|
|
| |
 |
از Crusting of Soil تا Cymatogeny |
 |
|
| | تاریخ ارسال: 1396/8/12 | |
|
واژه آخر ترجمه نشده است
CRUSTING OF SOIL - قشر رویی خاک
قشر خاک لایه نازکی است که از نظر خصوصیت و صفات با خاک های زیرین متفاوت است که در حد واسط خاک و جو زمین ایجاد شده است. اولین رده یا طبقه خاک که غالبا غیر آلی نامیده می شود، در اثر اصابت قطرات باران به سطح رویی صورت می گیرد و مقادیر زیادی نیرو و انرژی توسط قطرات باران به سطح خاک منتقل می شود. متلاشی شدن و تجزیه دانه های خاک ، باعث فشرده شدن و جابه جایی ذرات خاک می شود. این اختلال و برهم ریختگی فیزیکی که ممکن است در جایی که پوشش گیاهی کم باشد تاثیر خاصی داشته باشد که به وسیله کمک برخی از فرآیندهای شیمیایی شامل پراکنش یا پراکندگی دانه های خاک است و موجب تجزیه و فروپاشی بیشتر دانه‌های خاک می شود. در نتیجه تراکم لایه سطحی فرم نهایی را ایجاد می‌کند و زمانی که این آستر و لایه خشک و محکم می شود، لایه یا قشر رویی خاک شکل می‌گیرد. چنین قشری می تواند اثرات عمیقی بر رواناب و فرسایش توسط آب و باد داشته باشد (Poesen and Nearing 1993).
اخیرا نقش پوسته آلی (میکروفیتیک ، میکروبیوتیک، کریپتوگامیک یا بیولوژیک[1]) داخلی (زیرین) و خارجی (سطح رویی) خاک در هیدرولوژی و ژئومرفولوژی شناخته شده است (Eldridge and Rosentreter 1999). ترکیبات آلی، از جمله گیاه واکسی می‌تواند مواد هیدروفوبیک (مانع‌نفوذ) را به عنوان یک طیف وسیعی از قارچ‌ها میکروارگانیسم‌ها تولید کند. اگر چه خاک های نفوذناپذیر بیشتر در محیط های مرطوب رخ می دهد اما نمونه های بسیاری از آنها در مناطق نیمه خشک گزارش شده است (Doerr et al. 2000). این سطوح هیدروفوبیک تمایل دارند که ظرفیت نفوذ خاک مناطق کاهش یابد و در نتیجه جریان زمینی افزایش یابد. پس از این احتمال می رود که فرسایش خاک به صورت زیاد رخ می دهد. نشان داده است از بین بردن و حذف مواد قشر پوسته سطحی تاثیر بسیار زیادی بر نرخ نفوذ دارد(Eldridge et al. 2000). به همین صورت پوسته بیولوژیکی خاک در فرآیند فرسایش بادی تأثیر دارد. پوشش سیانو باکتری ها، جلبک سبز، گلسنگ و خزه در ایجاد ثبات در خاک در مناطق خشک مهم بوده و در نتیجه آنها را از فرسایش بادی محافظت می‌کند.آن ها نقش مهمی در تثبیت تپه های شنی دارند(Kidron et al. 2000).
بر خلاف گیاهان آوندی، پوشش پوسته آلی کاهش نمی یابد در سال‌های خشکسالی و آن ها در تمام طول سال حاضر هستند. با این حال، آن ها نسبت به اختلال و آشفتگی هایی که به واسطه فعالیت های انسانی که در رابطه با محیط صورت می گیرد حساس هستند(Belnap and Gillette 1997). رشته های سیانو باکتری ها، به ویژه در برابر حمله باد موثرهستند (McKenna-Neuman et al. 1996).
رشته ها و ترشحات خارج سلولی از سیانو باکتری ها هم چنان از دانه های پایدار آب که اشاره به مقاومت خاک در برابر فرسایش آب و اثر برخورد قطرات باران داردکمک می‌کند(Issa et al. 2001). همچنین لازم است بدانیم که همه پوسته آلی، هیدروفوبیک ( نفوذ ناپذیر) نیستند با ممانعت از تاثیر اثر قطرات باران که منجر به توسعه سریع قشر رویی می شود می تواند منجر به تولید رواناب شود(Kidron and Yair 1997).
References
Belnap, J. and Gillette, D.A. (1997) Disturbance of biological soil crusts: impacts on potential wind erodibility of sandy desert soils in southeastern Utah, Land Degradation and Development 8, 355–362.
Doerr, S.H., Shakesby, R.A. and Walsh, R.P.D. (2000) Soil water repellancy: its causes, characteristics and hydro-geomorphological significance, Earth-Science Reviews 51, 33–65.
Eldridge, D.J. and Rosentreter, R. (1999) Morphological groups: a framework for monitoring microphytic crusts in arid landscapes, Journal of Arid Environments 41, 11–25.
Eldridge, D.J., Zaady, G. and Shachack, M. (2000) Infiltration through three contrasting biological soil crusts in patterned landscapes in the Negev, Israel, Catena 40, 323–336.
Issa, O.M., Le Bissonnais, Y., Défrage, C. and Trichet, J. (2001) Role of cyanobacterial cover on structural stability of sandy soils in the Sahelian part of Western Niger, Geoderma 101, 15–30.
Kidron, G.J. and Yair, A. (1997) Rainfall-runoff relationship over encrusted dune surfaces, Nizzama, western Negev, Israel, Earth Surface Processes and Landforms 22, 1,169–1,184.
Kidron, G.J., Barzilay, E. and Sachs, E. (2000) Microclimate control upon sand microbiotic crusts, western Negev Desert, Israel, Geomorphology 36, 1–18.
McKenna-Neuman, C., Maxwell, C.D. and Bouton, J.W. (1996) Wind transport of sand surface crusted with photoautotrophic micro organisms, Catena 27, 229–247.
Poesen, J.W.A. and Nearing, M.A. (eds) (1993) Soil surface sealing and crusting, Catena Supplement24
A.S. GOUDIE (ترجمه: سمیه شاه زیدی)
CRYOPLANATION- مسطح شدن زمین (در اثر فرسایش)
مسطح و هموار شدن مرتفعات و برجستگی های زمین در اثر نفوذ عمل مستقیم و غیر مستقیم یخ ها را کرایوپلنیشن گویند (Bryan 1946). این پدیده یک اصطلاح ژئومرفولوژیکی را معرفی می کند و به توصیف سطوحی با شیب کم در کناره دره های بلند و مرتفع و یا نزدیک به قله می پردازد (سطوح تراسی فرسایشی یا مسطح) که در نواحی مجاور یخچالی صورت می گیرد. دو واژه کرایوپلنیشن و آلتی پلنیشن مترادف بوده و اشکالی از فرسایش است که در سطوح گسترده ای مسطح در ارتفاعات بالا صورت می گیرد و هر دو از اشکال اکویی پلنیشن می باشد. مکان های کرایوپلنیشن شامل چندین منطقه می باشد که خاک آن فرسایش یافته در باعث پر کردن دره ها در نواحی مجاور یخچالی می شودکه می توان آلتی پلنیشن و اکویی پلنیشن و ... را نام برد.
تراس های کرایو پلنیشن عریض ومسطح از 1 تا 12 درجه با شیبی تند در محدوده شیب بالایی هستند[2]، جایی که خیز شیب است و غالبا 25 تا 35 درجه است. عرض تراس ها معمولا چند متر است حتی در گفته شده که متجاوز از یک کیلومتر هم وجود دارد(Demek 1969). مجموعه ای از کرایوپلنیشن ها تاثیر پلکانی روی دامنه کوه و نقطه تلاقی آن ها از چند طرف ممکن است یک سطح مرتفع را ایجاد کند. هر دو آیتم اندازه و تکرار و تناوب در طول زمان از زمانی که یخبندان اتفاق می افتد افزایش می یاید اما برخی موارد هم در نواحی غیریخبندان رخ دهد. رابطه تراس با زمین های پرمافراست بسیار متغیر است اما این تغییرات در نوع سنگ گزارش شده است. حمل و نقل خرده سنگ ها از میان مجموعه سطوح کرایوپلنیشن ها در بعضی از مناطق به نظر ضروری می رسد و این مسئله به نظر می رسدکه سطوح پایین تر از سطوح بالاتر تاثیر می پذیرد مگر اینکه مواد با تاخیر انتقال یابد که بعید به نظر می رسد.
کرایوپدیمنت ها با همان تغییرپذیری، وابسته به پدیمان فرسایش گرمسیری است. یک کرایوپدیمنت چشم اندازی وسیع است که به وسیله زبانه ای که به صورت فرسایش در اثر ذوب و یخ زدن صورت می گیرد دیده می شود. این سطوح مسطح مانند یک بستر سنگی به نظر می رسند و حاصل توده ای نازک ، که توسط فرآیند جنب یخچالی حاصل شده است. به عنوان مثال فرآیند کرایوپلنیشن خصوصیت و عناصر منحصر به فردی در طبیعت ندارد اما به نظر می رسد که مترادف با واژه نی وی شن[3] است(Thorn and Hall, 2003) (نی وی شن فرآیندی است که در زیر یک قطعه زمینی که تحت پوشش یخ است صورت می‌پذیرد) که این خود بیان و تعریف دقیق این مطلب است، در حالی که در مراحل اولیه کرایوپلینیشن تاکید بر روی نی وی شن است(Demek 1969). فرآیند دیگری برای مراحل تکامل یافته استناد نشده است. اگر تکه های برفی بزرگ جنبه محافظت آن بیشتر از تخریب باشند گسترش و افزایش آب و هوای سرد در توسعه"هدوارد[4]" یا رودخانه‌هایی که در ارتفاع زیاد و بالاتر از سرچشمه اصلی هستند قابل توجه نباشد. وجود زمین های الگودار و یا جابه جایی سطح رویه زمین برخی مواقع و نه همیشه به عنوان شاخص بی حرکتی در نظر گرفته می شود. در حالی که سرزمین هایی که کرایوپدیمنت یا کرایو پلنیشن را تشکیل می دهند در محیط های جنب یخچالی یافت می شود. پژوهش در مورد این منابع کم است (but see Hall 1997). این مسئله به وسیله عدم فعالیت مشخص تشدید می شود. نلسون[5]، 1989 چنین بیان می کند که سطوح کرایوپلنیشن ممکن است یک وجه تشابه و قابل قیاس با سیرک های یخچالی داشته باشد که بازتاب یک دوره حرارتی و بارش است که قادر به تقویت و انباشتن یخچال را ندارد. هال 1998 ، تورن و هال 2003 ، بیان کردند که تمایز بین فرم های کرایو پلنیشن و نی وی شن و فرآیند نیاز به تحقیقات مجدد است به طوری که در حال حاضر واضح نیست.
References
Bryan, K. (1946) Cryopedology – the study of frozen ground and intensive frost-action with suggestions on nomenclature, American Journal of Science 244, 622–642.
Demek, J. (1969) Cryoplanation terraces, their geographical distribution, genesis and development,ˇCeskoslovenské Akademie Vˇed Rozpravy, Matematick –ych a Pˇrیrodnیch Vˇed, 79(4).
Hall, K. (1997) Observations on ‘cryoplanation’ benches in Antarctica, Antarctic Science 9, 181–187.
——(1998) Nivation or cryoplanation: different terms, same features? Polar Geography 22, 1–16.
Nelson, F.E. (1989) Cryoplanation terraces: periglacial cirque analogs, Geografiska Annaler 71A, 31–41.
Thorn, C.E. and Hall, K. (2003) Nivation and cryoplanation: the case for scrutiny and Integration, Progress in Physical Geography 26, 553–560. ˇRada
Priesnitz, K. (1988) Cryoplanation, in M.J. Clark (ed.) Advances in Periglacial Geomorphology, 49–67
SEE ALSO: nivation
COLIN E. THORN (ترجمه: سمیه شاه زیدی)
CRYOSTATIC PRESSURE – فشار یخ شکافتی ( فشار در خاک یا سنگ توسط انجماد آب )
فشاری که بر سنگ و خاک اعمال می شود و در زمانی که یخبندان اتفاق می افتد صورت می گیرد. این فشار می تواند به صورت منحصر به فرد دانه های خاک را تفکیک کند و یک توده متحرک و روانی از گل را ایجاد کند .افزایش ذخیره آب در رسوبات دانه درشت و مرطوب که در نتیجه انجماد در یک سیستم بسته صورت می گیرد و حجم آب به هنگام یخ بستن 9 درصد انبساط می باید نمی تواند بامحیط هایی که دارای رسوبات یخ زده است سازگاری و مطابقت یابد و آب به طرف زمین هایی که یخ زده نیستند جاری می شود و این مسئله فشار آب را بالا می برد. این فشار برای سیستم های بسته بالا آمده مانند پینگو ها و یا به عبارتی تپه هایی که در سطح زمین پوشیده از یخ هستند، بالاتر از 4/0 مگاپاسکال اندازه گیری شده است(Mackay 1977). فشار کرایوستاتیک در خاک های دانه ریز و نرم در یک تست فریز سازی در آزمایشگاه می تواند افزایش یابد اما تحت شرایط میدانی اندازه گیری نشده است.
Reference
Mackay, J.R. (1977) Pulsating pingos, Tuktoyaktuk Peninsula, N.W.T., Canadian Journal of Earth
C.R. BURN (ترجمه: سمیه شاه زیدی)
CRYPTOKARST - کریپتوکارست
کریپتوکارست نوعی کارستی شدن محدود به مناطق اپی‌کارست یا شبه کارست است که معمولا تحت پوشش سطحی حاصل از ته نشست(لس)یا فرسایش آب و‌هوایی‌گسترش پیداکرده است.کیفیت و ضخامت شکل‌گیری‌سطحی مستقیما روی فعالیت کریپتوکارست تاثیر می گذارد (Nicod 1994) منبع اصلی اسید در قسمت آب زیرزمینی سطحی است که با تراوش و نفوذ اسید هومیک (فعالیت بیولوژیکی) و تغییرات گازی بین اتمسفر و آب باران صورت می‌گیرد. در واقع منطقه اپی کارست باعث انحلال و تجزیه شدید می شود که این مسئله به علت نزدیکی به سطح زمین است(Klimchouk 1995). تشکیلات کریپتوکارست قادر است به وسیله شکل لایه سطحی به نقسیم آب به صورت پراکنده بپردازد و از جمع شدن آب برای انحلال و تجزیه بالا در این تشکیلات جلوگیری می کند. تعادل شیمیایی بین آب و طبقه سنگی نشان می دهد (Stumm and Morgan 1981)که ظرفیت انحلال به طور نسبی با زمان ماندن آب در منطقه اپی کارست کاهش می یابد. باقی ماندن کریپتوکارست ها در این مرحله باعث می شود پدیده کارستی شدن ،قبل از رسیدن به سنگ های زیرین بی نتیجه باقی بماند و این مسئله یه این معناست که هیچگونه آب فعال در زیر منطقه اپی‌کارست وجود ندارد چون هیچ آب یا مسیر باریک وجود ندارد زیرا آب قبلا نوسط صخره ها به تعادل رسیده است. جمع شدن ذرات رسی که ناشی از هوازدگی سطحی ایجاد شده است می تواند در لایه‌های زیر سطح زمین انباشته شود. در برخی شرایط تشکل های سطحی به طرف پایین به صورت عمودی در جلوی تشکیلات کریپتوکارستی کشیده شود و این مسئله ممکن است مثل یک نورفتگی مثل دولین ها شود. از طرف دیگر از مواد سطحی لایه کریپتوکارست از فرسایش مکانیکی مخافظت می کند. شرایط توپوگرافی و زمین شناسی کریپتوکارست درتشکیلات گچی دوران کرتاسه درحوضه رودخانه های پاریس (Rodet 1992)، انگلیس و دانمارک پیدا می شود طبقات زیرین تشکیلات کچی به آرامی تکنونیزه شده (در نتیجه تراکم درز و شکاف ها) و ارتفاعات که ترکیبی از سطوح جداگانه با دره های خشک است.کربنات ها با ترکیبات گچی به راحتی انحلال می یابند اما بخش های رسی باقی می مانند. ذرات رسی با حرکت افقی آب به سختی از جای خود حرکت می کنند. این مسئله به علت کاهش نفوذپذیری و ظرفیت فرسایش زیر حوضه هاست(Lacroix et al. 2002).
References
Klimchouk, A.B. (1995) Karst morphogenesis in the epikarstic zone, Cave and Karst Science 21, 45–50.
Lacroix, M., Rodet, J., Wang, H.Q., Laignel, B. and Dupont, J.P. (2002) Microgranulometric approach to a chalk karst, western Paris Basin, France, Geomorphology 44, 1–17.
Nicod, J. (1994) Plateaux karstiques sous couverture en France, Annales de Géographie 576, 170–194.
Rodet, J. (1992) La craie et ses karsts, Caen: Ed. CNEK-Groupe Seine.
Stumm, W. and Morgan, J.J. (1981) Aquatic Chemistry, New York: Wiley.
SEE ALSO: chemical weathering; epikarst; ground water; karst; palaeokarst and relict karst
SEE ALSO: chemical weathering; epikarst; ground water; karst; palaeokarst and relict karst
MICHEL LACROIX (ترجمه: سمیه شاه زیدی)
CRYPTOVOLCANO - کریپتو ولکانو
یک منطقه مدور ناهموار بزرگ که از رسوبات و سنگ های آشفته و درهم است که اشاره بر مرفولوژی و شکل خاصی از فعالیت‌های آتشفشانی بوده اما هیچ مواد آتشفشانی واقعی در آن دیده نمی شود. اغلب اوقات منبع این اشکال مورد بحث و گفتگو است. به عنوان مثال کراتر آب شور پری توریا [6] و گنبد ردی فرت[7] در جنوب آفریقا قرار دارد که در گذشته به عنوان یک پدیده آتشفشانی ترجمه و تفسیر می‌شده است اما در حال حاضر شواهد به دست آمده نشان می‌دهد که این دو پدیده نتیجه اصابت سنگ های آسمانی[8] به زمین هستند(Reinold et al. 1992; Reinold and Coney 2001) و یا گنبد افول در مناطق کانیونی نشنال پارک یوتا در آمریکا یک[9] نوع دیگر از اصابت سنگ های آسمانی به صورت متحرک و سیال و رسوبات و سنگ های آشفته انفجاری را نشان می دهد (Jackson et al. 1998). برخی از اشکال شامل شامل گروهی که دارای هشت ساختار باشد، در خطی مستقیم از یک طرف آمریکا به طرف دیگر به طول 200 کیلومتر بوده و ممکن است نتیجه برخورد شهاب سنگ یا ستاره دنباله دار باشد(Rampino and Volk 1996) . برخی از صورت های کریپتو ولکانیک که در بالا در مورد آن صحبت شد اندازه های مختلفی دارند .دهانه پری توریا 13/1 کیلومتر قطر دارد ، در حالی که در ساختار ردی فرت 300-250 کیلومتر امتداد دارد و در ساختارهای مشابه در آمریکا قطر آن به 17-3 کیلومتر می رسد. تصدیق این مسئله، بسته به گودشدگی و ساختمان مدور مشهود است زمانی که فرضیاتی که ارائه شده است را ملاحظه کنید توضیح کارولینا بیس[10] در شرق آمریکا بسیار روشن خواهد شد(Ross 1987) که عبارتند از :
- چشمه ها و حوضه های فصلی بهاره
- سدهای شنی و دره های عمیق فرو رفته
- گود شدگی سد مانند ، به وسیله موج های شنی بزرگ
- کراترها یا چاله هایی که به وسیله گروهی از شهاب سنگ ها ایجاد شده اند
- منابع زیردریا با جریان های مخالف یا جریان های زیر آب
- تقسیم بندی مرداب‌ها و به شکل جزایر کوچک‌هلالی شکل، حفره‌های بکر در دامنه تراس های دریایی و تپه های شنی ساحلی
- دریاچه ها در امتداد شن ها در بیشترین جهت سرعت باد
- تو رفتگی و گود شدگی با جریان آرام باد تپه های شنی را به صورت حاشسه دار و دارای لبه شکل می دهد
- تو رفتگی و‌گودشدگی با افزایش جریان مغناطیستی در نزدیکی‌سواحل‌که ناشی از قرارگرفتن ترکیبات آهن‌دار از سرچشمه است
- منابع اصلی خارج از محدوده و فرعی ، گردش ژیروسکوپ یا جریان گردابی را محدود می کند
- انحلال حوضه های چاه های آرتزین در فصل بهار به سمت بادپناه تپه های شنی است.
- شبکه های و گروه های بزرگ ماهی که در زیر دریا بر فراز چاه های آرتزین در زیر دریا حرکت می کنند.
- جریان های شدید باد
- خلیج های کوچک، به صوزت حفره های انحلال یافته به که به وسیله آبهای زیرزمینی ایجاد شده است.
- دریاچه اوری انت[11] در چمنزارهای اسوالز[12]دشت های ساحلی و تپه های شنی با برخی از اشکال حوضه ای در لاگون ها و مرداب های پلیستوسن شکل گرفته اند
- بلک هول [13] در کانادا (خلیج هوستن[14]) که یخ ها را در دشت های ساحلی افکنده است
- انفجار ستاره‌های دنباله‌دار در بالای سطح زمین‌صورت می‌گیرد، که موجب شُک جدید شده و گودال‌هایی را ایجاد می‌کند.
- خشکسالی در باتلاق ها و تورب زارها که به دنبال آن فعالیت های بادی صورت می گیرد.
References
Jackson, M.P.A, Schultz-Ela, D.D., Hudec, M.R., Watson, I.A. and Porter, M.L. (1998) Structure and evolution of Upheaval Dome: a pinched-off salt diapir, Geological Society of America Bulletin 110, 1,547–1,573.
Rampino, M.R. and Volt, T. (1996) Multiple impact event in the Paleozoic: collision with a string of comets or asteroids? Geophysical Research Letters23, 49–52.
Reinold, W.V. and Coney, L. (2001) The Vredefort Impact Structure and Directly Related Subjects: An Updated Bibliography, Economic Geology Research Institute, University of the Witwatersrand, Johannesburg, Information Circular No. 353.
Reinold, W.V., Koeberl, C., Partridge, T.C. and Kerr, S.J. (1992) Pretoria Saltpan crater: impact origin confirmed, Geology 20, 1,079–1,082.
Ross, T.E. (1987) A comprehensive bibliography of the Carolina Bays Literature, Journal of the Elisha Mitchell Scientific Society 103, 28–42.
A.S. GOUDIE (ترجمه: سمیه شاه زیدی)
CUESTA -کواستا
یک رشته برآمده نامتقارن از سنگ های رسوبی شیب داربا مقاومت متناوب در برابر هوازدگی و فرسایش است که در امتداد طبقات کشیده شده اند و به اصطلاح به آن کوستا می‌گویند. سرازیری تند روی سطح شیب دار عکس شیب است با در نظر گرفتن این که شیب پشتی نرم‌تر بوده و تا حدودی موازی و یکنواخت با شیبی است که به طرف پایین است. بخش بالایی کوستا و شیب پشتی از جنس طبقات مقاوم هستند، قسمت هایی که مقاومت کمتری دارند در بخش های زیرین واقع شده اند. به دلیل تفاوت شیب و سنگ شناسی هر سمت کوستا با فرآیندهای متفاوت شکل گرفته است. به خاطر مقایسه شیب و زمین شناسی هر قسمت از کوستا با فرآیندهای متفاوت شکل گرفته است. حرکت سریع توده ها و فرسایش گالی ها بر شیب های تند غلبه می کند و حرکت آرام توده ها و فرسایش جریان آب طرف کم شیب را ایجاد می کند. از این رو طی یک دوره طولانی کوستا عقب نشینی کرده و فرسوده می شود.
تئوری های زیادی مبنی بر این که چگونه برآمدگی کواستا شکل می‌گیرند اما اغلب آن ها بر فرسایش جریانی متغیری در یک تک شیب یا مونوکلاین[15] تاکید دارند که برون زد کوستا نتیجه تفکیک لایه های مقاوم است و سپس عقب نشینی شروع می شود. برجستگی های مایل برجسته نشان از کوستا است و فرم هایی هستند که از یک دشت اولیه از طریق شکاف رودخانه گسترش یافته است. کوستا نمونه ای از یک ساختار کنترل شده و لندفرم هایی است که به اقلیم وابسته است.بهترین نمونه کوستا چشم اندازهای فلات کلورادو در شمال آمریکا ، حوضه پاریس در فرانسه و مناطق مرتفع آلمان جنوبی را می توان برشمرد.
Further reading
Ahnert, F. (1996) Einführung in die Geomorphologie, Stuttgart: Ulmer.
Schmidt, K.-H. (1994) The groundplan of cuesta scarps in dry regions as controlled by lithology and structure, in D.A. Robinson and R.B.G. Williams (eds) Rock Weathering
and Landform Evolution, 355–368, Chichester: Wiley.
SEE ALSO: caprock; escarpment; mesa; sandstone geomorphology; structural landform
EE ALSO: caprock; escarpment; mesa; sandstone geomorphology; structural landform
PIOTR MIGO´N (ترجمه: سمیه شاه زیدی)
CURRENT- جریان
واکنش هیدرودینامیک ها در جهت رسوبات ، نقل و انتقال، فرسایش و افزیش تغییرات مرفولوژیکی در مناطق ساحالی که شامل نوسان حرکت های وابسته به تناوب فرم های مختلف امواج و دارای جریان یک سویه شبه پایدار می باشد.
این جریانات تحت تاثیر این عوامل زیر هستند:
- تاثیر ثانوی موج ها به خودشان بر می گردد ( جریان آهسته موج یا جریان امواج )
- جذر و مد
- فشار باد
- فشار و تراکم شیب
- تنوع حرکات ناشی از پراکندگی و تلاطم انرژی امواج به سوی خشکی و در جایی که عمق شکست امواج کنترل می شود که به آن منطقه گشت و گذار[16] موج می گویند. در اینجا انرژی جنبشی امواج به چند صورت تغییر شکل می یابد:
الف) افزایش تلاطم ها به صورت خرد و کلان
ب) جریان آهسته وابسته به امواج پیشرونده ثانویه با تناوب کمترنسبت به امواج آشفته
ج) جریان هایی که از ساحل دور است [17]
د) خیزاب یا موج هایی که به ساحل تجاوز می کنند[18]
و) انرژی جریان آب زیر دریا[19]
ی) جریان یک لایه متلاطم آب که بعد از شکسته شدن موج ساحل را شسته و فرسایش می دهد[20]
جریان امواج ( جریان های آهسته) (رانش موج) (Wave streaming (wave drift))
استوکس [21] برای اولین بار در سال1847 چنین استنباط کرد که حرکات مداری موج در امواج با دامنه کم دریک جریان کامل غیر مقاوم یا جریان سیال غیر ویسکوز حتی در آب های عمیق محصور نیست، ذرات متحرک و سیال درجه دوم و موج میانگین و شتاب لاگرانژ[22] متوسط (تفاضل انرژی جنبشی و انرژی پتانسیل ) دارند و بدین معنی که در این مکان تغییرات پی در پی انرژی در جریان حجم های محدود آب وجود دارد و در واقع جریان توده‌ای آب محدود است.
از آنجایی که شتاب افقی با اندک فاصله از بالای بستر افزایش می یابد، پس حرکت ذره زیر قله کمی بیشتر از دامنه است، حفظ توده منجر به طبقه بندی جریان می شود (شکل 29 a). در آب های کم عمق با فرسایش بستر، قلمرو امواج حذف شده و سرعت افزایش می یابد (1-ms 1/0~).
اندازه اویلر[23] جریان توده آب می تواند با تکمیل شتاب افقی تحت فشار زیر قله و وارونه زمان و مکان به دست آید. اگر چه انرژی توده مشابه به دست می آید، توزیع عمودی آن متفاوت است. لانگت- هیگینز[24](1953) برای جریان های مقاوم (ویسکوز) واقعی و امواج در عمق محدود نشان داد که میانگین زمانی انتقال به سمت پایین حرکت جنبشی به لایه مرزی در بستر، تولید ایجادیک جریان اویلر علاوه بر جریان استوکس وجود دارد. دوباره با حفظ توده مشخصات یک برش عمودی لایه‌لایه‌ای از جریان متوسط به دست آمده است (شکل29 b). جریان در جهت انتشار در بستر است و عکس آن در عمق میانه صورت می‌گیرد.
لوپ‌من[25] این الگو را از طریق تجربه آزمایشگاهی تایید کرده است. در روانه های بسیار غیر متقارن روی دامنه های شیب دار شیارهایی که در لایه های مرزی تنش ایجاد می کنند ممکن است معکوس میانگین فعلی در بستر شود.
شکل 29 الف : جریان محرک شبه پایدار (a) جریان آهسته استوکس(b) توده انتقالی لانگت - هیگینز
جریانهای منطقه واژگونی موج (Surf zone currents)
جریانات در منطقه واژگونی موجی باحرکات مداری موج ناگهانی واکنش می دهند(در همه امواج کوتاه مدت و بلند مدت) و ایجاد یک الگوی سه بعدی وابسته به زمان را تولید می کنند(وندسن و لورنز[26]،1989 ،شکل 30). این معمولا جدا از تعدادی اجزای مشخص است: جریانات کرانه‌ای طولانی زمانی که امواج با زاویه مایل با خط ساحلی می شکنند ایجاد می شوند و اجزای اصلی کرانه طولانی روی خط ساحلی که فشارهای تشعشعی جهت‌دار است، یک جریان کرانه ای طولانی به موازات ساحل ایجاد می‌کند. گرادیان فشارآب مربوط به تفاوت سطح آب در امتداد ساحل و به علاوه به عنوان مولفه های هم راستای ساحل که حاصل از فشار باد رو به ساحل هستند که می‌توانند این نیرو را کاهش یا افزایش دهند. اندازه گیری‌های میدانی و آزمایشگاهی نشان می‌دهد که جریان خط ساحلی خشکی را که از سر حد انفصال افزایش می یابد و تا میانه های منطقه خیزآب(ناحیه گشت و گذار) به حداکثر رسیده و در نواحی خط ساحلی به صفر می رسد از آنجایی که شیب فشار تابش در نقطه انفصال راه حل نظری خوبی است (Longuet-Higgins 1970a,b). آرام کردن جنبش آنی سیلاب در منطقه خیزآب که اختلاط جانبی یا عرضی نامیده می شود، سبب می شود که حداکثر جریان را به سمت خشکی نمایان کند. این اختلاط همچنین سبب می شودکه جریان ساحلی خارج از ناحیه انفصال جریان پیدا کند تا جایی که گرادیان فشار تابش تقریبا صفر شود. کومار[27] 1998 بررسی دقیقی روی الگوهای مکانی و زمانی از جریانات کرانه ساحلی ارائه می دهد. جریان آب زیر دریا و یا جریان بازگشت نزدیک به بسترگرادیان فشار با میانگین زمانی جریان متوسطی را تا نزدیکی بستر رو به دریا تا امتداد خط ساحلی هدایت می کند و این حاصل تفاوت های میان ساحل در ارتفاع متوسط آب است که ناشی از ایجاد موج در خطوط ساحلی و زیر منطقه انفصال است. این نتایج حاصل از تفاوت در جریان آنی محلی ساحل که روی ساحل به وسیله امواج ایجاد می شود (فشارهای تابشی) که بزرگترین در ناحیه انفصال (جایی که امواج بزرگترین هستند) و کوچک ترین در نقطه نهایی پراکندگی موج در خط ساحلی است. این شیب یک جابه جایی آب از سطح زیرین امواج بزرگ به سمت خط ساحلی ایجاد می کند و با یک توده جریان آب ساحلی که با امواج ایجاد شده کامل می شود به علاوه هر جریان آبی تحت تاثیر باد به این جریان می پیوندد. در مناطقی که توده های ماسه ای نزدیک ساحل وجود دارد چندین جذر و مد و جریان های زیر دریایی وابسته ممکن است خطوط شکننده چند شاخه ای شکل بگیرد (Greenwood and Osborne 1990). سرعت های نمونه کم و جزئی هستند اما داده های به دست آمده زیر (1-ms 80/0) است. موج های برگشتی به صورت مجزا ، باریک با سرعت بالا دور ازکرانه در عرض منطقه خیزاب ساحلی جریان می یابند. بیشتر اوقات قسمتی از جریان های سلولی مدور افقی منظمی با جریان های تغذیه کننده مایل ، موازی ساحل و توسعه جریان های منطقه، راس موج بازگشتی، برگشت موج به طرف دریا را تشکیل می دهد(شکل 31) . غالبا این امواج (ریپ ها) به آشفتگی های کنار ساحلی (کانال های موجی) یا به موانع و یا بندهای موازی شبه ساحلی وابسته هستند اما روی سواحل شیب دار متحدالشکل و یکنواخت یافت می شوند. به طور کلی جریانات ریپلی پدیده های پایداری نیستند اما جوی و زود گذر هستند. آن ها از لحاظ جوی ممکن است در امتداد دریا باشند و از چند متر شروع شده (موج های میکرو که در خلیج وجود دارد تا قله های ساحی) و تا 102 متر(قله های طوفانی) تا موج های عظیم ماکرو(Short 1985) که غالبا منفرد، در مقیاس بزرگ و از لحاظ توپوگرافی فشارآبی را که به واسطه جریانات دورانی در محدوده دماغه کنترل می‌کنند. موج های بزرگ(ریپ ها) ممکن است از سمت ساحل و بیش از یک کیلومترجریان پیدا کنند و سرعت آن ها ممکن است به بیش از (1-ms 3) برسد. از لحاظ تئوری جریان های موجی از یک نوسان دوره ای ارتفاعات موجی ایجاد شده و بدین ترتیب موج در کناره ساحل بالا می رود .این نوسان بستگی دارد به عوامل زیر دارد:
- تغییرات ناپایدار در توپوگرافی (Sonu 1972; Komar 1971)
- امواج مورب کناره (Bowen 1969; Bowen and Inman 1969)
- تداخل بین میدان های دو موج انتشار یافته (Dalrymple 1975)
به عنوان حاصل امواج رادیویی افزایش یافته در نوسان یک دسته موج حرکت می‌کند. اگارد و همکاران[28] 1977 نوسانات دورهای طولانی از 5 تا 10 دقیقه امواج بزرگ به خوبی رسوبات نزدیک به ساحل را به سمت فلات قاره در زیرسطح بستر موج میانی(محدوده عمیق امواج سطحی) انتقال می‌دهند. به عنوان مثال جریان های موجی در نوسان امواج فاقد ثقل (کمتر از H2 4/0) حرکت کرده و به احتمال زیاد به عنوان حاصل امواج رادیویی افزایش یافته در نوسان یک دسته موج حرکت می‌کند. اگارد و همکاران[29] 1977 نوسانات دورهای طولانی از 5 تا 10 دقیقه را اندازه گیری کردند. سرعت‌های جریان ممکن است با سطوح جذر و مدی کاهشی افزایش یابند مخصوصا در جایی که توپوگرافی جریان را بیشتر محدود کند. جریانات موجی قادر به انتقال حجم های بزرگ کف بستر (مخصوصا در جابه‌جا شدن خیزآب های بزرگ،گروش انسکی و همکاران[30]،1993) و فشار معلق از درون منطقه موج به سمت دریا هستند. امواج بزرگ به خوبی رسوبات نزدیک به ساحل را به سمت فلات قاره در زیر سطح بستر موج میانی(محدوده عمیق امواج سطحی) انتقال می‌دهند
شکل (30) ، زمان – میانگین متوسط سرعت حرکت در منطقه خیزاب ساحلی (اصلاح و تغییرات بعد از وندسن و لورنز 1989)
شکل 31 جریان های سلولی مدور در منطقه خیزآب ساحلی
شکاف های عظیم ممکن است به خوبی رسوبات نزدیک ساحل را به فلات قاره در زیرسطح میانه موج انتقال دهد (محدوده عمیق امواج سطحی). خیزاب موج[31] یا جریان‌هایی که به ساحل هجوم می‌آورند، جریان‌هایی هستندکه آب را به عقب و جلو[32] در رخساره دریا یعنی طرفی که مورد هجوم امواج دریا قرار می‌گیرد می‌رانند و بازتاب نهایی منجر به پراکندگی انرژی موج می‌شود.این دو جریان، هر دو جریان آشفته‌اند با فرض قبلی این که جهت جریان متلاقی با زاویه رسیدن به شکست موج است. برگشت خیزاب موج یا جریان‌هایی که آب را به عقب هدایت می‌کنند نتیجه شدت فعالیت و جاذبه زمین در آب بر روی ساحل بوده و این چنین جریانات پایین‌تر از حد پیشینه شیب ساحلی است که غالبا به صورت یک خط زیکزاگ روی آب و رسوبات دیده می شود. جریان هایی که به ساحل هجوم می آورند (خیزاب موج) به ماهیت طبیعی موج ورودی، شیب سطح ساحل، وضعیت سطح ایست آبی ساحل بستگی دارد.
اگر ساحل اشباع نباشد تمایل برای نفوذ آب در ساحل و همچنین کاهش مقدار آب در جریان های رانده شده به عقب وجود دارد . به دلیل اینکه آب در سطح ایست آبی آب ساحل فروکش می کند، برگشت خیزاب موج ممکن است بیشتر طول بکشد و معمولا قطر آن کمتر شده و جریانات ممکن است با افزایش ناگهانی هیدرولیکی متعارف بسیار بحرانی شوند. ون رین[33] 1998 و بات و راسل2000[34] مقالاتی را درباره هیدرودینامیک خیزاب موج و نقل و انتقال رسوبات که به وسیله هجوم امواج به ساحل آورده می شوند (خیزاب موج) ارائه دادند.
جریان های کشندی یا جذر و مدی (Tidal currents or tidal streams)
جریان هایی که در نتیجه نیروی جذر و مد تحت تاثیر تغییرات نیروی جاذبه ماه و خورشید به وجود می آیند را جریان های کشندی یا جذر و مدی و برعکس جهت آن ها را جریان های نیمروزی یا روزانه[35] می نامند. سرعت آن ها ممکن است به 1-ms6 در آب های ساحلی نیز برسد، البته اگر از لحاظ توپوگرافی محدود شود ، اما به طور کلی خیلی کوچکتر از(1-ms 05/0~). بوده و در سواحل آزاد نوسانات امواج نیروی جاذبه حکم فرماست. جریانات جذر و مدی از لحاظ بزرگی در واکنش به طیف جذر ومد محلی متغیر بوده و یک رابطه متغیری با ارتفاع جذر و مد دارد؛ خواه جریان جذر و مد دائم باشد (جریانات حداکثر در جذر و مد میانه ) و خواه پیشرونده باشد (جریانات حداکثر در جذر و مد بالا و پایین).
جهت جریان با نیروی کریولیس پایدار خواهد بود و در واقع جریانات ایجاد شده به وسیله بالا رفتن جذر و مد (طغیان) مسیرمتفاوتی را نسبت به آن دسته جریانات ایجاد شده توسط پایین آمدن جذر و مد (کم عمق) تولید می‌کنند که به شکل یک جریان بیضی شکل هستند. برای مثال در خلیج ها، کانال های کم عمق و طغیانهای واضحی ممکن است وجود داشته باشد که این جریانات به جامانده ممکن است از لحاظ انتقال رسوبات و ته نشین شدن رسوبات قابل توجه باشند.
در همه موارد جریانات جذر ومدی با عمق متفاوت است و در نتیجه اصطکاک کف[36] و یک سرعت لگاریتمی در مقطع عرضی گسترش می‌یابد. جریانات جذر و مد در استران یا خلیج های دهانه‌ای، خور و خلیج های کوچک و تنگه ها و در برخی از قسمت‌های فلات قاره قابل توجه هستند. دیویس و هایس[37] 1984 نقش مربوط به امواج و جذر و مد را در گسترش مرفولوژی های ساحلی مورد بررسی قرار دادند.
دیگر جریان ها در سواحل اقیانوس (Other currents in the coastal ocean)
جریان های باد غالب زمانی شکل می گیردکه باد، شیاری بر روی سطح آب ایجادکرده و باد از سطح آب در ستون آب منتقل شود. در خط ساحل یک توده غالب در جهت باد ایجاد کرده و ساحل می تواند به ساحل نرمال و ساحل موازی تفکیک شود. نتایج پیشین نشان می دهد که در ارتفاع متوسط از سطح دریا (ایجاد باد) در خط ساحلی، افزایش باد موجب ایجاد جریان های زیر دریایی می شود و بعد از آن موجب جابه جایی شدت تابش در جریان های دور دست ساحل خواهد شد. اگرچه چنین جریاناتی اغلب عمر کوتاهی دارند مثل بادهای محلی که تابع تغییر فرکانس در سرعت و جهت هستند.
سطح شیب دار در ایجاد باد می تواند جریان هایی را در مقیاس لایه مرزی ساحلی اقیانوس در طی وقوع طوفان تولید کند(مثل هاریکن‌ها، سیکلون‌های قوی عرض متوسط).این نتیجه در قسمت های ساحلی دور از ساحل دریا ، در جریانات شیب دار هدایت شده که سرعت و جهت به وسیله نیروهای اصطکاکی و تاثیرات نیروی کریولیس ثابت هستند اتفاق می افتد(Swift 1976). در آب های عمیق و جاهایی که سیستم های بادی مدت زمان طولانی دارند (به عنوان مثال:بادهای بسامان، بادهای‌استوایی، دیگر بادهای منطقه‌ای و..) سیستم‌های گردشی ساحلی ایجاد می کنند(مثل سیستم‌های بالارونده، پایین‌رونده، جریانات استوایی و..). نیروی چرخشی حرکت کره زمین (نیروی‌کوریولیس) نیز بر چنین جریان ها با مقیاس بزرگ تاثیرمی‌گذارد. در سطح اقیانوس ها انرژی جنبشی باد به سطح آب منتقل می شود و آن را به حرکت در می آورد. رابطه بین حرکت هوا و حرکت آب اقیانوس و انتقال این حرکت به اعماق اقیانوس ها بر اساس اثر اکمن است. زاویه بین جریان اقیانوسی با جریان هوا حدود 45 درجه است و در جهت عقربه های ساعت می چرخد (یا در خلاف جهت عقربه های ساعت بسته به نیم کره شمالی و جنوبی). وزیدن در جهت مخالف وزش باد روی سطح را مارپیچ اکمن[38] می نامند (پیچش حاصل در آب که تحت تأثیر نیروی کوریولیس بوده و دایمی است و دارای یک حرکت مارپیچی است که حرکت اکمن نامیده می شود). جریانات ایجاد شده از تفاوت چگالی ایجاد می شوند که به تفاوت در درجه حرارت، شوری یا تراکم توده های رسوبی بستگی دارد. چنین شیب هایی هم روی جریان های افقی و هم جریان های عمودی که تحت تاثیر نیروی چرخشی زمین هستند نیرو وارد می کنند. مولفه های این جریان حاصل از شیب ناشی از چگالی درونی سطحی است و جزء مولفه های باروکلینیک یا [39] ناپایدار نامیده می شود. این ترکیب به واسطه شیب سطحی دریا ناپایدار است. جریان های ساکن، جریان های باقیمانده در بدنه های عظیم آب هستند که بعد از اینکه نیروهای اصلی متوقف شوند، جریان های طولانی آنی زیرین خود را دنبال می کند.
References
Aagaard, T., Greenwood, B. and Nielsen, J. (1997) Mean currents and sediment transport in a rip channel, Marine Geology 140, 25–25.
Bowen, A.J. (1969) The generation of longshore currents on a plane beach, Journal of Marine Research27, 206–214.
Bowen, A.J. and Inman, D.L. (1969) Rip currents, II Laboratory and field observations, Journal of Geophysical Research 74, 5,479–5,490.
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.
Dalrymple, R.A. (1975) A mechanism for rip current generation on an open coast, Journal of Geophysical Research 80, 3,485–3,487.
Davis, R.A. Jr. and Hayes, M.O. (1984) What is a wavedominated coast, Marine Geology60, 313–329.
Greenwood, B. and Osborne, P.D. (1990) Vertical and horizontal structure in cross-shore flows: an example of undertow and wave set-up on a barred beach, Coastal Engineering 14, 543–580.
BRIAN GREENWOOD (ترجمه: سمیه شاه زیدی)
CUSPATE FORELAND - دماغه تیز پیشکرانه ای
پدیده های جغرافیایی هستندکه در خط ساحلی یافت می شوند. دماغه های نوک تیزپیش آمدگی های ساحلی مضرس در مقیاس بزرگ هستند. اگرچه فرسایش در تکامل و شکل آن ها نقش دارد ،به طور کلی آن ها زمین های بهم پیوسته ، مرکب از شن های ساحلی جورشده هستند که از نقل و انتقالات ناحیه ساحلی ته نشین شده اند(یخرفت ساحلی را مطالعه کنید). آن ها معمولا یک باتلاق یا تالاب را محصور می کنند(باتلاق و سواحل را مطالعه کنید) به طورکلی دو نمونه از این نوع وجود دارد.
دماغه های بیرون آمده هموار و تعدیل شده (کرو شده)( Recurved cuspate forelands)
در مکان‌هایی که در آن خط ساحلی تغییر جهت ناگهانی به سمت خشکی دارد، حمل و نقل ساحلی را کند می‌کند و رسوب گذاری اتفاق می افتد و در طول زمان، تپه های زیر آبی طویل و‌گسترده ایجاد می‌شوند. این پدیده، دماغه کوچک صاف و نسبتا بلند[40] توسط
مایس‌ترال[41] (1966) عنوان شد. این اشکال ناشی از دماغه های نوک تیز یا بیرون آمده است که رشد می یابد.
بعضی اوقات شکل امتداد اصلی بر دماغه های کوچک آبی، دماغه های هموار و تعدیل شده یا مضرس اشاره دارد که رشد آن در جهت پیوسته با جریان آهسته ساحل، آبهای دور از ساحل در آبهای عمیق است. در قسمت شیب پشت به باد، رسوبات شنی سائیده شده در طول جریان توفان و تغییرات ناگهانی هوا یا جابه جایی در مسیر جهت مقابل تحت کنترل جریان اموج ها هستند. در نتیجه مجموعه های کرو شده به طرف دریا یا دماغه های کوچک ثانویه توسعه می یابد.
گسترش در یک زاویه حاده از نوک به جریان های پایین دست سواحل است. به دلیل تاثیر این بادهای دو سویه دماغه ممکن است از لحاظ شکلی وقتی تاثیر باد از هر دوطرف نسبتا متعادل باشد متقارن از راس و اگر تاثیر باد روی یک سمت بیشتر باشد نامتقارن و طویل خواهد شد. نمونه ای از این نوع را می توان دماغه کاناورال در فلوریدا[42]، پوینت دلا کوبه نزدیک خلیج جی راند [43] در غرب فرانسه و دریاچه اون توریوی جزیره تورونتوی کانادا[44] را اشاره کرد.
دماغه های بیرون آمده پرتگاهی (Dungeness-type cuspate forelands)
این اصطلاح در اصل توسط گالیور 1895 و جانسون 1919بیان و توسط زنکوویچ 1967جزئیات ان شرح داده شد. این لغت به مفهوم دماغه‌های متقارن است که در زوایای تند ساحل رو به رشد است. کوک لی[45] 1976 نشان دادکه این پدیده ها معمولا درجهتی که فرم های مرفولوژیکی خاصی رخ داده اند شکل می‌گیرند و متقاطع با خط ساحلی هستند به عنوان مثال می‌توان به یخرفت های برگشتی و یا بسترهای سنگی زیرین اشاره کرد. شکست در جهت ساحل موجب جمع شدن زبانه‌هایی با زمین‌های صاف و نسبتا بلند می‌شود. این دماغه‌های بیرون آمده پویا هستند و تحت تاثیر تغییر جهت جریان ساحلی وابسته به تغییرات اقلیمی باد/ موج هستند. در واقع دماغه ممکن است از دو طرف تقویت شده یا فرسایش یابد. نتیجه این امر مجموعه فرم های قدیمی است که از پشت مرز ساحل به خوبی توسعه یافته اند. تکامل این فرم ها را می توان از طریق الگوهای باقی مانده مرز ساحلی مطالعه کرد. یک نمونه خوب دماغه پرتگاهی ساحل شرقی انگلیس و پوینت پلی دریاچه اریک کانادا [46] است.
References
Coakley, J.P. (1976) The formation and evolution of Point Pelee, western Lake Erie, Canadian Journal of Earth Science 13(1), 136–144.
Gulliver, F.P. (1895) Cuspate forelands, Geological Society of America Bulletin 7, 399–422.
Johnson, D.W. (1919) Shore Processes and Shoreline Development, New York: Wiley.
Meistrell, F.J. (1966) The spit-platform concept: labora- tory observation of spit development, in M.L. Schwartz (ed.) Spits and Bars, 225–284, Stroudsburg, PA: Dowden, Hutchinson and Ross.
Zenkovitch, V.P. (1967) Processes of Coastal Development, New York: Interscience Publishers. SEE ALSO: beach cusp; tombolo
JOHN P. COAKLEY (ترجمه: سمیه شاه زیدی)
CUT-AND-FILL - برداشت و انباشت ( فرسایش و رسوبگذاری)
معمولا برداشت (فرسایش) و پر کردن مربوط به یک سیکل فرسایش محلی و ته نشینی رسوبات در یک کانال رودخانه و در یک دوره زمانی کوتاه (از ساعت تا سال) است. این رخداد به عنوان بخشی از فرآیند انتقال رسوبات و ایجاد مورفولوژی کانال رودخانه است و در نتیجه وابسته به تغییرات فضایی و یا زمانی در شرایط جریانی مثل عبور جریان های طغیانی در امتداد یک کانال است. تشخیص فرسایش و رسوب از تغییرات پیشرونده در ارتفاع کانال در محدوده زمانی طولانی و فواصل بیشتر هستندکه معمولا به فرسایش و ته نشینی نسبت داده شده است و ممکن است توده ای از رسوبات تراس های آبرفتی را ایجاد کند(تراس های رودخانه را مطالعه کنید). برداشت و رسوب در کانال های جریانی آبرفتی وقتی رسوبات بسترحرکت کنند رخ می دهد. این مسئله در نتیجه ناپایداری و تغییر در ارتفاع کانال هاست که مربوط به فرآیندهای طبیعی ایجاد کانال، حمل و نقل رسوب، واکنش و رویدادهایی مثل سیلاب های بزرگ است. برداشت و رسوب گذاری به دلائل مختلف شامل تغییر در جریان هیدرولیک و سرعت انتقال رسوب در امتداد جریان رودخانه و یا در طول رویداد سیلاب؛ توسعه و انتقال اشکال بستر و تغییر در الگوی مورفولوژی کانال. برداشت و رسوب گذاری به تغییرات مورفولوژی و انتقال کانال ها از مطالعات جریانات رودخانه ای بریده بریده به خوبی شناخته شده است. ( رودخانه های بریده را مطالعه کنید) و مربوط به تشکیل و جابه جایی فرسایش حوضه های آبگیر، بنداب(پشته های رسوبی رودخانه ها مطالعه شود) و جابه جایی کانال رودخانه و تغییر مسیر رودخانه (بار رودخانه را مطالعه کنید).
سیکل برداشت و رسوب گذاری ممکن است در یک بخش در دو جهت در طول یک طغیان اتفاق می افتد که گاهی ممکن است وابسته به بالا رفتن و پایین آمدن هیدروگراف باشد. برای مثال در یک آبگیر و یا عمق کم رودخانه، برداشت ممکن است در کنار پر شدگی اتفاق بیفتد در حالی که برعکس این قضیه در کانال های کم عمق اتفاق می افتد زیرا تغییرات در جرم و برش بستر مانند تخلیه کانال های کم عمق اتفاق می افتد. در موارد دیگر مناطق مشخصی از کانال وجود دارد که در آن برداشت و رسوب تنها در وقوع سیلاب و یا در طی دورهای طولانی تر رخ می دهد.
به طور کلی برداشت و رسوب در دسترسی به کانال بی‌تاثیر است، بنابراین مقدار فرسایش دریک مکان مطابق با رسوب است. رسوبات ممکن است ازیک کانال به کانال دیگر انتقال یابد و تراکم توده های قدیمی بدان معنی است که هیچ تغییر کلی در ارتفاع کانال وجود ندارد (Colby 1964; Ashmore and Church 1998; Eaton and Lapointe 2001).
در بستر رودخانه‌های ماسه ای بزرگ برداشت و توالی رسوبگذاری در2 یا 3 متر در برش های عرضی از یک رودخانه به خصوص در طول یک جریان اتفاقی‌مشاهده می‌شود(Colby 1964). در بستر رودخانه‌های شنی‌کوچک اندازه‌گیری‌ها مشخص‌می‌کند که عمق میانگین برداشت و رسوب در طی مدت زمان انتقال رسوبات حدود 2 برابر اندازه دانه گندم است در حالی که در اعماق محلی ممکن است خیلی بیستر از این مقدار باشد (Hassan 1990; Haschenburger 1999). متوسط وحداکثر عمق برداشت و رسوب در یک رودخانه، دبی های زیاد در خروجی نظیر کانال هایی که برداشت و رسوب را تجربه کرده اند را نشان می دهد، در جایی که برداشت و رسوب وابسته به جابه جایی و تغییر مسیر شکل بستر است و فعالیت عمق فرسایش آبگیر را می توان با انباشتگی عمودی ارتفاع کانال تعریف نمود. روش های متعارف برای اندازه گیری برداشت و رسوب مثل عمق سنج، نقشه برداری و مطالعه تغییرات ارتفاعی و توسعه رشته کوه های موازی فرسایش یافته که آبشویی در آن صورت گرفته است وجود دارد. این ژرفا سنج ها راه حل های موقت و انحرافی روی یک منطقه را فراهم می کند اما در نقشه مکانی ممکن است میزان و سرعت برداشت و رسوب را در صورتی که هم فرسایش و هم رسوب در یک منطقه مورد نظر بین نقشه برداری ها وجود داشته باشد بتوان تخمین زد. رشته کوه های موازی فرسایش یافته[47]می‌تواند هم الگوهای فضایی و همچنین برخی از اطلاعات در مورد تناوب برداشت و رسوب گذاری در طول یک نقطه از جریان رودخانه ای اتفاق می افتد.
رشته کوه های موازی فرسایش یافته به شکل عمودی در بستر جریان واقع شده اند بنابراین افزایش طولی این رشته کوه ها که در بستر مشاهده می شود پس از رویداد یک جریان عمق آب شستگی یا فرسایش را نشان می دهد در حالی که عمق رسوب گذاری را می توان از عمق بخشی از رشته کوهستان که به صورت عمودی دفن شده استنباط کرد. فرسایش و رسوب گذاری از لحاظ کاربردی و بنیادی حائز اهمیت است.از لحاظ بنیادی نتیجه وابستگی مستقیم بین مرفولوژی آبراهه و انتقال رسوبات- تغییرات زمانی و مکانی است درمیزان انتقال منجر به فرسایش و رسوبگذاری و به دنبال آن تغییر در مرفولوژی آبراهه می شود. به علاوه سرعت انتقال رسوبات بستر در طول یک رویداد انتقال را می توان به عنوان عمق میانگین فرسایش و رسوب گذاری تعریف کرد که به وسیله سرعت ذرات رسوبی چند برابر می شود(فاصله ای که تقسیم شدن را در طول مدت زمان رخداد انتقال حرکت می دهد) که یکی از روش های تخمین زدن سرعت انتقال رسوبات بستر است (Ashmore and Church 1998; Haschenburger 1999) به دلیل این که فرسایش و رسوب یک جنبه مهم از دینامیک کانال جریان است. در میان شمار مفاهیمی نظیر تشریح رسوب شناسی و ته نشینی رسوبات آبرفتی (Best and Ashworth 1997)، مهندسی طرح ساختار رودخانه و پیش بینی تاثیر مستقیم و غیرمستقیم تغییرآبراهه های رودخانه در دینامیک جریان آب و محیط رودخانه نیز مهم می باشد.
References
Ashmore, P. and Church, M. (1998) Sediment transport and river morphology: a paradigm for study, in P.C. Klingeman, R.L. Beschta, P.D. Komar and J.B. Bradley (eds) Gravel-Bed Rivers in the Environment, 115–148, Highlands Ranch, CO: Water Resources Publications.
Best, J.L. and Ashworth, P.J. (1997) Scour in large braided rivers and the recognition of sequence stratigraphic boundaries, Nature387, 275–277.
Colby, B.R. (1964) Scour and fill in sand-bed streams, United States Geological Survey Professional Paper462-D.
Eaton, B.C. and Lapointe, M.F. (2001) Effects of large floods on sediment transport and reach morphology in the cobble-bed Sainte Marguerite River, Geomorphology 40, 291–309.
Haschenburger, J.K. (1999) A probability model of scour and fill depths in gravel-bed channels, Water Resources Research 35, 2,857–2,869.
Hassan, M.A. (1990) Scour, fill and burial depth of coarse material in gravel-bed streams, Earth Surface Processes and Landforms 15, 341–356.
Further reading
Knighton, D. (1998) Fluvial Forms and Processes, London: Arnold.
PETER ASHMORE (ترجمه: سمیه شاه زیدی)
CYCLE OF EROSION - چرخه فرسایش
چرخه فرسایش یا دورجغرافیایی در سال های بعد از قرن 19 توسط ویلیام موریس دیویس (e.g. Davis 1899) بیان شد. این مسئله در ابتدا تئوری تکامل تدریجی چشم انداز را قبول می‌کند(تکامل تدریجی شیب را مطالعه کنید). دیویس با توجه به تکامل چشم اندازها مراحل تغییرات پیشرونده را مد نظر قرار داد که برای هر کدام از آن ها اشکال چشم انداز مشابهی را نشان داده است. در مدل دیویس فرض بر این است که بالا آمدگی به سرعت صورت می‌گیرد. زمین سپس به صورت تدریجی با فرآیندهای ژئومرفولوژیکی فرسوده می شود بدون اینکه حرکات تکتونیکی عمل کنند و بر این باور بود که کاهش شیب در سراشیبی های تند در طول زمان اتفاق می افتد تا زمانی که یک ناحیه مسطح نزدیک به سطح اساس ایجاد شود،گرچه تپه‌های یا برجستگی‌های محلی که از فرسایش در امان بوده‌اند محلی که به آنها مونادناک[48](تک کوه) گفته می شود ممکن است بالاتر از آن باشد. این سطح فرسایشی را دشتگون یا دشت مانند[49] می‌گویند. ساده‌سازی توالی و تغییرات چشم‌اندازها در سه‌مرحله دوران جوانی و بلوغ وپیری بیان می‌کند. در‌ابتدا دیویس ادعا می‌کرد‌که این مفهوم در شرایط‌مرطوب (نرمال)بوده اما در دیگرچشم‌اندازها شامل‌مناطق بایر(Davis 1905)، یخبندان(Davis 1900)، ساحلی (Johnson 1919)،کارست (Cvijic´ 1918)و چشم‌اندازهای پریگلاسیر(Peltier 1950)هم وجود دارد. مدل دیویس نفوذ بسیار زیادی برعقاید و نظریه ها در ژئومرفولوژی آنگلاساکسون در نیمه اول قرن بیستم داشت که در شرح وقایع زمان غلبه داشت. به جرات می توان گفت دیویس در میان ژئومرفولوژیست بسیار قوی بود(Chorley et al. 1973). به طورکلی این مدل، مدلی استقرایی و نظری بوده و دچار درکی مبهم از فرآیندهای سطحی، از کمبود اطلاعات در میزان عملکرد فرایندها به واسطه تغییرات اقلیمی وفرضیات ساخته شده در مورد میزان و وقوع بالاآمدگی بوده است. بنابراین اگرچه این مدل خوب و ساده و مرتبط با روابط تکاملی در علوم زمان است با وجود این در نیمه سال 1960 مفهوم این مدل مورد انتقاد قرار گرفت (Chorley 1965). مدل دیویس از لحاظ جهانی در اروپا مورد پذیرش قرار نگرفت در حالی که در همان جا نظریه پنک[50] به صورت گسترده پذیرفته شد. در مدل پنک به تغییرات تکتونیکی بیشتر از دیویس توجه می شود و شیب ها را به شکلی متفاوت در نظر می گرفت(جابه جایی سریع تا کاهش شیب ). در طی زمان (Penck 1953) یک مدل دوگانه ایجاد شیب با عقب نشینی موازی منجر به پدی پلین یا دشت گون می شود که در مقابل کینگ قرار داده شد. (e.g. King 1957). تورن(1988) یک آنالیز مقایسه ای از مدل دیویس ،پنک،کینگ انجام داد. یک مدل دیگر از تکامل چشم انداز توسط بودل[51] (1982) ایجاد شدکه احداث دشت یا مسطح شدن زمین در اثر فرسایش دیرینه [52] را نشان می دهند.
References
Büdel, J. (1982) Climatic Geomorphology, Princeton: Princeton University 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.
Chorley, R.J., Beckinsale, R.P. and Dunn, A.J. (1973) The History of the Study of Landforms or the Development of Geomorphology. Volume 2. The Life and Work of William Morris Davis, London: Methuen.
Cviji´c, J. (1918) Hydrographie souterraine et evolution morphologique du karst, Recueil des Travaux de L’Institut Géographie Alpine (Grenoble), 6(4).
Davis, W.M. (1899) The Geographical Cycle, Geographical Journal 14, 481–504.
——(1900) Glacial erosion in France, Switzerland and Norway, Proceedings of the Boston Society of Natural History 29, 273–322.
——(1905) The Geographical Cycle in an arid climate, Journal of Geology 13, 381–407.
Johnson, D.W. (1919) Shore Processes and Shoreline Development, New York: Prentice Hall.
King, L.C. (1957) The uniformitarian nature of hillslopes, Transactions of the Edinburgh Geological Society 17, 81–102.
Peltier, L. (1950) The geographic cycle in periglacial regions as it is related to climatic geomorphology, Annals of the Association of American Geographers40, 214–236.
Penck, W. (1953) Morphological Analysis of Landforms, London: Macmillan.
Thorn, C.E. (1988) Introduction to Theoretical Geomorphology, Boston: Unwin Hyman.
A.S. GOUDIE (ترجمه: سمیه شاه زیدی)
CYCLIC TIME - چرخه زمان
چرخه، یک دوره از زمان است که در آن رخدادها اتفاق می افتد تا این که این رخدادها خود به خود در زمان تکرار می شود به طوری که یک سری از تغییرات برگشتی را به وجود می اید. اصطلاح چرخه زمان غیر ضروری و ابهامی که در کاربرد مفاهیم دوره ای است را بیان می کند. متاسفانه یک چرخه ژئومرفولوژی اغلب به عنوان توالی تغییرات از یک مرحله آغازین و گذر از یک سری مرحله تا مرحله نهایی در نظر گرفته می شود. در چنین ندل فرض بر این است که تغییراتی مه رخ می دهند به گوته ای است که سیستم در زمان های مختلف شکل متفاوتی دارد به عبارت دیگر لندفرم ها سابقه قابل ملاحظه ای دارند. در ضمن این بدین معنا است که توجه بیشتر روی توالی تغییرات و مراحل تکامل تدریجی بوده است تا طول زمان تکرارها و مدت دوره چرخه و رخدادهای آن. این مسئله منجر به تاکید روی شرح وقایع به ترتیب زمانی است تا روی مفهوم فرآیندهای ژئومرفولوژی ،دامنه تغییرات و طبقه بندی رخدادها.
استفاده از زمان به عنوان مدت زمانی که تغییرات رخ می دهد نظر به این که توالی تغییرات یا مراحلی که تکامل یک دوره را تشکیل می دهد توسط ویلیام موریس دیویس (1905- 1899) شروع شد. در برخی از عبارات وی از دانش فرهنگ لغات به خوبی استفاده کرده است. وی پس از توصیف مسیری که یک رودخانه در مدت حیات طولانی خود طی می کند و توده های بالا آمده را به صورت دشت گون فرسایش می دهد تا به شکل دشت وسیع در آید، بیان می‌کند که گذشت زمان، یک سیکل یا چرخه در عمر یک رودخانه نامیده می شود. متاسفانه دیویس سیکل جغرافیایی را به عنوان یک دور کامل از چشم اندازها توصیف کرد اما پس از آن چنین شرح داد که شرایط لازم آن در نتیجه وقوع بالا آمدگی رخ می‌دهد که شکل اولیه از طریق یک دوره منظم تغییر( در پاسخ به رخدادهای فرآیندی) تا رسیدن به شکل نهایی-یک دشت با ارتفاع کم، شکل می گیرد .
دیویس در متنی دیگر چنین عنوان کردکه یک دور جغرافیایی ممکن است به چندین دوره نابرابر و غیر متعادل تقسیم شودکه هر قسمت از آن با رتبه و تنوع ارتفاعی و دامنه تغییرات که از شروع دوره صورت گرفته است، شناخته می شود. دیویس شرح داد که اشکال متوالی سیکل به 3 کمیت متغیربستگی دارد : ساختار، فرآیند و زمان ؛ سپس زمان را در میزان تغییرات از فرم های اولیه (نخستین) یا تغییرات مرحله به مرحله را روشن ساخت. در گزارشی دیگر میزان تغییرات را تابع زمان دانست و زمان یکی از این سه عامل کنترل کننده است. یک دروره زمانی در یک سیکل گنجانده شده که کمتر به آن توجه می‌کنیم .دیویس(1905- 1899)تخمین‌زد که کوه‌های سیاه یوتا[53]ممکن‌است ازam200 -20 فرسوده شده باشد. ولدریج[54] تاam100 تخمین زد (مکاتبات شخصی، 1960) اما چنین شرح داده شد که دشت های وابسته به دوران پلیوسن در کمتر از am20 ایجاد شده اند(Wooldridge and Linton 1955) .چوم و لیچی 1963 به 106 سال عقیده دارندو چوم 1963 خاطر نشان کردند که مدت زمان برای تسطیح سطح اساس می تواند به شدت توسط تعادل ایزوستاری با فرسایش مجدد افزایش یابد. نتیجه کلی این است که مجموع دوره های طولانی که سبب فرسایش زمین می شود شامل یک زمان معین زمین شناسی برای تکمیل و رویداد مجدد به وسیله بالا آمدگی بیشتراست. در حال حاضر سیستم های کنترل زمین مثل ساختار، اقلیم، سطح اساس شناخته شده است که برای دوره های طولانی پایدار باقی نمی ماند و بهتر آن است که دوره های زمانی برای تناوب رخداد ایجاد لندفرم‌ها ، زمان استراحت و زمان احیای لندفرم ها برای تشخیص سیستم‌های وابسته ایجاد کنیم. برخی جغرافیدانان چنین بحث می‌کنندکه (Schumm and Lichty 1965) زمان را می‌توان به سیکل‌ها و دوره‌های زمانی پایدار و درجه بندی شده تقسیم کرد. نظریه اخیر (Graf 1977; Brunsden and Thornes 1979; Brunsden 1990) اشاره می‌کند که دوره "سیکل" با توجه به قاعده سیستم حذف می شود . نام سیکل (چرخه زمان ؟) از ماهیت موضوع تغییرات گرفته شده است. نمونه های کلی ، سیکل جغرافیایی، سیکل ژئومرفیک، چرخه فرسایش، چرخه توسعه و تکامل توپوگرافی ، چرخه فرسایشی (سیکل مجموعه دوره های طولانی که سبب فرسایش زمین می شود)، و چرخه حیات (Davis 1899) است. کاربردهای ویژه چرخه نرمال (تکامل چشم اندازهایی است که تحت شرایط معتدل مرطوب ایجاد شده اند) ، تکامل خطوط ساحلی ،رسوب گذاری ،کارست،تکامل تدریجی شیب ، حوضه های زهکش زیرزمینی، هیدرولوژی، اقلیم و تمام سیکل های که با توجه به فرآیندهای ژئومرفولوژی صورت می گیرد.
References
Brunsden, D. (1990) Tablets of Stone: toward the ten commandments of geomorphology, Zeitschrift für Geomorphologie N.F. Supplementband 79, 1–37.
Brunsden, D. and Thornes, J.B. (1979) Landscape sensitivity and change, Transaction Institute British Geographers NS4, 463–484.
Davis, W.M. (1899) The Geographical Cycle, Geographical Journal 14, 481–504.
——(1905) The Geographical Cycle in an arid climate, Journal of Geology 13, 381–407.
Graf, W.L. (1977) The rate law in fluvial geomorphol- ogy, American Journal of Science 277, 178–191.
Schumm, S.A. (1963) Disparity between present rates of denudation and orogeny, US Geological Survey Professional Paper 454, 13.
Schumm, S.A. and Lichty, R.W. (1965) Time, space and causality in geomorphology, American Journal of Science 263, 110–119.
Wooldridge, S.W. and Linton, D.L. (1955) Structure, Surface and Drainage in South-East England, London: George Philip.
DENYS BRUNSDEN (ترجمه: سمیه شاه زیدی)
CYMATOGENY - خمش پوسته ای
این اصطلاحی را ال.سی کینگ در سال 1959 بیان کرد.حرکات پوسته که حد فاصلی بین خشکی زایی و کوهزایی است را توصیف می کرد. آن ها شامل خمیدگی پوسته زمین بوده که روی فواصل افقی از 10 تا 100 کیلومتر و با حرکات عمودی تا هزاران متر کشیده شده است. اما موجب دگردیسی و تغییر شکل صخره های کوچک نیز می شود و تصور می شود که بالا آمدگی به خاطر فرآیندهای فعال گوشته زمین است.
Reference
King, L.C. (1959) Denudation and tectonic relief in southeastern Australia, Transactions of the Geological Society of South Africa 62, 113–138.
A.S. GOUDIE (ترجمه: سمیه شاه زیدی)
[1] - Microphytic, microbiotic, cryptogamic or biologica
[9] - Dome in the Canyonlands National Park, Utah,USA
[17] - Longshore currents
[22]- Wave streaming (wave drift)
[26] - Svendsen and Lorenz
- - Semi diurnally or diurnally
[36] - بادی که بر فراز سطح آب دریا می‌وزد، باعث ایجاد اصطکاک در میان آب و دریا می‌شود. این پدیده نه تنها باعث ایجاد امواج می‌شود، بلکه موجب حرکت آب دریا در مسیر وزش باد می‌شود. اگرچه بادها متنوع اند، عمدتا در تمام مکان‌ها در مسیری واحد می‌وزند می‌تواند ، یک جریان سطحی شکل گیرد.
[42] - Canaveral in Florida
[44] - Toronto Islands of Lake Ontario, Canada
[46]- Point Pelee, Lake Erie,
[52] - Etching, Etcplain and EtchPlanation
|
|
|
|
|
|
| |
|
|
|
از Crusting of Soil تا Cymatogeny |
|
|
| | تاریخ ارسال: 1396/8/12 | |
|
واژه آخر ترجمه نشده است
CRUSTING OF SOIL - قشر رویی خاک
قشر خاک لایه نازکی است که از نظر خصوصیت و صفات با خاک های زیرین متفاوت است که در حد واسط خاک و جو زمین ایجاد شده است. اولین رده یا طبقه خاک که غالبا غیر آلی نامیده می شود، در اثر اصابت قطرات باران به سطح رویی صورت می گیرد و مقادیر زیادی نیرو و انرژی توسط قطرات باران به سطح خاک منتقل می شود. متلاشی شدن و تجزیه دانه های خاک ، باعث فشرده شدن و جابه جایی ذرات خاک می شود. این اختلال و برهم ریختگی فیزیکی که ممکن است در جایی که پوشش گیاهی کم باشد تاثیر خاصی داشته باشد که به وسیله کمک برخی از فرآیندهای شیمیایی شامل پراکنش یا پراکندگی دانه های خاک است و موجب تجزیه و فروپاشی بیشتر دانه‌های خاک می شود. در نتیجه تراکم لایه سطحی فرم نهایی را ایجاد می‌کند و زمانی که این آستر و لایه خشک و محکم می شود، لایه یا قشر رویی خاک شکل می‌گیرد. چنین قشری می تواند اثرات عمیقی بر رواناب و فرسایش توسط آب و باد داشته باشد (Poesen and Nearing 1993).
اخیرا نقش پوسته آلی (میکروفیتیک ، میکروبیوتیک، کریپتوگامیک یا بیولوژیک[1]) داخلی (زیرین) و خارجی (سطح رویی) خاک در هیدرولوژی و ژئومرفولوژی شناخته شده است (Eldridge and Rosentreter 1999). ترکیبات آلی، از جمله گیاه واکسی می‌تواند مواد هیدروفوبیک (مانع‌نفوذ) را به عنوان یک طیف وسیعی از قارچ‌ها میکروارگانیسم‌ها تولید کند. اگر چه خاک های نفوذناپذیر بیشتر در محیط های مرطوب رخ می دهد اما نمونه های بسیاری از آنها در مناطق نیمه خشک گزارش شده است (Doerr et al. 2000). این سطوح هیدروفوبیک تمایل دارند که ظرفیت نفوذ خاک مناطق کاهش یابد و در نتیجه جریان زمینی افزایش یابد. پس از این احتمال می رود که فرسایش خاک به صورت زیاد رخ می دهد. نشان داده است از بین بردن و حذف مواد قشر پوسته سطحی تاثیر بسیار زیادی بر نرخ نفوذ دارد(Eldridge et al. 2000). به همین صورت پوسته بیولوژیکی خاک در فرآیند فرسایش بادی تأثیر دارد. پوشش سیانو باکتری ها، جلبک سبز، گلسنگ و خزه در ایجاد ثبات در خاک در مناطق خشک مهم بوده و در نتیجه آنها را از فرسایش بادی محافظت می‌کند.آن ها نقش مهمی در تثبیت تپه های شنی دارند(Kidron et al. 2000).
بر خلاف گیاهان آوندی، پوشش پوسته آلی کاهش نمی یابد در سال‌های خشکسالی و آن ها در تمام طول سال حاضر هستند. با این حال، آن ها نسبت به اختلال و آشفتگی هایی که به واسطه فعالیت های انسانی که در رابطه با محیط صورت می گیرد حساس هستند(Belnap and Gillette 1997). رشته های سیانو باکتری ها، به ویژه در برابر حمله باد موثرهستند (McKenna-Neuman et al. 1996).
رشته ها و ترشحات خارج سلولی از سیانو باکتری ها هم چنان از دانه های پایدار آب که اشاره به مقاومت خاک در برابر فرسایش آب و اثر برخورد قطرات باران داردکمک می‌کند(Issa et al. 2001). همچنین لازم است بدانیم که همه پوسته آلی، هیدروفوبیک ( نفوذ ناپذیر) نیستند با ممانعت از تاثیر اثر قطرات باران که منجر به توسعه سریع قشر رویی می شود می تواند منجر به تولید رواناب شود(Kidron and Yair 1997).
References
Belnap, J. and Gillette, D.A. (1997) Disturbance of biological soil crusts: impacts on potential wind erodibility of sandy desert soils in southeastern Utah, Land Degradation and Development 8, 355–362.
Doerr, S.H., Shakesby, R.A. and Walsh, R.P.D. (2000) Soil water repellancy: its causes, characteristics and hydro-geomorphological significance, Earth-Science Reviews 51, 33–65.
Eldridge, D.J. and Rosentreter, R. (1999) Morphological groups: a framework for monitoring microphytic crusts in arid landscapes, Journal of Arid Environments 41, 11–25.
Eldridge, D.J., Zaady, G. and Shachack, M. (2000) Infiltration through three contrasting biological soil crusts in patterned landscapes in the Negev, Israel, Catena 40, 323–336.
Issa, O.M., Le Bissonnais, Y., Défrage, C. and Trichet, J. (2001) Role of cyanobacterial cover on structural stability of sandy soils in the Sahelian part of Western Niger, Geoderma 101, 15–30.
Kidron, G.J. and Yair, A. (1997) Rainfall-runoff relationship over encrusted dune surfaces, Nizzama, western Negev, Israel, Earth Surface Processes and Landforms 22, 1,169–1,184.
Kidron, G.J., Barzilay, E. and Sachs, E. (2000) Microclimate control upon sand microbiotic crusts, western Negev Desert, Israel, Geomorphology 36, 1–18.
McKenna-Neuman, C., Maxwell, C.D. and Bouton, J.W. (1996) Wind transport of sand surface crusted with photoautotrophic micro organisms, Catena 27, 229–247.
Poesen, J.W.A. and Nearing, M.A. (eds) (1993) Soil surface sealing and crusting, Catena Supplement24
A.S. GOUDIE (ترجمه: سمیه شاه زیدی)
CRYOPLANATION- مسطح شدن زمین (در اثر فرسایش)
مسطح و هموار شدن مرتفعات و برجستگی های زمین در اثر نفوذ عمل مستقیم و غیر مستقیم یخ ها را کرایوپلنیشن گویند (Bryan 1946). این پدیده یک اصطلاح ژئومرفولوژیکی را معرفی می کند و به توصیف سطوحی با شیب کم در کناره دره های بلند و مرتفع و یا نزدیک به قله می پردازد (سطوح تراسی فرسایشی یا مسطح) که در نواحی مجاور یخچالی صورت می گیرد. دو واژه کرایوپلنیشن و آلتی پلنیشن مترادف بوده و اشکالی از فرسایش است که در سطوح گسترده ای مسطح در ارتفاعات بالا صورت می گیرد و هر دو از اشکال اکویی پلنیشن می باشد. مکان های کرایوپلنیشن شامل چندین منطقه می باشد که خاک آن فرسایش یافته در باعث پر کردن دره ها در نواحی مجاور یخچالی می شودکه می توان آلتی پلنیشن و اکویی پلنیشن و ... را نام برد.
تراس های کرایو پلنیشن عریض ومسطح از 1 تا 12 درجه با شیبی تند در محدوده شیب بالایی هستند[2]، جایی که خیز شیب است و غالبا 25 تا 35 درجه است. عرض تراس ها معمولا چند متر است حتی در گفته شده که متجاوز از یک کیلومتر هم وجود دارد(Demek 1969). مجموعه ای از کرایوپلنیشن ها تاثیر پلکانی روی دامنه کوه و نقطه تلاقی آن ها از چند طرف ممکن است یک سطح مرتفع را ایجاد کند. هر دو آیتم اندازه و تکرار و تناوب در طول زمان از زمانی که یخبندان اتفاق می افتد افزایش می یاید اما برخی موارد هم در نواحی غیریخبندان رخ دهد. رابطه تراس با زمین های پرمافراست بسیار متغیر است اما این تغییرات در نوع سنگ گزارش شده است. حمل و نقل خرده سنگ ها از میان مجموعه سطوح کرایوپلنیشن ها در بعضی از مناطق به نظر ضروری می رسد و این مسئله به نظر می رسدکه سطوح پایین تر از سطوح بالاتر تاثیر می پذیرد مگر اینکه مواد با تاخیر انتقال یابد که بعید به نظر می رسد.
کرایوپدیمنت ها با همان تغییرپذیری، وابسته به پدیمان فرسایش گرمسیری است. یک کرایوپدیمنت چشم اندازی وسیع است که به وسیله زبانه ای که به صورت فرسایش در اثر ذوب و یخ زدن صورت می گیرد دیده می شود. این سطوح مسطح مانند یک بستر سنگی به نظر می رسند و حاصل توده ای نازک ، که توسط فرآیند جنب یخچالی حاصل شده است. به عنوان مثال فرآیند کرایوپلنیشن خصوصیت و عناصر منحصر به فردی در طبیعت ندارد اما به نظر می رسد که مترادف با واژه نی وی شن[3] است(Thorn and Hall, 2003) (نی وی شن فرآیندی است که در زیر یک قطعه زمینی که تحت پوشش یخ است صورت می‌پذیرد) که این خود بیان و تعریف دقیق این مطلب است، در حالی که در مراحل اولیه کرایوپلینیشن تاکید بر روی نی وی شن است(Demek 1969). فرآیند دیگری برای مراحل تکامل یافته استناد نشده است. اگر تکه های برفی بزرگ جنبه محافظت آن بیشتر از تخریب باشند گسترش و افزایش آب و هوای سرد در توسعه"هدوارد[4]" یا رودخانه‌هایی که در ارتفاع زیاد و بالاتر از سرچشمه اصلی هستند قابل توجه نباشد. وجود زمین های الگودار و یا جابه جایی سطح رویه زمین برخی مواقع و نه همیشه به عنوان شاخص بی حرکتی در نظر گرفته می شود. در حالی که سرزمین هایی که کرایوپدیمنت یا کرایو پلنیشن را تشکیل می دهند در محیط های جنب یخچالی یافت می شود. پژوهش در مورد این منابع کم است (but see Hall 1997). این مسئله به وسیله عدم فعالیت مشخص تشدید می شود. نلسون[5]، 1989 چنین بیان می کند که سطوح کرایوپلنیشن ممکن است یک وجه تشابه و قابل قیاس با سیرک های یخچالی داشته باشد که بازتاب یک دوره حرارتی و بارش است که قادر به تقویت و انباشتن یخچال را ندارد. هال 1998 ، تورن و هال 2003 ، بیان کردند که تمایز بین فرم های کرایو پلنیشن و نی وی شن و فرآیند نیاز به تحقیقات مجدد است به طوری که در حال حاضر واضح نیست.
References
Bryan, K. (1946) Cryopedology – the study of frozen ground and intensive frost-action with suggestions on nomenclature, American Journal of Science 244, 622–642.
Demek, J. (1969) Cryoplanation terraces, their geographical distribution, genesis and development,ˇCeskoslovenské Akademie Vˇed Rozpravy, Matematick –ych a Pˇrیrodnیch Vˇed, 79(4).
Hall, K. (1997) Observations on ‘cryoplanation’ benches in Antarctica, Antarctic Science 9, 181–187.
——(1998) Nivation or cryoplanation: different terms, same features? Polar Geography 22, 1–16.
Nelson, F.E. (1989) Cryoplanation terraces: periglacial cirque analogs, Geografiska Annaler 71A, 31–41.
Thorn, C.E. and Hall, K. (2003) Nivation and cryoplanation: the case for scrutiny and Integration, Progress in Physical Geography 26, 553–560. ˇRada
Priesnitz, K. (1988) Cryoplanation, in M.J. Clark (ed.) Advances in Periglacial Geomorphology, 49–67
SEE ALSO: nivation
COLIN E. THORN (ترجمه: سمیه شاه زیدی)
CRYOSTATIC PRESSURE – فشار یخ شکافتی ( فشار در خاک یا سنگ توسط انجماد آب )
فشاری که بر سنگ و خاک اعمال می شود و در زمانی که یخبندان اتفاق می افتد صورت می گیرد. این فشار می تواند به صورت منحصر به فرد دانه های خاک را تفکیک کند و یک توده متحرک و روانی از گل را ایجاد کند .افزایش ذخیره آب در رسوبات دانه درشت و مرطوب که در نتیجه انجماد در یک سیستم بسته صورت می گیرد و حجم آب به هنگام یخ بستن 9 درصد انبساط می باید نمی تواند بامحیط هایی که دارای رسوبات یخ زده است سازگاری و مطابقت یابد و آب به طرف زمین هایی که یخ زده نیستند جاری می شود و این مسئله فشار آب را بالا می برد. این فشار برای سیستم های بسته بالا آمده مانند پینگو ها و یا به عبارتی تپه هایی که در سطح زمین پوشیده از یخ هستند، بالاتر از 4/0 مگاپاسکال اندازه گیری شده است(Mackay 1977). فشار کرایوستاتیک در خاک های دانه ریز و نرم در یک تست فریز سازی در آزمایشگاه می تواند افزایش یابد اما تحت شرایط میدانی اندازه گیری نشده است.
Reference
Mackay, J.R. (1977) Pulsating pingos, Tuktoyaktuk Peninsula, N.W.T., Canadian Journal of Earth
C.R. BURN (ترجمه: سمیه شاه زیدی)
CRYPTOKARST - کریپتوکارست
کریپتوکارست نوعی کارستی شدن محدود به مناطق اپی‌کارست یا شبه کارست است که معمولا تحت پوشش سطحی حاصل از ته نشست(لس)یا فرسایش آب و‌هوایی‌گسترش پیداکرده است.کیفیت و ضخامت شکل‌گیری‌سطحی مستقیما روی فعالیت کریپتوکارست تاثیر می گذارد (Nicod 1994) منبع اصلی اسید در قسمت آب زیرزمینی سطحی است که با تراوش و نفوذ اسید هومیک (فعالیت بیولوژیکی) و تغییرات گازی بین اتمسفر و آب باران صورت می‌گیرد. در واقع منطقه اپی کارست باعث انحلال و تجزیه شدید می شود که این مسئله به علت نزدیکی به سطح زمین است(Klimchouk 1995). تشکیلات کریپتوکارست قادر است به وسیله شکل لایه سطحی به نقسیم آب به صورت پراکنده بپردازد و از جمع شدن آب برای انحلال و تجزیه بالا در این تشکیلات جلوگیری می کند. تعادل شیمیایی بین آب و طبقه سنگی نشان می دهد (Stumm and Morgan 1981)که ظرفیت انحلال به طور نسبی با زمان ماندن آب در منطقه اپی کارست کاهش می یابد. باقی ماندن کریپتوکارست ها در این مرحله باعث می شود پدیده کارستی شدن ،قبل از رسیدن به سنگ های زیرین بی نتیجه باقی بماند و این مسئله یه این معناست که هیچگونه آب فعال در زیر منطقه اپی‌کارست وجود ندارد چون هیچ آب یا مسیر باریک وجود ندارد زیرا آب قبلا نوسط صخره ها به تعادل رسیده است. جمع شدن ذرات رسی که ناشی از هوازدگی سطحی ایجاد شده است می تواند در لایه‌های زیر سطح زمین انباشته شود. در برخی شرایط تشکل های سطحی به طرف پایین به صورت عمودی در جلوی تشکیلات کریپتوکارستی کشیده شود و این مسئله ممکن است مثل یک نورفتگی مثل دولین ها شود. از طرف دیگر از مواد سطحی لایه کریپتوکارست از فرسایش مکانیکی مخافظت می کند. شرایط توپوگرافی و زمین شناسی کریپتوکارست درتشکیلات گچی دوران کرتاسه درحوضه رودخانه های پاریس (Rodet 1992)، انگلیس و دانمارک پیدا می شود طبقات زیرین تشکیلات کچی به آرامی تکنونیزه شده (در نتیجه تراکم درز و شکاف ها) و ارتفاعات که ترکیبی از سطوح جداگانه با دره های خشک است.کربنات ها با ترکیبات گچی به راحتی انحلال می یابند اما بخش های رسی باقی می مانند. ذرات رسی با حرکت افقی آب به سختی از جای خود حرکت می کنند. این مسئله به علت کاهش نفوذپذیری و ظرفیت فرسایش زیر حوضه هاست(Lacroix et al. 2002).
References
Klimchouk, A.B. (1995) Karst morphogenesis in the epikarstic zone, Cave and Karst Science 21, 45–50.
Lacroix, M., Rodet, J., Wang, H.Q., Laignel, B. and Dupont, J.P. (2002) Microgranulometric approach to a chalk karst, western Paris Basin, France, Geomorphology 44, 1–17.
Nicod, J. (1994) Plateaux karstiques sous couverture en France, Annales de Géographie 576, 170–194.
Rodet, J. (1992) La craie et ses karsts, Caen: Ed. CNEK-Groupe Seine.
Stumm, W. and Morgan, J.J. (1981) Aquatic Chemistry, New York: Wiley.
SEE ALSO: chemical weathering; epikarst; ground water; karst; palaeokarst and relict karst
SEE ALSO: chemical weathering; epikarst; ground water; karst; palaeokarst and relict karst
MICHEL LACROIX (ترجمه: سمیه شاه زیدی)
CRYPTOVOLCANO - کریپتو ولکانو
یک منطقه مدور ناهموار بزرگ که از رسوبات و سنگ های آشفته و درهم است که اشاره بر مرفولوژی و شکل خاصی از فعالیت‌های آتشفشانی بوده اما هیچ مواد آتشفشانی واقعی در آن دیده نمی شود. اغلب اوقات منبع این اشکال مورد بحث و گفتگو است. به عنوان مثال کراتر آب شور پری توریا [6] و گنبد ردی فرت[7] در جنوب آفریقا قرار دارد که در گذشته به عنوان یک پدیده آتشفشانی ترجمه و تفسیر می‌شده است اما در حال حاضر شواهد به دست آمده نشان می‌دهد که این دو پدیده نتیجه اصابت سنگ های آسمانی[8] به زمین هستند(Reinold et al. 1992; Reinold and Coney 2001) و یا گنبد افول در مناطق کانیونی نشنال پارک یوتا در آمریکا یک[9] نوع دیگر از اصابت سنگ های آسمانی به صورت متحرک و سیال و رسوبات و سنگ های آشفته انفجاری را نشان می دهد (Jackson et al. 1998). برخی از اشکال شامل شامل گروهی که دارای هشت ساختار باشد، در خطی مستقیم از یک طرف آمریکا به طرف دیگر به طول 200 کیلومتر بوده و ممکن است نتیجه برخورد شهاب سنگ یا ستاره دنباله دار باشد(Rampino and Volk 1996) . برخی از صورت های کریپتو ولکانیک که در بالا در مورد آن صحبت شد اندازه های مختلفی دارند .دهانه پری توریا 13/1 کیلومتر قطر دارد ، در حالی که در ساختار ردی فرت 300-250 کیلومتر امتداد دارد و در ساختارهای مشابه در آمریکا قطر آن به 17-3 کیلومتر می رسد. تصدیق این مسئله، بسته به گودشدگی و ساختمان مدور مشهود است زمانی که فرضیاتی که ارائه شده است را ملاحظه کنید توضیح کارولینا بیس[10] در شرق آمریکا بسیار روشن خواهد شد(Ross 1987) که عبارتند از :
- چشمه ها و حوضه های فصلی بهاره
- سدهای شنی و دره های عمیق فرو رفته
- گود شدگی سد مانند ، به وسیله موج های شنی بزرگ
- کراترها یا چاله هایی که به وسیله گروهی از شهاب سنگ ها ایجاد شده اند
- منابع زیردریا با جریان های مخالف یا جریان های زیر آب
- تقسیم بندی مرداب‌ها و به شکل جزایر کوچک‌هلالی شکل، حفره‌های بکر در دامنه تراس های دریایی و تپه های شنی ساحلی
- دریاچه ها در امتداد شن ها در بیشترین جهت سرعت باد
- تو رفتگی و گود شدگی با جریان آرام باد تپه های شنی را به صورت حاشسه دار و دارای لبه شکل می دهد
- تو رفتگی و‌گودشدگی با افزایش جریان مغناطیستی در نزدیکی‌سواحل‌که ناشی از قرارگرفتن ترکیبات آهن‌دار از سرچشمه است
- منابع اصلی خارج از محدوده و فرعی ، گردش ژیروسکوپ یا جریان گردابی را محدود می کند
- انحلال حوضه های چاه های آرتزین در فصل بهار به سمت بادپناه تپه های شنی است.
- شبکه های و گروه های بزرگ ماهی که در زیر دریا بر فراز چاه های آرتزین در زیر دریا حرکت می کنند.
- جریان های شدید باد
- خلیج های کوچک، به صوزت حفره های انحلال یافته به که به وسیله آبهای زیرزمینی ایجاد شده است.
- دریاچه اوری انت[11] در چمنزارهای اسوالز[12]دشت های ساحلی و تپه های شنی با برخی از اشکال حوضه ای در لاگون ها و مرداب های پلیستوسن شکل گرفته اند
- بلک هول [13] در کانادا (خلیج هوستن[14]) که یخ ها را در دشت های ساحلی افکنده است
- انفجار ستاره‌های دنباله‌دار در بالای سطح زمین‌صورت می‌گیرد، که موجب شُک جدید شده و گودال‌هایی را ایجاد می‌کند.
- خشکسالی در باتلاق ها و تورب زارها که به دنبال آن فعالیت های بادی صورت می گیرد.
References
Jackson, M.P.A, Schultz-Ela, D.D., Hudec, M.R., Watson, I.A. and Porter, M.L. (1998) Structure and evolution of Upheaval Dome: a pinched-off salt diapir, Geological Society of America Bulletin 110, 1,547–1,573.
Rampino, M.R. and Volt, T. (1996) Multiple impact event in the Paleozoic: collision with a string of comets or asteroids? Geophysical Research Letters23, 49–52.
Reinold, W.V. and Coney, L. (2001) The Vredefort Impact Structure and Directly Related Subjects: An Updated Bibliography, Economic Geology Research Institute, University of the Witwatersrand, Johannesburg, Information Circular No. 353.
Reinold, W.V., Koeberl, C., Partridge, T.C. and Kerr, S.J. (1992) Pretoria Saltpan crater: impact origin confirmed, Geology 20, 1,079–1,082.
Ross, T.E. (1987) A comprehensive bibliography of the Carolina Bays Literature, Journal of the Elisha Mitchell Scientific Society 103, 28–42.
A.S. GOUDIE (ترجمه: سمیه شاه زیدی)
CUESTA -کواستا
یک رشته برآمده نامتقارن از سنگ های رسوبی شیب داربا مقاومت متناوب در برابر هوازدگی و فرسایش است که در امتداد طبقات کشیده شده اند و به اصطلاح به آن کوستا می‌گویند. سرازیری تند روی سطح شیب دار عکس شیب است با در نظر گرفتن این که شیب پشتی نرم‌تر بوده و تا حدودی موازی و یکنواخت با شیبی است که به طرف پایین است. بخش بالایی کوستا و شیب پشتی از جنس طبقات مقاوم هستند، قسمت هایی که مقاومت کمتری دارند در بخش های زیرین واقع شده اند. به دلیل تفاوت شیب و سنگ شناسی هر سمت کوستا با فرآیندهای متفاوت شکل گرفته است. به خاطر مقایسه شیب و زمین شناسی هر قسمت از کوستا با فرآیندهای متفاوت شکل گرفته است. حرکت سریع توده ها و فرسایش گالی ها بر شیب های تند غلبه می کند و حرکت آرام توده ها و فرسایش جریان آب طرف کم شیب را ایجاد می کند. از این رو طی یک دوره طولانی کوستا عقب نشینی کرده و فرسوده می شود.
تئوری های زیادی مبنی بر این که چگونه برآمدگی کواستا شکل می‌گیرند اما اغلب آن ها بر فرسایش جریانی متغیری در یک تک شیب یا مونوکلاین[15] تاکید دارند که برون زد کوستا نتیجه تفکیک لایه های مقاوم است و سپس عقب نشینی شروع می شود. برجستگی های مایل برجسته نشان از کوستا است و فرم هایی هستند که از یک دشت اولیه از طریق شکاف رودخانه گسترش یافته است. کوستا نمونه ای از یک ساختار کنترل شده و لندفرم هایی است که به اقلیم وابسته است.بهترین نمونه کوستا چشم اندازهای فلات کلورادو در شمال آمریکا ، حوضه پاریس در فرانسه و مناطق مرتفع آلمان جنوبی را می توان برشمرد.
Further reading
Ahnert, F. (1996) Einführung in die Geomorphologie, Stuttgart: Ulmer.
Schmidt, K.-H. (1994) The groundplan of cuesta scarps in dry regions as controlled by lithology and structure, in D.A. Robinson and R.B.G. Williams (eds) Rock Weathering
and Landform Evolution, 355–368, Chichester: Wiley.
SEE ALSO: caprock; escarpment; mesa; sandstone geomorphology; structural landform
EE ALSO: caprock; escarpment; mesa; sandstone geomorphology; structural landform
PIOTR MIGO´N (ترجمه: سمیه شاه زیدی)
CURRENT- جریان
واکنش هیدرودینامیک ها در جهت رسوبات ، نقل و انتقال، فرسایش و افزیش تغییرات مرفولوژیکی در مناطق ساحالی که شامل نوسان حرکت های وابسته به تناوب فرم های مختلف امواج و دارای جریان یک سویه شبه پایدار می باشد.
این جریانات تحت تاثیر این عوامل زیر هستند:
- تاثیر ثانوی موج ها به خودشان بر می گردد ( جریان آهسته موج یا جریان امواج )
- جذر و مد
- فشار باد
- فشار و تراکم شیب
- تنوع حرکات ناشی از پراکندگی و تلاطم انرژی امواج به سوی خشکی و در جایی که عمق شکست امواج کنترل می شود که به آن منطقه گشت و گذار[16] موج می گویند. در اینجا انرژی جنبشی امواج به چند صورت تغییر شکل می یابد:
الف) افزایش تلاطم ها به صورت خرد و کلان
ب) جریان آهسته وابسته به امواج پیشرونده ثانویه با تناوب کمترنسبت به امواج آشفته
ج) جریان هایی که از ساحل دور است [17]
د) خیزاب یا موج هایی که به ساحل تجاوز می کنند[18]
و) انرژی جریان آب زیر دریا[19]
ی) جریان یک لایه متلاطم آب که بعد از شکسته شدن موج ساحل را شسته و فرسایش می دهد[20]
جریان امواج ( جریان های آهسته) (رانش موج) (Wave streaming (wave drift))
استوکس [21] برای اولین بار در سال1847 چنین استنباط کرد که حرکات مداری موج در امواج با دامنه کم دریک جریان کامل غیر مقاوم یا جریان سیال غیر ویسکوز حتی در آب های عمیق محصور نیست، ذرات متحرک و سیال درجه دوم و موج میانگین و شتاب لاگرانژ[22] متوسط (تفاضل انرژی جنبشی و انرژی پتانسیل ) دارند و بدین معنی که در این مکان تغییرات پی در پی انرژی در جریان حجم های محدود آب وجود دارد و در واقع جریان توده‌ای آب محدود است.
از آنجایی که شتاب افقی با اندک فاصله از بالای بستر افزایش می یابد، پس حرکت ذره زیر قله کمی بیشتر از دامنه است، حفظ توده منجر به طبقه بندی جریان می شود (شکل 29 a). در آب های کم عمق با فرسایش بستر، قلمرو امواج حذف شده و سرعت افزایش می یابد (1-ms 1/0~).
اندازه اویلر[23] جریان توده آب می تواند با تکمیل شتاب افقی تحت فشار زیر قله و وارونه زمان و مکان به دست آید. اگر چه انرژی توده مشابه به دست می آید، توزیع عمودی آن متفاوت است. لانگت- هیگینز[24](1953) برای جریان های مقاوم (ویسکوز) واقعی و امواج در عمق محدود نشان داد که میانگین زمانی انتقال به سمت پایین حرکت جنبشی به لایه مرزی در بستر، تولید ایجادیک جریان اویلر علاوه بر جریان استوکس وجود دارد. دوباره با حفظ توده مشخصات یک برش عمودی لایه‌لایه‌ای از جریان متوسط به دست آمده است (شکل29 b). جریان در جهت انتشار در بستر است و عکس آن در عمق میانه صورت می‌گیرد.
لوپ‌من[25] این الگو را از طریق تجربه آزمایشگاهی تایید کرده است. در روانه های بسیار غیر متقارن روی دامنه های شیب دار شیارهایی که در لایه های مرزی تنش ایجاد می کنند ممکن است معکوس میانگین فعلی در بستر شود.
شکل 29 الف : جریان محرک شبه پایدار (a) جریان آهسته استوکس(b) توده انتقالی لانگت - هیگینز
جریانهای منطقه واژگونی موج (Surf zone currents)
جریانات در منطقه واژگونی موجی باحرکات مداری موج ناگهانی واکنش می دهند(در همه امواج کوتاه مدت و بلند مدت) و ایجاد یک الگوی سه بعدی وابسته به زمان را تولید می کنند(وندسن و لورنز[26]،1989 ،شکل 30). این معمولا جدا از تعدادی اجزای مشخص است: جریانات کرانه‌ای طولانی زمانی که امواج با زاویه مایل با خط ساحلی می شکنند ایجاد می شوند و اجزای اصلی کرانه طولانی روی خط ساحلی که فشارهای تشعشعی جهت‌دار است، یک جریان کرانه ای طولانی به موازات ساحل ایجاد می‌کند. گرادیان فشارآب مربوط به تفاوت سطح آب در امتداد ساحل و به علاوه به عنوان مولفه های هم راستای ساحل که حاصل از فشار باد رو به ساحل هستند که می‌توانند این نیرو را کاهش یا افزایش دهند. اندازه گیری‌های میدانی و آزمایشگاهی نشان می‌دهد که جریان خط ساحلی خشکی را که از سر حد انفصال افزایش می یابد و تا میانه های منطقه خیزآب(ناحیه گشت و گذار) به حداکثر رسیده و در نواحی خط ساحلی به صفر می رسد از آنجایی که شیب فشار تابش در نقطه انفصال راه حل نظری خوبی است (Longuet-Higgins 1970a,b). آرام کردن جنبش آنی سیلاب در منطقه خیزآب که اختلاط جانبی یا عرضی نامیده می شود، سبب می شود که حداکثر جریان را به سمت خشکی نمایان کند. این اختلاط همچنین سبب می شودکه جریان ساحلی خارج از ناحیه انفصال جریان پیدا کند تا جایی که گرادیان فشار تابش تقریبا صفر شود. کومار[27] 1998 بررسی دقیقی روی الگوهای مکانی و زمانی از جریانات کرانه ساحلی ارائه می دهد. جریان آب زیر دریا و یا جریان بازگشت نزدیک به بسترگرادیان فشار با میانگین زمانی جریان متوسطی را تا نزدیکی بستر رو به دریا تا امتداد خط ساحلی هدایت می کند و این حاصل تفاوت های میان ساحل در ارتفاع متوسط آب است که ناشی از ایجاد موج در خطوط ساحلی و زیر منطقه انفصال است. این نتایج حاصل از تفاوت در جریان آنی محلی ساحل که روی ساحل به وسیله امواج ایجاد می شود (فشارهای تابشی) که بزرگترین در ناحیه انفصال (جایی که امواج بزرگترین هستند) و کوچک ترین در نقطه نهایی پراکندگی موج در خط ساحلی است. این شیب یک جابه جایی آب از سطح زیرین امواج بزرگ به سمت خط ساحلی ایجاد می کند و با یک توده جریان آب ساحلی که با امواج ایجاد شده کامل می شود به علاوه هر جریان آبی تحت تاثیر باد به این جریان می پیوندد. در مناطقی که توده های ماسه ای نزدیک ساحل وجود دارد چندین جذر و مد و جریان های زیر دریایی وابسته ممکن است خطوط شکننده چند شاخه ای شکل بگیرد (Greenwood and Osborne 1990). سرعت های نمونه کم و جزئی هستند اما داده های به دست آمده زیر (1-ms 80/0) است. موج های برگشتی به صورت مجزا ، باریک با سرعت بالا دور ازکرانه در عرض منطقه خیزاب ساحلی جریان می یابند. بیشتر اوقات قسمتی از جریان های سلولی مدور افقی منظمی با جریان های تغذیه کننده مایل ، موازی ساحل و توسعه جریان های منطقه، راس موج بازگشتی، برگشت موج به طرف دریا را تشکیل می دهد(شکل 31) . غالبا این امواج (ریپ ها) به آشفتگی های کنار ساحلی (کانال های موجی) یا به موانع و یا بندهای موازی شبه ساحلی وابسته هستند اما روی سواحل شیب دار متحدالشکل و یکنواخت یافت می شوند. به طور کلی جریانات ریپلی پدیده های پایداری نیستند اما جوی و زود گذر هستند. آن ها از لحاظ جوی ممکن است در امتداد دریا باشند و از چند متر شروع شده (موج های میکرو که در خلیج وجود دارد تا قله های ساحی) و تا 102 متر(قله های طوفانی) تا موج های عظیم ماکرو(Short 1985) که غالبا منفرد، در مقیاس بزرگ و از لحاظ توپوگرافی فشارآبی را که به واسطه جریانات دورانی در محدوده دماغه کنترل می‌کنند. موج های بزرگ(ریپ ها) ممکن است از سمت ساحل و بیش از یک کیلومترجریان پیدا کنند و سرعت آن ها ممکن است به بیش از (1-ms 3) برسد. از لحاظ تئوری جریان های موجی از یک نوسان دوره ای ارتفاعات موجی ایجاد شده و بدین ترتیب موج در کناره ساحل بالا می رود .این نوسان بستگی دارد به عوامل زیر دارد:
- تغییرات ناپایدار در توپوگرافی (Sonu 1972; Komar 1971)
- امواج مورب کناره (Bowen 1969; Bowen and Inman 1969)
- تداخل بین میدان های دو موج انتشار یافته (Dalrymple 1975)
به عنوان حاصل امواج رادیویی افزایش یافته در نوسان یک دسته موج حرکت می‌کند. اگارد و همکاران[28] 1977 نوسانات دورهای طولانی از 5 تا 10 دقیقه امواج بزرگ به خوبی رسوبات نزدیک به ساحل را به سمت فلات قاره در زیرسطح بستر موج میانی(محدوده عمیق امواج سطحی) انتقال می‌دهند. به عنوان مثال جریان های موجی در نوسان امواج فاقد ثقل (کمتر از H2 4/0) حرکت کرده و به احتمال زیاد به عنوان حاصل امواج رادیویی افزایش یافته در نوسان یک دسته موج حرکت می‌کند. اگارد و همکاران[29] 1977 نوسانات دورهای طولانی از 5 تا 10 دقیقه را اندازه گیری کردند. سرعت‌های جریان ممکن است با سطوح جذر و مدی کاهشی افزایش یابند مخصوصا در جایی که توپوگرافی جریان را بیشتر محدود کند. جریانات موجی قادر به انتقال حجم های بزرگ کف بستر (مخصوصا در جابه‌جا شدن خیزآب های بزرگ،گروش انسکی و همکاران[30]،1993) و فشار معلق از درون منطقه موج به سمت دریا هستند. امواج بزرگ به خوبی رسوبات نزدیک به ساحل را به سمت فلات قاره در زیر سطح بستر موج میانی(محدوده عمیق امواج سطحی) انتقال می‌دهند
شکل (30) ، زمان – میانگین متوسط سرعت حرکت در منطقه خیزاب ساحلی (اصلاح و تغییرات بعد از وندسن و لورنز 1989)
شکل 31 جریان های سلولی مدور در منطقه خیزآب ساحلی
شکاف های عظیم ممکن است به خوبی رسوبات نزدیک ساحل را به فلات قاره در زیرسطح میانه موج انتقال دهد (محدوده عمیق امواج سطحی). خیزاب موج[31] یا جریان‌هایی که به ساحل هجوم می‌آورند، جریان‌هایی هستندکه آب را به عقب و جلو[32] در رخساره دریا یعنی طرفی که مورد هجوم امواج دریا قرار می‌گیرد می‌رانند و بازتاب نهایی منجر به پراکندگی انرژی موج می‌شود.این دو جریان، هر دو جریان آشفته‌اند با فرض قبلی این که جهت جریان متلاقی با زاویه رسیدن به شکست موج است. برگشت خیزاب موج یا جریان‌هایی که آب را به عقب هدایت می‌کنند نتیجه شدت فعالیت و جاذبه زمین در آب بر روی ساحل بوده و این چنین جریانات پایین‌تر از حد پیشینه شیب ساحلی است که غالبا به صورت یک خط زیکزاگ روی آب و رسوبات دیده می شود. جریان هایی که به ساحل هجوم می آورند (خیزاب موج) به ماهیت طبیعی موج ورودی، شیب سطح ساحل، وضعیت سطح ایست آبی ساحل بستگی دارد.
اگر ساحل اشباع نباشد تمایل برای نفوذ آب در ساحل و همچنین کاهش مقدار آب در جریان های رانده شده به عقب وجود دارد . به دلیل اینکه آب در سطح ایست آبی آب ساحل فروکش می کند، برگشت خیزاب موج ممکن است بیشتر طول بکشد و معمولا قطر آن کمتر شده و جریانات ممکن است با افزایش ناگهانی هیدرولیکی متعارف بسیار بحرانی شوند. ون رین[33] 1998 و بات و راسل2000[34] مقالاتی را درباره هیدرودینامیک خیزاب موج و نقل و انتقال رسوبات که به وسیله هجوم امواج به ساحل آورده می شوند (خیزاب موج) ارائه دادند.
جریان های کشندی یا جذر و مدی (Tidal currents or tidal streams)
جریان هایی که در نتیجه نیروی جذر و مد تحت تاثیر تغییرات نیروی جاذبه ماه و خورشید به وجود می آیند را جریان های کشندی یا جذر و مدی و برعکس جهت آن ها را جریان های نیمروزی یا روزانه[35] می نامند. سرعت آن ها ممکن است به 1-ms6 در آب های ساحلی نیز برسد، البته اگر از لحاظ توپوگرافی محدود شود ، اما به طور کلی خیلی کوچکتر از(1-ms 05/0~). بوده و در سواحل آزاد نوسانات امواج نیروی جاذبه حکم فرماست. جریانات جذر و مدی از لحاظ بزرگی در واکنش به طیف جذر ومد محلی متغیر بوده و یک رابطه متغیری با ارتفاع جذر و مد دارد؛ خواه جریان جذر و مد دائم باشد (جریانات حداکثر در جذر و مد میانه ) و خواه پیشرونده باشد (جریانات حداکثر در جذر و مد بالا و پایین).
جهت جریان با نیروی کریولیس پایدار خواهد بود و در واقع جریانات ایجاد شده به وسیله بالا رفتن جذر و مد (طغیان) مسیرمتفاوتی را نسبت به آن دسته جریانات ایجاد شده توسط پایین آمدن جذر و مد (کم عمق) تولید می‌کنند که به شکل یک جریان بیضی شکل هستند. برای مثال در خلیج ها، کانال های کم عمق و طغیانهای واضحی ممکن است وجود داشته باشد که این جریانات به جامانده ممکن است از لحاظ انتقال رسوبات و ته نشین شدن رسوبات قابل توجه باشند.
در همه موارد جریانات جذر ومدی با عمق متفاوت است و در نتیجه اصطکاک کف[36] و یک سرعت لگاریتمی در مقطع عرضی گسترش می‌یابد. جریانات جذر و مد در استران یا خلیج های دهانه‌ای، خور و خلیج های کوچک و تنگه ها و در برخی از قسمت‌های فلات قاره قابل توجه هستند. دیویس و هایس[37] 1984 نقش مربوط به امواج و جذر و مد را در گسترش مرفولوژی های ساحلی مورد بررسی قرار دادند.
دیگر جریان ها در سواحل اقیانوس (Other currents in the coastal ocean)
جریان های باد غالب زمانی شکل می گیردکه باد، شیاری بر روی سطح آب ایجادکرده و باد از سطح آب در ستون آب منتقل شود. در خط ساحل یک توده غالب در جهت باد ایجاد کرده و ساحل می تواند به ساحل نرمال و ساحل موازی تفکیک شود. نتایج پیشین نشان می دهد که در ارتفاع متوسط از سطح دریا (ایجاد باد) در خط ساحلی، افزایش باد موجب ایجاد جریان های زیر دریایی می شود و بعد از آن موجب جابه جایی شدت تابش در جریان های دور دست ساحل خواهد شد. اگرچه چنین جریاناتی اغلب عمر کوتاهی دارند مثل بادهای محلی که تابع تغییر فرکانس در سرعت و جهت هستند.
سطح شیب دار در ایجاد باد می تواند جریان هایی را در مقیاس لایه مرزی ساحلی اقیانوس در طی وقوع طوفان تولید کند(مثل هاریکن‌ها، سیکلون‌های قوی عرض متوسط).این نتیجه در قسمت های ساحلی دور از ساحل دریا ، در جریانات شیب دار هدایت شده که سرعت و جهت به وسیله نیروهای اصطکاکی و تاثیرات نیروی کریولیس ثابت هستند اتفاق می افتد(Swift 1976). در آب های عمیق و جاهایی که سیستم های بادی مدت زمان طولانی دارند (به عنوان مثال:بادهای بسامان، بادهای‌استوایی، دیگر بادهای منطقه‌ای و..) سیستم‌های گردشی ساحلی ایجاد می کنند(مثل سیستم‌های بالارونده، پایین‌رونده، جریانات استوایی و..). نیروی چرخشی حرکت کره زمین (نیروی‌کوریولیس) نیز بر چنین جریان ها با مقیاس بزرگ تاثیرمی‌گذارد. در سطح اقیانوس ها انرژی جنبشی باد به سطح آب منتقل می شود و آن را به حرکت در می آورد. رابطه بین حرکت هوا و حرکت آب اقیانوس و انتقال این حرکت به اعماق اقیانوس ها بر اساس اثر اکمن است. زاویه بین جریان اقیانوسی با جریان هوا حدود 45 درجه است و در جهت عقربه های ساعت می چرخد (یا در خلاف جهت عقربه های ساعت بسته به نیم کره شمالی و جنوبی). وزیدن در جهت مخالف وزش باد روی سطح را مارپیچ اکمن[38] می نامند (پیچش حاصل در آب که تحت تأثیر نیروی کوریولیس بوده و دایمی است و دارای یک حرکت مارپیچی است که حرکت اکمن نامیده می شود). جریانات ایجاد شده از تفاوت چگالی ایجاد می شوند که به تفاوت در درجه حرارت، شوری یا تراکم توده های رسوبی بستگی دارد. چنین شیب هایی هم روی جریان های افقی و هم جریان های عمودی که تحت تاثیر نیروی چرخشی زمین هستند نیرو وارد می کنند. مولفه های این جریان حاصل از شیب ناشی از چگالی درونی سطحی است و جزء مولفه های باروکلینیک یا [39] ناپایدار نامیده می شود. این ترکیب به واسطه شیب سطحی دریا ناپایدار است. جریان های ساکن، جریان های باقیمانده در بدنه های عظیم آب هستند که بعد از اینکه نیروهای اصلی متوقف شوند، جریان های طولانی آنی زیرین خود را دنبال می کند.
References
Aagaard, T., Greenwood, B. and Nielsen, J. (1997) Mean currents and sediment transport in a rip channel, Marine Geology 140, 25–25.
Bowen, A.J. (1969) The generation of longshore currents on a plane beach, Journal of Marine Research27, 206–214.
Bowen, A.J. and Inman, D.L. (1969) Rip currents, II Laboratory and field observations, Journal of Geophysical Research 74, 5,479–5,490.
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.
Dalrymple, R.A. (1975) A mechanism for rip current generation on an open coast, Journal of Geophysical Research 80, 3,485–3,487.
Davis, R.A. Jr. and Hayes, M.O. (1984) What is a wavedominated coast, Marine Geology60, 313–329.
Greenwood, B. and Osborne, P.D. (1990) Vertical and horizontal structure in cross-shore flows: an example of undertow and wave set-up on a barred beach, Coastal Engineering 14, 543–580.
BRIAN GREENWOOD (ترجمه: سمیه شاه زیدی)
CUSPATE FORELAND - دماغه تیز پیشکرانه ای
پدیده های جغرافیایی هستندکه در خط ساحلی یافت می شوند. دماغه های نوک تیزپیش آمدگی های ساحلی مضرس در مقیاس بزرگ هستند. اگرچه فرسایش در تکامل و شکل آن ها نقش دارد ،به طور کلی آن ها زمین های بهم پیوسته ، مرکب از شن های ساحلی جورشده هستند که از نقل و انتقالات ناحیه ساحلی ته نشین شده اند(یخرفت ساحلی را مطالعه کنید). آن ها معمولا یک باتلاق یا تالاب را محصور می کنند(باتلاق و سواحل را مطالعه کنید) به طورکلی دو نمونه از این نوع وجود دارد.
دماغه های بیرون آمده هموار و تعدیل شده (کرو شده)( Recurved cuspate forelands)
در مکان‌هایی که در آن خط ساحلی تغییر جهت ناگهانی به سمت خشکی دارد، حمل و نقل ساحلی را کند می‌کند و رسوب گذاری اتفاق می افتد و در طول زمان، تپه های زیر آبی طویل و‌گسترده ایجاد می‌شوند. این پدیده، دماغه کوچک صاف و نسبتا بلند[40] توسط
مایس‌ترال[41] (1966) عنوان شد. این اشکال ناشی از دماغه های نوک تیز یا بیرون آمده است که رشد می یابد.
بعضی اوقات شکل امتداد اصلی بر دماغه های کوچک آبی، دماغه های هموار و تعدیل شده یا مضرس اشاره دارد که رشد آن در جهت پیوسته با جریان آهسته ساحل، آبهای دور از ساحل در آبهای عمیق است. در قسمت شیب پشت به باد، رسوبات شنی سائیده شده در طول جریان توفان و تغییرات ناگهانی هوا یا جابه جایی در مسیر جهت مقابل تحت کنترل جریان اموج ها هستند. در نتیجه مجموعه های کرو شده به طرف دریا یا دماغه های کوچک ثانویه توسعه می یابد.
گسترش در یک زاویه حاده از نوک به جریان های پایین دست سواحل است. به دلیل تاثیر این بادهای دو سویه دماغه ممکن است از لحاظ شکلی وقتی تاثیر باد از هر دوطرف نسبتا متعادل باشد متقارن از راس و اگر تاثیر باد روی یک سمت بیشتر باشد نامتقارن و طویل خواهد شد. نمونه ای از این نوع را می توان دماغه کاناورال در فلوریدا[42]، پوینت دلا کوبه نزدیک خلیج جی راند [43] در غرب فرانسه و دریاچه اون توریوی جزیره تورونتوی کانادا[44] را اشاره کرد.
دماغه های بیرون آمده پرتگاهی (Dungeness-type cuspate forelands)
این اصطلاح در اصل توسط گالیور 1895 و جانسون 1919بیان و توسط زنکوویچ 1967جزئیات ان شرح داده شد. این لغت به مفهوم دماغه‌های متقارن است که در زوایای تند ساحل رو به رشد است. کوک لی[45] 1976 نشان دادکه این پدیده ها معمولا درجهتی که فرم های مرفولوژیکی خاصی رخ داده اند شکل می‌گیرند و متقاطع با خط ساحلی هستند به عنوان مثال می‌توان به یخرفت های برگشتی و یا بسترهای سنگی زیرین اشاره کرد. شکست در جهت ساحل موجب جمع شدن زبانه‌هایی با زمین‌های صاف و نسبتا بلند می‌شود. این دماغه‌های بیرون آمده پویا هستند و تحت تاثیر تغییر جهت جریان ساحلی وابسته به تغییرات اقلیمی باد/ موج هستند. در واقع دماغه ممکن است از دو طرف تقویت شده یا فرسایش یابد. نتیجه این امر مجموعه فرم های قدیمی است که از پشت مرز ساحل به خوبی توسعه یافته اند. تکامل این فرم ها را می توان از طریق الگوهای باقی مانده مرز ساحلی مطالعه کرد. یک نمونه خوب دماغه پرتگاهی ساحل شرقی انگلیس و پوینت پلی دریاچه اریک کانادا [46] است.
References
Coakley, J.P. (1976) The formation and evolution of Point Pelee, western Lake Erie, Canadian Journal of Earth Science 13(1), 136–144.
Gulliver, F.P. (1895) Cuspate forelands, Geological Society of America Bulletin 7, 399–422.
Johnson, D.W. (1919) Shore Processes and Shoreline Development, New York: Wiley.
Meistrell, F.J. (1966) The spit-platform concept: labora- tory observation of spit development, in M.L. Schwartz (ed.) Spits and Bars, 225–284, Stroudsburg, PA: Dowden, Hutchinson and Ross.
Zenkovitch, V.P. (1967) Processes of Coastal Development, New York: Interscience Publishers. SEE ALSO: beach cusp; tombolo
JOHN P. COAKLEY (ترجمه: سمیه شاه زیدی)
CUT-AND-FILL - برداشت و انباشت ( فرسایش و رسوبگذاری)
معمولا برداشت (فرسایش) و پر کردن مربوط به یک سیکل فرسایش محلی و ته نشینی رسوبات در یک کانال رودخانه و در یک دوره زمانی کوتاه (از ساعت تا سال) است. این رخداد به عنوان بخشی از فرآیند انتقال رسوبات و ایجاد مورفولوژی کانال رودخانه است و در نتیجه وابسته به تغییرات فضایی و یا زمانی در شرایط جریانی مثل عبور جریان های طغیانی در امتداد یک کانال است. تشخیص فرسایش و رسوب از تغییرات پیشرونده در ارتفاع کانال در محدوده زمانی طولانی و فواصل بیشتر هستندکه معمولا به فرسایش و ته نشینی نسبت داده شده است و ممکن است توده ای از رسوبات تراس های آبرفتی را ایجاد کند(تراس های رودخانه را مطالعه کنید). برداشت و رسوب در کانال های جریانی آبرفتی وقتی رسوبات بسترحرکت کنند رخ می دهد. این مسئله در نتیجه ناپایداری و تغییر در ارتفاع کانال هاست که مربوط به فرآیندهای طبیعی ایجاد کانال، حمل و نقل رسوب، واکنش و رویدادهایی مثل سیلاب های بزرگ است. برداشت و رسوب گذاری به دلائل مختلف شامل تغییر در جریان هیدرولیک و سرعت انتقال رسوب در امتداد جریان رودخانه و یا در طول رویداد سیلاب؛ توسعه و انتقال اشکال بستر و تغییر در الگوی مورفولوژی کانال. برداشت و رسوب گذاری به تغییرات مورفولوژی و انتقال کانال ها از مطالعات جریانات رودخانه ای بریده بریده به خوبی شناخته شده است. ( رودخانه های بریده را مطالعه کنید) و مربوط به تشکیل و جابه جایی فرسایش حوضه های آبگیر، بنداب(پشته های رسوبی رودخانه ها مطالعه شود) و جابه جایی کانال رودخانه و تغییر مسیر رودخانه (بار رودخانه را مطالعه کنید).
سیکل برداشت و رسوب گذاری ممکن است در یک بخش در دو جهت در طول یک طغیان اتفاق می افتد که گاهی ممکن است وابسته به بالا رفتن و پایین آمدن هیدروگراف باشد. برای مثال در یک آبگیر و یا عمق کم رودخانه، برداشت ممکن است در کنار پر شدگی اتفاق بیفتد در حالی که برعکس این قضیه در کانال های کم عمق اتفاق می افتد زیرا تغییرات در جرم و برش بستر مانند تخلیه کانال های کم عمق اتفاق می افتد. در موارد دیگر مناطق مشخصی از کانال وجود دارد که در آن برداشت و رسوب تنها در وقوع سیلاب و یا در طی دورهای طولانی تر رخ می دهد.
به طور کلی برداشت و رسوب در دسترسی به کانال بی‌تاثیر است، بنابراین مقدار فرسایش دریک مکان مطابق با رسوب است. رسوبات ممکن است ازیک کانال به کانال دیگر انتقال یابد و تراکم توده های قدیمی بدان معنی است که هیچ تغییر کلی در ارتفاع کانال وجود ندارد (Colby 1964; Ashmore and Church 1998; Eaton and Lapointe 2001).
در بستر رودخانه‌های ماسه ای بزرگ برداشت و توالی رسوبگذاری در2 یا 3 متر در برش های عرضی از یک رودخانه به خصوص در طول یک جریان اتفاقی‌مشاهده می‌شود(Colby 1964). در بستر رودخانه‌های شنی‌کوچک اندازه‌گیری‌ها مشخص‌می‌کند که عمق میانگین برداشت و رسوب در طی مدت زمان انتقال رسوبات حدود 2 برابر اندازه دانه گندم است در حالی که در اعماق محلی ممکن است خیلی بیستر از این مقدار باشد (Hassan 1990; Haschenburger 1999). متوسط وحداکثر عمق برداشت و رسوب در یک رودخانه، دبی های زیاد در خروجی نظیر کانال هایی که برداشت و رسوب را تجربه کرده اند را نشان می دهد، در جایی که برداشت و رسوب وابسته به جابه جایی و تغییر مسیر شکل بستر است و فعالیت عمق فرسایش آبگیر را می توان با انباشتگی عمودی ارتفاع کانال تعریف نمود. روش های متعارف برای اندازه گیری برداشت و رسوب مثل عمق سنج، نقشه برداری و مطالعه تغییرات ارتفاعی و توسعه رشته کوه های موازی فرسایش یافته که آبشویی در آن صورت گرفته است وجود دارد. این ژرفا سنج ها راه حل های موقت و انحرافی روی یک منطقه را فراهم می کند اما در نقشه مکانی ممکن است میزان و سرعت برداشت و رسوب را در صورتی که هم فرسایش و هم رسوب در یک منطقه مورد نظر بین نقشه برداری ها وجود داشته باشد بتوان تخمین زد. رشته کوه های موازی فرسایش یافته[47]می‌تواند هم الگوهای فضایی و همچنین برخی از اطلاعات در مورد تناوب برداشت و رسوب گذاری در طول یک نقطه از جریان رودخانه ای اتفاق می افتد.
رشته کوه های موازی فرسایش یافته به شکل عمودی در بستر جریان واقع شده اند بنابراین افزایش طولی این رشته کوه ها که در بستر مشاهده می شود پس از رویداد یک جریان عمق آب شستگی یا فرسایش را نشان می دهد در حالی که عمق رسوب گذاری را می توان از عمق بخشی از رشته کوهستان که به صورت عمودی دفن شده استنباط کرد. فرسایش و رسوب گذاری از لحاظ کاربردی و بنیادی حائز اهمیت است.از لحاظ بنیادی نتیجه وابستگی مستقیم بین مرفولوژی آبراهه و انتقال رسوبات- تغییرات زمانی و مکانی است درمیزان انتقال منجر به فرسایش و رسوبگذاری و به دنبال آن تغییر در مرفولوژی آبراهه می شود. به علاوه سرعت انتقال رسوبات بستر در طول یک رویداد انتقال را می توان به عنوان عمق میانگین فرسایش و رسوب گذاری تعریف کرد که به وسیله سرعت ذرات رسوبی چند برابر می شود(فاصله ای که تقسیم شدن را در طول مدت زمان رخداد انتقال حرکت می دهد) که یکی از روش های تخمین زدن سرعت انتقال رسوبات بستر است (Ashmore and Church 1998; Haschenburger 1999) به دلیل این که فرسایش و رسوب یک جنبه مهم از دینامیک کانال جریان است. در میان شمار مفاهیمی نظیر تشریح رسوب شناسی و ته نشینی رسوبات آبرفتی (Best and Ashworth 1997)، مهندسی طرح ساختار رودخانه و پیش بینی تاثیر مستقیم و غیرمستقیم تغییرآبراهه های رودخانه در دینامیک جریان آب و محیط رودخانه نیز مهم می باشد.
References
Ashmore, P. and Church, M. (1998) Sediment transport and river morphology: a paradigm for study, in P.C. Klingeman, R.L. Beschta, P.D. Komar and J.B. Bradley (eds) Gravel-Bed Rivers in the Environment, 115–148, Highlands Ranch, CO: Water Resources Publications.
Best, J.L. and Ashworth, P.J. (1997) Scour in large braided rivers and the recognition of sequence stratigraphic boundaries, Nature387, 275–277.
Colby, B.R. (1964) Scour and fill in sand-bed streams, United States Geological Survey Professional Paper462-D.
Eaton, B.C. and Lapointe, M.F. (2001) Effects of large floods on sediment transport and reach morphology in the cobble-bed Sainte Marguerite River, Geomorphology 40, 291–309.
Haschenburger, J.K. (1999) A probability model of scour and fill depths in gravel-bed channels, Water Resources Research 35, 2,857–2,869.
Hassan, M.A. (1990) Scour, fill and burial depth of coarse material in gravel-bed streams, Earth Surface Processes and Landforms 15, 341–356.
Further reading
Knighton, D. (1998) Fluvial Forms and Processes, London: Arnold.
PETER ASHMORE (ترجمه: سمیه شاه زیدی)
CYCLE OF EROSION - چرخه فرسایش
چرخه فرسایش یا دورجغرافیایی در سال های بعد از قرن 19 توسط ویلیام موریس دیویس (e.g. Davis 1899) بیان شد. این مسئله در ابتدا تئوری تکامل تدریجی چشم انداز را قبول می‌کند(تکامل تدریجی شیب را مطالعه کنید). دیویس با توجه به تکامل چشم اندازها مراحل تغییرات پیشرونده را مد نظر قرار داد که برای هر کدام از آن ها اشکال چشم انداز مشابهی را نشان داده است. در مدل دیویس فرض بر این است که بالا آمدگی به سرعت صورت می‌گیرد. زمین سپس به صورت تدریجی با فرآیندهای ژئومرفولوژیکی فرسوده می شود بدون اینکه حرکات تکتونیکی عمل کنند و بر این باور بود که کاهش شیب در سراشیبی های تند در طول زمان اتفاق می افتد تا زمانی که یک ناحیه مسطح نزدیک به سطح اساس ایجاد شود،گرچه تپه‌های یا برجستگی‌های محلی که از فرسایش در امان بوده‌اند محلی که به آنها مونادناک[48](تک کوه) گفته می شود ممکن است بالاتر از آن باشد. این سطح فرسایشی را دشتگون یا دشت مانند[49] می‌گویند. ساده‌سازی توالی و تغییرات چشم‌اندازها در سه‌مرحله دوران جوانی و بلوغ وپیری بیان می‌کند. در‌ابتدا دیویس ادعا می‌کرد‌که این مفهوم در شرایط‌مرطوب (نرمال)بوده اما در دیگرچشم‌اندازها شامل‌مناطق بایر(Davis 1905)، یخبندان(Davis 1900)، ساحلی (Johnson 1919)،کارست (Cvijic´ 1918)و چشم‌اندازهای پریگلاسیر(Peltier 1950)هم وجود دارد. مدل دیویس نفوذ بسیار زیادی برعقاید و نظریه ها در ژئومرفولوژی آنگلاساکسون در نیمه اول قرن بیستم داشت که در شرح وقایع زمان غلبه داشت. به جرات می توان گفت دیویس در میان ژئومرفولوژیست بسیار قوی بود(Chorley et al. 1973). به طورکلی این مدل، مدلی استقرایی و نظری بوده و دچار درکی مبهم از فرآیندهای سطحی، از کمبود اطلاعات در میزان عملکرد فرایندها به واسطه تغییرات اقلیمی وفرضیات ساخته شده در مورد میزان و وقوع بالاآمدگی بوده است. بنابراین اگرچه این مدل خوب و ساده و مرتبط با روابط تکاملی در علوم زمان است با وجود این در نیمه سال 1960 مفهوم این مدل مورد انتقاد قرار گرفت (Chorley 1965). مدل دیویس از لحاظ جهانی در اروپا مورد پذیرش قرار نگرفت در حالی که در همان جا نظریه پنک[50] به صورت گسترده پذیرفته شد. در مدل پنک به تغییرات تکتونیکی بیشتر از دیویس توجه می شود و شیب ها را به شکلی متفاوت در نظر می گرفت(جابه جایی سریع تا کاهش شیب ). در طی زمان (Penck 1953) یک مدل دوگانه ایجاد شیب با عقب نشینی موازی منجر به پدی پلین یا دشت گون می شود که در مقابل کینگ قرار داده شد. (e.g. King 1957). تورن(1988) یک آنالیز مقایسه ای از مدل دیویس ،پنک،کینگ انجام داد. یک مدل دیگر از تکامل چشم انداز توسط بودل[51] (1982) ایجاد شدکه احداث دشت یا مسطح شدن زمین در اثر فرسایش دیرینه [52] را نشان می دهند.
References
Büdel, J. (1982) Climatic Geomorphology, Princeton: Princeton University 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.
Chorley, R.J., Beckinsale, R.P. and Dunn, A.J. (1973) The History of the Study of Landforms or the Development of Geomorphology. Volume 2. The Life and Work of William Morris Davis, London: Methuen.
Cviji´c, J. (1918) Hydrographie souterraine et evolution morphologique du karst, Recueil des Travaux de L’Institut Géographie Alpine (Grenoble), 6(4).
Davis, W.M. (1899) The Geographical Cycle, Geographical Journal 14, 481–504.
——(1900) Glacial erosion in France, Switzerland and Norway, Proceedings of the Boston Society of Natural History 29, 273–322.
——(1905) The Geographical Cycle in an arid climate, Journal of Geology 13, 381–407.
Johnson, D.W. (1919) Shore Processes and Shoreline Development, New York: Prentice Hall.
King, L.C. (1957) The uniformitarian nature of hillslopes, Transactions of the Edinburgh Geological Society 17, 81–102.
Peltier, L. (1950) The geographic cycle in periglacial regions as it is related to climatic geomorphology, Annals of the Association of American Geographers40, 214–236.
Penck, W. (1953) Morphological Analysis of Landforms, London: Macmillan.
Thorn, C.E. (1988) Introduction to Theoretical Geomorphology, Boston: Unwin Hyman.
A.S. GOUDIE (ترجمه: سمیه شاه زیدی)
CYCLIC TIME - چرخه زمان
چرخه، یک دوره از زمان است که در آن رخدادها اتفاق می افتد تا این که این رخدادها خود به خود در زمان تکرار می شود به طوری که یک سری از تغییرات برگشتی را به وجود می اید. اصطلاح چرخه زمان غیر ضروری و ابهامی که در کاربرد مفاهیم دوره ای است را بیان می کند. متاسفانه یک چرخه ژئومرفولوژی اغلب به عنوان توالی تغییرات از یک مرحله آغازین و گذر از یک سری مرحله تا مرحله نهایی در نظر گرفته می شود. در چنین ندل فرض بر این است که تغییراتی مه رخ می دهند به گوته ای است که سیستم در زمان های مختلف شکل متفاوتی دارد به عبارت دیگر لندفرم ها سابقه قابل ملاحظه ای دارند. در ضمن این بدین معنا است که توجه بیشتر روی توالی تغییرات و مراحل تکامل تدریجی بوده است تا طول زمان تکرارها و مدت دوره چرخه و رخدادهای آن. این مسئله منجر به تاکید روی شرح وقایع به ترتیب زمانی است تا روی مفهوم فرآیندهای ژئومرفولوژی ،دامنه تغییرات و طبقه بندی رخدادها.
استفاده از زمان به عنوان مدت زمانی که تغییرات رخ می دهد نظر به این که توالی تغییرات یا مراحلی که تکامل یک دوره را تشکیل می دهد توسط ویلیام موریس دیویس (1905- 1899) شروع شد. در برخی از عبارات وی از دانش فرهنگ لغات به خوبی استفاده کرده است. وی پس از توصیف مسیری که یک رودخانه در مدت حیات طولانی خود طی می کند و توده های بالا آمده را به صورت دشت گون فرسایش می دهد تا به شکل دشت وسیع در آید، بیان می‌کند که گذشت زمان، یک سیکل یا چرخه در عمر یک رودخانه نامیده می شود. متاسفانه دیویس سیکل جغرافیایی را به عنوان یک دور کامل از چشم اندازها توصیف کرد اما پس از آن چنین شرح داد که شرایط لازم آن در نتیجه وقوع بالا آمدگی رخ می‌دهد که شکل اولیه از طریق یک دوره منظم تغییر( در پاسخ به رخدادهای فرآیندی) تا رسیدن به شکل نهایی-یک دشت با ارتفاع کم، شکل می گیرد .
دیویس در متنی دیگر چنین عنوان کردکه یک دور جغرافیایی ممکن است به چندین دوره نابرابر و غیر متعادل تقسیم شودکه هر قسمت از آن با رتبه و تنوع ارتفاعی و دامنه تغییرات که از شروع دوره صورت گرفته است، شناخته می شود. دیویس شرح داد که اشکال متوالی سیکل به 3 کمیت متغیربستگی دارد : ساختار، فرآیند و زمان ؛ سپس زمان را در میزان تغییرات از فرم های اولیه (نخستین) یا تغییرات مرحله به مرحله را روشن ساخت. در گزارشی دیگر میزان تغییرات را تابع زمان دانست و زمان یکی از این سه عامل کنترل کننده است. یک دروره زمانی در یک سیکل گنجانده شده که کمتر به آن توجه می‌کنیم .دیویس(1905- 1899)تخمین‌زد که کوه‌های سیاه یوتا[53]ممکن‌است ازam200 -20 فرسوده شده باشد. ولدریج[54] تاam100 تخمین زد (مکاتبات شخصی، 1960) اما چنین شرح داده شد که دشت های وابسته به دوران پلیوسن در کمتر از am20 ایجاد شده اند(Wooldridge and Linton 1955) .چوم و لیچی 1963 به 106 سال عقیده دارندو چوم 1963 خاطر نشان کردند که مدت زمان برای تسطیح سطح اساس می تواند به شدت توسط تعادل ایزوستاری با فرسایش مجدد افزایش یابد. نتیجه کلی این است که مجموع دوره های طولانی که سبب فرسایش زمین می شود شامل یک زمان معین زمین شناسی برای تکمیل و رویداد مجدد به وسیله بالا آمدگی بیشتراست. در حال حاضر سیستم های کنترل زمین مثل ساختار، اقلیم، سطح اساس شناخته شده است که برای دوره های طولانی پایدار باقی نمی ماند و بهتر آن است که دوره های زمانی برای تناوب رخداد ایجاد لندفرم‌ها ، زمان استراحت و زمان احیای لندفرم ها برای تشخیص سیستم‌های وابسته ایجاد کنیم. برخی جغرافیدانان چنین بحث می‌کنندکه (Schumm and Lichty 1965) زمان را می‌توان به سیکل‌ها و دوره‌های زمانی پایدار و درجه بندی شده تقسیم کرد. نظریه اخیر (Graf 1977; Brunsden and Thornes 1979; Brunsden 1990) اشاره می‌کند که دوره "سیکل" با توجه به قاعده سیستم حذف می شود . نام سیکل (چرخه زمان ؟) از ماهیت موضوع تغییرات گرفته شده است. نمونه های کلی ، سیکل جغرافیایی، سیکل ژئومرفیک، چرخه فرسایش، چرخه توسعه و تکامل توپوگرافی ، چرخه فرسایشی (سیکل مجموعه دوره های طولانی که سبب فرسایش زمین می شود)، و چرخه حیات (Davis 1899) است. کاربردهای ویژه چرخه نرمال (تکامل چشم اندازهایی است که تحت شرایط معتدل مرطوب ایجاد شده اند) ، تکامل خطوط ساحلی ،رسوب گذاری ،کارست،تکامل تدریجی شیب ، حوضه های زهکش زیرزمینی، هیدرولوژی، اقلیم و تمام سیکل های که با توجه به فرآیندهای ژئومرفولوژی صورت می گیرد.
References
Brunsden, D. (1990) Tablets of Stone: toward the ten commandments of geomorphology, Zeitschrift für Geomorphologie N.F. Supplementband 79, 1–37.
Brunsden, D. and Thornes, J.B. (1979) Landscape sensitivity and change, Transaction Institute British Geographers NS4, 463–484.
Davis, W.M. (1899) The Geographical Cycle, Geographical Journal 14, 481–504.
——(1905) The Geographical Cycle in an arid climate, Journal of Geology 13, 381–407.
Graf, W.L. (1977) The rate law in fluvial geomorphol- ogy, American Journal of Science 277, 178–191.
Schumm, S.A. (1963) Disparity between present rates of denudation and orogeny, US Geological Survey Professional Paper 454, 13.
Schumm, S.A. and Lichty, R.W. (1965) Time, space and causality in geomorphology, American Journal of Science 263, 110–119.
Wooldridge, S.W. and Linton, D.L. (1955) Structure, Surface and Drainage in South-East England, London: George Philip.
DENYS BRUNSDEN (ترجمه: سمیه شاه زیدی)
CYMATOGENY - خمش پوسته ای
این اصطلاحی را ال.سی کینگ در سال 1959 بیان کرد.حرکات پوسته که حد فاصلی بین خشکی زایی و کوهزایی است را توصیف می کرد. آن ها شامل خمیدگی پوسته زمین بوده که روی فواصل افقی از 10 تا 100 کیلومتر و با حرکات عمودی تا هزاران متر کشیده شده است. اما موجب دگردیسی و تغییر شکل صخره های کوچک نیز می شود و تصور می شود که بالا آمدگی به خاطر فرآیندهای فعال گوشته زمین است.
Reference
King, L.C. (1959) Denudation and tectonic relief in southeastern Australia, Transactions of the Geological Society of South Africa 62, 113–138.
A.S. GOUDIE (ترجمه: سمیه شاه زیدی)
[1] - Microphytic, microbiotic, cryptogamic or biologica
[9] - Dome in the Canyonlands National Park, Utah,USA
[17] - Longshore currents
[22]- Wave streaming (wave drift)
[26] - Svendsen and Lorenz
- - Semi diurnally or diurnally
[36] - بادی که بر فراز سطح آب دریا می‌وزد، باعث ایجاد اصطکاک در میان آب و دریا می‌شود. این پدیده نه تنها باعث ایجاد امواج می‌شود، بلکه موجب حرکت آب دریا در مسیر وزش باد می‌شود. اگرچه بادها متنوع اند، عمدتا در تمام مکان‌ها در مسیری واحد می‌وزند می‌تواند ، یک جریان سطحی شکل گیرد.
[42] - Canaveral in Florida
[44] - Toronto Islands of Lake Ontario, Canada
[46]- Point Pelee, Lake Erie,
[52] - Etching, Etcplain and EtchPlanation
|
|
|
|
|
|
| |
|
|
|
