|
|
| |
 |
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.
Migon´, 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 موقعیت تغییرات ائواستاتیک جهانی باشد. بنابراین، تغییرات جهانی یا هم زمان تراز دریا وجود ندارد، آنها امری انتزاعی هستند.
علیرغم این شواهد میدانی، مفهوم ائوستازی[37] یک مفهوم منسوخ شده نیست، زیرا برآورد تغییرات جهانی تراز دریا، حتی اگر این برآورد با تقریبهای زیادی بدست آمده باشد، ممکن است کاربردهای بسیار سودمندی در علوم زمین، نسبت به اقلیم، تکتونیک، پالئو محیط، و همچنین تغییرات محیطی آینده نزدیک داشته باشد. اگر پراکندگیها و تغییرپذیریهای ائواستاتیک نتواند از دادههای میدانی ساحلی مشخص گردد، برآورد تغییرات در کمیّت آب اقیانوس با استفاده از تحلیلهای زمین-شیمیایی رسوبات دریایی ممکن است. محتوای ایزوتوپ 18 در فسیل شیل فرامینیفرای[38] جمع شده از کف اقیانوس عمیق به درجه شوری و دمای آب دریا در زمان حیات آنها بستگی دارد. اگر گونههای ته دریایی انتخاب شوند، تغییرات دما به حداقل خواهد رسید و ایزوتوپ 18 عمدتاً به درجه شوری، برای مثال به کمیّت آب شیرین نگه داشته شده در صفحات یخ قارهای، بستگی خواهد داشت. چنین محاسبهای، برآوردی از تغییرات تقریبی ائواستاتیک را ممکن میسازد، همراه با فرضیات، و با صحتی که به وضوح نمایی اندازهگیریهای زمین-شیمیایی، برای مثال، با محدودۀ نامعلوم، برای سطح دریا، به طور تقریبی 10± متر، بستگی دارد. چنین دقتی، اگر با آنچه که میتواند در مقیاس محلی از مطالعۀ دادههای ساحلی اولیه بدست آید، مقایسه شود ممکن است نسبتاً ناچیز به نظر آید. علاوهبراین، عوامل تکتونیکی، ایزواستاتیک، فضایی و هیدوردینامیک نادیده گرفته شدهاند. با این وجود، هستههای اقیانوسی پیوسته، مزیت بزرگی دارند که آنها میتوانند توالیهای طولانی مدت را پوشش دهند، که برآوردهای تقریبی نوسانات ائواستاتیک را برای دورههای حتی طولانیتر از کل کواترنر ممکن میسازد. بر اساس تئوری نجومی میلانکویچ[39]، تغییرات اقلیمی بزرگ، با چرخههای نزدیک به 100 هزار سال برای گریز از مرکز مداری، 41 هزار سال برای انحراف مداری و 23 هزار سال و 19 هزار سال برای پدیده انحراف از مسیر، خاستگاه نجومی دارند. سن نوسانات اقلیمی استنباط شده از مغزههای اقیانوسی، عموماً با دقت خوبی، از طریق درجهبندی با منحنیهای نجومی منتخب (مثل ایزولاسیون در 65 درجه شمالی) برآورد میشود.
حتی با اندکی تخمین، نوسانات ائواستاتیک میتواند برای ژئومورفولوژیستهای ساحلی سودمند باشد، مثلاً برای کسانیکه در مورد توالی تراسهای دریایی مرتفع تاریخ دار در نواحی بالا آمده مطالعه میکنند. هر تراس، مخصوصاً اگر از ریفهای مرجانی ساخته شده باشد، میتواند به عنوان شاهدی در نظر گرفته شود تا آشکار سازد که سطح دریا در حال بالاآمدن است تا زمانیکه که به زمین بالاآمده برسد، و بنابراین با نقطۀ اوج پیشروی تراز دریا مطابقت میکند. در این حالت، تراز دریا متناسب با کف ثابت اقیانوس میتواند از هر بخش تاریخی، اگر میزان بالاآمدگی برای آن بخش آشکار شده باشد، بیرون کشیده شود (Chappell and Shackleton, 1986).
برآورد تغییرات ائواستاتیک در طول قرن اخیر بوسیله نویسندگان متعددی، عمدتاً با استفاده از ثبتهایی با معیار جزرومد، مبادرت شده است. اختلافات برگرفته از روشهای تجزیه و تحلیل متفاوت است که خیلی زیاد باقی ماندهاند (برای یک مرور انتقادی، Pirazzoli, 1993 را ببینید)، به هر حال، برای IPCC (2001) نه برای انتخاب بین افزایش اخیر تراز دریا از 1 میلیمتر در هر سال، یا حد بالاتر از 2 میلیمتر در هر سال، یا یک مقدار متوسط 7/0 میلیمتر در هر سال که مستقل از مشاهدات و مدلهای اجزای افزایشی تراز دریا، میباشد.
دادههای ماهوارهای برای محاسبات جهانی معتبرتر از معیارهای جزومدی هستند. طبق Topex/Poseidon، افزایش جهانی تراز دریا میتواند از 2/0± 5/2 میلیمتر درسال بین ژانویه 1993 و دسامبر 2000 برآورد شود (Cabanes et al., 2001). به هر حال، رخدادهای ال نینو[40]، نوسات معنیداری را در روند سطح دریا جهانی ایجاد میکند، و چند دهه از ثبت شدههای اضافی، قبل از یک بررسی معتبر از روند ائواستاتیک کنونی که میتواند کم و بیش با اطمینان انجام شود، ضروری میباشد.
پیشبینیهای ائواستاتیک برای قرن آینده، براساس مدلهای اقلیمی و سناریوهای انتشار گازهای گلخانهای میباشد. بیشترین برآوردهای اخیر (IPCC, 2001) از افزایش جهانی تراز دریا بین 09/0 تا 88/0 متر در طول دورهای از 1990 تا 2100، با یک مقدار متوسط 48/0 متر است. این برآورد شامل تغییر در کمیّت آب اقیانوسی و تأثیرات فضایی، به استثنای حرکات عمودی زمین و تأثیرات هیدرودینامیک، است. بنابراین ممکن است ارتباط خیلی کمی با سطح نسبی دریا داشته باشد که بر پایه منطقهای یا در سایتهای انفرادی بدست میآید.
References
Cabanes, C., Cazenave, A. and Le Provost, C. (2001) Sea level rise during past 40 years determined from satellite and in situ observations, Science 294, 840–842.
Chappell, J. and Shackleton, N.J. (1986) Oxygen isotopes and sea level, Nature 324, 137–140.
Daly, A. (1934) The Changing World of the Ice Age, New Haven: Yale University Press.
IPCC (2001) Climate Change 2001: The Scientific Basis, Cambridge (UK) and New York: Cambridge University Press.
Lambeck, K. (1993) Glacial rebound and sea-level change: an example of a relationship between mantle and surface processes, Tectonophysics 223, 15–37.
Morner, N.A. (1976) Eustasy and geoid changes, Journal of Geology 84(2), 123–151.
Peltier, W.R. (1994) Ice age paleotopography, Science 265, 195–201.
Pirazzoli, P.A. (1993) Global sea-level changes and their measurement, Global and Planetary Change 8, 135–148.
Suess, E. (1885–1909) Das Antlitz der Erde, 3 vols, Wien.
Further reading
Pirazzoli, P.A. (1996) Sea-Level Changes – The Last 20,000 Years, Chichester: Wiley.
P.A. PIRAZZOLI (مترجم: سید حجت موسوی)
EVORSION - تورفتگی فرسایشی
تورفتگی فرسایشی[41]، فرسایش صخره یا رسوبات در یک رودخانه یا بستر جریان، توسط برخورد آب زلال بدون حمل بار معلق میباشد. فرایند تورفتگی فرسایشی اغلب منتهی به شکلگیری چال-آبهایی (چال-آبهای تورفتگی فرسایشی) درون بستر جریان، به واسطه فعالیتگردابی و حلقهای میشود. فرایندهای غالب مشمول در تورفتگی فرسایشی، فعالیت هیدرولیک و سیال فشارشی هستند.
Further reading
Aengeby, O. (1952) Recent, subglacial and laterglacial pothole erosion (evorsion), Lund Studies in Geography, Series A, Physical Geography 3, 14–24.
STEVE WARD (مترجم: سید حجت موسوی)
EXFOLIATION - لایه برداری (پوسته پوسته شدن در اثر حرارت محیط)
پوسته پوسته شدن مواد به صورت ورقهها یا لایهها، اغلب به معنی هوازدگی پوست پیازی یا ورقهای به کار گرفته میشود. لایه برداری (پوسته پوسته شدن یا فرسایش ورقهای)[42] سنگ ناشی از دلایل متفاوتی میباشد که شامل تخلیه[43]، در معرض آفتاب قرار گرفتن و جذب آب[44] میباشد (INSOLATION WEATHERING را ببینید). آن فرایندی است که کم و بیش اهمیت کاربردی دارد و برای مثال مورد مهمی در ساخت و ساز جاده، تونل و سد محسوب میشود، جایی که خاک برداری میتواند باعث خروج فشار و ایجاد ترک شود (Bahat et al., 1999). لایه برداری (پوسته پوسته شدن فرسایش ورقهای) در تنوعی از مقیاسهای فضایی از مقیاس نازک (< سانتیمتر) از تخت سنگها تا شکل مگایی چند متری در اندازه اتفاق میافتد (Bradley, 1963).
عکس 42: به عنوان برایندی از آزادسازی فشار است که منتج از فرسایش موادی میباشد که در سطح گسترش یافتهاند، این گرانیت نزدیک کیل در زیمباوه[45] از شکسته شدن به یک سری از ورقههای خمیده شده که موازی سطح هستند به وجود میآید
References
Bahat, D., Grossenbacher, K. and Karasaki, K. (1999) Mechanism of exfoliation joint formation in granitic rocks, Yosemite National Park, Journal of Structural Geology 21, 85–96.
Bradley, W.C. (1963) Large-scale exfoliation in massive sandstones of the Colorado Plateau, Geological Society of America Bulletin 74, 519–528.
A.S. GOUDIE (مترجم: سید حجت موسوی)
EXHUMED LANDFORM - رخساره زیرخاکی (از خاک درآمده)
رخسارههایی که توسط لایههای رسوبی یا سنگهای آتشفشانی پوشیده شده و سپس دوباره نمایان میشوند را رخسارههای زیرخاکی (از خاک درآمده)[46] میگویند. رخسارههای زیرخاکی از دورههای متفاوت، در سپرهای پرهکامپرین رایج هستند. قدیمیترین رخسارههای زیرخاکی در استرالیا، زیر پوششهای دوره پروتروزوئیک دیده میشوند. سطوح هموار، اغلب از زیر سنگهای پالئوزوئیک پائینی در سپرهای بالتیک و لورنشین[47] بیرون آمدهاند، درحالیکه سطوح تپه ماهوری هوازده فرسایشی کم یا زیاد (عمیقاً هوازده) از زیر سنگهای ژوراسیک یا کرتاسه در مینزوتا[48]، آمریکا تا قسمتهایی از سواحل غربی گرینلند و در سودان جنوبی امتداد دارند. برجستگیهای تپه ماهوری رسوبات نئوژن در جنوب لهستان نیز از نوع رخساره زیرخاکی هستند. سطوح یخچالی صیقلی بیرون آمده از زیر لایه پرهکامبرین بالایی در نورژ شمالی، لایه اُردوویسین در صحرا، و لایه پرمین در قارههای گاندوآنا ادامه دارد. عوارض پالئوکارستی بیرون آمده از زیر لایه کربونیفر در کانادای شرقی و در جنوب آلمان، رخساره زیرخاکی هستند، آنها کوپنالب[49] را تشکیل میدهند که از زیر یک پوشش کرتاسهای بیرون آمده است. رخسارههای زیرخاکی اطلاعات مهمی را در مورد فرایندهای مربوط به زمان گذشته نشان میدهند و شناخت آنها برای تفسیر درست چشماندازهای عصر حاضر ضروری است. سطوح عریان شده زیرخاکی اغلب برای مطالعات بالاآمدگی و فرسایش سنوزوئیک، شواهد ژئومورفیک مهمی هستند.
Further reading
Ambrose, J.W. (1964) Exhumed palaeoplains of the Precambrian shield of North America, American Journal of Science 262, 817–857.
Fairbridge, R.W. and Finkl, C.W. (1980) Cratonic erosional unconformities and peneplains, Journal of Geology 88, 69–86.
Lidmar-Bergstrom, K. (1996) Long term morphotectonic evolution in Sweden, Geomorphology 16(1), 33–59.
Migon, P. (1999) Inherited landscapes of the Sudetic Foreland (SW Poland) and implications for reconstructing uplift and erosional histories of upland terrains in Central Europe, in B.J. Smith, W.B. Whalley and P.A. Warke (eds) Uplift, Erosion and Stability: Perspective on Longterm Landscape Development, Geological Society London Special Publications, 162, 93–107.
Peulvast, J.-P., Bouchard, M., Jolicoeur, G. and Schroeder, J. (1996) Palaeolandforms and morphotectonic evolution around the Baie de Chaleurs (eastern Canada), Geomorphology 16(1), 5–32.
KARNA LIDMAR-BERGSTROM (مترجم: سید حجت موسوی)
EXPANSIVE SOIL - خاک قابل انبساط
اغلب خاکهای رُسی یک تغییر حجمی را در زمان مرطوب بودن و خشک شدن متحمل میشوند. خاکهایی با کانیهای رسی نسبتاً غیرفعال، نظیر کائولینیت[50]، تنها یک تغییر حجمی نسبتاً کمی را تولید میکنند؛ اما خاکهای دارای کانی مونتموریلونیت[51] و دیگر کانیهای اسمکتیت[52]، میتوانند تغییرات قابل توجهی از حجم را داشته باشند؛ با مرطوب شدن، حجم آن زیاد و با خشک شدن، حجمش کم میشود. این باعث مشکلات ساختاری گسترده بخاطر آسیب رساندن به ساختمانها و دیگر بناها میشود، اما اغلب برای بعضی عوارض ژئومورفولوژیکی نظیر گودالهای هندوانهای شکل[53] بحساب میآید.
ذرات رسی در خاکها حامل بارهای الکتریکی هستند، و این بخاطر ارتباط دلچسب آنها با آب است. ذرات کانی رس تمایل به باردارشدن با بار منفی و جذب یونهای مثبت[54] در آب خاک را دارند. این یونهای مثبت هیدراته هستند زیرا انتهای منفی مولکول آب قطبی شده، به یون باردار جذب میشود. بنابراین، از طریق فعالیت یونهای مثبت، کانیهای رُسی آب را جذب میکند، و این در سیستمهای رسی به ویژگی شکلپذیر برمیگردد. این از طریق شاخص شکلپذیری IP[55] اندازهگیری میشود، شاید در حدود 20 برای کائولینیتها، ایلیتها و کلوریتهای غیرفعال، که کم است، اما برای کانیهای مونتموریلوونیت شاید بالای 200 باشد. سیستمهای دارای شاخص شکلپذیر بالا در خاکهای قابل انبساط غالب هستند. ساختار مونتموریلوینت چنان هست که آب بین لایههای رسی وارد میشود و نیروی متورم شدن قابل توجهی را تولید میکند. این فشار بالاآمدگی در رسهای مونتموریلوینت مختل نشده میتواند تا 1/0 – 6/0 MNm–2 باشد. این فشارهای قابل انبساط به راحتی متجاوز از بارهای بکار گرفته شده توسط ساختمانهای کوچک مثل خانه‌های تک خانواری و مدارس یک طبقه میباشد. این به ساختمانهای کوچک صدمه میرساند؛ که هزینههای زیادی بخاطر خاک قابل انبساط به بار میآورد. در آمریکا هزینههایی بالغ بر 2 بیلیون دلار در سال ذکر شده است. این در حدود دو برابر هزینۀ آسیب و صدمه سیل و زمین لغزش است، و بیشتر از 20 برابر هزینه زلزلهها میباشد.
در سیستم ردهبندی خاک USDA از طبقهبندی خاک، خاکهای قابل انبساط در رده ورتی سل[56] قرار داده میشوند، و آنها به عنوان خاکهای ترک خورده تعریف میشوند؛ خاکهای معدنی که شدیداً تحت تأثیر آرجیلیپدوتوربیشن[57] قرار دارند، بدین معنی که آب رفتن و متورم شدن رسها را مخلوط میکند. این بطور طبیعی نیاز به مرطوب شدن و خشک شدن متناوب با بیش از 30 درصد رس میباشد؛ بیشتر از آن، به ویژه، کانی مونتموریلوینت و دیگر کانیهای اسمکتیت میباشد. اگر آب به آنها نرسد، این خاکها ترکهایی با حداقل 1 سانتیمتر عرض و 50 سانتیمتر عمق را در بعضی فصول در بیشتر سال دارند. ورتی سلها، خاکهای بلک کتان[58] در شمال غربی هند را شکل میدهند؛ آنها از بازالتهای فلات دکن[59]، تحت تأثیر هوازدگی مناطق گرمسیری به وجود میآیند. این خاکها به عنوان خاکهای رسی خشک ترک دار (آسترت)[60] طبقهبندی میشوند، یعنی خاکهای رسی کمی خشک؛ و بنابراین این خاکها در شرق استرالیا هستند که دیگر رخدادهای بزرگ را شامل میشوند.
مناطقی که بطور گسترده به وسیلۀ رسهای قابل انبساط توسعه یافتهاند اغلب میتوانند با توپوگرافی کوچک متفاوتی به نام گودال هنداونهای[61] شناخته شوند. جایی که از دسترس انسان خارج بوده، گودال هندوانهای به آسانی میتواند در عکسبرداری هوایی چه به عنوان یک شبکه نامنظمی از خطالرأسهای ریز، یا جایی که شیب بیشتر از یک درصد باشد به عنوان یک الگویی از خطالرأسهای با شیب روبه پایین و سیستم ناوه یا فرود شناخته شوند. در استرالیا برجستگی گودل هنداونهای تا بالای 3 متر دیده شده است. برجستگی ریزگودال هندوانهای میتواند به عنوان ابزاری سریع برای نقشه‌برداری مناطقی استفاده شود که یک خطر مهمی از انبساط خاک رس را میتوان انتظار داشت.
تغییر بالقوهی حجم خاکها توسط تعدادی عوامل کنترل میشوند: (1) نوع رس، مقدار رس، درصد یونهای مثبت و اندازۀ ذرات رسی، (2) تراکم؛ خاکهای متراکم یا سفت شده که بیشترین حالت متورم شدگی را دارند، (3) محتوای رطوبت؛ خاکهای خشک بیشتر از خاکهای مرطوب متورم میشوند، (4) ساختار خاک؛ خاکهای تخریب شده بیشتر از خاکهای دست نخورده متورم میشوند (5) بارگیری؛ مدارس و خانههایی با فونداسیونهای سبک بارگیری شده، بیشتر آسیب پذیرند.
یک تنوعی از تستها برای خاکهای قابل انبساط وجود دارد اما یکی از مطمئنترین آنها، تست اُدومتر[62] (کانسالیدمتر[63]) است. در این تست، خاکهای فشرده، بارگیری شده و سپس مرطوب میشوند و فشارهای افزایشی تولید شده اندازهگیری میشود. یک طبقهبندی ساده میتواند به این صورت ایجاد شود:
0 تا 15/0 MNm-2 = غیرحساس
15/0 تا 17/0 MNm-2 = حاشیهای خطرناک
17/0 تا 25/0 MNm-2 = بحرانی
25/0< ... MNm-2 = خیلی بحرانی
امکان شناخت خاکهای قابل انبساط در مزرعه (زمین) وجود دارد، بعضی از این عوامل عبارتند از:
تحت شرایط خاک خشک
- خاک سخت و سنگ مانند؛ خرد کردن آنها با دست مشکل و غیرممکن است.
- شیشهای یا لعابی، تقریباً سطح براقی که قبلاً با کاردکها و بیلها یا حفرکنندههای دندانهدار بریده شده است.
- خیلی سخت که با بیل یا مته سوراخ شود.
- سطح زمینی که ترکهای ایجاد شده به شیوه منظم را نشان میدهد.
- بینظمیهای سطحی که با فشار پا نمیتواند از بین برود.
تحت شرایط خاک مرطوب
- خاک خیلی چسبناک؛ خاک روبازی که به کف کفش میچسبد.
- به وسیله دست به آسانی میتواند به شکل یک توپ درآید؛ قالب گیری دستی که تقریباً بعد از خشک شدن باقیمانده آن روی دستها باقی خواهد ماند.
- یک بیل که به آسانی خاک را میکند و سطح بریده شده خیلی صاف و صیقلی است.
- نواحی تازه با دستگاه شخم خورده یا بریده شده که تمایل به صاف و صیقلی بودن را دارند.
- تجهیزات ساختار سخت یک پوشش خاکی نازکی را ایجاد می کند که ممکن است به عملکردشان آسیب برساند.
این شاخصهای شکلپذیر (PI) در حد بالا، خاکهایی با مقدار زیاد مونت موریلونیت میتواند توسط افزایش آهک تثبیت شود. این تعویض کاتیونی را سبب میشود و خاکها سفتتر میشود.
Further reading
Chen, F.H. (1988) Foundations on Expansive Soils, Amsterdam: Elsevier.
Fanning, D.S. and Fanning, M.C.B. (1989) Soil: Morphology, Genesis, and Classification, New York: Wiley.
Proceedings of the 7th International Conference on Expansive Soils, Dallas, Texas, (1992) 2 vols.
Yanagisawa, E., Moroto, N. and Mitachi, T. (eds) (1998) Problematic Soils, section on expansive and collapsible soils, 253–384, Rotterdam: Balkema.
IAN SMALLEY (مترجم: سید حجت موسوی)
EXPERIMENTAL GEOMORPHOLOGY - ژئومورفولوژی تجربی (آزمایشگاهی)
ژئومورفولوژی تجربی[64] مطالعۀ بازنمایی یا ارائه یک عارضه یا چشمانداز ژئومورفولوژیکی منتخب تحت شرایط آزمایشگاهی است. اصطلاح «بازنمایی» بدین معنی است که عوارض را در مقیاسهای طبیعی (تمام و کمال)، مدلهای مقیاسی (مدلهای سخت افزاری)، و ساختهای عددی پوشش میدهد. این تعریف یک سوالی را تحت عنوان: «چه چیزی یک آزمایش ژئومورفولوژیکی را تشکیل میدهد؟» بوجود میآورد؛ با تحریر در یک متن ژئومورفولوژیکی، چرچ[65] (1984: 563) یک آزمایش علمی را به عنوان «یک عملکرد طراحی شده برای کشف برخی اصل یا اثر طبیعی، یا برای اثبات یا رد کردن آن وقتی که کشف شد»، تعریف نمود. این فعالیت از مشاهده اتفاقی که در آن پدیدههای مشاهده شده، در درجه بحرانی، توسط عامل انسانی کنترل میشود و از مشاهدات دارای ساختار سیستمی که در آن نتایج بایستی واقعیت و صحت چند تعمیم ادراکی را درباره پدیدهها در بر داشته باشد، متفاوت است. آن تعریف منجر به معیارهای خاصی برای یک آزمایش میشود:
- در اینجا باید یک مدل مفهومی از فرایندها یا روابط مورد علاقه که نهایتاً توسط آزمایش رد یا قبول میشود وجود داشته باشد، که منجر به موارد زیر میشود:
- فرضیات خاص در مورد رخسارهها یا فرایندهای فرمزا که توسط آزمایش اثبات یا رد خواهد شد. (اگر مدل مفهومی یک تئوری خوب توسعه داده شده باد، فرضیات پیشبینیهای درستی را بنیاد خواهند نهاد).
برای تست فرضیات، 3 شرط دیگر لازم است:
- تعاریف باید از ویژگیهای ژئومورفولوژیک واضح از اظهارات مورد علاقه و عملیاتی از اندازه‌گیریهایی که براساس آنها ساخته خواهد شد، اقتباس شوند (بطورکافی کاملاً اندازهگیریها دوباره تکرار شده در جای دیگر ممکن است انجام شوند)؛
- یک برنامه رسمی باید محرزکننده اندازهگیریها باشد تا در شرایطی ساخته شود که کنترل میشوند تاجاییکه امکان اطمینان از تغییرپذیری باقیمانده تحت فرضیات تحقیق قابل پیشبینی باشد.
- بایستی یک برنامه برای تحلیل اندازهگیریها اختصاص داده شود که احتمالات موجود در قسمت (2) را تشخیص دهد.
وضعیت بحرانی چهارمین مورد است. تحت این عنوان، چرچ[66] دو نوع آزمایش ژئومورفولوژیکی را شناسایی نمود:
الف) دخالت (ممانعت) کنترل شده، تعمدّی با شرایط طبیعی چشمانداز به منظور کسب نتایج روشن دربارۀ دسته محدودی از فرایندهایی که چشمانداز را تغییر میدهد؛
ب) از نظر آماری پاسخ ساختاری مشاهدات به یک چشمانداز بطوریکه تغییرپذیری تصادفی بطور مؤثری بیش از واحدهای آزمایشی کنترل یا میانگین گرفته شود.
آزمایشات نوع دوم، ظرفیت طرح آزمایش آماری را به دنبال میکشد تا اطلاعات در زمینههایی که تغییرپذیری نتواند فعالانه کنترل شود، را متمایز و طبقهبندی کند. بومشناسان با مشکلاتی روبرو هستند که شبیه به آنهایی میباشد که توسط ژئومورفولوژی مطرح شده است و فهم پیچیدهای از آزمایش آماری را به منظور حل و فصل کردن آنها پرورانده است (برای نمونه: Hairston, 1989).
مقیاسهای زمانی و مکانی مرتبط با گسترش بیشترین رخسارهها بطور مؤثری آنها را از مطالعه آزمایشی مستثنی میکند. به همین دلیل، تعریفی از ژئومورفولوژی تجربی (آزمایشگاهی) توسط شووم[67] و همکاران (1987: 3) ارائه شد که شامل «یک استثناء قابل ملاحظه از جوابگویی محض آزمایشی» می باشد. آنها ژئومورفولوژی تجربی (آزمایشگاهی) را «مطالعه، تحت شرایط آزمایشی که با دقت کنترل و پایش می شود» ذکر کردند، پذیرش مشاهده به عنوان مکفی تا یک آزمایش ژئومورفولوژیکی برقرار کند. اسلایمکیر[68] (1991) هم به همین نحو «رسماً ساختار بندی شده» را پذیرفت، ولی نه عملاً کنترل شده، مطالعات میدانی مثل تمرینات آزمایشگاهی رضایت بخش؛ تمریناتی که توسط چرچ[69] تا حدودی مثل مطالعات موردی رسمی مشخص شد.
شووم[70] و همکاران (1987) همچنین شدیداً اشاره کردند که اهداف کاربرد درست آزمایشگاهی بطور طبیعی کوچک خواهد بود، یا با تامل مقیاس را کوچک میکند، مثل رخسارههای میدانی. کنترل آزمایشگاهی که در چنین مواردی به راحتی سازماندهی میشود، و کتاب خیلی مختصر آنها بطور کامل به مطالعات مدل اختصاص یافته است. مدلها، تستهای آزمایشی رضایت بخشی از فرضیات طرح شده را ارائه میدهند تا عوارض چشمانداز که در مقیاس طبیعی فراهم شده است را تشریح نمایند که معیارهای درجهبندی شده برای عیناً برآورد کردن نتایج ایجاد میشود. شووم و همکاران، به چنین شرطی اشاره نکردند، حتی اگر تاریخچه طولانی از بررسیهای مدل مقیاس در علوم زمین وجود دارد. در عوض، آنها دو چشمانداز دیگر پیشنهاد نمودند. آنها مطرح کردند که رخسارههایی که مقیاشان کوچک شده، واقعاً به عنوان نمونههای اولیه کوچک نگریسته شود. این باعث رهایی محقق از محدودیتهای رسمی مقیاس برای برون‌یابی (تعمیم) نمیشود. همچنین آنها مفهوم مطالعات مدل را به عنوان آنالوگهای سیستمهایی با مقیاس طبیعی یا به عنوان مطالعاتی که در آن تشابه فرایند وجود دارد، کشف کردند (بعد از هوک[71]، 1968، کسی که دو چشم انداز را حذف کرد). آنها بحث کردند که نتایج مدل ممکن است حداقل از نظر کمیّتی برای افزایش درک چشمانداز با مقیاس طبیعی قیاس شود. تا آن زمان آنها شناسایی کردند که تغییرات در فرایندهای فیزیکی که همسانی فرضی را سست کرده، ممکن است تغییرات بزرگتری در مقیاس اتفاق افتد. این رویکرد، ضمن اینکه ممکن است برای عقایدی سودمند باشد، از دستیابی به پیشبینیهای دقیق، یا حتی برای تأیید همسانی فرایند واضح ناتوان است، که آن را به عنوان یک رویکرد آزمایشی تحت معیارهای فوقالذکر شایسته نداند.
در حقیقت، یک پیکره نسبتاً خوب پیشرفته از مطالعات مفهومی و تجربی از تأثیرات مقیاس در ژئومورفولوژی و هیدرولوژی وجود دارد (Church and Mark, 1980)، ضمن اینکه معیارهای مقیاسبندی رسمی برای فرایندهای هیدرولوژیی و رسوبگذاری در مقیاس دامنه، کانال و آبخیز بررسی شده است. مقیاسبندی رسمی از نتایج مدل عمومی (یک مدل عمومی، مدلی است که عناصر اصلی نمونهی اولیه را دارد ضمن اینکه در جزئیات غیر اصلی با هیچ نمونه اولیه خاصی مطابقت داده نمیشود) بایستی در موضوعات بیشتری ممکن شود.
در عرصه، یک فرد فوراً با سوال مهمی روبرو میشود که آیا کنترل آزمایشی میتواند به قدر کافی انجام شود. فرایندهای ژئومورفولوژیکی به وسیلۀ هوا تحریک میشوند، که عملاً در مقیاسهای بیشتر از یک پلات 102 مترمربعی نمیتواند کنترل شود (که ممکن است متوقف شود). اما متغیر نیرومند شده توسط هوا یک ویژگی اصلی از سیستمهای ژئومورفولوژیکی میباشد، بنابراین سیستم غیر واقعی محیطی یکی از آن سیستمهایی است که به وسیله هوای کنترل شده بطور مصنوعی تحریک میشود. دستکاری فعال شاید ترجیحاً باید بر ویژگیهای رخساره یا چشمانداز متمرکز باشد. پس آن معمولاً برای ایجاد یک مرجع همزمان یا مورد کنترلی که در آن هیچ دستکاری التزام نشده است، ضروری است، برای اینکه اثرات دستکاری سیستم آزمایشی ممکن است از اثرات هوای متغیر جدا شود.
تفاوت قایل شدن بین مطالعات چشمانداز و رخساره سودمند است. خیلی پیشتر از زمان حال، مقایسهای زمانی و فضایی کنترل پذیر، و مستعدتر هستند تا سیستمهای محیطی مناسب تر ارائه شود که به اندازه کافی ساده و کنترل شدنی هستند. در مقیاسهای نسبتاً کوچک، آزمایشات موفق شامل مطالعات نقشهای فرسایش خاک، دستکاریهای سطح زمین میشود تا فرایندهای بین دو دوره یخچالی، و کاربردهای محلی بارش مصنوعی یا تعدیلات زهکشی جهت مطالعه تأثیرات روی فرسایش یا پایداری شیب را بررسی کند.
مرکز علاقه در ژئومورفولوژی بر دگرگونیهای چشمانداز گسترده شده است، که ممکن است از طریق آزمایشات حوضه آبخیز مورد توجه قرار گیرد. تجربه با آنها به مراتب بیشتر از تجربه با دیگر ترتیبات آزمایشی با مقیاس طبیعی در علوم زمین وجود دارد (برای یک دورنما و نقد تاریخی Rodda, 1976 را ببینید). بیشتر سختی مربوط به استفاده از آبخیزهای آزمایشی در تشابه پابرجا بین یک آبخیز پرورده و کنترل آن واقع شده است، و در تصمیم گیری که تا کجا نتایج مشاهده شده ممکن است برای بقیه چشماندازها ادامه دار باشد. براساس هر دو موضوع، مشکل ایجاد یا اندازهگیری تشابه بین چشماندازها وجود دارد (Church, 2003). برخلاف مشکلات معلوم، شناسایی آبخیزهای کوچک به عنوان واحد اصلی برای بیشتر تحقیقات فرایند ژئومورفولوژی، تلاش مداوم برای ایجاد تحقیقات سخت آزمایشی در این مقیاس تضمین میشود.
آزمایشات ژئومورفولوژیکی ممکن است سهواً ایجاد شوند. نادیده گرفتن ارزش پتانسیل دستکاری رخساره یا چشم انداز پذیرفته شده، برای دیگر اهداف مهم نیست، که با این حال بطور رضایت بخشی میتواند در چهارچوب الزامات برای یک آزمایش تفسیر شود. با این روش، سیستمهای بزرگتر به مراتب نسبت به سیستمهای همیشه ممکن در دسترسی برای دستکاری آزمایشی عمدی ممکن است مطالعه شود. مثالهایی نظیر پالایش رودخانه، پروژههای تنظیم آب مشخص، و تغییرات معین در وضعیت سطح زمین را شامل میشود. در چنین مواردی، ایجاد یک مقایسه مرجع رضایت بخش مهم است. بعضی مواقع، ممکن است یک مقایسه قبل/ بعد در سیستم مشابهی باشد؛ وگرنه، باید یک مورد مرجع موازی مشخص شود.
آزمایش عددی – ساختار و عملکرد مدلهای عددی فرایندهای ژئومورفولوژیکی – یک روش برای کنترل کامل ارائه میکند که در حقیقت میتواند فراسوی شرایطی بدست آید که توسعه چشم انداز ایجاد میشود. البته، این غرامت نامعلوم است که مدل عددی عیناً همۀ فرایندهای مهم مؤثر در کار را در جهان ارائه کند. همچنین سؤالات مهم باقیمانده در مورد روشهایی که به وسیلۀ آنها نتایج مدل ممکن است با چشماندازهای واقعی مقایسه شده باشد، وجود دارد که شبیه به همان روشهایی است که در مقایسات بین چشماندازهای واقعی وجود دارد. با این وجود، مدلسازی عددی، برسر قول وجود روش مؤثر برای برقراری کنترل آزمایشی در مطالعات ژئومورفولوژیکی ایستاده است، مخصوصاً مطالعاتی که به توسعه چشماندازهای کامل درسرتاسر دوره زمانی قابل ملاحظه ژئومورفولوژیکی بستگی دارد.
References
Church, M. (1984) On experimental method in geomorphology, in T.P. Burt and D.E. Walling (eds) Catchment Experiments in Fluvial Geomorphology, 563–580, Norwich: Geo Books.
——(2003) What is a geomorphological prediction?, in P.R. Wilcock and R.L. Iverson (eds) Prediction in Geomorphology, American Geophysical :union:, Geophysical Monographs series.
Church, M. and Mark, D.M. (1980) On size and scale in geomorphology, Progress in Physical Geography 4, 342–390.
Hairston, N.G. Sr. (1989) Ecological Experiments, Cambridge: Cambridge University Press.
Hooke, R.L. (1968) Model geology: prototype and laboratory streams. Discussion, Geological Society of America Bulletin 79, 391–394.
Rodda, J.C. (1976) Basin studies, in J.C. Rodda (ed.) Facets of Hydrology, 257–297, London: Wiley- Interscience.
Schumm, S.A., Mosley, M.P. and Weaver, W.E. (1987) Experimental Fluvial Geomorphology, New York: Wiley-Interscience.
Slaymaker, O. (1991) The nature of geomorphic field experiments, in O. Slaymaker (ed.) Field Experiments and Measurement Programs in Geomorphology, 7–16, Rotterdam: Balkema.
MICHAEL CHURCH (مترجم: سید حجت موسوی)
EXTRATERRESTRIAL GEOMORPHOLOGY - ژئومورفولوژی ماورای عالم خاکی
اصطلاح «ژئومورفولوژی ماورای عالم خاکی[72]» شامل دایره المعارف ژئومورفولوژی 1968 نبود. در حقیقت، در استنباط اولیه، این اصطلاح ممکن است یک کلمه ضد و نقیض به نظر آید. آیا نباید علم مطالعه اشکال کرۀ زمین (ژئومورفولوژی) مستثنی از آن اشکالی که ماورا زمین هستند، باشد؟ جواب به این سوال بستگی به چگونگی دیدگاه یک نفر به طبیعت علم دارد. آیا یک علم بیشتر درباره روشها و نگرشهای مطالعه است یا بیشتر در مورد جمعآوری سازمان یافته حقایق مربوط به ماهیت موضوع خاص؟ در صورتی که جمعآوری حقایق سازمان یافته ممکن است نیاز به تعریف دقیق درباره موقعیت ماهیت موضوعش باشد، روشها و نگرشهای ژئومورفولوژی به سهولت به عنوان عاملی برای گسترش رخسارهها روی سیاراتی شبیه به زمین شکل میگیرند (Baker, 1993)، اگر فقط فهم بهتر رخسارههای کره زمین باشد. تا حدی که ژئومورفولوژی برای مطالعه رخسارهها و چشماندازها تأکید بر روشها و نگرشها دارد، پس مطالعه رخسارهها و چشماندازهای کره زمین محدودتر از علم هندسه که منحصر به اندازهگیری فرم ریاضی زمین است، نمیباشد.
با وجود وقایع هیجان انگیز مربوط به اکتشافات سیارهای در طول دهههای 1960، 1970 و 1980، فقدان برجسته توجه به سطوح سیارهای توسط ژئومورفولوژیستها وجود داشت. تقریباً همۀ مطالعات چشماندازهای تازه کشف شده توسط دانشمندان با پیش زمینه خیلی اندکی در ژئومورفولوژی انجام میشد. اخیراً بیشتر، توجه زیادی به ژئومورفولوژی ماورای زمین از طریق تجزیه و تحلیلهای دورن[73] (2002) از نقل قولهایی در مورد تحقیقات اواخر قرن بیستم در ژئومورفولوژی انجام میشد، نشان داده شد. دوتا از 10 مقاله اول ژئومورفولوژی در سالهای اخیر مستقیماً مربوط به موضوعات ژئومورفولوژی ماورای زمین بودند.
دورنماهای تاریخی و فلسفی (Historical and philosophical perspectives)
زمان زیادی از گالیلوگالیلی[74] (1964-1642) نمیگذشت که اولین بار برای دیدن گودشدگیهای دایرهای عجیب و غریب روی کره ماه از تلسکوپ استفاده نمود که روبرت هوک[75] اولین آزمایشات ژئومورفولوژیکی شناخته شدهای را برای تشریح منشأ این گودشدگیها انجام داد. هوک رقیب فکری آقای اسحاق نیوتن[76] بود، و برخلاف نیوتن، علاقه زیاد و استعداد قابل توجهی در زمین شناسی و ژئومورفولوژی داشت. در سال 1665 او دهانههای آتشفشانی که جدیداً در ماه کشف شده بود، را مقایسه کرد تا: (1) پوسته سطح سرد شده از گچ ذوب شده، که به وسیلۀ حبابهای در حال ترکیدن شکاف دار شده است، و (2) انفجار توپها و گلولههای گل آلود بصورت ماده آبی-رسی درآمده است. با استفاده از قیاس به عنوان روش او از استدلال، هوک[77] دو فرضیه در مورد دهانههای آتشفشانی وابسته به ماه را مطرح کرد: (1) گرمای درونی که پوسته سطحیاش را ذوب و شکافدار میکند (امروزه ما این فرایند را به عنوان ولکانیسم توصیف میکنیم)، یا (2) اثراتی که توسط ذرات از فضا ایجاد شده است (امروزه این اثرات به عنوان دهانههای آتشفشانی متاثر از شهاب تشریح میشود). بحث در مورد این دو اصل در مورد دهانههای آتشفشانی وابسته به ماه در واقع تا دهه 1970 ادامه داشت، زمانیکه نهایتاً این موضوع به اسم فرضیه اثر براساس شواهد سنگهای وابسته به ماه که توسط مأموریتهای فضایی برگشت داده شد، حل و فصل شد.
استدلال قیاسی بطور گسترده توسط ژئومورفولوژیستی به نام گروو کارل جیلبرت[78] که در مطالعاتش بکار گرفته شد: (1) دهانههای آتشفشانی وابسته به ماه، را که او این را به درستی به منشأ اثر نسبت داد (Gilbert, 1893)، و (2) یک دهانه آتشفشان در آریزونای شمالی (الان بعنوان دهانه آتشفشانی شهابی شناخته شده است؛ شکل 43)، که به درستی به منشأ آتشفشانی نسبت داده است (Gilbert, 1896). محدودیتهای استدلال قیاسی در ژئومورفولوژی ماورای عالم خاکی تا حال حاضر ادامه دارد، که با مهارت توسط موتچ[79] (1979) خلاصه شد:
- چشماندازهای زیادی نمیتوانند به یک علت منحصر به فرد اختصاص یابند. در عوض، چشماندازهای مشابهی ممکن است به وسیلۀ ترکیبات متفاوتی از فرایندها با نتایج مشابه به وجود آیند.
- مفسر عکس هوایی بصورت ساختگی در تجزیه و تحلیلهایش به وسیله دامنه آشناییش با چشماندازهای طبیعی محدود شده است. بخاطر این محدودیتها، بطور کلی دانشجوی رخسارههای ماورای عالم خاکی بیش تر از حد ممکن باید دربارۀ منشاء رخسارهها بداند.
عکس 43: حفره شهابی با قطر 2/1 کیلومتر در آریزونای شمالی. این حفره در حدود 25000 سال قبل در نتیجه برخورد یک شهاب سنگ از جنس آهن با سرعت حدود 11 کیلومتر در ثانیه تشکیل شده است.
سیارات، اقمار، و دیگر اجرام (Planets, moons, and other objects)
اصطلاح ژئومورفولوژی سیارهای[80] (Baker, 1984) همچنین برای بسیاری از موضوعاتی استفاده میشد که به وسیلۀ این عنوان پوشش داده میشوند، و حقیقت دارد که سطوح سیارهای، مکانهای رخسارهها و چشماندازهای زیادی را فراهم میکند (Greeley, 1994). به هر حال، همۀ سیارات سطوح سنگی ندارند که روی آنها رخسارهها وجود دارد. علاوه بر این، ماورای زمین اجرام زیادی وجود دارد که جزو سیارات نیستند، و بیشتر آنها در حقیقت رخسارهها و چشماندازهایی دارند. اگر ما بر این عقیده باشیم که شخصی پیگیر مقایسه ژئومورفولوژی کره زمین با ژئومورفولوژی اجرام ماورای زمین باشد، پس ژئومورفولوژی ماورای عالم خاکی[81] به نظر می رسد اصطلاح مناسبی باشد.
درحالیکه ژئومورفولوژی ماورای عالم خاکی در آینده مطمئناً تا اجرام سیارهای در دیگر منظومات شمسی توسعه خواهد یافت، بالای صد سال است که در طول زمان این نوشته کشف شده است، اینجا بحث به اجرام سنگی منظومه شمسی متعلق به ما محدود خواهد شد. سیارات داخلی، عطارد، زهره، زمین و مریخ، همه سطوح سنگی دارند که اثرات ولکانیسم و تکتونیکی و حفرههای اصابتی به فراوانی مشهود هستند. زمین یک ماه نسبتاً بزرگ دارد که سطح آن توسط حفرههای ضربهای پوشیده شده است، مطالعۀ آن مستقیماً توسط بازدید انسانی آسان شده است. مریخ دو قمر دارد، اما اینها واقعاً خرده سیارههایی هستند که اسیر شدهاند، و مشابه بیشتر از هزاران اجرامی هستند که در سرتاسر منظومه شمسی داخلی واقع شدهاند، عمدتاً به آن «کمربند استروئید»[82] بین مریخ و مشتری میگویند. سیارات بیرونی منظومه شمسی، مشتری، کیوان، اورانوس و نپتون، همه توپهای گازی غول پیکری هستند، که فاقد هر سطحی با رخسارهها میباشند. به هرحال، اقمار آنها به طور خارق العادهای غنی از پیچیدگی چشماندازی هستند. مشتری چهار قمر بسیار بزرگ، بنامهای یو[83]، اروپا[84]، گانیمید[85] و کالیستو[86] دارد، که نوعی از منظومه شمسی کوچکی را شکل میدهند، که اولین بار توسط تحقیقات تکسوپی گالیله کشف شد. گانیمید و کالیستو به سختی سطوح حفرهدار روی یخ دارند که خیلی سرد هستند آن مثل صخره عمل میکند. سطح یو توسط فعالیت آتشفشانی که فعالتر از هر آتشفشان روی کره زمین میباشد محصور شده است. قمر اروپا یک سطح تقریبا بدون دهانه آتشفشانی، خیلی جوانی دارد که بطور محلی تغییر شکل یافته است زیرا پوسته یخی این قمر روی یک اقیانوس پهناوری از مایع آب مانند قرار گرفته است. دیگر اقمار سیارات بیرونی از جهت ویژگیهای سطحشان شبیه به خرده سیارهها هستند. میراندا[87]، یکی از اقمار اورانوس، به نظر میرسد که کاملاً توسط انفجار متلاشی شده، و سپس یکبار دیگر از بقایای متلاشی شده بهم چسپیده و به وجود آمده است. اقمار یخی اورانوس و نپتون خیلی سرد هستند که یخهای آمونیاک و دیگر بخارشدنیها، سطوح سنگی آنها را شامل میشوند. نوعی از ولکانیسم، که به عنوان «کریوولکانیسم»[88] معروف است، هنگامی که این یخها ذوب میشوند به وجود میآیند.
تیتان[89]، قمر کیوان، قطری برابر با حدود یک-نصف قطر کره زمین دارد. این قمر اتمسفری دارد که اندکی ضخیم تر از اتمسفر کره زمین است، و مشابه زمین، این اتمسفر عمدتاً از نیتروژن ساخته شده است. به هرحال، تیتان همچنین به شدت سرد است. دیگر گاز اصلی در اتمسفرش، متان است، و سردی زیاد منجر به تراکم آن گاز به صورت یک مایع روی سطح این قمر شده است. بنابراین، تیتان میتواند یک اقیانوسی از متان و دیگر هیدروکربنها را داشته باشد، یا مایعی که ممکن است تنها دریاچههای واقع در حفرههای ضربهای یک سطح سنگی را اشغال کند، که روی آن «صخره» ممکن است یخ آب باشد. در هر حال، یک فضاپیمای خیلی پیچیدهای بنام «گاسینی»[90] وجود دارد که برای ورود به منظومه کیوان در جولای 2004 به فضا پرتاب شد. دستگاههای راداری روی گاسینی مجوز کاووش در اتمسفر غبارآلود تیتان را خواهند داشت تا، برای اولین بار در دیدهبانهای بشری، رخسارهها و چشماندازهای این دنیای پر از غبار را مشخص سازد.
شکلگیری و ولکانیسم (Cratering and volcanism)
حفرههای انفجاری، بیشترین چشماندازهای موجود روی اقمار و سیارات سنگی و یخی هستند. چگالی نسبتاً پائین حفرههای انفجاری سطوح نسبتاً جوان و اصلاح نشدهای را نشان میدهد که مربوط به 5/4 میلیون سال قبل از منظومه شمسی میباشد. چنین سطوحی شامل بخشهای برجستهای تنها از اقمار خیلی بزرگ اروپا و تریتون (قمر نپتون)، قمر فعال آتشفشانی «یو»، و سیارات زهره و زمین میباشند. در مقایسه، عطارد، مریخ، ماه و بیشترین اقمار سیارهای بیشتر سطحشان از نواحی با حفرههای متراکم پوشیده شده است (عکس 44، صفحه 357). این سطوح بخاطر حداقل تغییر و تبدیل توسط فرایندهای سطحی فعال مربوط به تأثیرات اتمسفری (فرایندهای بیرونی) و تأثیرات تکتونیکی و آتشفشانی که نسبتاً محلی هستند (فرایندهای درونی) حفظ شدهاند.
همچنین فعالیت آتشفشانی (ولکانیسم) در منظومه شمسی خیلی رایج است، اگرچه آن چشماندازهای دیگر اجرام به جز یو، زهره و زمین مسلط نیست. به هر حال، همۀ سیارات سنگی، دشتهای آتشفشانی پهناوری دارند. روی کره زمین، اینها در زیر آبهای اقیانوس پنهان هستند، و آنها به وسیلۀ فعالیت آتشفشانی پراکنده شده درکف دریا، اساساً در صد میلیون سال قبل، مستقر شدهاند. عطارد، دشتهایی داخلی حفرهدار پهناوری دارد و مریخ و ماه، دشتهای پستی دارند که شواهدی دال بر پوشیده شدن توسط جریانهای گدازهای را نشان میدهد. گدازههایی که این دشتها را شکل دادهاند به نظر میرسد همگی، احتمالاً همراه ترکیبات بازالتی، خیلی سیال هستند. زهره تعدادی از دشتهای آتشفشانی بسیار پهناوری را دارد، و تعدادی از آنها توسط کانالهای گدازهای قابل توجهی بریده شدهاند. طولانیترین آنها متجاوز از 6800 کیلومتر است، که آن را طویلتر از طولانی ترین رودخانه کره زمین کرده است (Baker et al., 1992).
سازههای آتشفشانی،که شامل مخروطهای بزرگ، سپرها و دهانههای آتشفشانی است، روی زهره، زمین و مریخ واقع شده اند. المپس موتز[91]، یک سپر آتشفشانی در مریخ، قطری بالغ بر 700 کیلومتر دارد و ارتفاعش تا 25 کیلومتر بلندی دارد. آن تنها یکی از نمونه رخسارههای ماورای عالم خاکی است که خیلی بزرگتر از همتاهایشان روی زمین است (Baker, 1985). اگرچه بیشتر رخسارههای آتشفشانی ماوری عالم خاکی باقیماندهاند، فعالیت آتشفشانی «یو» تماشایی است. دودهای انفجاری از سطح «یو» توسط فضا پیمای «ویه جر»[92] مشاهده میشد که واریزهها را تا 300 کیلومتری بالای سطوح حرکت میداد و مواد را تا 600 کیلومتری از دریچۀ فعال رسوب میکند. همچنین دودهای انفجاری فعال روی تریتون وجود دارند، اما فرایند مسبب شاید بیشتر شبیه به فرایند آب فشان است تا فرایند آتشفشانی.
رخسارههای تکتونیکی (Tectonic landforms)
بیشتر سیاره سنگی و سطوح اقمار دال بر دگردیسی ساختاری، با ترکهای متنوع، گرابن و گسلها می باشد، که رایجترین عوارض هستند. عطارد در تاریخچهاش توسط همان نیروهای فشارشی زیادی که چشماندازهای گسلی را به وجود آوردهاند، تغییر شکل یافته اشت. مریخ گرابن و مناطق شکستگی بیکرانی دارد. به هر حال، تنها کره زمین رخسارههای متمایزی را که با تکتونیک صفحهای همراه هستند در معرض نمایش میگذارد، که شامل پشتههای میان اقیانوسی، گسلهای تغییر شکل یافته و حاشیههای قارهای همگرا با چین خوردگی و دامنههای کوهستانی کمربند تراستی می باشد. برخلاف تراکم، شعاع و دیگر شباهتهای ژئوفیزیکیاش به زمین، سیاره زهره رخسارههای تکتونیک صفحهای را نشان نمیدهد. این یک سوال جالبی را دربارۀ اینکه چه چیزی تکتونیک صفحهای را برای کره زمین منحصر به فرد کرده است، مطرح میکند.
دامنههای تپه و حرکت تودهای (Hillslopes and mass movement)
دامنهها بر روی تمام سیارات سنگی ایجاد میشوند. روی پیکرههای بدون هوا، تنها فرایندهای فشاری و جاذبه، فرایندهای دامنه را به وجود میآورد، اما اتمسفرهای مریخ، زهره و تیتان همسنجی با دیگر فرایندهای روی کره زمین را میطلبد. یک مشکل تا حدودی جالب توجه این است که حرکت دامنههای بسیار بزرگ (میلیونها مترمکعب) یا بهمنهای واریزه و سنگ میباشد. چنین تودههایی روی کره زمین، حرکت خیلی زیادی روی زمین هموار دارند. دلیل این حرکت خیلی بالا به اثر مستهلک کننده هوا یا آب نسبت داده شده است، که فشار مؤثر تودههایی دامنهای را کاهش میدهد که مانع پراکندگی جانبی وسیع میشوند. به هر حال، انواع حرکت تودهای[93] روی ماه اتفاق میافتد، که بدون هوا و آب میباشد. نمونههای بیشتری روی مریخ اتفاق میافتد، جایی که هوا و آب ممکن است تأثیرات اعمال شدهای داشته باشند.
چشماندازهای بادی (Aeolian landscapes)
درحالی که بیشتر سطوح ماورای عالم خاکی بدون هوا هستند، اتمسفرهای کره زمین، مریخ، زهره و تیتان باعث ایجاد فرایندها و چشماندازهای بادی میشوند. مریخ بزرگترین تنوع رخسارههای بادی را دارد. تپههای ماسهای عرضی و هلالی شکل(DUNE, AEOLIAN را ببینید)، چین و شکنهای بادی، یاردانگها[94]، سنگهای حفرهدار و شیاردار، و رگههای غباری متنوع، همگی به خوبی نمایان شدهاند. همچنین مسیرهای برجستهای وجود دارند که توسط تندبادهای غباری مریخی تولیده شدهاند. اشکال بستر بادی همچنین روی سیاره زهره، که فشار اتمسفری آن 90 برابر زمین است روی سطحش دارد، ایجاد میشوند.
کانالها، درهها و فعالیت رودخانهای (Channels, valleys and fluvial action)
غیر از زمین، به نظر میرسد فعالیت رودخانهای تنها روی مریخ اتفاق افتاده باشد، و گستردهترین فرایندهای رودخانهای در گذشتۀ دور فعال بودند. دو نوع اصلی از رخسارههای رودخانهای روی مریخ، شبکههای درهای و کانالهای برون ریز هستند، نگرشها و عقاید شکل شناسی در مورد این موضوع توسط بیکر[95] (1982، 2001) بررسی شد. گروه بزرگی از شبکههای درهای در زمینهای مرتفع با دهانههای آتشفشانی قدیمی در مریخ ایجاد شده است، که منجر به دیدگاهی درباره اینکه تقریباً همۀ آنها در طول فاز بمباران سنگین از تاریخ سیارهای، قبل از 3 یا 4 بیلیون سال قبل شکل گرفتند، میشود. در مقابل، کانالهای برون ریز شامل جریانات روبه بالای بیکران از سیل ناگهانی از منابع زیرسطحی، تقریباً در طول حوادث ضمنی اخیر تاریخ مریخ، ناشی میشود. بیشتر سطح مریخی زیر یک لایهی دائم یخ بسته ضخیم، یک سنگ کره یخی[96]، و مخزن تغذیه آب قرار گفته که کانالهای برون ریز از زیر این لایه دائم یخ بسته پدیدار شده، که ممکن است با فرایندهای آتشفشانی همراه شود (Baker, 2001).
یکی از بیشترین اکتشافات قابل توجه اخیر، تعدادی رخسارههای آبی روی مریخ است که بطور استثنایی از نظر سنی، جوان هستند. به طور آشکار، این حقیقت توسط تصاویر مدارپیمایی نقشه‌بردار جهانی مریخ[97] آشکار گردید که گالیهای کوچک بی شماری را نشان میدهد که به وسیلۀ جریان سطحی روی شیبهای تپه ایجاد شده اند. گالیها احتمالاً به وسیلۀ ذوب یخ زمین نزدیک سطح شکل گرفتند و منتج به فرایندهای جریان واریزهای شدهاند. گالیها بدون حفره هستند، و رسوبات مخروطی جریان واریزهای همراه آنها هم روی اشکال بستر بادی (تپههای ماسهای یا چین و شکنهای بادی) و هم روی عرصه با الگوی پلیگونی قرار گرفتند، همۀ آنها نواحی پهناوری را پوشش میدهند که اغلب بدون حفره هستند. بطور استثنایی، کانالهای برون ریز جوان و فعالیت آتشفشانی توأم نیز روی مریخ به وجود میآیند. دادههای زمین پیمای جهانی مریخ نشان میدهد که آب متمرکز شده پخش میشود، با جریانات گدازهای پراکنده میشود، تقریباً در 10 میلیون سال گذشته اتفاق افتادند. تخلیه بارهای بزرگ همراه به این سیلها و فعالیت آتشفشانی موقتی باید آب قابل توجهی را در چرخه هیدرولوژی فعال روی مریخ واردکرده باشد. فرض اینکه فرایندهای برون ریز جوان و فعالیت آتشفشانی بطور ژنتیکی مربوط به دیگر چشماندازهای آبی خیلی جوان هستند، وسوسه انگیز است. ارتباط ژنتیکی برای همۀ این پدیدهها ممکن است تغییر اقلیم باشد، که توسط بخار آب و گازهای گنجانده شده در اتمسفر به وسیله هم جریان سیل و هم فعالیت آتشفشانی ایجاد شده است (Baker, 2001).
دریاچهها، دریاها و اقیانوسها (Lakes, seas and oceans)
روی پیکرههای کره زمین، آب راکد شامل: (1) دریاچهها، که در آن آب توسط نواحی زمین پهناوری محصور شده است، (2) دریاها، که در آن آبهای شور بخش بزرگتری از سطح سیارهای را میپوشاند، (3) اقیانوس، که وسیع است، پیکرهای از آب را که 70 درصد سطح کره زمین را میپوشاند، به هم وصل کرده است. برای مریخ، هیچ مدرک ژئومورفولوژیکی مستقیمی وجود ندارد که اکثریت سطحش همیشه توسط آب راکد پوشیده باشد، اگر چه اصطلاح اقیانوس برای سیلابهای قدیمی موقت دشتهای شمالی سیاره، کاربرد داشته است. اگرچه در ابتدا از رخسارههای رسوبی روی دشتهای شمالی استنباط شده است که سیلاب دشتهای شمالی، بطور بحث برانگیزی بیشتر به شناسایی خطهای ساحلی مربوط شده است. دادههای جدید حضور یک لایه پوششی منطقهای از رسوب را نشان میدهد، که به نظر میرسد با تخلیه بار سیل بزرگ قدیمی کانالهای برون ریز هم زمان باشد. اگرچه مباحثه روی اقیانوس مریخی توجه زیادی را جلب کرده است، حتی مدرک قانع کنندهای، وجود دریاچههای بی شمار، که موقتاً روی سطح مریخ در زمانهای گوناگونی در تاریخ سیارهای بودند، را تأیید میکند.
رخسارههای یخچالی و جنب یخچالی (Glacial and periglacial landforms)
شواهد برای فعالیت یخچالی گذشته روی مریخ هم فراوان و هم بحث بر انگیز است، عوارض یخچالی نیز با رخسارههای جنب یخچالی همراه هستند، که شامل جریانات واریزه، عرصهها با الگوهای پلیگونی، کارست گرمایی، تپههای یخ زده، پینگوها و یخچالهای صخرهای میباشد. روی کره زمین بیشتر این رخسارهها تحت شرایط اقلیمی توسعه مییابند که هم گرمتر و هم مرطوب تر از شرایط رخسارههای یخچالی سرد میباشند (Baker, 2001). مفهوم ضمنی برای تغییر اقلیمی گذشته روی مریخ، عمیق هستند چون یخچالها نیاز به جابجایی اساسی بخار اتمسفری برای پایداری توده برفی دارند که تعادل تودهای مثبت مورد نیاز برای رشد یخچالی را تولید میکند.
رخسارههای یخچالی مریخ بصورت فرسایشی (شیارها، تپههای دوکی شکل حجاری شده، دروملینها، هورنها، سیرکها و درههای تونلی)، بصورت رسوبی (اسکرها، مورنها و کامها)، و بصورت حاشیه یخی (دشتهای برون شست، دیگچالها و دشتهای دریاچههای یخچالی) هستند. البته، اسامی رخساره همه عناوین ژنتیکی هستند، و گزینههای موقتی برای بیشتر آنها پیشنهاد شده است. به هرحال، چیزی که موقتی نیست، این هست که همه رخسارههای یخچالی در اجتماعات مکانی رخ میدهند، مبدأیی به انتهایی، با توجه به کنارههای یخ گذشته، که در یک جایگاه زمینی آشکار خواهند بود. نواحی انجماد گذشته روی مریخ (Kargel and Strom, 1992) شامل قلههای آتشفشانهای خیلی بلند، زمینهای مرتفع احاطه کنندۀ حوضههای فشاری بزرگ (عکس 44) و مناطق قطبی میباشند، جایی که کلاهکهای یخی در طول بخشهایی از عهد دقیانوس، خیلی وسیعتر بودند.
عکس 44: نمای مورب از حوضه فشارشی مریخی، که توسط زمینهای مرتفع کوهستانی (در مرکز) احاطه شدهاند، بسیاری از آنها شامل عوارض یخچالی میشوند (Kargel and Strom, 1992). به ابرهای مرتفع در اتمسفر مریخ در افق توجه کنید.
آینده ژئومورفولوژی (The future of geomorphology)
مدت زیادی معلوم شده که مرز جدید ژئومورفولوژی، هم به عنوان یک موضوع کشف فیزیکی و هم به عنوان یک چالش ذهنی، در مطالعات مقایسهای سطوح سیارهای قرار دارد. بطور واضح، این موضوع تا حدودی به وسیلۀ شارپ[98] (1980) در زیر خلاصه شده است:
اکتشافات سیارهای ثابت کرده است که یک خیابان دوطرفه است. این موضوع فقط علاقهای در فرایندها و عوارض سطح کره زمین به عنوان آنالوگهایی، به وجود نیاورده است، آن نیز باعث ایجاد توجه ژئولوژیستهای زمینی در مورد کره زمین بخاطر عوارض و روابطی که روی دیگر سطوح سیارهای بهتر نمایش داده شده است، میباشد. حفرههای فشاری خیلی وسیع روی کرههای ماه، عطارد و مریخ، یک نمونه شناخته شدهای میباشد. مثال دیگر، اندازه بزرگ عوارض، نظیر زمین لغزشهای بزرگ و شواهد گستردهای از فرونشست و فروریختگی بزرگ مقیاس در روی مریخ میباشد، که ما را وادار به فکر کردن دربارۀ اینکه عوارض روی کره زمین ممکن است خیلی کوچک مقیاس باشند، میکند. یکی از درس‌های فضا، «بزرگ فکر کردن» می باشد.
References
Baker, V.R. (1982) The Channels of Mars, Austin, TX: University of Texas Press.
Baker, V.R. (1984) Planetary geomorphology, Journal of Geological Education 32, 236–246.
——(1985) Relief forms on planets, in A. Pitty (ed.) Themes in Geomorphology, 245–259, London:Croom Helm.
——(1993) Extraterrestrial geomorphology: science and philosophy of Earthlike planetary landscapes, Geomorphology 7, 9–35.
——(2001) Water and the Martian landscape, Nature 412, 228–236.
Baker, V.R., Komatsu, G., Parker, T.J., Kargel, J.S. and Lewis, J.S. (1992) Channels and valleys on Venus: preliminary analysis of Magellan data, Journal of Geophysical Research 97, 13,421–13,444.
Dorn, R.I. (2002) Analysis of geomorphology citations in the last quarter of the 20th century, Earth Surface Processes and Landforms 27, 667–672.
Gilbert, G.K. (1893) The Moon’s face: a study of the origin of its features, Philosophical Society of Washington Bulletin 12, 241–292.
——(1896) The origins of hypotheses illustrated by the discussion of a topographic problem Science, n.s. 3, 1–13.
Greeley, R. (1994) Planetary Landscapes, Dordrecht, The Netherlands: Kluwer Academic.
Kargel, J.S. and Strom, R.G. (1992) Ancient glaciation on Mars, Geology 20, 3–7.
Mutch, T.A. (1979) Planetary surfaces, Reviews of Geophysics and Space Physics 17, 1,694–1,722.
Sharp, R.P. (1980) Geomorphological processes on terrestrial planetary surfaces, Annual Review of Earth and Planetary Surfaces 8, 231–261.
SEE ALSO: astrobleme; crater; geomorphology.
VICTOR R. BAKER (مترجم: سید حجت موسوی)
[1] - Cameron and Pritchard
[10]- Clarence and Narooma
[12]- Norway and Puget Sound
[15]- Cobequid Bay-Salmon River
[25]- Central European geomorphological community
[47]- Laurentian and Baltic
[57]- Argillipedoturbation
[64]- EXPERIMENTAL GEOMORPHOLOGY
[72]- EXTRATERRESTRIAL GEOMORPHOLOGY
[80]- Planetary Geomorphology
[81]- Extraterrestrial Geomorphology
[97]- Mars Global Surveyor Orbiter
|
|
|
|
|
|
| |
|
|
|
