|
|
| |
 |
از Fabric تا Floodout |
 |
|
| | تاریخ ارسال: 1396/8/13 | |
|
F
FABRIC ANALYSIS - تحلیل کالبدی (ساختاری یا بافت)
اندازهگیری یک یا چند پارامتر از جابجایی و وضعیت سه بعدی خرده سنگهای باریک و کشیده شده در رسوبات میباشد. چنین تکههایی، طول، عرض و ضخامت دارند که به عنوان محورهای a، b و c تعریف میشوند. این خرده سنگها شامل سه سطح مقطعی، حداکثر، متوسط و حداقل هستند. سطح حداکثر محورهای a و b ، سطح میانی شامل محورهای a و c، و سطح حداقل محورهای b و c را شامل میشود. اندازهگیری ضریب زاویه و جهت برای محورها و سطوح که با تحلیل آماری ترکیب شدهاند میتواند فرایندها و محیطهای رسوبگذاری را برای بیشتر انواع رسوبات شناسایی کند (Andrews, 1971; Dowdeswell and Sharp, 1986). برای مثال، در یک محل مختل نشده تا محورهای a سنگ ریزه‌ها شدیداً در مسیر جریان یخی محلی متمایل میگردد و اندکی به سمت یخچال مرتفع پایین میآید. در بستر یک رودخانه، قلوه سنگها و تخت سنگها غالباً ساختار فلسی فلسی را نمایش میدهند که در آن محورهای a نسبت به جریان آب طبیعی هستند و سطح حداکثر، به سمت بالارود شیبدار میشود. در رسوب ساحل طوفانی، محورهای a قلوه سنگها یا توفالها (قلوه سنگهای صاف و هموار) معمولاً در جهت پیشرفت موج و بصورت طبیعی ته نشین شده و سطح حداکثری به سوی دریا متمایل است.
References
Andrews, J.T. (1971) Methods in the analysis of till fabrics, in R.P. Goldthwait (ed.) Till, A Symposium, 321–327, Columbus: Ohio University Press.
Dowdeswell, J.A. and Sharp, M. (1986) Characterization of pebble fabrics in modern terrestrial glacigenic sediments, Sedimentology 33, 699–710.
ERIC A. COLHOUN (مترجم: سید حجت موسوی)
FACTOR OF SAFETY - فاکتور اطمینان
فاکتور اطمینان[1]، F، به عنوان نسبت مجموع نیروهای مقاوم (قدرت برش) تقسیم بر مجموع نیروهای محرک (فشار برش) یک شیب تعریف می شود:
| F= |
مجموع نیروهای مقاوم |
| مجموع نیروهای محرک |
اگر در یک وضعیت در داخل یک توده خاک، فشار برشی برابر با قدرت برش خاک شود، گسیختگی یا شکست در آن نقطه به وجود میآید. در این مورد 1F= است. جایی که 1F< است، شیب در شرایط شکست قرار دارد؛ جایی که 1F> است، شیب تا حدودی ثابت می باشد.
قدرت برشی و فشار برشی در اصل توسط کلمب[2] در سال 1776 تبیین گردید. قدرت برشی خاک، حداکثر مقاومتش در برابر برش است. مقدار آن، پایداری شیب را مشخص میکند. دانش قدرت برشی، یک پیش نیاز اساسی و مهم برای هر تحلیلی از پایداری شیب و فاکتور اطمینان است. کلمب فرض کرد که:
جایی که Tf= حداکثر مقاومت در برابر برش، C= چسبندگی خاک، σ= فشار کامل طبیعی نسبت به سطح شکست، و tanφ= زاویه اصطکاک درونی خاک است.
در سال 1925 ترزاقی[3]، مفهوم بنیادی فشار مؤثر را منتشر کرد، (با U= فشار آب روزنهای)، که آب نمیتواند فشار برشی را تحمل کند و اینکه فشار برشی در خاک میتواند تنها به وسیلۀ اسکلت ذرات جامد در نقاط تماس ذره مقاوم باشد. قدرت برشی به عنوان یک تابع از فشار طبیعی مؤثر به صورت زیر بیان میشود:
در این تابع، پارامترهای C' (چسبندگی مؤثر) و σ' (زاویه مؤثر اصطکاک)، ویژگیهای ساختمان و اسکلت خاک هستند.
پس فاکتور اطمینان میتواند به صورت زیر بیان شود.
این معادله میتواند برای روشهای محدود تعادل در تحلیل پایداری شیب استفاده شود (Duncan, 1996). محاسبۀ F نیاز به توصیف یک سطح لغزشی بالقوهای دارد که به عنوان آرمان مکانیکی از سطح گسیختگی تعریف شده است. سطح بحرانی لغزش، سطحی است با حداقل مقدار F از همۀ سطوح لغزشی ممکن که در محاسبه تعادل محدود بحساب آورده میشود.
بیشتر دامنههای تپه طبیعی متمایل به لغزش، مقادیر F بین حدود 1 و 3/1 دارند، اما چنین برآوردهایی بستگی به دانشی صحیح از همه نیروهای درگیر دارد و برای اهداف عملی، مهندسینی اختصاص داده میشود که همیشه برآوردهای خیلی محافظه کارانهای از پایداری را اتخاذ میکند (Selby, 1993). در عمل، بالاترین عدم اطمینانها مرتبط به آب خاک، مخصوصاً با تغییرپذیری مکانی فشار آب روزنهای[4] و نفوذ است.
در ژئومورفولوژی، مفهوم فاکتور اطمینان برای فهم پایداری چشمانداز ضروری است. F به عنوان نسبت پایداری مقاومت رخساره و شدت نیروهای فشارشی در نظر گرفته شده است.
References
Duncan, J.M. (1996) Soil Slope Analysis, in A.K. Turner and R.L. Schuster (ed.) Landslides. Investigation and Mitigation, Transportation Research Board, Special Report 247, 36–75, Washington, DC: National Academy Press.
Selby, M.J. (1993) Hillslope Materials and Processes, Oxford: Oxford University Press.
Further reading
Craig, R.F. (1994) Soil Mechanics, London: Chapman and Hall.
SEE ALSO: shear and shear surface
RICHARD DIKAU (مترجم: سید حجت موسوی)
FAILURE - گسیختگی
در ژئومورفولوژی ژئوتکنیکی، اصطلاح گسیختگی[5]، دلالت بر وقوع جابجایی درون یک ماده دارد، که معمولاً همراه با تفکیک خاک یا توده سنگی است. مورد خیلی معمولی آن شامل گسیختگی برشی (SHEAR و SHEAR SURFACE را ببینید) در طول یک سطح مشخص از گسستگی به عنوان زمین لغزش میباشد. در لایههای رسوبی سخت، سنگهای دگرگونی و آتشفشانی، گسستگیها معمولاً در طول سطوح ضعیف (سست) که به وسیله بسترسازی، درزها (JOINTING را ببینید)، برگ سازی و گسلها، اتفاق میافتد. پتانسیل حرکت، جایی بیشترین است که لایهها به سمت شیب پائین، سرازیزی دارند. به زمینلغزشهای انتقالی منتج شده، لغزشهای سنگی و صخرهای گفته میشود. برای لایههای خشک، معیار جنبش شناسی برای گسیختگی به صورت زیر میباشد:
جایی که '∅ زاویه شکست در امتداد لایهها، δ زاویه انحنا و β زاویه شیب است. عدم تساوی نشان میدهد که لایه ضعیف باید روی شیب پدیدار شود (یعنی δ>β)، و زاویه انحنا باید بیشتر از زاویه شکست باشد. در بیشتر موارد، تغییرپذیری موقت هر سه پارامتر معمولاً کوچک است. به هرحال، پایداری اصطکاکی در طول درزها میتواند ناگهانی هنگام افزایش فشار آب، کاهش یابد. تندترین زاویه ثابت، ، از یک لایه سنگی است پس:
در اینجا γsat وزن واحد اشباع شده ماده است، γw وزن واحد آب، و پارامتر m، نسبت عمق اشباع به عمق کامل تخته سنگ است. اصول مشابه برای گسیختگیهایی در مواد دامنه کوه کاربرد دارند جایی که به گسستگی‌های سطحی، لغزشهای واریزهای گفته میشود که اغلب در فصل مشترک بین کولویوم[6] و مواد سختتر زیرین، نظیر سنگ بستر اتفاق میافتد. لغزشهای واریزهای در مواد یخچالی، برای مثال در فصل مشترک بین یخرفت سست و شل و یخرفت اساساً متراکم زیرین، نیز اتفاق میافتد. در سنگهای نرمتر، مثل رسها، شیلها و سنگهای گلی، درجهی کمتری از کنترل ساختاری وجود دارد، و سطوح برشی اغلب به مسیر بسترسازی به عنوان گسیختگیهای چرخشی، متمایل میشوند. در این موارد، فرض بالا از یک لغزش انتقالی سطحی بیش از این معتبر نیست.
راه کلیتر برای ارزیابی پایداری یا نزدیکی به گسیختگی یک خاک یا توده سنگی، به هر شکل هندسی، معادلۀ موهر-کلمب[7] میباشد:
در اینجا S قدرت برش، C' چسبندگی[8]، σ کل فشار طبیعی، u فشار آب روزنهای و '∅ زاویه استحکام برشی میباشد. پارامترهای C' و '∅، ویژگیهای موادی هستند که قدرت برشی را در فشار مؤثر[9] محدود کنترل میکنند. فشار روزنهای، u، مستقل از این پارامترهاست، و تابعی از تغذیه رطوبت از وقایع اقلیمی پیشین و محدود میباشد. پایداری کلی یک توده از فاکتور اطمینانش ارزیابی میشود، F=S/r ، در اینجا r فشار برشی است. با این تعریف، گسیختگی هنگامی که 1F= است اتفاق میافتد. گسیختگی که به وسیله اشباع ایجاد شده، معمولاً بیشترین است، که باعث افزایش در فشار برشی همراه با یک کاهشی در قدرت اصطکاکی میباشد. این، چرایی بیشتر زمین لغزشهایی که با طوفانهای بارانی یا ذوب برفی همراه هستند، را تبیین میکند.
نسخۀ بالا از معادلۀ موهر-کلمب برای گسیختگیهای زهکشی، که شامل فشار روزانهای اضافی نیست، کاربرد دارد. در مورد حرکات سریع در تراکم پائین، خاکهای ریزدانه، اشباع شده (برای نمونه، QUICKCLAYs)، فروپاشی ساختار خاک تحت بارهای برشی باعث فشارهای روزانهای اضافی مهمی جهت توسعه میشود. چنین گسیختگی شامل میعان[10] میشود، و باید با عطف به پارامترهای قدرت بار زهکشی نشده تحلیل شود (UNDRAINED LOADING را ببینید).
گسیختگی اغلب ممکن است توسط چرخش و پیچش لایهها، مخصوصاً در سنگهایی با بستر نازک، اتفاق افتد. چرخش شامل دوران رو به جلو و رو به شیب پائین لایهها میشود و جایی رایج است که لایهها بطور سرازیری به سمت یک شیب تمایل دارند. برای بلوکهای تکی، معیار چرخش به صورت زیر میباشد:
b/h < tan δ
در اینجا b و h طول و ارتفاع بلوک هستند و δ انحراف پایه بلوک است. برای چرخش موجی، که شامل دوران رو به شیب پائین و شیب میان لایهای میباشد، این معیار به صورت زیر است:
در اینجا زاویه قطبی زاویه طبیعی نسبت به سطح میباشد، و δ زاویه شیب است. نابرابری نشان میدهد که چرخش به احتمال بیشتر در لایههای شیبدار بطور سرازیری اتفاق میافتد، اما ممکن است جایی که شیبها از زیر برش خورده یا سرازیر شدهاند، افزوده شود. پیچش جایی اتفاق میافتد که سنگها، با بستر نازک انعطافپذیر، مثل آرجیلیت[11] و فیلیت[12]، که به طرف شیب پائین اندکی شیبدارتر از زاویه شیب هستند. زمانی که تنش فشاری متجاوز از مقاومت خمشی لایهها است، پیچش ممکن است اتفاق افتد.
بیشتر گسیختگیهای دامنهای بیش از یک نوع از حرکت را شامل میشود. برای مثال، یک زمین لغزش توسط شکستگی سطح در پایهاش اغلب ممکن است شامل پیچش یا چرخش رو به جلوی ماده بوسیله فشار در ناحیه انتهایی، و شکستگی انبساطی در پرتگاه بالایی باشد. گذار از یک نوع حرکت به نوع دیگر نیز رایج است، برای مثال، گسلش یک توده اشباع به عنوان یک لغزش واریزهای، توسط تجزیه و مایع شدگی به عنوان یک جریان واریزه[13] نزدیک شیب پائین، دنبال میشود.
اگر چه معادله موهر-کلمب دلالت بر حصول ناگهانی گسیختگی دارد، بیشتر زمینلغزشها احتمالاً حرکات آرام خزش مقدم بر گسلش را شامل میشوند. حرکات کششی عمقی دیرینه از نوع ساکونگ[14] احتمالا شامل حرکات آرام طویل در عمق میباشد. چنین مقیاس کوهستانی بطورکلی دهها تا صدها میلیون متر مکعب از مواد را جمعآوری میکند که با سرعت میلیمتری تا سانتیمتری در سال در حال حرکت هستند. تجلّی سطحی چنین حرکتی معمولاً ترکهای انبساطی، سراشیبی مواجهه با پرتگاه و گرابن است، یا به وضوح کمتر به عنوان تودههای شکسته شده، سنگ متسع شده تعریف شده است. چنین جنبشی ممکن است در طول قرنها تا هزاران سال بدون توسعه سطح گسستگی زمینلغزش رخ دهد. با این حال، موارد دیگری شناخته شده است که در بهمنهای بزرگ سنگی خاتمه یافتهاند (جریانات سقوط[15]). این یک پیوستگی از میزان حرکت دامنهای را نشان میدهد و انواعی از آن ممکن است در طول زمان در یک سایت منحصر به فرد رخ دهد، تحت یک شرایطی که به راحتی توسط روشهای موجود احاطه نمیشود تا برای طبقهبندی و تجزیه و تحلیل حرکات دامنهای مورد استفاده قرار گیرند.
Further reading
Barnes, G.E. (2000) Soil Mechanics, 2nd edition, London: Macmillan.
Bovis, M.J. and Evans, S.G. (1996) Extensive deformations of rock slopes in the southern Coast Mountains, British Columbia, Canada, Engineering Geology 44, 163–182.
Goodman, R.E. and Bray, J.W. (1976) Toppling of rock slopes, in Proceedings of a Specialty Conference on Rock Engineering for Foundations and Slopes, Boulder, CO; New York: American Association of Civil Engineers.
Hoek, E. and Bray, J.W. (1981) Rock Slope Engineering, 3rd edition, London: Institution of Mining and Metallurgy.
Turner, A.K. and Schuster, R.L. (eds) (1996) Landslides: Investigation and Mitigation, Washington, DC: National Academy Press.
MICHAEL J. BOVIS (مترجم: سید حجت موسوی)
Fall Wall – دیواره پرتگاه
محدوده توپوگرافیکی و زمین شناختی بین بخش بالای سنگ بلورین با مقاومت نسبی و بخش پایینی سنگ سست تر، رودها این محدوده را غالباً زمانی که پرتگاهها و تندآب ها در یک خط موازی توسعه پیدا می کند بالاتر می برد. کاربرد دیگر این اصطلاح زمانی است که رودخانه حالت کشندی پیدا می کند. بنابراین دیواره پرتگاه یک حد زمین شناختی و ژئومرفولوژی است. عموماً جریانات و بخش بالادستی رودخانه ها در دیواره پرتگاه با دشت های سیلابی کوچک و در بخش پایین دست با پدیده مآندری همراه هستند در حالیکه در بخشهای پایین دستی رودها با دشتهای سیلابی وسیع و مآندری گسترده همراهند یک نمونه از دیواره پرتگاه در این مورد در ناحیه شرقی ایالات متحده فلات پایکوهی (بلورین) در برخورد با جلگه ساحلی اطلس (سنگ رسوبی ضعیف تر) نقطه اتصال با تندآب ها و آبشارها در هر کدام از رودخانه های اصلی که سبب مرتفع شدن ناحیه شده اند مشخص می شود.
(i.e.the Delaware, Potomac. James. Savanmah)
شیب کند دیواره پرتگاهی امریکا به سه طریق توسط راند (1927) و لوبک (1930) محاسبه شده ابتدا چشم اندازی که با چین تک شیب یا گسل خورده (اگر چه گسل خوردگی در چند نقطه از خط آبشار دیده می شود) خودنمایی می کند. دوم ناحیه ای که بواسطه وجود سنگهای سست در جلگه ساحلی توسط رود دچار فرسایش و ایجاد کنیک در سنگ های بلورین پدیمونتی گردیده و سوم بعنوان نقطه برخورد دو پنه پلن قدیمی که سطح فرسایشی مزوزوئیک میانی قدیمی تر که در بخش زیرین نهشته های جلگه ساحلی فرو رفته می باشد که بر روی پنه پلن جوانتر قرار گرفته. دیواره پرتگاه بخش راه راه پنه پلن قدیمی تر را نشان می دهد که خود دلیلی است بر شیب تندتر پله پلن
References
Lobeck, A.K. (1930) Geomorphology: An Introduction to the Study of Landscapes, London and New York: McGraw-Hill.
Renner, G.T. Jr (1927) The physiographic interpretation of the Fall Line, Geographical Review 17(2), 278–286.
STEVE WARD (مترجم: مهدی طاهر خانی)
FANGLOMERATE – فنگلومرا
سنگ رسوبی با بافت متفاوت که منشا آبرفتی مخروط افکنه ای دارد و به آرامی در یک گستره یکپارچه سیمانی شده است. این اصطلاح بوسیله لاوسون (1913) مطرح شده است و برای توصیف بخشهای بالا دست تشکیلات مخروط افکنه ای به کار می رود. اگرچه این اصطلاح معمولاً برای رسوبات کنگلومرایی و برشی موجود در مخروط افکنه ها به کار می رود آنها معمولاً به دو طریق تشکیل می شوند یا با دخالت آب موجود در رسوبات و یا رسوب ناشی از جریان مواد، فنگلومراها با لایه بندی های موازی و کاهش اندازه، دانه ها در پایین دست در امتداد مخروط افکنه هایی که بتدریج از تندی آنها کاسته می شود متمایز می شوند.
References
Lawson, A.C. (1913) The Petrographic Designation of Alluvial Fan Formations, University of California Publications Department G.7, 325–334.
STEVE WARD (مترجم: مهدی طاهر خانی)
FAULT AND FAULT SCARP - گسل و پرتگاه گسلی
گسل یک سطح یا قطعه ای در یک سمت نسبت به سایر بخشها، که در یک جهت موازی نسبت به سطح یا یک قطعه حرکت می کند اصطلاح گسل برای عوارضی با فواصل متریک یا بیشتر به کار می رود در حالیکه این فواصل در مقیاس سانتی متری شکست های برشی نامیده می شوند و در مقیاس میلی متری گسل های خرد می باشند. عمده این گسل ها دارای ساختارهایی شکننده هستند اگرچه برخی از گسل ها با تغییرات شکلی انعطاف پذیری همراه هستند. در مورد گسل مایل، قطعه بالایی گسل، دیواره معلق و قطعه زیرین گسل می باشند. گسل ها به گسل شیب لغز (که لغزشی را موازی شیب گسل نشان می دهند). امتداد لغز (لغزش موازی با امتداد سطح گسل) و گسل های لغزشی مایل (که لغزشی سبب شیبدار شدن سطح گسل شده است) تقسیم می شوند. گسل های شیب لغز شامل گسل های عادی که قطعه دیواره معلق نسبت به قطعه و تراست (با شیب کمتر از 45º ) به طرف پایین حرکت می کند یا گسل های معکوس (با شیب بیشتر از 45º ) دیواره معلق نسبت به قطعه فرودیواره[1] طرف بالا حرکت می کند.
گسل های امتداد لغز بسته به جهت حرکت قطعه گسل در سراسر گسل از نگاه ناظر هم راست گرد و هم چپ گرد هستند. این گسل ها معمولاً به شکل مسطح و قائم می باشند.
گسل های شیب لغز و امتداد لغز در اکثر مواقع سیستم گسل زنجیره ای را شکل می دهند به نحوی که در هر برش عرضی سطوح مسطح و روراندگی هایی در آنها دیده می شود که فرودیواره را بریده و سنگهای دیواره معلق را از آن جدا می کنند.
برخی از گسل های عادی گسل های فراروی مقعری هستند که شیب آنها بسته به افزایش عمق کاهش می یابد این نوع گسل ها را گسل های Listric می نامند این گسل ها به همدیگر پیوسته شده یا تبدیل به گسل منفصل، کم زاویه در ارتباط با عمق تبدیل می شوند.
گسل های کوچک مقیاس موازی با گسل های اصلی هستند و در همان جهت برش دیده می شوند که گسل های ترکیبی نامیده می شوند. جهت هر دو مورد این گسل ها، گسل های مقابل هم می باشد. قطعه فرورو در هر سمت با گسل های عادی دوگانه با یک گرابن محدود می شوند در حالیکه قطعه نسبتاً فرارو با دو گسل دوگانه، هورست ختم می شوند. نیمه گرابن، قطعه مایل پایین رونده ای است که از یک جهت به گسل عادی محدود می شود. گسل های پله ای گسل های موازی با گسل های فرورو در جهت هر گسل می باشند.
حرکات چرخشی بین قطعات هر دو گسل ناشی از افتادگی های متفاوت امتداد گسل می باشد که سبب شکل گیری گسل های لولایی می شود به نحوی که میزان جابجایی از صفر تا یک حداکثر در امتداد گسل یا گسل های پاشنه ای(برشی) افزایش می یابد. در این جا بنظر می رسد که یک قطعه دارای چرخشی در حدود یک درجه در سطح گسل می باشد. اثرات گسل های عادی هم در صورت مستقیم یا تا حدی سینوسی بسته به شیب گسل می باشد در حالیکه تاثیر تراست ها معمولاً تا حد زیادی سینوسی است که خود ناشی از تقاطع کم زاویه با سطح زمین می باشد.
گسل های امتداد لغز بزرگ مقیاس هنگامی که قطعات ساختمانی حاشیه های صفحات لیتوسفریکی یا گسل های تراگذر در پوسته قاره ای شکل می گیرند و جزئی از حاشیه صفحه محسوب نمی شوند گسل های ترادیسی نامیده می شوند. گسل های امتداد لغز در اکثر مواقع خمیدگی های (بخش های انحنائی گسل) را شکل می دهند و متوقف می شوند یعنی نقاطی که یک گسل به اتمام می رسد و سایر گسل های مکرر و موازی و پله مانند [2]شروع می شوند خمیدگی سمت چپ یا راندگی در یک سیستم گسلی راست گرد سبب ایجاد فشردگی موضعی (بالا آمدگی، میگردد در حالیکه یک خمیدگی درسمت راست ا در یک گسل راست گرد(خمش آزاد شده) سبب ایجاد فشردگی محلی می شود (سوبیدانس، جابجایی درپیچ های گسترده اشکال متوازی الاضلاع، دپرسیون های با خمیدگی و گسل ایجاد می کنند که حوضه های کششی کناری نامیده می شوند.
پرتگاه گسل لندفرمی تکتونیکی منطبق با سطح گسل است که در سطح زمین دیده می شود. پرتگاه گسل برجا، پرتگاه کاملی است واقع بر سطح اصلی تکتونیکی که بر اثر فرایندهای تکتونیکی از بین رفته پرتگاه خط گسل خود ناشی از تخریب تفریقی و فرسایش سنگها در هر بخش از گسل است.
پرتگاههای ایجاد شده بر اثر گسل عادی معمولاً بین بستر سنگی در پای فرادیواره[3] و رسوبات کواترنری در دیواره های معلق می باشد پرتگاههای همراه با گسل معکوس در سنگهای سخت معمولاً به شکل معلق هستند که معمولاً تخریب و یا دچار فرسایش می شوند این پرتگاهها نسبت به نقطه مقابل خود بشدت محدود می شوند پرتگاهها یا گسل های امتداد لغز معمولاً کمتر دیده می شوند و بیشتر در توپوگرافی های ناهمواری دیده می شوند در رسوبات سست پرتگاههایی با یال چین (تک شیب یا چین خورده) شکل می گیرند و معمولاً مبین سطح تراستهای نامعلوم (ناپیدا) می باشد.
پرتگاههای گسل معمولی فعال شامل، پدیمونت (نمونه) پرتگاهها واقع در رسوبات نرم، پرتگاههای گوناگون (ترکیبی) مربوط به گسل با زاویه باز در اثتای گسل خوردگی منفرد می باشند.
ترکیب (منفرد-ترکیبی) پرتگاهها با بیشتر از 10 متر ارتفاع بر اثر لغزش دوباره در یک گسل ایجاد می شوند و پرتگاههای کوچک بر اثر جابجایی گسل در نقاطی که قطعات مکرر و موازی گسل بر روی هم قرار گرفته اند ایجاد می شود پرتگاه پدیمونتی (Wallace 1977) شامل شیبی با سنگهای صاف و عمودی تند (کمتر از 50 درجه) با شیب متوسط (30 تا 40 درجه)، شیب واریزه ای با شیب آرام (5تا10درجه) شستشوی مواد موجود در شیب (مراجعه به ژئومرفولوژی تکتونیک لرزه ای).
پرتگاه های گسلی در اقلیم نیمه مرطوب بواسطه جاذبه (yrs ( یا شستشو( yrs ) شیب یا هر دو، فروافتادگی، جابجایی، عقب نشینی یا گردشدگی دچار سایش می شوند(مایل 1986).
براساس وضعیت اقلیمی میزان برداشت واریزه های پرتگاه تنظیم می شود حوضه اورگان و پرتگاههای زنجیره ای اقلیم نیمه مرطوب و پرتگاههای نیوزلند در اقلیم بسیار مرطوبی شکل گرفته اند . ایجاد گسل در بسترهای سنگی همراه با ایجاد شکستگی و بِرش که سبب ایجاد تغییر اساسی در سنگ شده، و سنگها را در معرض فرسایش قرار می دهد.
مقاومت متقابل سنگهای گسلی در برابر فرسایش مربوط به پرتگاههای گسلی آژین (Aegean) (stewart and hancock 1988) می باشد که گسل های عادی در سنگهای کربناته بر روی انواع مختلفی از بِرشهای سخت وسست قرار گرفته اند سایش اینگونه پرتگاهها در مقایسه با پرتگاه پدیمونتی نوادا چشمگیرتر می باشد تیغه های واریزه ای سرنگون شده پرتگاههای گسلی بوسیله کربن14، لومینسانس، دندروکرونولوژی، تفروکرونولوژی و تکنیک های سنجش هوازدگی تاریخ گذاری می شوند.
پرتگاههای موجود در رسوبات سست بر اساس قوانین ریاضی، رگرسیون خطی مدل پخش و تحلیل های آماری پارامترهای پرتگاهی، مدل سازی می شوند.
بدلیل دوره های مکرر گسل خوردگی دیوارهای گسل های سنگی باصدها متر ارتفاع و دامنه جبهه های گسل خورده با صدها کیلومتر طول و بیشتر از یک کیلومتربلندا تشکیل می شوند. مرفولوژی دامنه جبهه عمدتاً بر اساس نسبت بالاآمدگی تا فرسایش تعیین می شود. دامنه جبهه ها در اقلیم مرطوب دارای سایش بیشتری نسبت به اقلیم خشک با میزان بالاآمدگی یکسان می باشد.
گسل عادی فعال واقع در جبهه های کوهستانی غالبا اشکال مثلثی یا ذوزنقه ای (تپه های کوچک ستیغ کوهها و پهنه های آهن دار) که بر اثر بالاآمدگی و برش پرتگاه طبیعی بر اثر گالی ها و بستر آنها همسو با خود گسل شکل گرفته اند.
ارتفاع تیغه های ستیغ کوهها ناشی از بالاآمدگی اتفاقی، گسل خوردگی پراکنده در رشته گسل های مجاور هم یا حتی لغزشهای فعال می باشد.
References
Mayer, L. (1986) Tectonic geomorphology of escarpments and mountain fronts, in R.E. Wallace (ed.) Active Tectonics, 125–35, Washington, DC: National Academy Press.
Stewart, I.S. and Hancock, P.L. (1988) Fault zone evolution and fault scarp degradation in the Aegean region, Basin Research 1, 139–152.
Wallace, R.E. (1977) Profiles and ages of young fault scarps, north-central Nevada, Geological Society of America Bulletin 88, 1,267–1,281.
Further reading
Bloom, A.L. (1978) Geomorphology, Englewood Cliffs, NJ: Prentice Hall.
Burbank, D.W. and Anderson, R.S. (2001) Tectonic Geomorphology, Malden: Blackwell.
Cotton, C.A. (1958) Geomorphology, Christchurch: Whitcombe and Tombs.
Keller, E.A. and Pinter, N. (1996) Active Tectonics, Upper Saddle River, NJ: Prentice Hall.
McCalpin, J.P. (ed.) (1996) Paleoseismology, San Diego: Academic Press.
Morisawa, M. and Hack, J.T. (eds) (1985) Tectonic Geomorphology, Boston: Allen and Unwin.
Stewart, I.S. and Hancock, P.L. (1990) What is a fault scarp?, Episodes 13, 256–263.
Stewart, I.S. and Hancock, P.L. (1994) Neotectonics, in P.L. Hancock (ed.) Continental Deformation, 370–409, London: Pergamon Press.
Turner, J.P. (2000) Faults and faulting, in P.L. Hancock and B.J. Skinner (eds) The Oxford Companion to the Earth, 342–345, Oxford: Oxford University Press.
Twiss, R.J. and Moores, E.M. (1992) Structural Geology, New York: W.H. Freeman.
SEE ALSO: seismotectonic geomorphology
WITOLD ZUCHIEWICZ
FECH-FECH- فچ فچ
این اصطلاح در بیابان های مراکش به کار می رود و به سیلت های ریز پودری شکل و رسوبات بسیار ریز با چگالی کم گفته می شود که غالباً حاوی رسوبات تبخیری است. به واسطه بافت منفصل سطوح پوشیده از فچ فچ، حرکت بر روی آنها ( ردپا یا جای چرخ وسایل نقلیه در آن ها) را با مشکل مواجه می کند. فچ فچ ازنقطه نظر ژنتیکی به دو بخش اصلی تقسیم می شود. فچ فچ با منشأ گل و لای دریاچه ای دوره هولوسنی یا رسوبات رودخانه ای یافت می شود. بخشهای سست و نرم واقع در سنگهای آهکی دریاچه ای با چهل درصد ذرات ریز (20µ > ) و حجم عظیمی از نمکهای محلول، این نوع رسوبات را در محیطی که تقریباً آغشته به ماسه هست متمایز می کند.
فچ فچ در شیل های گلی از قابلیت توسعه برخوردار است. هوازدگی روزانه شیل ها منجر به پراکنش سطحی آنها شده که با اتصال ذرات، فرسایش بادی در بین لایه های ناپیوسته خودنمایی می کنند.
علاوه بر این دو نوع، نوع دیگری از فچ فچ در دشت های ریگی کواترنری با ساختار متراکم تر( 5/1) و دانه بندی سیلتی و نمکی یافت می شود. خط سیرهایی که برای مدت طولانی در پرتگاههای نرم بر جا می مانند خود بر روی لایه ای ماسه ای قرار گرفته اند.
Further reading
Conrad, G. (1969) L’evolution continentale posthercynienne du Sahara algerien (Saoura, Erg Chech, Tanezrouft, Ahnet-Mouydir), serie: Geologie No. 10,Paris: Centre National de la Recherche Scientifique (CNRS).
MOHAMED TAHAR BENAZZOUZ
FERRALLITIZATION – فرالیتیزاسیون (آهن زدایی خاک)
فرایند ناشی از شستشوی شدید لایه هوازده در منطقه حاره و تاثیر مستقیم ناشی از تجمع نسبی ترکیبات غنی از آهن (و همچنین غنی از آلومینیوم) بویژه ترکیبات آهن و آلومینیوم می باشد. فرالیتزاسیون فرایندی است که در اثنای هوازدگی متراکم و طولانی مدت، سبب شکست ساختمان های اولیه، لایه سطحی سنگ و یا خاک می شود.
فرالیتزاسیون بر روی لایه های سنگی که تحت تاثیر هیدرولیز قرار گرفته اند گسترش پیدا می کند. این فرایند منجر به تفکیک عناصر شیمیایی این مواد شستشوی کامل عناصر متشکله قلیایی و عناصر قلیایی سطح زمین و شستشوی کلی یا جزئی سیلیکات ها می شود.
که یک باره تخریب آغاز و عناصر آزاد می شوند و عناصر رابرای انتقال از سیستم آماده می کنند در حالیکه عناصر متحرک کمتری همانند fe و Al و Ti به عنوان ماده رسوبی بر جای مانده و تشکیل sesquioxides می دهند این عناصر کمتر متحرک دارای سهم بالایی در بسیاری از لایه های لیتولوژی هستند. (همانند 12 تا 18 درصد ،12 تا18 درصد در بازالت قاره ای و 5/0 تا 5 درصد . 12تا10 درصد در سنکلهای گرانیتی) رسوبات بلافاصله غنی از feوAl می شوند.
هر سیلیکات موجود در رسوب عامل است برای خوردگی کریستال های کوارتز، دانه ها یا سایر مواردی که در حین ترکیب دستخوش تغییر می شود (همانند کائولینیت و ژیپسیت) چون که این با این مشخصات لاتریت (Ferricret ) با ته نشینی مواد معدنی شکل می گیرد، فرالیتیزاسیون فرایندی کلیدی را در توسعه هوازدگی لاتریتی مقاطع نشان می دهد.
MIKE WIDDOWSON
FERRICRETE- (هیدروکسیدهای آهن)
Ferricret مقطعی در سطح زمین است که بواسطه سخت شدگی اکسید آهن سبب شکل گیری دوری کارست (DURICRUST) مقاوم می شود. معمولاً با 1 تا 20 متر ضخامت که در نهایت سبب تشکیل صفحات فشرده ای با ضخامت بیش از چند صد متر یا حتی هزاران کیلومتر مربع می شود نهایتاً این صفحات ممکن است گسترده ترین مواد دوری کارست باشد.
این بیرون زدگی حاوی برجستگی های متراکم با ترکیبات اکسیژن و آلومینیوم می باشد (یا sesquioides) که با سایر ترکیبات لیتولوژیکی و پدوژنیکی ارتباط دارند. Ferricrete دارای سابقه طولانی مطالعاتی در بین زمین شناسان، ژئومرفولوژیست خاک شناسها و کشاورزان می باشد. با توجه به اینکه عمده تلاشها در جهت تعیین شرایط تشکیل فری کریت است و این موضوع خود نقش بی بدیل در رویکردهای ژئومرفولوژی حاره ای دارد(توماس 1994؛ ویداوسون 1997). مضاف بر اینکه مقاومت شیمیایی و فیزیکی فری کرت مبین این نکته است که این فرایند غالباً نقش مهمی را در تکامل چشم اندازهای حاره ای و جنب حاره ای ایفا می کند (Mcfarlance 1971 و Bowden 1987 و Widdewson و Cox 1996).
در یک نگاه ما کمان اصطلاح فری کرت برای توصیف هر ماده دوری کراست، با انبوهی از ترکیبات غنی از آهن می باشد.
به هر روی در حالیکه بنظر می رسد که این توصیف محض، با خود مشکلاتی را همراه دارد چرا که این اصطلاح برای توصیف مجموعه وسیعی از هوازدگی رودخانه ای و تغییرات رسوبی ناشی از فرایندهای تشکیلاتی متفاوت به کار می رود (ollied and Galloway 1990) بنابراین درک این تفاوت ها که خود تمایز بین انواع متفاوت دوری کراست غنی از آهن را ممکن می سازد حائز اهمیت بنظر می رسد.
از همین رو قرون نوزدهم و ابتدای قرن بیستم، اصطلاح فری کرت (پوسته غنی از آهن Lamp lught 1907) و لاتریت (آهن بشدت هوازده در اشکال ثانویه و یا آلومینیوم(Buchananl 1807 ، Babbington 1821 .(sivarajasingham 1962)).
برای توصیف علل ژنتیکی دوری کراستهای غنی از آهن می باشد، چنانکه بتوان به جای یکدیگر به کار برد این موضوع خود به مسئله بسیار بغرنجی تبدیل شده به هر روی مواد متناوب یا توصیفات پیرامون لاتریت و فری کریت نه تنها از بررسی انواع رشته های علمی متفاوت بلکه از توسعه ترمینولوژی هایی توصیفی متاثر از فرانسه، انگلستان نشأت می گیرد.
از مطالعات میدانی برمی آید که عمده دوری کرات های غنی از آهن از نظر ژنتیکی با دو نوع معینی مشخص می شود. Aleva (1994) بین این دو دوری کارست ها که غنی از آهن خالص هستند تمایز قایل است دیگر اینکه آنها خود برخوردار است از رسوب آهن غنی شده در مقاطع خرد می باشند (بدون آهن خالص).
فری کراست ها، دوری کراست هایی هستند که از به هم پیوستن دوری کراست هایی هستند که از به هم پیوستن مواد غیر طبیعی (بومی) موجود در محلی که دوری کراستها شکل می گیرد پدید می آیند.
عکس 45: معدن لاتریت نزدیک بی دار جنوب شرق دکن هند (با مقیاس یک متر در بخش راست تصویر) مواد زیر دوری کارست ناپایدار مقطع لاتریت حفرشده که به بلوک های بزرگی از آن بریده شده و در معرض خورشید قرار گرفته اندو شبیه موادی هستند که برای اولین بار بوسیله (Buchanan,1807) لاتریت نامیده شدند.
در بسیاری از مواد حل شده به صورت قله ی سنگ یا خرده سنگهای مجاور تشکیلات لیتوژیکی یا به عنوان قطعاتی از لایه های سخت طبقات پیشین لاتریت یا فری کرت می باشند (عکس 46)
قابل توجه اینکه اصطلاح فری کرت به موادی اطلاق می شود که از اجزاء اصلی بشدت سخت شده ناشی از تاثیر بارش یا اجزاء متشکله سیالات خارج ازسیستم اشاره دارد (اشاره به موادی که در اثنای رسوب و انتقال مواد خارج از محیط شکل گیری فری کرست ایجاد می شوند) اگر چه مواد تشکیل دهنده فری کرت خارج از سیستم هستند به نحوی که وجه تسمیه آن هم خود گواه همین مطلب است.
بر روی از آنجا که هیدروکسیدهای آهن ممکن است به صورت تشکیلات شیبدار آهنی یا در دپرسیون های توپوگرافیکی تشکیل میشوند. هیدروکسیدهای آهن عموماً با لایه های لیتولوژیکی کالای ناپیوسته قابل شناسایی هستند. در حقیقت آنها مقاطع هوازده شدیدی که مشخصه بسیاری از مقاطع لاتریتی است را از خود بروز نمی دهند. در عوض افق هیدروکسیدهای آهن بیشتر بر روی تشکیلات دست نخورده دیده می شوند.
لاتریت ها دوری کراست های غنی از آهن هستند که مستقیماً از ته نشینی موادی که در مجاورت بلافصل خود هستند شکل گرفته اند از همین رو فاقد هر نوع ماده قابل شناسائی خارج از سیستم می باشند. دوری تراستهای لاتریتی معمولاً نمونه بارز بالاترین لایه های مقاطع هوازی می باشند.
عکس 46: هیدروکسیدهای آهن دانه ای در سطح زمین شامل مواد (allochthanous) بر جای مانده از لاتریت و آهن دار در مجاورت مرز استرالیای غربی
لاتریت لوله ای شکل سختی که در راس یک مقطع هوازده در مجاورت مرز استرالیای غربی شکل گرفته در نقاطی که این مقاطع در معرض دید قرار گرفته اند اینگونه مقاطع، بصورت بازالت در غرب بند به فراوانی به چشم می خورند (widdowson and gunnel 1999)
آنها شامل تشکیلات پیوسته فاقد جبهه هوازده ساپرولیت می باشند (در حالیکه اشکال کاذب بلورین سنگ بستر ممکن است در آنها قابل شناسایی باشد) و در نواحی بالادست غنی از آهن که به شدت دستخوش تغییر شده اند، به نحوی که میزان لاتریت استوانه ای فوق العاده محکم در راس نیمرخ برجای مانده است.
عکس 47: .................. ترجمه شود
Plate 47 Indurated ‘tubular’ laterite sample from the top of an in situ weathering profile near Bunbury, Western Australia
در مجموع فری کرت (هیدروکسیدهای آهن) و لاتریت اصطلاحات مترادفی نیستند و تا حد ممکن باید بین انواع متفاوت دوری کراست های غنی از آهن تفاوت قائل شد. این تمایز از آن جهت حائز اهمیت است که خود سبب تحدید انواع فرایندهای موثر در تکامل دوری کارست و شرایط پالئوکلیمایی و مرفولوژیکی آن می شود به هرروی اگرچه تاکید است بر روی ترکیبات آهن allochthonous یا autochthonos است. تمایز این دو نوع دوری کراست هم در کار میدانی و هم نمونه برداری گیج کننده می باشد مشکلات در زمان شکل گیری آنها بروز می کنند.
فری کرت ها در واکنش به غلبه شرایط اقلیمی و آبهای جاری شروع به تغییر می کنند (Bowden 1997) و با گذشت زمان برخی از اشکال ساختمانی و بافتی را در مقاطع هوازده لاتریتی نشان می دهند در اثر هیدروکسیدهای آهن تکامل یافته که بر اثر هوازدگی شدید رسوبی و فرالیتزاسیون مجدد تغییر شکل داده اند برعکس نقش allochathoneus جریانات آبهای سطحی و عناصر و مواد حل شده و ترکیبات آنها در توسعه دیگر مقاطع هوازده لاتریت autochthonous هیچ نقشی ندارند.
دوری کراست ها لاتریتی و هیدروکسیدهای آهن مجموعاً با خاکهای دیرینه غنی از آهن اخیراً از شاخص های مهم محیط های دیرینه به حساب می آیند Bardossy1981)) (Thomas 1994) (Tsekhovskii 1995) تحقق و بررسی پیرامون اینگونه مواد در امور زمین شناسی به همراه مطالعات ایزوتوپی و دانه سنجی و ژئوشیمیایی داده های ذیقیمتی پیرامون شرایط اقلیمی و اتمسفری گذشته را ارائه می دهند به عنوان مثال مطالعات ایزوتوپی و ژئوشیمیایی لاتریت های پروتوزوئیکی افریقای جنوبی (Gutzmer,Beukes 1998) نه تنها اتمسفر اکسید شده قدیمی را ثابت می کند بلکه مبین اقلیم گرم و مرطوب هم می باشد بر این اتمسفر ایزتوپی کربن محفوظ در این لاتریت ها گویای وجود زندگی نباتی دیرینه می باشد.
References
Aleva, G.J.J. (compiler) (1994) Laterites. Concepts, Geology, Morphology and Chemistry, Wageningen: ISRIC.
Babbington, B. (1821) Remarks on the geology of the country between Tellicherry and Madras, Transactions of the Geological Society of London 5, 328–329.
Bardossy, G. (1981) Palaeoenvironments of laterites and lateritic bauxites – effect of global tectonism on bauxite formation, Proceedings of the International Seminar on Lateritisation Processes (Trivandrum, India, 11–14 December 1979), 287–294, Rotterdam:
Balkema. Bowden, D.J. (1987) On the composition and fabric of the footslope laterites (duricrust) of Sierra Leone, West Africa, and their geomorpholoical significance,
Zeitschrift fur Geomorphologie NF, Supplementband 64, 39–53.
—— (1997) The geochemistry and development of lateritized footslope benches: the Kasewe Hills, Sierra Leone, in M. Widdowson (ed.) Palaeosurfaces:
Recognition, Reconstruction, and Paleoenvironmental Interpretation, Geological Society of London Special Publication 120, 295–306.
Buchanan, F. (1807) A journey from Madras through the countries of Mysore, Kanara, and Malabar Vol. 2, 436–461; Vol. 3, 66, 89, 251, 258, 378, London: East
India Co.
Gutzmer, J. and Beukes, N.J. (1998) Earliest laterites and possible evidence for terrestrial vegetation in the Early Proterozoic, Geology 26, 263–266.
Lamplugh, G.W. (1907) Geology of the Zambezi basin around Batoka Gorge, Quarterly Journal of the Geological Society of London 63, 162–216.
McFarlane, M.J. (1971) Lateritization and landscape development in Kyagwe, Uganda, Quarterly Journal of the Geological Society of London 126, 501–539.
Ollier, C.D. and Galloway, R.W. (1990) The laterite profile, ferricrete and unconformity, Catena 17, 97–109.
Sivarajasingham, S., Alexander, L.T., Cady, J.G. and Cline, M.G. (1962) Laterite, Advances in Agronomy 14, 1–60.
Thomas, M.F. (1994) Geomorphology in the Tropics, Chichester: Wiley.
Tsekhovskii, Yu G., Shchipakina, I.G. and Khramtsov, I.N. (1995) Lateritic eluvium and its redeposition products as indicators of Aptian–Turonian climate. tratigraphy
and Geological Correlation 3(3), 285–294.
Widdowson, M. (ed.) (1997) Palaeosurfaces: Recognition, Reconstruction, and Paleoenvironmental Interpretation, Geological Society of London Special Publication 120.
Widdowson, M. and Cox, K.G. (1996) Uplift and erosional history of the Deccan traps, India: evidence from laterites and drainage patterns of the Western Ghats and Konkan Coast, Earth and Planetary Science Letters 137, 57–69.
Widdowson, M. and Gunnell, Y. (1999) Lateritization, geomorphology and geodynamics of a passive continental margin: the Konkan and Kanara lowlands of western peninsular India. Special Publication of the the International Association of Sedimentologists 27, 245–274.
SEE ALSO: duricrust
MIKE WIDDOWSON
FIRE - آتش
آتش مهار ناپذیر از عوامل بسیار مهم در تغییرات ژئومرفیکی است که به نحو موثری در فرسایش و رسوب گذاری به مفهوم واقعی کلمه در محیط های بیوژئومرفولوژیکی[4] تاثیرگذار است.
این مبحث نقش ژئومرفولوژیکی آتش را در خاکها و فرایندهای دامنه ای و سیستم های رودخانه را در بر می گیرد. اگرچه بیشتر مطالعات و بررسی ها پیرامون اهمیت نقش هوازدگی[5] آتش است (Blackwelder 1927) و بیشتر مطالعان میدانی، یا داده های اندک و کمتر تجربی و بیشتر حالت گزارشی یا پشتیبانی دارند. از همین رو مهم ترین تحقیقات پیرامون هوازدگی ناشی از آتش بواسطه مطالعات آزمایشگاهی است(Goudie 1992) محققین در آزمایشگاه به این نکته پی برده اند که هوازدگی ناشی از آتش عمدتاً شبیه ویژگی های فیزیکی آتش، انواع متفاوت سنگها و اینکه در سنگهای کوچک تر سریع تر از سنگهای بزرگتر صورت می گیرد و هر چه میزان آب بیشتر باشد میزان هوازدگی ناشی از آتش هم بیشتر می باشد.
نمونه ای از تاثیر آتش بر هوازدگی سنگ در آوریل و می سال 2000 "Coon Greek" آتش وحشتناکی که در حدود 37کیلومترمربع از کوههای سیرا آنجا Sierra Ancha 2/32 کیلومتری جنوب گلاب Glob و آریزونا شامل 25 قلوه سنگ دیوریتی و ماسه سنگی را در برگرفت که در سال 1989 ارزیابی شده بود (a) و ارزیابی پس از آتش سوزی (b) پس از تابستان 2000 فصل بارندگی و مجدداً (c) پس از برف زمستان سال 2001 (Dorn 2003 )
Plate 48 Left column: boulder weathering from the Coon Creek Spring 2000 fire, Sierra Ancha Mountains, Arizona. The top left image shows flaking of millimetre-scale spalls. The centre-left image shows where half of a boulder fragmented as a result of the fire. The graph on the lower left shows the overall bimodal pattern, whereby fire weathering produces erosion of small flakes or extensive slabs. Right column: fire-generated erosion from the 1995 Storm King fire, Colorado, courtesy of the US Geological Survey (Canon et al. 2001; see also http://landslides.usgs.gov/html_files/ofr95–508/ index.html). The upper right image shows post-fire rill erosion. Other photos show in-channel conditions before (middle right) and after (lower right) passage of a debris flow
زمانی که دامنه آتش به نواحی متراکم از قلوه سنگها کشیده شود فرسایش ناشی از آتش بلافاصله به میانگین بیش از 26 میلی متر برای ماسه سنگها و بیشتر از 42 میلی متر برای دیوریت می رسد با این حال این میانگین ها گمراه کننده بنظر می رسند.
چرا که ماسه سنگها و دیوریت تحت تاثیر فرسایش ناشی از تاثیر زیستی قراردارد به نحوی که هوازدگی ناشی از تاثیر آتش مورد (a) را پدید آورده و سبب کاهش فرسایش و ایجاد تورق در حد میلی متری یا (b) ایجاد ورقه های ضخیم تر از 6/7 سانتی متری میگردد.
ستون سمت چپ هوازدگی بلوک های سنگی Coon Greek برای سال 2000 کوههای سیراآنچای آریزوناه تصویر سمت چپ از بالا پوسته در حد میلی متری را نشان می دهد تصویر وسط از سمت چپ نشان می دهند که نصف بلوک سنگی قطعه قطعه شده ناشی از تاثیر آتش هست نمودار شکل پایین در سمت چپ نوعی مدل زیستی را نشان می دهد که به موجب هوازدگی ناشی از آتش پوسته کوچک ناشی از فرسایش یا ورقه های سخت و فشرده است.
ستون سمت راست فرسایش ناشی از آتش از 1995 کلرادو سازمان نقشه برداری ایالات متحده تصویر بالا فرسایش شیاری پس از آتش را نشان می دهد سایر تصاویر وضعیت کانال را قبل (تصویر وسط) و پس از (تصویر پایین) مسیر جریانات واریزه ای را نشان می دهد.
این مطالعه میدانی موید یافته های تجربی پیشین است که آتش، سنگ را در معرض هوازدگی و فرایند فرسایش قرار می دهد می باشد (Goudie 1992).
طوفان های مربوط به تابستان ادامه برفهای زمستانی پس از آن منجر به فرسایش قلوه سنگها به میزان 1 تا 5 میلی متر می گردد مضاف بر اینکه فرسایش سطح قلوه سنگها، با 85 متر ضخامت به صورت قطعات با پوسته هایی در حد سانتی متر مبین تغییرات تکاملی دامنه ها در مکان های است که قلوه سنگها در تحول دامنه ها نقش دارند دامنه ی آتش سبب ایجاد تغییرات گسترده در سیستم خاک می شوند (Morris and Moses 1987).
شاید مهمترین عامل برای توسعه خاکهای آبگریز باشد. آتش گسترده سبب ایجاد هیدروکربنات های فرار می شود که تا 15 سانتی متری خاک نفوذ کرده و سبب ایجاد لایه ای آب گریز از خاک می گردند علاوه بر این خاکستر آتش سبب کاهش توانایی خاک در جذب آب می گردد. مطالعات میدانی گویای حفر چاله های گود در امتداد آب می شود آبی که توان نفوذ سریع درحد 10 ثانیه را ندارد خود دلیلی است بر اینکه خاک آب گریز می باشد حداکثر آب گریزی در آب برای بیش از 30 ثانیه برآورد شده.
در دامنه هایی که در معرض آتش قرار نگرفته اند فرایندهای بیوژئومرفولوژی طبیعی فرسایش خاک را کاهش می دهند به عنوان مثال با برخورد قطرات باران نفوذ، افزایش پیدا کرده....و............ فرایند آب گریزی ناشی از سوختگی ظرفیت نفوذ را کاهش می دهد و رواناب سطحی و فرسایش خاک را افزایش می دهد حتی قبل از بارش، سوختگی بر اثر گرد غبار ناشی از فرسایش بادی و dry Ravel افزایش می یابد.
Dry ravel نوعی حرکت توده ای دانه ای شکل که برخورد ذرات به صورت اصطکاک و ضربه ای بدون دخالت باران است Dry ravel سبب ایجاد رسوب در دره ها بویژه دره های واقع در شیب هاب تند هست این فرایند بویژه پس از آتش سوزی های واقع در کالیفرنیای جنوبی بیشتر به چشم می خورد.
آتش سوزی ها عمدتاً سبب افزایش جریان های سطحی ناشی از بارندگی می گردند به نحوی که منجر به افزایش حجم و شدت جریان های سطحی می شوند. دبی بالای جریانات سطحی بواسطه تشکیلات آبراهه ها و گالی های واقع در دامنه تپه ها است.
آتش انتقال مواد موجود در جریان های سطحی و ایجاد رسوب در گالی ها و آبراهه ها را در دره ها افزایش می دهد. اوج جریانات واقع در دره ها با حداقل زمان تاخیر نسبت به حوضه های آبریز که تحت تاثیر آتش سوزی قرار گرفته اند رخ می دهد.
اوج سیلاب معولاً بیشتر از قدرت فرسایش رسوب موجود در دره هایی است که خود دره ها قادر به حفر بستر خود هستند.
بار رسوبی سیستم رودخانه پس از آتش سوزی دستخوش تغییر می شود. رسوبات از منابع مختلف ممکن است در ایجاد جریانات پیش رونده بسمت دامنه تپه ها یا دره ها مشارکت داشته باشند جریانات رسوبی در دامنه های سوخته شده سبب تغییر تمرکز جریانات اندازه پخش یا ترکیب رسوب ورودی به پایین دست می شوند که خود سبب تغییر در بازده نیرو می شود. این تغییر تحت عنوان، جریان ابرتمرکز Hypercon Centrated نامیده می شود.
در جریانات ابرتمرکز رسوب ذرات ناشی از محلول به صورت تک دانه بر جای گذاشته می شود و مابقی جریان به حرکت خود ادامه می دهد.
آتش سوزی ها عمدتاً سبب افزایش وسیع جریانات واریزه ای می شوند (Cannon 2001) (Swanson 1981) در مقابل جریان رودخانه ای یا جریانات ابرتمرکز حجم عظیم جریانات واریزه ها ترکیب رسوبی است که تنها در یک مرحله حرکت می کند.
رسوب گذاری قادر به تفکیک ذرات نیست به نحوی که رسوب گذاری جریانات واریزه ای به صورت تیز با جوربندی های مناسب در حواشی آن مشخص می شود مشخص ترین رسوب گذاری ها دامنه های واقع در سیر جریانات و واریزه های، پایانه جریانات می باشد.
اصطلاحات بسیاری برای فرایندها و رسوب گذاری جریانات واریزه ای از جمله جریان، گل روان، سیلاب گل و سیلاب واریزه ها به کار می رود.
جریانات واریزه ناشی از آتش سوزی، با زمین لغزش یا با رسوب بر جای مانده در جریانات آبی شروع می شود زمین لغزش پس از آتش سوزی در چاله های کوهرفتی واقع در دامنه ها صورت می گیرد به نحوی که رسوبات سست کوهرفتی پس از بارندگی برجای نمی مانند این زمین لغزه در ادامه به سمت جریانات واریزه ای حرکت کرده مسیر جریانات واریزه ای نشانی از منشا زمین لغزه هست افزایش حجم ناشی از رسوبات در سطح خاکهای آب گریز صورت می گیرد خاک های آب گریز شرایطی را فراهم می آورند که مازاد آب قادر به نفوذ نبوده و لایه بالایی را در حد چند سانتی متری خاک اشباع می کند این مواد سطحی در ادامه به شکل جریانات واریزه ای کوچک مقیاس درجا می زنند. مضاف بر اینکه جریان های سطحی قادر به ترکیب عناصر بسیار سستی هستند توده های رسوبی به اندازه ای رشد می کنند که بتوانند همانند جریان واریزه ای عمل کنند افزایش حجم ناشی از رسوبات احتمالا مهمترین فرایند جریان های واریزه ای پس از آتش سوزی و یا از مخاطرات مرفولوژیکی محدود به اولین بارشهای شدید از آتش سوزی نیست. مطالعات رامون آرو اسمیت در فینیکس آریزونا نشان می دهد که بروز ناگهانی سیلاب پس از فروکش آتش رو به کاهش می گذارد حتی در نواحی پوشیده از جنگل شکل گیری مواد سست پس از رسوب dry ravel جریانات ابرتمرکز و جریانات واریزه ای سیستم های جریانی برای سالها پس از آتش سوزی ادامه می رسد.
ارتباط بین آتش سوزی های گسترده و افزایش فرسایش منجر به رسوب گذاری های گسترده در 1949 توسط PB.Rowe و کار همکارانش در جنوب کالفرنیا به انجام رسیده. آنها در پی القای مفهوم و توالی آتش- سیلاب بودند که در یک مقیاس وسیع در محیط های رودخانه ای از جمله جنگل های آلپ همانند یلو استون (Minshall 1998) بوته زارهای مدیترانه ای (Shakesby 1993) و حتی بیابان ها مورد مطالعه قرار گرفته اند (Germanoski,Miller 1995) مثلا در یلوستون (Minshall 1998) با توسعه آبراهه های متحرک، تشکیلات گالی و حرکات توده ای در حوضه های آبریز سوخته در اثنای تابستان 1989 مواجه شده زمانی که پس از آتش باران های سنگین و ذوب برف «آب تیره رنگی» در سطح گستری و سبب افزایش بار بستر و بار محلول گردیده پس از نظارت بر جریانات یلوستون برای یک دهه پس از آتش سوزی های گسترده آن (Minshall 1998 ) تاکید داشت که مطالعات پیرامون جریانات پس از آتش سوزی می تواند به بیراهه رفته تنها پس از چند سال از سازمان دهی مجدد جریانات متمرکز 7تا9 سال پس از آتش سوزی صورت گیرد. مطالعه بقایای آتش سوزی همراه با خاک ها و رسوبات پدوآنتروکولوژی نامیده می شود که آگاهی زیادی پیرامون تغییرات ژئومرفیک تاریخی نسبت به آتش سوزی فراروی ما قرار می دهد. مطالعات آتش سوزی سبب تغییراتی در مخروط افکنه های آبرفتی، بقایای آتش سوزی در خاکهای دست نخورده و سنگ زایی بقایای طبیعی در اینگونه اشکال به صورت........................... می باشد ژئومرفولوژیست ها را در برابر شرایط پالئواکولوژی که بر چشم اندازی کنونی ژئومرفیک تاثیرگذارند قرار می دهد. (siffedin 1994)
References
Blackwelder, E. (1927) Fire as an agent in rock weathering, Journal of Geology 35, 134–140.
Cannon, S.H., Kirkham, R.M. and Parise, N. (2001) Wildfire-related debris-flow initiation processes, Storm King Mountain, Colorado, Geomorphology 39, 171–188.
Dorn, R.I. (2003) Boulder weathering and erosion associated with a wildfire, Sierra Ancha Mountains, Arizona, Geomorphology, 55, 155–171.
Germanoski, D. and Miller, J.R. (1995) Geomorphic response to wildfire in an arid watershed, Crow Canyon, Nevada, Physical Geography 16, 243–256.
Goudie, A.S., Allison, R.J. and McClaren, S.J. (1992) The relations between modulus of elasticity and temperature in the context of the experimental simulation of rock weathering by fire, Earth Surface Processes and Landforms 17, 605–615.
Minshall, G.W., Brock J.T. and Royer T.V. (1998) Stream ecosystem responses to the 1988 wildfires, Yellowstone Science 6(3), 15–22.
Morris, S.E. and Moses, T. (1987) Forest-fire and the natural soil-erosion regime in the Colorado Front Range, Annals of the Association of American Geographers 77, 245–254.
Shakesby, R., Coelho, C., Ferreira, A., Terry, J. and Walsh, R. (1993) Wildfire impacts on soil-erosion and hydrology in wet Mediterranean forest, Portugal, International Journal of Wildland Fire 3, 95–110.
Siffedine, A. et al. (1994) The lacustrine organic sedimentation in tropical humid environment (Carajas, eastern Amazonia, Brazil) – relationship with climatic changes during the last 60,000 years BP, Bulletin de la Societe Geologique de France 165, 613–621.
Swanson, F.J. (1981) Fire and geomorphic processes, in M.A. Mooney et al. (eds) Fire Regimes and Ecosystem Properties, 401–420, Washington, DC: US Department of Agriculture General Technical Report WO-26.
RONALD I. DORN
FIRST-ORDER STREAM - اولین رتبه جریان
رتبه بندی جریان براساس فرضیه ای است که اندازه جریان مربوط ناحیه ای مقسم پخش رواناب سطحی می باشد رتبه بندی متد راه بندی اندازه نسبی جریانات در حوضه آبریز می باشد. اصطلاح اولین رده جریان در ابتدا به اساس نظرات است.
R.E.Hovton در دهه 1930 بود (1945-1932) هورتون مدل طبقه بندی ارتباط شبکه جریان را در رده بندی سیستم ارائه داد بر اساس این طرح کوچک ترین جریانات بدون انشعاب را در حوضه آبریز به عنوان اولین رده مطرح است.
ترکیب دو جریان رده اول منجر به جریان رده دوم و به این ترتیب از بین اتصالات بزرگتر جریانات اضافی به شبکه ملحق می شوند (تصویر a) این ایده سریعاً منجر گسترش و توسعه طرحهای رده بندی و یا سایر اصطلاحات گردید.
شکل 60: مقایسه روشهای رتبه بندی جریانی توسط هورتون و استرالر
نکته مهم اینکه طرح استرالر (استرالر 1952) همانند طرح هورتون شروع می شود با کوچک ترین آبراهه ها شروع می شود که بر اساس اتصالات اولین رده است اما اتصالات رده بالاتر تنها زمانی شکل می گیرند که دو اتصال برابر به همدیگر بپیوندند (تصویرB) بالاترین رده با این مکانیزم شکل می گیرد که معمولاً برای طبقه بندی حوضه های آبریز همانند رتبه حوضه های آبریز رتبه های جریان از کوچک ترین جریانات رتبه اول تا بزرگترین رودخانه های جهان که به دوازده رتبه می رسد متفاوت است (می سی سی پی و آمازون).
واکنش هیدرولوژیکی جریان یک آبراهه بخشی از عملکرد رده جریان آن است. رده جریان برای تعیین کمیت سایر جنبه های یک حوضه آبریز است اینها شامل نسبت انشعابRb می باشد نسبت انشعاب (Rb) بر اساس نسبت و تعداد جریان ها هر رده (1N) تا تعداد جریانات بزرگترین رده بعدی تعریف می شود هورتون (1945)متوجه شد که این نسبت یک ثابت تقریبی از یک رده به سایر رده ها می باشد. مقادیر Rb معمولاً با حداقل 2تا حدود6 مقادیر با دامنه از 3 تا 5 به صورت فرضی نظری می باشند نسبت انشعاب براساس R=NilNi+l محاسبه می شود.
این پارامترهای ژئومرفیکی از این نظر مهم هستند که ساختار و عملکرد حوضه های آبگیررا توصیف می کنند در گذشته محاسبه این مقادیر با صرف زمان بسیار در محدوده حوضه آبریز نیاز به تعاریف مشخصی دارد به هر روی این تجربه و تحلیل های محاسبه ای برایتان GIS که عاملی است برای بررسی خودکار و عملکرد صحیح و سریع اتصالات شبکه جریان ها و (Moris and Heerdegen 1988) این مسئله بر اساس تعریف توپوگرافیکی جریانات مطابق با فرم تضاریس و حد تقسیم بالارود می باشد در این رابطه، مزیت طرح استرالر به حفظ مجموعه اصطلاحات و واژه ها برای تمامی اتصالات هم اندازه دره ها معطوف می گردد بنابراین جریانات رتبه اول معرف کوچک ترین دره ها در یک حوضه آبریز می باشد حسن این روش در این است که جریانات با مشخصات مشابه و موقعیت نسبی مشابه در شبکه همان رده دسته بندی می شوند از همین رو جریانات رتبه اول دارای ویژگی های مشترک می باشند. این ویژگی های مشترک هستند ه بسته به مقیاس اتصالات دره که آیا از روی نقشه منتشر شده نقشه برداری می شوند یا در میدان مطالعه نقشه برداری می شوند تعریف می گردند اهمیت این موضوع وقتی آشکار می شود که این هماهنگی را در تعریف خصوصیات شبکه به عینه ببینیم. (Blyth and Rodda 1973: Mark 1983) ویژگی مشخص عمده شبکه های جریان که پویا هستند بنابراین نیروی شبکه ها در زمان از یک طغیان به یک طغیان و در طول فصول و در طول سالیان و دهه ها متفاوت می باشد. توپوگرافی تنها معیار برای تعیین دره های رتبه اول نیست جریانات رتبه اول ممکن است بر اساس مدت جریان کافی t جهت دوره زیست گیاهان آبزی در طول سال تعریف شود از این منظر دره رتبه اول بایستی بر اساس یک سیستم مشخص به جریان اصلی شبکه متصل شده و جریان های اصلی را از ناحیه زیست گیاه جابجا کند.
بزرگترین فراوانی جریان های اولین رده در بالارودهای حوضه آبریز جایی است که دره ها کوچک و محدود شده اند و شیب های تندتری پیدا می کنند و معمولاً تنها با دبی کمی درجریانات شرکت می کنند (Wohl 2000) روی هم رفته در کل شبکه دره های رده اول بر اساس طرح استرالر که مبین 50 تا 60 درصد مجموع طول جریان در یک سوم حوضه زهکشی است بیان می شود (استرالر 1964) در اثنای طوفان ها یا دوره های بارانی حجم شبکه افزایش پیدا کرده و دره های رتبه اول ممکن است شیب دامنه ها را گسترش داده و جریانات آبی فروگذر را برای دوره های کوتاهی برقرار سازد. توسعه ثابت اولین رده شبکه بالاتر از راس دره نشان دهنده یک اتصال پویا است. اتصال بین راس دره وشبکه و حفره های شیب تپه ها، معمولاً معرف شبکه توپوگرافیکی پراکنده حوضه هایی با رده صفر می باشند (Dietrich 1987) این حوضه های رده صفری دره های حفر نشده کوچکی هستند این شکل از حفره های شیب دامنه ای شبکه ها در شبکه هایی که جریان های سطحی حاکمند و انتقال رسوب از طریق رواناب سطحی،گالی و واریزه ها اشباع شده صورت می گیرد در کل زمانی که رده جریان افزایش پیدا می کند بار رسوبی در ناحیه رو به کاهش گذاشته و اتصال دره شیب دامنه ها کم اثرتر می گردد.
References
Blyth, K. and Rodda, J.C. (1973) A stream length study, Water Resources Research 9, 1,451–1,461.
Dietrich, W.E., Reneau, S.L. and Wilson, C.J. (1987) Overview: zero-order basins and problems of drainage density, sediment transport and hillslope morphology, in Erosion and Sedimentation in the Pacific Rim. IAHS Publication 165, 27–37.
Horton, R.E. (1932) Drainage basin characteristics, Transactions of the American Geophysical :union: 13, 350–361.
——(1945) Erosional development of streams and their drainage basins; hydrophysical approach to quantitative morphology, Geological Society of America Bulletin 56, 275–370.
JEFF WARBURTON
FISSION TRACK ANALYSIS - تجزیه و تحلیل اثر شکافت
تجزیه و تحلیل اثر شکافت (Fta) زمان سنج حرارتی است که اطلاعات مفصلی پیرامون وضعیت حرارتی سنگها و فرا هم می آورد که عمدتاً برای درجات حرارتی زیر 350 درجه (برای زیرکون) و زیر 110 درجه سانتی گراد (برای آپاتیت) به کار می رود زمانی که سنگ تحت تاثیر حرارت زمان تشکیل سریعاً روبه سردی می رود (زمانی که لاوا سریع سرد می شود) این تکنیک سن تشکیل سنگ را محاسبه می کند (یا تاریخ اثر شکافت) این تکنیک همچنین می تواند در هر موقعیتی که وضعیت ترمال حرارت کم و مواد معدنی مناسب نیاز باشد به کار رود.
در زمینه های ژئومرفولوژیکی این تکنیک برای افزایش دما نسبت به عمق در پوسته زمین (گرادیان ژئوترمال) هم به کار می رود افزایش این دما به این معنی است که سابقه ترمال حرارت کم یک آپاتیت یا زیرکون در حال حاضر در سطح زمین ( یا در یک چاله حفر شده) گواهی است برای مسیر کانی در پوسته تا نقطه نمونه برداری شده (سطح یا چاله حفر شده) کاربرد اصلی FtA در ژئومرفولوژی برای ارزیابی دوره طولانی تخریب و ساییدگی که کانی ها را به سطح زمین می آورد به کار می رود. برای دمای سطحی 20 درجه سانتی گراد و گرادیان ژئوترمال cº 25 و FTA در آپاتیت در بالای 4 کیلومتری پوسته سبب تخریب و سائیدگی (زیر حدود 110 درجه سانتی گراد) می گردد (آنالیز، اورانیوم، توریوم، هلیم (u-Th) در آپاتیت رگه نازکی از تخریب و سائیدگی در درجات کمتر از º 75 سانتی گراد یافت شد در مطالعات ژئومرفولوژیکی که مراحل پایانی تخریب و برهنگی پوسته به توپوگرافی حاضر ختم می شود این موضوع حائز اهمیت است.
زمان سنج حرارتی غالباً برای پائین ترین دماها به کار می رود (کم عمق ترین) برای مثال آپاتیت FTA و (u-Th)'. اگر تمامی سه زمان سنج حرارتی کم دما (یعنی دو مورد آپاتیت به اضافه زیرکون FTA) تمامی آنها در واقع دارای سن یکسانی هستند. کاملاً واضح است که تخریب و سائیدگی (همراه با سردشدگی پوسته بواسطه سه زمان سنج حرارتی دامنه های دمایی) خیلی سریع روی داده.
FTA با تکیه تعداد و سنجش مسافت ها. میزان واپاشی های جزئی (نقایص یا ردیابی ها) زمانی ایجاد می شود که دختر سنگین سبب تولید شکافت 238 اورانیوم در شبکه کریستالی بلورین را شروع کند و با سرعت بالا از یک نقطه به سایر نقاط شبکه منتقل شود. مسیرها از نظر ضخامت در حدود nm5(نانومتر) هستند که با حک کردن در اسید ضعیف در جریان تهیه نمونه اندکی پهن می شوند به نحوی که بتوان آنها را در زیر میکروسکوپ دید ضخامت شکاف های حک شده در حدود 1 تا 2μm تا در حدودμm 16 است. شکاف ها بی وقفه به یک میزان ایجاد می شوند بسته به ظزفیت u شکل می گیرند. به منظور بازسازی زمان سرمایش نمونه از تخریب و سائیدگی به نمونه زمینی هم نیاز داریم و هم چنین به دانشی که گرادیان ژئوترمال را در واحد زمان بررسی کند. گرادیان ژئوترمال ژرفای پوسته ای را همراه دماهایی که از نمونه استخراج می شود تهیه می کند گرادیان ژئوترمال دیرینه معمولاً ناشناخته ای و گرادیان ژئوترمال مناسب معمولاً بر اساس آنالوگهای جدید تکتونیکی و دمایی نمونه محلی، در زمان استخراج بررسی می شود. وقتی نیمرخ عمودی نمونه های FTقابل دسترسی باشد ( بعنوان نمونه از طریق چاله حفر شده یا حفاری در یک کوه) گرادیان نیمرخ ارتفاع –سن سبب استخراج گرادیان ژئوترمال می شود به عبارت دیگر تعداد شکافت ها تابع زمان نمونه گیری است که به اندازه کافی در شکافت هایی که برجای مانده اند سرد شده (برای مثال برای آپاتیت در حدود 110º درجه سانتی گرد) و حجم اورانیوم، کانی در مناطقی که دانه ها در شکاف ها شماره شده اند و فواصل آنها محاسبه می شود سن اثرات شکافت با بکارگیری فرمول تاریخ گذاری رادیومتریکی استاندارد بدست می آید اما میزان واپاشی (daughter) ایجاد شده، تاریخ گذاری با سیستم واپاشی تکنیک رادیواکتیویته با تعداد شکافت ها جایگزین می شود.
میزان تخریب کمتر یا زیادتر در طی زمان در زمان های خنک سازی پیچیده تر یا استفاده از فراوانی پخش فواصل شکافت ارزیابی می شود(طول مسیر انتشار)
مسیرها به شکل بی وقفه ای ماحصل شکافت بجز در آپاتیت می باشند به عنوان مثال آنها از نظر زمین شناسی تابانیده (مرمت) می شوند و سریعاً به دمای بالای صد و ده درجه می رسند. در دمای زیر صد و ده درجه سانتی گراد مسیرهای شکافت آپاتیت تا یک اندازه ای تابیده می شوند و به شکل فزاینده ای در دماهای زیر دمای سطحی باقی می مانند دامنه این دماها در مسیرها تا یک اندازه تابیده شد (مرمت شده) خود بخشی از منطقه تابشی است PAZ)) و این مجموعه نقطه نظراتی است که پیرامون تاثیر بخشی محدود کمتر PAZ می باشد مسیرهای شکافت ممکن است حتی در دمای اتاق هم تابش داشته باشند اما برخی از محققیق محدوده اثربخشی PAZ را در 60 درجه سانتی گراد می دانند تابش مسیر با جبران آن در پایانه ها ناشی از مسیرهای کوتاهتر می باشد. مدت زمان حضور نمونه ها در PAZ به فرکانس پخش مسیر فواصل برمی گردد طول مسیرهای کوتاهتر به حضور بلندمدت تر زمانی در PAZ برمی گردد.
نمودارهای زمان-حرارت آماری بر اساس تطابق مسیر سن شکافت و طول مسیربخش محاسبه می شود که دال بر توصیف کامل پیشینه دمائی آپاتیت زیر 110 درجه سانتی گراد است و از همین حیث خط سیر نمونه تا سطح خود ناشی از تخریب و سائیدگی است تصویر 61 راههایی را که سن مسیرهای شکافت متفاوت و طول مسیر پخش نشان می دهد نتیجه، دوره های سرمایشی متفاوت است. در نمونه A سرمایش سریعاً در 100صد Ma قبل صورت گرفته و سن مسیر شکافت (Ma8/99: تعداد بالاتر از سه در نمودار) اساساً همان سن زمان سرد شدن است خنک شدن سریع وابسته به طول مسیرهای کم (μm 15 ارقام در نمودار میانی) و انحراف استاندارد خیلی کم در طول مسیر پخش (μm 07/1) سومین نمودار می باشد طول مسیر داده ها دارای توزیع بالا- یک نمایی و باریک در هیستوگرام طول مسیر پخش می باشد.
شکل 61: سن مسیرهای شکافت و طول مسیر در رابطه با زمان سرمایش (Gleadown و Brown 2000)
مورد A جزء مواردی است که سریعاً خنک شد و می تواند ناشی از میزان بالای تخریب سطحی (احتمالاً بالاآمدگی سریع و مداوم در اثنای تخریب) یا همرا با تخریب تکتونیکی بسیار بالای بالاآمدگی که منجر به گسلش تخته سنگهای پوسته می شود لغزش پس از آن بوسیله گرانش در ادامه رو به کاهش گذاشته رسید شاید به همین دلیل است که فرایند سرمایش در زیر پوسته قرار می گیرد مورد B وضعیت ثابتی را از نقطه نظر سرمایش از 100Ma تا حال حاضر تجربه کرده است. متوسط طول مسیر کوتاهتر از (μm 5/13) و توزیع آن عریض تر از ( s=1/99μm). هر دو مقادیر اشاره به هیستوگرام عریض تر با دنباله طولانی تر در طول مسیرهای کوتاه (اشاره به زمان بیشتری که مسیرها در PAZ پس از شکل گیری طی می کنند) دارند. با در نظر گرفتن این نکته که سن مسیر شکافت Bچگونه اندازه گیری می شود (75/9 Ma) مبین هیچ نوع رابطه آشکار در رابطه با سرمایش یا هیچ عمق خاصی در پوسته برای تعیین میزان تخریب نیست تعیین میزان تخریب مستلزم مدل سازی پیشینه سرمایشی نمونه هاست (پیرامون تعیین تاثیر پیشینه سرمایش همان گونه که در دیاگرام بالاتر از نظر فنی و طول مسیر پخش در دیاگرام پایین تر دیده می شود) در مورد سابقه سرمایشی پیچیده تر مورد c (دو واقعه سرمایشی گسسته یک مورد بین صد و نود Ma و دومین در حدود 45Ma). سن مسیر شکافت (74.8Ma) که فاقد هر نوع واقعه سرمایشی است. طول مسیر توزیع گسترده و دونمایی با نمای بالاتر (طول مسیرهای بلند c 1/5μm)مبین 45 Ma خنک سازی و نمای پایین تر مبین گداخت (کوتاه شدگی) مسیرهای شکل گرفته پس از اولین خنک شدگی می باشد.
در این ارتباط چندین راهکار استنباطی و منطقی در تبدیل داده های FTA به پیشینه ژئومرفولوژیکی و میزان تخریب وجود دارد (Gleadow and Brown 2000) با وجود تردید و شبهاتی که پیرامون این راهکار وجود دارد FTA بنحو بارزی توسعه چشم اندازهای بلندمدت را در این زمینه ها فراهم آورده، به کارگیری زمینه های طبیعی فعال FTA در ارتباط با درجه حرارت های بالاتر زمان سنج حرارتی همانند سیستم Ar:40/Ar:30 و سیستم های با درجه حرارت پایین تر همانند (اورانیوم-توریوم) آنالیزبلیوم در آپاتیت متقاعداً بیانگر این نکته است که تخریب این مجموعه ها بسیار سریع صورت می گیرد. زمانی که سیستم های زمان سنج حرارتی همان میزانت خریب همان به بار می آورند. این بحث باقی می ماند که در این زمینه تعادل پایداری بین تخریب و بالاآمدگی تکتونیکی مستمر جهت هدایت سیلان پوسته در سطح زمین لازم و ضروری بنظر می رسد. مکانی که تخریب به اندازه بالاآمدگی سبب جابجایی می شود.ت
فرایندها و مراحل وقایع همراه با بسط و توسعه لیتوسفریکی و توسعه حاشیه ای غیرفعال ثانویه ،موارد کاربرد FTA در سطح وسیعی ارتقاء بخشیده داده های FTA در بسیاری از حاشیه های قاره ای غیرفعال بویژه داده های مربوط به نزدیکترین حاشیه جدید سردشدگی سریع رخ می دهند (مسیر طولانی- بی بعدگسترش طول) پیرامون زمان اشتقاق پیدا می کند. داده های FTA در تخریب سریع ایجاد شده یا حاشیه قاره ای در زمان شکست قابلیت تفسیر را داد. در ارتباط با دو مسئله فوق از نظر دمایی بالاآمدگی فعال یا غیرفعال رانده شده و تخریب پیش از اشتقاق دو سمت ریفت که تخریب سریع حرارتی جدید در واکنش به سطح اساس جدید می باشد برای تخریبی که براثر تشکیل حوضه اقیانوس جدیدی در مجاورت با حاشیه ایجاد شده ؛ و بالاآمدگی ایزوستازیکی موجی شکل مستمر، حاشیه جدید در واکنش به این تخریب توسعه یافته می باشد.
Reference
Gleadow, A.J.W. and Brown, R.W. (2000) Fission-track thermochronology and the long-term denudational response to tectonics, in M.A. Summerfield (ed.)
Geomorphology and Global Tectonics, 57–75, Chichester: Wiley.
PAUL BISHOP
FJORD - فیورد
گودال برشی عمیق یا گودال حفر شده در بستر سنگ، ناشی از فرسایش یخچالی طولانی مدت دریا در اثنای دوره های پسرفت یخچالی است.
چشم انداز فیوردهای تماشایی واقع در سواحل کلمبیای بریتانیا در کانادا، آلاسکا شیلی جنوبی، گرینلند، ایسلند شمالی و شرقی، اسپتیزبرگ، فیوردلند در نیوزلند. جزایر اقیانوس اطلس کانادا و غرب اسکاتلند، طولانی ترین فیوردها واقع در نورد وستیفورد/ اسکورسبی ساند در گرینلند (300کیلومتر) سوگنیفورد در نروژ (220کیلومتر) و گرلی فیورد نانسن ساند در اطلس کانادا (400کیلومتر). گودال ها و فیوردها دارای مقاطع عرضی مشخص و نیمرخ های طولانی می باشند که اشاره به شکل U آنها داشته که با فرمول = به بهترین شکل فرمول بندی شده.
Vd_awb
به نحوی که w نصف پهنای دره ک عمق دره b,a به عنوان ثابت می باشند به هر روی مقطع عرضی واقعی نیمرخ ها با انحراف از این شلجم ریاضیاتی ناشی از وجود شکست ها در شیب بر اثر فرسایش چاله در واحد زمان شکل گرفته این اثرات توسط هاربور(1988)به انضمام دره ای یخچالی در یک دره V شکل آبرفتی به صورت مدل درآمده.
بالاترین سرعت اولیه در زیر یخچال مربوطه دو سمت یخچال و کمترین سرعت مربوط به بخش زیرین حاشیه یخچال و خط وسط آن می باشد با فرض اینکه میزان فرسایش نسبت به سرعت لغزندگی نسبی است بیشترین میزان فرسایش در دو سمت یخچال شکل می گیرد. که به نوبه خود منجر به افزایش شیب دره می شود توسعه حوالی پرشیب تراف ها و فیوردها به مدد حذف فشار و یا عریض شدن بستر سنگها صورت می گیرد. این فرایند ناشی از شکستگی های هم سو با سطح زمین می باشد این گونه شکستگی های ضعیف توده های سنگی ناشی از وقوع فرسایش زیر یخچالی می باشد. توسعه بستر احتمالا بلافاصله پس از یخسارزدایی انقباض یخچالی رخ می دهد زمانی که از مازادبار یخچالی کاسته شده و سطح فرسایش یافته سنگی در معرض هوا قرار میکیررد.
تعمیق بیش ازحد در نیمرخ های طولی فیورد و تراف ها از طریق سیل ها یا آستانه های موجود در نقاطی که تخلیه یخچالی روبه افزایش می گذارد از هم جدا می شوند همانند نقاط اتصال شاخه های فرعی دره ها یا در نقاطی که فیوردها حالت باریکی به خود می گیرند. عمیق ترین نقاط فرسایش در فیورد منطبق با نقاطی است که در یک دوره طولانی از حداکثر تخلیه یخچالی برخوردار می باشد.
دهانه های فیوردی غالباً به وسیله جلگه های ساحلی شکل می گیرند که احتمالاً ناشی از این واقعیت است که ظرفیت فرسایشی یخچال هایی که از حاشیه کلاهک های یخچالی در فلات های مرتفع به بیرون راه پیدا کرده اند به دلیل سبک بودن یخچال و شناور بودن یخ احتمالی در دریا شدت کاهش پیدا کرده مضاف براینکه واگرایش جریان بر اثر توپوگرافی بازتر ایجاد می شود ب شکل پلان بسیاری از فیوردها انعکاس از منشاء ساختاری یا آبرفتی آنهاست به عنوان مثال اشکال سینوسی و دندانه دار برخی از فیوردها نشان می دهد که آنها دره های آبرفتی یخچالی قبل یخچالی هستند و شبکه های فیوردی خطی با شکستگی های ساختمانی بزرگ مقیاس همانند گسل ها و گرابن ها مرتبط هستند. علاوه بر این ارتباط نزدیک ترازهای خطی فیورد و خطوط متقاطع شکست های موجود در منطقه ردپای تئوری های تکتونیکی را در مورد منشا فیورد برجسته تری کرده است.
وجود لندفرم های ماقبل یخچالی و رسوبات در نواحی مرتفع بین آثار فیورد ناشی که دارای برش یخچالی عمیق تر موردی است از همین رو کاربرد کلمه فرسایش خطی موردی برای توصیف توسعه سیستم های فیورد و تراف می باشد. مهم ترین احتمال ممکن وجود سیستم های دره ای قدیمی اعم از آبرفتی و یا تکتونیکی دارای یخ ضخیم تری در اثنای فعالیت یخچالی می باشد به این ترتیب بصورت مجراهای اصلی جریانی یخچالی در بخش های میانی گستره یخچالی بویژه اگر در جهت موازی با جریان یخچالی منطقه ای باشند. ضخامت یخ بزرگتر و جریان یخ پیوسته و رو به سمت پایین همچون دره ها به دلیل گرمای ناشی از اصطکاک بیشتر سبب افزایش فشار ذوب و لغزش گسترده می شود.
برعکس در فلات های بین فیوردها به دلیل حاکمیت سرمای یخ اشکال قبل یخچالی را از فرسایش یخچالی زیرین محافظت می کند وجود اشکال ماقبل یخچالی در سطح زمین در مجاورت فلات سوگن فیورد امکان محاسبه میزان فرسایش فیورد را فراهم اورده (Nesje 1992). تقریباً 610/7 کیلومتر مکعب مواد از فیورد بوسیله فرسایش یخچالی منتقل می شود. میزان فرسایش در حدود 102 تا 330 بسته به میزان زمانی که فرایند یخچالی در منطقه استیلا داشته است می باشد.
ابعاد فیوردها به نظر می رسد که بر اساس میزان یخی است که از طریق تخلیه خود آنها صورت گرفته است براساس اظهارات برخی از محققین رابطه ای بین اندازه فیورد و ناحیه یخچالی وجود دارد. میزان مقاومت بین فیورد و ناحیه یخچالی بین نواحی با یکدیگر تفاوت می کند به عنوان مثال آگوستین (1992) نشان داد که فیوردها در بریتیش کلمبیا 5/2 برابر عمیق تر و 4/2 بار طولانی تر از فیوردهای نیوزلند هستند حتی اگر چه نواحی مورد بحث از نظر اندازه قابل مقایسه می باشند.
موارد مذبور نشان می دهد که فرسایش یخچالی در بریتینش کلمبیا احتمالاً به دلیل اینکه عمق آبها در سواحل دور در نیوزلند کم عمق تر است که بالطبع از ظرفیت شناوری یخچال های فیوردی کاسته می شود. این حال طولانی ترین یخچال های فیوردی بریتیش کلمبیا بزرگتر از یخچال های قدیمی نیوزلند هستند یخچال بریتنس کلمبیا از طریق صفحه یخ داخلی تغذیه می شود.
References
Augustinus, P.C. (1992) Outlet glacier trough size–drainage area relationships, Fjordland, New Zealand, Geomorphology 4, 347–361.
Harbor, J.M., Hallet, B. and Raymond, C.F. (1988) A numerical model of landform development by glacial erosion, Nature 333, 347–349.
Nesje, A., Dahl, S.O., Valen, V. and Ovstedal, J. (1992) Quaternary erosion in the Sognefjord drainage basin, western Norway, Geomorphology 5, 511–520.
Further reading
Benn, D.I. and Evans, D.J.A. (1998) Glaciers and Glaciation, 350–356, 362–366, London: Arnold. England, J. (1987) Glaciation and the evolution of the Canadian high arctic landscape, Geology 15, 419–424.
Harbor, J.M. (1992) Numerical modelling of the development of U-shaped valleys by glacial erosion, Geological Society of America Bulletin 104, 1,364–1,375.
Holtedahl, H. (1967) Notes on the formation of fjords and fjord valleys, Geografiska Annaler 49A, 188–203.Loken, O.H. and Hodgson, D.A. (1971) On the submarine geomorphology along the east coast of Baffin Island, Canadian Journal of Earth Sciences 8, 185–195.
Nesje, A. and Whillans, I.M. (1994) Erosion of Sognefjord, Norway, Geomorphology 9, 33–45.
Roberts, M.C. and Rood, R.M. (1984) The role of ice contributing area in the morphology of transverse fjords, British Columbia, Geografiska Annaler 66A, 381–393.
Shoemaker, E.M. (1986) The formation of fjord thresholds, Journal of Glaciology 32, 65–71.
DAVID J.A. EVANS
FLASH FLOOD - سیلاب برق آسا
سیلاب برق آسا اشاره به طغیان ناگهانی بده یک رود یا یک جریان است که منجر به بروز حادثه ای در اثنای زمان می باشد این اصطلاح برای رژیم های جریانی زودگذر موقعی که عمده رویدادها از باران ناشی می شوند وضع شده است.
سیلاب حالتی گسسته دارد سیلاب در سبتر دره ای که کاملاً خشک است طغیان کرده و در یک فاصله کوتاه چند ساعته در حوضه های زهکشی کوچک یا چند روزی که بسته به اندازه حوضه زمان عبور طولانی تر را طی می کند رو به تحلیل می رود. به همین دلیل سیلاب های برق آسا معمولاً در بیابان ها و نواحی نیمه بیابانی در عرضهای کم تا متوسط و در صحاری عرضهای بالا جریان دارند. جریان پخش آرام آب ناشی از ذوب برف طغیان فصلی که پیوسته برای هفته ها و ماهها ادامه دارد می باشد این اصطلاح همچنین در زمان افزایش ناگهانی بده زمانی که رژیم جریانی سالانه به شکل متناوب و یا حتی دائمی است بکار می رود در اینگونه محیط ها با تیپ اقلیمی از نوع مدیترانه ای که جریان ها به شکل فصلی رفته رفته کم می شوند به نحوی که جریان سطحی سیلاب در تابستان به شکل وحشتناکی بصورت قطره به آن اضافه می شوند نمود پیدا می کند.
در اینگونه حوادث نگاه یک ناظر به شاخه صعودی هیدروگراف سیلاب که تند و در یک چشم برهم زدن کاملاً مغایر با رواناب سطحی در اثنای فصل مرطوب است می باشد گواه این وضعیت حجم و عظمت اوج سیلاب است که سبب ایجاد بلایا و مصیبت و یا در واقع مرگ انسان ها است این نکته حائز اهمیت است که آیا در این زمینه هیدروگراف سیلاب باید بر اساس «برق آسا» بودن و یا نمایش خیره کننده آن در ارتباط یک نورم عنوان «سیلاب برق آسا» به خود بگیرد.
در بیابان یا محیط های نیمه بیابانی که شرایط خشک دره ای حاکم است (همانند WADI).
سیلاب های برق آسا معمولاً بدون توجه به ابعاد و عظمت آنها قابل ملاحظه است.
محیط های مدیترانه یا معتدل که حوادثی از این دست چهره یک «فصل خشک» را به شمارش می گذراند سیلاب ها اغلب با تاخت و تاز توده های هوایی موسمی (همانند صحرای سونوران و شبه جزیره عربستان) یا با تعبیر منظم عرض جغرافیایی ITCZ کمربند همگرایی بین حاره ای (در شرق افریقا) همراه نیستند. در اینگونه نواحی باران ها فصلی هستند با بار ش هایی نه چندان مطمئن، در عین حال قابل توجه، اگرچه در سطح وسیع پخش می شوند بار ش های با شدت کم می توانند روانابهای سطحی را در این نواحی جاری سازند سیلاب های برق آسا احتمالاً نتیجه سلول های سرگردانی طوفان های کنوکسیونی هستند دنباله نم دار یا footprint آنها معمولاً تنها دارای چند کیلومتر عرض می باشد حرکت های اتمسفری بیانگر این نکته است که اینگونه سیستم های طوفانی سبب ریزش بارش کافی پر حجم و شدید در گستره های چند ده کیلومتر تا چند صد کیلومتر می گردند. این احتمال هم وجود دارد که حوضه زهکشی بارندگی کافی را برای ایجاد رواناب سطحی دریافت کند بسته به موقعیت رونااب سطحی در ارتباط با خط مسیر هر طوفان می باشد حوضه های کوچک (km2 ) ممکن است که بندرت اینگونه حوادث را تجربه کنند.
حتی با وجود شرایط خشکی ممکن است سیلاب های در حاشیه هم رخ دهد. در این مورد این احتمال وجود دارد که دوره های سیلاب در یک حوضه از اتفاقاتی که در طی سالیان متمادی بدون ارتباط با جریان مجاور صورت می گیرد توسعه یابد. در حوضه های متوسط سلول طوفانی چند برابر کوچیکتر از حوضه است در واقع در این مورد سیلاب ممکن است وارد دره های حوضه شود که بارشی را تجربه نکرده اند این فرایند رویدادی است که زمینه ساز بزرگترین خطرات ناخواسته را فراهم آورده و چندان غیرمعمول نیست چرا که زمینه ساز مرگ انسان ها بویژه در نقاطی که بستر رود خشک ظاهراً موقعیت مناسبی برای اردوی شبانه فراهم آورده می باشد.
اهمیت انطباق فضایی متغیر طوفان و حوضه زهکشی در این است که هیدروگراف سیلاب میتواند به اشکال متفاوتی درآید به عبارت دیگر به دلیل اینکه زیر حوضه های متفاوت ممکن است در هر رویداد و طوفانی دخیل بوده و به بخشهای بالا یا پایین حوضه حرکت کنند حرکات اتمسفری محل بستگی دارد که اشاره ای است به تاثیر میزان زمانی هر شاخه فرعی ******
با توجه به موارد فوق بسیار دشوار خواهد بود که بتوان از یک هیدروگراف نوعی دفاع کرد.(تجزیه و تحلیل واحد هیدروگراف) در بیابان یا نواحی نیمه بیابانی نه تنها به دلیل کثرت رویدادها که در حد اندک می باشد بلکه به دلیل هر جریان سطحی که ممکن است دارای شاخصه های منحصربفردی باشد. در این ارتباط هر رویدادی از یک حوضه زهکشی در پرتگاه Asir(اسیر) عربستان سعودی که حجم سیلاب تقریباً از یک پارامتری همانند اوج تخلیه سیلاب و محدودیت مدل های مربوط به جریان های سطحی بارشی با توفیقاتی در پیش بینی امواج سیلاب در حوضه های کوچک عمان و آریزونا توسعه پیدا کرده اند همراه است برخلاف موارد مذکور ارتباط بین جریان های سطحی و خصوصیات طوفان همانند میزان و شدت بارش معمولاً از نظم چندانی برخوردار نیست به نحوی که پیش بینی تکرار وقایع و ابعاد آن کم است حتی اگر بارندگی با ابعاد فضایی همچون را دارای کنترل و بررسی شود در تمامی موضوعات بجز مواردی که حوضه های آبریز مورد تحقیق قرار گرفته اند. تراکم اندازه گیری بارندگی و تغییر مکان چندان کافی نبوده یا غالباً وجود ندارد.
سیلاب های برق آسا بدون شک تاثیری چشم گیری از خود برجای می گذارد اگر فقط به دلیل تقابل آشکار بین خود واقعه و دوره تاثیر و عملکرد تاخیری آن باشد زمانی که دره در یک وضعیت خشک بسر می برد در جنوب اسرائیل حاشیه شرقی مرکز فوق العاده خشک صحرا نتیجه طولانی مدت بررسی ها آشکار کرد که تکرار حوادث به طور متوسط در کمتر از یک سال صورت گرفته اما دوره های چندین ساله ای وجود داشته که هیچ بارشی هم صورت نگرفته در نقب شمالی نیمه خشک، با بارشی بین 200 تا 300 میلی متر در سال. میزان حوادثی که در حوضه های متوسط الاندازه صورت می گیرد از صفر تا هفت می باشد در این جا به طور میانگین دره ای موقت در حدود 2 درصد در طول سال یا در حدود 7 روز تحت تاثیر جریان ها قرار می گیرد.
شاید عجیب ترین جنبه از سیلاب های برق آسا ورود سیلاب به داخل یک آبکند باشد این رویداد شاید اولین موردی باشد که ناظر با آن برخورد می کند. بررسی میدان در نواحی نیمه خشک با پوشش گیاهی تنگ در شروع فصل بارشی نشان دارد که زمان کوتاه است و معمولاً در طی چند دقیقه بسته به ظرفیت نفوذ در خاک حتی در کمترین میزان بارش ها دارد ناظر در باران دستخوش حس غریبی است چرا که زمین همانند یک صفحه درخشان، جریان زمینی حرکت کرده و به سمت سیستم دره در حال لغزش است از این رو تراکم زهکشی بالا در واکنش به جریان سریع و آسان آب دستیابی به تمرکز سریع جریان و ایجاد سیلاب برق آسا است. آبکندهایی که سیلاب های برق آسا ایجاد می کنند معمولاً به چندین شکل دیده می شوند.
ورود ناگهانی «دیواره آب» در واقع پندار غلط ناشی از حرکت وحشتناک آب به سمت نقطه ای امن می باشد. در واقع نوع آبکند که با دوربین شکار شده در مقام مقایسه حالت باریکی داشته با دنباله باریکی از شیب سطح آب در هر حال موارد متعددی از آبکندها با ارتفاع حدود نیم متری عکس برداری شده اند از میان موارد متعدد اندازه گیری که از آبکندها صورت گرفته سرعت های از 5/0 تا 2 متر اندازه ها مستقیماً بسته به ارتفاع آبکندها ثبت گردیده که همانند جا قدم های برجامانده آدم می باشند بنابراین جای تعجبی ندارد وقتی که شاهد تلفات انساسی در این زمینه می باشیم مسئله ای که پیرامون این سفره های رورانده وجود دارد به مسیر آبکندی برمی گردد که سریعاً منجر به افزایش سطح آب می شود به نحوی که در موارد متعددی شواهد حاکی از بالا آمدن 25 سانتی متری سطح آب در هر دقیقه می باشد به طوری که سطح آب در اوج هیدروگراف طی دو دقیقه در میانه نیمرخ و ده دقیقه در راس نیمرخ می رسد.
در این اثنا متوسط شدت جریان بیش از 3متر برثانیه ( ) و حجم آب به بیشتر از d می رسد(تصویر62)
عکس 49: آبکند سیلاب برق آسا در ناهال اشتموا آبکند شمالی با پیشروی در بستر خشک با سرعتی در حدود 2 متر بر ثانیه ( 2) نکته مهم اینکه منطقه بلافاصله عاری از هر نوع بارش می شود.
شکل 62: شیب هیدروگراف و سطح آب در سیلاب برق آسای رود ناهال اشتموای (Nahal Eshtemoa) عکس 49
به هر حال آبکند سیلاب برق آسا چندان بی سروصدا نیست. اگر آبکند با ورود بستر شنی شود تلاطم و خروش دانه ها از فاصله صدها متری شنیده می شود مواد شناور موجود در آب از دیگر مشخصه های آبکندها می باشد جریان کم سبب جاروب کردن خاروخاشاک های چوبی سنگین و سایر مواردی می شود که در دره به آنها اضافه شده.
و سبب اغتشاشات و طغیان گری می شود که از آنها انتظار می رود در واقع برخی گزارشها ناشی از برخورد شدید کنده های درخت و غیره در فاصله صدها کیلومتری از محل آبکندها می باشد اگرچه آبکند وسیلابهای برق آسا از چهره های شاخص آنها است خسارت ناشی از برخی اشکال پوشیده بخش مهمی از جریان را در بستر خشک فراهم می آورد.
تعیین آنها براساس میزان حجم و بزرگی محیط مرطوب صورت می گیرد برای آبراهه های کوچک واقع در آمازون که بدقت اندازه گیری شده اند موارد نشان می دهد که در جریان حمل مواد ،بسترها در هر کیلومتر از آبراهه معادل 6درصد از حجم جریان از دست رفته می باشد. این رویدادها نسبت به سایر ویژگی های سیلابهای برق آسا در مناطق بیابانی و نیمه بیابانی تا رسیدن به مخروط افکنه های آبرفتی با شکست مواجه شده اند.
Further reading
Bull, L.J. and Kirkby, M.J. (eds) (2002) Dryland Rivers: Processes and Management in Mediterranean Climates, Chichester: Wiley.
Reid, I., Laronne, J.B., Powell, D.M. and Garcia, C. (1994) Flash floods in desert rivers: studying the unexpected, EOS, Transactions American Geophysical :union: 75, 452.
Reid, I., Laronne, J.B. and Powell, D.M. (1998) Flashflood and bedload dynamics of desert gravelbed streams, Hydrological Processes 12, 543–557.
IAN REID
FLATIRON – کفه های آهن دار
این اصطلاح برای تعیین دامنه هایی که مرفولوژی آنها بر اثر آهن دستخوش تغییر شده به کار می رود و هم چنین برای مخروطهای واریزه ی کفه های آهن دار و یا دامنه های مخروطی شکل در پرتگاههای واقع در مزاها و کواستاها ست، رسوبات دامنه ای جهت تعیین تاریخ که در محل شامل، زغال چوب، خاکستر یا بقایای سفالی می باشد جزء آخرین بخش های است که سبب پوشیده ماندن پدیمنت ها یا تراسهای آبرفتی و دریاچه ای می شوند.
پذیرفته شده ترین مدل ژنتیکی مربوط به توسعه مخروطهای واریزه ای کفه های آهن دار تغییرات اقلیمی است.
تجمع فرایندهای واقع در دامنه ها با غلبه دوره های مرطوب می باشد در حالیکه کاهش فرایندها در پوشش گیاهی در اثنای دوره های خشک متعلق به فرایندهای شیاری و حفرگاری می باشد.
تغییرات فزاینده اقلیمی راهگشای نسل متفاوتی از اثرات دامنه هایی است که کرونولوژی نسبی آنها ناشی از پخش فضایی آنها می باشد بیش از پنج نسل از کفه های آهن دار در سه حوضه اصلی متعلق به دوره ترشیاری در اسپانیا مورد شناسایی قرار گرفته اند.
نهشته های دامنه ای کفه های آهندار بر اساس تاریخ گذاری کربن 14 مربوط به دوره های سرد می باشد جوان ترین نسل متعلق به هولوسن بالایی، دوره های Neoglaciation و دو نسل قبلی مربوط به رویداد هینریش Heinrich (H3 and H4) است که معرف دوره های سرد باشد (Cutierrez1998)
Reference
Gutierrez, M., Sancho, C., Arauzo, T. and Pena, J.L. (1998) Evolution and paleoclimatic meaning of the talus flat irons in the Ebro Basin, northeast Spain, in A.S. Alsharham, K.W. Glennie, G.L. Whittle and C.G.St.C. Kendall (eds) Quaternary Deserts and Climatic Change, 593–599, Rotterdam: Balkema.
SEE ALSO: slope, evolution
M. GUTIERREZ-ELORZA
FLOOD - سیلاب
سیلاب جریان آبی بزرگتر از جریان میانگین در طول یک رودخانه است. سیلاب همچنین می تواند براساس حجم و بزرگی آن توصیف شود در یک رودخانه مفروض برای مثال هر دبی بیشتر از هزار مترمکعب برثانیه یک سیلاب تلقی می شود.
یک سیلاب همچنین براساس فاصله بازگشت آن بررسی می شود هر 100 yrسیلابی رخ می دهد یا سیلاب ممکن است براساس هر جریانی که بالاتر از حاشیه ها یا بندهای یک کانال گستردگی آنها در دشت سیلابی توصیف شود. سیلاب در رودخانه های داخلی بر اثر بارش یا شکست سدها شکل می گیرد زمانی که آب ها سریعاً در دره های پر شیب ناشی از ذوب برف یا بارش بر روی برف ها یا اشکال متفاوت بارش جاری می شوند.
جریان پایه از آب زیر سطحی که جریان برخی جریانهای کانال ها در اثنای خشکی فراهم می کند با جریان های سطحی تقویت می شوند زمانی که دبی آبراهه ها در اثنای بالا آمدن شاخه سیلاب افزایش پیدا می کند حاشیه های آبراهه فرسوده شده بارهای معلق رسوبات بستر رود در حین حمل افزایش پیدا می کند هر زمان ورودی جریان های سطحی نسبت به آبراهه ها کاهش پیدا می کند حمل رسوب احتمال کاهش پیدا کرده و رسوب گذاری در آبراهه در طول بازوی پایین رونده سیلاب صورت می گیرد.
آب سیلاب معمولاً در آبراهه نسبت به افت آب در انواع سیلاب ها سریعاً رو به افزایش می گذارد اما این تفاوت تنها برای سیلابهای ناشی از شکستن سد مصداق دارد سدها توسط انسان ها ساخته می شوند بنابراین وقوع لغزشها-انباشته شدن قطعات شکسته یخ مورن های یخچالی، سدهای یخ یخچالی یا واکنش سدها ممکن است ناگهانی صورت گیرد و سبب ایجاد زهکشی مصیبت بار آب مخازن پشت سد شود سیلاب های برق آسا همراه با سیلاب های ناشی از شکست سد غالباً از غیرمنتظره ترین آسیب های سیلاب هاست سیلاب های ناشی از شکست سد دارای دارای اوج دبی بالاتر و حجم بیشتر از اوج دبی سیلابهای هواشناختی در طول یک رودخانه می باشد این دبی بالا سبب ایجاد حجم بالایی از نیروی جریانی می شود که دلیل اصلی فرسایش و رسوب گذاری مسیرهای سیلابی است طغیان سیلاب ها ناشی از شکسته شدن مخزن طبیعی سدها، ذوب آب صفحات یخی عظیم قاره ای در اثنای دوره پلیستوسن همانند چشم اندازهای حیرت انگیز حفرشده در اسکابلند واقع در شمال غربی ایالات متحده سیلاب رودهای ساحلی همچنین از طریق امواج طوفانی با تسو نامی ها یا سایر امواج بزرگ غیرعادی یا جزر و مدهایی واقع در پشت سیلاب های بالادست جریان های رودخانه اقیانوسی شکل می گیرند.
مناطق ساحلی کم ارتفاع در بنگلادش بیشتر در معرض اینگونه سیلاب ها قرار می گیرند.
بزرگترین سیلاب های تاریخی عمدتاً بر اثر بارش در نواحی بین عرضهای 40 درجه شمالی و 45 درجه جنوبی معمولاً نزدیک نواحی ساحلی که حرکت توده های هوایی گرم و مرطوب روبه خشکی درون قاره ای سبب بارش های شدید و گسترده می شود شکل می گیرند(کوستا 1987).
حداکثر پوشش منحنی بارش سیلاب جریان سطحی از نظر ریاضی با برای ناحیه زهکشی کمتر از صد کیلومترمربع و برای زهکشی نواحی بزرگتر به کار می رود که Q اوج دبی در مترمکعب در هر ثانیه و A ناحیه زهکشی در کیلومتر مربع می باشد.
اهمیت سیلاب نسبت به جریانات کوچک تر در شکل دهی به آبراهه و مرفولوژی دره به حجم و دوره نیروهای هیدرولیک شکل گرفته در مقایسه با مقاوت فرسایش حواشی آبراهه و فاصله بازگشت سیلاب دارد. آبراهه موجود در بستر سنگ یا آبرفت های درشت دره ممکن است سبب مقاومت حاشیه ای بالایی در دره شوند که تنها یک سیلاب نیروی کافی جهت فرسایش حواشی دره را فراهم می آورد این تأثیر در جایی چشم گیر است که آبراهه عمیق و باریک و ژئومتری دره آب سیلاب را متمرکز ساخته. به نحوی که این جریان سبب افزایش سریع عمق جریان با دبی و افزایش بالای قدرت جریان می شود برعکس آبراهه ای که دشت سیلابی وسیع را حاشیه دار ساخته چندان نمی تواند سبب افزایش در عمق جریان و افزایش دبی گردد و سیلاب اساساً ظرفیت بالاتری برای فرسایش و حمل رسوب نسبت به جریان های کوچک تر در آبراهه نخواهد داشت آبراهه ها زمانی که ژئومتری و حمل رسوب بازتاب سیلاب های اولیه ای هستند که احتمالاً دارای هیدروگراف آنچنانی بار رسوبی درشت فراوان، شیب آبراهه ای بالا، جریان فوق العاده متلاطم و حاشیه های متغیر و قابل فرسایش می باشد (Kockel 1988) تغییر ژئومرفیک در اثنای سیلابها احتمال بیشتر از حداقل آستانه (به آستانه ژئومرفیک مراجعه شود) تقریبی 300 واحد نیروی جریان برای آبراهه های آبرفتی می باشد (Magiligan 1992) آستانه برای آبراهه های بستر سنگی بصورت y=21 بیان می شود که y نیروی جریانی در هر بخش از ناحیه و x منطقه زهکشی (wohl 2001) در آبراهه های پرشیب با رسوب فراوان جریانات پایین رود، در سیلاب های جریانات واریزه ای و جریانات با تمرکز بالا دستخوش تغییر می شوند.
بررسی ها جهت کاهش مخاطرات انسانی سیلاب ها در حد گسترده ای شکل گرفته این گونه ارزیابی ها به آبگیرهای مربوط به تنظیم جریان آب؛ کانال سازی جهت افزایش انتقال سیلاب به کانال ها :پشته هایی جهت کاهش آب سیلاب، سیستم های هشداردهنده جهت کمک، اعلام خطر در خارج کردن افراد از محل خطر، و اجرای طرح های مهندسی که بتواند آسیب های سیلاب زیرساخت ها به حداقل برساند برخلاف سابقه طولانی در مهندسی رودخانه و کاهش سیلاب، آسیب های مالی ناشی از سیلاب همچنان در سراسر جهان رو به تزاید بوده همانگونه که تراکم جمعیت و ساختمان ها در نواحی مستعد سیلاب افزایش پیدا کرده و کاربری اراضی در حوضه های زهکشی نسل رواناب سطحی را تغییر داد. رودهایی که با کاهش جریان طبیعی مواجه هستند یاانواع سیلابهایی کناری وابی رودخانه به بازتوانی رودخانه و ارزیابی های پیرامون تجدید قوای آن برای برخی از این رودها جهت کاهش آسیب هایی که در غیاب سیلاب صورت نمی گیرد قابلیت کاربرد دارد.
References
Costa, J.E. (1987) A comparison of the largest rainfallrunoff floods in the United States with those of the Peoples Republic of China and the world, Journal of Hydrology 96, 101–115.
Herschy, R.W. (1998) Floods: largest in the USA, China and the world, in R.W. Herschy and R.W. Fairbridge (eds) Encyclopedia of Hydrology nd Water Resources, 298–300, Dordrecht: Kluwer Academic.
Kochel, R.C. (1988) Geomorphic impact of large floods: review and new perspectives on magnitude and frequency, in V.R. Baker, R.C. Kochel and P.C. Patton (eds) Flood Geomorphology, 169–187, New York: Wiley.
Magilligan, F.J. (1992) Thresholds and the spatial variability of flood power during extreme floods, Geomorphology 5, 373–390.
Wohl, E., Cenderelli, D. and Mejia-Navarro, M. (2001) Channel change from extreme floods in canyon rivers, in D.J. Anthony, M.D. Harvey, J.B. Laronne and M.P. Mosley (eds) Applying Geomorphology to
Environmental Management, 149–174, Highlands Ranch, CO: Water Resources Publications.
SEE ALSO: bankfull discharge; floodout; palaeoflood;
sediment rating curve
ELLEN E. WOHL
FLOODOUT- سیلاب گستر
سیلاب گستر نقطه ای در پایین رود یک رودخانه که جریان کانالیزه شده متوقف شده و سیلابها در سطح جانبی و آبرفتی یکنواخت ریزش می کند این اصطلاح به شکل گسترده ای در ارتباط با آبراههای موقتی در ناحیه گرم و خشک استرالیا به کار می رود (Tooth 1999) و همچنین برای گالی های متعدد، آبراههای متناوب در مناطق نیمه خشک، مرطوب استرالیای شرقی و آفریقای جنوبی به کار می رود.(Fryirs Brierley 1998. Tooth 2002) فرم سیلاب گستر نتیجه عوامل متفاوتی از جمله کاهش دبی جریان در پایین رود و گرادیان و جریان بادی یا جریان های واقع در حاشیه های بستر سنگی (Tooth 1999) این عوامل معمولاً به شکل ترکیبی با هم عمل می کنند به عنوان مثال در بسیاری از رودخانه های نواحی خشک یا نیمه خشک دبی پایین رود بواسطه عواملی همانند نفوذ در بستر آبراهه های خشک، تبخیر، تضعیف هیدروگراف و فقدان شاخه های ورودی کاهش پیدا می کند گرادیان همچنین بواسطه هموار بودن بستر آبراهه یا عوامل ساختمانی لیتولوژیکی همانند تغییر از لیتولوژی سخت تر به ضعیف تر در زیر بستر آبراهه کاهش پیدا می کند.
در مقام مقایسه کاهش دبی و گرادیان به این مفهوم است که واحد نیروی جریان و ظرفیت حمل رسوب هم کاهش پیدا می کند که به نوبه خود منجر به کاهش جریان از نظر اندازه آبراهه و انحراف مسیر و افزایش نسبت سیلاب های مسیر ساحلی می گردد.
اما این رویداد غالباً با حضور موانع بادی یا سنگی همانند پشته های طولی که در مسیر رود شکل گرفته اند تشدید می شود نهایتاً آبراهه ماهیت وجودی خود را از دست داده و کاملاً ناپدید می شود و مابقی سیلاب به صورت یک صفحه جریانی چرخش می کند(به صفحه فرسایش جریان صفحه ای و شیت واش مراجعه کنید)
این فرایند به رویداد فلودات اشاره می کند
که از آن مشتق شده و بنابراین باید تنها برای فرم آبرفت به کار رود فلودات ها در حوضه های آبریز رودخانه با اندازه های متنوع شکل می گیرند و بالطبع از نظر ناحیه ای بایستی دارای تنوع قابل ملاحظه ای باشند (1-1000 ) موقعیت و شکل فلودات ها کامل تحت تاثیر فیزیوگرافی محل می باشد به عنوان مثال در استرالیای مرکزی فلودات ها در بیابان سیمپسون شمالی باریک هستند (m500>) اشکالی که رود آنها را بین پشته های طول و رخنمون های سنگی موردی به اتمام می رساند اما در دشت های نسبتاً باز شمالی آنها از نظر وسعت به چندین کیلومتر می رسند (1999 Tooth)
«محدوده فلودات» کاملا مشخص ومعین است ااما این صطلاح دارای بار معنایی است که هم به ابراهه وهم به خود فلودات اشاره دارد اشکال ژئومرفولوژی و رسوبی معمولاً همراه با محدوده فلودات شامل آبراهه های فرعی چاله های آبی،مخروط افکنه ها،آبراهه های قدیمی و اثرات ترکیبی بادی آبرفتی می باشند(Tooth 1999)
علاوه بر این دو نوع اصلی از فلودات ها قابل شناسایی هستند1. فلودات های پایانی که سیلاب ها در سطوح غیر آبراهه ای می ریزند و نهایتاً با نفوذ یا تبخیر از هم پاشیده می شوند 2. فلودات های میانی که در سطوح غیرآبراهه ای حاکمیت داشته و نهایتاً در آبراهه های دوباره شکل گرفته کوچک متمرکز می شوند آبراهه های دوباره شکل گرفته معمولاً در نقاطی شکل می گیرند که سیلاب های غیرآبراهه ای محدود به رسوبات بادی یا رخنمونی های سنگی می باشند یا نقاطی که شاخه های فرعی کوچک جریان های داخلی اضافه پدید می آورند که خود آنها به رود بزرگتری می پیوندند یا باعث کاهش اندازه پایین رودها می شوند قبل از اینکه در سایر فلودات ها ناپدید شوند (Tooth 2002 , Tooth 1999).
تشکیل یک فلودات نتیجه منطقی فرایندهای فراگیر آبراهه در جدایش شکست یا پایان آبراهه هایی که می توانند در پلایاها یا در زمین های دائماً مرطوب یا سطوح مخروط افکنه های آبرفتی ناپدید شوند.
بهرحال فلودات اشکال آبرفتی غالبی هستند که معمولاً خشک هستند بجز بعد از سیلاب یا باران های محلی سنگین آنها از پلایای شور یا زمین های اشباع از رطوبت و غنی از مواد آلی متمایز می باشند علاوه بر این شیب های نسبتاً کم (0.002>( و رسوبات دانه ریز معمولی محدوده های فلودات از طریق مخروط افکنه های آبرفتی قابل شناسایی می باشند محدوده های فلودات دارای شباهت های بسیاری از نظر ژئومرفولوژیکی و رسوب شناسی با مخروط افکنه های انتهایی هستند اصطلاحی که برای حد انتهایی برخی از سیستم های رودخانه ای در نواحی داخلی و نیمه خشک به کار می رود که دارای آبراهه هایی با شاخه های فرعی فراوان حجم پایین رودها را کاهش می دهد که جزء رسوبات مخروطی شکل غیرآبراهه ای قرار می گیرند (Mukerji 1970 kelly and olsun 1993) پایین رود فلودات های میانی، آبراهه هایی هستند که می توانند مجدداً شکل بگیرند بنابراین اینکه فلودات ها لزوماً پایین کار نیستند چرا که فلودات ها غالباً از سمت کناره با رسوبات بادی یا رخنمون های سنگی تحدید می شود نه رسوبات آبرفتی لزوماً بر اساس شکل مخروط افکنه می باشند (Tooth 1999) کاربرد «مخروط افکنه انتهایی» برای بسیاری از فلودات ها یا محدوده های فلودات نامناسب است. در مناطق فلودات ناپدید شدن جریان آبراهه ای به این معناست که دشت های سیلابی در ردیف پایین رود فلودات ها می باشند اگر چه نبود آبراهه ها این مشکل را پدید می آورد که فلودات ها را داخل در دشتهای سیلابی معمولی یا در دسته بندی دشت های سیلابی قرار دهیم با این وجود آنها می توانند فلودات را بخشی از زنجیره انواع دشتهای سیلابی در نظر بگیرند.
References
Fryirs, K. and Brierley, G.J. (1998) The character and age structure of valley fills in upper Wolumla Creek catchment, South Coast, New South Wales, Australia, Earth Surface Processes and Landforms 23, 271–287.
Kelly, S.B. and Olsen, H. (1993) Terminal fans – a review with reference to Devonian examples, in C.R. Fielding (ed.) Current Research in Fluvial Sedimentology, Sedimentary Geology 85, 339–374.
Mukerji, A.B. (1976) Terminal fans of inland streams in Sutlej-Yamuna Plain, India, Zeitschrift fur Geomorphologie NF 20, 190–204.
Tooth, S. (1999a) Floodouts in central Australia, in A. Miller and A. Gupta (eds) Varieties of Fluvial Form, 219–247, Chichester: Wiley.
——(1999b) Downstream changes in floodplain character on the Northern Plains of arid central Australia, in N.D. Smith and J. Rogers (eds) Fluvial Sedimentology VI, International Association of Sedimentologists, Special Publication 28, 93–112, Oxford: Blackwell Scientific Publications.
Tooth, S., McCarthy, T.S., Hancox, P.J., Brandt, D., Buckley, K., Nortje, E. and McQuade, S. (2002) The geomorphology of the Nyl River and floodplain in the semi-arid Northern Province, South Africa, South African Geographical Journal 84(2), 226–237.
Further reading
Bourke, M.C. and Pickup, G. (1999) Fluvial form variability in arid central Australia, in A. Miller and A. Gupta (eds) Varieties of Fluvial Form, 249–271, Chichester: Wiley.
Gore, D.B., Brierley, G.J., Pickard, J. and Jansen, J.D. (2000) Anatomy of a floodout in semi-arid eastern Australia, Zeitschrift fur Geomorphologie
Supplementband 122, 113–139.
Mabbutt, J.A. (1977) Desert Landforms, Canberra: ANU Press.
SEE ALSO: alluvium; bankfull discharge; flood;
hydraulic geometry
STEPHEN TOOTH
|
|
|
|
|
|
| |
|
|
|
