاری تمرکز تحقیقاتی شان را بر باد و فرسایش خاکی متمرکز کنند و از جمله این تحقیقات می توان به تحقیقات چپیل و همکارانش اشاره کرد که منتج به چاپ مقالات متعدد مرتبط با مکانیزم حباب بادی و جابجایی های زیر زمینی شد.
چهارچوب تاریخی دوم: 1950 تا 2000 (Historical framework II: 1950 to 2000)
مطالعات و تحقیقات جهانی درباره بیابان ها و اراضی کویری در نتیجه پیشرفت های تکنولوژیک و نظری، جان تازه ای به خود گرفت. در ادامه، برخی موضوعات اصلی بطور خلاصه مطرح شده اند اما توضیحات دقیق و جامع پیرامون فرآیندهای خاص بیابانی یا اراضی صحرایی به آینده و مطالعات تخصصی عنوانی موکول می شود. تحولات عمده حاصل پیشرفت هایی از قبیل پالایش، عکس برداری هوایی، عکسبرداری ماهواره ای بوده اند و برای اولین بار کمک کرده اند تا دیدگاهی جهانی در تحقیقات بیابانی حاصل آید. ظهور ژئومورفولوژی سیاره ای، منجر به تمرکز بیشتر بر روی اراضی صحرایی شد؛ زیرا علاوه بر ارزش زمین از ارزشنجومی نیزبرخوردار شد زیرا آنها به عنوان آنالوگ زمینی برای خشکی های سیارات دیگر به ویژه مریخ بودند. به خصوص به علت شباهت این دو سیاره از نظر فرسایش بادی و اراضی صحرایی، شکل گیری دره های عمیق و باریک و کاهش جنبش توده ای، این تحقیقات اهمیت ویژه ای پیدا کرده اند.
دلایل افزایش تحقیقات و مطالعات در زمینه ژئومورفولوژی بیابان ها در نیمه دوم قرن بیستم عبارتند از:
1- شیفتگی ذاتی اراضی صحرایی به عنوان اشکالی متمایز-مطالعاتی در مورد دشت سرها یا روسازی سنگی، افکنه مخروط ها تپه های شن روان بیابانی را موجب شد. تحقیق در زمینه فرآیندهای رودخانه ای و اراضی صحرایی بعنوان خط مقدم ژئومورفولوژی بیابانی در این دوره شناخته می شود.
2- پتانسیل منابع معدنی اراضی صحرایی مانند» تبخیر فسفات و نیترات از پلایا، منابع آب زیر زمینی در مخروط افکنه ها و اورانیم در پوسته پنجم.
3- اراضی صحرایی بعنوان شاخص هایی برای تغییرات آب و هوایی و زیست محیطی در گذشته هستند. دریاچه ها و رسوبات کوآترنر از این جمله هستند.
4- ارزش باستان شناسی برخی اراضی بیابانی مانند مطالعه نقش سنگی در پوشش سنگ ها.
5- افزایش اشغال بشر و خطر سیلاب های نزدیک مخروط افکنه ها، آرویوها، بدلندها به همراه خطرات زیست محیطی مرتبط با گرد و غبار بادی به علت افزایش بیابان ها و ذرات معلق در هوا که بر سلامت انسان موثر هستند و قابل مشاهده نیز هستند.
بازشناسی و گسترش تئوری بنیادین «باگنولد»، پایه تمرکز اصلی برای بسیاری از تحقیقات مربوط به بادها در 50 سال گذشته بوده است که در مجموعه ای از مقالات علمی قابل رویت است. رساله ها و جزوه ها که منحصرا در ارتباط با فرآیندهای فرسایش بادی هستند و اراضی صحرایی را بررسی کرده اند؛ در دو دهه اخیر کاملا تحت تاثیر این تئوری بنیادین بوده اند. علاقه مندی روز افزون به ژئومورفولوژی بیابانی در سه دهه گذشته منتج به تاسیس چندین پایگاه تحقیقاتی به مرکزیت کویرها و بیابان ها شده است. مجلات جدید، مجامع بین المللی و مراکز تحقیقاتی-علمی تحت حمایت سازمان ملل ایجاد شدند و شروع به فعالیت کرده اند. این امر منجر به تبادل نظرات علمی در بین دانشمندان شده و مرزهای انضباطی سنتی را نا محدود ساخته است.
References:
Cooke, R.U., Warren, A. and Goudie, A.S. (1993) Desert Geomorphology, London: UCL Press.
Goudie, A.S. (1999) The history of desert dune studies over the last 100 years’, in A.S. Goudie, I. Livingstone and S. Stokes (eds) Aeolian Environments, Sediments and Landforms, 1–13, London:
Wiley. Graf, W. (1988) Fluvial Processes in Dryland Rivers, Berlin: Springer-Verlag.
McKee, E.D. (ed.) (1979) A Study of Global Sand Seas, United States Geological Survey Professional Paper No. 1,052.
Malin, M.C and Edgett, K.S. (2000) Evidence for recent groundwater seepage and surface runoff on Mars, Science 288, 2,330–2,335.
Pease, P.P. and Tchakerian, V.P. (2002) Composition and sources of sand in the Wahiba Sand Sea, Sultanate of Oman, Annals of the Association of American Geographers 92, 416–434. Prospero, J.M., Ginoux, P., Torres, O.,
Nicholson, S.E. and Gill, T.E. (2002) Environmental characterization of global sources of atmospheric soil dust identified with the Nimbus-7 Total Ozone Mapping Spectrometer (TOMS) absorbing aerosol product, Reviews of Geophysics 40, 1–29.
Tchakerian, V.P. (1995) The resurgence of aeolian geomorphology, in V.P. Tchakerian (ed.) Desert Aeolian Processes, London: Chapman and Hall.
Werner, B.T. and Kocurek, G. (1999) Bedform spacing from defect dynamics, Geology 27, 727–730.
Further reading :
Thomas, D.S.G. (ed.) (1997) Arid Zone Geomorphology, London: Belhaven.
VATCHE P. TCHAKERIAN ( مترجم: رفعت شهماری)
DESERT VARNISH - ورنی صحرا
ورنی صحرا یا لاک الکلی (جلا)، رویه ای نازک همچون کاغذ است که به شدت ظاهر سنگ فرش های سطح بیابان را تیره می کند. هرگونه سنگی می تواند میزبان این پوشش باشد؛ زیرا معمولا رویه عادی سنگ پتانسیل، فرسایش بالایی دارد و با پذیرش این لایه می تواند هزاران سال پایدار باقی بماند. پوشش لاک الکلی اصطلاحی ترجیح داده شده برای تمامی موارد جوی و غیر بیابانی از قبیل آلپ، قطب شمال و قطب جنوب، محیط های معتدل و گرمسیری است؛ از این رو ما پوشش لاک الکلی بیابانی را در اینجا مختص به مناطق خشک و بیابانی مطرح کرده ایم. مثل تمام پوشش های سنگی، ورنی صحرا روی سطح سنگ ها قرار می گیرد و از سنگ یا پدیده های فرسایشی خود سنگ مشتق نشده است. خطوط و پیکان های موجود در ردیف وسط پلیت 34 نشان دهنده این تماس گسترده است. مانند سخت شدن منطقه ای و سایر پوشش های سنگی بسیاری از پوشش لاک الکلی که امروزه در سطح دیده می شود در واقع سال ها قبل در زیر سطح زمین در شکاف ها و شقاق ها شروع شده اند. جلاها یا پوشش های لاک الکلی معمولا ضخامت کمتر از 100 میکرومتر دارند و این در حالی است که حوزه های ریز میزبان، ضخامتی در حدود چند صد میکرومتر دارند و ضخامت میانگین معمولا کمتر از ده میکرومتر است.
Plate 34 Microscopic views of desert varnish from arid environments. Top row: microscopic evidence for bacterial origin of rock varnish from left to right: secondary electron image of Negev Desert budding bacteria where the bacteria greatly enhanced manganese and iron; transmission electron image of manganese encrusting a bacterial form; and backscattered electron image of bacteria revealed by acid etching. Middle row: layering of desert varnish shown in backscattered (left), secondary (middle), and high resolution transmission electron microscope (right) images. Bottom row: calibration of microlaminations seen in optical microscopic views of ultra-thin sections, where black layers in the varnish represent wet periods that have been calibrated by Tanzhuo Liu’s research (Liu et al. 2000). The thin sections from left to right show progressively older varnishes with progressively more complex layers from Death Valley, California
باد سبب جلای براق نیست، بلکه این پوشش تقریبا نرم را پاک می کند. در حقیقت وجود یا عدم وجود پوشش لاک الکلی بیابانی بیانگر این است که منطقه تا چه حد ساخته فرسایش بادی است. معمولا تیرگی در درخشندگی، نشان دهنده این است که میکرومورفولوژی سطحی صافی در ترکیب با منگنز غنی شده در سطح پوشش است.
کانی های رسی، ماده اصلی جلای صحرایی هستند و معمولا تا 50 درصد و گاهی تا 90 درصد آن را تشکیل می دهند و ساختار لایه لایه مشاهده شده در وسط پلیت 34 را بوجود می آورند. خاک رس همانند گرد و غبار روی سطح سنگ ها می نشیند و سپس توسط هیدروکسیدها و اکسید منگنز و آنها های گوتیت و هماتیت همچون سیمان به سنگ میزبان می چسبد. منگنز و آهن حدود یک سوم پوشش را به همراه پنج درصد مواد دیگر تشکیل داده اند بر این اساس معمای جلای لاک الکلی بیابانی اینگونه حل می شود. در اصل، این منگنز است که به عنوان عنصر تغییر دهنده رنگ از قهوه ای تیره به مشکی عمل می کند. فراوانی عنصر منگنز نسبت به سایر عناصر موجود در گرد و غبار 50 تا 300 برابر در صورت معادل کردن تک به تک است. نکته جالب توجه این است که نسبت آهن به منگنز در خود جلا یک به یک است و این نسبت در مورد منگنز نسبت به آهن موجود در گرد و غبار، چهل به یک یا شصت به یک است. در قرن گذشته برای شفاف سازی غنی شدن منگنز دو مدل تفکر با یکدیگر در رقابت بوده اند. اولین مدل که فرآیند شیمیایی بود؛ مورد علاقه دانشمندان ژئوشیمی بوده و آن ها بر این باور بودند که باران اسیدی منگنز را در سنگ و گرد و غبار حل می کند (نه در آهن)؛ سپس منگنز در معرض محیط با PH بالاتری اکسیده می شود و این در حالی است که مدل رقیب، به فرآیند میکروبی باور داشت به طوری که باکتری ها موجب رسوب منگنز می شوند.اگر چه از سطح جلا، باکتری بدست آمده و توسط آنها در آزمایشگاه جلای مصنوعی ساخته شده است؛ اما رشد و پیشرفت خیلی آرام جلای بیابانی بیانگر این است که نحوه ساخت جلای مصنوعی در آزمایشگاه توسط باکتری ها از لحاظ زمانی با استاندارد بدست آمده از جلاها -یعنی بطور متوسط حدود یک میکرومتر در هزاران سال-مطابقت ندارد. در واقع نوع باکتری هایگرم مثبت که امروزه از سطح پوشش گرفته شده اند در لایه های زیرین آن بطور مشخص پیدا نشده اند.
برای اینکه مساله کمی دشوارتر به نظر برسد فسیل های بیومولکولی مانند آمینو اسیدها که توسط این باکتری ها تولید می شوند، هم در جلای لاک الکلی بیابانی و هم در مواد جلا نزده هوازدگی موجود هستند. بنابراین قابل قبول ترین مدرک و گواه برای تئوری مکانیزم باکتریایی، دیدن رشد منگنز در سطح جلا است. در ردیف بالایی پلیت 34، در باکتری های جوانه زده می توانید آهن و منگنز کنسانتره را ببینید.
شواهد و مدارک تهیه شده بر مبنای انتقال الکترونی میکروسکوپی، با وضوح بسیار بالا نشان می دهد که دو مدل شیمیایی و بیولوژیکی واقعا در رقابت با یکدیگر نیستند؛ بلکه در کنار یکدیگرند. شکل گیری لایه جلا را می توان به یک فرآیند چهار مرحله ای نسبت داد. گام اول، افزایش پوشش با میزان آهن کمتر توسط باکتری ها است، در پلیت 34، ردیف بالا، غلافی غنی از منگنز شکل گرفته شده توسط باکتری ها را نشان می دهد. گام دوم، انحلال شیمیایی غلاف های باکتریایی است که به موجب آن منگنز و آهن به گرانول هایی با اندازه نانومتر شکسته می شوند. گام سوم، انتقال مواد شیمیایی منگنز و آهن بدون مواد معدنی و کانی های رسی است. گام چهارم،رسوب واحدهای منگنز و آهن درون کانی های رسی است. «پاتر» و «راسمن» اشاره کرده اند که آرایش شش ضلعی از اکسیژن لایه های کانی ها در خاک رس، الگویی برای تبلور ماده معدنی منگنز شکل داده اند که می توان آن را در پوشش لاک الکلی بیابانی دید.
«کرینزلی» با استفاده از تصاویر با وضوح بالا، آشکار سازی تمام مراحل را در این فرآیند پلی ژنیک نشان داده است که به موجب آن کانی های رسی و اکسیدها در شکل گیری پوشش وابستگی همکار گونه ای دارند. خاک رس ساختار را برای رسوب اکسیدها فراهم می کند در حالی که باکتری ها به آسانی منبعی آماده از لایه های سیمانی آهن و منگنز را فراهم می کنند. ساختار و ترکیب جلا در چند میکرومتر از منبع باکتری ها جا می گیرد ؛ به این صورت که منگنز و آهن با آب نم پذیر در سطح توزیع می شوند و این کار در تمام لایه های درونی مشاهده شده در پلیت 34 ادامه می یابد.
تغییرات زیست محیطی، نقش مهمی را در گسترش پوشش صحرایی ایفا می کنند. وقتی گلسنگ ها شروع به رشد می کنند، بعنوان مثال اسیدهای بیولوژیکی با انحلال اکسیدهای منگنز و آهن ورنی صحرا را از بین می برند. وقتی سنگ ها در سطوح بیابانی بوجود می آیند گروهی از خطوط زمینی نازک و درخشان جلا اطراف سطح بیابان یک دایره را تشکیل می دهند. اما در جایی که جلا روی سطح بالایی تخته سنگ ها رشد کند و کمتر تحت تاثیر تغییرات زیست محیطی باشند؛ این تغییرات آب و هوایی منطقه ای هستند که نقش مهمی در شکل گیری پوشش لاک الکلی ایفا می کنند. برخی از جالبترین جنبه های ورنی صحرا باعث شده اند که محققان به جزئیات کوچک آن هم اهمیت بدهند. بعنوان مثال، سرب به علت آلودگی قرن بیستم به شدت در بالاترین میکرون سطح جلا در حال افزایش است. کربن گیر افتاده درون و زیر جلا نشان می دهد که با گذشت زمان پتانسیل بوجود آمدن رادیو کربن در جلا وجود دارد، اما تاریخ این کربن به حدی پیچیده است که بتوان این روش را کاربردی دانست.عناصر متحرک، گسترش در طول زمان را رد می کنند زیرا توسط آب نم پذیر و مویرگی شسته می شوند.
جلا همچنین مواد خارجی خرد شده درون سنگ ها را همچون حکاکی های یک مراسم مذهبی، برروی خود نگه می دارد. مطالعات تجربی جدید از ایزوتوپ هایی مانند 7Be، 13C و 17Oپتانسیل بینش های جدیدی از این پدیده هوازدگی را در همه جا نشان می دهند. برخی دانشمندان بر این باورند که ورنی صحرا بر روی مریخ وجود دارد و پوشش های مریخی ممکن است ارگانیزم های فعال یا حداقل فسیل های بیولوژیک همانند مدل دیده شده در ردیف بالایی جدول 34 را از خود باقی بگذارند.
References:
Dorn, R.I. (1998) Rock Coatings, Amsterdam: Elsevier. Drake, N.A., Heydeman, M.T. and White, K.H. (1993) Distribution and formation of rock varnish in southern Tunisia, Earth Surface Processes and Landforms 18, 31–41. Krinsley, D. (1998) Models of rock varnish formation constrained by high resolution transmission electron microscopy, Sedimentology 45, 711–725.
Liu, T., Broecker, W.S., Bell, J.W. and Mandeville, C.W. (2000) Terminal Pleistocene wet event recorded in rock varnish from the Las Vegas Valley, southern Nevada, Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 161, 423–433.
Potter, R.M. and Rossman, G.R. (1979) The manganese- and iron-oxide mineralogy of desert varnish, Chemical Geology 25, 79–94.
Whitley, D.S., Dorn, R.I., Simon, J.M., Rechtman, R. and Whitley, T.K. (1999) Sally’s Rockshelter and the archaeology of the vision quest, Cambridge Archaeological Journal 9, 221–247.
Zhou, B.G., Liu, T. and Zhang, Y.M. (2000) Rock varnish microlaminations from northern Tianshan, Xinjiang and their paleoclimatic implications, Chinese Science Bulletin 45, 372–376.
SEE ALSO: rock coating
RONALD I. DORN ( مترجم: رفعت شهماری)
DESERTIFICATION - بیابان زایی
بیابان زایی اصطلاحی است که در مورد تخریب زمین استفاده می شود. این تخریب به علت اثرات نامطلوب انسانی در مناطق خشک، نیمه خشک و خشک و نیمه مرطوب و به طور کلی در مناطق خشک مستعد ایجاد می شود.
مناطق بیش از حد خشک بطور کلی بعنوان مناطقی که بتوان اصطلاح بیابان زایی را برای آنان بکار بست نیستند زیرا بعلت شرایط طبیعی آن به شدت شبیه بیابان ها هستند. اصطلاح بیابان زایی بطور گسترده ای برای اشاره به تخریب زمین در مناطق غیر خشک استفاده می شود و بیش از صد تحقیق در این زمینه وجود دارد. بسیاری معتقدند که این اصطلاح باید به مناطق خشک مستعد محدود باشد. در سال 1994 در کنوانسیون مبارزه با بیابان زایی در سازمان ملل مطرح شد و سر انجاماین طرح در سال 2002 با جزئیاتش توسط دولتمردان 179 کشور به تصویب رسید. بیابان زایی تنها یک رخداد در حال وقوع در کشورهای در حال توسعه نیست بلکه به علت استفاده نامناسب یا بیش از حد از فنآوری های کشاورزی در مناطق دیم در کشورهای توسعه یافته نیز مشاهده می شود. بطور کلی می توان گفت بیابان زایی به استفاده ناپایدار از زمین در مناطق خشک مرتبط است. اصطلاح بیابان زایی را می توان ابداع«آبرویل» دانست که از آن برای شرح تاثیرات زیست محیطی بر پاکسازی جنگل ها در غرب آفریقا استفاده کرد. او از این کلمه برای بیان ایده اش که یک بیابان زیست محیطی بود استفاده کرد. کاربرد دوباره کلمه به دهه های 60 و 70 بر می گردد که در آن زمان خشکسالی شدیدی در حوزه ساحل منجر به کاهش توده های زیستی، قحطی و مرگ و میر دام و انسان شد مد نظر بود. این رویداد مربوط به بخش غربی و حاشیه جنوبی صحرای Sahara نیز بود.
بیابان زایی ابعادی اجتماعی و زیست - محیطی دارد. ابعاد اجتماعی مربوط به فشار و فرآیندهایی است که منجر می شوند مردم فعالیت هایی داشته باشند که باعث تخریب زمین می گردد. امروزه، تلاش های بین المللی برای کاهش بیابان زایی همانند UNCCD که به ویژه بر جهان در حال توسعه تاکید دارد بیشتر به مسائلی اجتماعی و اقتصادی می پردازد که باعث شده مردم از زمین ها سوء استفاده کنند و فعالیت هایی داشته باشند که باعث تخریب زمین گردد.ابعاد زیست محیطی بیابان زایی نیز بسیار مهم هستند و مرتبط با فرآیندهای فیزیکی واقعی تخریب زمین و تشخیص تاثیرات طبیعی حاصله از تشدید anthropogenical و تغییرات سیستم زمین هستند. از آنجایی که ممکن است اثرات تنوع در ریزش باران در مناطق خشک را با تغییرات در خاک و پوشش گیاهی ناشی از فعالیت های انسانی را اشتباه بگیریم، حالت دوم اهمیت ویژه ای پیدا می کند. در گذشته این اشتباهات منجر به این می شد که ابعاد فیزیکی و مقیاس بیابان زایی را ورای واقعیت ببینیم. به عنوان مثال می توان به اظهارات نا مناسب درباره پیشرفت بیابان ها در زمین های مولد اشاره کرد. از آنجایی که خشکسالی طبیعی ممکن است خودش عامل فشاری اجتماعی باشد و سیستم های کشاورزی، خود موجب تخریب زمین شوند، مساله ای پیچیده هستند.
فرآیندهای فیزیکی بیابان زایی (Physical processes of desertification)
فرآیندهای فیزیکی بیابان زایی شامل تخلیه و صدمه به آب، خاک و تا حدی سیستم های پوشش گیاهی می شوند که ظرفیت تولیدی یا پتانسیل بیولوژیکی آنان را کاهش می دهد. خاک بستر ژئومورفولوژیکی بیابان زایی را فراهم می کند. علل این پدیده عبارتند از:از دست دادن پتانسیل تولید، از بین رفتن فیزیکی خاک توسط فرسایش آبی و بادی، تغییرات فیزیکی و شیمیایی درونی خاک همانند تراکم، شور شدن، قلیایی شدن و تخلیه مواد مغذی است.
خاک در زمین های خشک ممکن است نازک یا اسکلتی باشد. این موضوع به همراه آهسته بودن روند شکل گیری با توجه به محدودیت وجود آب برای هوازدگیسنگ بستر ها و فرآیند کند بازسازی مواد آلی است. استثناهایی ممکن است در مناطق ژئومورفولوژیک خاصی اتفاق بیافتد؛ به عنوان مثال می توان به طبقات دره ای اشاره کرد که در فصل بارش مقدار آب بیشتری دارند. به طور کلی می توان گفت: بازیابی طبیعی خاک فرسایش یافته - از درون تغییر کرده- بسیار آهسته و زمان بر است و مباحث قابل توجهی در زمینه تغییر سیستم های پوشش گیاهی در زمین های خشک که با تغییرات سیستم خاک همخوانی ندارد و می تواند بر بیابان زایی موثر باشد، مطرح شده است.این بحث ها به چند دلیل بوجود آمده اند که عبارتند از: بسیاری از دشت های بی درخت اکو سیستم های عدم متعادل هستند که به حالت پایدار موقتی یا دوره ای بخاطر دینامیزم طبیعی آب و هوای زمین های خشک دست نمی یابند.سیستم های پوشش گیاهی هم می توانند نسبت به اختلال سازگار و انعطاف پذیر باشند و هم می توانند عاملی بهبود دهنده در مسیر بازیابی خاک تبدیل شوند. تشخیص تاثیر خشکسالی و فرسایش زمین بر روی سیستم های پوشش گیاهی بسیار دشوار است. تغییرات مشاهده شده در پوشش گیاهی که انسان سبب آن بودهمی تواند همراه با تغییرات سیستم خاک نباشد. نمی توان گفت که کاهش یا حذف فشار انسانی خود عاملی روان کننده بازیابی است.با این حال باید در نظر داشته باشیم که کاهش پوشش گیاهی می تواند مجموعه ای مناسب برای فرآیندهای بیابان زایی از طریق تاثیر گذاری به روش فرآیندهای فرسایش ایجاد کند.
ابعاد ژئومورفولوژی بیابان زایی (Geomorphological dimensions of desertification)
شاید بیابان زایی از طریق فرآیندهای فرسایش به سادگی پذیرفته شده باشد و در زمین های خشک مستعد فرسایش باد و آب می توانند مهم باشند. پتانسیل فرسایش بادی در مناطقی که زمینشان از سستی بیشتری برخوردار است و رسوبات تثبیت شده اند مثل مرغزارهای کانادا و میانه غربی ایالات متحده، در بالاترین حد ممکن است. بعنوان سند می توان به نتیجه مشاهدات رویدادهای جدی طوفان گرد و غبار در دهه 30 اشاره کرد. این در حالی است که نواحی شیب دار بیشتر مستعد فرسایش آبی هستند و بعنوان مثال می توان از ارتفاعات اتیوپی، کنیا و حوزه مدیترانه در اروپا و آفریقای شمالی نام برد.
تغییرات درون خاک بر اثر فعالیت های انسانی، به استثنای شوری، کمتر نسبت به تغییرات بوجود آمده توسط فرسایش قابل مشاهده هستند. شوری و قلیایی شدن با طرح های آبیاری مرتبط هستند که بطور گسترده ای منجر به کاهش بهره وری در مناطق خشک می شوند.سایر تغییرات درونی با غرقآب مرتبطند کهآن هم با آبیاری در ارتباط است و از این رو پوسته پوسته شدن و تراکم خاک به طور فزاینده ای به علت روش های مکانیزه مورد استفاده در کشاورزی است. تخلیه مواد مغذی بصورت قابل توجهی گسترده است اما اغلب شکل دست کم گرفته شده بیابان زایی محسوب می شود. از دست دادن مواد مغذی می تواند به علت حذف واقعی فیزیکی خاک در اثر فرسایش باشد؛ اما اغلب بعلت پاکسازی رویش طبیعی برای کشاورزی است. متعاقب این عمل می توان به کثرت کشت یا استفاده کم از کودها بویژه در کشورهای در حال توسعه اشاره کرد.
بررسی میزان و ماهیت بیابان زایی (Assessing the extent and nature of desertification)
در وقوع بیابان زایی به هیچ وجه نمی توان اطلاعاتی مطلق یافت. رصد زمین از طریق سنجش از راه دور می تواند برای تشخیص ابعاد تغییر پوشش گیاهی و تشخیص نوسانات طبیعی بر اثر اعمال انسانی مفید باشد؛ اما حتی تصاویر با وضوح بالا هم برای شناسایی عناصر بسیار فرسایشی خاک بسیار نارساهستند و برای مشخص کردن تغییرات داخلی خاک نا مناسب اند.می توان گفت که داده های تخمین زده شده درباره بیابان زایی به احتمال زیاد خام و گاه بسیار اشتباه هستند. مطالعات میدانی و دیدگاه های بر مبنای مدل سازی جهت بررسی های محلی و منطقه ای درباره تخریب و فرسایش مهم هستند. به طور فزاینده ای، ابعاد اجتماعی تخریب زمین به عنوان عنصر حیاتی در راستای هرگونه تلاشی جهت بهبود این شکل شناخته می شوند. آگاهی و دانش از کاربری اراضی -که به ویژه در کشورهای در حال توسعه، اغلب بکر هستند- بعنوان اینکه کِی، کجا و چگونه بیابان زایی اتفاق می افتد، به نظر امری ضروری است.در ارزیابی مقیاس جهانی بیابان زایی، سازمان ملل، آغازگری پرتلاش بوده است. در دهه های 70 و 80 برآوردهای منتشر شده،به علت بی دقتی در انتخاب روش کار و تداخل دو بعد تغییرات چرخه طبیعی در سیستم پوشش گیاهی با تاثیرات خشکسالی و بیابان زایی حاصله از اعمال آدمی، از سوی جامعه علمی به شدت مورد انتقاد قرار گرفته است.
گلاسود[5]تخمین زده است که در اواخر دهه 80 و اوایل دهه 90 تقریبا 1030 هکتار، معادل 20 درصد از زمین های خشک، مستعد فرآیندهای فرسایش خاک ناشی از اعمال آدمی را تجربه کرده اند. فرسایش آبی بعنوان فرآیند فیزیکی اصلی، در تخریب 48 درصد از این منطقه شناسایی شده است. و فرسایش بادی عامل تخریب 39 درصد از این منطقه است. تخریب شیمیایی از قبیل شور و قلیایی شدن و تخلیه مواد مغذی تنها در ده درصد منطقه نقش غالب داشته است. تخریب و تغییرات فیزیکی همانند پوسته پوسته شدن فقط در 4 درصد منطقه غالب بوده است.این آمار و ارقام ثانویه ممکن است به دلیل نمایاندن فرآیندهایی که کمتر قابل مشاهده اند، دست کم گرفته شوند. شدت تخریب شرح داده شده توسط GLASOD تنها در 4 درصد از مناطق خشک مستعد قوی است و این بدین معنی است که مناطقی که عملکردهای حیاتی و اصلی خاک نابود شده است و بدون اقدامات ترمیمی اساسی درست شدنی نیستند کمتر مستعد بیابان زایی است.
Table 10 Dryland soil degradation (million ha) by continent according to GLASOD
کدام اعمال آدمی منتج به بیابانزایی میشود؟(What human actions lead to desertification)
تقریبا هرگونه استفاده از زمین در مناطق خشک،آن را برای بیابان زایی مستعد می سازد. اگر این عمل بیش از توانایی زمین بوده یا نوع کشت مناسب نباشد امکان بیابان زایی افزایش می یابد.ادبیات بیابان زایی بطور گسترده، چهار شکل کاربردی را به عنوان عوامل اصلی مساله عنوان می کند: کشت، آبیاری، تولید دام و جنگل زدایی. گاهی افزایش سطح کشت دلیل اصلی بیابان زایی است. به خصوص در مناطق خشک کشورهای در حال توسعه که به علت افزایش جمعیت، افزایش بازده ضروری شده و روشهای دادن کود و منابع بازپروری در زمین اعمال نمی شود. در این اراضی بیابان زایی مشهود تر است. از طرفی تخلیه مواد مغذی بسیار جدی است و بانک جهانی با عنوان کاهش بازدهی و محصولات، در کشورهای محدوده ساحل و بخشی از آمریکای جنوبی اهمیت موضوع را روشن تر کرده است. تلاش برای افزایش محصول از طریق مکانیزه کردن می تواند منتج به تراکم خاک، افزایش رواناب و فرسایش تحت رویدادهای بارانی فشرده در زمین های خشک شود. کاهش حجم سنگی به علت وزش باد هم می تواند همراه با حذف و پاکسازی کمربندهای پوششی توسط کشاورزی ماشینی شدیدتر شود.
سیستم های آبیاری چه توسط کانال از سدهای ذخیره سازی آب و چه از طریق سیستم سنترپیوت، می توانند از طریق اشباع آبی، شور و قلیایی شدن و تجمع بیش از حد سدیم در خاک، عاملی برای بیان زایی باشند. تبخیر و تعرق بالا در مناطق خشک بدین معنی است که آبیاری بیش از حد می تواند سبب جذب و رسوب بیش از حد سرب و نمک در خاک شود. غرقآبی ناشی میزان آبیاری زیادی است که سطح آب از حد استاندارد بالاتر باشد. بسیاری از مناطق خشک ممکن است جهت تولید گسترده دام، بهتر و مناسب تر باشند تا کشت. چوپانی می تواند عاملی موثر در بیابان زایی باشد و این امر زمانی رخ می دهد که بصورت فشرده و بیش از حد باشد؛ یعنی از چوپانی به گله داری تغییر کند. این یعنی نحوه دامداری در کشورهای پیشرفته و در حال توسعه در عصر جدید که در آنها چوپانی حالت سنتی خود را از دست داده و جای خود را به حالت تجاری داده است.
جنگل زدایی در مناطق خشک همراه با دو فاکتور قابل مشاهده است. اولی پاکسازی زمین برای کشت است و در کشورهای در حال توسعه همراه با جمع آوری چوب جهت استفاده داخلی یا تامین سوخت است. بزرگترین تهدیدی که جنگل زدایی را در راستای بیابان زایی مطرح می کند، انجام این عمل در دامنه های شیب دار است. بعنوان مثال در طول قرن بیستم،بعلت افزایش زمین مناسب کشت و جمع آوری چوب جهت تامین سوخت، کاهش ده برابری پوشش جنگلی را در ارتفاعات اتیوپیمی توان مشاهده کرد و فرسایش خاک به مشکل اصلی منطقه تبدیل شده است.
References:
Aubreville, A. (1949) Climats, forêts et desertification de l’Afrique tropicale, Paris: Editions géographiques maritimes et colonials.
Dougill, A.J., Thomas, D.S.G. and Heathwaite, A.L. (1999) Environmental change in the Kalahari: integrated land degradation studies for non equilibrium dryland environments, Annals, Association of American Geographers 89, 420–422.
Hellden, U. (1991) Desertification: time for a reassessment? Ambio 20, 372–383.
Mairota, P., Thornes, J.B. and Geeson, N. (1998) Atlas of Mediterranean Environments in Europe: The Desertification Context, Chichester: Wiley.
Middleton, N.J. and Thomas, D.S.G. (1997) World Atlas of Desertification, London: UNEP/Edward Arnold.
Mistry, J. (2000) World Savannas: Ecology and Human Use, Harlow: Prentice Hall.
Reed, M. and Dougill, A.J. (2002) Geographical Journal, 163, 195–210. Thomas, D.S.G. (1993) Sandstorm in a teacup? Understanding desertification in the 1990s, Geographical Journal 159, 318–331.
Thomas, D.S.G. and Middleton, N.J. (1994) Desertification: Exploding the Myth, Chichester: Wiley.
Tucker, C.J., Dregne, H.E. and Newcomb, W.W. (1991) Expansion and contraction of the Sahara Desert, 1980 to 1990, Science 253, 299–301.
DAVID S.G. THOMAS ( مترجم: رفعت شهماری)
DESICCATION CRACKS AND POLYGONS - ترک های خشک و چند ضلعی
وقتی تبخیر آب از رسوبات چسبنده، اشباع شده و ریزدانه روی می دهد، کاهش حجم ممکن است با فشار برای ایجاد پارگی در محل همراه باشد. در نتیجه ترک ها شکل می گیرند و ممکن است الگوهای چند وجهی داشته باشند. مورفولوژی الگوهای گسست هم به خواص مواد -یعنی ساختار، درجه بندی، محتوای رطوبی و غیره - و هم به شرایط زیست محیطی -مانند دما، رطوبت، سرعت خشک شدن و غیره- بستگی دارد. ترک ها و شکاف های چند ضلعی دو پدیده رایج ژئومورفولوژیک محیط های خشک perglacial و دریاچه های خشک شده proglacial و خاک گلی هستند. ترک ها نسبتا مستقیم یا بصورت منحنی های هموار هستند. با این حال الگوهایشان، طول، عمق، پهنا و تعداد کاملا متفاوتی را نشان می دهد. پلن مجموعه ای از بلوک های مابین ترک ها است که توسط الگوی ترک مشخص می شود که می تواند صاف، محدب، مقعر یا نامنظم باشد. اما اندازه بلوک ها ممکن است به دلیل موادی که از آنها تشکیل شده اند، از نظر ضخامت افزایش داشته باشد.
تعداد ترک ها بطور کلی معکوس و متناسب با اندازه رسوب است و بزرگترینشان از لحاظ اندازه غنی ترین آنها در مواد موجود در گل و لای خاک رس هستند. طول متوسط ترک ها با میزان رطوبت رسوب متناسب است که در طول زمان میل به کاهش دارد؛ زیرا ترک های جدید و کوتاه در طول هر چرخه خشک شدن به شکل گیری ادامه می دهند. فضای مابین ترک ها ممکن است بر اساس میزان خشکیدگی، میزان خاک رس موجود و ماهیت گونه ای خاک رس، افزایش یابد. رسوبی که از لحاظ مونتمور پلینیت (خاک رس غنی با آلمینیوم و اندکی سدیم و منگنز) غنی باشد در مقایسه با نوع کائولینیت (خاک رس سفید و خاکستری) بیشتر مستعد انقباض است. لاچن بروخ دو الگوی رایج در ترک را مشخص کرده است. اولی الگوی متعامد است که در آن ترک ها با یکدیگر در زاویه 90 درجه برخورد می کنند. دومی الگوی غیر متعامد است که با ساختار سه شعاعی در تقاطع ها مشخص و شناخته شده اند و زاویه منفرجه حدود 120 درجه را شکل می دهند. الگوی اول احتمالا مشخصه ناهمگن و تغییر پذیر است که در آن فشار به تدریج تجمع می یابد.
ابتدا ترک ها در جایگاه کم استحکام یا با تمرکز فشار بالا شکل می گیرند. از آن رو که ترک ها همزمان تشکیل نمی شوند؛ ترک جدید تمایل به پیوستن به یک ترک از پیش موجود را دارد. سیستم دوم شکل گیری همگن تر است. یعنی یک لایه متوسط نسبتا غیر انعطاف پذیر که بطور یکنواخت خشک شده ترک ها را تشکیل می دهد.ترک های خشک غول پیکر که بطور ویژه ای بزرگ هستند در سطوح نمکی و پلایا رایجند. آنها تنها نتیجه خشکیدگی نیستند بلکه عواملی از قبیل جابجایی نمک، فرو نشست ناشی از آب های زیر زمینی و فعالیت های لرزه ای بر شکل گیری آن تاثیر دارند. ایجاد ناگهانی این شکاف های عظیم می تواند به سازه های مهندسی آسیب های جدی وارد کند.
References:
Al-Harthi, A.A. and Bankher, K.A. (1999) Collapsing loess-like soil in western Saudi Arabia, Journal of Arid Environments 41, 381–399.
Corte, A.E. and Higashi, A. (1964) Experimental Research on Desiccation Cracks in Soil. US Army Material Command Cold Regions Research and Engineering Laboratory Research Report 66.
Corwin, E.J. Alhadeff, S.C., Oggel, S.P. and Shlemon, R.J. (1991) Earth fissures, urbanisation and litigation: a case study from the Temecula area, southwestern Riverside County, California, IAHS Publication 200, 291.
Huddart, D. and Bennett, M.R. (2000) Subsidence structures associated with subaerial desiccation-crack piping and their role in drainage evolution on a drained proglacial lake bed: Hagavant, Iceland, Journal of Sedimentary Research Section A: Sedimentary Petrology and Processes 70, 985–993.
Lachenbruch, A.H. (1962) Mechanisms of Thermal Contraction Cracks and Ice-wedge Polygons in Permafrost, Geological Society of America Special Paper 70.
Maizels, J.K. (1981) Freeze–thaw Experiments in the Simulation of Sediment Cracking Patterns, Bedford College, London, Papers in Geography 13.
Neal, J.T., Langer, A.M. and Kerr, P.G. (1968) Giant desiccation polygons of Great Basin playas, Geological Society of America Bulletin 79, 69–90.
A.S. GOUDIE ( مترجم: رفعت شهماری)
DEW POND - تالاب شبنم
تالاب های شبنم، فرو رفتگی های دور بسته ای هستند که اغلب با آب پر شده اند و به درون خود، کربنات کلسیم را جذب کرده اند. این مدل تالاب ها در جنوب انگلستان قابل مشاهده هستند. تامین مستمر آب این فرو رفتگی ها بر روی بسترهای نفوذ پذیر و اغلب نزدیک به بالای دامنه ها باعث شده در طول دو قرن گذشته بحث های قابل توجهی پیرامون این موضوع شکل گیرد. همانطور که نام آن نشان می دهد برخی نویسندگان، شبنم، مه یا غبار آب را بعنوان منبعی برای دوباره پر شدن تالاب ها عنوان کرده اند اما سایرین بر این باورند که ریزش باران و روانآبی سطحی تامین کننده آب این تالاب ها است. بسیاری از تالاب های شبنم در زمین های کشاورزی حفر شده اند. این عمل گاه توسط افرادی صورت گرفته است که از مزرعه ای به مزرعه دیگر برای کار می رفتند و تالاب ها به کمک خاک رس، کاه و اخیرا سیمان نواربندی می شدند. امروزه برخی از آنان بعلت عدم نواربندی و تعیین مرز، خشک شده اند.
سردرگمی قابل توجهی در تعیین مناطقی برای ایجاد فرورفتگی های دور بسته در مناطق آهکی وجود دارد زیرا برخی از آنان بصورت طبیعی گود هستند و برخی دیگر ریشه های انسانی دارند که بعنوان تالاب شبنم یا چاله کربنات کلسیم، مارن و خاک رس کنده شده اند. برخی حتی ریشه های پیچیده ای دارند که در ابتدا گودالی طبیعی بوده و سپس مرزبندی شده و بعنوان تالاب شبنم مورد استفاده قرار گرفته اند.
Further reading:
Prince, H.C. (1964) The origin of pits and depressions in Norfolk, Geography 49, 15–32.
Pugsley, A.J. (1939) Dewponds in Fable and Fact: A Collection and Criticism of Exciting Knowledge on these Curiosities, London: Country Life.
Snow, M. (2002) Dewponds. http://www.dewponds. info/(Accessed 18th September 2002).
IAN LIVINGSTONE ( مترجم: رفعت شهماری)
DIAGENESIS - دیاژنز
تمامی تغییرات فیزیکی، شیمیایی و بیولوژیکی صورت گرفته روی رسوب بعد از فرورفتگی اولیه مثل هوازدگی، دگرگونی، بازسازی، جایگزینی، شستشو، هیدراتاسیون و اقدام باکتریایی را دیاژنز می گویند. این اصطلاح در سال 1868 توسط گامبل ابداع شد و تعریف جهانی معتبری از آن وجود ندارد.
Reference:
Gümbel, C.W. von (1868) Geognostische Beschreibung des ostbayerischen Grenzgebirges oder des bayerischen und oberpfalzer Waldgebirges, Gotha: Justus Perthes; Bavaria: Bayerisches schreibung des Koenigreichs Bayern, v. 2.
Further reading:
Larson, G. and Chilingar, G.V. (eds) (1979) Diagenesis
این واژه ترجمه نشده است
DIAMICTITE
Diamictite (paraconglomerate, mixtite, diamixtite) is a non-genetic term for sedimentary rock consisting of sand and/or larger particles resting in a muddy matrix (Flint et al. 1960). Its unlithified counterpart is known as diamicton, and diamict is a general term comprising both consolidated and non-consolidated deposits. Diamictites consist of a wide range of particles with matrix dominating, giving an overall appearance of clasts chaotically dispersed through structureless or laminated mud. Clasts are dropstones sporadically deposited on the soft substrate due to ice rafting or volcanic explosions. They are angular to subrounded, may be slightly imbricated (see IMBRICATION) and often come from remote sources hundreds of kilometres away. If lamination is present, drapes (see DRAPE, SILT AND MUD) around clasts caused by post-depositional compaction (see COMPACTION OF SOIL) occur frequently. The origin may be by GLACIERs, DEBRIS FLOWs or turbidity currents. Most diamictites are interpreted as lithified tills (tillites) or GLACIMARINE deposits of pre-Quaternary glaciations (Schermerhorn 1974; Hambrey and Harland 1981) because of a range of features resembling tills known from modern glacial environments, such as lack of sorting, grain sizes from clays to blocks, clasts bearing GLACIAL EROSION features (e.g. STRIATIONs and polishing), glacidynamic structures (e.g. shear planes (see SHEAR AND SHEAR SURFACE) and folds), and mixed lithological components corresponding to ice flow paths. Glacial origin of most diamictites is also supported by intimate association with striated bedrock surfaces, varved clays and lithified GLACIFLUVIAL deposits, arctic fauna, periglacial (see PERIGLACIAL GEOMORPHOLOGY) structures and the correspondence to polar regions of the past. Diamictites of glacial and glacimarine origin are known from many regions of the Earth (Miller 1996: 469–483). The Late Palaeozoic Dwyka Formation occupies extensive areas in southern Africa and consists of facies deposited mainly under disintegrating ice shelves, near the grounding line and in FJORDs by tidewater glaciers (Visser 1991). Also the Lower Proterozoic Gowganda Formation, which covers more than 12,000km2 on the Canadian Shield is possibly a glacimarine diamictite (Eyles et al. 1985). Terrestrial tillites are known from the Upper Ordovician of north-west Africa (6–8 millionkm2), Upper Proterozoic of western Mauritania and north Norway, PermoCarboniferous of the Transantarctic Mountains, and Upper Palaeozoic of Oman and Brazil.
References:
Eyles, C.H., Eyles, N. and Miall, A.D. (1985) Models of glaciomarine sedimentation and their application to the interpretation of ancient glacial sequences, Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 51, 15–84.
Flint, R.F., Sanders, J.E. and Rodgers, J. (1960) Diamictite, a substitute term for symmictite, Geological Society of America Bulletin 71, 1,809.
Hambrey, M.J. and Harland, W.B. (eds) (1981) Earth’s Pre-Pleistocene Glacial Record, Cambridge: Cambridge University Press. Miller, J.M.G. (1996) Glacial Sediments, in H.G. Reading (ed.) Sedimentary Environments: Processes, Facies and Stratigraphy, 454–484, Oxford:
Blackwell Science. Schermerhorn, L.J.G. (1974) Late Precambrian mixtites: Glacial and/or nonglacial? American Journal of Science 274, 673–824.
Visser, J.N.J. (1991) The paleoclimatic setting of the late Paleozoic marine ice sheet in the Karoo Basin of Southern Africa, in J.B. Anderson and G.M. Ashley (eds) Glacial Marine Sedimentation: Paleoclimatic Significance, Geological Society of America Special Paper 261, 181–189.
Further reading:
Prothero, D.R. and Schwab, F. (1996) Sedimentary Geology, New York: W.H. Freeman.
JAN A. PIOTROWSKI
DIAPIR - دیاپیر
Vertical intrusions, bulbous or cylindrical in shape, resulting from the upward movement of mobile materials, such as salt (halite), magma, mud and ice, which lie beneath more competent strata (see MUD VOLCANO).
Further reading:
Vendeville, B.C., Hart, Y. and Vigneresse, J.L. (eds) (2000) Salt, Shale and Igneous Diapirs in and around Europe, Special Publication of the Geological Society of London 174.
A.S. GOUDIE
این واژه نیزترجمه نشده است
DIASTROPHISM
A general term for the various types of tectonic processes that change the level, position and altitude 260 DIATREME of the Earth’s surface. It is derived from the Greek word diastrophos, which means ‘turned’, ‘twisted’ or ‘distorted’. There are five classes of diastrophic movement (Chorley et al. 1984: 98): (1) orogenesis; (2) epeirogeny; (3) isostasy; (4) igneous (including volcanic); and (5) eustasy.
Reference
Chorley, R.J., Schumm, S.A. and Sugden, D.E. (1984) Geomorphology, London: Methuen.
A.S. GOUDIE
DIATREME -
DIATREME این واژه نیز ترجمه نشده است
Vents and pipes which have been injected through sedimentary strata by the explosive release of magmatic gases and filled with the products of the eruption, and fragments torn from the side of the pipes. Kimberlite pipes are examples of diatremes. Some maars, such as those in Germany, are lakes that are the surface expression of diatremes. They can be rich in environmental information (Narcisi 1996).
Reference
Narcisi, B. (1996) Tephrochronology of a late Quaternary lacustrine record from the Monticchio Maar (Vulture Volcano, southern Italy), Quaternary
Science Reviews 15, 155–165.
A.S. GOUDIE
|
|
|
|
|
|
