|
|
| |
 |
از Guyot تا Gypsum Karst |
 |
|
| | تاریخ ارسال: 1396/8/13 | |
|
GUYOT - گایوت
اگرچه واژه "گایوت" گاهی برای هر ساختمان بزرگ زیرآبی در کف اقیانوس استفاده میشود، اما ساختمان هایی را شامل می شود که رأس مسطحی دارند و زمانی این ساختمان ها در سطح اقیانوس قرار داشته اند. این عامل در تشخیص و تمایز آنها از کوههای دریایی[1] که آتشفشانهای زیرآبی میباشند و هرگز در بالای سطح اقیانوس قرار نگرفته اند، استفاده میشود. سالها تصور میشد که رأس مسطح گایوتها، از نوع فرسایشی هستند، که نشانهای از کوتاه شدن نوسانی قلههای آنها طی فرورفتن آهسته یک جزیره میباشد. این موضوع برای اولین بار در رشته کوههای هاوایی به تفصیل مطالعه شد، و تصور شد که فرورفتن و کوتاه شدن قلّه، طبیعی و پیامد اجتناب ناپذیر برای یک جزیره در حال حرکت در امتداد زنجیره میباشد (Hess, 1946).
زمانیکه ایدههای حرکت سطح زمین در دهه 1960 مطرح شد، پی بردند که توزیع گایوتها اطراف پشتههای میاناقیانوسی (مراکز گسترش کف اقیانوس) مهم و معنیدار میباشد. به نظر میرسد که اغلب این گایوتها در پشتههای میاناقیانوسی و به دنبال یک دوره جزیره ولکانیکی زیرسطحی (یا آتول: جزیره مرجانی) تولید میشوند، و آنگاه زمانیکه به سمت دامنههای پرشیب پشته حرکت میکنند، به زیر آب فرورفته و گایوتها تشکیل میگردند.
گام مهم دیگر در درک اهمیت گایوتها، هنگامی مطرح شد که آنها در ارتباط و مخلوط با آتولها در گروههای مختلف جزایر اقیانوس آرام (پاسیفیک) مانند جزایر مارشال، استرالیا، تومویا، و چند جزیره در کریباتی[2] (و برخی در اقیانوسهای هند و اطلس) یافت شدند. این امر مشخص ساخت که این گایوتها زمانی آتول بودهاند. اینکه آنها زمان طولانیتری دوام نداشتهاند، به دلایل مختلف مرتبط میباشد که شامل مورفولوژی کف اقیانوس در این مناطق (مخصوصاً حضور خیزابهای درونصفحهای[3]) و فاکتورهای اقیانوس شناسی (اصولاً حرارت) میباشد که مانع رشد مرجانها بودهاند (Menard, 1984).
مورفولوژی و محل گایوتها(Guyot morphology and location)
وجود سطوح با برجستگی کم روی قلّه گایوتها، شاهدی واضح برای اغلب مؤلفان در رابطه با کوتاه شدگی نوسانی[4]، مخصوصاً فرسایش خط ساحلی (در نرخ عادی 1 کیلومتر در هر میلیون سال) منطبق بر فرونشست جزیره میباشد (e.g. Vogt and Smoot 1984). ریفهای مرجانی روی برخی از گایوتها، نشان میدهد که آنها، آتولها را از بین بردهاند (ادامه را ببینید). از طرفی فسفریتهای روی گایوتهای معینی از پاسیفیک (در اعماق 550 تا 1100 متر) که از فسفریتهای پرندگان دریایی مشتق شدهاند (Cullen and Burnett 1986) نشان دهنده این مطلب هستند که این جزایر، زمانی بالای سطح اقیانوس حضور داشتهاند.
به دنبال مشاهدات و بینشهای چارلس داروین[5] در سال 1982 پیشنهاد شد یک آستانه اقیانوسشناسی[6] در زنجیره هاوایی وجود دارد که علّت اینکه چرا آتولها در حدود 29 درجه شمالی، به گایوتها تبدیل شدهاند، توضیح میدهد. پیشنهاد شد که در "نقطه داروین[7]" تولید چشمگیر کربنات توسط مرجانها برای ریفهای آتول، به اندازه کافی طولانی نبوده است تا در طول دورههای بالاآمدن سطح دریا، مجدداً رشد کنند و بنابراین این آتول که زمانی حیات داشته است، غرق میشود (Grigg, 1982). اخیراً بحث شده است که فاکتورهای دیگری مثل تاریخچه آب و هوا و سطح دریا، عرض جغرافیای دیرینه، حرارت آب دریا و نور، تماماً در نقطه داروین، که در منطقه هاوایی بین 24 تا 30 درجه شمالی طی 34 میلیون سال گذشته جابهجا شده است، سهیم هستند (Flood, 2001).
اگرچه گایوتها معمولاً در لبههای انتهایی قدیمیتر زنجیره جزایر نقاط داغ، که نقطه داروین را قطع میکنند، واقع میشوند، اما گایوتهای دیگری نیز در مکانهای آگاهیدهنده قرار گرفتهاند. برای مثال، مورفولوژی گایوتهایی که به داخل گودال تونگا-کرمادک[8] (جنوب غب اقیانوس آرام) به پایین کشیده میشوند، بینشهایی را در رابطه با ماهیت فرآیندهای تکتونیک در سرتاسر مرزهای همگرای صفحه اقیانوسی ارائه میدهند (Coulbourn et al. 1989).
References
Coulbourn, W.T., Hill, P.J. and Bergerson, D.D. (1989) Machias Seamount, Western Samoa: sediment remobilisation, tectonic dismemberment and subduction of a guyot, Geo-Marine Letters 9, 119–125.
Cullen, D.J. and Burnett, W.C. (1986) Phosphorite associations on seamounts in the tropical southwest Pacific Ocean, Marine Geology 71, 215–236. Flood, P.G. (2001) The ‘Darwin Point’ of Pacific Ocean atolls and guyots: a reappraisal, Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 175, 147–152.
Grigg, R.W. (1982) Darwin Point: a threshold for atoll formation, Coral Reefs 1, 29–34.
Hess, H.H. (1946) Drowned ancient islands of the Pacific Basin, American Journal of Science 244,
772–791.
Menard, H.W. (1984) Origin of guyots: the Beagle to Seabeam, Journal of Geophysical Research 89(B13), 11,117–11,123.
Vogt, P.R. and Smoot, N.C. (1984) The Geisha Guyots: multibeam bathymetry and morphometric interpretation, Journal of Geophysical Research 89(B13), 11,085–11,107.
PATRICK D. NUNN (مترجم: عبداله یـزدی)
GYPCRETE - ژیپسریت
تجمع ژیپس (CaSO4.2H2O)، در یک پروفیل خاک یا رسوب منجر به تشکیل افقهای ژیپسی میشود که ژیپسیریت نامیده میشوند. ژیپسریت عضوی از خانواده رویه سخت خاک در زمینهای خشک میباشد که این رویه شامل کالکریت و سیلکریت نیز میباشد. ازآنجاکه ژیپسریت در مقایسه با سایر رویههای سخت خاک، محلولتر میباشد، بنابراین به ندرت مناظر تختکوه (مزا)[9] با سنگپوش ژیپسی تشکیل میشود. فرآیند تشکیل ژیپسریت و توزیع جهانی آن، متفاوت از سایر رویههای سخت خاک میباشد. بااینحال، کالکریت و ژیپسریت ممکن است در پروفیل یکسانی تشکیل شوند و بتوانند با نمکهایی مثل هالیت همراه باشند. از طرفی، ژیپسریت ممکن است میزبان یکی از فرمهای معمولاً مشخص ژیپس به نام رز بیابانی[10] باشد.
ژیپس، ماده سازنده در تشکیل ژیپسریت میباشد. این کانی در سراسر جهان میتواند یافت شود و تحت شرایط تبخیری امروزه در دریاچههای نمکی (پنها[11])، دشتهای نمکی ساحلی (سبخاها)، چشمهها، غارها، رسوبات دریایی غنی از ارگانیک و در خاکهای زمینهای خشک[12] تشکیل میشود. این کانی عمدتاً با توالیهای ماسیو سنگ بستر رسوبی، مخصوصاً نوع حوضههای تبخیری دریاچهای و دریایی همراه میباشد. تشکیل ژیپس، عموماً به تبخیر نیاز دارد و به علت حلالیت آن ترجیحاً در نواحی با بارندگی خیلی کم تشکیل میشود. از طرفی در صورتیکه افقهای ماسیو ژیپس به میزان زیادی تهنشست شوند، ممکن است کارست ژیپس[13] نیز تشکیل گردد. ژیپس سطحی در تمام نواحی خشک به اضافه بیابانهای قطبی تشکیل میشوند، امّا به نظر میرسد که ژیپسریت ماسیو به مناطق بیابانی نیمهحاره خشکتر آفریقای شمالی، خاورمیانه، جنوبغرب آفریقا، جنوبغرب آمریکا، جنوب آمریکا، آسیای مرکزی و غرب استرالیا محدود میشود.
منابع مهم و اولیه تشکیل ژیپس، پنها و سبخاها هستند، که ممکن است میزبان ژیپسریت نیز باشند. این محیطها اغلب، ویژگی سفرههای آب زیرزمینی کمعمق میباشند که در معرض نرخهای زیاد تبخیر قرار گرفته و منجر به تشکیل تبخیریها دقیقاً در بالای سفره آب و مجاور آن و یا در سطح میشوند. یک مهاجرت به سمت بالای آب و تشکیل ژیپس، تحتعنوان تشکیل روبهبالای ژیپسریت[14] توصیف میشود. هنگامیکه آب در اعماق کم زمین داخل یک زیرلایه ماسه در اطراف حاشیه یک پن یا سبخا تبخیر میشود، ژیپسریت رزبیابانی تشکیل میشود. اندازه این بلورها میتواند تا 30 سانتیمتر باشد و میتوانند به هم متصل شده و یک افق ماسیو منفرد تشکیل دهند.
پنها نیز ممکن است، بین نقطه ورود آب تازه و نقطه تشکیل حوضه شوراب در مرکز، در معرض گرادیانهای چشمگیر شوری سطحی قرار گیرند. این گرادیانها اغلب با زونهای تبخیری شاخصی همراه میباشند که در یک پن مدور به صورت نوارهای متحدالمرکز مرتب میشوند. تحت این شرایط، تشکیل سولفات اغلب به دنبال تشکیل کربناتها بوده و مقدم بر تهنشست کلریدها و سایر نمکها میباشد. ژیپس سطحی پن، ممکن است پوستههای سخت ژیپس تشکیل دهند، که میتوانند بصورت یک الگوی چندضلعی گسترده توسعه یابند.
از طرفی محیطهای پن و سبخا ممکن است بلورهای دانهریز سختنشده ژیپس و خاکهای پودری ژیپس نیز روی سطوحشان انباشته سازند. این ژیپسهای جدیداً تهنشستشده ممکن است همیشه یک پوسته سطحی سختشده تشکیل ندهند، بلکه ممکن است در معرض پراکندگی توسط باد قرار گیرند (فرآیندهای مرتبط با باد را ببینید). بادفرسایی ژیپس ممکن است منجربه دونهای هلالیشکل ژیپسدار، مخصوصاً در حواشی پن شده و باعث تجمع غبار غنی از ژیپس در محیطهای در جهت باد شوند. پراکندگی ژیپس توسط باد از پنها، رایج بوده و ممکن است نسبتاً سریع باشد، آنگونه که توسط دفن چشمگیر دستساختههای رومانی در تونس نشان داده شده است (Drake, 1997). از طرفی این فرآیند ممکن است ژیپسریتهای با مقیاس ناحیهای ایجاد کند، آنگونه که در منطقه بیابانی نامیب[15] آشکار شده است (Eckardt et al. 2001).
انباشتههای خاکزاد[16]، در خلال بارندگیهای منقطع تشکیل میشوند، که طی آن، بارندگی غبار سطح را حل کرده و ژیپس را در پروفیل خاکهای ثابت یا رسوبات تهنشست میسازد. رگولیت به طور اخص غبارهای به دامافتاده ژیپس را میپوشاند و بهتدریج ژیپس را، داخل خاک یا رسوبات زیرسطحی پایدارِ زیر سنگفرش، ضمیمه میسازد. پیشنهاد شده است که سطوح سنگفرش، طی فرآیند به دام افتادن غبار ژیپس، به سمت بالا جابهجا میشوند (McFadden et al. 1987). ورود خارجی و اولیه ژیپس از طریق باد به داخل یک خاک منجر به مهاجرت تقریباً به سمت پایین ژیپس به داخل پروفیل شده و تحتعنوان تشکیل روبهپایین ژیپسریت[17] توصیف میشود. این فرآیند عموماً در غیاب آب زیرزمینی رخ میدهد. ژیپسریت حاصل میتواند به صورت ماسیو باشد، و ممکن است سطح رگولیت یک سنگفرش تختهسنگی[18] را سخت کند. سطوح سنگفرش تختهسنگ که انباشتههای مهمی از ژیپسریت را میپوشانند، گاهیاوقات الگوهای سطحی چندضلعی بسط میدهند.
پوستههای مختلف اشاره شده در بالا، ممکن است بر حسب ضخامت، مقاومت، ترکیب و خلوص به میزان قابلتوجهی متفاوت باشند. ساختار ژیپسریت ممکن است رنجی از پودری، نودولار، تا افقهای ماسیو باشند که ضخامت آنها از چند سانتیمتر تا چند متر تغییر میکند. اندازه بلورهای ژیپس ممکن است از میکروکریستالین (پودری) تا ماسیو (رز بیابانی) متفاوت باشد و ممکن است شامل مورفولوژیهای آلاباستری و نیز کلاستهای عدسی شفاف باشند. یک پوسته منفرد ممکن است دستخوش مراحل متعددی از تشکیل طی بازسازی، حذف، تولید و ذخیره پوسته[19]، قرار گیرد که در یک زمان رخ میدهند. این وضعیت میتواند یک مورفولوژی فضایی پیچیده و متغیّر ایجاد کند. در نتیجه هیچ پروفیل عادی ژیپسریت وجود ندارد. امّا پوستههای ژیپس میتوانند تحتعنوان "انباشتههای موجود در 10 متری سطح خشکی با ضخامت 0.10 تا 5.0 متر شامل بیش از 15 درصد وزنی و حداقل 5 درصد وزنی ژیپس بیشتر از سنگ بستر زیرین" تعریف شوند (Watson, 1985).
تشکیل ژیپسریت نه تنها توسط آب و هوا تعیین میشود، بلکه توسط تأمین عناصری که ژیپس را تولید میکنند نیز تعیین میگردد. مخصوصاً اینکه سولفات به اندازه عناصر مورد نیاز برای تشکیل سیلکریت یا کالکریت رایج نیست. ایزوتوپهای گوگرد نشان دادهاند که تشکیل ژیپس به تأمین سولفات حل شده یا تجمعات از قبل موجود سولفات مثل ژیپس سنگ بستر، بستگی دارد. بنابراین تشکیل ژیپسریت، مستقیماً به چرخه ناحیهای گوگرد مرتبط است (Eckardt, 2001). سولفات محلول در آب سطحی یا زیرزمینی که منجر به تشکیل ژیپس میشود، ممکن است از انحلال سولفاتها یا سولفیدهای موجود در سنگ بستر، سهم اتمسفری دریا طی پراکندگی آب دریا، دیمتیل سولفید دریایی (CH3SCH3) شناخته شده تحتعنوان DMS (Eckardt and Spiro, 1999)، هیدروژن سولفید گازی (H2S) یا انحلال سولفات بادی از منابع غبار ژیپس خاکی، مشتق گردد.
ما هنوز اطلاعات کمی در رابطه با نرخهای دقیق تشکیل ژیپسریت و پاسخ ژیپسریت به تغییرات آب و هوایی داریم (عکس 59). برای بررسی میکروپتروگرافی ژیپسریت تلاشهایی انجام شده است تا از این مشاهدات به شرایط محیط قدیمه پی برده شود (Watson, 1988). تعیین سن ژیپس و ژیپسریت با استفاده از سنسنجی مجموعههای اورانیمدار و تکنیکهای لومینسانس دمایی امکانپذیر است.
عکس 59: نمونهای از زربیابانی که عمدتاً فرم تشخیصی ژیپس میباشد. با تبخیر آبزیرزمینی کمعمق داخل یک زیرلایه ماسهای در اطراف حاشیه یک پن یا سبخا تشکیل میشود.
از طرفی ما قادریم ژیپسریت را با استفاده از اطلاعات سنجش از راه دور مپ کنیم. با توجه به پاسخ متمایز طیفی ژیپس در منطقه میانی مادون قرمز طیف (08/2 تا 35/2 میکرون) میتوان آن را از بسیاری از سایر مشخصههای زمینهای خشک جدا نمود (White and Drake, 1993).
برخی از تجمعات ژیپسریت پودری ممکن است به قدری به خلوص برسند که برای معدنکاری مطلوب باشند، در حالیکه در سایر نهشتهها، مخصوصاً آنهایی که توسط آب زیرزمینی در نامیبیا و استرالیا تغذیه میشوند، مشخص شده است که با تمرکز بالای اورانیم همراه میباشند (Carlisle,1978). در برخی از مناطق، ژیپسریت خالص به صورت یک ماده سنگفرش (آسفالت) جاده استفاده میشود.
تشکیل ژیپسریت میباید به لحاظ فرآیندهای ناحیهای زمینهای خشک که شامل ترکیبی از فرآیندهای روخانهای و بادی است، مور بررسی قرار گیرد. درکی از شیمی و هیدرولوژی پن و سبخا، بسیار مهم میباشد، چرا که منابع بادی مهمی از پراکندگی ژیپس در آنها وجود دارد.
References
Carlisle, D. (1978) The distribution of calcretes and gypsum in SW USA and their uranium favorability based on a study of deposits in Western Australia and South West Africa, US Dept of Energy Subcontract, Open File Report, 76–022–E.
Drake, N.A. (1997) Recent aeolian origin of surficial gypsum crusts in southern Tunisia: geomorphological, archaeological and remote sensing evidence, Earth Surface Processes and Landforms 22, 641–656.
Eckardt, F.D. (2001) Sulphur isotopic applications, example: origin of sulphates, Progress in Physical Geography, 24(4), 512–519.
Eckardt, F.D. and Spiro, B. (1999) The origin of sulphur in gypsum and dissolved sulphate in the Central Namib Desert, Namibia, Sedimentary Geology 123 (3–4), 255–273.
Eckardt, F.D., Drake, N.A, Goudie, A.S. White, K. and Viles, H. (2001) The role of playas in the formation of pedogenic gypsum crusts of the Central Namib Desert, Earth Surface Processes and Landforms 26, 1,177–1,193.
McFadden, L.D., Wells, S.G. and Jercinovich, M.J. (1987) Influences of eolian and pedogenic processes on the origin and evolution of desert pavements, Geology 5(15), 504–508.
Watson, A. (1985) Structure, chemistry and origins of gypsum crusts in southern Tunisia and the central Namib Desert, Sedimentology 32, 855–875.
——(1988) Desert gypsum crusts as palaeoenvironmental indicators: a micropetrographic study of crusts from southern Tunisia and the central Namib Desert, Journal of Arid Environments 15(1), 19–42.
White, K.H and Drake, N.A. (1993) Mapping the distribution and abundance of gypsum in southcentral Tunisia from Landsat Thematic Mapper data, Zeitschrift fur Geomorphologie 30(3), 309–325.
Further reading
Cooke, R.U., Warren, A. and Goudie, A.S. (1993) Desert Geomorphology, London: UCL Press.
Watson, A. and Nash, D. (1997) Desert crusts and varnishes, in D.S.G. Thomas (ed.) Arid Zone Geomorphology, 69–107, Chichester: Wiley. SEE ALSO: duricrust; gypsum karst; pan; sabkha
FRANK ECKARDT (مترجم: عبداله یـزدی)
GYPSUM KARST - کارست ژیپس
کارست مرتبط با سنگهای ژیپس و انیدریت، عموماً تحتعنوان کارست ژیپس اشاره میگردد و توسط ژئومورفولوژیستها در مقایسه با کارستهای نرمال (آهک) کمتر مورد ارزیابی قرار گرفتهاند. با اینحال، کارست ژیپس به طورگسترده در سرتاسر جهان پراکنده است و رخنمون ژیپس-انیدریت به بیش از 7 میلیون کیلومتر مربع میرسد که بزرگترین مناطق در نیمکره شمالی، مخصوصاً در ایالات متحده، روسیه و حوضه مدیترانه میباشد.
به علت حلالیّت بالای سولفات کلسیم، سیکل حیات کارست ژیپس معمولاً خیلی کوتاهتر از کارست کربنات میباشد. مقادیر متوسط تجربی برای تخریب ژیپس در منطقه مدیترنه، 91/0 در هر 1000 میلیمتر باران میباشد (Cucchi et al. 1998) و بنابراین اگر این سنگ در معرض فاکتورهای هواشناسی قرار گیرد، هیچ رخنمونی از این سنگ، ممکن است بیش از چند هزار سال باقی نماند. تکامل واقعی تا حد زیادی، به تاریخچه زمینشناسی منطقه خاص بستگی دارد به گونهای که کارست ژیپس داخل میسینین[20] و حتّی قدیمیتر ممکن است تا زمان حال حفظ شده باشند.
اشکال رخنمون کارست (Exposed karst forms)
لندفرمهای کارست ژیپس با اندازه متوسط تا بزرگ (دولینها، درههای بسته، فرورفتگیهای پولجیمانند[21]. مترجم: پولجی در واژگان زمینشناسی: فرورفتگیهای بزرگ با کف مسطح میباشند که محور طویل آنها به موازات روند ساختار اصلی میباشد و بیشتر در کارستهای کربناته مشاهده میشوند) در ژنز و مورفولوژی بسیار مشابه با آنهایی هستند که در سنگهای کربناته یافت میشود، در حالیکه، اشکال مزو، میکرو و نانو ممکن است گاهی مختص به یک محیط ژیپسی باشد. تفاوت در اشکال مزو، میکرو و نانو، معمولاً نتیجه مستقیم این واقعیت است که اندازه کریستالها در رخنمونهای متفاوت ژیپس ممکن است از بیش از یک متر تا کسری از یک میلیمتر تغییر کند، درحالیکه، در سنگهای کربناته اندازه بلور معمولاً حدود یک میلیمتر است.
عجیبترین شکل مزو (مزوفرم) کارست ژیپسی، "تامولوس[22]" (پر تپه و ماهور) میباشد، درحالیکه "پوستههای هوازده[23]" در زمره میکروفرمها میباشند. تمام این فرمها در تشکیلات ژیپسی، با مشخصه اندازه بلور یک تا 10 سانتیمتر توسعه مییابند و این شرایط برای ژیپس میسینین در منطقه مدیترانه عادی میباشد. تکامل آنها محصول افزایش حجم قشر سطحی ژیپس ناشی از قطع تجمع بافت سنگ میباشد که این وضعیت، پیامد رفتار انیزوتورپ بلورهای ژیپس در پاسخ به تغییرات حرارت میباشد (Calaforra, 1998).
نهایتاً در حالیکه در سنگهای کربناته، برخی از میکرو و نانوفرمها نتیجه فعالیت بیولوژیک (زیستی) هستند، ولی رخنمون بلورهای خیلی بزرگ ژیپس (با طول تا یک متر و بیشتر) به همراه حلالیّت بالای آنها، به تکامل نانوفرمها اجازه میدهند که این مورفولوژیها به سادگی توسط ساختار شبکه بلوری کنترل میگردند (Forti, 1996).
اشکال کارست عمیق (Deep karst forms)
در کارست ژیپسی، تنها مکانیزم فعال غارزایی، مکانیزم ساده انحلال است. بنابراین در اینجا، اشکال عمیق به اندازه کارست کربناته متغیّر نیست، در کارست کربناته، مکانیزمهای زیاد و متنوعی از غارزایی فعال هستند. علاوهبر این، بسیاری از اشکال انحلال فرسایشی (گودالها، درّهها، گنبدها، اسکالوپها[24]، اتاقکهای بزرگ ریزش کرده) کاملاً مشابه با آنهایی است که در انواع کربناته مشاهده میشود.
غارهای ژیپسی عموماً غارهای خیلی ساده خطی یا دندریتی هستند که به طور مستقیم نقاط فرورفته و بازخیز شده[25] را متصل میکنند. این غارها معمولاً تحتعنوان "غارهای سرتاسری یا مستقیم[26]" اشاره میگردند و شامل یک مجرای زهکش اصلی هستند که در امتداد سفره آب با تعدادی شاخه کوتاه و اغلب تقریباً عمود میباشند؛ غارهای سرتاسری اغلب در هر منطقه محصور شده و برهوت شده کارست ژیپسی متداول میباشد.
عمیقترین غارهای ژیپسی در حال حاضر به ندرت بیش از 200 متر عمق دارند، که نسبت به انواع کارست کربناته خیلی کمعمقتر میباشند: دلیل آن این است که همیشه در مناطق کوهستانی، که در آن عمق بالقوه خشک، بیشترین مقدار است، تشکیلات ژیپس قطعهقطعه هستند و مانند کربناتها برای توسعه توالیهای عمیق مناسب نیستند.
به همین دلیل، طول یک غار ژیپسی به ندرت به بیش از 2 تا 5 کیلومتر میرسد، ولوآنکه، در شرایط خاص هیدرولوژیک (تزریق پایه و / یا جانبی و ورودیهای پراکنده)، غارهای پیچی (چند طبقه) [27] دندریتی دو یا سه بعدی ممکن است به چند ده کیلومتر توسعه یابند. پدولیا[28] (اوکراین) "نوعی" منطقه است که در آن این غارها کشف و مطالعه شدهاند.
نهشتههای شیمیایی (Chemical deposits)
نهشتههای شیمیایی (Hill and Forti 1997)، اگر با انواع حاضر در غارهای کربناته مقایسه شوند، نسبتاً غیررایج هستند: این امر عمدتاً به واکنشپذیری شیمیایی کم ژیپس بستگی دارد. این نهشتهها معمولاً شامل کلسیت و ژیپس بوده و شیوع محلی یکی از آنها به آب و هوا بستگی دارد.
تهنشستهای کلسیت، هیچ مختصات مورفولوژیک خاصی نشان نمیدهد تا از نهشتههای مشابه در غارهای آهکی متمایز شوند. هر چند که در اکثر موارد، مکانیزم تهنشست آنها برخلاف مکانیزمهای غالب در یک محیط آهکی (فوقاشباع به علت از دست رفتن CO2)، محصول انحلال ناهمگون[29] ژیپس توسط آب با محتوای زیاد دیاکسیدکربن اولیه میباشد. از طرفی انحلال ناهمگون، وجود اشکال منحصر به فرد، مانند "تیغههای کلسیت" و "حبابهای نیمهکلسیتی"[30] را نیز توضیح میدهد.
تهنشستهای ژیپسی توزیع همهجانبهتری دارند. آنها در مقایسه با انواع کلسیت، تفاوتهای مورفولوژیک واضحی را نشان میدهند که به علت مکانیزم شاخص ژنز آنها میباشد که طی آن به علت تبخیر، فوقاشباع میباشند. این مکانیزم ژنتیک همچنین مسئول چند فرم منحصربهفرد مانند "توپهای ژیپسی"، "استالاگمیتهای توخالی ژیپسی" و "پودر ژیپس"[31] میباشد.
تأثیر آب و هوا بر نهشتههای شیمیایی (Climatic influence on the chemical deposits)
در غارهای ژیپسی، عوامل آب و هوایی، تأثیر شدیدی بر رسویات کلسیتی و یا ژیپسی دارند. طی شرایط متفاوت آب و هوایی، مکانیزمهای رسوبگذاری کاملاً متفاوتی (ناهمگونی در انحلال برای کلسیت و تبخیر برای ژیپس)، آنها را تحت تأثیر قرار میدهد: بنابراین آب و هوا می تواند به شدت بر روی نوع نهشته شیمیایی تأثیر گذاشته و موجب توسعه غارهای ژیپسی شود (خیلی بیشتر از انواع کارست کربناته). این ارتباط نزدیک آب و هوا با پایداری محیطهای ژیپسی امکان بالقوه ای است که در تعیین آب و هوای دیرینه اهمیت خیلی زیادی دارد (شکل 79). این ویژگی به عنوان شاخصی برای تغییرات امروزی آب و هوا نیز مورد استفاده قرار میگیرد.
References
Calaforra, Chordi, J.M. (1998) Karstologia de yesos, Universidad de Almeria, Spain.
Cucchi, F., Forti, P. and Finocchiaro, F. (1998) Gypsum degradation in Italy with respect to climatic, textural and erosional conditions, in J. James. And P. Forti (eds) Karst Geomorphology, 41–49, Geografia Fisica e Dinamica Quaternaria supplement III, v.4.
Forti, P. (1996) Erosion rate, crystal size and exokarst microforms, in J.J. Fornos. and A. Gines (eds) Karren Landforms, 261–276, Universitat de Illes Balears, Mallorca.
Hill, C. and Forti, P. (1997) Cave Minerals of the World, Huntsville, AL: National Speleological Society.
Further reading
Klimchouk, A., Lowe, D., Cooper, A. and Sauro, U. (eds) (1996) Gypsum karst of the world, International Journal of Speleology 23(3–4).
PAOLO FORTI (مترجم: عبداله یـزدی)
شکل 79: روندهای قابلانتظار آب و هوایی در تکامل تهنشستها در غارهای ژیپسی
[6]- Oceanographic Threshold
[8]- Tonga–Kermadec Trench
[14]- Per Ascensum Gypcrete Formation
[15]- Namib Desert Region
[16]- Pedogenic Accumulations
[17]- Per Descensum Mode Of Gypcrete Formation
[19]- Reworking, Removal, Production And Storage Of Crust
[21]- Dolines, Blind Valleys, Polje-Like Depressions
[27]- (Multistorey) Maze Caves
[29]- Incongruent Dissolution
[30]- ‘Calcite Blades’ And ‘Half Calcite Bubbles’
[31]- As ‘Gypsum Balls’, ‘Gypsum Hollow Stalagmites’ And ‘Gypsum Powder’
|
|
|
|
|
|
| |
|
|
|
