[صفحه اصلی ]   [ English ]  
بخش‌های اصلی
آشنایی با ژئومورفولوژی::
آشنایی با انجمن::
اخبار رویدادها::
کارگاه های میدانی انجمن::
دانشنامه ژئومورفولوژی::
اخبار علمی::
عضویت در پایگاه و انجمن::
بخش آموزش::
دریافت فایل::
داده ها و تصاویرماهواره ای::
موسسات ژئومورفولوژی::
منابع ارشد و دکترای جغرافیا::
نشریات ::
درگاه دانشگاه ها::
تسهیلات پایگاه::
پست الکترونیک::
برقراری ارتباط::
::
جستجو در پایگاه

جستجوی پیشرفته
..
دریافت اطلاعات پایگاه
نشانی پست الکترونیک خود را برای دریافت اطلاعات و اخبار پایگاه، در کادر زیر وارد کنید.
..
پایگاه مرتبط
  1. مجله پژوهش های ژئومورفولوژی کمی 
  2. سایت کنفرانس های انجمن ایرانی ژئومورفولوژی 
  3. انجمن علمی باستانشناسی ایران 
  4. مجله فرسایش محیطی
  5. International Journal of Coastal and Offshore Engineering



 

..
:: از Estuary تا Extraterrestrial ::
 | تاریخ ارسال: 1396/8/13 | 
ESTUARY -  خور (خلیج دهانه­ای)
خورها اکوسیستم­های منحصر به فردی هستند که زمین­های مناسبی جهت تخم گذاری و تولید مثل برای بسیاری از موجودات زنده و ایستگاه­های تغذیه برای پرندگان مهاجر را فراهم می­آورند،. خورها فیلترهای طبیعی برای حفظ کیفیت آب محسوب می­شوند. این اکوسیستم­ها به خاطر کشتیرانی و قایقرانی، زیستگاهی، حفاظت از فرسایش، تفریح، استخراج مواد معدنی و دفع مواد زائد برای انسان­ها مهم و ارزشمند هستند. بطورکلی، خلیج­های دهانه­ای، نواحی لحاظ می­شوند که در آن آب شور اقیانوس­ها با آب شیرین حاصل از زهکشی زمین ترکیب می­شود، اما معانی زیادی برای این کلمه وجود دارد (Perillo, 1995 را ببینید) که مجموعه­ای از فرایندهای فیزیکی و بیولوژیکی را نشان می­دهد. خلیج­های دهانه­ای ممکن است بر اساس معیارهای بسیار زیادی، شامل شرایط درون رفت (Cooper, 2001)، مرحله پیشرفت و درجه پرشدگی (Roy 1984)، ژئومورفولوژی (Pritchard, 1967; Fairbridge, 1980)، حدود جزرومدی (Hayes, 1975)، لایه­بندی عمودی و ساختار شوری (Cameron and Pritchard, 1963) طبقه­بندی و یا تعریف شده باشند. همه این معیارها بر تحول و سیر تکامل خلیج­های دهانه­ای و طبیعت حمل رسوب و جانداران (زیوگان) این پهنه تاثیر­گذار است. رایج­ترین تعریف از کامرون و پریچارد[1] (1963: 36) ارائه شده است که خلیج دهانه­ای را به عنوان «یک پیکره ساحلی نیمه محصور در آب که ارتباط مستقلی با دریای آزاد دارد و در این مکان آب دریا به طور قابل ملاحظه­ای با آب شیرین حاصل از زهکشی زمین رقیق شده است»، تعریف می­کنند. مرزهای یک خلیج دهانه­ای می­تواند توسط شوری (دامنه ای از 1/0 درصد در ابتدای خلیج و 30 تا 35 درصد در مدخل آن)، یا رخساره­های رسوبی و فرایندهایی که آنها را شکل می دهند، مشخص گردد. برای مثال، دالریمپل[2] و همکاران (1992) مرز بالایی را به عنوان حد رو به خشکی رخساره­های جزرومدی و مرز پایینی را به عنوان حد رو به دریای رخساره­های دریایی تعریف کرده­اند.
از منظر زمین شناسی، خلیج­های دهانه­ای عصر حاضر عارضه­های جدیدی هستند. این خلیج­ها نتیجه عوامل موروثی (به عنوان مثال سنگ شناسی) می­باشند که پیکربندی حوضه خلیج و نوع رسوب و دسترسی آن را تحت تاثیر قرار می­دهند؛ عوامل کنترلی کلان مقیاس نظیر آب و هوا و افزایش سطح آب دریا؛ مواردی مثل میزان تخلیه و طغیان رود را متاثر می­سازند، و فرآیندهای موقت معاصر (موج، جزرومد و رودخانه)، بر هیدرودینامیک و جابجایی رسوب تاثیرگذار هستند. موقعیت خلیج­های دهانه­ای منتج از افزایش نوسانات سطح آب دریا است، با ارتفاع گرفتن سطح آب دریا در یا بالای سطوح فعلی در طول دوره­های بین یخچالی و حداکثر تا 150 متر زیر سطوح فعلی در طول دوره­های یخچالی می­باشد. خلیج­های دهانه­ای عصر حاضر نتیجه افزایش سطح آب دریا و آب گرفتگی زمین­های پست ساحلی به دنبال دوره یخچالی اخیر که تقریباً 6 هزار سال قبل شروع شد، می­باشند. تاریخ سطح دریای منطقه­ای اخیر، هم پایین آمدن و هم بالا آمدن سطح دریا را از سطوح ثابت فعلی نشان داده است.
 
طبقه­بندی (Classification)
خلیج­های دهانه­ای به طور وسیع می­توانند به دره­های رودخانه­ای غوطه­ورشده، سواحل فیورد، محصور و آنهایی که توسط گسلش یا فرونشست محلی شکل گرفته­اند، طبقه­بندی شوند (Pritchard, 1967; Fairbridge, 1980). خلیج­های دهانه­ای دره­های رودخانه­ای غوطه­ورشده در امتداد خط شرقی آمریکا (یعنی خلیج دلاوارد[3] و خلیج چساپیک[4]) و در انگلستان (یعنی خلیج­های دهانه­ای تامس و مرسی[5])، فرانسه (یعنی سینه[6]) و در استرالیا (یعنی خلیج باتسمان[7]) وجود دارند. رودخانه­ها در طول دوره یخچالی اخیر دره­های V شکل عمیقی را در اثر سایش ایجاد کرده­اند، که متعاقباً هنگام ذوب شدن صفحات یخی، باعث بالارفتن سطح آب دریا شده، به زیر آب رفته­اند. شکل پلان و برش عرضی خلیج­های دهانه­ای اغلب مثلثی و قیفی شکل می­باشد. در سیستم­هایی که میزان رسوب­گذاری کمتر از میزان افزایش سطح آب دریا است، توپوگرافی دره رودخانه حفط می­شود. خلیج­های دهانه­ای محصور تاریخچه زمین شناسی شبیه به دره­های رودخانه­ای غوطه­ورشده دارند (نتیجه شکاف یخچالی و آب گرفتگی بعد از آن توسط افزایش سطح دریا)، اما حمل رسوب دریایی اخیر (سواحل طولی یا عرضی) باعث ایجا یک سد یا زبانه­ای در عرض دهانه خلیج می­شود. ورودی این دهانه در مقایسه با خلیج­های دهانه­ای کم عمق که پشت سد به وجود آمده­اند نسبتاً کوچک است. در بعضی موارد ممکن است این سد محدود به جابجایی آب بین اقیانوس و خلیج دهانه­ای، به جز در طول مدهای طولانی باشد. نمونه­هایی از این نوع خلیج­های دهانه­ای را می­توان در آمریکا (یعنی خلیج موبایل[8] و پاملیکوساند[9]) و در استرالیا (یعنی خلیج­های کلارنس و ناروما[10]) مشاهده نمود. فیوردها دره­های U شکل حفرشده توسط یخچال هستند که متعاقباً در اثر افزایش سطح آب دریا به زیر آب رفته­اند. بیشتر فیوردها یک تیغه سنگی کم عمق نزدیک دهانه دارند که یک حوضه دهانه­ای را شکل می­دهد. خلیج­های دهانه­ای از نوع فیورد در عرض­های جغرافیایی بالا (یعنی فیورد اوسلو[11]، نروژ و پاگت سوند[12]، ایالات متحده آمریکا) مشاهده می­شوند. برخی خلیج­های دهانه­ای در دره­هایی شکل می­گیرند که توسط فرایندهایی چون گسلش (یعنی خلیج سان فراسیسکو[13]، ایلات متحده آمریکا) یا فرونشست بوجود آمده­اند.
خلیج­های دهانه­ای در محیط­های جزرومدی کوچک، متوسط و کلان مقیاس واقع شده­اند. ریخت­شناسی شکل پلانی آنها یک کنترل کننده مهم روی نوسان دامنه جزرومدی و بزرگی جریان جزرومد در داخل خلیج دهانه­ای می­باشد (Nichols and Biggs, 1985). همگرایی خلیج­های دهانه­ای مجاور یکدیگر باعث می­شود موج جزرومد به صورت جانبی متراکم شود. در صورت عدم وجود سایش بستر، دامنه جزرومد افزایش خواهد یافت. با وجود سایش نیز، دامنه جزرومد کاهش خواهد یافت. ارتباط بین همگرایی و سایش، فراوانی یا بزرگی دامنه جزرومد در خلیج­های دهانه­ای را کنترل می­کند. در شرایطی که همگرایی بزرگتر از سایش باشد دامنه جزرومدی و شدت جزرومد به سمت دماغه خلیج افزایش می­یابد (خلیج­های فرا هماهنگ). در شرایطی که همگرایی کوچکتر از سایش باشد دامنه جزرومد در امتداد خلیج کاهش می­یابد (خلیج های فرا ناهماهنگ).
 
مورفولوژی (Morphology)
فرایندهای موج، جزرومد و رودخانه، موقعیت رسوب­های رودخانه­ای و دریایی را در خلیج دهانه­ای و ریخت شناسی ته­نشین­های رسوبی را کنترل می­کنند. مدل­های ادراکی شکل­شناسی خلیج­ها، خلیج­های دهانه­ای را بر اساس سهم نسبی این فرایندها طبقه­بندی می­کند (Dalrymple et al., 1992; Cooper, 1993 را ببینید) و تا حدودی برمبنای مطالعات منطقه­ای در مورد رسوب­گذاری و ریخت­شناسی خلیج­های دهانه­ای می‌باشد. این مطالعات، خلیج­های دهانه­ای با جزرومد کلان مقیاس در محدوده جزرومد (Dairymple et al., 1990) و خلیج­های دهانه­ای با جزرومد کوچک مقیاس در محدوده امواج (Roy, 1984) و محدوده رودخانه (Cooper, 1993) را شامل می­شود.
خلیج­های دهانه­ای در محدوده جزرومد در محیط­های جزرومدی کلان مقیاس (دامنه جزرومدی بزرگتر از 4 متر) مشاهده می­شوند. آنها بطور کلی قیفی شکل، با دهانه­های عریض و جریاناتی با سرعت­های بالا هستند. دالریمپل[14] و همکاران (1990) ویژگی­های رسوبی خلیج دهانه­ای رودخانه خلیج آزاد کابکوئید[15]، در کانادا را مشخص نمودند. ماسه­های محوری توسط وجود سدهای ماسه­ای جزرومدی کشیده شده در بخش پائین­تر خلیج که به موازات مسیر جریان غالب امتداد دارند، مشخص می­شود. ماسه‌زارها و کانال­های بهم­تابیده در بخش میانی حوضه واقع شده­اند و یک کانال منفرد در دماغه خلیج دهانه­ای که رودخانه درآن تسلط دارد، استقرار می­یابد. حداکثر جریان­های جزرومدی در قسمت داخلی خلیج دهانه­ای وجود دارد. اندازه رسوبات از مصب رودخانه تا دهانه خلیج کاهش می­یابد. مسیر غالب حمل رسوب، همراه با تجمع در بخش بالاتر در دماغه­ی خلیج دهانه­ای، به سمت خشکی است.
خلیج­های دهانه­ای در محدوده­ی امواج به طور کلی در محیط­های جزرومدی کوچک (دامنه جزرومدی کمتر از 2 متر) دیده می­شوند (Roy, 1984). کلاً این خلیج­ها یک بخش بالایی نزدیک دماغه دارند جایی که محل استیلای فرایندها، رسوبات و سنگ بستر رودخانه است، همچنین دارای یک بخش پایینی نزدیک دهانه هستند جایی که محل استیلای فرایندهای موجی و جزرومدی و رسوبات دریایی است، و یک بخش میانی، که محل تسلط جریان‌های جزرومدی است و در این مکان هم رسوبات رودخانه­ای و هم رسوبات دریای وجود دارد. انرژی بالای موج و جزرومد  در مصب خلیج دهانه­ای می­تواند رسوب را ته­نشین کرده و جابجایی آب بین اقیانوس و خلیج دهانه­ای را محدود نموده و یا بطور کامل مانع آن شود.
خلیج‌های دهانه­ای مختلط جزرومدی موجی (نظیر خلیج­های موجود در محیط­های جزرومدی متوسط با دامنه­ی 4 2 متر) می­توانند پشت جزایر سدی دیده شوند (Hayes, 1975). دلتاها، پیکره­های ماسه­ای حاکم در خلیج­های دهانه­ای جزرومدی متوسط هستند (فرونشینی و سیل) که به وسیله فرایندهای جزرومد ورودی شکل گرفته­اند. درون این خلیج­ها، کانال­های جزرومدی پر پیچ و خم و سدهای باریک و رسوبات باتلاقی وجود دارد.
خلیج­های دهانه­ای محدوده­ی رودخانه، تغییرات خاصی که در رخساره­های پائین دست رودخانه در خلیج­های دهانه­ای محدوده­ی جزرومدی و موجی دیده می­شود، را نشان نمی­دهند و سطوح انرژی در طول محور درۀ رودخانه ممکن است مشابه و یکسان باقی بماند (Cooper, 1993). دامنه خلیج‌های دهانه­ای محدودۀ رودخانه می­تواند از آنهایی که کاملاً توسط فرایندهای رودخانه­ای محصور شده­اند (کانال­های رودخانه­ای) تا آنهایی که بعضی از ورودی­های دریایی را در مصب خود تحمل می­کنند، گسترده باشد.
 
محیط­های ساحلی (Shoreline environments)
خلیج­های دهانه­ای محیط­های ساحلی اغلب در نواحی ایزوله کوچک با جهت­گیری­های متفاوت و تنوع گسترده در ریخت­شناسی، پوشش گیاهی و میزان فرسایش وجود دارند. این تنوع، منتج از تفاوت‌های منطقه­ای در ویژگی­های واکشی، در معرض بادهای غالب و همیشگی، تغییرات در چینه‌نگاری زیرسطحی، توپوگرافی نامنظم به ارث برده از شبکه­های زهکشی، فرسایش تفریقی پوشش گیاهی یا رس، بیرون زدگی­های توربی و باتلاقی در سطوح زیرین و میانی جزرومد، تغییرات کوچک مقیاس در میزان غوطه­ورشدگی، تأثیرات مقدار متغیر رسوب در سازندهای فرسایشی و تأثیرات موانع نسبت به جابجایی رسوب کرانه­ای، نظیر دماغه­ها و خلیج­های کوچک که بخش­های توده­ای را مشخص می­کند، می­باشد (Nordstrom, 1992). تفاوت‌هایی در گرادیان انرژی موج بین خطوط ساحلی با انرژی پائین (بالایی) و انرژی بالا (پائینی) و بین دامنه­هایی با انرژی بالا (رو به باد) و انرژی پائین (باد پناه) در یک خلیج دهانه­ای وجود دارد تا تفاوت­هایی را در نوع محیط­های دهانگاهی و ابعادشان سبب شوند. شوره­زار احتمال دارد در آبرفت­های موجود در نواحی بالایی خلیج دهانه­ای، روی جهت مخالف باد خلیج یا روی جهت موافق باد خلیج در دامنه بادپناه، دماغه­هایی تشکیل شود که حفاظت از امواج شکسته شده را فراهم می­آورد. احتمال دارد که سواحل ماسه­ای در جهات روبه باد خلیج دهانه‌ای تشکیل شوند زیرا انرژی کافی در امواج محلی تولید شده برای فرسایش اشکال ساحلی یا جلوگیری از رشد منطقه­ی بین جزرومدی، وجود دارد.
سواحل ماسه­ای[16] ممکن است بدون پوشش باشند یا تا حدودی پوشش داشته باشند و از ماسه، ریگ یا شیل درست شده باشند. فرایندهای مسلط بازسازی­کننده رسوب روی سواحل ماسه­ای در خلیج­های دهانه­ای معمولاً امواج تولید شده محلی هستند، اگرچه ممکن است امواج اقیانوسی شکسته شده و انکساری وجود داشته باشد. گسترش بهتر سواحل ماسه­ای جایی اتفاق می­افتد که انرژی­های نسبتاً بالای موج، ماسه یا قلوه سنگ­های تثبیت نشده را در معرض سازندهای فرسایشی ساحلی قرار می­دهد. منبع کافی مواد جایی به وجود می­آید که این سازندها، رسوبات یخ رفتی هستند، جریان­های یخچالی غوطه­ور شده­اند، رسوبات رودخانه­ای درشت‌دانه هستند، و ماسه توسط امواج و بادهای اقیانوسی آورده شده باشد، نظیر خطوط ساحلی دهانگاهی دماغه­ها و جزایر سدی. تکوین ساحل ماسه­ای، جایی که زمین مرتفع به سمت آب نسبتاً عمیق برآمدگی دارد، جایی که شکست و افت انرژی موج به واسطه پراکنش در زیر خلیج به حداقل می­رسد، انتظار می­رود. امواج اقیانوسی که وارد خلیج­های دهانه­ای می­شوند معمولاً سواحل ماسه­ای محصور را در خورها به وجود می­آورند. رسوب حمل شده توسط امواج اقیانوسی به درون خلیج دهانه­ای ممکن است باعث تشکیل زبانه‌هایی در دامنه بادپناه دماغه خلیج گردد. سواحل ماسه­ای ایجاد شده توسط امواج درون خلیج­های دهانه­ای، بیشتر در خط ساحلی دندانه­دار (تضریس[17]) رایج هستند، جایی که رسوبات می­توانند فوق­العاده انباشته شوند. دیگر سواحل ماسه­ای جایی ایجاد می­شوند که ماسه در طرف خلیجی سدهایی که خلیج دهانه­ای را محصور کرده­اند، مخصوصاً در پیچ­های شکلزا، سکوهای فراشسته شده روزمینی و تپه­های ماسه­ای طرف اقیانوسی شکل زا، زیاد است (Nordstrom, 1992).
سواحل ماسه­ای ممکن است در طرف خلیجی باتلاق­های فرسایش یافته توسط رسوب درشت­دانه که از زیرلایه فرسایشی دفع شده­اند، تشکیل گردد. سواحل ماسه­ای ممکن است با ایجاد زبانه­هایی که محیط‌های کم انرژی رو به خشکی را شکل می دهد، مقدم و همزمان با رشد باتلاق­ باشند. دو فرایند خط الرأس ساحلی را ایجاد می­کند که ویژگی­های عوارض سواحل ماسه­ای و سواحل باتلاقی را ترکیب می­کند. تورب، زیر لایۀ سواحل باتلاقی را نشان می­دهد، اغلب در بیرون زدگی­های روی سواحل ماسه­ای فرسایشی که نسبت به باتلاق­ها پیشرو هستند، نمایان می­شود. این بیرون زدگی­ها بخاطر وجود مواد ریزدانه که به وسیله رشد رو به بالای باتلاق و تأثیر الزامی پوشش گیاهی به دام افتاده­اند، پایدار هستند.
تپه­های ماسه­ای (DUNE، COASTAL را ببینید) درون خلیج­های دهانه­ای تنها جایی شکل می­گیرند که سواحل ماسه­ای به اندازه کافی وسیع هستند تا یک منبع رسوب قابل دوام و ماندنی را میسر سازند، یا جایی که خط ساحلی به اندازه کافی ثابت است تا برای رشد تدریجی زمان زیادی را در نظر گیرد یا جایی که از فرسایش موج جلوگیری می­کند. انرژی موج برای ممانعت از جابجایی پوشش گیاهی موجود در محیط حد واسط جزرومد بایستی کافی باشد، اما فرسایش نمی­تواند برای اشکال بادی جهت باقی ماندن خیلی بیشتر باشد. جابجایی باد روی ساحل که بین طوفان­های با شدت متوسط بوجود می­آید ممکن است تنها یک پوشش سطحی بادی نازکی را در بالای ساحل پشتی یا سکوی فراشسته شده ایجاد کند.
باتلاق­ها اجزای نیمرخ میان جزرومدی هستند که متأثر از امواج و جریان­های جزرومدی می­باشند، و شباهت­های زیادی به سواحل ماسه­ای دارند، که شامل پتانسیل برای تبادل چرخه­ای رسوب بین قسمت­های بالاتر و پائین­تر مقطع می­شوند و تمایل دارند تا انرژی را بصورتی دفع کنند که تغییر موفولوژیک بلند مدت را مانع شوند (Pethick, 1992). خطوط ساحلی باتلاقی با سواحل ماسه­ای متفاوت هستند بدین صورت که آنها توسط اندازه رسوبات ریزدانه، گرادیان­های پائین و شیب­های پراکنده مشخص می­شوند. به وجود آمدن باتلاق­ها، شبیه سواحل ماسه­ای، بستگی به جایگاه محیطی و نمای خاستگاه آنها دارد که توسط فاکتورهایی نظیر زمین شناسی سنگ بستر، دسترسی به رسوبات و تاریخ افزایش سطح آب دریا تعیین می­شود (Wood et al., 1989). نمونه­هایی از واحدهای باتلاقی مورفولوژیکی متمایز توسط تفاوت­های کلان مقیاس درون خلیج­های دهانه­ای تعیین می­گردد که باتلاق­های آبرفتی، که در حاشیه­های دهانگاهی بالاتر رودخانه­ها ایجاد شده­اند؛ باتلاق­های پنجه-پرتگاهی که بر پایه پرتگاههای ساحلی شکل می­گیرند؛ باتلاق­های پشت مرزی که در پشت جزایر مرزی و دماغه­ها مشاهده می­شوند؛ و باتلاق­های موقتی انتقالی جایی که آب شیرین تورب زارها توسط شوره زار احاطه شده است، را شامل می­شوند (Wood et al., 1989).
رقابت برای ارزش­ منابع انسانی از سواحل خلیج­های دهانه­ای منجر به حذف بسیاری از محیط­های طبیعی شده است. در حال حاضر تبدیل بعضی از محیط­ها (مخصوصاً کف خلیج­ها و باتلاق­ها) شدیداً توسط فرایند کنترل کاربری اراضی در کشورهای زیادی محدود شده است، اما بیشتر خلیج­های دهانه­ای هنوز توسط فعالیت‌های انسانی تهدید می­شوند.
 
References
Cameron, W.M. and Pritchard, D.W. (1963) Estuaries, in M.N. Hill (ed.) The Sea, 306–324, New York: Wiley Interscience.
Cooper, J.A.G. (1993) Sedimentation in a river dominated estuary, Sedimentology 40, 979–1,017.
——(2001) Geomorphological variability among microtidal estuaries from the wave-dominated South African coast, Geomorphology 40, 99–122.
Dalrymple, R.W., Knight, R.J., Zaitlin, B.A. and Middleton, G.V. (1990) Dynamics and facies model of a macrotidal sand-bar complex, Cobequid Bay–Salmon River estuary (Bay of Fundy), Sedimentology 37, 577–612.
Dalrymple, R.W., Zaitlin, B.R. and Boyd, R. (1992) Estuarine facies models: conceptual basis and stratigraphic implications, Journal of Sedimentary Petrology 62, 1,130–1,146.
Fairbridge, R.W. (1980) The estuary: its definition and geodynamic cycle, in E. Olausson and I. Cato (eds) Chemistry and Biogeochemistry of Estuaries, 1–35, New York: Wiley.
Hayes, M.O. (1975) Morphology of sand accumulation in estuaries: an introduction to the symposium, in L.E. Cronin (ed.) Estuarine Research, Vol. II, 3–22, New York: Academic.
Nichols, M.M. and Biggs, R.B. (1985) Estuaries, in R.A. Davis (ed.) Coastal Sedimentary Environments, 77–186, New York: Springer-Verlag.
Nordstrom, K.F. (1992) Estuarine Beaches, London: Elsevier.
Perillo, G.M.E. (ed.) (1995) Geomorphology and Sedimentology of Estuaries, New York: Elsevier.
Pethick, J.S. (1992) Saltmarsh geomorphology, in J.R.L. Allen and K. Pye (eds) Saltmarshes: Morphodynamics, Conservation and Engineering Significance, 41–62, Cambridge: Cambridge University Press.
Pritchard, D.W. (1967) What is an estuary: physical viewpoint, in G.H. Lauff (ed.) Estuaries, 3–5, Washington, DC: American Association for the Advancement of Science.
Roy, P.S. (1984) New South Wales estuaries: their origin and evolution, in B.G. Thom (ed.) Coastal Geomorphology in Australia, 99–121, New York: Academic.
Wood, M.E., Kelley, J.T. and Belknap, D.F. (1989) Patterns of sediment accumulation in the tidal marshes of Maine, Estuaries 12, 237–246.
N.L. JACKSON                 (ترجمه سید حجت موسوی)
 
ETCHING, ETCHPLAIN AND ETCHPLANATION  
 کنده­کاری (حکاکی)، دشت کنده­کاری شده و دشت زایی توسط کنده­کاری
کلمۀ «کنده­کاری[18]» بطور کلی به معنی پوسیدن یک سطح توسط واکنشگرهای مهاجم است و در ژئومورفولوژی برای توصیف تجزیه تدریجی سنگ که در نیمرخ­های هوازده شده عمیق ایجاد می شود، به کار گرفته می­شود. به ویژه، آن برای موقعیت­هایی که سنگ­ها در مقاومتشان نسبت به تجزیه شیمیایی متفاوت هستند و در نتیجه ضخامت پوسته هوازده بالای فواصل کوتاه شدیداً متغیر است، کاربرد دارد. دفع فرآورده­های هوازدگی عمیق، سطح سنگ بستر را در معرض قرار خواهد داد، که توپوگرافی آن نتیجه مستقیم کنده کاری می باشد، بنابراین آن یک «سطح حکاکی شده» است. در مرحله اولیه توسعه ژئومورفولوژی، هنگامی که تمرکز روی سطوح مسطح شده و دشتگون­ها مقدم بود، سطوح حکاکی شده به عنوان سطوحی با ناهمواری­های نسبتاً کم و به عنوان یک دسته خاصی از یک دشتگون[19] تصور می­شدند، که با تخریب سنگ عمیق گسترده تولید شده توسط کنده کاری پوشش هوازده، ساخته می­شود. برای سطوحی با این خاستگاه، اصطلاح «دشت حکاکی شده»[20] توسط بی. ویلیز[21] و ای.جی. وایلند[22] پیشنهاد شد، که در دهه سال 1930 در آفریقای شرقی به کار گرفته شد. ازاین رو، فرایند موجد دشت حکاکی شده توسط هوازدگی و کنده کاری بعدها به عنوان «دشت­زایی توسط کنده­کاری[23]» شناخته شد.
تأثیر مفهوم کنده­کاری و مسطح شدن با هوازدگی فرسایشی در ژئومورفولوژی عمومی در ابتد، عمدتاً به دلیل تجمع دشت­های فرسایشی با دشتگون­ها، دوری از نواحی منشاء مورد مطالعه، و دستیابی اندک به انتشارات اولیه محدود بود. بنابراین، هیچ کاربردی برای نواحی خیلی گرمسیری (فراحاره­ای) پیشنهاد نشد و دشت­های حکاکی شده به عنوان اهمیت محلی و خاص برای عرض­های جغرافیایی پائین مورد توجه قرار گرفت. پیشنهاداتی برای محدود کردن استفاده از اصطلاح «دشت حکاکی شده» برای نواحیی که سنگ در معرض قرار دارد، یعنی کاملاً توسط فرآورده­های هوازدگی کنده­کاری شده است، با پیشرفت تدریجی و کم اهمیت کلی از مفهوم دشت فرسایشی در ژئومورفولوژی اضافه شد.
وضعیتی که با ورود مقالۀ بودل[24] (1957) شروع به تغییر کرد به دلایل زیادی با ارزش می­باشد، اگرچه اصطلاح «سطح حکاکی شده» خیلی استفاده نشد. اولاً، بودل مشخص کرد که او مفهوم هوازدگی/کنده­کاری را برای تمامی چشم اندازهایی دست نخورده نسبت به نواحی محدود که در آنها اشکال منحصر به فرد وجود دارد، بکار می­برد. دوماً، او پیشنهاد کرد که بیشتر سطح زمین­های بالاآمده در عرض جغرافیایی میانی و بالایی مواریث دشت­های کنده­کاری دوران ترشیاری هستند، و از این رو کاربرد این مفهوم خارج از نواحی گرمسیری (حاره) گسترش یافت. سوماً، او اشاره کرد که انتقال از مرحله­ای که هوازدگی تسلط دارد به مرحله­ای که کنده­کاری مسلط است ممکن بود با تغییرات محیطی بزرگی همراه باشد، که تأثیر عمیقش برای توسعه عوارض زمین تنها بعد شناخته شود. چهارم، این وضعیت در افزایش بهای این مفهوم توسط انجمن ژئومورفولوژی اروپای مرکزی[25] کمک نمود، که کمی بعد از آن در مطالعات تفضیلی بی شماری منعکس شد.
شناخت نقش تعیین کننده هوازدگی عمیق و گسترش پوده سنگ[26] در شکل­دهی اغلب چشم­اندازهای نواحی گرمسیری، که در دهۀ 1960 بدست آمد، منجر به بسط عقاید اصیل ویلند و ویلیز[27] شد، بنابراین انواع متفاوتی از چشم­اندازها توانست توصیف شود. طبقه­بندی پیشنهاد شده، که بعداً توسط خود نویسنده (Thomas, 1989) اصلاح گردید، شامل موارد زیر می­باشد:
  • دشت فرسایشی پوشیده: پوشش هوازده در همه جا موجود است و در واقع سنگ بستر مشاهده نمی­شود. هوازدگی، بطور تدریجی،  سنگ سخت را در کف پوسته فرسایش می­دهد، سطح هوازده که بعداً در معرض دید قرار می­گیرد را قالب­بندی می­کند، اما پوشش همچنان می­تواند باقی بماند.
  • دشت فرسایشی تا حدودی برهنه: از دشت فرسایشی پوشیده تا دفع انتخابی پوسته هوازده و نمایان شدن سطح سنگ بستر گسترده شده است، اما قسمت پوده سنگ اصلی باقی می‌ماند. تناسب نواحی هنوز بوسیلۀ پوده سنگ ممکن است از 10 تا تقریباً 100 درصد متفاوت باشد.
  • دشت فرسایشی برهنه: بیشتر سنگ بستر از زیر پوشش هوازده در معرض دید می­باشد و تنها تکه­های مجزایی از پوده سنگ (کمتر از 10 درصد از منطقه) رها شده­اند. این ویژگی­ها با تعریف بنیادی که توسط وایلند[28] ارائه شده است، مطابقت دارد.
  • دشت فرسایشی مختلط: شامل گروه­های معدودی می­باشد که در آن دره­هایی با شکاف عمیق ممکن است وجود داشته باشد (دشت فرسایشی بریده شده)، یا دفع پوده سنگ توسط پدیمنتاسیون[29] انجام گرفته است (دشت فرسایشی پدیمنتی)، یا نسل جدیدی از پوشش­های هوازده شروع به شکل­گیری می­کند (دشت فرسایشی دوباره هوازده شده).
  • دشت فرسایشی مدفون: نوعی که توسط رسوبات جوان­تر یا جریان‌های گدازه­ای پوشیده شده­اند.
  • دشت فرسایشی از خاک درآمده: نوعی که بعد از تدفین، دوباره نمایان شده است.
مشکل اساسی اصطلاح شناسی ذکر شده است، که سطح برهنه به ندرت یک دشت می‌باشد اما تمایل به نشان دادن تعدادی برجستگی دارد، که جریان­های متفاوتی از هوازدگی فرسایشی را منعکس می­کند (شکل 59 را ببینید). به صورت خاص، اگر سنگ بستر از منظر سنگ­شناسی ساختارهای متنوع یا متغیری داشته باشد، این اتفاق می­افتد، برای مثال ترک­ها، به صورت افتراقی توسط هوازدگی مورد استفاده قرار می­گیرد. در بیشتر نواحی گرانیتی، سطوح برهنه توسط گنبدها، صخره­های بلند، حوضه­ها و توده­های سنگی مشخص می­شوند، و به آنها «دشت­های کنده­کاری شده» گفته می­شود که اصطلاح نامناسب و گمراه کننده­ای می­باشد. بنابراین اصطلاح «سطح کنده­کاری شده» برای کاربرد در هرجایی که برون­ریزی پوسته­های هوازدگی، توپوگرافی متنوعی را نشان می­دهد، پیشنهاد می­گردد.

شکل 59: وابستگی (a) ویژگی­های سنگ بستر و حساسیتشان به (b) هوازدگی انتخابی عمیق، فرسایش ممکن است سطوحی (c) از انواع متعدد، برای نمونه اینسلبرگ نقطه­ای در دشت­ها (میانی) یا چند برجستگی گوژ مانند، نواحی تپه ماهوری (راست) را تولید کند
 
دشت زایی توسط کنده­کاری، و خصوصاً گذار از مرحلۀ هوازدگی به مرحلۀ برهنگی، معمولاً مربوط به تغییرات اصلی بیرونی می­باشد که توسط یک چشم انداز متحمل شده است، همچنین مربوط به تغییر در رژیم تکتونیک یا تغییرات محیطی است. به نظر می­رسد که دشت­های فرسایشی پوششی در طول دوره­های طولانی (بالای 109 سال) شکل گرفته و به وجود آمده­اند، درحالیکه عریان شدگی توسط بالاآمدگی، یا تغییر آب و هوا  به سمت شرایط خشک­تر، شروع شده و در مقیاس­های زمانی خیلی کوتاهتری (105 - 107 سال) انجام گرفته است. از این نظر، آشفتگی­های بیرونی اصلی برای شکل گیری دشت فرسایشی و طبیعت ایستایی سطوح مسطح شده که ممکن است اشاره شده باشد، ضروری هستند. نقص این وضعیت به وسیله شواهد میدانی فعالیت ژئورموفیک ثابت شد، از این رو عقیده «دشت­زایی پویا توسط کنده­کاری» طرح گردید تا بر توسعه مداوم چشم­انداز از طریق هوازدگی فرسایشی و برهنگی تأکید کند (Thomas and Thorp, 1985). نکات کلیدی بیان شده شامل هوازدگی و دفع فرآورده­های آن، پایین آمدن هم میاناب و هم بسترهای دره، انتقال مداوم رسوب، توزیع مجدد و ذخیره موقت فرآورده‌های هوازدگی، و اهمیت اختلالات محیطی کمتر، همزمان با یکدیگر هستند.
از دهۀ 1980 به بعد، با ادامه پیشرفت در مطالعات هوازدگی، مفهوم کنده­کاری جدا از دشت­های مناطق حاره، به دامنه خیلی وسیع­تری از مکان‌ها گسترش یافت. تأکید روی جریان هوازدگی عمیق نسبت به تأکید روی شکل نهایی یک دشت، امکان دیدن پیشرفت ژئومورفیکی بیشتر دامنه­های کوهستانی عرض جغرافیایی پائین از ناهمواریهای ملایمی که توسط هوازدگی فرسایشی متفاوتی ایجاد شده­اند را میسر می­سازد. هوازدگی عمیق توسط حرکت قوی آبهای زیرزمینی، شیب هیدورلیکی تند، الگوی ترک­های فشارشی و خطوط بی­شمار از ضعف در سنگ بستر آسان­تر می­شود، در صورتی که زمین لغزش­ها نقش مهمی در دفع پوده سنگ بازی می­کنند. درک شکل­گیری پوشش­های هوازده ماسه­ای ضخیم (GRUS را ببینید) که می­تواند به طور مؤثری خارج از مناطق حاره اتفاق افتد، راهی را برای تفسیر قلمروهای عرض جغرافیایی میانه تا بالا، تاریخچه دوری از شرایط گرمسیری، مثل سطوح کنده­کاری یا دشت­های کنده­کاری بازکرده است، حتی اگر بیشتر اصطلاحات همیشه مورد استفاده قرار نگیرند (Pavich, 1989; Lidmar-Bergström, 1995; Migon´ and Lidmar-Bergström, 2001).
سال­های متمادی، عقیدۀ در مورد کنده­کاری و دشت­زایی توسط کنده­کاری از شروع یک محض اخص، نوع حاره­ای دشتگون زایی تا وضعیت یک مفهوم خودبخود باز شده است، که از نظر توپوگرافی توجیه کننده هم سطوح پیچیده زمینی و هم کره زمین، تلفیق کننده کنترل­های تکتونیکی و اقلیمی، متصل کننده ژئومورفولوژی فرایندی و تاریخی می­باشد. برخلاف آنچه نام و تاریخ اولیه پیشنهاد می­کند نباید با تمرکز روی توضیح خاستگاه سطوح مسطح شده در نظر گرفته شود. نه اینکه با دیگر تئوری­های تسطیح شدگی رقابت کند، برای نمونه پدیمنتاسیون ابزاری برای برهنگی است. برخلاف آن، کنده­کاری و برهنگی بلند مدت ممکن است منجر به تفکیک و افزایش ناهمواری­ها شود (در بیشتر مکان­ها انجام می­شود). بسته به سنگ شناسی محلی، جایگاه تکتونیکی و تاریخچه محیطی، کنده­کاری بلند مدت ممکن است یک چشم‌انداز ابتدایی را به یک محدوده­ای از توپوگرافی ها، از دشت­ها تا حتی کوهستان­ها، تغییر شکل دهد. بنابراین، این شاهدی از هوازدگی عمیق گذشته یا حال حاضر است که شرطی لازم برای تشخیص یک قلمرو به عنوان یک سطح کنده­کاری شده، و نه هر مجموعه خاصی از لندفرم­ها می باشد.
 
References
Budel, J. (1957) Die ‘doppelten Einebnungsflachen’ in den feuchten Tropen, Zeitschrift fur Geomorphologie N.F. 1, 201–1, 228.
Lidmar-Bergstrom, K. (1995) Relief and saprolites through time on the Baltic Shield, Geomorphology 12, 45–61.
Migo, P. and Lidmar-Bergstrom, K. (2001) Weathering mantles and their significance for geomorphological evolution of central and northern Europe since the Mesozoic, Earth Science Reviews 56, 285–324.
Pavich, M.J. (1989) Regolith residence time and the concept of surface age of the Piedmont ‘peneplain’, Geomorphology 2, 181–196.
Thomas, M.F. (1989) The role of etch processes in landform development, Zeitschrift fur Geomorphologie N.F. 33, 129–142 and 257–274.
Thomas, M.F. and Thorp, M. (1985) Environmental change and episodic etchplanation in the humid tropics: the Koidu etchplain, in I. Douglas and T. Spencer (eds) Environmental Change and Tropical Geomorphology, 239–267, London: George Allen and Unwin.
Further reading
Adams, G. (ed.) (1975) Planation Surfaces Benchmark Papers in Geology, 22.
Bremer, H. (1993) Etchplanation, Review and Comments of Budel’s model, Zeitschrift fur Geomorphologie N.F. Supplementband 92, 189–200.
Thomas, M.F. (1994) Geomorphology in the Tropics, Chichester: Wiley.
Twidale, C.R. (2002) The two-stage concept of landform and landscape development involving etching: origin, development and implications of an idea, Earth Science Reviews 57, 37–74.
SEE ALSO: granite geomorphology; inselberg; planation surface; tropical geomorphology.
PIOTR MIGO´N            (مترجم: سید حجت موسوی)  
 
EUSTASY - ائوستازی
مفهوم تغییرات «استاتیک»[30] در سطح دریا، بر جابجایی­های عمودی سطح اقیانوس دلالت دارد که بطور یکنواخت در سرتاسر جهان رخ می­دهد، این پدیده توسط سوز[31] (1909-1885) معرفی شده است. تغییرات جهانی در سطح دریا در حقیقت مبتنی بر ترکیب عواملی (تغییرات در کمیّت آب اقیانوسی، دگردیسی شکل حوضه اقیانوسی، تغییرات در تراکم آب، و تغییرات پویای مؤثر بر جرم آب) است که بطور جهانی، منطقه­ای یا محلی در مقیاس­های زمانی متفاوت عمل می­کند.
کمیّت آب اقیانوسی عمدتاً توسط اقلیم کنترل می­شود، که ممکن است منجر به پیشرفت یا ذوب صفحات یخی قاره­ای بزرگ شود. طبق IPCC (2001)، حجم کنونی یخ­های قاره­ای می­تواند در حدود 29 میلیون کیلومتر مکعب، معادل 70/0 متر عمق آب اقیانوس­ها، تخمین زده شود. در زمان حداکثر توسعه دوره یخچالی اخیر، 20 هزار سال قبل، هنگامی که سطح دریای جهانی در حدود 120 متر پائین­تر از زمان حال برآورد گردید، حجم یخ قاره­ای بایستی بیش­تر از دوبرابر زمان حال بوده باشد.
دالی[32] (1934) بر اهمیت تغییرات سطح دریا و تأثیرات ایزواستاتیک-یخچالی (ISOSTASY را ببینید) توأم با مرحلۀ یخ زدایی اخیر، با بالاآمدگی در نواحی که یخ آنها ذوب شده و فرونشست در کمربند وسیع پیرامون آنها تأکید داشت. در طول دهه­های اخیر، مدل­های ایزواستاتیک جهانی بر پایۀ حجم یخ­ها و عمق آب­های توسعه یافته، اصلاح شده است (برای مثال: Lambeck, 1993; Peltier, 1994)، این نشان می­دهد که تغییرات حجم یخ بر دگردیسی عمودی پوسته زمین دلالت دارد که بصورت منطقه­ای به شدت در حال تغییر است.
مورنر[33] (1976) دوباره مفهوم قدیمی تغییرات ژئوئیدی[34] (زمینواره­ای) را پشتیبانی نمود، و پیشنهاد کرد که جابجایی برآمدگی­ها و فرورفتگی­هایی که توسط ماهواره­ها روی توپوگرافی سطح اقیانوس آشکار شده­اند، می­تواند سبب اختلافات بین نواحی ساحلی در تاریخچۀ نسبی سطح دریایی شود.
اخیراً، تحلیل مشاهدات ماهواره­ای، مخصوصاً توسط توپکس/پوزیدون[35]، نشان داده است که تراز سطح اقیانوس به صورت معنی­داری می­تواند با دمای سطح دریا همبستگی داشته باشد. توپوگرافی سطح دریای بدست آمده، با افزایش تراز دریا در نواحی معین، و کاهش تراز دریا در دیگر مناطق شدیداً متغیر است. اثرات فضایی، که بستگی به دما (و چگالی) کل حجم آب دارد، نیز خیلی متغیر است. تحلیل رفتار پویای توده­های آب و جابجایی آنها نتایج مشابهی را به بار می­آورد.
بنابراین تغییرات تراز دریا[36] یکنواخت نیست، اما در طول مقیاس­های متعدد زمانی و مکانی متغیر می‌باشد. بنابراین تراز دریا ممکن است از مکانی به مکانی دیگر در اقیانوس تغییر کند و حتی بیشتر در نواحی ساحلی، جایی که حرکات هیدروایزواستاتیک توسط عمق آب در فلات قاره کنترل می­شود. خلاصه، اکنون توافق کلی وجود دارد که هیچ منطقه ساحلی موجود نیست که تاریخ محلی تراز دریا می­تواند معرف م